排土场是露天开采过程中形成的平台-边坡相间的阶梯宝塔状巨型人工松散堆积体，具有平台岩土压实、高坡度大坡长的松散坡面、复杂的物质组成、特殊的孔隙和裂隙及洞穴分布等特性[1]，是一种典型的重构土体。排土场的物质组成的多样性和特殊的大孔隙或管状通道为土壤水分和溶质的运动和深层迁移提供条件，造成土壤水分和养分大量流失，导致复垦植被大面积死亡、降低土壤生产力。同时，煤矸石内部铅、镉、汞等有毒重金属元素随水分运动渗入土壤或进入地下水，造成水体污染。

土壤大孔隙是土壤的基本物理性质之一，普遍存在于土壤中，植物根系的穿插、土壤动物的运动、土壤的干湿交替和冻融交替以及耕作活动是形成土壤大孔隙的主要原因[2]。土壤大孔隙虽然仅占土壤体积的0.1%～5%，却影响着水分及溶质在土壤中的运移[3-4]，导致土壤优先流的发生与发展，土壤水分和溶质沿大孔隙通道快速向深层土壤运动和迁移，成为深层土壤水分可能来源的惟一通道[5]。国内外学者对土壤大孔隙特征及其对土壤水分运动的影响进行了深入研究，但多集中在林地、草地和农地等。MOSLEY[6]研究发现大孔隙土壤水分运动的平均速度和最大速度存在较强的变异性，其变异系数可达90%，且40%水分是沿着土壤大孔隙入渗。WILSON等[7]认为土壤大孔隙是形成壤中流的主要机制。ALLAIRE等[8-9]等研究了土壤大孔隙的数量、尺度、形状、连续度及弯曲度，认为大孔隙连通性对土壤优先流的形成影响显著。石辉等[10]利用水分穿透曲线和 Poiseuille方程研究了岷江上游不同植被下土壤的大孔隙状况，认为半径>1.4 mm的土壤大孔隙对水分出流速率有重要影响，决定了稳定出流速率70%的变异。时忠杰等[11]研究了六盘山森林土壤大孔隙的半径和密度特征，其土壤大孔隙半径为0.4～2.3 mm，主要集中在0.7～1.8 mm。吕刚等[12]研究了辽西半干旱区森林土壤大孔隙的半径范围和数量，认为土壤大孔隙半径在0.5～2.3 mm，土壤大孔隙率在0.95%～5.24%，却决定了稳定出流速率71%的变异和饱和导水率50%的变异。王彬俨等[13-14]采用染色示踪法和Poiseuille方程研究北京昌平区农地的大孔隙数量与分布特征，并对其进行量化分析，确定大孔隙数量的潜在影响因素。刘目兴等[15]研究发现三峡库区山地森林土壤孔径>1 mm的大孔隙仅占大孔隙总数量的1.26%～8.55%，却决定饱和导水率84.7%的变异。但是关于排土场复垦土壤大孔隙的研究较少。王金满等[16]以不同复垦年限排土场为研究对象，采用高精度无损计算机断层扫描技术研究大型机械压实作用对土壤孔隙数量和孔隙度的影响，认为采矿和排土等活动由于大型机械压实作用会降低土壤孔隙数量和孔隙度，尤其是大孔隙数量和大孔隙度。

笔者以辽宁省阜新市海州露天煤矿排土场不同复垦植被下的土壤为研究对象，利用水分穿透曲线法和Poiseulle方程研究排土场不同复垦植被类型下土壤大孔隙的半径范围和数量，揭示土壤大孔隙对土壤水分运动的作用，填补辽西地区排土场复垦土壤大孔隙特征研究的空白，以期为该区域排土场土地复垦、植被恢复与重建以及有效防治水土流失、滑坡等地质灾害提供理论依据。

1　材料与方法

1.1　研究区概况

本研究的试验区选择在辽宁省阜新市海州露天煤矿的西排土场，位于露天矿坑西南部，总面积约为13 km2，呈阶梯状，分为十多个大盘面，每个盘面矸石林立、沟壑纵横，陡坎坡平均坡度45°，盘面海拔平均高度为+270 m，相对高差为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，盘面地表矸石有风化，但仍夹杂着碎石和少量大块矸石，部分盘面近几年来由于当地居民无序的挖掘捡采排土场内的弃煤而形成了大量不均匀的坑、沟等地貌状况。2004年，由国土资源部投资对该排土场开展了土地复垦工作。排土场复垦之初为大型的宝塔-阶梯状土石混合堆积体，在复垦前期，利用大型采矿复垦机械进行搬运、平整、压实工作，使“人造场地”恢复成较合理的地形地貌;之后再进行客土回填工程，覆土厚度为30 cm(如今覆土层厚度经不均匀沉降存在不同程度的减小)，以此建立有利于植物生长的表层和生根层，为后期生物复垦奠定基础。

由于排土场内部存在直径可达数厘米甚至更大的大量大孔隙或管状通道[17]，水分在向下运动的同时会携带大量的细小颗粒及土壤养分向深层搬运，同时在水力侵蚀、风力侵蚀以及排土场自然沉降等共同作用下复垦土层变薄，经过8 a的演变致使不同复垦植被下的土壤水分物理性质以及水文效应有所不同，这在一定程度上反映植物对排土场的适应能力和改良作用。综合考虑植被类型、地形状况、岩土排弃等因素，在保证立地条件基本一致的前提下，本研究在西排土场内根据复垦植被恢复现状，在排土场同一区域(复垦年限为8 a)内选取相邻但相互之间无影响的6种复垦植被下的土壤作为研究对象，分别为刺槐林地、榆树林地、混交林地(刺槐和榆树)、灌木林地(紫穗槐)、农地(玉米地)和荒草地。采用设置标准地的方法研究各个样地的植被恢复特征，具体结果见表1。

表1　排土场各个样地基本情况
Table 1　Basic profiles of all sorts of places

1.2　研究方法

1.2.1　基本原理

野外取环刀原状土样带回室内做渗水试验，做出水分穿透曲线，根据Poiseulle方程计算出大孔隙的当量半径和数量以及分布状况。笔者主要研究田间持水量至饱和含水量的大孔隙范围(试验把田间持水量和饱和含水量之间的孔隙看作是大孔隙)。当土壤含水率达到田间持水量时，土壤入渗能力主要取决于供水强度。假设土壤孔隙为圆形，其孔径为r时，其流量可采用Poiseulle方程计算:

Q=πr4Δp/(8ητL)

(1)

而针对稳态水流，公式可简化为

Q=πτr2L/t

(2)

式中，Q为单位流量，cm3/s;τ为水流实际路径与土柱长度的比值，本文取1.2;η为水的黏滞系数，g/(cm·s);r为孔隙半径，cm;Δp为压力水头，cm;t为从第1次加水开始记时的时间，s;L为土柱长度，cm。

当土壤含水率达到田间持水量时，土壤排水是先以土壤中的大孔隙为主，逐渐转为半径相对较小的大孔隙。最初出流的半径为最大孔隙半径，稳定出流的半径为最小孔隙半径。大孔隙的当量孔径可以按照式(3)计算:

r=τL[8η/(tΔp)]1/2

(3)

根据式(3)计算得到任意时段的土壤孔隙半径，按照0.1～0.5的间隔对两个孔隙半径之间的孔隙范围进行划分，计算结果即为该段孔隙的平均值。则大孔隙流量Q与孔径面积S和流速v具有式(4)的关系:

Q=nSv=nπr2v

(4)

因此，在已知流量Q的条件下，可通过式(4)计算大孔隙数量n[10]。根据以上方程可以得出:① 由方程(3)可以计算土样的最大孔隙半径，此时τ为1.1;由方程(2)可计算最小孔隙半径，此时τ为1.2;其他任意时段的τ值可通过插值法计算得到，再根据式(3)可得任意时段的大孔隙半径;② 平均半径r的个数可由实测流量和式(4)计算;③ 任意范围内的大孔隙面积可依据平均半径r计算;④ 任意范围内的大孔隙体积为该范围内的面积与土柱长度的乘积，从而得到大孔隙比例。

1.2.2　样品采集与试验方法

(1)样品采集

在每个样地内选取地面较为平坦的样点，除去表土上的枯枝落叶和半分解的腐殖质，开挖土壤剖面(宽度为50 cm，深度为70 cm)，用环刀(高为5 cm、体积为200 cm3的钢环刀)分别采集0～5,5～10,10～20,20～30,30～40,40～50和50～60 cm土层的土壤样品。

(2)试验方法

将野外采集的土壤样品带回实验室，使其达到田间持水量，方法如下:将野外采集的环刀土样浸泡12 h，使其达到饱和，再将其悬空，经过48 h排出重力水后即达到田间持水量。利用马氏瓶测定土壤大孔隙，其水头高始终保持1 cm。当第1个水滴流出时开始计时，每5 s记录一次出水量，直到流速达到稳定。根据Poesiulle方程计算从开始排水到饱和稳定流阶段大孔隙的大小分布。根据水流稳定后的流量计算饱和导水率，为了消除温度对水黏滞系数的影响，统一换算为10 ℃的饱和导水率。每个样品重复3次。各个样地基本物理性质见表2。

表2　各个样地基本物理性质
Table 2　Basic physical properties in the plots

注:数据均为平均值;机械组成按照国际制划分，砂粒为0.02～2 mm，粉粒为0.002～0.02 mm，黏粒为<0.002 mm。

2　结果与分析

2.1　土壤水分穿透曲线特征

排土场是露天矿开采过程中人工堆积形成的松散堆积体，其内部存在直径可达数厘米甚至更大的大量大孔隙或管状通道[17]，直接影响土壤水分和养分的运动和转移。大孔隙的存在不仅加快土壤水分的蒸发和流失，也使矿区重金属污染、地下水污染更为严重。因此，深入了解排土场复垦土壤大孔隙的半径范围、个数与分布对有效控制地下水环境污染和植被恢复与生态重建具有重要意义。

土壤水分穿透曲线反映在田间持水量和饱和含水量之间的土壤孔隙对水流运动的影响，根据出流速率和时间可作出不同样地下土壤水分穿透曲线(图1)。可以看出，大孔隙出流速率总体上表现为先增加，至60～80 s时出流速率趋于稳定，100 s左右时基本稳定。不同样地土壤水分穿透曲线存在差异，刺槐林地、榆树林地和混交林地0～5 cm土层的稳定出流速率为0.028 1,0.029 2和0.031 5 mm/s，而灌木林地、农地和荒草地的稳定出流速率则在0.02 mm/s以下，表现为乔木大于灌木大于草本。这与排土场复垦植被生长状况及其根系对土壤结构的改良效果关系密切，刺槐和榆树的根系发达且较为粗大，形成了数量多、直径大的大孔隙，为土壤水分的运移提供通道。

对所有6个样地，各个土层土壤稳定出流速率均随土层深度的增加而减小，其中0～5 cm土层的稳定出流速率最大，50～60 cm土层最小。以刺槐林地(A)为例，不同土层之间的水分穿透曲线存在差异，达到稳定出流的时间也有所不同。0～10 cm土层达到稳定出流时间在80 s左右，而10～60 cm则为60 s左右;不同土层的水分穿透曲线存在不同程度的波动，10～60 cm土层的水分出流速波动较小，而0～10 cm则相对较大且以0～5 cm更为明显。根据土壤水分穿透曲线的变化过程，可将其划分为活跃期、波动期和稳定期，各个时期的出流速率具有以下特征:

(1)活跃期。活跃期发生在水分穿透曲线的0～30 s内，土壤水分穿透曲线在该时期较陡，由最初0.013 4 mm/s(5 s)增大到0.032 0 mm/s(30 s)，增长幅度为139.28%。这是由于在试验初期首先是孔径较大的土壤大孔隙排水，水分沿这部分土壤大孔隙迅速运动，在一定程度上反映土壤大孔隙对降雨或灌溉后调节地表径流和水分下渗的能力;之后才是相对较小的土壤大孔隙排水，即土壤大孔隙逐渐被水分填满。

(2)波动期。波动期发生在30～90 s，出流速率呈现多峰多谷的变化趋势，数值在0.028 5～0.033 1 mm/s，出流速率上下波动且波动程度不同;产生这种波动是因为部分细小土壤颗粒随着土壤水分的向下运动而迁移，同时土壤大孔隙充水后改变了对周边大孔隙及其孔隙连接处的水压力，从而改变土壤孔隙结构以及根系与土壤颗粒之间的接触程度，造成土壤水分穿透曲线的反复变化。

(3)稳定期。稳定期发生在90～120 s，出流速率趋于稳定，稳定出流速率为0.028 1 mm/s。水流稳定后，土壤大孔隙几乎被全部填满，从而确定最小径级的土壤大孔隙。

不同土层之间的出流速率有所不同，其稳定出流速率大小依次为0～5 cm(0.028 1 mm/s)>5～10 cm(0.021 9 mm/s)>10～20 cm(0.016 2 mm/s)>20～30 cm(0.007 2 mm/s)>30～40 cm(0.003 9 mm/s)>40～50 cm(0.003 7 mm/s)>50～60 cm(0.003 5 mm/s)，0～5 cm显著大于其他土层，其稳定出流速率为50～60 cm的8倍;0～5,5～10,10～20和20～60 cm之间差异显著(P<0.05)，30～60 cm各土层之间无差异(P<0.05)，表明覆土层各个土层间土壤大孔隙的差异显著大于煤矸石层。这是由于在大量植物根系和砾石的共同作用下，覆土层土壤结构发生较大的改变，从而影响土壤大孔隙的分布与空间变异程度;而经过平整、碾压、覆土等工程措施后，煤矸石层的结构更加紧实，大孔隙数量和径级有所减少，不利于土壤水分的运动和溶质的迁移，这与不同土层土壤水分出流速率的变化规律相一致。

2.2　土壤大孔隙范围与密度

土壤大孔隙的半径大小和各半径范围大孔隙数量可以很好地反映大孔隙在土壤中的分布情况，因此准确地分析大孔隙的分布可以定量地了解不同样地大孔隙的状况，确定大孔隙半径的范围和数量。根据土壤水分穿透曲线和 Poiseulle方程计算出不同复垦植被下土壤大孔隙的半径范围和个数，具体结果见表3。由表3可知，同样是在田间持水量到饱和含水量之间的孔隙，其孔隙的最小半径和最大半径范围并不相同且差异明显，6个样地的最小半径分别为0.10～0.15,0.03～0.04,0.03～0.04,0.18～0.20,0.03～0.04和0.19～0.22 mm，最大半径分别为1.00～3.23,0.61～1.92,2.11～4.71,0.79～1.36,2.11～4.71和2.11～4.71 mm。相关研究表明，天然林地土壤大孔隙分布为0.3～2.4[10],0.5～2.3[12],0.4～2.3[18],0.3～3.0 mm[19]，农地土壤大孔隙分布为0.5～2.8 mm[13]，而本研究结果表明，排土场不同复垦植被的土壤大孔隙半径在0.03～4.71 mm，主要集中在0.11～2.36 mm，这一范围与前人的研究结果有所不同，这与研究对象的不同关系密切。已有研究多为森林土壤且多为天然林地，具有较好的土壤发生层次，而本文的研究对象为排土场复垦植被土壤及其下部的煤矸石层(上层为复垦土壤，下层为无土壤结构的煤矸石)，恶劣的气候环境、土壤条件和水分条件导致部分复垦植被死亡，出现大量的腐烂根系，这也在一定程度上影响土壤大孔隙的发育。

2.3　土壤大孔隙对出流速率和饱和导水率的影响

排土场为典型的松散堆积体，其结构松散且内部存在大量砾石，土壤大孔隙半径为土壤水分的运动提供有利条件，使土壤水分向深层土壤运动。图2为排土场土壤大孔隙平均半径与稳定出流速率和饱和导水率的关系。由图2可知，土壤大孔隙平均半径与稳定出流速率(R2=0.650 7，n=42，Sig.=0)和饱和导水率(R2=0.422 5，n=42，Sig.=0)之间存在极显著性正相关关系。相关研究表明，不同植被类型土壤大孔隙一般仅占土壤体积的5%左右，但却决定了稳定出流速率67.4%～77.0%的变异[10,12,18,20-21]和饱和导水率的50%～84.7%的变异[12,15,20]。本研究结果表明，排土场不同复垦植被土壤大孔隙率为0.03%～16.58%，平均为2.26%，但却决定了稳定出流速率65%的变异和饱和导水率42%的变异，说明土壤大孔隙对土壤水分运动与再分布有着重要的影响。

3　讨　　论

(1)排土场复垦土壤大孔隙的界定

土壤大孔隙是土壤的基本物理性质之一，是形成土壤优先流的主要原因，进而影响地表径流、土壤水分入渗、地下水分布等土壤水文循环过程。但是，目前关于土壤大孔隙的定义以及孔径范围没有统一的标准。国外学者GERMANN,VERMEUL,BOUMA,WARNER,SINGH等给出的土壤大孔隙孔径分别为>0.03 mm[3],0.085 mm[22],>0.1 mm[23],>1 mm[24]和>1.6 mm[25]，国内学者刘伟、石辉、冯杰、李伟莉等定义土壤大孔隙的孔径分别为>0.03 mm[26],0.03～3 mm[27],>0.188 mm[28]和>1 mm[29]，而一般认为大孔隙孔径变化范围大致为0.03～3 mm，大孔隙半径范围主要集中在0.3～3.0 mm[10,12,18-19]。排土场是一种典型的土石混合体，属重构土体，经大型机械平整、碾压、覆土等排土工艺后其土壤孔隙结构会发生较大的变化，从而影响排土场的蓄水保土功能。相关研究表明[16]，大型机械压实作用会降低排土场复垦土壤孔隙数量和孔隙度，尤其是大孔隙数量和大孔隙度更为显著。本研究结果表明，露天煤矿排土场复垦土壤大孔隙介于0.03～4.71 mm，其范围变化更大;土壤大孔隙主要集中在0.11～2.36 mm，其数值和变化范围均小于0.3～3.0 mm，说明排土场经过压实等作用后确实降低了土壤大孔隙的数量和范围，这与王金满等[16]研究结果相一致。排土场复垦土壤大孔隙最小半径主要集中在20～30 cm土层，其最小值为0.03 mm，这一数据符合土壤大孔隙范围的一般认知，因此可将0.03 mm定义为排土场复垦土壤大孔隙的最小半径。最大半径多分布在土壤表层或部分深层土壤，其数值为4.71 mm，大于林地(3 mm)或农地(2.8 mm)的研究结果，其原因为:林地土壤大孔隙多是由于林木根系和动物活动通道造成的，农地则多为农作物根系、表层翻耕以及施加有机肥造成的，而排土场煤矸石层土壤大孔隙范围偏大的原因并非完全如此，不仅与植物根系和动物活动通道有关，可能还与煤矸石风化程度有关。相关研究表明，煤矸石具有结构性差、大孔隙多、土壤保水、保肥能力极差、渗透率较高、容易产生垂直侵蚀等水文特点[30-32]，其风化程度越高，渗透速率越大[32-33]。结合土壤剖面可知，土壤大孔隙较大孔径的土层深度多为煤矸石风化严重的部位，土壤水分通过风化煤矸石内部形成的优先路径向下运动，导致计算得到的土壤大孔隙范围和个数也相应较大。目前，关于排土场复垦土壤大孔隙特征及其对土壤水分运动的影响研究较少，笔者也只是对其进行了初步研究，研究手段主要是借鉴了国内外森林土壤大孔隙的研究方法，利用环刀结合水分穿透曲线法测定排土场复垦土壤大孔隙，环刀的边际效应及采样时对土样的扰动会导致研究结果可能具有一定的局限性和片面性。因此，在今后的研究中，应考虑染色示踪法、CT扫描技术、分形理论、建立数学模型等多种研究手段，深入探讨排土场复垦土壤大孔隙的半径范围、数量、空间分布及其对土壤水分运动的影响。

表3　土壤大孔隙半径和数量
Table 3　Number and radius of soil macropores

(2)土壤大孔隙对水分运动的影响

土壤水分穿透曲线反映在田间持水量和饱和含水量之间的土壤孔隙对水流运动的影响，其土壤大孔隙是水流运动的主要通道，对水分运动有着重要的影响。从本研究上看，土壤水分穿透曲线呈现逐渐增大再趋于稳定的变化趋势，在80～100 s进入稳定期，各个样地0～5 cm土层的稳定出流速率在0.019 3～0.031 5 mm/s，而50～60 cm土层的稳定出流速率在0.002 8～0.003 5 mm/s，其中刺槐林地0～5 cm土层的稳定出流速率为50～60 cm的8倍，说明稳定出流速率的影响因素较多，覆土层土壤稳定出流速率受到土壤结构、砾石含量、植物根系等作用影响，煤矸石层受煤矸石孔隙结构、风化程度和植物根系等作用影响更为明显。相关研究表明[2,34-35]，植物根系对土壤大孔隙的形成与发育有着重要影响，根系通过穿插、延伸等作用改变土壤结构，其根系数量、长度、直径、表面积和体积直接影响土壤大孔隙的大小和连通性;同时，根孔[36-37]、动物活动通道[38-39]、人为活动(耕作)[40-41]以及由于干湿交替[42-43]和冻融交替[2,44]引发的土壤裂隙等作用也是影响土壤大孔隙的关键因素，进一步影响土壤优先流的路径与分布，对土壤水分和溶质运移产生影响。CAMEIRA等[45]认为数量较少的土壤大孔隙能够提高土壤饱和导水率几倍，占全部入渗量的85%。DE VRIES和CHOW[46]认为土壤大孔隙形成的优先流运动速度更快、深度更深，是形成壤中流的主要原因。本研究结果表明，排土场不同复垦植被土壤大孔隙率为0.03%～16.58%，平均为2.26%，但却决定了稳定出流速率65%的变异和饱和导水率42%的变异，其变异程度低于相关研究。原因有二:一是排土场煤矸石层不同于具有发生层次的土壤，在大型机械压实和人工覆土等工艺后其孔隙结构更加紧实，降低了土壤大孔隙之间的连通性;二是土壤大孔隙率为0.03%～16.58%，平均为2.26%，大部分小于5%，只有农地0～20 cm、混交林地10～20 cm以及部分样地0～5 cm土层大于5%，表明土壤大孔隙数量较少，对土壤水分运动的影响程度也随之降低。土壤大孔隙是形成土壤优先流的主要原因之一，用来分析排土场复垦区土壤水分运动和溶质迁移规律是合理的，但受到植物根系穿插与延伸、根孔、动物活动通道、人为活动以及由于干湿交替和冻融交替引发的土壤裂隙等因素共同影响，影响因素复杂多变，今后应加强关于排土场复垦区土壤大孔隙形成机理及影响因素等方面研究，以期为露天煤矿排土场复垦土壤水文过程及其效应评价提供理论依据。

4　结　　论

(1)6个样地0～5 cm土层稳定出流速率分别为0.028 1,0.029 2,0.031 5,0.020 3,0.020 1和0.019 3 mm/s;土壤水分穿透曲线可划分为活跃期、波动期和稳定期，砾石含量和植被根系是形成土壤大孔隙的主要原因;不同样地不同土层达到稳定期的时间不同，稳定出流速率随土层深度的增加而减小，0～5 cm显著大于其他土层，其稳定出流速率为50～60 cm的6.35～10.22倍。

(2)排土场不同复垦植被土壤大孔隙半径介于0.03～4.71 mm，最小半径在0.03～0.04 mm，最大半径在2.11～4.71 mm，其孔径范围变化较大。这不仅与排土场内部砾石、煤矸石等物质组成和土壤结构有关，而且也加大了土壤水分运动的变异程度。

(3)排土场不同复垦植被土壤大孔隙率为0.03%～16.58%，平均为2.26%，大部分小于5%;土壤大孔隙平均半径与稳定出流速率和饱和导水率之间存在极显著线性相关关系，决定稳定出流速率65%的变异和饱和导水率42%的变异。

参考文献(References):

[1]　魏忠义,白中科.露天矿大型排土场水蚀控制的径流分散概念及其分散措施[J].煤炭学报,2003,28(5):486-490.

WEI Zhongyi,BAI Zhongke.The concept and measures of runoff-dispersing on water erosion control in the large dump of opencast mine[J].Journal of China Coal Society,2003,28(5):486-490.

[2]　BEVEN K,GEMANN P.Macropores and water flow in soils[J].Water Resources Research,1982,18(5):1311-1325.

[3]　GEMANN P,BEVEN K.Water flow in soil macroporesⅠ:An experimental approach[J].Journal Soil Science,1981,32:1-13.

[4]　GEMANN P,BEVEN K.Kinematic wave approximation to infiltration into soils with sorbing macropores[J].Water Resources Research,1985,21(7):990-996.

[5]　GEMANN P,EDWARDS W M,OWENS L B.Profiles of bromide and increased soil moisture after infiltration into soils with macropores[J].Soil Science Society of America Journal,1984,48(2):237-244.

[6]　MOSLEY M P.Subsurface flow velocities through selected forest soils,South Island,New Zealand[J].Journal of Hydrology,1982,55(1-4):65-92.

[7]　WILSON G V,JARDINE P M,LUXMOORE R J,et al.Hydrology of a forested hillslope during storm events[J].Geoderma,1990,46(1-3):119-138.

[8]　ALLAIRE S E,GUPTA S C,NIEBER J,et al.Role of macropore continuity and tortuosity on solute transport in soils:Effects of initial and boundary conditions[J].Journal of Contaminant Hydrology,2002,58(3):299-321.

[9]　ALLAIRE S E,GUPTA S C,NIEBER J,et al.Role of macropore continuity and tortuosity on solute transport in soils:Interactions with model assumptions for macropore description[J].Journal of Contaminant Hydrology,2002,58(3):283-298.

[10]　石辉,陈凤琴,刘世荣.岷江上游森林土壤大孔隙特征及其对水分出流速率的影响[J].生态学报,2005,25(3):507-512.

SHI Hui,CHEN Fengqin,LIU Shirong.Macropores properties of forest soil and its influence on water effluent in the upper reaches of Minjiang River[J].Acta Ecologica Sinca,2005,25(3):507-512.

[11]　时忠杰,王彦辉,徐丽宏,等.六盘山典型植被下土壤大孔隙特征[J].应用生态学报,2007,18(12):2675-2680.

SHI Zhongjie,WANG Yanhui,XU Lihong,et al.Soil macropore characteristics under typical vegetations in Liupan Mountains[J].Chinese Journal of Applied Ecology,2007,18(12):2675-2680.

[12]　吕刚，王洪禄，黄龙.辽西半干旱区森林土壤大孔隙特征研究[J].水土保持通报，2012，32(5):176-181.

LÜ Gang,WANG Honglu,HUANG Long.A study on macropore properties of forest soil in semi-arid region of western Liaoning province[J].Bulletin of Soil and Water Conservation,2012,32(5):176-181.

[13]　王彬俨,程金花,张洪江,等.北京昌平区农地土壤大孔隙特征[J].水土保持学报,2012,26(3):189-193.

WANG Binyan,CHENG Jinhua,ZHANG Hongjiang,et al.Macropores properties of agricultural land at Changping district in Beijing[J].Journal of Soil and Water Conservation,2012,26(3):189-193.

[14]　王彬俨,程金花,张洪江,等.北京市昌平区农地土壤大孔隙形成的影响因素分析[J].西北农林科技大学学报:自然科学版,2013(5):81-86.

WANG Binyan,CHENG Jinhua,ZHANG Hongjiang,et al.Factors influencing the macropores properties of agricultural land in Changping District,Beijing[J].Journal of Northwest A & F University(Natural Science Edition),2013(5):81-86.

[15]　刘目兴,吴丹,吴四平,等.三峡库区森林土壤大孔隙特征及对饱和导水率的影响[J].生态学报,2016,36(11):3189-3196.

LIU Muxing,WU Dan,WU Siping,et al.Characteristic of soil macropores under various types of forest coverage and their influence on saturated hydraulic conductivity in the Three Gorges Reservoir Area[J].Acta Ecologica Sinica,2016,36(11):3189-3196.

[16]　王金满，郭凌俐，白中科，等.基于CT分析露天煤矿复垦年限对土壤有效孔隙数量和孔隙度的影响[J].农业工程学报，2016，32(12):229-236.

WANG Jinman,GUO Lingli,BAI Zhongke,et al.Effects of land reclamation time on soil pore number and porosity based on computed tomography (CT) images in opencast coal mine dump[J].Transactions of the Chinese society of agricultural engineering,2016，32(12):229-236.

[17]　李文银,王治国,蔡继清.工矿区水土保持[M].北京:科学出版社,1996:29-30.

LI Wenyin,WANG Zhiguo,CAI Jiqing.Soil and water conservation in mining area[M].Beijing:Science Press,1996:29-30.

[18]　时忠杰,王彦辉,徐丽宏,等.六盘山森林土壤的石砾对土壤大孔隙特征及出流速率的影响[J].生态学报,2008,28(10):4929-4939.

SHI Zhongjie,WANG Yanhui,XU Lihong,et al.The influence of rock fragments on the characteristics of macropore and water effluent of forest soils in the Liupan Mountains,Northwest China[J].Acta Ecologica Sinca,2008,28(10):4929-4939.

[19]　王伟,张洪江,程金花,等.四面山阔叶林土壤大孔隙特征与优先流的关系[J].应用生态学报,2010,21(5):1217-1223.

WANG Wei,ZHANG Hongjiang,CHENG Jinhua,et al.Macropore characteristics and its relationships with the preferential flow in broadleaved forest soils of Simian Mountains[J].Chinese Journal of Applied Ecology,2010,21(5):1217-1223.

[20]　石辉,王峰,李秧秧.黄土丘陵区人工油松林地土壤大孔隙定量研究[J].中国生态农业学报,2007,15(1):28-32.

SHI Hui,WANG Feng,LI Yangyang.Quantitative studies on soil macropores under artificial Chinese pine(Pinus tabuleaformis Carr.)forest in loess hilly region[J].Chinese Journal of Eco-agriculture,2007,15(1):28-32.

[21]　孙龙,张洪江,程金花,等.重庆江津区柑橘地土壤大孔隙特征[J].水土保持学报,2012,26(3):194-198.

SUN Long,ZHANG Hongjiang,CHENG Jinhua,et al.Soil macropore characterisics under citrus land in Jiangjin city,Chongqing[J].Journal of Soil and Water Conservation,2012,26(3):194-198.

[22]　VERMEUL V R,ISTOK J D.An improved method for quantifying soil macroporosity[J].Soil Science Society of America Journal,1993,57(3):809-816.

[23]　BOUMA J,JONGERIUS A,BOERSMA O,et al.The function of different types of macropores during saturated flow through four swelling soil horizons[J].Journal of the Soil Science Society of America,1977,41(5):945-950.

[24]　WARNER G S,NIEBER J L,MOORE I D,et al.Characterizing macropores in soil by computed tomography[J].Soil Science Society of America Journal,1989,53(3):653-660.

[25]　SINGH P,KANWAR R S,THOMPSON M L.Measurement and characterization of macropores by using AUTOCAD and automatic image analysis[J].Journal of Environmental Quality,1991,20(1):289-294.

[26]　刘伟,区自清,应佩峰.土壤大孔隙及其研究方法[J].应用生态学报,2001,12(3):465-468.

LIU Wei,QU Ziqing,YING Peifeng.Soil macropore and its studying methodology[J].Chinese Journal of Applied Ecology,2001,12(3):465-468.

[27]　石辉,刘世荣.森林土壤大孔隙特征及其生态水文学意义[J].山地学报,2005,23(5):533-539.

SHI Hui,LIU Shirong.The macroporosity properties of forest soil and its eco-hydrological significance[J].Journal of Mountain Science,2005,23(5):533-539.

[28]　冯杰,郝振纯.CT扫描确定土壤大孔隙分布[J].水科学进展,2002,13(5):611-617.

FENG Jie,HAO Zhenchun.Distribution of soil macropores characterized by CT[J].Advances in Water Science,2002,13(5):611-617.

[29]　李伟莉,金昌杰,王安志,等.长白山北坡两种类型森林土壤的大孔隙特征[J].应用生态学报,2007,18(6):1213-1218.

LI Weili,JIN Changjie,WANG Anzhi,et al.Characteristics of macropores in two forest soils on northern slope of Changbai Mountains[J].Chinese Journal of Applied Ecology,2007,18(6):1213-1218.

[30]　胡振琪.半干旱地区煤歼石山绿化技术研究[J].煤炭学报，1995，20(3):322-327.

HU Zhenqi.Afforestation of waste pile in semi-arid areas[J].Journal of China Coal Society,1995,20(3):322-327.

[31]　张锐,张成梁,李美生,等.煤矸石山风化堆积物水分动态研究[J].水土保持通报,2008,28(1):124-129.

ZHANG Rui,ZHANG Chengliang,LI Meisheng,et al.Research on water dynamics of weathered coal gangue dumps[J].Bulletin of Soil and Water Conservation,2008,28(1):124-129.

[32]　高露双,许丽,尹忠东,等.阜新矸石山土壤渗透性的研究[J].水土保持研究,2006,13(3):45-46.

GAO Lushuang,XU Li,YIN Zhongdong,et al.Study on soil permeability of waste rock hill[J].Research of Soil and Water Conservation,2006,13(3):45-46.

[33]　胡振琪,李毅.煤矸石山水分特性及其对绿化造林的影响[J].能源环境保护,1993(4):25-28.

HU Zhenqi,LI Yi.Water characteristics and its effect on afforestation in ganue hill[J].Energy and Environmental Protection,1993(4):25-28.

[34]　ALLAIRE-LEUNG S E,GUPTA S C,MONCRIEF J F.Water and solute movement in soil as influenced by macropore characteristics:Macropore tortuosity[J].Journal of Contaminant Hydrology,2000,41(3-4):283-301.

[35]　LIPSIUS K,MOONEY S J.Using image analysis of tracer staining to examine the infiltration patterns in a water repellent contaminated sandy soil[J].Geoderma,2006,136(3-4):865-875.

[36]　GAISER R N.Root channels and roots in forest soils[J].Soil Science Society of America Journal,1952,16(1):62-65.

[37]　GISH T J,GIMENEZ D,RAWLS W J.Impact of roots on ground water quality[J].Plant and Soil,1998,200(1):47-54.

[38]　MURPHY C P,BANFIELD C F.Pore space variability in a subsurface horizon of two soils[J].European Journal of Soil Science,1978,29(29):156-166.

[39]　GREEN R D,ASKEW G P.Observations on the biological development of macropores in soils of Romney marsh[J].European Journal of Soil Science,1965,16(2):342-344.

[40]　李德成,VELDE B,DELERUE J F,等.免耕制度下耕作土壤结构演化的数字图像分析[J].土壤学报,2002,39(2):214-220.

LI Decheng,VELDE B,DELERUE J F,et al.Image analysis of development of cultivated soil structures under non-tillage system[J].Acta Pedologica Sinica,2002,39(2):214-220.

[41]　OMOTI U,WILD A.Use of fluorescent dyes to mark the pathways of solute movement through soils under leaching conditions:Field experiments[J].Soil Science,1979,128(2):98-104.

[42]　BOUMA J.Soil morphology and preferential flow along macropores[J].Agricultural Water Management,1981,3(4):235-250.

[43]　BOUMA J,WSTEN J H M.Characterizing ponded infiltration in a dry cracked clay soil[J].Journal of Hydrology,1984,69(1-4):297-304.

[44]　OU Z,JIA L,JIN H,et al.Formation of soil macropores and preferential migration of linear alkylbenzene sulfonate (LAS) in soils[J].Chemosphere,1999,38(9):1985-1996.

[45]　CAMEIRA M R,FERNANDO R M,PEREIRA L S.Soil macropore dynamics affected by tillage and irrigation for a silty loam alluvial soil in southern Portugal[J].Soil and Tillage Research,2003,70(2):131-140.

[46]　DE Vries J,CHOW T L.Hydrologic behavior of a forested mountain soil in coastal British Columbia[J].Water Resources Research,1978,14(5):935-942.