溫 欣， 尚海麗， 黃顯武， 李建偉， 李依臨， 楊宏宇

（1.中國礦業(yè)大學（北京），煤炭資源與安全開采國家重點實驗室，北京 100083；2.內(nèi)蒙古科技大學礦業(yè)與煤炭學院，內(nèi)蒙古 包頭 014010）

煤炭資源長期占據(jù)我國能源主體地位。中國山西-陜西-內(nèi)蒙古交界地長期高強度煤炭開采，造成地表沉陷，發(fā)育不同規(guī)模的裂縫，土壤內(nèi)部發(fā)育微裂隙和陷落結(jié)構(gòu)。由于土壤結(jié)構(gòu)破壞，導(dǎo)致地表蒸發(fā)量增大，地表水也會沿裂縫向深部滲漏，造成地表水資源流失。同時由于“鹽隨水走”，地表沉陷不僅造成土壤水分空間變異，而且影響土壤鹽分運移，加大了土壤鹽堿化風險。開采沉陷對土壤水鹽運移的改變會對土壤微生物群落代謝活動、地表植被和土壤養(yǎng)分循環(huán)等地表生態(tài)環(huán)境產(chǎn)生巨大影響，是山西-陜西-內(nèi)蒙古交界地礦區(qū)地表生態(tài)退化的重要因素［1-3］。因此，研究開采沉陷地土壤水鹽運移規(guī)律是礦區(qū)生態(tài)修復(fù)的重要組成部分，對科學評價開采沉陷的環(huán)境效應(yīng)具有重要意義。

近年來，國內(nèi)外學者［4～7］利用田間試驗、物理模型、數(shù)值模擬等方法研究采煤沉陷地土壤水鹽運移規(guī)律，主要集中于沉陷裂縫對土壤水鹽和植被根系生長的影響、沉陷盆地土壤水鹽時空變異特征等方面。其中，Tripathi 等［4］以印度熱帶干旱地區(qū)煤田為研究對象，通過對沉陷斜坡、沉陷洼地、相鄰未受損地區(qū)的對比研究發(fā)現(xiàn)，沉陷導(dǎo)致土壤容重、土壤持水能力在沉陷洼地增加，而在沉陷斜坡降低。Xiao等［5］以山東省濟寧市東灘煤礦為研究對象，對土壤含水量的空間變異性和相關(guān)性進行分析評價，表明土壤含水量和容重具有強烈的空間依賴性。張?。?］通過室內(nèi)物理試驗與數(shù)值模擬結(jié)合的方式模擬不同尺度地裂縫周圍土壤水分空間分布變化，研究結(jié)果表明地裂縫影響周圍土壤水分空間分布，加速裂縫周圍土壤水分散失，且地裂縫尺度越大，其影響范圍越大；越靠近裂縫壁，土壤含水量越低；隨土壤深度增加，裂縫的影響作用逐漸降低。李雯雯［7］選擇典型黃土礦區(qū)大佛寺煤礦為研究區(qū)，采用遙感影像反演、實地監(jiān)測、光譜數(shù)據(jù)建模等方法，從不同尺度分析采煤沉陷區(qū)土壤濕度的時空演變特征，研究結(jié)果表明采煤沉陷引起地表拉伸變形和裂縫發(fā)育，造成土壤密實度降低、土壤水分入滲和蒸發(fā)作用增強。

隨著土壤水鹽運移理論模型的深入研究以及大量田間試驗數(shù)據(jù)的支撐，前人開展了大量水鹽運動過程定量化研究。HYDRUS 水鹽運移模擬模型是目前應(yīng)用最廣泛的定量水鹽運移方法，因其邊界條件靈活，主要適用于室內(nèi)土柱模擬［8-9］。其中，Liu等［10］為了提高暗管排水中HYDRUS-2D模擬的準確性，提出阻力層、實際入滲面和等效半徑處理3種方法，來代替HYDRUS-2D地下管道的標準滲流邊界，大大提高了土壤含鹽量、含水率的模擬精度。王世明等［11］通過HYDRUS 模擬防護林建設(shè)初期不同礦化度地下水灌溉條件下土壤水鹽分布特征和時間變化，結(jié)果表明表層（0～30 cm）土壤含水量和含鹽量受灌溉影響大，數(shù)值波動劇烈，且土壤鹽分表聚強烈；深層（50～150 cm）則受灌溉的影響小，數(shù)值波動小。于洋等［12］通過GMS和HYDRUS的結(jié)合，構(gòu)建包氣帶-飽和帶的水鹽耦合模擬模型，以半干旱地區(qū)寧夏中衛(wèi)某速生林高階地為例，采用歷史數(shù)據(jù)進行了驗證，結(jié)果表明該模型可有效模擬包氣帶-飽和帶的水流運動和氯離子的運移情況。鄒慧［13］結(jié)合室內(nèi)試驗HYDRUS-2D水鹽模型對神東礦區(qū)煤炭開采中土壤水分動態(tài)、土壤水分入滲、蒸發(fā)及其對土壤物理性質(zhì)的影響進行研究，結(jié)果表明受地形、植被和開采的影響，表層土壤水分呈現(xiàn)差異顯著的斑塊狀分布格局，沉陷和裂縫引起了土壤含水量等土壤物理性質(zhì)的變化。HYDRUS-2D可以模擬土壤水鹽在水平方向和任意復(fù)雜地形條件下的遷移問題。因此，對于有效預(yù)測點源、面源程度上對陜西-山西-內(nèi)蒙古交界地的采煤沉陷地土壤水鹽運移研究具有重要意義。

在前人研究的基礎(chǔ)上，為了揭示開采沉陷微裂隙對土壤水分和溶質(zhì)運移的影響，本文采用不同沉陷應(yīng)力區(qū)土壤容重的變化來描述沉陷微裂隙的變化，利用自主研發(fā)的土壤沉陷模型進行模擬試驗，研究蒸發(fā)過程中土壤水分、總鹽分、不同溶質(zhì)離子在不同沉陷應(yīng)力區(qū)隨土壤深度和時間變化的規(guī)律；并通過采集沉陷剖面不同應(yīng)力區(qū)土壤容重數(shù)據(jù)，建立基于HYDRUS-2D的不同沉陷應(yīng)力區(qū)土壤水鹽運移數(shù)值模型，為系統(tǒng)揭示開采沉陷對土壤水鹽運移的影響機制、科學評價開采沉陷的環(huán)境效應(yīng)提供理論依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 沉陷物理模型建立

本研究利用課題組自行設(shè)計的沉陷模擬裝置進行沉陷模擬試驗（圖1a）。該裝置為一敞口長方體有機玻璃，尺寸：150 cm×30 cm×120 cm。A 底面由15個活動面板組成。每個活動面板尺寸：10 cm×30 cm×1 cm。每個活動面板由B底面4個活動螺釘支撐，可通過扭動螺釘來調(diào)節(jié)活動面板升降高度，最大可調(diào)高度15 cm。在A 底面活動面板上方分層填充土壤，通過調(diào)節(jié)螺絲高度模擬沉陷過程，A底面兩端各留3 個活動面板，高度不變（高度為15 cm）。從左邊第4個活動面板向右依次調(diào)節(jié)9個活動面板高度，模擬沿剖面走向沉陷盆地依次向右推進，上覆土層從左至右依次沉陷，形成沉陷剖面。土壤剖面中不同沉陷應(yīng)力區(qū)的劃分是基于開采沉陷盆地的理論模型（圖1b）而來。沉陷盆地中心部位分布擠壓應(yīng)力，定義為擠壓區(qū)。該擠壓區(qū)兩側(cè)分布拉張應(yīng)力，開采裂縫集中發(fā)育于該部位，定義為拉張區(qū)。靠近模型邊界部位受到物理模型邊界效應(yīng)影響較大，因此該拉張區(qū)域數(shù)據(jù)未采用，定義為邊緣區(qū)。

圖1 不同沉陷應(yīng)力區(qū)特征模擬裝置及開采沉陷盆地理論示意圖Fig.1 Simulation device of different subsidence stress regions characteristics and theoretical diagram of mining subsidence basin

1.2 試驗過程和數(shù)據(jù)采集

試驗在內(nèi)蒙古科技大學微生物復(fù)墾試驗室進行。試驗設(shè)2種處理，試驗組為沉陷組，對照組為無沉陷處理，每種處理設(shè)3 個重復(fù)。試驗所用土壤是采自內(nèi)蒙古包頭地區(qū)的砂土，過2 mm 篩去除雜物后，風干、備用。根據(jù)粒度分析數(shù)據(jù)，該砂土與山西-陜西-內(nèi)蒙古交界地采煤沉陷地的風積砂粒度組成相近（表1）。

表1 供試土壤基本理化性質(zhì)Tab.1 Basic physical and chemical properties of the tested soil

模型搭建：利用圖1所述沉陷模型，為避免無支撐條件下降低活動面板造成土層垮塌的問題，首先在A底面活動面板上鋪設(shè)0.95 cm厚度的石膏板，為上覆土體提供近似于覆巖的支撐力。然后將供試土壤與礦化度3 g·L-1（離子濃度比：Na+:Cl-:CO32-:Ca2+:SO42-:Mg2+=8:4:1:1:1:1）的水溶液充分混合，維持最大飽和含水率為21%。分層裝土，每層厚10 cm，控制試驗土壤容重為1.6 g·cm-3，層面打毛，防止分層效應(yīng)。同時安裝25 個監(jiān)測點的土壤水分采集器。靜置24 h，待水分平衡后，對試驗組進行沉陷模擬。

沉陷模擬過程：從左邊第4 個活動面板開始向右依次下降9個活動面板，為達到最佳沉陷效果，每隔1 h 從左至右水平推進10 cm，即下降1 個活動面板。24 h后達到穩(wěn)沉階段（圖2）。

圖2 穩(wěn)沉階段模擬土柱實物圖Fig.2 Physical diagram of simulated soil column in steady settlement stage

蒸發(fā)過程實時監(jiān)測：利用預(yù)先安裝的EM50 數(shù)據(jù)采集器+5TE 傳感器進行土壤水分和電導(dǎo)率數(shù)據(jù)實時監(jiān)測。EM50 監(jiān)測儀（壤博士RS485）測量間隔時間為30 min，儀器精度：電導(dǎo)率0～10000 μS·m-1±3%FS·m-1、含水率0～50%±2%。受5TE傳感器監(jiān)測范圍限制，土壤含水率達到12%，試驗結(jié)束。蒸發(fā)過程為自然蒸發(fā)，室內(nèi)溫度20～25 ℃，濕度13%～18%。

考慮物理模型的邊界影響，本試驗2 個邊緣區(qū)數(shù)據(jù)未采用。

由于傳感器所測電導(dǎo)率受土壤含水率影響，因此采用土水比1:5的土壤浸提液分別測定25個觀測點的土壤浸提液電導(dǎo)率（EC1:5，dS·m-1）。土壤自動傳感器所測電導(dǎo)率（EC5TE，dS·m-1）與含水率（θ，%）的轉(zhuǎn)換關(guān)系為［14］：

土壤EC5TE轉(zhuǎn)換為EC1:5的換算關(guān)系為：

土壤EC1:5轉(zhuǎn)換為土壤含鹽量（SSC，g·kg-1）的計算公式為［15］：

1.3 HYDRUS-2D水鹽模型建立

1.3.1 土壤水分運動基本方程在采煤沉陷條件下，土壤水分運動簡化成徑向和垂直2個方向，屬于二維運動水分入滲問題。假設(shè)試驗土壤均質(zhì)，各向同性。在考慮非飽和土壤水滯后效應(yīng)情況下，土壤水分運動規(guī)律的數(shù)學模型［16-17］為：

式中：θ為土壤體積含水率（cm3·cm-3）；φ為土壤水負壓（cm）；K(θ)為非飽和土壤導(dǎo)水率（cm·d-1）；z為垂向坐標，向上為正；x為橫向坐標；t為時間。

1.3.2 土壤溶質(zhì)運移模型在均勻介質(zhì)中，用可控的對流彌散方程模擬非反應(yīng)離子運移，其數(shù)學模型［18］為：

式中：i、j為x、z軸坐標；c為液體中的溶質(zhì)濃度（g·cm-3）；q為土體中水的流速；Dij為水動力彌散系數(shù)；t為時間。

1.3.3 土壤水分特征方程土壤的水力特征方程一般采用VG模型，其表達式［16］為：

式中：Ks為土壤飽和導(dǎo)水率（cm·d-1）；θe為土壤相對飽和度（cm3·cm-3）；θr為土壤相對飽和導(dǎo)水率（cm3·cm-3）；θs為土壤飽和體積含水率（cm3·cm-3）；h為負壓水頭（cm）：α、n為試驗測定經(jīng)驗函數(shù)；m=1-1/n；l為形狀系數(shù)，通常取平均值0.5。

1.4 模型定解條件

土壤水分運移的邊界條件如圖3所示。

圖3 不同沉陷應(yīng)力區(qū)土壤水分和溶質(zhì)運移數(shù)學模型Fig.3 Mathematical models of soil moisture and solute transport in different subsidence stress regions

土壤溶質(zhì)運移的初始條件：

土壤鹽分運動上邊界為大氣邊界：

下邊界為濃度邊界：

式中：C0為土壤初始含鹽量（g·kg-1）；z為垂向坐標，向上為正；qs為地表水分通量；Cs為上邊界電導(dǎo)率濃度（g·cm-3）；Cb為下邊界電導(dǎo)率濃度（g·cm-3）；t為時間。

1.5 模型參數(shù)

1.5.1 土壤水力特征參數(shù)采用土壤容重指標量化地表變形程度。利用供試土壤粒徑、沉陷剖面不同應(yīng)力區(qū)25 處觀測點實測容重數(shù)據(jù)，由HYDRUS-2D的Rosetta程序自動生成土壤水力特征參數(shù)（表2）。

表2 土壤水力特征參數(shù)Tab.2 Soil hydraulic characteristic parameters

1.5.2 單元劃分及離散根據(jù)試驗過程中土柱沉降變化與實測土壤容重數(shù)據(jù)建立二維模型，模擬沉陷土壤剖面。試驗組與對照組模擬區(qū)域與尺寸如圖3所示。采用不等間距網(wǎng)格對模擬區(qū)域進行離散化。試驗組生成節(jié)點1147 個，離散網(wǎng)格2500 個。對照組生成節(jié)點196個，離散網(wǎng)格4802個。時間離散單位為d，模擬時段為2020 年9 月18 日—2021 年11月4日，共計78 d。設(shè)定初始時間步長0.1 d，最小時間步長0.001 d。

2 結(jié)果與分析

2.1 HYDRUS-2D水鹽模型精度檢驗

為了確保HYDRUS-2D 水鹽模型的可靠性，將土壤含鹽量、含水率實測值與模型的模擬值進行平均相對誤差（ME）、均方根誤差（RMSE）和決定系數(shù)（R2）檢驗（表3）。當ME≤0.5、RMSE≤0.5、R2＞0.95時，模擬精度滿足試驗要求。就整體而言，土壤水鹽模擬值與實測值吻合度較好，模擬結(jié)果能較好地反映土壤水鹽的動態(tài)變化。這證明HYDRUS-2D水鹽模型可以較好地模擬不同沉陷應(yīng)力區(qū)土壤剖面中的水鹽運移。

表3 模型精度檢驗Tab.3 Tests of model accuracy

2.2 不同沉陷應(yīng)力區(qū)土壤含水率時空變化特征

沉陷拉張作用增強了土壤蒸發(fā)作用，拉張區(qū)土壤含水率顯著低于擠壓區(qū)，土壤含水率隨深度變化顯著（圖4）。＜40 cm深度土壤含水率隨時間變化曲線呈現(xiàn)典型蒸發(fā)過程“三階段”：穩(wěn)定蒸發(fā)階段（0～5 d），蒸發(fā)速率下降階段（5～40 d）和蒸發(fā)水分擴散階段（40 d以后）。在蒸發(fā)全過程中，0～20 cm沉陷擠壓C區(qū)土壤含水率顯著高于兩側(cè)沉陷拉張區(qū)，與對照區(qū)差異較小。這說明沉陷剖面2個拉張區(qū)土壤微裂隙發(fā)育，增大了土壤與大氣的接觸面，蒸發(fā)作用強烈。但是，20～40 cm、40～60 cm左側(cè)拉張B區(qū)和擠壓C區(qū)的土壤含水率無顯著差異。類比隨開采推進方向沉陷盆地的發(fā)育過程，這是由于隨著沉陷向右推進，左側(cè)20～60 cm 沉陷拉張裂縫閉合的原因。＞40 cm深度土壤含水率在蒸發(fā)作用初期顯著增大，可能是上層土壤水分向下運移造成的下層土壤含水率波動。＞60 cm 深度擠壓C 區(qū)土壤含水率仍然顯著大于兩側(cè)拉張區(qū)。這說明沉陷剖面深部拉張區(qū)對土壤含水率的擾動時效性比淺層更久。

圖4 不同深度不同沉陷應(yīng)力區(qū)土壤含水率隨時間變化Fig.4 Variation of soil moisture with time in different subsidence stress regions at different depths

蒸發(fā)試驗結(jié)束時，不同沉陷應(yīng)力區(qū)土壤含水率隨深度的分布剖面圖（圖5）表明，0～40 cm 深度，沉陷拉張作用顯著增強土壤蒸發(fā)作用，造成擠壓C 區(qū)土壤含水率顯著大于拉張區(qū)。40～60 cm 深度不同沉陷應(yīng)力區(qū)土壤含水率無顯著差異。＞60 cm 深度土壤含水率又呈現(xiàn)隨沉陷應(yīng)力區(qū)不同而分異的特征。

圖5 第78 d時土壤水分剖面模擬Fig.5 Simulation of soil moisture profile on the 78th day

2.3 不同沉陷應(yīng)力區(qū)土壤總含鹽量時空變化特征

不同深度土壤總含鹽量隨時間逐漸減小，以0～20 cm 深度土壤隨時間脫鹽量最大（圖6）。這是表層土壤強烈蒸發(fā)作用導(dǎo)致鹽分在0～5 cm 深度形成鹽殼的結(jié)果。0～60 cm 深度左側(cè)沉陷拉張B 區(qū)土壤脫鹽量隨時間逐漸增大，與擠壓C 區(qū)差異顯著。＞60 cm 深度土壤總含鹽量隨時間變化曲線無顯著差異。

圖6 不同深度不同沉陷應(yīng)力區(qū)土壤總含鹽量變化Fig.6 Changes of soil total salt content in different subsidence stress regions at different depths

沉陷不同應(yīng)力區(qū)土壤總含鹽量隨深度呈強烈變異（圖7）。蒸發(fā)試驗10 d，0～20 cm土壤鹽分受蒸發(fā)作用影響，向土壤最表層遷移，沉陷土壤總含鹽量高于對照組，右側(cè)拉張D 區(qū)鹽分積累量顯著高于其他應(yīng)力區(qū)，鹽分最終在土壤表層0～5 cm 形成鹽殼。在50 d、78 d，對比對照組，沉陷組各應(yīng)力區(qū)土壤總含鹽量不但隨深度呈現(xiàn)強烈變異，具體表現(xiàn)為20～40 cm、60～80 cm 土壤總含鹽量相對積聚；而且右側(cè)拉張區(qū)總含鹽量積聚深度有向下遷移的趨勢。這表明沉陷區(qū)深部土壤水分不均勻分布會導(dǎo)致土壤鹽分隨深度的變異，拉張區(qū)土壤鹽分向下遷移，減緩了沉陷地鹽堿化風險。

圖7 不同沉陷應(yīng)力區(qū)土壤總含鹽量模擬剖面Fig.7 Simulation profile of soil total salt content in different subsidence stress regions

2.4 不同沉陷應(yīng)力區(qū)6種土壤溶質(zhì)離子分布特征

沉陷拉張區(qū)和擠壓區(qū)顯著改變了土壤溶質(zhì)離子隨深度的變化，不同的溶質(zhì)離子隨深度呈現(xiàn)不同的積聚效應(yīng)（圖8）。在對照組中，Ca2+、SO42-、CO32-土壤離子濃度均隨深度呈現(xiàn)典型雙峰式積聚效應(yīng)，積聚深度為20～40 cm、60～80 cm。對比對照組，沉陷拉張區(qū)Ca2+、SO42-、CO32-土壤離子濃度隨深度呈單峰積聚，且Ca2+、SO42-離子在沉陷拉張區(qū)積聚深度下移至40～60 cm，擠壓C區(qū)無顯著積聚效應(yīng)；CO32-離子在沉陷擠壓C 區(qū)和拉張區(qū)具有相似分布規(guī)律，僅在60～80 cm積聚，呈現(xiàn)顯著向下遷移的趨勢。在對照組中，Mg2+、Na+、Cl-土壤離子濃度以單峰式積聚。對比對照組，在沉陷拉張區(qū)3種離子積聚深度均上移；在沉陷擠壓區(qū)Mg2+、Cl-離子隨深度無顯著積聚效應(yīng)；Na+離子在沉陷擠壓區(qū)呈雙峰式積聚。沉陷拉張區(qū)Ca2+、SO42-、Mg2+、Cl-離子積聚濃度大于擠壓區(qū)。

圖8 不同沉陷應(yīng)力影響下6種溶質(zhì)離子分布剖面Fig.8 Distribution profiles of six solute ions under different subsidence stress

3 討論

3.1 沉陷應(yīng)力區(qū)分布對土壤水分運移的影響機制

在中國山西-陜西-內(nèi)蒙古三省交界地，高強度的井工開采造成風積沙地、黃土覆蓋區(qū)大面積沉陷［19］。在開采沉陷擾動下和穩(wěn)定沉陷盆地形成過程中，土體內(nèi)部形成2類裂縫，一類為邊緣裂縫，在開采沉陷過程中不斷加深，且不會在穩(wěn)沉后消失。另一類為動態(tài)裂縫，隨開采沉陷推進，呈現(xiàn)拉張-閉合-拉張的動態(tài)變化過程［20］。而本文室內(nèi)模擬試驗中，通過依次調(diào)節(jié)活動面板模擬土壤受開采沉陷應(yīng)力作用形成的拉張區(qū)和擠壓區(qū)，最終形成穩(wěn)定沉陷盆地。土壤容重指標量化沉陷裂縫分布和發(fā)育情況，不同沉陷應(yīng)力區(qū)導(dǎo)致土壤容重發(fā)生顯著變化，試驗研究發(fā)現(xiàn)開采沉陷對土壤水鹽運移的主要影響因素是土體裂縫的發(fā)育情況，包括宏觀裂縫和土體內(nèi)部的微裂隙。這些微裂隙為土壤水分運移創(chuàng)造了優(yōu)先路徑，加速土壤水鹽運移過程。這也側(cè)面印證了Hu等［5］的結(jié)論，土壤含水量和容重具有強烈的空間依賴性。這成為干旱少雨、光照強度大的西部地區(qū)地表生態(tài)損傷的重要因素。

畢銀麗等［21］發(fā)現(xiàn)在沙地沉陷區(qū)，開采沉陷增強了60～80 cm土壤水分的變異性，沉陷區(qū)土壤蒸發(fā)量均明顯大于未沉陷區(qū)。本文室內(nèi)模擬試驗結(jié)果表明，0～40 cm 深度，沉陷拉張作用顯著增強土壤蒸發(fā)，造成擠壓區(qū)土壤含水率顯著大于拉張區(qū)。這說明沉陷拉張應(yīng)力導(dǎo)致土壤內(nèi)部微裂隙發(fā)育，增加土壤與大氣的接觸面積，蒸發(fā)作用增強，加速土壤水分運移。本試驗中，＞60 cm深度土壤含水率又呈現(xiàn)隨沉陷應(yīng)力區(qū)不同而分異的特征。綜合分析，淺煤層開采沉陷會在60～80 cm深度形成不同程度垮塌，垮塌在沉陷土壤剖面的水平位置具有隨機性，這造成土壤水分在垮塌區(qū)變異性增強。

本試驗研究結(jié)果還表明，開采沉陷對土壤水分影響具有時效性，土壤水分在一定時間后趨于穩(wěn)定狀態(tài)。這一規(guī)律表明開采沉陷對地表土壤、植物根系乃至地表生態(tài)系統(tǒng)的影響均隨時間變化。隨著動態(tài)裂縫的閉合，開采沉陷區(qū)地表生態(tài)系統(tǒng)表現(xiàn)出顯著的自修復(fù)特點。Druzbicka等［22］通過對干旱、半干旱地區(qū)2 個廢棄礦山的研究發(fā)現(xiàn)，采礦引起巖層暴露與沉陷促進了土地鹽堿化，但通過長時間自然演替過程，受干擾土地自然恢復(fù)，地區(qū)生物多樣性增強。因此，在開采沉陷地生態(tài)修復(fù)過程中，我們必須充分認識沉陷地土壤水分空間變異性與時效性，有機結(jié)合人工修復(fù)技術(shù)，加快沉陷區(qū)生態(tài)自修復(fù)進程。

3.2 開采沉陷促進干旱地區(qū)土壤鹽分向下運移

“鹽隨水走”，土壤鹽分的運移均隨水分的運動而遷移［23］。因此，拉張應(yīng)力區(qū)土壤微裂隙的發(fā)育不僅增強土壤蒸發(fā)作用，而且勢必影響土壤鹽分運移，這是導(dǎo)致山西-陜西-內(nèi)蒙古三省交界地土壤鹽堿化的重要因素。

Ashish等［24］發(fā)現(xiàn)底部即沉陷擠壓應(yīng)力區(qū)中心位置0～60 cm 深度土壤電導(dǎo)率顯著增加，也證明沉陷應(yīng)力增加了土壤鹽分的空間變異性。本文試驗研究結(jié)果表明，沉陷應(yīng)力作用對土壤含鹽量影響深度遠大于土壤含水率。0～60 cm左側(cè)沉陷拉張區(qū)土壤脫鹽量隨時間逐漸增大，與擠壓區(qū)差異顯著。這說明開采沉陷對土壤鹽分空間異質(zhì)性的影響比土壤水分更顯著。史文娟等［25］通過室內(nèi)土柱模擬試驗，研究蒸發(fā)條件下不同層位夾砂層土壤剖面鹽離子的動態(tài)變化情況，結(jié)果發(fā)現(xiàn)鹽分離子向上遷移的速度隨時間的增加而減小。此外，本試驗結(jié)果還表明，沉陷應(yīng)力使0～5 cm土壤積鹽明顯。在前人［25］研究的基礎(chǔ)上，本文研究結(jié)果證明了開采沉陷作用下土壤表層鹽殼的形成進一步阻止水分和鹽分向上遷移。

沉陷應(yīng)力作用影響土壤質(zhì)量，導(dǎo)致沉陷區(qū)域內(nèi)土壤物理和化學性質(zhì)受影響，尤其在中國山西-陜西-內(nèi)蒙古三省交界地易造成土地鹽堿化［26］。土壤性質(zhì)受到自然因素和人為因素影響，具有極強的空間變異性。本試驗研究發(fā)現(xiàn)，沉陷區(qū)深部土壤水分不均勻分布會導(dǎo)致土壤鹽分隨深度的變異，拉張區(qū)土壤鹽分向下遷移。這與畢銀麗等［27］利用箱狀試驗?zāi)M開采沉陷裂縫，進行HYDRUS-2D 數(shù)值模擬研究結(jié)果相似，研究結(jié)果表明裂縫區(qū)含鹽量向下遷移，證明開采沉陷裂縫抑制了次生鹽堿化發(fā)生。本研究發(fā)現(xiàn)沉陷拉張區(qū)Ca2+、SO42-、Mg2+、Cl-離子積聚濃度大于擠壓區(qū)，Ca2+、SO42-、CO32-土壤離子濃度隨深度呈單峰積聚，沉陷拉張區(qū)積聚深度均顯著下移。這進一步證明不同鹽分離子具有向下運移的趨勢，且離子類型影響鹽分的下移規(guī)律。

土壤養(yǎng)分的變異是土壤水鹽變化的后效作用［28］。開采沉陷應(yīng)力作用影響并改變土壤水鹽運移，最終影響土壤養(yǎng)分，抑制植物生長。Zhao等［29］對黃土地區(qū)采煤沉陷區(qū)采樣分析土壤有機質(zhì)與全氮，結(jié)果表明沉陷降低了0～20 cm深度上土壤有機質(zhì)與全氮含量。地面沉降增大了有機質(zhì)和全氮的空間異質(zhì)性。裂縫寬度、裂縫深度和取樣點與裂縫邊緣的距離是導(dǎo)致土壤有機質(zhì)和全氮水平空間異質(zhì)性的主要影響因素。

因此，開采沉陷對地表生態(tài)系統(tǒng)的影響程度很大。針對開采沉陷不同應(yīng)力區(qū)的生態(tài)恢復(fù)，要開展“分區(qū)”生態(tài)修復(fù)模式，以土壤自修復(fù)為基礎(chǔ)，建立差別化生態(tài)修復(fù)模式。

4 結(jié)論

本文聚焦不同沉陷應(yīng)力對沉陷盆地水鹽運移的影響，利用自主研發(fā)的室內(nèi)土柱模擬裝置進行沉陷模擬試驗，采用土壤容重指標量化沉陷裂縫分布和發(fā)育情況，研究蒸發(fā)過程中土壤水鹽在不同沉陷應(yīng)力區(qū)的運移規(guī)律，揭示開采沉陷應(yīng)力分布對土壤水鹽運移的影響機制，得到如下結(jié)論：

（1）開采沉陷不同應(yīng)力作用下，土壤含水率隨時間變化曲線呈現(xiàn)典型蒸發(fā)過程“三階段”模式。0～40 cm 深度，沉陷拉張作用顯著增強土壤蒸發(fā)作用。

（2）沉陷組各應(yīng)力區(qū)土壤總含鹽量不但隨深度呈現(xiàn)強烈變異，而且右側(cè)拉張區(qū)總含鹽量積聚深度有向下遷移的趨勢。

（3）沉陷拉張區(qū)Ca2+、SO42-、Mg2+、Cl-離子積聚濃度大于擠壓區(qū)。Ca2+、SO42-、CO32-土壤離子濃度隨深度呈單峰積聚，沉陷拉張區(qū)積聚深度均顯著下移。

（4）HYDRUS-2D 水鹽模型可以較好模擬開采沉陷土壤剖面中的土壤水鹽運移。模擬精度滿足試驗要求。

（5）在山西-陜西-內(nèi)蒙古交界地采煤沉陷區(qū)，土壤鹽分沿沉陷拉張應(yīng)力區(qū)遷移的重要過程可以很大程度上減緩因強烈蒸發(fā)作用造成的土地鹽堿化問題。這對科學開展開采沉陷區(qū)生態(tài)修復(fù)工程、建立差別化生態(tài)修復(fù)模式、加速生態(tài)自修復(fù)能力提供重要理論依據(jù)。