基于CT 掃描的重構土壤孔隙結構及其對水鹽運移影響

李華焜，鄭劉根,2,*，陳永春，李 兵，陶鵬飛，李 浩

(1.安徽大學 安徽省礦山生態修復工程實驗室，安徽 合肥 230601；2.合肥綜合性國家科學技術中心能源研究院，安徽 合肥 230601；3.深部煤炭安全開采與環境保護全國重點實驗室，安徽 淮南 232001)

煤矸石是煤炭開采和加工過程中產生的固體廢棄物，占原煤總產量的15%～20%[1-2]，是礦區環境污染的主要原因之一。大量煤矸石的堆積不僅占用土地資源，而且帶來空氣污染、水資源污染和地質災害等生態環境問題[3-4]。煤矸石作為土地復墾的充填材料，不僅具有孔隙結構優良、減少土壤黏結等優點，還可以減少其對環境的危害[5]。

土壤鹽分是土壤評價的一項重要指標，是影響植物生長的重要因素[6]。土壤鹽分含量高低直接影響植物水分和養分的吸收程度，鹽分含量過高可引起植物生理性缺水，影響植物正常的營養吸收，導致植物發育不良進而導致減產或死亡[7]。土壤孔隙是土壤中水分與空氣存在的場所，是植物根系與微生物的生活空間，土壤孔隙會影響土壤水、肥、氣等性質，對生態環境、地下水系統及大氣循環有著重要影響[8-9]。不同尺度的土壤孔隙會對土壤水分的運移產生不同的影響[10]。在水分運移過程中，土壤中的孔隙內部由于毛管力和重力的作用下會形成水分張力梯度，從而引起水分在孔隙中的移動[11]。王金滿等[12]研究發現，采礦和排土等活動會降低土壤孔隙數量和孔隙率，尤其是大孔隙數量和大孔隙；土地復墾對增加土壤孔隙數量和孔隙率有一定作用，但過程比較緩慢。蔡太義等[13]研究發現，復墾年限對沉陷區土壤結構修復具有較大影響，土壤結構達到穩定狀態需經過10 a 左右的時間。相較于土壤而言，煤矸石的質地更為粗糙，孔隙率較高，孔徑較大，水分在其中的運移速度相對較快[14]。煤矸石復墾土壤的層間孔隙差異明顯大于一般層狀土壤，會影響表層土壤水肥氣運動過程[15]。

土壤孔隙結構常采用實測的水分特征曲線、壓汞曲線、標記穿透曲線等方法來間接獲取[16]。隨著土壤微形態學研究的發展，土壤切片法得到了更多的應用，但土壤切片法過程比較繁瑣，并且在制備切片的過程中可能會破壞土壤孔隙結構[17]。相較于傳統方法而言，CT 掃描技術可以在不破壞土壤原有孔隙結構的情況下獲得其微觀孔隙結構的三維圖像[18]。目前CT 掃描技術已在分析土壤大孔隙數量、大小、形狀和連通性等方面得到了廣泛應用[19]。

目前重構土壤水鹽運移的研究主要集中在土壤分層厚度[20]和分層數量[21]對土壤質量和生態恢復的影響，關于層間孔隙差異對層狀重構土壤水鹽運移的影響及影響機理的研究還比較少。因此，筆者采用CT 掃描技術分析復墾土壤層間界面的孔隙差異，通過室內模擬土柱實驗，研究層間孔隙對重構土壤水鹽運移的影響，以期為沉陷區土地復墾和生態修復提供理論依據和技術支撐。

1 材料與方法

1.1 試驗材料

在安徽淮南潘一礦矸石復墾區，選取合適的采樣點，使用吸能錘，將土壤重金屬分析采樣器打進樣品層中，分別采集原狀土、覆土、泥矸混合和矸石層的土柱樣品。將采集來的樣品放于PVC 管(?50 mm×H120 mm，H為高度)中密封，并利用保鮮膜包裹冷藏，以供CT 掃描實驗。

煤矸石樣品采自安徽淮南潘一礦區煤矸石山。在矸石山采樣時，從矸石山表層的不同高度處分別采集相同質量的風化樣品，將其混合均勻。在實驗室測定煤矸石樣品的機械組成，先將粒徑大于50 mm 的煤矸石挑選出來，再分別用孔徑為10、5 和2 mm 的土壤篩對煤矸石進行篩分測定質量，將篩分后的樣品混合均勻后測定其飽和含水率[22]，結果見表1。

表1 煤矸石樣品的機械組成及飽和含水率Table 1 Mechanical composition and saturated water content of the coal gangue sample

實驗填充土柱土壤采自安徽淮南市煤炭開采國家工程技術研究院附近。采樣時，先去除表層5 cm 土壤，用環刀取樣帶回實驗室測定容重及土壤飽和含水率，用鋁盒取樣帶回實驗室進行含水率測定，然后再采集5～20 cm 深度土樣帶回實驗室填充土柱。土壤樣品的含水率和容重用烘干法測定。將采集的土壤樣品放置在通風且干燥的地方進行自然風干，取出其中的石塊和植物大根系，風干后的樣品研磨后過2 mm 的土壤篩用以充填土柱。取過篩后的土壤，用激光粒度分析儀測定土壤顆粒組成[23-24]。實驗土壤的主要物理特性見表2。

表2 土壤樣品主要物理特性Table 2 Primary physical properties of soil samples for soil column filling

1.2 試驗裝置

重構土壤水熱鹽耦合模擬裝置如圖1 所示，裝置主要由土壤剖面柱、傳感器、變送器、交換機和服務器組成。土壤剖面柱為裝置的主體部分，采用有機玻璃制成，土柱筒高120 cm、直徑26 cm，筒壁厚度為1 cm，筒底設有多孔板，為防止試驗過程中土粒流失，多孔板上墊有過濾膜。土柱筒最底部設有閥門，用于排水。在土柱筒不同深度的側壁預留5 個小孔，分別安裝水熱鹽三合一傳感器(土壤深度分別為5、15、30、50、70 cm)。試驗裝置采用圓盤花灑來模擬人工降雨，通過流量來控制水流大小。

圖1 土壤柱設計Fig.1 Soil column design

1.3 實驗方法

1.3.1 土壤CT 掃描實驗

樣品掃描采用工業CT phoenix v|tome|x m 設備。設置掃描電流230 μA、電壓190 kV、分辨率30 μm。掃描前，在射線源與樣品中間加入2 mm 鋁制過濾片以防止掃描結果出現偽像。掃描時將樣品垂直放置于CT 掃描儀中間的轉臺上，用計算機調整掃描樣品區域，通過豎向掃描樣品獲得一系列連續切片圖像。

將切片圖像導入計算機中，經過濾波降噪處理。利用Avizo 軟件將切片圖像重構為三維模型[25-26]。利用軟件切割工具切割，保留樣品中心?25 mm×H50 mm 的土柱圖像，以去除邊緣效應帶來的誤差。根據孔隙與基質之間的灰度差異，利用閾值分割的方法將孔隙提取出來；再利用Label Analysis 模塊對孔隙孔徑、表面積、體積和孔隙率等數據進行計算與提取。

1.3.2 土柱模擬實驗

確定裝置密封性后，將隨機采集的煤矸石樣品篩分后混合均勻地填充在土柱底部并壓實。再根據測得的土壤實際密度將土壤樣品填充進土柱筒內，分層壓實，其中矸石層為40 cm，土壤層為60 cm。傳感器通過孔位安裝在土柱內，在填充樣品時，當樣品略高于孔位下端時插入傳感器，確保傳感器下端與樣品貼合，再將樣品覆蓋住傳感器后壓實，以使傳感器與樣品緊密貼合。傳感器及數據采集器與計算機系統連接，實時記錄剖面含水率、含鹽量及電導率的變化情況。實驗開始后，通過圓盤花灑在土柱上方灌溉20 cm 的水，通過傳感器監測土壤剖面水分和鹽分的動態變化。

2 結果與分析

2.1 土壤孔隙結構特征

4 種土壤樣品的內部孔隙可視化結構模型如圖2所示(圖中顏色用于區分不同孔隙)。不同樣品的孔隙數量由大到小為泥矸混合＞覆土＞原狀土＞矸石。從圖中可以看出，4 份樣品的孔隙結構存在明顯差異。其中覆土樣品局部受到人為擾動，排除擾動裂隙后發現其孔隙密度較高，孔隙連通性較好。矸石樣品孔隙數量較少，大孔隙較多，且大多數孔隙呈現為局部密集分布。泥矸混合樣品的孔隙總數最多，孔隙較小，下部有少量大孔隙分布。泥矸混合樣品的連通性較差，缺乏連通通道，不利于水分運移，這是層狀土壤出現層間障礙帶的主要原因之一。原狀土與泥矸混合樣品類似，孔隙結構以細小孔隙為主，包含少量大孔隙，但孔隙延伸長度較大，連通性較好。

圖2 土壤樣品三維孔隙模型Fig.2 3D pore models of different soil samples

2.1.1 土壤等效孔徑

土壤大孔隙與水鹽運移密切相關。一般而言，將平均孔徑大于0.03 mm 的孔隙，土壤水分在重力作用下可移動的非毛管孔隙定義為大孔隙[27]。為了更細化地表示每個土柱大孔隙孔徑在不同土壤樣品中的差異性，將0.03 mm 以上的孔徑進一步細分為0.03～<0.10、0.1～<0.2、0.2～<0.3、0.3～<0.4、0.4～<0.5、0.5～<0.6、0.6～<0.7、0.7～<0.8、0.8～<0.9、0.9～<1.0、1.0～<10.0、≥10.0 mm。

從圖3 可以看出，覆土、泥矸混合、矸石和原狀土樣品中孔徑小于0.2 mm 的孔隙占據絕大多數，占比分別為71.07%、92.45%、46.68%和70.12%。4 份樣品中孔徑≥0.2 mm 的孔隙數量占比均迅速減小然后基本保持平穩。經統計，其平均孔徑分別為0.175、0.112、0.291 和0.178 mm。其中覆土與原狀土樣品的平均孔徑和孔徑分布都非常接近，0.1～<0.2 mm 孔徑的孔隙占比達到峰值，分別為38.39%和38.10%。而矸石樣品的平均孔徑較大，0.1～<0.2 mm 孔徑的孔隙占比達到峰值，為29.31%；≥0.2 mm 的各級孔隙占比均高于其他樣品，而0.03～<0.10 mm 和0.1～<0.2 mm 的孔隙占比則略低。這是由于矸石質地粗糙，矸石之間縫隙較大[28]。泥矸混合樣品的平均孔徑最小，其0.03～<0.10 mm 的孔隙占比最大，遠高于其他樣品，達到了58.73%，而≥0.2 mm的孔隙占比較低。這是因為水分下滲過程將上層土壤的細小顆粒帶入到矸石層的大孔隙之中淤積，阻塞孔隙，使得泥矸混合層的孔隙數目較多，孔隙直徑變小。

圖3 不同土壤樣品孔徑分析Fig.3 Pore sizes of different soil samples

2.1.2 土壤孔隙率

由于需要消除孔隙間細小連接的影響，將0.03～<0.10 mm 孔徑排除，僅統計0.1～<0.2、0.2～<0.3、0.3～<0.4、0.4～<0.5、0.5～<0.6、0.6～<0.7、0.7～<0.8、0.8～<0.9、0.9～<1.0、1.0～<10.0、≥10.0 mm 的孔隙，4 份樣品孔隙率分布如圖4 所示。從圖中可以看出，4 份樣品的土壤總孔隙率由大到小為覆土＞矸石＞泥矸混合＞原狀土。按孔徑大小分布來看，原狀土樣品總孔隙率為2.331%，最大孔隙率所在孔徑區間為1.0～<10.0 mm，為1.475%。覆土樣品總孔隙率為21.003%，孔隙率峰值出現在孔徑≥10.0 mm 處，達到19.86%。這是由于覆土樣品在運輸過程中發生人為擾動，出現了裂縫；排除人為擾動后，覆土的孔隙率與原狀土樣品接近。矸石樣品的總孔隙率為8.299%，最大孔隙率所在孔徑區間為≥10.0 mm，達到7.56%；孔隙率在0.1～<10.0 mm 的孔徑區間內極小，基本集中在≥10.0 mm 的孔徑區間內。泥矸混合樣品總孔隙率為6.065%，最大孔隙率所在孔徑區間為≥10.0 mm，達到4.696%；0.1～<1.0 mm 范圍內孔隙率呈遞減趨勢，在≥1.0 mm 后孔隙率急劇增大。

圖4 4 種土壤樣品不同孔徑孔隙率分布Fig.4 Porosity distributions of the four soil samples under different pore sizes

在土壤垂直方向上，隨著土層深度增加，4 種樣品的大孔隙率變化規律不同(圖5)。覆土層整體孔隙率較高，波動較小，是因為樣品在運輸過程中出現裂縫；原狀土整體孔隙率較小且波動不大；矸石層孔隙率較大，隨著深度的增加，其孔隙率先減小后增加再減小。泥矸混合樣品的孔隙率波動較大，在0.8 cm 處達到峰值0.25%。而在2.5～3.5 cm 處又降低到只有0.02%。這主要是因為水分運移將上層土壤顆粒帶入下層矸石孔隙中。泥矸混合樣品土壤孔隙較小，孔隙率較低，孔隙連通性較差，形成重構土壤層間孔隙差異，出現層間障礙帶，對重構土壤水鹽運移產生影響。

圖5 土壤樣品不同深度孔隙率分析Fig.5 Porosity at different depths of different soil samples

2.2 重構土壤水鹽耦合

樣品填充后，傳感器測量未注水時的土柱初始數據見表3。土壤層和矸石層之間含水率存在顯著差異，矸石層深度70 cm 含水率明顯低于土壤層。土柱填充到30 cm 后間隔一段時間才繼續填充至結束，在重力作用下，5 和30 cm 土壤層水分向下入滲使15 和50 cm 土壤層含水率略高。不同深度土壤層的含鹽量隨水分含量變化而變化，5 和30 cm 土壤層水分入滲過程中也將含鹽量帶入下層土壤。電導率較低主要是因為土壤含水率較低出現了電阻現象。煤矸石層沒有水流通過，含水率低，孔隙率較高，孔徑較大，含鹽量和電導率值均為0。

表3 重構土壤參數初始數據Table 3 Initial data of the reconstituted soil

2.2.1 剖面水分變化

通過不同剖面深度傳感器監測的水分變化如圖6所示。在注水1 min 后，5 cm 深度土壤含水率開始上升，并在2 min 后達到最大值34.3%。15 cm 深度土壤在15 min 時含水率開始上升，20 min 時達到最大值34.31%。在120 min 時，水分在重力勢作用下向下層運移，15 cm 層土壤含水率有所下降，但總體下降幅度較小，僅1.03%。30 cm 深度土壤在50 min 時含水率開始上升，在70 min 時水分含量達到最大值34.3%；同樣在120 min 時含水率有所下降，降幅為1.88%。從CT 掃描結果看，覆土層土壤孔隙連通性較好，水分運移速度較快，但隨著土柱深度的增加，水分運移速度變慢，水分含量上升速度變緩[29]。50 cm 深度土壤水分含量在300 min 后開始上升，420 min 時達到最大值34.31%。土柱70 cm 深度為矸石層，水分含量在1 200 min 時開始上升，1 260 min 時含水率達到最大值16.7%。由于矸石層孔隙孔徑較大，孔隙率較高，水分運移和含水率上升速度較快，但持水能力較差。在層狀土壤中，由于層間障礙帶的存在，水分穿過層間界面時會在層間界面滯留[30]。在微觀上，經過CT 掃描并重建三維孔隙結構后可以發現，層間界面土壤孔隙孔徑和體積都較小，孔隙數量多但孔隙連通性差，缺乏水鹽及土壤養分的運移通道，是層間障礙帶出現的主要原因之一。導致矸石層水分在1 200 min 時才開始上升，遠大于水分到達其他土層所需的時間。由于水分缺乏入滲通道且上層水分在重力勢作用下向下運移，50 cm 層土壤含水率沒有出現下降，始終保持在近乎飽和的狀態。

圖6 4 類土壤樣品不同深度水分隨時間的變化Fig.6 Time-varying moisture content at different depths of four soil samples

2.2.2 剖面含鹽量變化

土壤入滲時，水分進入土壤孔隙中浸潤土壤顆粒，土壤中的鹽分被溶解，隨著水分的運移而遷移[31]。土壤各深度鹽分含量變化如圖7 所示。注水后土壤鹽分受到淋洗，由于覆土層孔隙連通性較好，鹽分隨水分快速向深層移動，各深度土壤含鹽量均先增加后減小，5 cm 深度土壤層含鹽量在5 min 時達到最大值498.23 mg/L。含鹽量峰值出現時間略晚于土壤水分峰值出現時間，隨后持續降低到220 mg/L 左右。15 cm深度土壤層含鹽量在21 min 時達到最大值660.32 mg/L，隨后持續降低至260 mg/L 左右。30 cm 深度土壤層含鹽量在70 min 時達到最大值920.69 mg/L。然后緩慢下降至360 mg/L。50 cm 深度土壤層含鹽量在1 190 min 時達到最大值944.63 mg/L，隨后逐漸降低至870 mg/L。在土壤層中，土壤含鹽量的峰值隨著土壤深度的增加而增加，表明土壤鹽分隨水分進一步下移，深層土壤得到壓鹽。70 cm 深度矸石層因為層間界面孔隙連通性差，存在層間障礙帶，水分難以突破障礙帶，導致其含鹽量在1 300 min 時才達到最大值197.64 mg/L。“鹽隨水來，鹽隨水去”是土壤鹽分運移的一般規律[32]，矸石層含水率較低直接導致了其含鹽量遠低于土壤層，鹽分無法下滲也導致50 和30 cm 土壤層鹽分含量下降緩慢，鹽分含量高于上層土壤，呈積鹽狀態。上層土壤鹽分隨水分下移，經歷了一次脫鹽過程。

圖7 土壤樣品不同深度含鹽量隨時間的變化Fig.7 Time-varying salt content at different depths of different soil samples

2.2.3 剖面水鹽再分布過程

在注水后6 d 內，不同時間各深度土壤含鹽量變化如圖8 所示。注水后第1 天內各深度土壤含鹽量達到峰值，之后5、15、30、50 cm 深度土壤層含鹽量均呈現先減小后增加的趨勢。其中50 cm 深度土壤層含鹽量在第5 天降低到最低值550.08 mg/L，之后逐漸升高，其變化幅度最大，為38.34%。5、15、30 cm 土壤層含鹽量均在第2 天降低到最小值，分別為334.00、339.75、432.70 mg/L，然后逐漸上升。5 cm 土壤層變化幅度最小，為10.62%。層間界面孔隙連通性較差，導致土壤水鹽入滲較為困難，鹽分隨水分在50 cm 土壤層間累積。水分入滲土壤后，土壤水力特性較注水前明顯改善，層間界面累積的鹽分隨著毛管力作用向上運移，如果此時形成適合蒸散的外界環境，地表蒸發會促進毛管力進一步發揮作用，5、15、30 cm 土壤層含鹽量出現緩慢上升，上層土壤出現反鹽現象[33]。重構土壤層間界面孔隙連通性較差出現層間障礙帶，毛管水難以穿過，使50 cm土壤層含鹽量在第5 天才開始緩慢上升[22]。由于煤矸石持水能力較差，鹽分隨水分運移至上層土壤，矸石層含鹽量始終保持緩慢下降。

圖8 土壤剖面含鹽量再分布變化情況Fig.8 Redistribution of salt content along the soil profiles

3 結論

a.煤矸石重構土壤中，矸石樣品孔隙較大，孔隙率較高；覆土與原狀土樣品孔隙結構非常接近，孔隙連通性較好；泥矸混合樣品小孔隙占比較高，孔隙數量較多，但孔隙連通性差，缺乏水分運移通道，導致層間障礙帶的形成。

b.土柱注水后，矸石層孔隙率較大導致其持水能力較差；由于層間界面孔隙連通性較差，水分在層間界面有明顯的累積過程；入滲過程結束后，在毛管力作用下，深層土壤水分向上運移，矸石層水分難以突破層間障礙帶使其含水量有少量下降。水分入滲時，土壤鹽分隨水分運移，各土壤層含鹽量均先升高后降低；入滲結束后，表層土壤完成脫鹽，深層土壤呈現積鹽狀態。

c.在注水后6 d 內，土壤層含鹽量均先降低后升高；深層土壤鹽分借助毛管力上升，地表蒸發促進毛管力進一步發揮作用，土壤則可能出現表層反鹽現象；矸石層鹽分在層間障礙帶的影響下，向上運移緩慢，含鹽量持續緩慢下降。

d.在礦區生態修復時，為了減小層間孔隙差異對重構土壤水鹽運移的影響，利用煤矸石進行充填重構時，應選擇顆粒較細的煤矸石，以減小層間孔隙的差異。由于層間障礙帶的存在，土壤水分難以向上運移，同時表層土壤反鹽現象均會影響礦區生態修復效果，因此，在煤矸石充填復墾區域應通過少量多次灌溉以減少水分流失，防止表層土壤含鹽量過高。