赵娇娜，徐学选，李星，张良德，宇苗子

(1.中国科学院水利部水土保持研究所，712100，陕西杨凌;2.中国科学院研究生院，100049，北京;3.西北农林科技大学水土保持研究所，712100，陕西杨凌;4.甘肃省水利水电勘测设计研究院，730000，兰州)

长武塬区降雨入渗特征

赵娇娜1，2，徐学选1，3†，李星1，3，张良德4，宇苗子1，3

(1.中国科学院水利部水土保持研究所，712100，陕西杨凌;2.中国科学院研究生院，100049，北京;3.西北农林科技大学水土保持研究所，712100，陕西杨凌;4.甘肃省水利水电勘测设计研究院，730000，兰州)

为了深入理解深厚黄土层的降雨入渗机制，在黄土高原塬区的长武试验站，应用TDR监测天然降雨下大型土柱土壤含水率的动态变化，并结合土柱底部出流量测定数据，分析天然降雨的入渗特征。结果表明:降雨对土壤含水率的影响主要集中在160 cm深度以上，且随深度增加而递减，至240 cm土层降雨峰值信息几近消失;湿润锋运移速率与降雨强度呈正相关关系，与土壤初始含水率成负相关关系，湿润锋运移深度同降雨量和降雨强度正相关;降雨对300 cm土壤水的补给行为普遍存在，入渗补给以活塞流方式为主;降雨入渗补给土壤水的滞后作用表现出对100～200 cm土壤水的补给滞后时间为15～18 d，对300 cm深度土壤水的补给滞后时间为30～45 d。研究结果对明确黄土塬区水循环机制具有一定参考意义。

降雨入渗;土壤含水率;运移速率;出流量;出流速率;长武塬区

降雨入渗是雨水进入土壤形成土壤水的过程，它是降水、地表水、土壤水和地下水相互转化的一个重要环节［1］。它决定着地表径流量［2］和雨水进入土壤的数量，影响到植物水分的收支［3］，以及地下水资源量的动态变化［4－5］。研究降雨入渗规律对于减少地表径流、增加土壤入渗等方面具有重要的理论和现实意义［6］。尤其是在水土流失严重、生态环境恶化的黄土高原地区［7－8］，对降雨入渗特征的研究不仅有助于明确黄土的入渗性能，减少径流损失，还可以明晰黄土区的水分循环特征，为合理利用水资源和搞好生态环境建设提供参考依据。

目前已有大量关于降雨入渗特征的研究［9－14］。原鹏飞等［15］通过室内和野外模拟降雨入渗试验，揭示了降雨量对入渗深度和入渗速率的影响;刘贤赵等［16］应用坡地水量转化数学模型分析了降雨入渗过程中滞后作用对土壤含水率、入渗速率等的影响;朱元骏等［17］在室内模拟降雨试验基础上对含砾石土壤降雨入渗过程进行了数值模拟。现有研究多是基于室内土柱的人工降雨模拟和数值模拟研究，而关于天然降雨在大型土柱的入渗研究相对较少［18］。笔者选取深度为100～300 cm的大型土柱为对象，对天然降雨下土柱底部入渗量和不同深度土壤含水率进行长期原位观测，并结合降雨资料，从降雨入渗深度、湿润锋运移速率、降雨入渗补给的滞后时间等方面分析天然降雨的入渗特征，以期为黄土区降雨入渗机制和水文循环研究提供参考依据。

1 研究区概况

试验布设在黄土高原沟壑区的长武国家黄土高原农业生态试验站内，位于黄土高原中南部E 107°40＇，N 35°12＇，海拔 1 200 m。土壤以黑垆土为主，母质为中壤质马兰黄土，全剖面土质均匀疏松，稳定入渗率为1.35 mm/min，田间持水量和萎蔫湿度分别为22.4%和9%［19］，土壤密度为1.30 g/cm3，其土壤颗粒组成为:粒径＞0.05 mm占6.0%，0.05～0.01 mm占52.8%，0.01～0.001 mm占22.7%，＜0.001 mm占18.5%。年均降水584 mm，平均温度9.1℃，无霜期171 d，地下水位50～80 m，无灌溉条件，属典型的旱作雨养农业区。降雨年际间变异大，多年平均降雨量为584.1 mm，最大年降雨量为813.2 mm，最少年降雨量为369.5 mm，降雨主要集中在7—9月，约占全年降雨量的55%以上。

2 材料与方法

试验采用组装于地下室的大型模拟土柱进行。土柱由3组内径为50 cm，高分别为50、100、150、200和300 cm的15个圆形土柱和截面为50 cm×30 cm、高300 cm的5个方形土柱组成，共计20个。柱子采用钢筋混凝土制作而成。沿柱身“S”型分布2列垂直间距为10 cm的取样孔，可进行土壤水分取样和TDR含水率测定。柱底加一反滤体，其底部设有排水通道，采用500 mL塑料瓶收集渗漏液。地下室场地根据大型模拟土柱特征设计而成，分东西2排排列，保证柱顶与地面持平。土柱于2000年制作而成，柱体由相同规格的深度为20、50和100 cm的土柱组装而成，柱体上下边缘向外延伸约3 cm，上有圆孔用来以螺丝固定，20 cm的土柱作为柱底反滤体，制作时分层回填;供试土壤取自长武王东沟小流域塬面农田0～300 cm土层，去除植物根系等杂质后风干过10 mm筛，混匀后按照0～300 cm田间土壤平均密度1.30 g/cm3自下而上分层回填。其方法如下(以深度为300 cm的土柱为例):于地下室先将20 cm土柱固定好，土柱内放入混匀的碎石、粗砂混合物作为反滤体，柱顶铺平;将100 cm土柱放于其上并用螺丝加以固定，使2柱体紧密结合;之后在柱体内分层填装土壤，每20 cm为一层填装、压实，填装上层土之前，用刷子刷毛下层土壤表面，以防止土层之间出现分层现象;以此方法在柱体上方再加2个100 cm的土柱固定好并分层填装，即制作完成了300 cm的土柱;其他土柱制作方法相同。2000—2008年间多数年份种植小麦(Triticum aestivumLinn.)，2008—2011年一直为裸地。土壤总孔隙度基本趋于原状土。

试验于 2011－06－13—09－17期间，对 300 cm 高的5号土柱不同深度土壤含水率动态进行TDR探针观测。由于土柱顶端0～50 cm处有钢筋混凝土外环围护，各土柱土壤含水率的测定均在50 cm之下。TDR测定水分时间间隔为30 min，试验前用烘干法对TDR探针进行了含水率标定。同时于09－07—10－10进行土柱底部降雨出流量的密集测定，测定期间用遮雨棚对所有土柱进行顶部遮盖，避免降雨进入土柱，但表面蒸发仍可进行。测定期间每日2～4次称量土柱底部塑料瓶中渗漏水质量，用来计算土柱底部的出流速率。降雨数据为长武站气象观测场气象观测数据。

3 结果与分析

3.1 天然降雨下土壤含水量的变化

图1所示是深度为300 cm的5号土柱不同深度土壤含水率的动态变化曲线和降雨量与累积降雨量的动态变化曲线。从图1(a)、(b)和(c)中可以看出，各深度土壤含水率曲线均大致呈现随时间升高的趋势。7月13日之后60、80、120和160 cm这4条含水率变化曲线均出现了4次较为明显的波动，且其波动紧随累积降雨量的增长而出现，表明降雨对60～160 cm深度土壤含水率的影响显著;从这4条曲线波动幅度大小大致可以看出降雨对60～160 cm土壤含水率的影响随深度的增加而递减;240～280 cm深度土壤含水率没有明显的波动，这是由于随着入渗路径的增大，降雨的峰值信息被不断削弱的缘故;深层土壤含水率在上部土壤水的下行补充下不断升高，这种趋势说明连续降雨有利于土壤水分向深层运移，对减缓深层土壤的干燥化进程有一定意义［20］。

依据图1(d)所示累计降雨量的变化趋势可以将测定期间的降雨分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ5个时期，具体时间划分如表1所示。从图1(a)、(b)和(c)中可以看出:Ⅰ期内各深度土壤含水率变化并不明显，Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ期60 cm以下含水率出现了比较明显的增长峰，为了与划定的降雨时期相对应，在此分别用峰Ⅱ、峰Ⅲ、峰Ⅳ、峰Ⅴ来表示4个增长峰，见表2。综合比较表1和表2中5个时期总降雨量、时期内日最大降雨量和最大降雨强度可以发现，高降雨强度容易引起土壤含水率的突增，例如峰Ⅱ和峰Ⅲ，对应降雨时期降雨强度分别高达12.2和11.4 mm/h;降雨强度小但持续时间长、降雨量大的降雨，也会使土壤含水率快速增加，例如峰Ⅳ和峰Ⅴ，其对应降雨时期内日降雨量均高于30 mm;由于6月份气候干燥、降雨量少、表层土壤干燥，Ⅰ期内缓慢的降雨基本上用于补充表层土壤水，加之蒸发作用的影响，阻碍了雨水向下入渗，所以60 cm深度以下土壤含水率并未出现明显增长。

图1 不同深度土壤含水率随降雨量的动态变化Fig．1 Dynamics of soil water content at different soil layers under natural rainfall condition

表1 研究区不同时期降雨特征Tab．1 Characteristic of rainfall at different phase in study area

表2 不同时期降雨入渗湿润锋运移特征Tab．2 Velocity of wetting front in soil column at dif ferent rainfall phase

总体来看，土壤含水率会随降雨量大小的变化而波动，越接近地表其波动性越明显，随着土层深度的增加其波动性逐渐减小，特别是接近240 cm深度时，已很难看出土壤含水率随一次大的降雨过程的明显变化界限;土壤含水率与降雨量和降雨强度关系密切，当日降雨量和降雨强度均较大时，降雨才会对60 cm深度以下土壤水进行明显补给。

3.2 降雨补给下湿润锋的运移特征

湿润锋是指水分下渗过程中，土壤被湿润的先头部位与相对较干的土层形成的明显交界面［21］。当湿润锋运移到达某一深度时，该深度土壤含水率会发生变化，随深度增大含水率变化时间逐渐推后。对不同深度初始含水率变化时刻进行比较分析，可以大致计算出降雨入渗过程中湿润锋的运移速率［22］。本研究针对含水率曲线出现的4次增长峰数据，分析得出60 cm深度以下湿润锋的运移速率，如表2所示。结合表1和表2，可以看出降雨强度高达12.2 mm/h的峰Ⅱ，其60～160 cm土壤含水率几乎同时发生了变化，但由于仪器数据采集时间间隔为30 min，即存在约30 min的时间误差，由此推测在30 min内水流途径60 cm下渗至160 cm，由此得出湿润锋在60～160 cm的运移速率≥33.33 mm/min，其他计算方法相同。

表2所示4个降雨入渗含水率增长峰补给阶段湿润锋均达到了160 cm，因而分别计算了4个峰60～160 cm湿润锋的平均运移速率。依据运移速率的大小可以将湿润锋运移过程分为快速运移和缓慢运移2种类型。快速运移型其运移速率≥16.67 mm/min，峰Ⅱ和峰Ⅲ属于这种类型;缓慢运移型其运移速率＜1.0 mm/min，峰Ⅳ和峰Ⅴ属于此类型。比较日降雨量和最大降雨强度可以发现，峰Ⅰ和峰Ⅱ对应的降雨强度均高于10 mm/h，是峰Ⅲ和峰Ⅳ的2～3倍，而日降雨量并没有明显的规律。应用SPSS16.0软件对60～160 cm湿润锋运移速率(y)和对应的日降雨量(x1)、最大降雨强度(x2)进行了相关分析(峰Ⅲ的湿润锋运移速率取中间值25.0 mm/min)，发现湿润锋运移速率与日降雨量之间没有显著相关关系，与降雨强度之间的线性关系为:y=4.40x1－23.02，R2=0.959(P=0.021 ＜0.05，显著相关)，说明降雨强度与湿润锋运移速率显著正相关;这是因为土壤的入渗能力有限，当降雨强度较大时，降雨来不及入渗会在表层形成积水，在积水压力下，表层土壤的一些孔隙通道被打开，使得降水可以更快地入渗补给下层土壤水，加快了湿润锋的运移速率，因而降雨强度越大湿润锋运移速率越快。

试验中影响湿润锋运移速率的另一个因素是土壤初始含水率。从表2中可以看出，4次峰对应的60 cm深度土壤初始含水率依次升高，使得其与上部土层之间的土水势能梯度逐渐减小，入渗能力降低，影响了水分的继续下渗［22］，导致60 cm深度以下土壤水分补给量减少，一定程度上削弱了湿润锋的运移速率;湿润锋运移速率(y)与60 cm土壤初始含水率(x3)的 SPSS线性回归分析结果为:y=155.69－9.70x3，R2=0.989(P=0.006＜0.01，极显著相关)，说明60 cm土壤初始含水率与湿润锋运移速率呈极显著负相关关系，与陈洪松等［21］和吴忠东等［23］的研究结果基本一致。

一般情况下湿润锋的下行深度与降雨强度呈正相关［24］，且同等降雨强度条件下，湿润锋运移深度随降雨量的增加而增大［15］。从表2中可以看出，4个含水率增长峰对应的湿润锋运移深度不同，其中峰Ⅱ和峰Ⅳ湿润锋运移深度为160 cm，峰Ⅲ和峰Ⅴ湿润锋运移深度为240 cm，综合比较降雨强度、降雨量特征发现，峰Ⅲ和峰Ⅴ对应的日降雨量均≥32.8 mm，且降雨强度≥6.2 mm，说明本试验中湿润锋运移深度受降雨量和降雨强度的共同影响，降雨量和降雨强度都较大的情况下，湿润锋运移深度愈深。

综合以上分析得知:湿润锋的运移速率与降雨强度呈显著正相关关系，与60 cm深度初始含水率呈极显著负相关关系;湿润锋的运移深度受降雨量和降雨强度的共同影响，降雨量和降雨强度越大，越有利于湿润锋向下运移。

3.3 降雨补给后不同深度土柱底部出流量比较

试验于 2011－09－07—10－10 期间对各土柱出流量进行了长达33 d的观测，测定期内无降雨进入土柱。依据出流量和测定时间，计算得出了不同土柱底部降雨下渗的总出流量，如表3所示。

从表3可看出:供试的17个土柱中有11个土柱底部观测到了出流量，其平均出流量以150 cm为最大，土柱深度和出流量关系并不密切，说明降水对300 cm土壤水的补给行为是普遍存在的，并不随深度的变化有明显的区别。从表3可以看出，对于同一深度的土柱而言，出流量大小差异很大，其值可分为0、低和高3种类型，由于降雨、蒸发等外界环境及处理条件一致，因而，出流量的这种差异主要是不同的土壤孔隙状况造成的。对供试土柱的前期研究［18］发现，孔隙的连通状况决定了土柱出流量的差异，与本研究结果相吻合。已有研究［25］发现:包气带厚度愈大，入渗路径愈长，水分全部入渗补给地下水所需时间愈长，所以相同的次降雨条件下，相同入渗时间内随深度增加入渗补给量减小;但对于多次降雨来说，由于黄土高原降雨入渗补给的滞后性［26－28］，相同时间不同深度出流量变化规律发生了变化(表3)。由于研究区降雨是土壤水的唯一来源，依质量守恒原理分析，降雨量减去蒸发损失的差值应为土柱含水量变化量与土柱底部出流量之和。以300 cm深度的5号土柱为例计算降雨入渗补给300 cm土壤水的最大滞后时间:9月7日至10月10日测得其累积出流量为157.5 mm，如若从9月7日向前追溯，至7月31日的降雨量总和为156.0 mm，至7月29日的降雨量为176.2 mm。假设忽略蒸发损失和含水量变化量，全部降雨完全渗出土柱，那么观测期间测得的部分渗出水来源至少可以追溯至7月29日的降雨，即7月29日的降雨大约于9月7日才从土柱底部渗出，时间间隔为40 d，那么降雨入渗至300 cm深度滞后时间应≥40 d;而深度100、150和200 cm土柱的最大渗出量分别为113.7、121.9和87.9 mm，从9月7日向前追溯降雨量变化，追溯至8月21日、8月20日和8月19日的总降雨量分别为87.2、117.8和125.6 mm，从而由前述方法可知9月7日100、150和200 cm土柱渗出的雨水中大概包含有8月20日、8月19日和8月20日或之前的雨水成分，因而推断出降雨入渗补给100、150和200 cm土壤水的滞后时间分别为≥18 d、≥19 d和≥18 d。可以看出:降雨入渗补给200 cm及以上土壤水的滞后时间十分接近，但是300 cm土壤水补给滞后时间较长，后者约是前者的近2倍，其原因应该与2 m内前期小麦根系对土壤孔隙的塑造有关;入渗雨水在进入200 cm以下土层时土壤孔隙阻力增大，入渗速率减慢，从而渗出时间推后。

表3 不同深度土柱底部入渗雨水出流量Tab．3 Amount of seepage water collected at the bottom of soil columns

3.4 降雨入渗补给下雨水出流速率变化特征

依据观测时间和土柱底部出流量数据，计算得出了降雨在不同深度的出流速率，即将某一时刻观测到的出流雨水的质量折合为水的体积，并除以土柱的横截面积，得到单位面积上入渗雨水的出流量，以cm为单位;然后将其除以本次观测与上次观测的时间间隔，就可以得出这个时段内单位时间单位面积上雨水在土柱底部的出流速率，以cm/h为单位，计算结果如图2所示。由于前面分析发现4号和7号土柱出流量极小，不足5 mm(表3)，在此对其出流速率不做分析，同时选取有代表性的5号和10号土柱对深度300 cm出流速率进行分析。

深度为100、150、200和300 cm的土柱最大出流速率分别为8.00 cm/d(图2(a))、4.04 cm/d(图2(b))、1.70 cm/d(图 2(c))和 1.36 cm/d(图 2(d))，随着土柱深度的增加，出流速率逐渐减小，这是因为渗流路径越大，下渗水流向下运移打通孔隙通道的阻力越大，从而使得出流速率变小，同张光辉等［25］研究结果一致。

图2 土柱底部雨水出流速率随时间的变化曲线Fig．2 Dynamics of outflow velocity observed at the bottom of soil columns

由前面分析可知，不同深度土壤水接受降雨入渗补给均存在一定的滞后性。研究［29］表明:当相邻降雨时间间隔较短、地下水水位埋深较大时，入渗过程的延迟滞后时间变长，此时多次降雨产生的入渗补给过程相互叠加，从而使得几次降雨后在入渗补给过程中只出现1个补给高峰。从图2(a)、(b)和(c)中可以看出，深度为100、150和200 cm的5个土柱均出现1个明显的出流高峰，出流速率峰值分别出现在9月18日、9月18日和9月19日。结合图1(b)降雨动态可以发现9月3日到9月6日，即Ⅴ期有几次相邻降雨。如果9月18和19日的出流高峰源于这几次降雨过程，则可推出100、150和200 cm深度降雨补给的滞后时间分别约为15 d、15 d和16 d，这与前面分析得出的18 d滞后时间较为吻合。图2(d)中5号和10号土柱均出现2个出流高峰，第1个峰值同在9月12日，第2个峰值分别在9月20日和9月22日;由于前面分析得出降雨补给300 cm土壤水的滞后时间远大于200 cm及以上深度，因而在此推测300 cm土柱的第2个峰值对应Ⅳ期即8月15日至8月21日的几次相邻降雨，第1个峰值对应的为Ⅲ期7月26日至7月31日的几次降雨过程。依据峰值出现时间和对应的降雨日期，可以推出7月26日至7月31日降雨入渗滞后时间为43～48 d、8月15日至8月21日降雨入渗滞后时间为30～38 d。

从图2(a)和(b)中可以看出，2号和13号土柱底部出流速率开始时较小，后于9月19日左右出流速率出现迅速增大后又减小的变化过程，表明降雨主要以活塞式入渗方式［29］对土壤水进行补给。这是因为降雨进入土壤后，在土水势梯度的作用下一小部分雨水向下入渗，但受入渗能力的限制，绝大部分雨水会在土层中汇集形成一定的含水层，在重力作用下以均匀层状流的方式向下推移，未到达土柱底部时出流速率较小，当含水层到达土柱底部时出流速率较快增加，含水层水分逐渐从土柱底部出流后，出流速率又开始逐渐减小，从而形成了类似于活塞推动下水分出流的峰值过程。同时可以看出12号(图2(a))、3号(图2(b))和14号(图2(c))土柱出流速率均出现了类似的峰值变化过程;由于降雨对300 cm土壤水补给滞后时间较长，所以5号土柱和10号土柱中包含2次相邻的降雨入渗过程形成的含水层，出现了2次出流速率峰值变化过程。100～300 cm土柱的这种相似的出流速率特征，说明黄土中降雨主要以活塞流形式入渗补给土壤水。

4 结论

降雨对土壤含水率的明显影响主要集中在160 cm深度以上，随着入渗路径的增大，降雨的峰值信息被不断削弱，至240 cm时已无明显峰值信息;降雨量和降雨强度越大，60 cm深度以下土壤含水率对降雨的响应越显著，推动着水分向深层运移。

在降雨强度和土壤初始含水率的影响下，60～160 cm土层中湿润锋运移速率差异明显，运移速率随着降雨强度的增大呈上升趋势，随着60 cm深度初始含水率的升高呈下降趋势;湿润锋运移深度同降雨量和降雨强度呈正相关关系，降雨量和降雨强度越大，越有利于湿润锋向下运移。

降雨对300 cm深度土壤水的补给行为是普遍存在的，土层厚度愈大，降雨的入渗路径愈长，降雨入渗补给滞后时间越长。降雨入渗对100～200 cm土壤水的补给滞后时间为15～18 d，对300 cm深度土壤水的补给滞后时间为30～45 d。深层黄土入渗速率小于0～200 cm土层。

黄土中降雨入渗补给地下水的方式以活塞流入渗补给方式为主，主要体现在出流速率有明显的峰值存在且峰值过程有一定的持续时间。同时不同土柱间出渗量存在的显著差异表明孔隙结构对降雨入渗补给影响巨大，其差异产生的机制仍有待深入研究。

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［29］郭会荣，靳孟贵，齐登红，等.基于地中渗透仪的入渗补给方式分析［J］.水文地质工程地质，2007(4):107－111

Characteristic of rainfall infiltration on Changwu Tableland

Zhao Jiaona1，2，Xu Xuexuan1，3，Li Xing1，3，Zhang Liangde4，Yu Miaozi1，3

(1.Institute of Soil and Water Conservation，Chinese Academy of Sciences and Ministry of Water Resources，712100，Yangling，Shaanxi;2.Graduate University of Chinese Academy of Sciences，100049，Beijing;3.Institute of Soil and Water Conservation，Northwest A＆F University，712100，Yangling，Shaanxi;4.Gansu Provincial Institute of Hydraulic and Hydroelectric Resesrch，730000，Lanzhou:China)

In order to deeply understand the mechanism of rainfall infiltration in thick soil layer on Loess Plateau，at Changwu experiment station，dynamic of soil water content in a large－scale loess columns was monitored by using TDR(time domain reflectometry)，the amounts of seepage water collected at the bottom of the loess columns was also measured.The results showed that the impact of rainfall on soil water content was mainly concentrated in the depth less than 160 cm，and the impact decreased with depth.In the depth more than 240 cm，the information of rainfall peak almost disappeared.The velocity of wetting front was positively correlated with rain intensity，and negatively correlated with initial soil water content.The depth of wetting front movement was positively correlated with the rainfall and rainfall intensity.Soil water at the depth of 300 cm could be supplied by rainfall，piston flow was the main mechanism of soil water recharge in loess.The time lag of rainfall infiltration recharge to the soil water in 100－200 cm soil layer was about 15－18 d，and the time lag for 300 cm soil layer was about 30－45 d.The results could provide some useful references for understanding the mechanism of water cycle in Loess Tableland.

rainfall infiltration;soil water content;velocity of wetting front;seepage water amount;outflow velocity;Changwu Tableland

2012－03－09

2012－06－06

国家自然科学基金项目“黄土丘陵区小流域大气降水－土壤水－地下水转化行为机理研究”(41171421)

赵娇娜(1986—)，女，硕士研究生。主要研究方向:黄土区生态水文。E－mail:zjnsjlm@163.com

†责任作者简介:徐学选(1966—)，男，研究员，博士。主要研究方向:土壤水分生态、生态水文。E－mail:xuxuexuan@nwsuaf.edu.cn

(责任编辑:程 云)