煤矿区重构土壤剖面水气变化及其对温度梯度的响应

煤矿开采为国内经济带来巨大贡献的同时，也带来了严重的生态环境问题及地质灾害[1-2]。另外，煤炭生产过程也会产生大量的固体废弃物，其中煤矸石作为主要废弃物，占原煤总量的15%～20%[3]。在中国，煤矸石总量已达38亿t，大量煤矸石的堆积也会造成严重的环境问题[4-6]。尽管煤矸石资源化利用已成为一个重要的研究领域，但煤矸石的利用率仍未超过15%[7]。经过长期的理论研究与实践，利用煤矸石充填重构土壤来恢复或改善矿区生态环境是经济可行的，这不仅修复了受损土地，也在一定程度上解决了煤矸石的堆积问题[8-11]。因此，煤矿区用煤矸石作为基质进行土壤重构，恢复生态环境和土地复垦的立地条件工程大量存在。

但是，煤矸石的水气热力学性质与土壤存在显著差异，其饱和含水量远低于土壤，而饱和导水率、热扩散系数和导气率均大于土壤[12-14]，这势必会对重构土壤水气热分布状况及其变化产生影响。WANG等[15]研究发现，重构土壤表层土壤(0～30 cm)和填充基质层(50～80 cm)的含水量存在显著差异。宋杨睿等[16]研究发现，重构土壤含水量比自然土壤低，并且由于煤矸石持水能力极弱，无法实现地下水对表层土壤的有效补给。笔者所在研究团队研究发现，重构土壤导气率受覆土类型和煤矸石的共同影响，覆土土壤导气率决定了重构土壤的导气率大小，煤矸石导气率决定了煤矸石对重构土壤导气率的影响系数[13];矸石层的存在会影响表层土壤温度，当覆土厚度较薄时，表层土壤温度的昼夜变化幅度相对较大[17]，并且矸石层对土壤层温度的影响随着太阳辐射的增加而增强[14]。特别地，当煤矸石中黄铁矿(FeS2)含量较高时，会发生氧化反应并伴有释热过程[18]。尽管氧化过程缓慢，但依旧会对重构土壤的温度状况产生影响，导致土壤层与矸石层温度的差异。郑国强等[19]对覆土矸石山温度进行调查，发现不同地块覆土矸石山垂直方向80 cm深度温度在28.69～52.9 ℃，温度随着深度的增加而升高，剖面存在显著的温度梯度，并且随着热量的持续上升，地表的温度也随之升高。温度作为水气运动的主要影响因素[20-21]，会对土壤水分和养分的有效性、土壤的呼吸过程以及微生物的活性等产生影响，进而影响植物的生长发育。那么，煤矸石氧化放热过程对重构土壤剖面的水气变化的影响，势必会影响矸石山及矿区的生态修复效果。

然而，目前国内对重构土壤剖面水气变化的研究还比较欠缺，特别是在煤矸石氧化放热对重构土壤剖面温度分布及水气变化影响这方面。因此，笔者设计了一种重构土壤水气热耦合运移室内模拟装置，分析重构土壤剖面水气变化，并通过底部加热装置模拟煤矸石氧化放热过程，分析其对重构土壤剖面温度分布及水气变化的影响，旨在为矸石山及矿区生态修复提供理论基础和技术支持。

1 材料与方法

1.1 试验材料

煤矸石样品采自安徽省淮南市潘集区某矸石山。潘集区属于淮南典型的煤炭开采区，该矸石山现已停止煤矸石的输入，呈“锥形”，表层有风化迹象。从矸石山的山底、山腰和山顶处随机采集等质量风化样品充分混合，带回实验室。在实验室内，通过筛分法测定煤矸石样品的质地，将粒径大于5 cm的煤矸石挑选出来，再分别用孔径为2 mm和10 mm的筛网进行筛分，并对其饱和含水量进行测定[12]，文中含水量均为体积含水量。煤矸石样品的机械组成及饱和含水量见表1。

土壤样品采自淮南市大通湿地公园。取样时，去掉表层5 cm土壤，分别使用环刀和铝盒取样，用于测定样品的容重与含水量;再采集5～20 cm深度的土壤若干袋，用于室内土柱填充。在实验室内，用烘干法测定样品的初始容重和含水量。从土壤样品中随机取样3次，风干后去除其中的碎石、枯枝等，研磨过2 mm筛，用Rise-2006激光粒度分析仪测定土壤颗粒组成，并依据国际分级标准对土壤质地进行命名，其结果见表2。

1.2 研究方法

笔者设计了一种重构土壤水气热耦合运移室内模拟装置(图1)，该装置主要由土样箱、加热系统、传感器、进气系统和计算机等组成。土柱箱长60 cm，宽60 cm，高120 cm，在土柱箱内部周围放置2 cm厚的隔热棉，减少外界温度对重构土壤的影响，并在装置底部用密封胶泥密封保证装置的密封性。先将随机采集的煤矸石混合样均匀地填充在土柱底部并压实，然后按初始容重将土样分层均匀的填入土柱内，在填充煤矸石和土样的过程中，每20 cm放置一对温湿度传感器。其中0～60 cm为土壤层，60～100 cm为矸石层[14,17]，20,40,60,80和100 cm深度处为监测点，埋有温湿度传感器。

在土柱上方灌溉60 mm的水，通过湿度传感器监测水分的动态变化，待水分入渗过程稳定后，通过CO2气瓶以3 L/h的速率通气，改变底部的初始CO2体积分数，使用泵吸式CO2检测仪每隔2 h测定一次监测点的CO2体积分数，再通过底部加热板，分别设置30，40和50 ℃[19]，监测重构土壤温度的变化，待温度稳定后持续加热，记录此刻剖面的稳态温度和含水量(Ⅰ-Ⅰ，Ⅰ-Ⅱ，Ⅰ-Ⅲ)，监测重构土壤水分的动态变化的同时并进行相同的通气试验，最后再次在土柱上方灌溉60 mm量的水，重复上一阶段试验(Ⅱ-Ⅰ，Ⅱ-Ⅱ，Ⅱ-Ⅲ)，研究加热条件下含水量对重构土壤剖面气体变化的影响。不同试验阶段重构土壤剖面温度及含水量状况见表3。

1.2.3 水分特征参数

土壤水分特征曲线作为土壤基本水力特性的重要参数之一，对土壤水分运移研究具有重要意义。一般土壤水分特征曲线用经验公式来描述，常用的有Brooks-Corey(BC)[22]和Van Genuchten(VG)[23]经验公式。

式中，θ为土壤吸力h(cm)下的土壤含水量，%;θr为滞留含水量,%;θs为饱和含水量,%;hd为土壤进气吸力，cm;N为拟合参数。

式中,α,n,m为拟合参数，m=1-1/n。

重构土壤水流模型采用VG模型，选择无滞后效应。样品水分特征参数α，n，饱和含水量(θs)及残余含水量(θr)通过VG模型拟合土壤含水量与水势的关系进行逆向求解获得，主要水分特征参数数值见表4(Ks为饱和导水率,cm/h)。

1.3 数据处理与计算

利用Excel 2010和Origin Pro 2016软件统计分析数据及作图，SPSS 22.0软件对数据进行相关性分析并建立回归方程，Hydrus-1D软件对重构土壤水分分布及入渗进行数值模拟[24]。利用软件模拟时，重构土壤水流模型采用VG模型，选择无滞后效应;将重构土壤分为两层，两层的参数分别输入上覆土壤和煤矸石的土壤非饱和参数;上边界选择大气边界(无径流)，下边界选择渗漏面边界;上边界在开始时，瞬时灌水量设为60 mm。

2 结果与分析

2.1 重构土壤剖面水分变化及其数值模拟

2.1.1 重构土壤含水量分布及其数值模拟

通过对重构土壤剖面含水量的监测，发现土壤层和矸石层之间含水量存在显著差异(图2)。矸石层含水量明显低于土壤层，并且在层间界面(土壤层-矸石层)含水量发生突变，层间界面土壤层的含水量显著高于煤矸石，这与自然土壤含水量分布存在明显区别[25]。为了验证现有模型能否准确模拟重构土壤的含水量分布，根据煤矸石和土壤的水分特征参数，不考虑滞后作用，对重构土壤剖面含水量分布进行模拟，其结果如图2所示。通过对比，重构土壤剖面含水量的模拟值与实测值之间虽然有些差别，但总体是相近的，特别是层间界面土壤层和矸石层的含水量。这说明根据水分特征参数模拟重构土壤含水量时，能够准确表征不同基质层的基质势差异。层间界面含水量突变主要是受基质势差异的影响，在同一吸力下，煤矸石的含水量要显著低于土壤[26]。因此，当层间界面水势达到动态平衡时，层间界面矸石层的含水量要远低于土壤层。另外，土壤层含水量的模拟值要略低于实测值，这可能是受矸石层的影响，土壤层和矸石层存在显著的基质势差异，而现有的方程尚未根据这种特殊的层状土壤进行修正。所以对重构土壤含水量进行拟合时，与实测值略有出入，但总体上能较好的描述重构土壤的含水量分布状况。

2.1.2 重构土壤水分入渗及数值模拟

重构土壤水分入渗过程可以概化为特殊的层状土壤水分运动问题，但与均质土壤存在差异，其层间孔隙差异明显。为了分析现有的土壤水分运动方程是否适用于重构土壤，现仍然应用Richards方程来描述重构土壤水分运动。设置60 mm的灌溉量，模拟水分入渗过程，记录灌溉后5，10，15和20 h不同深度的含水量变化，其结果如图3所示。在实际水分入渗过程中，0～20 h时间段内，20～40 cm土壤层含水量先增加后减少，最大变幅为10.76%。这主要是基质势的影响，基质势作为非饱和土壤水运动过程的主要驱动力[27]，水分总是从基质势大的地方向基质势小的方向运动，最后达到能量的动态平衡。在灌溉的条件下，水分由上向下运动，使20～40 cm的土壤层含水量增加，而后随着表层土壤水分的蒸发，表层土壤含水量逐渐降低，20～40 cm土壤层开始对表层土壤进行水分的补给，使得20～40 cm土壤层的含水量开始降低。在入渗过程中,20～40 cm土壤层的含水量有明显的波动，而40 cm深度以下的土壤层及矸石层含水量没有明显变化，并且40 cm土壤层含水量要显著高于60 cm土壤层含水量。这说明水分在入渗过程中，在20～40 cm土壤层有一个累积的过程。而在模拟过程中，20～40 cm土壤层的含水量同样是先增加后减小，但是其变幅较小仅有3.47%，并且其含水量降幅要小于实际值。这表明重构土壤实际的水分蒸发速率要大于模拟值，这可能是由于煤矸石的结构孔隙与土壤存在显著差异，其含水量偏低，毛细管作用小，不利于对表层土壤水分的补给[28]，并且矸石层的存在会降低了重构土壤土壤层保水和蓄水能力[29]。另外，重构土壤水分入渗时，水分主要在20～40 cm土壤层累积，而模拟值主要是在层间界面累积，与模拟值相比，该过程存在明显的滞后性。这主要是受层间孔隙差异的影响，当细质土覆盖粗质土时，湿润锋穿过层间界面时，水分会滞留在层间界面[30]，并由于层间孔隙差异导致毛管障碍的存在，也会阻碍水分的入渗[31]。重构土壤与自然层状土壤相比，其层间孔隙差异更加明显，这可能会增强层面界面的滞留效果，水分未达到层间界面就开始滞留，导致水分运动的滞后性，使得现有的水分运动方程不能很好地描述重构土壤的水分入渗问题，而准确模拟水分运动过程对重构土壤水分管理具有重要意义[32]。

2.2 重构土壤剖面气体变化

重构土壤不同深度CO2体积分数的变化趋势基本一致。由于底部通气，底部CO2初始体积分数最高，其体积分数快速下降;80 cm层CO2体积分数先升高后降低;60 cm层CO2体积分数呈缓慢上升趋势;20 cm和40 cm层CO2体积分数没有明显变化(图4)。在整个监测过程中，矸石层的CO2体积分数扩散速率要显著高于土壤层。这主要是由于煤矸石的孔隙较大，在相同含水量下，其导气率要显著高于土壤，有利于气体在矸石层中的运动[13]，并且矸石层的含水量要远低于土壤层，导气率随含水量的增加而降低[33]。同时，在80 cm层监测到了体积分数峰，这说明CO2在扩散过程中在80 cm层有一个缓慢的累积过程。这可能是两者导气率和层间孔隙差异的影响，首先煤矸石的导气率远高于土壤，气体更易在矸石层中扩散，当气体向土壤层扩散时，气体扩散受到限制，CO2开始在矸石层中累积，并且受层间孔隙差异的影响，气体在重构土壤扩散过程中表现出了明显的滞后性，气体扩散至80 cm层后有一个受阻过程，导致气体在80 cm层累积，该过程与水分入渗过程相似。

2.3 底部供热对重构土壤温度的影响

当底部温度为30 ℃时，随着加热时间的增加，矸石层温度迅速升高，土壤层温度缓慢升高，后逐渐达到平衡(图5)。越靠近加热板，在开始阶段温度升高越快，温度变化越明显，而后温度变化逐渐平缓，温度稳定所需的时间越短。在加热 6 h时，矸石层的温度迅速升高，而土壤层却无明显变化，在6 h之后土壤层温度才缓慢上升。在整个加热过程中，20，40，60，80和100 cm层温度分别升高了2.06，2.33，4.04，7.99和13.47 ℃，矸石层的温度明显高于土壤层。这主要是因为热量通过加热装置由矸石层传向土壤层，随着距离的增加，重构土壤温度的波动受加热板的影响逐渐减小。但是，笔者所在课题组在潘一矿生态修复区对重构土壤剖面温度监测时发现，即使表层土壤温度升高至30 ℃，对80～100 cm深度的矸石层温度无显著影响[14]，这与重构土壤底部加热对表层土壤温度影响存在差异。这主要是受煤矸石热力学性质影响，煤矸石是一种灰色岩石，其热容远小于土壤，但导热率却又远高于土壤，其热扩散系数要远大于土壤。另外，热扩散系数主要受含水量、矿物组成和粒径分布等影响[34]。煤矸石的孔隙结构较大，并且矸石层的含水量远低于土壤层，这就有利于热量由底部向土壤层中的传输，从而影响表层土壤的温度。当温度达到平衡时，重构土壤存在着显著的温度梯度。因此，通过改变底部加热装置的温度，进一步研究温度对重构土壤剖面温度梯度的影响。

由图6可知，随着温度的升高，矸石层的稳态温度和升幅要远大于土壤层，并且两者的温差也越来越明显。重构土壤20,40,60,80和100 cm的稳态温度分别为10.12～14.04，11.86～16.98，14.99～21.76，19.37～30.55和24.66～39.89 ℃。利用SPSS软件对矸石层和土壤层的温度与深度之间进行线性拟合，发现两者存在显著的线性关系(P<0.05)，根据回归方程的斜率计算出土壤层和矸石层的温度梯度。矸石层的温度梯度要高于土壤层，并且随着温度的增加，矸石层的温度梯度增幅要大于高土壤层。随着温度的增加，矸石层的温度梯度从0.25 ℃/cm增加到0.45 ℃/cm，而土壤层的温度梯度仅从0.11 ℃/cm增加到0.19 ℃/cm。这可能是由于土壤含水量要高于矸石层，土壤的热容随着含水量的增加而提高[35]，使得温度保持相对稳定，温度梯度相对较小。通过上述研究，可以说明当煤矸石氧化放热时不仅会使重构土壤内部形成温度梯度，而且会影响表层土壤的温度。温度作为土壤水分运移和气体扩散的主要驱动力，重构土壤内部温度梯度的存在将会改变重构土壤内部能量，驱动水分及气体的运动[36]。

2.4 温度梯度对重构土壤水气运动的影响

2.4.1 温度梯度对重构土壤水分运动的影响

在温度梯度的作用下，重构土壤水分由底部向上迁移，100 cm层含水量显著下降，其他层含水量逐渐增加(图7)。

在温度梯度的作用下，重构土壤内部基质势发生改变，导致水分由温度较高的区域向较低的区域迁移[37]。利用SPSS软件对含水量与时间之间进行相关性分析并建立回归方程，发现两者存在显著的线性关系(P<0.05)。对回归方程进行分析，100 cm层含水量以0.142%/h的速度下降，20,40,60和80 cm层含水量分别以0.039，0.052，0.057和0.040%/h速度增加。可以发现，土壤层(40 cm和60 cm层)的含水量增速要大于矸石层(80 cm层)，并且层间界面(60 cm层)的含水量增速最大，这与重构土壤气体变化规律不一致。这可能是由于矸石层的温度梯度高于土壤层，在温度梯度的作用下，水分在矸石层中的运动速度要大于土壤层，这也是100 cm层含水率迅速降低的原因。另外，在加热的条件下，加速了水分的蒸发，由于煤矸石充气孔隙丰富，水汽更易在矸石层中扩散[38]，当水汽遇到温度相对较低的土壤层时，水汽容易液化，导致水分在层间界面累积。随着水分在层间界面的累积，其基质势也随之增加，促使水分向40 cm土壤层运动，进一步影响含水量的变化。

2.4.2 温度梯度及含水量对重构土壤气体运动的影响

与不加热只通气相比，温度梯度的存在明显改变了气体在重构土壤中的运动(图4，图8)。在温度梯度的作用下，重构土壤底部CO2初始体积分数明显升高，均达到5.0%以上;体积分数峰出现的时间缩短，其峰值更高，CO2达到平衡时间缩短，并且在60 cm层也监测到了体积分数峰。而在未加热条件下，底部CO2初始体积分数仅为4.28%，而且在60 cm层未监测到体积分数峰。另外，不同加热温度条件下，气体变化规律也有所不同。当底部温度为30 ℃时，60 cm和80 cm层的CO2体积分数峰值分别为1.17%和2.58%;当底部温度为40 ℃时，60 cm的CO2体积分数峰值为1.51%，80 cm层的峰值达到5.0%以上;当底部加热温度为50 ℃时，60 cm的CO2体积分数峰值为3.15%，80 cm层的峰值达到5.0%以上。随着底部温度的升高，60 cm和80 cm层的峰值逐渐升高，并且当加热温度大于40 ℃时,80 cm层的CO2体积分数峰值均高于4.99%。可以发现，气体容易在80 cm层及层间界面累积，并且累积效应随着加热温度的升高而升高，而土壤层CO2体积分数没有明显的波动。这主要受土壤层的阻碍作用和层间孔隙差异的影响，并且在温度梯度的作用下，温度差会引起介质的迁移，随着温度的升高会加快气体分子的运动速度，进而有利于气体的扩散[39]，而且煤矸石大孔隙发育良好，气体会优先通过大孔隙[40]，使得煤矸石的气体扩散系数明显高于土壤层。

另外，在温度梯度相近的情况下(表3)，含水量的增加改变了重构土壤气体的运动规律，特别是当底部温度为30 ℃和40 ℃时。当底部温度为30 ℃时，含水量的增加不仅降低了重构土壤底部的初始体积分数，其体积分数仅为3.83%，而且降低了60 cm和80 cm层CO2的体积分数峰值，其体积分数分别为0.91%和1.19%;当底部温度为40 ℃时，含水量的增加降低了60 cm和80 cm层CO2的体积分数峰值，其体积分数分别为1.25%和3.75%;当底部温度为50 ℃时，60 cm的CO2体积分数峰值略微降低，为2.92%，80 cm层的峰值在5.0%以上。另外，当底部温度为30 ℃和40 ℃时，体积分数峰出现的时间也明显延迟，只有当底部温度为50 ℃时，体积分数峰出现时间基本一致。这是由于含水量的增加降低了气体在重构土壤中的扩散速率，土壤气体扩散主要是在土壤中相互连接的充气孔隙进行，而土壤中充气孔隙与含水量密切相关，含水量的增加会使充气孔隙减少，从而降低气体的扩散[41]。此外，当底部温度为50 ℃时，虽然60 cm层的CO2体积分数峰值略微降低，但是总体上I-III和II-III的试验结果基本一致。通过对比，可以说明含水率对气体扩散的影响随温度的升高而减小，当温度较低时，含水量作为重构土壤气体扩散的主要影响因素;当温度较高时，温度作为气体扩散的主要影响因素。

3 讨论

在层状土壤中，当细质土覆盖粗质土时，由于毛管障碍的存在，湿润锋穿过层间界面时会在层间界面滞留[42]。而在煤矿区重构土壤中，水分入渗过程存在明显的滞后性，在土壤层(40 cm)累积，而非层间界面(60 cm)。同样的，气体扩散过程也存在明显的滞后性，气体在扩散过程中在矸石层(80 cm)累积。在底部加热的情况下，发现气体在矸石层中和层间界面均有累积的过程。气体在扩散过程中，首先在矸石层中受阻，当气体穿过矸石层后，又受到层间界面的阻碍作用。这说明在重构土壤中可能存在一个层间界面“障碍带”，当水分和气体接触到层间界面“障碍带”时开始受阻，而非层间界面。这可能是由于矸石层孔隙较大，层间孔隙差异明显，导致毛管障碍加强[43]，形成层间界面“障碍带”。因此，在重构土壤中，层间界面对水气运动过程的影响持续时间更长，滞后性更显著，从而导致现有的水分运动方程不能很好地描述重构土壤的水分入渗过程。另外，卜囡等[30]在层状土入渗试验中发现，当细质土覆盖粗质土时，由于粗质地土壤的斥水性会导致指流的形成，并且下层介质粒径越大越易出现指流，且指流行进速度越快。汪顺生等[44]在层状土毛管水运动特性研究中发现，层状土层间界面存在较大的毛细屏障，毛管水穿过层间界面需要一定的时间，导致层状土中毛管水上升速率明显低于均质土。因此，由于“障碍带”的存在，增加了水分在土壤层中累积时间，短期时间更有利于土壤水分的保持，阻碍水分的流失。但是，这也使得重构土壤中更易形成指流，当水分突破“障碍带”时，导致水分更易流失，并且受“障碍带”的影响，下层毛管水上升速度更慢，不利于对土壤层水分的补给，使得表层土壤含水量偏低，从而影响矿区生态修复的效果。因此，在煤矸石充填复垦区域，特别是覆土厚度较薄时，应通过少量多次灌溉来防止水分突破“障碍带”，保障水分在土壤层中的累积以减少水分的流失。另外，由于重构土壤层间孔隙差异显著导致“障碍带”的形成，那么在利用煤矸石进行充填重构时，应先将煤矸石破碎，以减小层间孔隙的差异，防止“障碍带”的形成，并适当增加覆土厚度，增加“障碍带”的深度，削弱对表层土壤的影响。

特别地，当煤矸石氧化放热时，重构土壤中会形成稳定的温度梯度，甚至影响表层土壤的温度。在温度梯度的作用下，重构土壤水分会向上迁移，并在层间界面“障碍带”累积。这也会缩短毛管水穿过层间界面“障碍带”需要的时间，增加毛管水的上升速率。在这个过程中，可能会伴随着矸石层污染物的迁移，导致污染物在层间界面“障碍带”累积并影响土壤层。郑永红等[45]发现重构土壤层间界面土壤层重金属元素Cu，Ni，Pb和Cd 的含量要明显高于表层土壤，表明重金属在层间界面富集，也证实了这一点。不管是水分入渗还是向上迁移过程中，受层间孔隙差异的影响，水分易在层间界面“障碍带”累积。水分作为污染物迁移的重要媒介，其运动过程会对污染物迁移过程产生重要影响，所以水分在层间界面“障碍带”的累积必然会伴随着污染物的累积。在重构土壤中，当水分入渗时，易形成指流，可能会携带着污染物对地下水造成污染;当毛管水向上迁移时，毛管水穿过层间界面时可能会携带着污染物，对土壤层造成污染。另外，在温度梯度的作用下，气体易在层间界面“障碍带”累积。那么，当煤矸石中黄铁矿(FeS2)含量较高时，矸石层的大孔隙结构有利于黄铁矿与空气和水接触，在微生物的催化作用下，会释放多种酸性气体[46]，酸性气体易在层间界面“障碍带”累积，则会导致重构土壤内部局部酸化[47]，并随着水分运动过程迁移。因此，在利用煤矸石进行充填重构时，应先测定煤矸石中有毒微量元素及黄铁矿的含量，考虑其有毒微量元素及酸性气体在累积迁移过程中对土壤及地下水环境的影响。

综上，由于层间界面“障碍带”的存在，使重构土壤中水分和气体的运动规律与均质土壤具有很大的差异，变得更加复杂。在重构土壤中，层间界面“障碍带”对水气运动的阻碍作用更大，持续时间更长，但目前对层间界面“障碍带”对水气流障碍发展与突变机理的研究鲜有报道。而这方面的研究，可以了解水气流在重构土壤中的滞留空间、障碍时间、突变条件及突变流通量变化，修正现有土壤水气运动方程或建立重构土壤数值模型，这对准确预报污染物在土壤中运移及土壤水分、养分迁移具有重要理论和实际意义[48]。另外，重构土壤截面孔隙结构和剖面土层结构是人为因素引起的[49]，揭示其水气流微观机理及其与自然土壤的差异，可以探究原因进行有效调控。因此，课题组下一步将开展这方面的研究，这对矸石山管理及矿区生态修复具有重要意义。

4 结论

(1)Hydrus-1D软件能够较好地模拟重构土壤含水量分布，但受矸石层的影响，水分入渗受阻并在土壤层累积，导致重构土壤水分入渗实际过程比模拟过程存在明显的滞后性，使得现有的水分运动方程不能很好地描述重构土壤的水分入渗过程。

(2)底部加热时，重构土壤剖面会形成稳定的温度梯度，并且矸石层的温度明显高于土壤层。随着距离的增加，重构土壤温度的波动受加热板的影响逐渐减小。另外，矸石层的温度梯度要高于土壤层，并且随着温度的增加，矸石层的温度梯度增幅要大于土壤层。

(3)在温度梯度的作用下，重构土壤剖面水分向上迁移并在层间界面累积，层间界面的含水量增速最大，为0.057%/h;气体扩散速率增加，在80 cm层及层间界面累积，并且累积效应随着加热温度的升高而上升，而土壤层CO2体积分数没有明显的波动。温度和含水量均会影响重构土壤气体的扩散，但温度梯度的增加会削弱含水量对气体扩散的影响。

(4)由于矸石层孔隙较大，层间孔隙差异明显，导致毛管障碍加强，可能在层间界面形成“障碍带”。当水分和气体接触到层间界面“障碍带”时开始受阻，从而导致水分在土壤层开始累积，而气体在扩散过程中，首先在矸石层中受阻，当气体穿过矸石层后，又在层间界面累积。

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