排土场土体裂缝特征对土壤物理性质的影响

2022-07-28李叶鑫王道涵

干旱地区农业研究 2022年4期

李叶鑫，吕刚，王道涵，王双，刘爽，朱肃

(1. 沈阳工业大学建筑与土木工程学院，辽宁沈阳 110870；2. 辽宁工程技术大学环境科学与工程学院，辽宁阜新 123000； 3. 铁岭县自然资源事务服务中心，辽宁铁岭 112600；4. 铁岭市自然资源事务服务中心，辽宁铁岭 112000)

煤炭是我国的主要能源，也是重要的工业原料，2018年全国煤炭消费总量27.4亿吨标准煤，占全国一次能源消费总量的59%，预测2025年中国能源消费总需求为55～56亿吨标准煤[1]。煤炭资源的开采不仅能够带来经济的快速发展，也会产生严重的生态环境问题，其中以露天开采最为严重。我国大型煤矿多位于干旱半干旱地区的内蒙古高原、黄土高原及沙漠化地带[2]，生态环境极其脆弱，其中大规模的露天开采活动会破坏当地的生态系统，形成不同的地貌单元，改变矿区及其周围的土壤理化性质和水文平衡[3]。排土场是在露天开采过程中形成的平台-边坡相间的阶梯宝塔状巨型人工松散堆积体，作为矿区的一种典型地貌单元，具有坡度陡、坡长长的松散坡面和岩土压实的平台，以及物质组成复杂、孔隙发达、沉陷不均匀等特性[4]，其生态环境恶劣，降雨量少且分布不均匀、蒸发量大，不利于植被的自然恢复。目前，土地复垦与人工植被构建是生态恢复的主要措施，也是最有效的恢复方法之一，它可通过整治改造使丧失的生产能力重新得到利用，有效地恢复受损的生态系统，从而提高生态系统的稳定性，防治水土流失,增强土壤水源涵养功能，被广泛应用于矿区生态修复[5]。然而，排土场土地复垦与植被恢复后仍然存在较多的生态环境问题。排土场塌陷(塌陷盆地、塌陷坑)、冒落、沉陷、土体裂缝等地质灾害的发生，不仅改变排土场下垫面地形地貌，还能诱发潜蚀、管涌、崩塌、滑坡等水土流失次生灾害[6]。因此，露天煤矿排土场的治理对于该区域的生态安全以及绿色矿山建设具有重要意义。

在干旱半干旱地区进行植被恢复和生态建设最主要的制约因素就是土壤水分[7]，土壤水分亏缺会严重影响区域植被恢复与重建[8-9]。因此，水分在排土场土壤的高效节约利用是干旱半干旱露天矿区生态重构的关键[10]。目前，已有一些学者开展了排土场土壤水分的相关研究。潘德成等[11]采用变异系数和有效水分参数相结合的方法研究了排土场土壤水分时空分布对植被恢复的影响。杨政等[12]研究了不同草地群落地上生物量及其对矿区新土体土壤水分、入渗性能的影响，并提出草灌混播人工草地可以有效地改善土壤水分状况。杨国敏等[13]利用稳定性同位素示踪技术分析排土场2种典型植物水分来源的差异及水分利用策略。张燕乐等[14]研究了不同林草地条件下土壤水分蒸散、剖面分布、时间变化等特征，揭示排土场土体重构对时间稳定性的影响。吕刚等[15]研究了排土场表层土壤饱和导水率的空间变异特征，得出排土场土壤饱和导水率的变异系数高达248%，造成这一现象的原因是坡面颗粒分布不均。土体裂缝是煤矿区最直观、分布最广、危害最大的一种衍生地质灾害，极大程度地影响着煤矿区地表径流、入渗、蒸发等水文循环过程和矿区生态安全[16-18]。张延旭等[19]研究了采煤塌陷地土体裂缝及其周边区域土壤含水率分布特征，得出土体裂缝会造成土壤水分的大量流失。王强民等[20]以西部风沙区浅埋煤矿为研究对象，划分采煤塌陷对包气带结构的影响，构建不同裂缝宽度二维土壤水分运移模型，提出地面塌陷影响下的土壤水分运移调控方法。毕银丽等[21]模拟研究了不同土壤盐浓度条件下裂缝区土壤水盐分布特征，建立采煤地裂缝土壤水盐运移模型。然而，已有研究成果多集中在有采煤塌陷而引起的土体裂缝及其对土壤水分、养分流失等方面的研究，建立了不同的水分运移模型，但却较少关注排土场土体裂缝特征及其对土壤物理性质的影响。在排土场自重及不均匀沉降作用下，土体裂缝在排土场平台前缘形成、发育，不仅加快土壤水分的入渗速率和蒸发强度[22]，增强土壤水分分布的不均匀性和变异程度[23]，也增加了排土场泻溜、崩塌、滑坡等水土流失灾害发生的可能性[6]。基于此，本文以北方草原区露天煤矿排土场为研究对象，对比分析土体裂缝区土壤质地、孔隙状况、水分空间分布和饱和导水率的特征和差异，阐明土体裂缝对土壤水分特征的影响，以期为露天煤矿排土场水土流失防治与矿区水资源高效利用提供科学依据。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究区位于内蒙古锡林郭勒盟锡林浩特市大唐国际胜利东二号露天煤矿南排土场，地处东经116°06′～116°14′，北纬44°02′～44°07′。该排土场位于矿区的东南部，总面积13.66 km2，属中温带干旱半干旱气候，年均气温1.7℃，年均降水量284.74 mm，主要集中在6—8月份，占全年降雨量的71%以上，暴雨多发生在此3个月内，7月中旬到8月中旬则更是暴雨频发时段，多年平均24 h最大降水量为46.8 mm。年平均蒸发量1 794.6 mm，年均风速3.4 m·s-1，冻结期为10月初至12月上旬，解冻期为3月末至4月中旬，≥10℃积温为1 750℃，多年平均无霜期90～115 d，最大冻土深度2.89 m，土壤为典型栗钙土。露天矿剥离采用单斗-卡车工艺，排土场采用履带推土机排土。排土场位于采区南侧，使用年限为20 a，排土场总排弃高度、台阶高度、平台宽度依次为100、25、20 m，排土场容量为592×106m3，最终松散系数为1.15。为尽快恢复排土场的植被，平台和边坡复垦采取覆土措施，平台覆土厚度约为1 m，边坡覆土厚度约为0.5 m，复垦植被有柠条(Caraganakorshinskii)、沙柳(Salixpsammophila)、沙棘(Hippophaerhamnoides)、沙打旺(Astragalusadsurgens)、草木樨(Melilotusofficinalis)等灌木或草本。

1.2 研究方法

于2017年8月全面调查排土场1 105平盘(复垦年限为5 a)土体裂缝分布特征，测定每条土体裂缝的长度、宽度和深度，根据数理统计原理和描述性统计结果(表1)从中选取3条典型土体裂缝(GFⅠ、GFⅡ、GFⅢ)作为研究对象，土体裂缝形态特征见表2。在每个土体裂缝区按照0～10、10～20、20～30、30～40、40～50、50～60 cm土层深度处分别采集土壤样品，以测定土壤机械组成(<2 mm)、孔隙状况、持水能力和导水能力，每个指标3个重复。测定方法：土壤机械组成采用吸管法测定，并按照国际制砂粒(2～0.02 mm)、粉粒(0.02～0.002 mm)、粘粒(<0.002 mm)含量划分土壤质地类型，土壤容重、孔隙度(总孔隙度、毛管孔隙度、非毛管孔隙度)、饱和含水量、田间持水量均采用环刀法测定，将野外采集的环刀土样浸泡12 h使其达到饱和以测定饱和持水量，再将其悬空48 h排出重力水后测定田间持水量，土壤含水率采用烘干法测定[24]；土壤凋萎系数是通过测定土壤最大吸湿量来间接计算的，土壤最大吸湿量采用饱和硫酸钾测定，凋萎系数为土壤最大吸水量的1.5倍[24]；土壤有效水是田间持水量和凋萎系数之差，反映土壤水分对于植物有效程度。土壤饱和导水率采用定水头法测定，按照公式(1)[25]计算，并按照公式(2)将其他温度下测定的饱和导水率换算成标准温度(10℃)下饱和导水率[25]：

表1 排土场土体裂缝统计特征Table 1 Statistical characteristic of ground fissures in the dump

表2 典型土体裂缝形态特征Table 2 Morphological characteristics of typical ground fissures

(1)

(2)

式中,Kt为t℃的饱和导水率(mm·min-1)；Rs为稳定入渗率(mm·min-1)；h为水头高(cm)，本次试验为5 cm；C1和C2为无量纲经验常数，分别为0.316π和0.184π；h1为环刀打入土壤深度(cm)，本次试验室内环刀法为5 cm；D1为环刀内径(cm)，本次试验室内环刀法为7 cm；α为常数，为0.2(cm-1)；Ks为10℃的饱和导水率(mm·min-1)。

2 结果与分析

2.1 土壤质地

土壤机械组成是指土壤中矿物颗粒的大小及其组成比例，其各粒径颗粒含量比例直接影响土壤结构、孔隙度和透气透水能力，良好的土壤颗粒组成有利于植物生长，为根系吸收水分和养分提供条件[26]。由图1可知，GFⅠ、GFⅡ、GFⅢ0～60 cm土层土壤机械组成表现为砂粒>粉粒>粘粒，随着土层深度的增加，土壤砂粒、粉粒、粘粒含量无明显变化规律，土壤砂粒含量为69.58%～78.62%，粉粒含量为10.25%～17.64%，粘粒含量为6.72%～14.85%，不同土体裂缝之间无显著差异(P>0.05)。土壤机械组成以砂粒含量为主，粉粒含量和粘粒含量低于20%；由国际制土壤颗粒组成划分依据可知，土壤质地为砂质土壤。砂质土壤质地疏松，通气透水能力强，蓄水能力差，同时土壤有机质分解速度快，不容易积累，进而导致其保肥性差。

图1 排土场土壤机械组成Fig.1 Soil mechanical composition in the dump

2.2 土壤孔隙状况

土壤容重是土壤物理性质的重要指标之一，反映了土壤的松紧程度，其数值直接影响着土壤通气性、透水性和持水性[27]。由表3可知，GFⅠ0～60 cm土层土壤容重为1.30～1.41 g·cm-3，GFⅡ为1.22～1.45 g·cm-3，GFⅢ为1.26～1.43 g·cm-3，随着土层深度的增加，土壤容重呈现先增大后减小的变化规律，其最大值出现在10～20 cm和20～30 cm土层，显著大于其他土层(P<0.05)。土壤总孔隙度由土壤毛管孔隙度和非毛管孔隙度组成。毛管孔隙度反映土壤的蓄水能力，由表3可知，GFⅠ0～60 cm土层土壤毛管孔隙度为29.28%～36.70%，GFⅡ为19.88%～39.30%，GFⅢ为27.91%～37.18%。随着土层深度的增加，毛管孔隙度呈现先减小后增大的变化规律，其最小值出现在10～20 cm或20～30 cm土层，显著小于其他土层(P<0.05)。说明该土层蓄水能力较差，不能为植物生长发育提供充分水分。非毛管孔隙度反映土壤的通气透水能力，为土壤水分的暂时贮存提供空间，起到削减洪峰、水源涵养的作用。GFⅠ0～60 cm土层土壤非毛管孔隙度为14.27%～18.11%，GFⅡ为14.20%～26.14%，GFⅢ为14.39%～19.03%。随着土层深度的增加，非毛管孔隙度先增大后减小，与毛管孔隙度的变化规律相反，其最大值出现在10～20 cm或20～30 cm土层，显著大于其他土层(P<0.05)。

表3 排土场土壤孔隙状况Table 3 Soil porosity characteristics in the dump

2.3 土壤水分空间分布

土壤水分是土壤的重要组成部分，为植物生长发育的基础条件，影响植物生长状态[28]。由表4可知，GFⅠ0～60 cm土层土壤含水率为4.14%～6.36%，GFⅡ为4.29%～7.16%，GFⅢ为4.89%～7.42%，3个样地土壤含水率偏低。随着土层深度的增加，土壤含水率呈现减小的变化规律，GFⅠ 0～10 cm和10～20 cm土层土壤含水率显著大于其他土层(P<0.05)，GFⅠ 30～40 cm、40～50 cm、50～60 cm 之间无显著差异(P>0.05)；GFⅡ 0～10 cm土层土壤含水率最高，为7.16%，显著大于其他土层(P<0.05)；GFⅢ 0～10 cm土层土壤含水率小于10～20 cm土层，20～30 cm土层土壤含水率显著小于其他土层(P<0.05)。

土壤饱和含水量是指土壤在完全饱和状态下土壤的最大水分含量[29]。GFⅠ0～60 cm饱和含水量为30.19%～37.71%，GFⅡ为23.16%～40.65%，GFⅢ为28.59%～37.92%，3个样地土壤饱和含水量随着土层深度的增加而呈现先减小后增大的变化规律，不同土层之间存在差异(P<0.05)；土壤饱和含水量在土体裂缝深度最大值处出现转变，其数值降低至最小值，GFⅠ和GFⅡ土壤饱和含水量最小值出现在10～20 cm土层，数值为30.19%和23.16%，GFⅢ则出现在20～30 cm土层，为28.59%，均显著小于其他土层(P<0.05)；土体裂缝区0～30 cm土层内土壤饱和含水量较高，而30 cm以下的土壤饱和含水量较小，这可能是受裂缝自身深度影响，土体裂缝的出现会破坏土壤结构，影响土壤持水能力，这与韩振英[30]研究结果相一致；当土层深度大于30 cm时，土壤饱和含水量增加，部分土层高于0～10 cm土层。

田间持水量是土壤所能稳定保持的最高土壤含水量，也是土壤中所能保持悬着水的最大量[29]。GFⅠ0～60 cm土壤田间持水量为28.08%～35.38%，GFⅡ为21.18%～38.42%，GFⅢ为27.18%～35.89%，不同土层之间存在差异(P<0.05)；随着土层深度的增加，田间持水量表现为先减小后增大的变化规律，变化规律与土壤饱和含水量一致。

凋萎系数是指植物发生永久性凋萎时的含水量，是植物可利用水的下限[31]。GFⅠ0～60 cm凋萎系数为3.64%～4.50%，GFⅡ为3.41%～4.83%，GFⅢ为3.79%～4.50%，不同土层之间存在差异(P<0.05)；随着土层深度的增加，凋萎系数呈现先增大后减小的变化规律，其变化规律与土壤饱和含水量和田间持水量相反；凋萎系数最小值均出现在30～40 cm土层，GFⅠ、GFⅡ、GFⅢ依次为3.64%、3.41%、3.79%。对比不同土体裂缝的土壤含水率和凋萎系数可知，各土层土壤含水率均大于凋萎系数，且土壤含水率是凋萎系数的1.04～1.87倍，说明土体裂缝区的土壤水分可以被植物吸收利用，但供给能力较弱。

土壤有效水受土壤、植物、气候等共同影响，是干旱半干旱区农业生态系统中作物产量的主要限制因子之一[31]。由表4可知，GFⅠ0～60 cm土壤有效水为23.58%～31.30%，GFⅡ为16.81%～33.59%，GFⅢ为22.68%～32.10%，分别占土壤田间持水量的83.97%～88.57%、79.37%～90.37%、83.44%～89.43%，所占比例较高。3个样地不同土层之间的土壤有效水有所差异，均表现为10～20 cm或20～30 cm土层最小，说明该土层土壤水分的利用效率较低。随土层深度的增加，土壤有效水表现为先减小后增大，其变化规律与土壤饱和含水量和田间持水量相一致。

表4 排土场土壤水分分布特征Table 4 Distribution characteristics of soil water in the dump

2.4 土壤饱和导水率

土壤饱和导水率是土壤在水分饱和状态下，单位时间内通过单位面积的水量，反映了土壤入渗性能和导水能力[32-33]，其大小直接影响地表径流量和土壤水分分布特征。由图2可知，GFⅠ0～10、10～20、20～30、30～40、40～50、50～60 cm土壤饱和导水率依次为1.10、0.94、0.87、0.90、0.73、0.42 mm·min-1，GFⅡ依次为1.18、1.05、0.73、0.40、0.27、0.18 mm·min-1，GFⅢ依次为1.19、1.06、1.25、0.84、0.40、0.22 mm·min-1，3个样地表层0～10 cm土壤饱和导水率显著大于其他土层(P<0.05)；50～60 cm土层土壤饱和导水率最小，显著小于其他土层(P<0.05)；随着土层深度的增加，3个样地土壤饱和导水率的平均值依次为1.16、1.02、0.95、0.71、0.47、0.27 mm·min-1，呈减小趋势。土壤饱和导水率与土层深度之间具有较好的幂函数关系，其拟合方程为Kt=3.997x-0.499(Kt为土壤饱和导水率，x为土层深度，R2=0.72，F=52.157，P=0.002)。

注：不同小写字母表示同一样地不同土层之间差异显著(P<0.05)。Note:Different lowercase letters indicate significant differences between different soil layers in the same plot (P<0.05).图2 排土场土壤饱和导水率随土层深度的变化Fig.2 Variation of soil saturated hydraulic conductivity with soil depth in the dump

选取土壤含水率(X1)、土壤容重(X2)、饱和含水量(X3)、田间持水量(X4)、凋萎系数(X5)、砂粒含量(X6)、粉粒含量(X7)、粘粒含量(X8)与土壤饱和导水率(Y)进行相关分析，具体结果见表5。由表5可知，土壤饱和导水率与土壤容重和饱和含水量呈极显著负相关(P<0.01)，与田间持水量呈显著负相关(P<0.05)，与其他指标相关性不显著(P>0.05)。

表5 土壤饱和导水率与土壤物理性质指标的相关性分析Table 5 Correlation analysis between soil saturated hydraulic conductivity and soil physical property indexes

3 讨论

排土场属于一种典型的矿山工程扰动土，其形成与复垦的过程是土壤重构的过程，进而影响土壤孔隙结构和土壤水分分布特征。相关研究表明，排土场平台稳定入渗率低于0.2 mm·min-1[4]，植物根系穿透阻力高达30～60 kg·cm-3[34]。Reisinger等[35]研究得出，土壤容重达到1.40 g·cm-3是根系生长的限制值。马迎宾等[36]研究结果表明裂缝的出现会在一定程度上打破坡面储蓄降水的格局，加剧坡面局部土壤水分散失。毕银丽等[21]对比分析了HYDRUS模拟数值与实测水盐运移特征。由本研究结果可知，排土场3个样地土壤容重为1.22～1.45 g·cm-3，GFⅠ的10～20 cm和20～30 cm土层、GFⅡ的10～20 cm土层、GFⅢ的10～20 cm和20～30 cm土层土壤容重大于1.40 g·cm-3，不同土体裂缝区出现不同深度的高容重土层，说明上述土层会限制排土场植物生长。同时，韩振英[30]研究表明，采煤塌陷区裂缝密度为1条·3m-1、3条·3m-1、5条·3m-1、7条·3m-1的土壤容重依次为1.37～1.57、1.50～1.59、1.48～1.60、1.48～1.56 g·cm-3，其数值略高于本研究结果，这是由于本文的研究对象为排土场，属于人工重构土壤，相比于塌陷地其结构松散，孔隙发达，进而导致排土场土壤容重偏小。

排土场3个样地0～10 cm土层土壤含水率表现为GFⅡ>GFⅢ>GFⅠ，其变化规律与3个样地裂缝宽度相反，这是由于裂缝宽度越小，外露土体与空气的接触面积越小，土壤蒸发速度慢，土壤含水率相对较高，韩振英[30]也认为裂缝越宽，对裂缝周围的土壤水分影响越大。对于10～20 cm或20～30 cm土层，其土壤有效水相对较低，造成这一现象的原因有两点：一是由于土壤含水率随土层深度的增加而减小；二是由于该土层土体裂缝发育明显，加速水分流失，限制植物对土壤水分的吸收利用。土体裂缝的形成与发育破坏土体连续性和完整性，改变排土场下垫面微地形和土壤结构，进而影响地表径流的运动路径，使水流由水平流动为主转向纵向运动，大量地表径流直接由裂缝向排土场内部运动，能够瞬间增大入渗量和入渗能力，改变渗流场的分布特征。然而，尽管土体裂缝区土壤饱和导水率表现为随土层深度的增大而减小，由此产生的入渗量仍小于直接通过土体裂缝这一导水通道的水分，Liu等[37]、张展羽等[38]也认为土体裂缝能够显著提高入渗，刘展等[39]研究得出裂缝产生的入渗量占总降雨量的42.3%～51.1%，这在一定程度上增加排土场边坡失稳的可能性[40]。

排土场土地复垦与生态修复是一个复杂的系统工程，尤其是植被恢复后土体裂缝的出现会改变现有状况，影响排土场水分入渗、地表径流及产流产沙等多个水土流失过程。然而，土体裂缝的形成与发育对排土场水分运移机制的影响仍不清楚，土体裂缝对排土场渗流场、应力场分布以及边坡失稳的作用机理尚不明晰。因此，在今后的研究中，应加强对不同土体裂缝形态参数条件下排土场土壤水分运移规律的探索，监测土体裂缝发育与土壤水分的关系，以期为露天煤矿排土场水分运移机制与水土流失防治提供科学依据。