冻融土壤的物理性质 冻融土壤的基本组成
冻融土壤是一种多相体系，各相所占的比例，往往决定了土壤的各项物理特性。为了便于研究，通常将土壤中的三相物质组成绘成土壤三相组成草图（图1-1）。图1-1中符号V和m分别表示体积（cm3）和质量（g），下角标分别表示相应的各相。
图1-1 土壤的三相组成草图
对该多相体系，通常采用质量比例和容积比例的方法来研究其基本的物理特性，即用以下几个基本物理特性指标评价土壤的物理性质和状态。
（一）土壤的相对密度和容重
1.土壤的相对密度（d）
土壤的相对密度即土粒的相对密度，指土粒的密度与一个大气压下4℃时水的密度之比，因为4℃水的密度为1 g/cm3，故土壤的相对密度在数值上就是土壤固体物质单位体积的质量，与土粒容重相等，但二者的量纲不同。土壤的相对密度反映了土壤矿物成分和有机质含量，土壤中常见的矿物相对密度平均值为2.6～2.7，对于有机质含量不太多的土壤，常以2.65作为相对密度值，用d表示，即：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
式中，d为无因次量。
2.土壤的容重（γ）
土壤的容重即单位体积自然状态（包括孔隙）的土壤质量。土壤容重的大小与土壤矿物成分、土壤质地、含水率、有机质含量及土壤的密实程度密切相关。容重的单位为g/cm3，常以γ表示。
土壤的容重通常分以下四种：
（1）湿容重（γ）。土壤自然状态下（含水）的容重，即包括固、液、气三相组成的容重：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
（2）干容重（γ干）。自然状态下干燥土壤的容重：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
（3）饱和容重（γs）。孔隙中全部充满水时的容重。即：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
（4）浮容重（γf）。当土体淹没在自由水面下时的容重。此时，土粒受到水的浮力作用，浮力的大小等于土体所排开同体积的水重。即：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
按上述各容重的定义，同一种土壤各容重在数值上有如下关系：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
（二）土壤的孔隙性
土壤颗粒之间存在着大小不等的孔隙，其中孔径小于0.002 mm的极细小孔隙被水膜（薄膜水）所充满，称为无效孔隙；孔径在0.002～0.04 mm之间的孔隙，有明显的毛管作用，可吸持并传导水分，称为毛管孔隙；孔径大于0.04 mm的孔隙，为空气所占据，通气透水，称为有效孔隙。土壤的孔隙性用孔隙度和孔隙比来表示。
1.孔隙度（P）
土壤的孔隙度亦称孔隙率，为一定体积土壤中，孔隙体积占土壤总体积的百分数，用P表示。
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
土壤孔隙度与土壤质地有关，同时受土壤结构、有机质含量、耕作措施等因素的影响。
2.孔隙比（e）
孔隙比是指一定体积土壤中，孔隙体积与固相体积之比，用e表示。
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
孔隙率与孔隙比的关系为：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
孔隙率和孔隙比均表示土壤孔隙所占体积的相对比例，反映土壤的密实程度。冻融土壤的孔隙随水的相态变化而变化。
（三）土壤含水率（θ）
土壤含水率表示土壤液相的相对含量，反映了土壤湿度状况，包括土壤的自然含水率和各种水分常数。不同的含水率还可进一步反映水分在土壤中的受力和运动情况。
含水率指标在实际应用中又分为质量含水率和体积含水率。
1.质量含水率（θm）
质量含水率为土壤中的液相与固相的质量比例百分数。
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
质量含水率常在测定指标时使用。
2.体积含水率（θ）
体积含水率是土壤液相体积占土壤总体积的百分比。
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
体积含水率也称为容积含水率，它便于直接进行水量平衡或能量平衡以及水分和溶质运移等的计算，所以除特别说明外，通常所说的含水率均指体积含水率，用符号θ表示。
质量含水率θm和体积含水率θ的关系为：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
（四）冻土含冰率（θi）
土壤冻结后，土壤中部分水转化成胶结冰和冰包裹体，冻土含冰率为胶结冰含量与冰包裹体含量的总和，它又分为质量含冰率和体积含冰率。
1.质量含冰率（θim）
质量含冰率为冰重与土骨架的质量之比。
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
2.体积含冰率（θiV）
体积含冰率为冰的体积与冻土体积之比。
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
在冻融土壤水分运动的研究中，常将冻土的含冰率和液相含水率统称为土壤含水率。
冻融土壤的基本组成~
土壤是由多相物质组成的复杂、多孔、疏松而分散的体系，其组成包括固相、液相和气相。对于未冻土，固相为土壤颗粒，约占土壤体积的50%，颗粒之间的间隙称为土壤孔隙，由液相和气相填充，通常液相为土壤溶液，占15%～35%，气相即为土壤空气，占35%～15%。对于冻土，其固相除了土壤颗粒外，还有由土壤溶液冻结形成的新的固相物质——冰。组成土壤的三相物质互相联系、互相制约。
（一）土壤固相
土壤固相亦称土壤基质，由矿物质和有机质构成，其成分对土壤的各种物理力学性质有重要的决定性的影响。
1.矿物质
土壤矿物质包括原生矿物、次生矿物及其他一些无机物，占固相部分重量的95%左右。
（1）原生矿物。原生矿物为土壤中的原始矿物，在岩石风化和成土过程中，没有改变原来的成分、结构和性质，只是遭到机械破碎，如石块、砾、砂粒、粉粒。
（2）次生矿物。当原生矿物受到风化作用，改变了原来的成分、形态和性质，重新结合生成了新的矿物，其颗粒很细，粒径从几微米到百分之几微米。由于其晶胞的外层常为O或OH，通常带负电，其性质活泼，对土壤的物理和化学性质影响较大，其中小于0.1 μm的颗粒构成无机胶体，对土壤的理化性质影响更大。
次生矿物又可划分为硅酸盐次生矿物、三氧化物次生矿物和非晶质矿物等，硅酸盐次生矿物又可分为高岭土类、蒙脱石类和水云母类。各类矿物具有不同的化学成分和晶体结构，从而导致不同的理化性质。
2.有机质
土壤中的有机质由各种动植物残体、腐殖质及土壤微生物组成，其中最活跃的是土壤微生物，对土壤有机质的转化以及养分的释放和保蓄起着决定作用。土壤有机质的成分主要是碳氢氧化合物和含氮的化合物。
3.冰
冰是构成冻土的必需组分，是一种物理化学性质极为特殊的物质。所有水的固态变体无论其处于晶体状态或无定形（非晶体）状态，均称之为冰。其非常独特的性质在很大程度上制约着冻土的力学性质。在天然条件下，由于温度、压力经常发生变化，而当自然条件稍有变化时，冰的组构和粘滞性等可能有显著的变化，这种变化既决定了冰性质的不稳定性，也决定了冻土性质的不稳定性。此外，冰的表面分子键合作用明显地超过自由水的分子键合作用，从而决定着冰表面对自由水的吸附作用。冻土的含冰率与土壤含水率有关，也与地温有关。
（二）土壤液相
土壤液相即土壤溶液，由水和各种可溶及不可溶的物质组成，统称为土壤水。土壤水分来源于大气降水、灌溉水及地下水补给。这些水进入土壤后，土壤中的一些可溶性物质便溶解在水中，成为土壤溶液。此外，还有各种不溶性无机、有机化合物及胶体物质分散于土壤溶液中，土壤溶液和土壤空气共同存在于土壤孔隙中。土壤水是土壤三相组成中最活跃的物质，它直接参与土壤的形成、变化及作物的吸水吸肥等过程，它在土壤中的保持和运移状况对土壤各项物理性质有重要的影响。
（三）土壤气相
土壤气相即土壤空气，是土壤的重要组成物质之一，是影响土壤水保持和运动的一个重要因素，土壤空气主要来源于与大气交换，其次是少量土壤中生物化学过程产生的气体。
土壤空气的成分主要为氧气、二氧化碳和氮气及其他气体，其含量与大气不完全相同（见表1-1）。
表1-1 土壤空气与大气成分的比较（φB/%）
由表1-1可以看出，土壤空气中的CO2含量较高，而氧气含量相对较少，这是由于土壤微生物在分解有机质时，释放出大量CO2，同时，植物根系呼吸时也产生大量的CO2；O2的含量因生物消耗而相应地减少。CO2的增高有利于土壤中矿物质的碳酸化、风化作用的进行，因为CO2溶于水生成弱酸，能增加土壤水溶解矿物质的能力，有利于提供作物养分和提高土壤肥力，而O2的减少则不利于植物根系的呼吸和好氧微生物的活动。
此外，土壤空气的相对湿度及时空变化也不同于大气，大气的相对湿度一般只有50%～90%，而土壤空气则几乎经常是水汽饱和状态，大气的成分和数量都相对稳定，而土壤空气的组成和含量则随土壤、季节、深度、作物、耕作和生物活性等条件而变化，并具有下列特点：
（1）CO2和O2的含量互为消长，两者的总和为19%～22%。
（2）冬季表层土壤中CO2含量最少，春季回暖时开始增加，夏季含量最高。
（3）降雨或灌水后，O2的含量在短时间内有所增加，CO2的含量相对减少。
（4）CO2的含量随土层加深而增加，O2随土层加深而减少。
由非饱和多孔介质的达西定律可知，描述土壤一维垂直入渗的数学物理方程为：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
式中，q 为土壤水分通量；K 为非饱和土壤导水率；为土壤水势梯度；Ψ为土壤水势。
从图4-2（b）非冻结土壤与冻结土壤入渗速度对比曲线可以看出，冻结土壤的入渗速度明显小于非冻结土壤同时刻的入渗速度，
即
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
那么冻结土壤条件下，方程（4.1）的右端项也必然满足上式：
即
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
要使（4.4）式成立，左端项中两因子或者其中任一因子必然小于右端项，或两者同时减小。以下首先对冻结土壤和非冻结土壤的土壤水势梯度进行分析比较。
假设有图4-16所示的、土壤条件和含水率分布完全相同的田间土柱单元体，其中土柱A经历冻结作用，土柱B未冻结。假定两者同时经历积水入渗，在某时刻t，其湿润锋面到达z深度（事实上，冻结土柱湿润锋推进深度比未冻土柱要小），现分别计算土柱A和土柱B地表至湿润锋面间的平均土壤水势梯度。
对于地表断面（z=0），无论冻结土柱还是非冻结土柱，土壤都处于饱和状态，当不考虑温度势和溶质势梯度时，其各分势及总土水势为：
基质势：Ψm=0
重力势：Ψg=0
压力势：Ψp=2 cm
图4-16 冻土、非冻土总水势示例
总土水势：Ψ冻=Ψ未冻=Ψm+Ψg+Ψp=2 cm
对于湿润锋断面（z=-z），其各分势及总势为：
土柱A：Ψm=f冻＜0，Ψg=-z，Ψp=0，Ψ冻z=f冻-z
土柱B：Ψm=f未冻＜0，Ψg=-z，Ψp=0，Ψ未冻z=f未冻-z
两土柱的土壤水势梯度分别为：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
由于冻结土壤中部分液态水转变为固态水，液态含水率小于未冻土，所以土柱在z处的基质势必定小于土柱B，即：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
所以
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
即
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
土柱A的平均水势梯度绝对值大于土柱B。
由此可见，要使（4.4）式成立，只有K冻＜K未冻，即冻结土壤减渗的根本原因只能是非饱和土壤导水率的减小。那么，是什么原因引起冻土非饱和导水率的减小呢?
严格地讲，非饱和土壤导水率是土壤液态含水率、土壤介质性质和水本身的物理化学性质的函数。在非冻结入渗条件下，通常认为土壤介质性质和水的理化性质不随温度变化，土壤导水率为液态含水率和土壤质地的函数。当土壤质地相同时，土壤导水率仅为液态含水率的函数，含水率越高，导水率越大；当土壤达到饱和时，导水率达到其最大值。冻结条件下，首先土壤中部分液态水相变成固态冰，冻土中的未冻水含量小于初始土壤含水率，因而使土壤的导水率减小。冻土中的未冻水含量与土壤负温具有单一的确定性关系，即随着温度的降低，未冻水含量按幂函数规律减小。因而，地温越低，土壤中的未冻水含量越小，导水率越低。非饱和土壤导水率随负温的降低也呈幂函数规律减小。其次，液态水在相变成冰的过程中，伴随着体积的增大（增大9%），新生的冰晶占据土壤的部分孔隙空间，使入渗水流的过水断面面积减小，也引起土壤的导水率减小。当土壤初始含水率较高时，孔隙水原位冻结，冰晶可将原本分离的土壤颗粒紧密地胶结在一起，形成几乎不透水的冻层。液态水的相变及其体积膨胀，导致土壤孔径减小，甚至完全堵塞，增加了土壤对入渗水流的阻滞作用。特别是初始含水率高于田间持水量的土壤，在经历了较长时间的冻结作用之后，水分向冻结锋面源源不断地迁移可在土壤层中生成垂直于热流方向的冰晶透镜体，形成致密块状冻层，使入渗水流的过水断面面积骤然减小，导致土壤导水率显著降低。据徐学祖的室内实验研究，当土壤中的液态含水率从0.376下降到0.147时，总土水势由-4.02 kPa下降到-32.07 kPa（降低了8倍），而非饱和导水率则减小了4个数量级。再次，入渗水流的粘滞性也是影响非饱和冻土导水率降低的一个因素。当温度降低时，水的粘滞性增强，表面张力增大，导水率减小。据Klock的研究，当温度由25℃降低到0℃时，土壤的导水率减小50%。Horiguchi和Miller的研究结果表明，冻土中的未冻水含量减少、冰的形成生长以及入渗水流的粘滞性增强这三种作用的叠加一般可使冻土的导水率降低到10-8～10-14m/s。
通过以上分析可以看出，土壤导水率的减小对冻结土壤入渗能力的影响远远大于土壤水势梯度的影响。土壤中部分液态水相变成冰是导致其导水率减小的根本原因所在。土壤温度越低，液态水相变比例越大，导水率越小。
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