凍融對排土場不同復墾模式下土體飽和導水率的影響

李 剛

(阜新蒙古族自治縣水利事務服務中心，遼寧 阜新，123000)

前言

春季解凍期土壤侵蝕類型主要包括水蝕、風蝕和凍融侵蝕。一般情況下，在中緯度冰雪覆蓋地區，大部分土壤侵蝕是由于春季融雪所導致[1-3]。露天礦排土場是人工開采所形成的巨型松散堆積體，主要由露天礦剝離出的表土、煤矸石和礦石等組成。在堆積過程中，排土場土壤顆粒結構遭到破壞，導致其蓄水容量減少，植被恢復難度加大，對生態學環境的影響較為嚴重[4]。目前，針對春季完全解凍和不完全解凍的土壤飽和導水率的定量研究較少，因而導致對該時期土壤侵蝕的準確預測和評價較為困難。土壤飽和導水率是土壤水分運移的最經典的表現形式，凍土的飽和導水率系數是反映凍融土壤物理性質的重要參數之一，可以表示飽和水流在土壤介質中的最大容量，土壤中作為重要水力參數的飽和導水率，影響著水分的入滲、產流模式，水分的運移速度也與此有關[5]。

排土場作為工礦區生態修復的重點，其研究主要包括不同植被恢復方式、不同土體構型飽和導水率、生態重建技術、復墾植被類型和物種選擇、土壤種子庫、土壤養分特征、土壤入滲特征、土壤抗沖性等方面，沒有考慮到春季解凍期排土場不同復墾模式下土體飽和導水率的研究。因此，在露天煤礦排土場開展研究十分有必要。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

研究區為遼寧省阜新市海州露天煤礦西排土場的露天礦坑的西南部，地理位置(121°40′12″E，41°57′36″N)，總面積約為13km2。該區屬北溫帶大陸性半干旱季風氣候，年均日照時數2865.5h，夏季炎熱多雨，年均氣溫7.3℃，≥10℃年積溫3476℃，年平均降水量511.4mm，且7-8月份降水量居多。無霜期154d，年蒸發量1790mm，年均風速3m/s，排土場區域呈階梯狀，陡坎坡平均坡度45°。自然資源部(原國土資源部)于2004年投資對遼寧省阜新市海州露天煤礦西排土場開展了土地復墾工作，復墾模式有喬木、灌木、草本和農田等多種類型，復墾厚度為30cm，復墾土地規模為998.17hm2，復墾樹種為榆樹、油松、刺槐、刺槐和榆樹混交、紫穗槐、火炬樹、檸條等，排土場內沒有灌溉系統，全部水分均來自天然降水。本研究于2020年4月在排土場復墾區選取榆樹林地、火炬林地、農耕地、荒草地4個樣地，采用設置標準地的方法研究各個樣地的土壤理化性質。

1.2 樣地布設與樣品采集

分別在標準地內選取3個采樣點，每個采樣點開挖80cm土壤剖面，按照20cm為一個土層采集0～60cm土層內的土壤樣品，每層取3個環刀樣，并在每個土層用塑料袋采集2kg混合散樣用于測定土壤容重、含水量、孔隙度、田間持水量、有機質等理化性質。容重的測定采用環刀法；飽和導水量的測定采用環刀法；初始含水率采用烘干法；總孔隙度采用環刀法；毛管孔隙度采用環刀法。

1.3 飽和導水率的測定

(1)凍融實驗配土：將原狀土帶回室內盛于有2mm～3mm水層的磁盤中，讓土壤吸水，吸水時間為8h～12h，然后取出環刀，除去多余的自由水。將環刀放置在-15℃的冰柜中冷凍12h，凍融循環次數分別為1次、2次、3次。

(2)凍融條件下飽和導水率的測定：特制環刀入滲儀高為100mm，直徑70mm，采用優質鋼板材料制成，如圖1所示。實驗開始后，每分鐘測1次入滲的水量，直到每分鐘入滲的水量相同，即已經達到穩滲階段時停止，在每個時間段內密切關注水分消耗情況，用注射器隨時向入滲儀注水，以始終維持水面高穩定。

圖1 特制環刀入滲儀

1.4 飽和導水率計算公式

飽和導水率計算采用公式(1)，因土樣是分批次采集的，每次測定飽和導水率的水溫不一致，為了便于比較統一標準，根據公式(2)統一換算為10℃時的飽和導水率[6]。

Kt=10×Qn×LtnS×(h+L)

(1)

K10=Kt0.7+0.03t

(2)

式中：Kt——t℃時的飽和導水率，mm/min；K10——10℃時的飽和導水率，mm/min；Qn——n次滲出的水量，ml(cm3)；tn——每次滲透所間隔的時間，min；S——環刀的橫截面積，cm2；h——水層厚度，cm；L——土層厚度，cm；t——測定時水的溫度，℃。

2 結果與分析

土壤飽和導水率是重要的土壤水力參數之一，是土壤水分運動模擬中必須考慮的因素。在干旱和半干旱地區，露天礦排土場中的土壤水分來源均為自然降水。土壤水分含量直接關系到排土場的植被恢復效果，是影響排土場植被恢復和生態重建的主要制約因素。工程和技術措施(例如開墾土地)通常用于土壤重建，以提高植被成活率和植被覆蓋率。但是，由于回填土與排土場的原始土壤、煤石、巖石和其他物質之間存在巨大差異，導致排土場的土壤水文過程與原始地形有很大不同。土壤飽和導水率是反映土壤滲透性能的重要指標，是土壤質地、堆積密度和孔隙分布特征的函數。相同質地土壤的滲透能力越強，土壤的水轉移能力就越大[7]。

2.1 凍融前土壤飽和導水率

對凍融前排土場四種植被恢復模式不同土層的土壤飽和導水率進行描述性統計分析，得到了均值、最大值、最小值、標準差、變異系數、偏度、峰度以及數據分布類型，結果如表1所示。凍融前土壤飽和導水率在0.20mm/min～1.72mm/min之間變化，變異系數為0.07～0.16，具有偏中等變異性，凍融前土壤飽和導水率總體呈現正態分布，中度離散。

表1 凍融前土壤飽和導水率描述統計特征值

2.2 凍融后土壤飽和導水率

對凍融后排土場四種植被恢復模式不同土層的土壤飽和導水率進行描述性統計分析，得到了均值、最大值、最小值、標準差、變異系數、偏度、峰度以及數據分布類型，結果如表2所示。凍融后土壤飽和導水率在0.18mm/min～0.90mm/min之間變化，變異系數為0.05～0.11，具有弱變異性，凍融后土壤飽和導水率總體呈現正態分布，中度離散。

表2 凍融后土壤飽和導水率描述統計特征值

2.3 凍融前后土壤飽和導水率特征

圖2(a)為凍融循環前各植被恢復模式不同土層深度的飽和導水率分布情況。由圖可知，榆樹林地、農用地和荒草地0～20cm土層飽和導水率均顯著高于其他土層(P<0.05)；火炬林地0～20cm土層飽和導水率與40cm～60cm土層無顯著差異(P>0.05)，但均顯著高于20cm～40cm土層(P<0.05)；農用地和荒草地20cm～40cm和40cm～60cm土層飽和導水率均無顯著差異(P<0.05)；榆樹林地20cm～40cm土層飽和導水率顯著高于40cm～60cm(P<0.05)；火炬樹40cm～60cm土層飽和導水率顯著高于20cm～40cm土層(P<0.05)。四種植被恢復模式0～20cm土層飽和導水率大小關系為：榆樹林地>火炬林地>農用地>荒草地，其原因在于植被覆蓋對飽和導水率具有提升作用，且具有較高覆蓋度的木本植物更具優勢。農用地和荒草地20cm～40cm、40cm～60cm土層飽和導水率差異不大，說明植物根系在土壤中的穿插作用改變了土壤的孔隙結構，進一步說明植被恢復措施對土壤飽和含水率的提升作用。

(a) (b)

圖2(b)顯示了經過3次凍融循環后不同土地復墾和不同土層深度下飽和導水率的分布情況。將結果與凍融循環之前的飽和導水率進行比較(圖2(a))，凍融循環之后的飽和導水率呈下降趨勢。圖2(b)顯示了凍融循環后每個樣地中不同土壤層的土壤飽和導水率的變化，結果表明，除農用地20cm～40cm、40cm～60cm土層外，其他樣地飽和導水率值在凍融循環后有不同程度地減小。由表3可知，四種土地復墾類型0～20cm土層飽和導水率受凍融影響最大，凍融前后飽和導水率值的差異均達到顯著水平(P<0.05)。其中，荒草地飽和導水率降低幅度最大，為41.18%；榆樹林地、火炬林地、農用地飽和導水率分別顯著下降了39.07%、28.69%和25.49%。火炬林地20cm～40cm和荒草地20cm～40cm土層飽和導水率經凍融循環后也顯著下降，分別下降27.92%和13.63%；凍融循環對其他2種土地復墾類型較深層次飽和導水率值無顯著影響，表明凍融對飽和導水率的影響程度依賴于植物恢復類型和土層深度。

表3 凍融循環后飽和導水率的變化率

在凍融循環過程之后，土壤的飽和水力傳導率通常趨于降低，從而降低了土壤的孔隙度，這可能與凍融循環有關。土壤的飽和導水率主要與土壤中的非毛管孔隙度有關。土壤水凍結體積的膨脹會導致土壤顆粒移動并擴大土壤孔隙，但是凍結過程中較大土壤顆粒中水的凍結和膨脹會破壞顆粒之間的連接，并降低水的穩定性，它將土壤中的大聚集體分解成較小的聚集體。小顆粒隨著土壤水的流動而移動，填充了原來和新形成的較大的孔隙，這導致了土壤非毛細孔隙度的堵塞，從而導致了土壤飽和導水率的下降。凍融過程對土壤飽和導水率的影響程度因土層深度和土地復墾類型不同而異，這可能與不同土地復墾類型以及不同土層深度下土壤物理性質(如孔隙狀況、松散程度等)、土壤化學性質(如有機碳含量等)以及根系不同有關。本研究中，四種土地復墾的凍結和融化循環后，會顯著改變土壤飽和導水率的土壤層是0～20cm土層。研究表明，凍結和解凍循環后，土壤的孔隙度會降低，尤其是對于松散的土壤，凍結和解凍會顯著降低孔隙度。本研究中，四種復墾類型的0～20cm土層的容重明顯低于20cm～40cm和40cm～60cm土層的容重，并且0～20cm的表層土壤有更多的根系。除了土壤動物和微生物的頻繁活動外，表層土壤的孔隙變得越來越復雜并且土壤變得疏松，因此表層土壤的孔隙受到凍融循環過程的極大影響。與表層土壤相比，四種土地復墾凍融循環對20cm～40cm和40cm～60cm土壤飽和導水率的影響較小，這主要是因為深層土壤相對致密，相對表層土壤孔隙受根部等的影響較小，并且孔隙分布相對均勻。解凍過程對土壤中孔隙分布的影響很小(表3)。綜上所述，凍融循環過程對表層土壤的飽和導水率有較大影響。

2.4 凍融前后土壤物理性質與飽和導水率的相關性

表4為凍融循環前研究區土壤物理性質相關性，由表4可知，凍融前土壤飽和導水率與土壤毛管孔隙度呈極顯著負相關(P<0.01)，與非毛管孔隙度呈顯著負相關(P<0.05)。研究區凍融循環后土壤物理性質相關性如表5所示，凍融后土壤飽和導水率與土壤含水率呈極顯著正相關(P<0.01)，與土壤毛管孔隙度呈極顯著負相關(P<0.01)。

表4 凍融前土壤物理性質相關性

表5 凍融后土壤物理性質相關性

3 結論

(1)不同植被恢復模式及不同土層深度土壤飽和導水率具有顯著差異，表層土壤飽和導水率較高。榆樹林地土壤飽和導水率顯著高于火炬林地和農用地，荒草地最低。

(2)凍融前后研究區土壤物理指標變化趨勢不盡相同。土壤含水率、毛管孔隙度、非毛管孔隙度、飽和導水率均有不同程度的降低，土壤容重經凍融循環后呈下降趨勢。

(3)凍融循環前后，研究區物理指標相關性存在一定程度的變化。凍融前土壤飽和導水率與毛管孔隙度、非毛管孔隙度顯著相關，凍融后土壤飽和導水率與土壤含水率、非毛管孔隙度顯著相關。