春季解冻期排土场土壤侵蚀类型主要为冻融侵蚀，其本质是土壤水的冻结和融化过程，冻融作用引起侵蚀是因为其改变了土壤物理力学特性^[1]。关于冻融作用对土壤的影响，以往的研究主要集中在冻融温差、冻结温度及含水率变化对土壤结构的破坏，研究表明冻融温差越大，土壤体积膨胀越明显，土壤较冻融前变得更加疏松，土壤密度也会显著改变，当含水率为30%时，表层土壤密度较深层土壤受冻融影响程度更大，冻融交替次数在0～10之间时，土壤结构破坏程度高，孔隙体积变化大，土壤孔隙度随冻融循环次数的增加呈递减趋势，且随冻结温度降低，土壤孔隙度及密度受到的影响越大，冻融过程会使土体从不稳定态向动态稳定态发展，反复冻融循环改变了土体的结构，使土体向新的动态发展，继而引发冻胀效应、融沉效应，导致冻融作用后的水土流失量比未冻融前有所增加^[2−7]。

露天煤矿作为能源市场重要的产业之一，主要分布在内蒙古、甘肃、新疆等寒冷地区。排土场作为采矿的衍生产物，具有边坡高陡、结构极不稳定等特点，其物质组成的特殊大孔隙为土壤水分运动和深层迁移提供了条件，是露天煤矿土壤侵蚀最严重的区域^[8]。春季解冻期温度变化可能会造成土壤性质改变，引起排土场边坡失稳。以往，关于矿区排土场土壤的研究集中在土壤侵蚀、生态水文、径流特征等，如排土场土壤团聚体稳定性^[9]、水蚀控制模式^[10]、土体持水性^[11]等。但针对春季解冻期冻融循环对排土场土体孔隙状况及含水率等水分物理性质的影响研究较为鲜见，而探究冻融循环对排土场土体水分物理性质的作用机制，可为春季解冻期采取相应措施预防排土场水土流失提供理论支撑。基于此，本研究以海州露天煤矿排土场不同复垦植被类型和土层深度土壤为研究对象，采用野外取样、实验室冻融土壤配制和室内环刀入渗实验，揭示春季解冻期冻融循环造成露天煤矿排土场水土流失的影响机理，以期为预防排土场发生土壤侵蚀、滑坡等地质灾害提供理论依据。

研究区位于辽宁省阜新市海州露天煤矿西排土场露天矿坑的西南部（E 121°40′～121°41′，N 41°57′～42°00'）（图1），占地面积约13 km²，属于北温带大陆性半干旱季风气候。年蒸发量1790 mm，年均气温7.3 ℃，≥ 10 ℃年积温3 476 ℃，无霜期154 d，年均日照时数2 865.5 h，年均风速3 m/s，年均降水量511.4 mm，且多集中于夏季，春秋2季干旱少雨，造成一定程度上的土壤和植被水分亏缺；土壤类型以褐土和棕壤为主；地带性植被为温带森林草原和暖温带落叶阔叶林。排土场呈阶梯状，陡坎坡平均坡度45°，盘面平均海拔高度+270 m，相对高差3～60 m，最高处接近+325 m，最低处不低于+240 m，大部分盘面已停止排矸13 a以上。2004年，国土资源部对海州露天煤矿排土场开展土地复垦工作，复垦树种为刺槐（Robinia pseudoacacia ）、榆树（Ulmus pumila ）、油松（Pinus tabulaeformis ）、火炬树（Rhus typhina）等^[8−9]。

图 1(Fig. 1)

图 1 海州露天煤矿地理位置图 Fig. 1 Geographical location map of Haizhou open-pit coal mine

于2020年4月在西排土场人工栽培植被复垦区内，选取榆树林地、火炬树林地、耕地、荒草地4种复垦植被类型进行土壤取样，在具有代表性的样地内划分3个不同采样点，采样深度为20 cm 1个土层，深度范围0～60 cm，采用优质钢板材料制成高100 mm，直径70 mm的环刀，各土层分别取3个重复环刀样，共36个样品，且采集2 kg土壤样品用于分析冻融循环前土壤物理性质。

将原状土壤样品放置在装有水深为2～3 mm的试验托盘中，使其充分吸水8～12 h，后清除自由水。将环刀置于−15 ℃环境中冰冻12 h，在12 ℃的环境条件下解冻4 h，冻融循环5次，循环过程中将环刀上下均盖无孔环刀盖，避免在冻融循环过程中土壤含水量的挥发。冻融循环前后不同复垦植被类型土壤密度、非毛管孔隙度及毛管孔隙度采用环刀法测定，含水率采用烘干法测定。

运用Coreldraw X7、Origin 2022、ArcGIS 10.8软件进行研究概况、折线图等图的制作及SPSS 27进行方差分析。

冻融作用前（图2a），各复垦植被类型土壤密度最小值均出现在0～20 cm土层，表明植被恢复作用对土壤改良效果于0～20 cm土层较好，大小表现为荒草地=火炬树林地 > 榆树林地 > 耕地，其中榆树林地密度小于荒草地。原因可能在于榆树根系发达，植被覆盖度高，枯枝落叶物丰富，土层中微生物活动频繁，有机质含量较高；而草本植物根系细小且分布较浅，虽然改变土壤密度的积极作用具有一定限制，但成效与榆树林地和火炬树林地无显著性差异（P < 0.05）。由于人为扰动如灌溉、耕作等，导致耕地土壤扰动幅度较大，土壤结构松散，土体密度最小。榆树林地、耕地土壤密度在0～60 cm土层表现为先增大后减小，20～40 cm土层与40～60 cm土层无显著性差异（P < 0.05）；火炬树林地、荒草地土壤密度随土层深度的增加持续增大。20 ～ 60 cm土层荒草地土壤密度大于火炬树林地，说明植被粗壮根系相较于细小根系更能提高土壤的渗透性能；20～60 cm土层榆树林地的透水能力小于火炬树林地，原因可能在于适宜的土壤密度有利于植物根系的生长。但当土壤密度升高时，土壤理化性质发生改变，土壤紧实度增加，进而限制植物根系生长，导致20～60 cm土层榆树林地的密度较大。各复垦植被类型0～60 cm土层平均土壤密度，荒草地为1.37 g/cm³，榆树林地为1.36 g/cm³，火炬树林地1.32 g/cm³，耕地为1.22 g/cm³。

图 2(Fig. 2)

不同大写字母表示不同土层间存在显著差异（P < 0.05），而不同小写字母表示不同复垦植被类型间存在显著差异（P < 0.05）.下同。 Different uppercase letters indicate significant differences between different soil layers （P < 0.05）, while different lowercase letters indicate significant differences between different types of reclaimed vegetation type （P < 0.05）. The same below. 图 2 冻融循环前后不同复垦类型下的土壤密度 Fig. 2 Soil bulk densities under different reclamation types before and after freeze-thaw cycles

冻融后除火炬树林地20～40 cm土层及荒草地40～60 cm土层密度较冻融前相同土层有显著性差异（P < 0.05），其余复垦植被类型各土层较冻融循环前相同土层均有极显著性差异（P < 0.01）。冻融作用后（图2b），各复垦植被类型土壤密度均增加，最小值仍在0～20 cm土层。0～60 cm土层榆树林地、火炬树林地、耕地、荒草地密度均值为1.43、1.38、1.28、1.43 g/cm³，大小表现为荒草地 = 榆树林地 > 火炬树林地 > 耕地，不同土层深度各复垦植被类型土壤密度变化幅度具有差异性。冻融作用对0～20 cm土层土壤密度整体上影响最大，原因可能在于表层土壤对于温度变化感知更为明显，较低温度不仅改变土壤结构，还抑制植物根系生长，且破坏细小根系。榆树林地、火炬树林地、耕地、荒草地0～60 cm土层平均密度增加值依次为0.07、0.06、0.06和0.06 g/cm³，土壤密度变化率大小关系为耕地 > 榆树林地 > 火炬树林地 > 荒草地（图3a）。

图 3(Fig. 3)

图 3 冻融作用下土体水分物理参数变化率 Fig. 3 Change rates of physical parameters of soil moisture under freeze-thaw action

由于排土场土体为新构土壤，对水分蓄积作用较弱，冻融作用前（图4a），各复垦植被类型土壤含水率最小值出现在0～20 cm土层，含水率均较低，除火炬树林地外，其他3种复垦植被类型0～20 cm土层土壤含水率均显著低于20～40 cm及40～60 cm土层（P < 0.05），与其他土层差异显著（P < 0.05）。各复垦植被类型最大土壤含水量均出现在20～40 cm土层，与土层深度0～20 cm及40～60 cm存在显著差异（P < 0.05），表明水分的渗透能力会随土层深度的变化而有所差异。0～60 cm土层平均含水率分别为13.56%、15.77%、12.46%和11.80%，依次为火炬树林地 > 榆树林地 > 耕地 > 荒草地。其中，榆树林地和火炬树林地整体含水率高于荒草地和耕地，原因可能在于火炬树林地、榆树林地林冠层不仅抵挡光线，还可以截留降水，枯枝落叶物促进了降水的入渗，粗壮的根系有利于水分渗透到较深土层。同时，植物的蒸腾作用在一定程度上降低周边环境温度，防止土壤水分蒸发。但榆树林地对土壤水分消耗量较大，土壤含水率小于火炬树林地；因特殊的土壤组成结构，耕地和荒草地含水率整体相差不大。

图 4(Fig. 4)

图 4 冻融循环前（a）后（b）不同复垦类型下的土壤含水率 Fig. 4 Soil moisture content under different reclamation types before (a) and after (b) freeze-thaw cycle

冻融作用会使土壤水分运移发生变化导致土壤含水率呈现差异^[12]。冻融作用后除榆树林地20～40 cm土层、耕地0～20 cm土层含水率与冻融作用前相同土层有极显著性差异（P < 0.01），其余复垦植被类型各土层与冻融前相同土层有显著性差异（P < 0.05）。0～60 cm土层土壤含水率均值大小为火炬树林地 > 榆树林地 > 荒草地 > 耕地（图4b）。各复垦植被类型土壤含水率最小值出现在0～20 cm土层，最大值出现在20～40 cm土层，与其他土层差异显著（P < 0.05），原因可能在于冻融作用后20～40 cm土层土壤密度基本呈现上升趋势，导致土体渗透性降低，保水能力增强，土体含水量有所增加。由于土层较深，温度上升缓慢，土壤中冰晶体含量较多，水分较少，导致各复垦植被类型40～60 cm土层含水率较小。冻融作用后榆树林地、火炬树林地、耕地、荒草地0～60 cm土层平均含水率减小值依次为1.59%、2.4%、1.81%和1.74%，变化率大小关系为火炬树林地 > 耕地 > 荒草地 > 榆树林地（图3b）。

冻融作用前（图5a），耕地0～20 cm土层土壤非毛管孔隙度均显著高于其他复垦植被类型（P < 0.05），原因可能是耕地人工作业，表层土壤扰动幅度较大，致使土壤结构更加松散，非毛管孔隙度增加，土壤具有更好的透水能力。火炬树林地初始密度较榆树林地高，且其主根功能弱于榆树林地，植入土壤深度也较浅，导致0～20 cm土层火炬树林地与榆树林地非毛管孔隙度差异显著。荒草地由于草本植物根系分布多且表浅，土壤中含有大量的砾石，导致非毛管孔隙度值在0～40 cm土层整体上较大。其最大值出现在20～40 cm土层，与其他3种复垦植被类型差异显著（P < 0.05）。各复垦植被类型0～60 cm土层平均非毛管孔隙度值：榆树林地为11.29%、火炬树林地为5.86%、耕地为16.10%和荒草地为14.17%。由于植被的恢复及人工作业对浅层土壤结构的作用效果较为明显，导致各复垦植被类型土层的非毛管孔隙度随土层深度的增加整体上呈下降变化趋势，且0～20 cm土层非毛管孔隙度值最大。

图 5(Fig. 5)

图 5 冻融循环前（a）后（b）不同复垦类型下的土壤非毛管孔隙度 Fig. 5 Soil non-capillary porosities under different reclaimed types before （a） and after （b） freeze-thaw cycles

冻融作用可使大团聚体破解，导致团粒结构比例失调，使土体结构发生显著改变^[13]。土壤孔隙作为土壤结构的重要组成部分，其大小决定着土壤导水性能^[14]。冻融作用后除榆树林地20～40 cm土层及耕地0～20 cm土层非毛管孔隙度较冻融作用前有极显著性差异（P < 0.01），其余复垦植被类型各土层较冻融前相同土层均有显著性差异（P < 0.05）。图5b中，冻融循环后榆树林地、火炬树林地和荒草地20～40 cm土层非毛细管孔隙度小于0～20 cm土层，可能是因为乔木和灌木的植物根系发达，枯枝落叶物多，土壤中有机质的含量高，有利于温度的传递，土壤物理性质恢复较快，导致表层土壤非毛管孔隙度恢复更快。0～40 cm土层榆树林地、火炬树林地、耕地非毛管孔隙度呈下降变化趋势，荒草地呈上升变化趋势，表明冻融对非毛管孔隙度的影响因复垦植被类型的不同而有所差异。对于较深层次土壤，解冻时温度传递较慢，土层中含有未融化的冰晶体，导致土壤体积膨胀，当冻胀作用力大于拉力时，就会引起土壤孔隙扩大。因此，耕地40～60 cm土层比20～40 cm土层非毛管孔隙度更大。榆树林地、火炬树林地、耕地、荒草地0～60 cm土层平均非毛管孔隙度减小值依次为1.44%、1.99%、1.54%和1.45%，变化率整体上表现为火炬树林地 > 榆树林地 > 荒草地 > 耕地（图3c）。

冻融作用前（图6a），火炬树林地和耕地毛管孔隙度呈现出先升高后降低的变化趋势，于20～40 cm土层达到峰值，且0～20 cm土层与各土层间存在显著性差异（P < 0.05）。由于荒草地表面砾石含量较多，导致其毛管孔隙度随土层深度的增加而增加，40～60 cm土层与其他土层具有显著差异性（P < 0.05）。榆树林地毛管孔隙度各土层无显著性差异，整体上随土层深度的增加有所降低，表明榆树林地表层土壤的保水能力优于深层，原因可能在于榆树粗壮的根系可扎进土壤深层，使水分难以积聚。耕地、荒草地、火炬树林地、榆树林地0～60 cm土层土壤毛管孔隙度均值依次为45.05%、38.91%、37.72%和35.96%，因耕地土壤结构特殊，孔隙度较大，继而保水能力较强。

图 6(Fig. 6)

图 6 冻融循环前（a）后（b）不同复垦类型下的土壤毛管孔隙度 Fig. 6 Capillary porosity of soil under different reclamation types before (a) and after (b) freeze-thaw cycles

冻融作用后除榆树林地20～40 cm土层及耕地0～20 cm土层毛管孔隙度较冻融作用前有极显著性差异（P < 0.01），其余复垦植被类型各土层深度较冻融作用前均有显著性差异（P < 0.05）。榆树林地、火炬树林地、耕地、荒草地0～60 cm土层毛管孔隙度分别为32.09%、31.68%、40.61%和34.52%（图6b），表现为耕地 > 荒草地 > 榆树林地 > 火炬树林地，毛管孔隙度随土层深度的增加变化趋势与冻融前较一致。林地、耕地、荒草地的毛管孔隙度分布规律表明植被类型根系的不同，对其产生的影响具有差异性。0～60 cm土层各复垦植被类型土壤毛管孔隙度整体上呈下降趋势，榆树林地、火炬树林地、耕地、荒草地0～60 cm土层平均毛管孔隙度减小值依次为3.87%、6.04%、4.44%和4.38%，变化率整体上表现为火炬树林地 > 荒草地 > 榆树林地 > 耕地（图3 d）。

冻融作用前后，各复垦植被类型0～20 cm土层土壤密度有极显著性差异（P < 0.01）。耕地土壤密度变化率最大，原因在于其土体结构的特殊性，导致初始密度较小，冻融作用可使密度较小的疏松土壤变得更加密实^[3]。冻融循环导致土壤含水量整体下降，且对表层土壤含水率影响最大，原因可能在于冻融初期，表层水分对温度变化较为敏感，大量土壤水分向冰晶转化，土壤孔隙度增大，水分含量高的下层土壤向水分含量低的冻结层转移，冻结层土壤含水量逐渐增多，融化过程中，表层融水部分蒸发流向大气层，部分流向土壤深层，导致冻融后土壤含水率降低^[15−16]。其中，火炬树林地0～60 cm土层含水率变化最为显著且与冻融作用前具有显著性差异（P < 0.05），原因可能是其初始含水率较其他复垦植被类型高，土体中的水分在冻结过程中由于变成冰晶体而体积增大，冰晶体充填土壤颗粒同时并推动土壤颗粒的迁移，土体中水分含量越大，冻结过程中水分迁移的有效时间越长，由此迁移的水分越多，进一步增加了这种推动作用，从而使土壤冻融作用更为强烈，冻胀更为严重，解冻后的含水率变化更为显著^[1]。冻融作用对40～60 cm土层非毛管孔隙度整体上影响最大，原因一方面可能在于冻融作用对部分土壤结构有一定的破坏作用，另一方面由于深层次土壤复温较慢，土壤物理性质恢复也较缓慢。火炬树林地非毛管孔隙度在0～60 cm土层下降幅度较其他3种复垦植被类型明显，可能在于其对水分的需求少于榆树林地，根系比荒草地多且发达，较粗壮的根系植入土壤深层后，增强了土体的输水能力，同时由于深层土壤更为密实，毛管孔隙度较高，储水性能较强。因此在冻结过程中产生更多的冰晶，冰晶的持续生长破坏了土壤颗粒之间的联结力，大颗粒物质破碎，小颗粒物质增多，土壤颗粒重新排列^[13]，逐渐填满原有孔隙，导致非毛管孔隙度随土层深度增加而降低。各复垦植被类型毛管孔隙度经冻融循环后整体上表现为降低变化趋势，原因可能在于冻结过程中，土壤中的水分子凝固成为小冰晶，使体积增加9%左右，冰晶的膨胀破裂了颗粒之间的连接降低了土壤团聚体的稳定性，并有效地将土壤团聚体分解为细小团聚体。研究表明土壤水稳性团聚体与土壤孔隙度呈显著正相关^[12]。冻融作用前后，同一复垦植被类型不同土层深度土体物理性质均发生变化，表明冻融作用对土壤结构具有不可逆的破坏性，且冻融循环对土壤水分物理性质的作用效果受不同复垦植被类型及土层深度的影响。

冻融作用前，各复垦植被类型土壤密度、含水率最小值及非毛管孔隙度最大值均出现在0～20 cm土层，表明复垦植被对浅层土壤具有积极的改良效果，植被根系对土壤入渗率有提升作用^[17]。冻融作用后各土层土壤密度、含水率、非毛管孔隙度及毛管孔隙度较冻融作用前均发生了变化且存在一定程度的联系，即冻融过程中土壤水分的相变、冰晶的生长和水分的迁移会对土壤颗粒和孔隙产生作用力，导致土壤结构发生改变，冻融使土体中的水分在冻结过程中变成冰晶体导致冻结膨胀，而冰晶体膨胀的大小取决于土壤的含水率，冰晶体充填土壤颗粒的同时推动土壤颗粒迁移，在融化时，土壤颗粒又随着融化的加剧，颗粒间胶结断裂，发生错动，反复冻融循环改变了土壤的结构性，破坏土壤颗粒间的联结力，大颗粒物质破碎，细小颗粒物质增加，毛管孔隙度减小，土壤密度增加，含水率降低，同时，土壤颗粒重新排列，较小的颗粒随水分运动填充原有及新形成的缝隙，导致土体中大孔隙量减少^{[1,13,18−19]}。相关研究表明土壤渗透性与土壤初始含水率、总孔隙度呈极显著正相关，与毛管孔隙度、非毛管孔隙度呈显著或极显著正相关，与土壤密度呈极显著负相关^[20]。冻融作用会减弱土壤的渗透性，导致土体饱和导水率减少，进而产生径流，加剧侵蚀，影响排土场土体的稳定性。因此，可针对冻融作用前后，排土场土体水分物理性质的改变，采取相应的物理化学措施，改变土壤理化性质，提升土壤对温度变化的应对力，促进水分入渗，提高春季积雪融水利用率。

1）复垦植被类型及土层深度的不同会导致土壤密度、含水率、毛管孔隙度、非毛管孔隙度在冻融作用后变化程度具有显著差异。冻融循环对0～20 cm土层密度影响最大。

2）冻融作用通过影响土体水分物理性质对土壤结构造成一定程度不可逆的破坏性。

3）冻融循环后0～60 cm土层各复垦植被类型密度增加，其余土体水分物理参数均在降低。其变化规律可为揭示冻融作用造成排土场不同复垦植被类型下的水土流失影响机理提供理论依据。