壤中流的产生是森林涵养水源和调节径流的主要方式，大孔隙在其中起着重要的作用。大孔隙可促进侧向表层流和快速旁路流，被认为是为坡面浅土层暴雨洪峰提供重要优先流的路径^{[1, 2]}；Wilson^[3]、Shipitalo^[4]、Weiler^[5]等研究发现，虽然土壤中大孔隙数量很少，但对传导水流有着重要作用，可明显地增加入渗，减少地表径流。Carneira等^[6]研究发现，大孔隙的存在使土壤的饱和导水率增加了几倍，且对总入渗量贡献率可达到85％；Wilson、Noguchi^[6]等认为直径大于l mm的孔隙对传导水流有着重要的因素；而Luxmoore^[7]发现大中孔隙的不同组合有着不同的导水速率。土壤中大孔隙的孔径及数量特征直接反映了林地优先路径的组成情况，研究林地土壤大孔隙分布规律有助于理解林区土壤的导水性能和壤中流的发展过程。

目前有关大孔隙的研究并未给出严格的定义和孔径范围，一般将孔径大于0.03 mm，0.06 mm，0.085 mm，0.1 mm或1 mm的孔隙定义为大孔隙；孔径范围大致为0.03—3 mm^{[1, 6, 8, 9]}。受动物、植被根系或土壤自身等因素的影响，不同地区不同植被类型的大孔隙分布具有不同特点，这也导致了土壤水分运动空间上的差异^{[10, 11]}。所以，要进一步完善林地土壤水分运动及流域生态水文过程理论，必须深入开展不同地区多重小尺度上有关大孔隙的研究。

本研究选择在秦岭南坡火地塘林场进行。秦岭南坡林区的水源供给集中了陕西省73%的水资源，其涵养水源状况对周边及其下游地区社会和经济发展影响重大。在林区，径流多以壤中流的形式汇集，较大空隙的优先流运动起到了至关重要的作用^{[12, 13, 14]}。因此，系统的分析研究该区林地土壤大孔隙组成与数量分布规律及其对土壤水分运移过程的影响，有助于进一步理解流域水分运动规律以及林区壤中流的产汇流特征。同时，该区也是我国南水北调中线工程的主要水源地，故该研究还可为调水区水资源管理提供科学依据。

火地塘林区位于秦岭南坡中山地带中心地段，选择在火地塘林区开展森林大孔隙的相关研究极具典型性和代表性^[13]。该区地处北纬33°18′—33°28′，东经108°20′—108°39′，属长江水系汉江流域。林区海拔范围900—2450 m，年平均气温8—10 ℃，年平均降水900—1200 mm，年水面蒸发量800—950 mm，年总日照时数为1100—1300 h。林区腐殖质层厚约7—10 cm，森林覆盖率达91.8%。主要成林树种有锐齿栎(Quercus aliena var.acuteserrata)、油松(Pinus tabulaeformis)、华山松(Pinus armandii)、红桦(Betula albo-sinensis)、光皮桦(Butula luminifera)；伴生树种有：漆树(Toxicodendron)、鹅耳栎(Carpinus turczanoinwii)、木姜子(Litsea phngens)、青榨械 (Acerdavidii)；主要灌木有：榛子(Corylus heterophylla)、 山柳(Salix)、刺悬钩子(Rubus phngens)、胡枝子(Lespedeza bicolor Thunb)、山马蝗(Desmodium sp.)、卫矛(Euonymus alata)等。

试验区土壤以山地棕壤为主，平均厚度为50 cm。成土母质以片麻岩、花岗岩、结晶片岩及似斑状花岗闪长岩风化的坡积和残积物为主。土壤中石砾分布较多且形状差异较大，油松林地石砾多介于2—30 mm，平均体积含量为21.08%；针阔混交林和阔叶林地，≤30 mm的砾石含量在4%—8%之间，且多镶嵌有较大直径的半分化岩石。林地土壤中根系较丰富，多分布于0—30 cm土层，直径≤1 mm的根系生物量最大。其中针阔混交林和阔叶林地表层的腐根较多。

实验选在林区最大的自然集水区火地沟流域进行。该区森林植被、地形地貌、土壤等具有秦岭南坡中山地带的典型特征。区内植被为松栎林和松桦林为主的落叶阔叶和针阔叶混交林，主要树种有锐齿栎、山杨、白桦、油松和华山松等^[13]。根据林区的主要成林树种分布，本研究设置了4种主要林分类型(表 1)。

测量土壤大孔隙的方法有很多种(如示踪技术，土壤切片法，穿透曲线法，张力入渗仪测量法，X射线CT扫描摄像以及雷达探测技术等)^{[15, 16, 17, 18, 19]}。从森林土壤大孔隙水文效应的角度出发，采用土壤水分穿透曲线和Poiseulle 方程相结合的方法较合适^[7]。该法测定的是“瓶颈”大小孔隙，而在微小尺度上，一个连续水流路径的出流速率受最小尺寸空隙(亦称为pore necks)控制^[1]。与其它测定方法相比，该法所得参数更适合于描述大孔隙与土壤水分运动的关系，并适于林地多根系多石砾土壤的研究^[8]。

根据时忠杰^[8]、石辉^[15]、Radulovich^[17]等的研究，大孔隙定义为田间持水量到饱和含水量之间的土壤孔隙。田间持水量到饱和含水量之间的排水过程首先是大孔隙排水，然后排水孔隙的孔径逐渐减小。对某一固定土样，最大孔隙半径就是第一次出水时的半径；而土样的最小半径就是当水流开始达到稳定时的半径^{[9, 15]}。试验中土壤水分运动速率较慢，处于层流范围，假设土壤孔隙为圆形的情况下，可根据土壤水分穿透曲线理论，将流量方程(1)与Poiseulle方程(2)联合求解大孔隙的当量孔径(3)：

式中,Q为单位流量(cm³/s)；A为孔隙面积(cm²)；v为流速(cm/s)；r为孔隙孔径(cm)；τ为水流实际路径的弯曲系数，本研究取1.2；L为土柱长度(cm)；η为水的粘滞系数(g/cm/s)；ΔP为压力水头(cm)；t为从首次加水开始记时的时间(s)。对任意时间水分出流流量进行观测，并利用式(3)计算出相应的孔隙孔径。将两孔隙孔径之间按照一定间隔划分出一个孔隙范围，以其平均值作为计算值，当间隔排水量为Q_e时，计算相应大孔隙数量(n)：

2012年5—8月，用环刀(直径7 cm、高5.2 cm)分层(A层约0—20 cm、B层约20—40 cm、BC层约40—60 cm)采集土壤样品，平放并尽量减少颠簸以保持土样的原状，带回实验室测定水分穿透曲线。每种植被类型设3—5个样点。将采集的原状土壤样品置于水中12 h以充分饱和，然后放置于粗砂上放置12 h，使其达到田间持水量，并在环刀上边缘与土壤样品接触的部分涂上凡士林，以保证水分不能通过土壤与环刀壁之间的孔隙直接流出。在土柱上部放置一张滤纸，以防止水分冲刷破坏表层土壤结构。土柱下部过滤板的出流孔密度为5个/cm²。用马氏瓶控制水头2 cm，从加水开始计时，当土柱下部有水流出时，每隔5s或10s收集出流水量，测定其体积，直到水流通量达到稳定为止。然后根据测定的出流水量作水分穿透曲线，确定其水流通量达到稳定的时间，再参照1.2.2计算大孔隙的相关指标。根据水流稳定后的流量计算饱和导水率(K_s)，统一换算为10℃的饱和导水率(K₁₀)。

土壤有机质含量测定采用重铬酸钾法。

研究区土壤大孔隙的当量孔径范围为0.3—3.8 mm(表 2)，该计算结果与王伟^[18]和Germann等^[1]所测土壤大孔隙孔径范围基本一致。最小孔径0.3 mm，与土壤学中土壤通气孔中的粗孔隙孔径下限(孔径大于0.3 或0.2 mm)一致^[19]，说明研究地森林土壤大孔隙主要为孔径大于0.3 mm的通气孔隙。

大孔隙密度为土壤单位断面积上的平均大孔隙数量。火地塘林区，0—60 cm土壤大孔隙密度在0.14×10⁴—7.18×10⁴ 个/m²之间，平均为1.98×10⁴个/m²，变异系数为0.42。不同样地表层(0—20 cm)土壤大孔隙平均密度大小顺序为：针阔混交林>落叶阔叶林>华山松林>油松林；0—60 cm土层，大小顺序则为针阔混交林>华山松林>落叶阔叶林>油松林。针阔混交林地土壤大孔隙密度最大。0—60 cm土层的大孔隙平均密度的变异系数大小顺序为：针阔混交林>华山松林>落叶阔叶林>油松林。土壤大孔隙断面面积与土柱总过水断面面积的百分比(简称大孔隙面积比)能够综合反映大孔隙半径及密度等因素对土壤水分运动的影响。各样地大孔隙面积比平均为4.59%，标准差为2.81%，变异系数为0.61。大孔隙面积比最高的为油松林地的A层，较小的为油松林的C层和华山松林的C层。0—60 cm土层大孔隙平均面积比的顺序为：针阔混交林>油松林>落叶阔叶林>华山松林。油松林地的大孔隙面积比较大可能是土壤中砾石分布影响较大半径大孔隙密度的缘故；华山松林地石砾含量较低且质地较黏重，可能对大孔隙的发育有一定限制。针阔混交林和落叶阔叶林的土壤大孔隙平均密度和面积比的变异系数均较大，这可能与该林分类型较为丰富的腐烂根系有一定关系，也可能是由于所处林地土壤表层镶嵌的石块以及底部散布的砾石所致。不同类型林地、不同土壤层中大孔隙密度变化具有较大差异，说明植物组成对土壤大孔隙特征具有较为显著的影响。

随着林地土壤深度的增加，地表植物根系能够作用到的范围逐渐缩小，植物对土壤结构的影响程度也逐渐降低^[20]。缺少了植物根系的挤压与切割以及腐根对土体的疏松，林地底层的土壤一般会较其上层变得更加紧实，从而影响着土壤大孔隙的形成。各林地土壤层中，较大孔径孔隙的密度较小，而较小孔径孔隙的密度较大，且各当量孔径的大孔隙密度随土层分布基本表现为上层大、下层小的特点(表 2)。采用新复极差法的多重比较统计(P<0.05)对不同林分不同土层深度中各当量孔径的大孔隙密度进行分析，表明随林地土壤深度增加，各级别大孔隙的数量整体呈显著下降趋势(表 3)。林地土壤表层，当量孔径0.5—3.8 mm范围内的大孔隙密度明显高于底层。林地表层土壤中，当量孔径为2.0—3.8 mm的平均大孔隙密度在135—768个/m²之间，而底层仅为45—121个/m²。该孔径级别土壤大孔隙的形成可能与植物根系腐烂后形成的孔径较大的植物根孔有关^[21]。当量孔径为0.5—2.0 mm的大孔隙，在表层土壤中的平均数量可达到4522个/m²。地被物中灌木、草本植物的浅层根系的腐烂与生长是植物根孔更新形成的主要来源，因此当量孔径较大的大孔隙多在土壤表层范围内聚集^[21]。当量孔径为0.3—0.5 mm的大孔隙密度在相邻土层间变化不显著，说明数量最多的低孔径大孔隙在林地土壤中的空间分布状态是较为均匀的。对各当量孔径的大孔隙密度与对应有机质含量进行相关分析，二者具有极显著的正相关性(P<0.01)(表 4)，表明有机质对大孔隙的形成有重要作用，对较大孔径孔隙的作用尤为明显。土壤有机质具有一定的粘结力，能够使相对松散的土壤颗粒通过有机质自身的胶结作用形成团粒结构。森林枯枝落叶分解和根系腐烂导致表层土壤有机质含量增加，土壤团聚体增多，相应地土壤孔隙率增大、孔隙尺度增大、连通性变好。Tsukamota^[1]研究发现单个大孔隙通常较短，但通过土壤松散有机物质的节点连接，可形成大孔隙网络。Aubertin^[1]研究认为此类大孔隙可能至少占到森林土壤体积的35%，但会随土层的加深而迅速减小。

土壤层的饱和导水率是由不同类型不同性质的水分运移路径所决定的，而土壤大孔隙是其中一种重要的路径表现形式^{[1, 22]}。对各土层不同当量孔径的大孔隙密度和土壤饱和导水率进行相关分析(表 5)，发现当量孔径为0.3—0.5 mm的大孔隙密度对饱和导水率具有显著的影响(P<0.05)。由于不同林地不同土层内该级别大孔隙的数量最大且变化差异较小，因此整体上其对饱和导水率空间变化的影响程度较低。当量孔径为0.5—3.8 mm的大孔隙密度对饱和导水率的影响极显著(P<0.01)，加之其在不同林分、不同土层中数量变化较大(表 2)，因此其对饱和导水率的空间变化影响程度较高。大孔隙面积比与饱和导水率显著相关(P<0.05)也反映了大孔隙孔径与密度分布共同影响土壤水分运移。随孔径降低，大孔隙密度与饱和导水率的相关程度逐渐降低，说明土壤中水分传导特性与大孔隙孔径特征具有密切联系。油松林地土壤表层(0—20 cm)丰富的根系石砾分布所形成的较大孔径的孔隙使其具有较强的导水性能；针阔混交林地底层(40—60 cm)的破碎基岩是其具有较好深层导水能力的重要原因。大孔隙的水分传导作用也是各土层不同径级大孔隙在土壤水分、质地和寄生生物等因素影响下相互作用、相互贯通的过程。

进一步研究大孔隙对水分运动影响，对当量孔径>1.5mm大孔隙密度与饱和导水率进行回归分析，发现孔径>1.5mm的大孔隙密度与饱和导水率呈幂函数关系，且拟合度较高(图 1)。孔径>1.5mm的大孔隙密度仅占总大孔隙密度的5.37%，但决定了饱和导水率84.4%的变异。Beven等^[1]认为较大孔径的孔隙可有效排走土壤中的空气，减小了气压对入渗的抑制；大孔隙也增加了侧向渗透和垂直下渗，从而影响导水率的变化。在考虑大孔隙存在时，土壤中水分运移主要由通过大孔隙中的水流决定，特别是在土壤接近饱和的情况下，大孔隙中的水流速度远大于土壤基质流，是非达西流^{[1, 16]}。Peterson^[1]等测量孔径>3 mm的某单一孔隙出流时，发现其雷诺数达到3000，为湍流；有的大孔隙可增加水流通量，从1.7到2.8×10^-5m/s，孔隙率却仅增加了0.002%。林地土壤较大孔径的孔隙主要分布在表层(表 2)，所以更有利于土壤对降水的吸收与存蓄。

图 1 5mm的大孔隙密度与饱和导水率的关系 Fig.1 The relationship between density of soil macropore >1.5mm and saturated water conductivity

图选项

林区土壤平均大孔隙率在1.6%—13.3%之间。饱和导水率随着大孔隙率的增加呈幂函数增大；进一步研究也发现饱和导水率先随大孔隙率的增加而增大，到一定程度反而下降，呈抛物线型变化，且拟合度也达到了0.81。但在大孔隙体积所占比例小于5%时，均表现为饱和导水率随大孔隙体积比增大而升高的趋势(图 2)。分析其原因，可能是大孔隙体积比增大到一定程度时，决定其排水能力的主要因素转为大孔隙联通性和水流型态，而非其数量的多少^[15]。大孔隙率的微小变化会引起水流通量的突变，其流态可能是层流，也可能是界于层流与紊流之间的过渡流。水流在不规则大孔隙网络中倾向于颈缩效应^[1]。Beven和Germann研究发现土壤样品中连续且直径为0.3 mm的大孔隙要比周围不连续的直径为100 mm的孔隙传导更多的水分。土壤中的垂直大孔隙受到植物根系、动物活动和土壤结构等因素的影响，其间往往不是联通的，存在着断孔和死孔。虽存在土壤有机物质的节点连接^[8]，但其作用有限，并且随土层加深大孔隙密度也显著减小(表 2)，从而影响着对水分的传导。

图 2 大孔隙率与饱和导水率的关系 Fig.2 The relationship between macroporosity and saturated water conductivity

图选项

本研究得出秦岭南坡中山带水源林区土壤大孔隙当量孔径集中于0.3—3.8 mm，与以往定义范围基本一致，但孔径范围上限较大，这可能与该区石砾含量较大并广泛分布着基岩碎屑和破碎岩石有关，且林区植被的腐根对较大孔径的大孔隙形成也起重要作用^[23]。根系腐烂不仅有助于提高土壤有机质，促进团聚体的形成；也为新根的伸延提供了有效通道。多数情况，石砾与植物根系交织在一起，共同影响大孔隙的发育以及土壤水分运动。土壤大孔隙的形成因素较为复杂，若需获得更为全面的了解，则需要定量区分各个因子的作用。

>0.3 mm的各当量孔径大孔隙密度与饱和导水率均显著相关，这与王伟等^[18]研究结果基本一致。石辉等^[15]在研究岷江上游森林土壤大孔隙特征时，发现孔径大于1.4 mm的孔隙数量对饱和导水率影响最大，可以决定饱和导水率69%的变异。本研究中，当量孔径>1.5 mm的大孔隙密度较小，但决定了饱和导水率84.4%的变异。孔径较大(当量孔径为1.5—3.8 mm)的大孔隙，在实验林区不同类型林地土壤中广泛分布，加之该类型大孔隙的水力传导性能较强，对饱和导水率的变化影响程度也较高。一定条件下大孔隙的连通性对水分的入渗起主导作用^[24]。但因技术原因，本研究未考虑孔隙联通性，在今后研究中需加强技术研发，予以综合考虑。

总体上，研究区针阔混交林和落叶阔叶林土壤大孔隙平均密度和面积比较大，因此，针阔混交林和落叶阔叶林较利于改良土壤渗透性，具有较好的涵养水源和调节径流的功能。影响流域水分运动的因素很多，除植被类型和土壤外，也包括降雨、地质和地形等^[25]。以往研究中，很少讨论当降雨强度处于那个范围时，更有利于大孔隙传导水分；是否大孔隙度越大，导水性越好，还是存在上下限。此外，未来还需进一步讨论大孔隙的变异性和有效性，为水源林区水文生态理论的完善和模型的构建提供参考。