矿区生态修复过程中不同立地类型土壤水动力学特性

苏 帅, 杨永刚, 黄 磊

(1.山西大学 环境与资源学院, 山西 太原 030006; 2.山西大学 黄土高原研究所,山西 太原030006; 3.中国科学院 西北生态环境资源研究院, 甘肃 兰州730000)

受损生态系统修复的基础手段是植被修复，根本前提是水，关键因子是土壤水。土壤水文过程在一定程度上控制着土壤—植被系统的演化和生态功能[1]。土壤水动力学特性对矿区生态恢复具有极其重要作用。国内外针对土壤水动力学特性开展了一系列研究，土壤水动力学特征受土壤结构与土壤质地等因子影响较大，建立了土壤水动力学基本方程、土壤水热运动模型、溶质迁移模型及表征土壤水分运动特征的物理模型、经验模型及参数估计模型等[2-5]。土壤水动力学性质决定土壤保持水分和供释水分的能力。土壤水分、水分特征曲线、导水率、水分扩散率是土壤水动力学的主要参数，反映了土壤的导水性能、土壤水的蓄集和供水能力及其运动状况[6-7]。

不同地点、不同恢复时间、不同植被恢复模式对土壤理化性质指标的影响均不同。目前研究多集中在矿区修复后植被群落特征演替特征、复垦土壤性状、不同植被修复模式、不同植被修复方式和年限影响土壤水碳氮等方面[8-9]，而对矿区生态修复过程中土壤水动力学特性的研究还较为薄弱。本研究拟以山西古交矿区未干扰区、受损区、不同修复年限区作为研究对象，在不同修复年限下设置样地，分层取样，通过测定矿区不同立地类型、土壤水分特征曲线、非饱和导水率、容重、孔隙度、粒度与紧实度等，解析不同立地类型土壤持水性、供水性、有效水含量和导水特性，研究不同恢复年限土壤理化性质及其之间相关性，揭示土壤理化性质变化规律及其响应机制，以期为矿区生态系统修复提供理论支撑与科学依据。

1 研究区概况

研究区位于山西省古交市，地处112°03′30″—112°06′12″E，37°56′35″—37°59′3″N，属于温带大陆性气候，多年平均气温为9.6 ℃，多年平均降雨量为426.1 mm，多年平均蒸发量2 093.8 mm，干旱指数为2.2，地形以山地为主，山地丘陵面积占全区面积的95.8%。研究区煤炭资源丰富且分布广泛，占总面积47.6%，以能源化工为主。采矿形成酸性矿井废水、废气、粉尘等对生态环境造成严重破坏，水土流失、植被破坏和土壤水污染等生态问题严重。

2 研究方法

本研究分别在矿区未干扰区、受损区、修复3 a区、修复5 a区、修复10 a区、修复15 a区6种不同立地类型进行样品采集和野外监测工作。采用环刀法测定土壤容重，比重瓶法测定土壤总孔隙度，采用Mastersizer 2000型激光粒度仪测定土壤粒径，6210土壤紧实度仪测定土壤紧实度。由于土壤紧实度受土壤含水率影响较大，因此在同一天内将样地内土壤紧实度全部测定，每个样点土壤紧实度测定6次，每个样地测6个样点取平均值，土壤容重、总孔隙度和粒径分别测定3次取平均值，土壤质地按照国际制分类方法进行分类。

采用Ku-pf非饱和导水率测量系统测定土壤非饱和导水率和土壤水分特征曲线，测定的土壤水分特征曲线为脱湿曲线。土壤比水容量是土壤水分保持和运动的重要参数，是土壤水分特征曲线斜率的导数：

(1)

式中：C(θ)——比水容量；θ——土壤含水量(%)；ψ——土壤基质势；S——土壤吸力(MPa)，其中S=-ψ。

3 结果与讨论

3.1 不同立地类型土壤质量差异性分析

土壤容重、孔隙度和紧实度是表征土壤物理性质的重要参数。土壤容重和紧实度过高可导致土壤孔隙度变小、持水性和通透性变差，致使植被受到干燥和紧实双重胁迫[10]。矿区受损区土壤为砂质壤土，修复区和未干扰区为粉质壤土。不同立地类型土壤容重、紧实度和孔隙度差异性显著。受损区0—20 cm土壤容重最大且大于1.5 g/cm3，未干扰区土壤容重最小，为1.22 g/cm3，修复区0—20 cm土壤容重介于1.29～1.52 g/cm3，随着修复年限增加，土壤容重逐渐减小，但修复区20—40 cm土壤容重介于1.55～1.61 g/cm3，大于0—20 cm土层，且随着复垦年限增加，土壤容重呈减小趋势。研究表明土壤容重为1.5 g/cm3是植物根系生长的临界值，当土壤容重在1.2～1.3 g/cm3时将有利于植物生长[11]，由此得知受损区土壤结构最差，不利于植物根系穿透生长，未干扰区土壤结构最好，修复区0—20 cm土壤在经过修复后土壤结构逐渐变好，持水性与通气性得到改善，但修复区20—40 cm土壤容重过高，土壤结构较差。受损区和修复3 a区0—20 cm土壤紧实度最大，为2 068.50 kPa，未干扰区最小，为413.70 kPa，修复区介于620.55～1 379.00 kPa之间，修复区20—40 cm土壤紧实度介于1 447.95～2 068.50 kPa，大于0—20 cm土壤紧实度，且随着修复年限增加，0—20和20—40 cm土壤紧实度均呈现减小趋势，该规律与土壤容重变化一致。土壤紧实会导致土壤颗粒重新排列，从而降低土壤孔隙度[12]。受损区0—20 cm土壤总孔隙度最小，为30.74%，未干扰区土壤总孔隙度最大，为52.96%，修复区土壤总孔隙度介于36.32%～49.33%，修复区20—40 cm土壤总孔隙度较0—20 cm土壤孔隙度小。土壤总孔隙度与土壤容重和紧实度变化规律相反。生态修复使矿区土壤结构变好，随着修复年限增加，土壤结构得到明显改善。

3.2 不同立地类型土壤水分特征曲线差异性分析

土壤水分特征曲线是基质势和含水率的函数，反映了土壤水数量和势能的关系，是土壤水保持和运动关键参数。土壤水分特征曲线变化受结构和质地等因素的影响[13]。受损区土壤为砂质壤土，修复区和未干扰区土壤类型为粉质壤土，相同吸力段受损区土壤含水量下降较为迅速。这是由于受损区土壤质地较粗，土壤中大孔隙发育，当吸力达到一定范围时，土壤中的水分容易排空，而修复区和未干扰区土壤属于粉质壤土，黏粒含量较高，表面能较大，可以保持较多水分。在低吸力段土壤水分特征曲线变化较为平缓，随着吸力增加，土壤水分特征曲线变化较为陡直，这是由于在吸力较低时，水分主要存在于大孔隙中，土壤结构影响较为显著。当吸力逐渐增大时，土壤中水分主要贮存在微小孔隙中和吸附在黏粒表面，土壤质地影响显著，水分变化范围较小(图1)。

图1 研究区土壤水分特征曲线

Gardner模型[14]表征土壤基质势和土壤含水量之间的关系：

θ=a×S-b

(2)

式中：a，b——拟合参数；θ——土壤含水量(%)；S——吸力(MPa)。参数a反映了土壤中的持水能力，a值越大持水能力越强，反之持水能力越弱。参数b反映了土壤含水量随吸力增加递减的快慢程度[15]。从表1可知，矿区0—20 cm土层土壤持水性呈现：受损区(0.022)<修复3 a区(0.08)<修复5 a区(0.15)<修复10 a区(0.222)<修复15 a区(0.225)<未干扰区(0.265)，随着修复年限增加，土壤持水性逐渐接近未干扰区，但修复区20—40 cm土层土壤持水性明显低于0—20 cm。修复区0—20 cm土壤持水性较受损区得到改善，但20—40 cm土壤持水性随修复年限增加变化不显著。因为植被根系主要在分布0—20 cm，根系分泌的胶体使0—20 cm土壤团粒增加，代谢作用产生的有机质也主要集中在0—20 cm，有机质含量增加促使土壤中水稳性团聚含量增加，土壤结构改善，土壤孔隙数量变多，因此持水性高于20—40 cm[16]。

表1 矿区土壤水分特征曲线拟合方程

3.3 不同立地类型土壤比水容量差异性分析

矿区土壤水并不能全部被植被吸收，土壤水分特征曲线斜率和比水容量是研究土壤水分供水性、有效性能力的重要参数。矿区不同立地类型土壤比水容量在不同吸力段变化幅度差异较大，在0.01～0.1 MPa吸力段，土壤释水量达到10-1～10-2数量级；在0.1～1.5 MPa土壤释水量达到10-2～10-3数量级。Gardner模型中参数a和b的乘积表征了土壤吸力为0.1 MPa时的比水容量，ab值越大，土壤供水性越强[17]。矿区不同立地类型土壤供水性不同，0—20 cm土壤供水性呈现：受损区(0.01)<修复3 a区(0.022)<修复5 a区(0.029)<修复10 a区(0.031)<修复15 a区(0.032)<未干扰区(0.033)，说明修复区0—20 cm土壤在经修复后，土壤供水性得到改善，随着修复年限增加，土壤供水性增加并接近未干扰区，这与土壤持水性一致，但修复区20—40 cm土壤供水性仍然较差。

3.4 不同立地类型土壤水有效性差异性分析

土壤水分有效性指田间持水量到凋萎含水量，是衡量土壤供水能力的重要指标[18]，但土壤中有效水并不是可以等效利用。植被可以利用的土壤水分以比水容量到达10-2数量级为界限，当比水容量小于这一界限时土壤释水量显著减小，植被用水更为困难。当吸力到达0.1 MPa时，矿区土壤比水容量到达10-2数量级，由此作为判断土壤中以易有效水和难有效水的分界线。

由表2可知，矿区0—20 cm土壤易有效水含量：受损区(4.25)<修复3 a区(7.28)<修复5 a区(7.86)<修复10 a区(8.5)<未干扰区(8.86)<修复15 a区(8.83)；修复区20—40 cm土壤易有效水含量低于0—20 cm土壤易有效水含量，生态修复效果不明显，但0—20 cm土壤易有效水含量较受损区得到提高。相关分析结果显示矿区土壤容重、紧实度和易有效含水量呈极显著负相关(p<0.01)[19]，土壤总孔隙度和易有效含水量呈极显著正相关(p<0.01)，土壤黏粒含量和易有效含水量呈显著正相关(p=0.027)。

表2 矿区土壤水有效性分类 %

3.5 不同立地类型非饱和导水率差异性分析

非饱和导水率能够反映土壤导水特性，与土壤物理性质关系密切，是研究土壤水分运动和溶质运移的重要参数[20]。矿区修复区土壤非饱和导水率实测值见图2，采用指数函数K(ψ)=a*exp(b*ψ)对吸力和非饱和导水率进行拟合，其中a，b为拟合参数，当ψ=0时，a为饱和导水率。由表3可知，指数函数可较好拟合非饱和导水率和吸力之间的关系(r2>0.95)。

图2 修复区土壤非饱和导水率实测值

样地0—20cmabr220—40cmabr2修复3a区5．62E-05-0．0180．982．63E-05-0．0220．97修复5a区9．13E-05-0．0120．973．92E-05-0．0260．98修复10a区1．42E-4-0．0090．964．28E-05-0．0190．97修复15a区1．77E-4-0．0090．984．37E-05-0．0250．96

从图2可看出，修复区土壤非饱和导水率随着吸力的增加，呈非线性减小且在不同吸力段变化过程不同。吸力小于300 hPa时，非饱和导水率变化剧烈，下降速率较快。此时土壤处于低吸力状态时，土壤含水量较高，土壤中大孔隙充满水，土壤通透性较好。随着吸力增加，土壤中大孔隙首先开始排水，孔隙中实际过水面积大，非饱和导水率变化范围较大；当吸力逐渐升高至大于300 hPa时，土壤中大孔隙排水完成，土壤含水量降低。水分主要存在于中小孔隙中，孔隙被气体填充，实际过水面积减小，流速降低，非饱和导水率变化范围也减小；随着吸力增大，非饱和导水率和孔隙度相关性降低，因为土壤中微小孔隙及颗粒对水分吸附力和摩擦力起主要作用，水流在孔隙中流动阻力变大，单位吸力梯度下导水率变化范围更小。

对修复区土壤容重、总孔隙度和吸力值为50，100，300，500，800，1 000，1 500 hPa时做非饱和导水率值进行相关分析，结果见表4。对修复区4个样地土壤容重(x)和指数函数中的拟合参数a，b进行回归分析得到关系式(图3)。

表4 非饱和导水率和土壤容重、总孔隙度相关性分析

注：**p<0.01为极显著性相关；*p<0.05为显著性相关。

图3 土壤容重和拟合参数关系

由图3可知，多项式关系式：a=0.005x2-0.001 9x+0.001 8；b=0.133 6x2+0.333x-0.215 3。相同吸力下，土壤容重大的土壤非饱和导水率较小，即0—20 cm土壤非饱和导水率比20—40 cm土壤非饱和导水率大，结果显示非饱和导水率和容重呈极显著性负相关。随着修复年限增加，植被根系及代谢作用产生有机质累积，使土壤中细而小的颗粒形成较大团聚体，大孔隙数量增多，土壤结构性与通气性变好，相同吸力下容重小的土壤非饱和导水率要高于容重大的土壤。

不同修复年限均比对照地土壤容重降低、孔隙度增加，土壤渗透性和透气性得到改善，表明土壤结构得到改善。而且不同修复年限之间改良土壤结构的能力差异显著，随着恢复年限的延伸，土壤结构逐渐变好。未干扰区最好，其次是修复15 a，3 a区效果最差。

4 结 论

(1) 非饱和导水率随吸力增大呈非线性减小，相同吸力下，土壤容重大的土样非饱和导水率较小。土壤容重和非饱和导水率呈现极显著负相关关系，和土壤总孔隙度呈正相关关系且相关性随吸力增加降低。

(2) 不同立地类型土壤持水性、供水性和易有效水含量遵循受损区<修复区<未干扰区的变化规律，但修复区20—40 cm土壤持水性、供水性和易有效水含量比0—20 cm低，其中易有效水含量和土壤容重、紧实度呈负相关关系，与总孔隙度、黏粒含量呈正相关关系。矿区0—20 cm土壤随着修复年限增加，土壤结构得到改善，持蓄调节水分的能力逐渐增强。

[1] 张华兵,刘红玉,李玉凤,等.自然条件下盐城海滨湿地土壤水分/盐度空间分异及其与植被关系研究[J].环境科学,2013,34(2):540-546.

[2] 解雪峰,濮励杰,朱明,等.土壤水盐运移模型研究进展及展望[J].地理科学,2016,10:1565-1572.

[3] RužiĉicS, Mileusnic M, Posavec K, et al. Water flow and solute transport model of potentially toxic elements through unsaturated zone at regional wellfield Kosnica[J]. Hydrological Processes, 2016,30(22):4113-4124.

[4] Yadav R R, Kumar L K. One-dimensional spatially dependent solute transport in semi-infinite porous media: an analytical solution[J]. 2017,9(4):20.

[5] Olatuyi S O, Akinremi O O, Hao X. Solute transport in a hummocky landscape(II): Vertical and seasonal redistribution of bromide and15N-labelled nitrate[J]. Canadian Journal of Soil Science, 2017,92(4):631-643.

[6] Carrick S, Buchan G, Almond P, et al. Atypical early-time infiltration into a structured soil near field capacity: The dynamic interplay between sorptivity, hydrophobicity, and air encapsulation[J]. Geoderma, 2011,160(3/4):579-589.

[7] Kawamoto K, Moldrup P, Ferré T P A, et al. Linking the gardner and campbell models for water retention and hydraulic conductivity in near-saturated soil[J]. Soil Science, 2015,171(171):573-584.

[8] Akala V A, Lal R. Potential of mine land reclamation for soil organic carbon sequestration in Ohio[J]. Land Degradation & Development, 2015,11(3):289-297.

[9] 王月玲,王思成,蔡进军,等.半干旱黄土丘陵区退耕地林草植被恢复对土壤质量影响评价[J].水土保通报,2017,37(5):22-26.

[10] 焦彩强,王益权,刘军,等.关中地区耕作方法与土壤紧实度时空变异及其效应分析[J].干旱地区农业研究,2009,27(3):7-12.

[11] 杜天庆,苗果园,郝建平,等.不同类型豆科植物对黄土母质生土的改土效果[J].水土保持学报,2011,25(6):76-80,86.

[12] 田月亮,张金池,李海东,等.不同林分类型土壤水分物理性质及其海拔效应：以浙江省凤阳山为例[J].水土保持通报,2013,33(1):53-57,61.

[13] 邢旭光,赵文刚,马孝义,等.土壤水分特征曲线测定过程中土壤收缩特性研究[J].水利学报,2015,46(10):1181-1188.

[14] Gardner W R, Hillel D, Benyamini Y. Post irrigation movement of soil water(I): Redistribution [J]. Water Resources Research, 1970,6(3):851-861.

[15] 刘永光,刘克锋,孙向阳,等.基于土壤水分特征曲线的北京市废弃关停矿山修复效果研究[J].土壤通报.2013,44(1):64-71.

[16] 聂小飞,郑海金,左继超,等.枯落物敷盖对红壤坡地土壤水分特性的影响[J].水土保持学报,2016,30(6):85-89.

[17] 杨永辉,武继承,赵世伟,等.黄土丘陵沟壑区草地土壤持水、供水性能比较[J].土壤通报,2009,40(5):1010-1013.

[18] Hernández M, Echarte L, Maggiora A D, et al. Maize water use efficiency and evapotranspiration response to N supply under contrasting soil water availability[J]. Field Crops Research, 2015,178:8-15.

[19] Li Zhuo, Wu Pute, Feng Hao, et al. Simulated experiment on effects of soil bulk density on soil water holding capacity. [J]. Acta Pedologica Sinica, 2010,47(4):611-620.

[20] 廖凯华,徐绍辉,吴吉春,等.不同土壤转换函数预测砂土非饱和导水率的对比分析[J].水科学进展,2013,24(4):560-567.