吕殿青，刘小梅，王 辉，侯旭蕾，刘 春

(1.湖南师范大学资源与环境科学学院，中国 长沙 410081;2.湖南农业大学工学院，中国 长沙 410128)

我国南方红壤主要集中在低山丘陵坡度为6～15°的缓坡地带［1］，总面积约54.11万km2，占全国土地总面积的5.64%［2］.由于该区人多地少，暴雨较多，加之居民对土地资源的不合理利用及对下垫面植被的破坏，在天然降雨的冲刷下，水土流失极易发生，对该区农业生产与生态安全带来严重的影响［3］.

近年来，国内学者已经对红壤地区产流产沙规律做了大量研究工作，取得许多重要进展［4-7］.但关于红壤地区坡面土壤在下垫面产生壤中流和不产生壤中流两种情况下产沙、产流和入渗的规律对比研究较少，在该区域这两种情况下由降雨引起的侵蚀危害程度也难以做出确切的评价.因此，通过室内降雨试验，模拟红壤地区裸坡有无壤中流两种情况，研究坡面降雨入渗和侵蚀的变化规律，为我国红壤地区降水时空分配提供一定的理论基础.

1 材料与方法

1.1 供试材料

试验供试土壤采自湖南省长沙市东郊浏阳河大桥附近，属于第四纪红粘土母质发育的红壤，其砂粒、粉粒和粘粒质量分数分别为23.3%、30.6%和46.1%，该土壤类型为粘土，富含铁、铝氧化物，呈酸性，一般具有粘性较高、吸水性强、但田间持水性不高的特点.试验用土过10 mm筛，自然风干至初始含水量(质量分数，下同)为15%，初始装土容重为1.1 g/cm3，样品土壤原有自然结构被破坏，属于被扰动土壤.

1.2 试验装置及设计

室内模拟降雨装置采用中科院水土保持研究所研制的侧喷式降雨设备，该设备由供水、稳压、降雨3个子系统构成.降雨高度为7 m，雨滴有效降落高度为6.5 m，有利于保证雨滴降落的最终速度，满足天然降雨的特性［8］.设计降雨强度为80 mm/h，由于受试验侧喷式设备及外界条件的限制，降雨均匀度在75%以上，实际降雨强度80～85 mm/h，降雨时间为60 min.试验土槽采用的尺寸规格为:长×宽×高为200 cm×30 cm×30 cm，坡度设计为15°.有壤中流产生的土槽上面末端和下面末端都设置了簸箕型集水口，上端集水口用于收集地表径流，下端集水口用于收集产生的壤中流.无壤中流产生的土槽只在上面末端设置了簸箕型集水口，用于收集地表径流.每个试验重复2次，取平均值进行计算和分析.

1.3 试验过程

1.3.1 装土过程 在有壤中流试验设置的土槽里均匀填装3 cm天然细沙，铺上透水纱布，模拟天然透水层，便于壤中流出流.其上再填装27 cm的供试土壤.无壤中流试验设置的土槽底部只铺设透水纱布，在其上填装30 cm的试验用土.为保证试验土壤容重均匀，根据设定好的土壤含水量和容重采取分层填装的方法，每5 cm一层，边填充、边压实，为防止土层之间出现分层现象，在填装上层土之前进行打毛.为防止延长初始产流时间，表层土壤与槽口必须处于同一水平位置.最后用塑料薄膜覆盖土壤表层，以防试验降雨之前表层土壤由于水分蒸发前期含水量降低.

1.3.2 降雨产流过程 每场试验均是先按实际雨强降落10 min，待降雨均匀后，揭开塑料薄膜开始试验，记下时间并密切关注降雨过程中坡面表层土壤的变化.降雨产流后，记录开始产流时间，地表径流第1～5个样品间隔1 min;第6～10个样品间隔2 min;第11个样品之后间隔5 min.壤中流的取样时间均间隔1 min，两种产流方式接样时间均为1 min，至试验结束.试验结束后，测得每个径流泥沙样的质量，用烘干法测出径流含沙量，计算出相应的径流量，并且记录每次试验的泥沙、径流总量.

1.3.3 雨后采样 降雨结束后，对试验土壤进行破坏性采样，坡深每5 cm一层，每层分别在坡长5、25、50、75、100、125、150、175、195 cm，坡宽5、15、25 cm 处用铝盒采样.每土槽合计采样 162 处，测得土壤含水量，用以分析降雨过程中土壤水分分布状况.

2 结果与分析

2.1 红壤坡面产流过程

坡面的产流形式主要包括地表径流和壤中流［9］.当降雨强度大于入渗强度或较薄土层中储水饱和后，多余的降水沿坡地表面土层侧向流动，形成地表径流;壤中流主要发生在上层透水和下层相对透水性较弱的土层界面，当上层土壤储水满足后就形成临时饱和带内的非毛管孔隙中侧向运动的水流即壤中流，它的运动服从达西定律.通常壤中流汇流速度比地面径流慢，但它的形成影响着地表径流.

图1描述了有无壤中流两种情况下，坡面地表径流和壤中流产流强度随降雨时间的变化过程.由图1可知，有壤中流的初始产流时间在32 min左右，无壤中流的初始产流时间在20 min左右，有壤中流的初始产流时间比无壤中流坡面慢了约13 min，说明壤中流的产生有延缓地表径流产流的作用.从产流过程来看，无壤中流时，地表径流产流强度前期增加趋势较缓慢，降雨后期产流强度呈波动上升的变化，产流强度达到峰值.有壤中流时，地表径流产流强度迅速增加直到峰值，在末段产流强度出现上下波动，整体上大于无壤中流.对比分析地表径流与壤中流可以发现，壤中流的初始产流时间滞后于地表径流，产流强度也远远小于地表径流.壤中流是一条变化平缓的曲线.土壤蓄水达到饱和后开始产生壤中流，下渗速度已基本趋于稳定，因此壤中流流量变化较小.对整个过程中地表径流和壤中流总量进行分析，无壤中流试验条件下地表径流总量占总降雨量的16.43%;有壤中流情况下地表径流总量占总降雨量19.44%，壤中流径流量占降雨总量的2.82%.因为有壤中流情况时，土槽底部留有集水口，上下土壤层之间空气流通，水分向下运动过程中挤压土壤空气，压强逐渐变大，下层空气对水分子存在向上的支持力，阻碍了水分的下渗，大部分水分在上层积聚，进而上层土壤易于达到饱和，相应的地表产流比例增加，壤中流比例会减少.

2.2 红壤坡面产沙过程

流域产沙过程是很复杂的［10］，有壤中流和无壤中流两种条件的不同导致坡面入渗性能和土壤稳定性差异很大，从而改变产流规律，进而影响坡面侵蚀产沙特性［11］.由图2可知，单位时间侵蚀产沙强度随着产流时间的增加逐渐增加，在产流开始后10 min侵蚀产沙强度较小，均值约为1.0 g·min－1左右，之后侵蚀产沙量迅速增加，后期具有一定的波动性.对比两种情况可以看出，在降雨时间内无壤中流单位时间的侵蚀产沙量总体要大于有壤中流的侵蚀产沙量.从侵蚀产沙量变化范围来看，无壤中流的侵蚀产沙量为0.09～7.41 g·min－1，有壤中流的侵蚀产沙量为0.23～9.17 g·min－1，除了峰值外，有壤中流的侵蚀产沙强度比无壤中流稳定.表明壤中流的产生减小了降水对坡面侵蚀的作用.其原因主要是因为在降雨初期土壤的降雨强度小于入渗强度，降水以入渗为主，产流强度较小，径流搬运泥沙能力有限.随着入渗的进行，降雨强度逐渐大于入渗强度，产流强度开始增加，径流搬运能力也随之增加，产沙强度迅速加大.土壤含水量也逐渐增加达到饱和，开始产生壤中流，下端无开口的土槽壤中流储存在土层中，下端开口的土槽壤中流以径流的形式流出，上层土壤水流以稳定的速度往下运动，这样降水就以恒定的速率下渗.就地表径流而言，无壤中流时总产沙量为109.22 g，有壤中流的总产沙量为110.35 g.这是因为坡面产流是坡面产沙的主要动力，产沙量多少和产流量呈正比，因此有壤中流情况的坡面产流强度大于无壤中流情况，相应的产沙强度也大于无壤中流.

图1 地表径流和壤中流产流强度随降雨历时变化Fig.1 Changes of runoff intensity of surface runoff and interflowwith precipitation time

图2 坡面产沙强度随降雨历时变化Fig.2 Changes of intensity of sediment yield on slope with precipitation time

2.3 红壤坡面入渗过程

土壤入渗是指降雨落到地面上的雨水从土壤表面渗入形成土壤水的过程，它是降雨-径流循环中的关键一环，是降水、地表水、土壤水和地下水相互转化过程中的一个重要环节［12］.土壤平均入渗率是指一次降雨过程中(包括产流前)单位时间降雨的入渗量［13］.水分入渗受土壤渗透性能控制，壤中流的产生影响降雨的入渗能力［14］.图3描述了有无壤中流情况下坡面土壤平均入渗率随降雨历时的变化.可以看出，两种不同产流条件下，坡地土壤入渗率随降雨历时的延长而降低，开始时无壤中流的下渗速率为1.34 mm·min－1，有壤中流的下渗渗速率为1.09 mm·min－1.无壤中流的初渗速率比有壤中流大0.25 mm·min－1.主要是因为有壤中流的土槽上下相通，开始下渗率较小，导致表层土壤毛管孔隙小下渗慢，这和周金龙［15］等人研究得出土壤的孔隙结构对降雨入渗起决定性作用具有一致性.毛管孔隙的变化又会改变土壤容重，进而影响水分的下渗.吕殿青［16］等人研究得出随着容重的增大，平均孔隙流速呈幂函数递减.有壤中流的地表径流在50～60 min时平均入渗率有增加的趋势.随着入渗的进行，上层土壤逐渐达到饱和，开始产生壤中流，使得有壤中流的地表平均入渗率在降雨后期逐渐增加，这是由于壤中流的产生加速了降雨入渗.壤中流的初始入渗速率为1.2 mm·min－1，试验结束时的入渗率为1.1 mm·min－1，整个试验过程中，壤中流的平均入渗率相对地表径流来说变化幅度小.因为壤中流是在土壤达到饱和后产生的，此时的下渗速率基本稳定.

2.4 红壤坡面水分分布及其变异状况

降雨过程中不同的下垫面条件对土壤含水量有一定的影响，图4描述了两种情况下土壤含水量随坡深的变化.图4中不同坡深处的含水量是整层坡面取样的平均值.根据土壤含水量、容重与土壤蓄水量之间的关系，利用公式:Wρ=θi×h×ρ(Wρ为土壤蓄水量，θi为土壤质量含水率，h为土壤蓄水量的厚度，ρ为土壤容重)，计算出各层的土壤蓄水量，其随坡深的变化如图4.结果显示:无壤中流表层5 cm内土壤蓄水量小于有壤中流，并且在此深度内两种情况的含水量随着坡深增加逐渐减小，在5～25 cm，含水量与坡深呈正比.5 cm以下的各个坡深处的含水量大于有壤中流，有壤中流在10 cm内随着坡深的增加逐渐减小，10～25 cm内随着坡深的增加呈波动增加趋势.因为红壤的产流机制是超渗产流与蓄满产流两种方式，不同于其他地区的超渗产流，所以含水量随着深度的增加先减小后又逐渐增大.

图3 坡面土壤平均入渗率随降雨历时变化Fig.3 Changes of soil average infiltration on slope with precipitation time

图4 土壤含水量随坡深变化Fig.4 Changes of soil water contents with soil depth

从表1可见，各层土壤含水量的变异系数为0.000 2～0.000 8.一般认为，Cv＜0.1为弱变异性，0.1≤Cv≤1为中等变异性，Cv＞1为高度变异性［17］，因此两种情况下的含水量变异均为弱变异性.有壤中流的变异系数幅度大于无壤中流，较大变异主要集中在15～30 cm处.这主要是由于有壤中流土槽下端开口，下渗土壤水以壤中流的形式流出，土壤蓄水能力相对较弱.无壤中流土槽下端不开口，下渗水流在土槽底部不断的积累，形成蓄满产流，这样就使得两种情况下的土壤含水量最值相差很大.

表1 土壤含水量垂直坡面统计特征值Tab.1 Statics characteristic values of soil water contents on vertical slope

3 结论

在60 min的降雨时间内，通过对有无壤中流两种情况下的产流、产沙、入渗过程及坡面土壤水分空间变异性的分析，得出:

(1)有壤中流的初始产流时间比无壤中流坡面慢了约13 min，无壤中流时，地表径流产流强度前期增加趋势较缓慢，降雨后期产流强度呈波动上升变化;有壤中流时，地表径流产流强度迅速增加直到峰值，整体上大于无壤中流.壤中流相对于地表径流来说，初始产流时间滞后于地表径流，产流强度也远远小于地表径流.

(2)从侵蚀产沙量变化范围来看，无壤中流的侵蚀产沙量变化范围为0.09～7.41 g·min－1，有壤中流的侵蚀产沙量为0.23～9.17 g·min－1.除了峰值外，有壤中流的侵蚀产沙强度比无壤中流稳定.

(3)两种不同产流条件下，坡地土壤入渗率随降雨历时的延长而降低，无壤中流的初渗速率比有壤中流大0.25 mm·min－1，有壤中流的地表径流在50～60 min时平均入渗率有增加的趋势，壤中流的平均入渗率相对地表径流来说变化幅度小.

(4)无壤中流表层5 cm内含水量小于有壤中流，在5～25 cm，含水量随坡深增加逐渐增加.5 cm以下的各个坡深处的含水量大于有壤中流，有壤中流在10 cm内随着坡深逐渐减小，10～25 cm内随着坡深逐渐增加.各层土壤水分都属于弱变异.有壤中流的变异系数幅度大于无壤中流，较大变异主要集中在15～30 cm处.

［1］王 瑄，李占斌.坡面水蚀输沙动力过程实验研究［M］.北京:科学出版社，2010.

［2］何园球，孙 波，蔡崇法，等.红壤质量演变与调控［M］.北京:科学出版社，2008.

［3］陈连进，张佳文，赵云胜，等.环泉州湾地质灾害与城乡规划关系研究［J］.湖南科技大学学报:自然科学版，2011，26(4):55-59.

［4］王 峰，沈阿林，陈洪松，等.红壤丘陵区坡地降雨壤中流产流过程实验研究［J］.水土保持学报，2007，21(5):15-17.

［5］彭 娜，谢小立，王开峰，等.红壤坡地降雨入渗、产流及土壤水分分配规律研究［J］.水土保持学报，2006，20(3):17-20.

［6］谢小立，王凯荣.红壤坡地雨水地表径流及其侵蚀［J］.农业环境科学学报，2004，23(5):839-845.

［7］赖奕卡.土地利用类型对花岗岩红壤区坡面土壤侵蚀量的影响——以湖南省衡阳县武水流域为例［D］.长沙:湖南师范大学，2008.

［8］DANIEL T C，LEMUNYON J L.Agricultural phosphorus and eutrophication:a symposium overview［J］.Enviorn Qual，1998，27(2):251-257.

［9］丁文峰，张平昌，王一峰.紫色土坡面壤中流形成与坡面侵蚀产沙关系试验研究［J］.长江科学院院报，2008，25(3):14-17.

［10］赵文林.黄埔川流域降雨、产流产沙特性初析［J］.人民黄河，1990(6):37-42.

［11］李光录，吴发启，庞小明，等.泥沙输移与坡径流能量的关系［J］.水科学进展，2008，19(6):868-874.

［12］王艳红，宋维峰，李财金.不同竹林地土壤水分入渗研究［J］.水土保持研究，2009，16(2):165-168.

［13］赵鹏宇，徐学选，刘普灵，等.黄土丘陵区不同土地利用方式土壤入渗规律研究［J］.水土保持学报，2009，29(1):40-44.

［14］安 娟，郑粉莉，李桂芳，等.不同近地表土壤水文条件下雨滴打击对黑土坡面养分流失的影响［J］.生态学报，2011，31(24):7579-7590.

［15］周金龙，董新光，王 斌.新疆平原区降水入渗补给地下水研究［J］.西北水资源与水工程，2002，13(4):10-14.

［16］吕殿青，王 宏，潘 云，等.容重变化对土壤溶质运移特征的影响［J］.湖南师范大学自然科学学报，2010，33(1):75-79.

［17］ZHENG J Y，SHAO M A，ZHANG X C.Spatial variation of surface soil bulk density and saturated hydraulic conductivity on slope in loess region［J］.J Soil Water Conserv，2004，18(3):53-56.