冻融对排土场不同复垦模式下土体饱和导水率的影响

李 刚

(阜新蒙古族自治县水利事务服务中心，辽宁 阜新，123000)

前言

春季解冻期土壤侵蚀类型主要包括水蚀、风蚀和冻融侵蚀。一般情况下，在中纬度冰雪覆盖地区，大部分土壤侵蚀是由于春季融雪所导致[1-3]。露天矿排土场是人工开采所形成的巨型松散堆积体，主要由露天矿剥离出的表土、煤矸石和矿石等组成。在堆积过程中，排土场土壤颗粒结构遭到破坏，导致其蓄水容量减少，植被恢复难度加大，对生态学环境的影响较为严重[4]。目前，针对春季完全解冻和不完全解冻的土壤饱和导水率的定量研究较少，因而导致对该时期土壤侵蚀的准确预测和评价较为困难。土壤饱和导水率是土壤水分运移的最经典的表现形式，冻土的饱和导水率系数是反映冻融土壤物理性质的重要参数之一，可以表示饱和水流在土壤介质中的最大容量，土壤中作为重要水力参数的饱和导水率，影响着水分的入渗、产流模式，水分的运移速度也与此有关[5]。

排土场作为工矿区生态修复的重点，其研究主要包括不同植被恢复方式、不同土体构型饱和导水率、生态重建技术、复垦植被类型和物种选择、土壤种子库、土壤养分特征、土壤入渗特征、土壤抗冲性等方面，没有考虑到春季解冻期排土场不同复垦模式下土体饱和导水率的研究。因此，在露天煤矿排土场开展研究十分有必要。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究区为辽宁省阜新市海州露天煤矿西排土场的露天矿坑的西南部，地理位置(121°40′12″E，41°57′36″N)，总面积约为13km2。该区属北温带大陆性半干旱季风气候，年均日照时数2865.5h，夏季炎热多雨，年均气温7.3℃，≥10℃年积温3476℃，年平均降水量511.4mm，且7-8月份降水量居多。无霜期154d，年蒸发量1790mm，年均风速3m/s，排土场区域呈阶梯状，陡坎坡平均坡度45°。自然资源部(原国土资源部)于2004年投资对辽宁省阜新市海州露天煤矿西排土场开展了土地复垦工作，复垦模式有乔木、灌木、草本和农田等多种类型，复垦厚度为30cm，复垦土地规模为998.17hm2，复垦树种为榆树、油松、刺槐、刺槐和榆树混交、紫穗槐、火炬树、柠条等，排土场内没有灌溉系统，全部水分均来自天然降水。本研究于2020年4月在排土场复垦区选取榆树林地、火炬林地、农耕地、荒草地4个样地，采用设置标准地的方法研究各个样地的土壤理化性质。

1.2 样地布设与样品采集

分别在标准地内选取3个采样点，每个采样点开挖80cm土壤剖面，按照20cm为一个土层采集0～60cm土层内的土壤样品，每层取3个环刀样，并在每个土层用塑料袋采集2kg混合散样用于测定土壤容重、含水量、孔隙度、田间持水量、有机质等理化性质。容重的测定采用环刀法；饱和导水量的测定采用环刀法；初始含水率采用烘干法；总孔隙度采用环刀法；毛管孔隙度采用环刀法。

1.3 饱和导水率的测定

(1)冻融实验配土：将原状土带回室内盛于有2mm～3mm水层的磁盘中，让土壤吸水，吸水时间为8h～12h，然后取出环刀，除去多余的自由水。将环刀放置在-15℃的冰柜中冷冻12h，冻融循环次数分别为1次、2次、3次。

(2)冻融条件下饱和导水率的测定：特制环刀入渗仪高为100mm，直径70mm，采用优质钢板材料制成，如图1所示。实验开始后，每分钟测1次入渗的水量，直到每分钟入渗的水量相同，即已经达到稳渗阶段时停止，在每个时间段内密切关注水分消耗情况，用注射器随时向入渗仪注水，以始终维持水面高稳定。

图1 特制环刀入渗仪

1.4 饱和导水率计算公式

饱和导水率计算采用公式(1)，因土样是分批次采集的，每次测定饱和导水率的水温不一致，为了便于比较统一标准，根据公式(2)统一换算为10℃时的饱和导水率[6]。

Kt=10×Qn×LtnS×(h+L)

(1)

K10=Kt0.7+0.03t

(2)

式中：Kt——t℃时的饱和导水率，mm/min；K10——10℃时的饱和导水率，mm/min；Qn——n次渗出的水量，ml(cm3)；tn——每次渗透所间隔的时间，min；S——环刀的横截面积，cm2；h——水层厚度，cm；L——土层厚度，cm；t——测定时水的温度，℃。

2 结果与分析

土壤饱和导水率是重要的土壤水力参数之一，是土壤水分运动模拟中必须考虑的因素。在干旱和半干旱地区，露天矿排土场中的土壤水分来源均为自然降水。土壤水分含量直接关系到排土场的植被恢复效果，是影响排土场植被恢复和生态重建的主要制约因素。工程和技术措施(例如开垦土地)通常用于土壤重建，以提高植被成活率和植被覆盖率。但是，由于回填土与排土场的原始土壤、煤石、岩石和其他物质之间存在巨大差异，导致排土场的土壤水文过程与原始地形有很大不同。土壤饱和导水率是反映土壤渗透性能的重要指标，是土壤质地、堆积密度和孔隙分布特征的函数。相同质地土壤的渗透能力越强，土壤的水转移能力就越大[7]。

2.1 冻融前土壤饱和导水率

对冻融前排土场四种植被恢复模式不同土层的土壤饱和导水率进行描述性统计分析，得到了均值、最大值、最小值、标准差、变异系数、偏度、峰度以及数据分布类型，结果如表1所示。冻融前土壤饱和导水率在0.20mm/min～1.72mm/min之间变化，变异系数为0.07～0.16，具有偏中等变异性，冻融前土壤饱和导水率总体呈现正态分布，中度离散。

表1 冻融前土壤饱和导水率描述统计特征值

2.2 冻融后土壤饱和导水率

对冻融后排土场四种植被恢复模式不同土层的土壤饱和导水率进行描述性统计分析，得到了均值、最大值、最小值、标准差、变异系数、偏度、峰度以及数据分布类型，结果如表2所示。冻融后土壤饱和导水率在0.18mm/min～0.90mm/min之间变化，变异系数为0.05～0.11，具有弱变异性，冻融后土壤饱和导水率总体呈现正态分布，中度离散。

表2 冻融后土壤饱和导水率描述统计特征值

2.3 冻融前后土壤饱和导水率特征

图2(a)为冻融循环前各植被恢复模式不同土层深度的饱和导水率分布情况。由图可知，榆树林地、农用地和荒草地0～20cm土层饱和导水率均显著高于其他土层(P<0.05)；火炬林地0～20cm土层饱和导水率与40cm～60cm土层无显著差异(P>0.05)，但均显著高于20cm～40cm土层(P<0.05)；农用地和荒草地20cm～40cm和40cm～60cm土层饱和导水率均无显著差异(P<0.05)；榆树林地20cm～40cm土层饱和导水率显著高于40cm～60cm(P<0.05)；火炬树40cm～60cm土层饱和导水率显著高于20cm～40cm土层(P<0.05)。四种植被恢复模式0～20cm土层饱和导水率大小关系为：榆树林地>火炬林地>农用地>荒草地，其原因在于植被覆盖对饱和导水率具有提升作用，且具有较高覆盖度的木本植物更具优势。农用地和荒草地20cm～40cm、40cm～60cm土层饱和导水率差异不大，说明植物根系在土壤中的穿插作用改变了土壤的孔隙结构，进一步说明植被恢复措施对土壤饱和含水率的提升作用。

(a) (b)

图2(b)显示了经过3次冻融循环后不同土地复垦和不同土层深度下饱和导水率的分布情况。将结果与冻融循环之前的饱和导水率进行比较(图2(a))，冻融循环之后的饱和导水率呈下降趋势。图2(b)显示了冻融循环后每个样地中不同土壤层的土壤饱和导水率的变化，结果表明，除农用地20cm～40cm、40cm～60cm土层外，其他样地饱和导水率值在冻融循环后有不同程度地减小。由表3可知，四种土地复垦类型0～20cm土层饱和导水率受冻融影响最大，冻融前后饱和导水率值的差异均达到显著水平(P<0.05)。其中，荒草地饱和导水率降低幅度最大，为41.18%；榆树林地、火炬林地、农用地饱和导水率分别显著下降了39.07%、28.69%和25.49%。火炬林地20cm～40cm和荒草地20cm～40cm土层饱和导水率经冻融循环后也显著下降，分别下降27.92%和13.63%；冻融循环对其他2种土地复垦类型较深层次饱和导水率值无显著影响，表明冻融对饱和导水率的影响程度依赖于植物恢复类型和土层深度。

表3 冻融循环后饱和导水率的变化率

在冻融循环过程之后，土壤的饱和水力传导率通常趋于降低，从而降低了土壤的孔隙度，这可能与冻融循环有关。土壤的饱和导水率主要与土壤中的非毛管孔隙度有关。土壤水冻结体积的膨胀会导致土壤颗粒移动并扩大土壤孔隙，但是冻结过程中较大土壤颗粒中水的冻结和膨胀会破坏颗粒之间的连接，并降低水的稳定性，它将土壤中的大聚集体分解成较小的聚集体。小颗粒随着土壤水的流动而移动，填充了原来和新形成的较大的孔隙，这导致了土壤非毛细孔隙度的堵塞，从而导致了土壤饱和导水率的下降。冻融过程对土壤饱和导水率的影响程度因土层深度和土地复垦类型不同而异，这可能与不同土地复垦类型以及不同土层深度下土壤物理性质(如孔隙状况、松散程度等)、土壤化学性质(如有机碳含量等)以及根系不同有关。本研究中，四种土地复垦的冻结和融化循环后，会显著改变土壤饱和导水率的土壤层是0～20cm土层。研究表明，冻结和解冻循环后，土壤的孔隙度会降低，尤其是对于松散的土壤，冻结和解冻会显著降低孔隙度。本研究中，四种复垦类型的0～20cm土层的容重明显低于20cm～40cm和40cm～60cm土层的容重，并且0～20cm的表层土壤有更多的根系。除了土壤动物和微生物的频繁活动外，表层土壤的孔隙变得越来越复杂并且土壤变得疏松，因此表层土壤的孔隙受到冻融循环过程的极大影响。与表层土壤相比，四种土地复垦冻融循环对20cm～40cm和40cm～60cm土壤饱和导水率的影响较小，这主要是因为深层土壤相对致密，相对表层土壤孔隙受根部等的影响较小，并且孔隙分布相对均匀。解冻过程对土壤中孔隙分布的影响很小(表3)。综上所述，冻融循环过程对表层土壤的饱和导水率有较大影响。

2.4 冻融前后土壤物理性质与饱和导水率的相关性

表4为冻融循环前研究区土壤物理性质相关性，由表4可知，冻融前土壤饱和导水率与土壤毛管孔隙度呈极显著负相关(P<0.01)，与非毛管孔隙度呈显著负相关(P<0.05)。研究区冻融循环后土壤物理性质相关性如表5所示，冻融后土壤饱和导水率与土壤含水率呈极显著正相关(P<0.01)，与土壤毛管孔隙度呈极显著负相关(P<0.01)。

表4 冻融前土壤物理性质相关性

表5 冻融后土壤物理性质相关性

3 结论

(1)不同植被恢复模式及不同土层深度土壤饱和导水率具有显著差异，表层土壤饱和导水率较高。榆树林地土壤饱和导水率显著高于火炬林地和农用地，荒草地最低。

(2)冻融前后研究区土壤物理指标变化趋势不尽相同。土壤含水率、毛管孔隙度、非毛管孔隙度、饱和导水率均有不同程度的降低，土壤容重经冻融循环后呈下降趋势。

(3)冻融循环前后，研究区物理指标相关性存在一定程度的变化。冻融前土壤饱和导水率与毛管孔隙度、非毛管孔隙度显著相关，冻融后土壤饱和导水率与土壤含水率、非毛管孔隙度显著相关。