王一博， 呂明俠， 趙海鵬， 高澤永

（1.蘭州大學資源環(huán)境學院，甘肅蘭州 730000； 2.中國科學院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院凍土工程國家重點實驗室，甘肅蘭州 730000）

0 引言

土壤入滲是指降雨或者灌溉后，部分水分從土壤表層滲入深層土壤的過程，是土壤水文循環(huán)過程中水分運移的重要組成部分，它將陸地上的表層水流和地下水作為陸地水循環(huán)的一部分聯(lián)系起來［1-2］。土壤入滲能力作為一個關鍵的水文參數，可以作為衡量土壤退化和干旱潛力的指標［3］，同時也可以間接反映植被的生長發(fā)育、土壤的涵養(yǎng)水源以及抗侵蝕的能力［4］。土壤入滲能力可以通過初始入滲率、穩(wěn)定入滲率、平均入滲率、入滲深度、累計入滲量等參數進行評估［5-6］。土壤入滲能力的量化對于草地、森林和農田等生態(tài)系統(tǒng)的承載力研究、明確地表徑流的調節(jié)機制和土壤侵蝕的防治策略均具有十分重要的意義［2，7］。

影響土壤入滲能力的因子較多，如土壤質地、結構、礦物組成、土壤水分等土壤特性，植被類型、根系直徑大小以及分布情況等植被特征［8］。目前，已有大量的研究對這些要素之間的關系進行了探討。Alaoui 等［9］對瑞士高原4 種典型草原土壤的水文參數進行了研究，發(fā)現體積密度與大孔隙度之間的相互作用可以促進水的滲透。鄭凱利等［10］對若爾蓋濕地土壤入滲性能的影響因素分析時，發(fā)現土壤有機碳含量、含水量、毛管孔隙度和大于5 mm 水穩(wěn)性團聚體與土壤入滲能力呈顯著正相關關系。Scanlan 等［3］發(fā)現植物根系會堵塞土壤孔隙，降低土壤入滲率。Wu 等［11］發(fā)現與裸地相比，根生物量較大的人工草地更有效地提高了礦區(qū)土壤的入滲能力。Liu 等［2］發(fā)現干旱草地土壤入滲能力與土壤含水量呈負相關，與地下生物量呈正相關，而且Cui等［8］研究發(fā)現，在半干旱草地土壤中，細根較土壤含水量對土壤入滲潛力的決定作用更強。關于植被特征、土壤特性以及土壤入滲性能的研究盡管眾多，但是對于青藏高原多年凍土區(qū)不同植被類型土壤入滲規(guī)律的了解依然較少。

青藏高原被譽為“亞洲水塔”和“世界第三極”，對氣候變化非常敏感［12］。高寒草地占高原總面積的60%以上，根據不同的土壤和植物種類，可以將高寒草地分為三個主要的亞類——高寒沼澤草甸、高寒草甸和高寒草原［13］，這些生態(tài)系統(tǒng)對全球氣候變化非常敏感［14］。近年來，由于氣候變暖，青藏高原活動層厚度增大，凍土面積減小，凍土厚度明顯減小，而多年凍土對目前生態(tài)系統(tǒng)的維持具有非常重要的作用［15-16］。高山植被在短期內難以適應如此劇烈的氣候、環(huán)境變化，出現了多種退化現象，這已經明顯地影響了該地區(qū)的環(huán)境，改變了其水文循環(huán)以及水源涵養(yǎng)功能［13，16］。而分析不同植被類型土壤入滲能力的差異，對于認識氣候變暖背景下，多年凍土區(qū)產流機制、地表水與地下水的轉換、預測高寒生態(tài)系統(tǒng)變化及其保護具有重要意義［14］。本研究的具體目標是：定量描述高寒草原、高寒沼澤草甸、高寒草甸土壤的入滲能力，分析不同植被類型的土壤間入滲過程的差異；闡明高寒植被在土壤水分入滲中的作用機理；比較不同入滲模型在高寒草地植被類型土壤入滲過程中的適用性。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于青藏高原腹地風火山流域內，北麓河一級支流左冒西孔曲（圖1），屬于典型的高原高寒干旱半干旱氣候，區(qū)域內多年凍土與地下冰較為發(fā)育。多年凍土平均厚度為50～120 m，活動層厚度在0.8～2.5 m 之間；年平均氣溫-5.2 ℃，極端最高氣溫為24.7 ℃，極端最低氣溫為-38.5 ℃；降水主要集中于6—8 月，年均降水量為269.7 mm；年均水面蒸發(fā)量為1 447.9 mm［17］。研究區(qū)主要發(fā)育四套不同世紀的沉積地層，分別有晚白堊世、老三紀、中新世和第四紀的砂礫巖、砂巖、泥巖和沉積地層［18］?；顒訉油寥李愋椭饕獮榈谒募o沉積物，包括紅砂土、潛育土和黑鈣土［13］?；顒訉痈吆莸闉樵搮^(qū)域主要的植被類型，建群種多為寒冷中生、濕中生的密集短根莖蒿草植物。植被群落以矮嵩草（Kobresia humilis）、高山嵩草（Ko-bresiapygmaea）和線葉嵩草（Kobresiacapillifolia）等寒生植物為主［19］。

圖1 研究區(qū)概況Fig.1 Situation of the study area

1.2 實驗設計與土壤采樣

在青藏高原多年凍土區(qū)選擇植被生長良好、坡度相近、位置靠近、無人類活動干擾的高寒沼澤草甸、高寒草甸、高寒草原植被類型樣地為試驗樣地，以裸地為對照組進行土壤入滲試驗和現場采樣。植被類型不同，其對應土壤剖面（0～100 cm）的土壤質地、有機質含量、土壤結構等土壤的基本性質不同［20］。在每個試驗樣地開挖20 cm×20 cm×50 cm 的土柱，在每10 cm 深度上用采樣袋分裝土樣，然后帶回實驗室自然風干后用于地下生物量和土壤基本性質的測量。同時，在相應的深度處（10 cm 間隔），用環(huán)刀沿三個隨機的方向采集土樣，然后密封帶回實驗室用于測定土壤干密度和土壤初始含水量。

1.3 實驗室分析

用烘干法（105 ℃）測土壤初始質量含水量和土壤干密度；土壤粒徑采用Malvern Mastersizer 2000激光粒度儀測定，測量范圍為2～2 000 μm，誤差小于2%；有機質通過重鉻酸鉀容量法測定。提取的植物根系在烘箱中65 ℃恒溫條件下烘干72 h，運用稱重法測定根生物量。

1.4 土壤入滲試驗

雙環(huán)入滲儀是由改進的馬里奧特容器（高：180 cm，內徑：14 cm）和20 cm 高的圓形同心雙套環(huán)（內、外環(huán)的直徑分別為25.7 cm 和64.0 cm）構成的，在水頭保持不變的情況下運用達西定律測定土壤一維入滲過程的變化規(guī)律。本研究在每個試驗樣地采用精度高而應用廣泛的雙環(huán)入滲儀在青藏高原多年凍土區(qū)活動層土壤開展土壤入滲過程試驗［21］。土壤入滲試驗中，首先將水向內、外環(huán)同時、緩慢地注入，并在整個試驗過程中保持內、外環(huán)水位相齊并不變，分別在0 min，1 min，3 min，5 min，…，的時刻記錄數據，直到變化率達到穩(wěn)定結束試驗。土壤水分入滲率計算公式如下：

式中：i土壤入滲速率（mm·min-1）；d1、d2分別為內環(huán)和外環(huán)的直徑；ΔI為時間間隔是Δt的時間段內的累積入滲量；Δt為入滲時間間隔，10為轉換系數。

根據活動層土壤入滲過程的試驗結果，發(fā)現30 min后不同植被類型土壤的入滲率均逐漸達到穩(wěn)定。因此，根據土壤入滲速率的變化情況，將入滲過程劃分為三個階段：分別是瞬變階段（0～10 min）、漸變階段（10～30 min）和穩(wěn)定階段（30～71 min）。此外入滲開始第一分鐘的入滲速率被認為是初始入滲速率，0～71 min 內的平均入滲速率被定義為總的平均入滲速率。

1.5 土壤入滲模型

水分在土壤中的入滲是復雜的物理過程，各國學者在對土壤入滲的探索過程中，建立了許多模型來模擬土壤水分入滲速率隨時間的變化規(guī)律。根據模型是否具有物理意義分為兩類：一類是物理模型，包括Horton［22］模型和Philip 模型［23］；另一類是經驗模型，包括Kostiakov 模型［24］和Kostiakov-Lewis模型［25］。本研究采用上述四個模型對青藏高原多年凍土區(qū)不同生態(tài)類型土壤入滲過程進行模擬，對比入滲過程的現場試驗對不同植被類型高寒草地上土壤入滲過程模擬的實用性和準確性進行對比。關于上述四個模型的簡述如下：

（1）Horton模型：

（2）Philip模型：

（3）Kostiakov模型：

（4）Kostiakov-Lewis模型：

式中：f（t）為入滲速率，mm·min-1；t為入滲時間，min；i0為初始入滲率，mm·min－1；ic為穩(wěn)定入滲率，mm·min－1；S為土壤吸濕率；a、b、a1、b2、n和k為擬合參數。

依據相關系數（r）、均方根誤差（RMSE）、決定系數（R2）來進行評估模型模擬的適用性。

式中：y和x分別為模擬值和實測值；和分別為模擬值和實測值的平均值；i為第i個實測數據；m為實測數據總數。

1.6 統(tǒng)計分析

本研究中采用單因素方差分析（ANOVA）對土壤理化特性以及植被根系生物量的變化差異進行分析，顯著差異在0.05水平上確定。采用相關性分析方法分析土壤理化特性以及植被根系生物量與不同入滲階段入滲速率的相關關系。泰勒圖以及入滲曲線擬合通過MATLAB 軟件實現，其他圖由Origin軟件繪制。

2 研究結果

2.1 不同植被類型條件下土壤入滲特征

野外原位實驗中，在多年凍土區(qū)，不同植被類型的活動層土壤入滲過程隨時間的變化如圖2 所示。實驗結果顯示，不同植被類型土壤入滲過程都有相同的變化趨勢，隨著入滲時間的增加，入滲速率均減小并趨于穩(wěn)定。但是，高寒草原與裸地入滲速率減小梯度相對于高寒草原和高寒沼澤草甸更大。而且僅通過初始入滲速率和穩(wěn)定入滲速率來研究土壤的入滲能力不能準確反映土壤理化特性以及植被特征差異對入滲過程的影響。所以對入滲過程劃分成不同的入滲階段，進而分析不同植被類型的土壤入滲過程差異。

圖2 不同植被類型土壤入滲速率隨時間的變化Fig.2 Variation of soil infiltration rate with time for different vegetation types

本研究中，選擇活動層土壤的初始入滲速率（第1 min 的入滲速率）、瞬變入滲速率（0～15 min 快速減小階段）、漸變入滲速率（15～30 min 緩慢減小階段）、穩(wěn)定入滲速率（30～71 min 趨于穩(wěn)定階段）以及平均入滲速率（0～71 min 的平均值）作為分析土壤入滲能力的指標。如圖3 所示，不同植被類型的土壤初始入滲速率、漸變入滲速率、穩(wěn)定入滲速率的大小順序均為：高寒草原＞裸地＞高寒草甸＞高寒沼澤草甸。相對于裸土，高寒草原草地的初始、漸變、穩(wěn)定、以及平均入滲速率分別升高了6.7%、7.9%、6.3%、5.1%，而高寒草甸草地分別降低了2.6%、22.0%、29.1%、20.0%，高寒沼澤草甸草地下降了30.8%、47.0%、64.5%、52.3%。在瞬變階段，高寒草甸的土壤入滲速率幾乎超過了裸地土壤，較裸地土壤升高了0.6%。

圖3 不同植被類型土壤入滲能力指標Fig.3 soil infiltration capacity index of different vegetation type

2.2 土壤入滲速率影響因子分析

土壤是多孔介質，當水分在土壤中運移時，入滲速率必然會受到初始含水量、土壤質地、有機質含量、水穩(wěn)性團聚體含量等土壤理化特性的影響。土壤理化特性對入滲過程的影響機制分析是不同植被類型土壤入滲性能差異研究的關鍵。由表1可知，青藏高原多年凍土區(qū)活動層土壤干密度和砂粒含量與不同入滲階段的入滲速率均呈正相關關系。土壤初始含水量、根系生物量、有機質含量、粉粒和黏粒含量與不同入滲階段的入滲速率均呈負相關關系。而且有機質含量與初始入滲速率、瞬變入滲速率、平均入滲速率呈顯著的負相關關系，黏粒含量與穩(wěn)定入滲速率呈顯著的負相關關系。

2.3 入滲模型評估

本研究中采用相關系數、均方根誤差、決定系數、標準差等統(tǒng)計參數以及各個入滲公式中的經驗參數來評估4種入滲模型在多年凍土區(qū)活動層土壤入滲過程模擬中的適用性。根據不同入滲模型模擬的統(tǒng)計參數可知（圖4，表2），四個入滲模型均能較好地模擬不同植被類型草地活動層土壤的入滲過程，其相關系數在0.85～1.00 之間，決定系數≥0.80。其中，Horton 模型在不同樣地的實驗點均具有最高的相關系數（＞0.95）、決定系數（≥0.97）和最小的均方根誤差值（圖4，表2），說明Horton 模型最適用于模擬多年凍土區(qū)活動層土壤的入滲過程。而Philip 模型在模擬多年凍土區(qū)活動層土壤入滲過程的適用性較差［相關系數（＜0.90）和決定系數（≤0.85）最低，均方根誤差值最大］（圖4，表2）。

表2 不同植被類型土壤入滲模型的擬合參數Table 2 Fitting parameters of soil infiltration models for different vegetation types

根據不同入滲模型中的經驗參數可知，Kostiakov 模型中參數a表示初始滲透率，不同植被類型土壤的a值介于3.00與4.33之間，與實測初始入滲率較為接近；參數b表示滲透速率隨時間的減小梯度，不同植被類型土壤入滲的模擬值大小順序為高寒草原＞裸土＞高寒草甸＞高寒沼澤草甸，與不同植被類型條件下的實測入滲速率變化情況基本相同（表2）。Kostiakov-Lewis 模型中，a1值表示穩(wěn)定入滲速率，b1值與初始入滲速率有正相關關系，n值表示初始入滲率到穩(wěn)定入滲率的減小梯度。模擬結果中a1值介于-3.06 和1.95 之間，而且在高寒沼澤草甸和高寒草甸試驗點，a1為負值，這與實際下滲理論不相符，在高寒草原和裸地試驗點，a1與實測值差異較小。在不同試驗點，n值大小順序為高寒草原＞高寒草甸＞裸地＞高寒沼澤草甸，與瞬變階段土壤入滲率的大小一致（表2 和圖2），而與其他下滲時段的下滲率不同，說明n與瞬變階段的入滲率有關。Horton 模型對初始、穩(wěn)定入滲速率均可以較好地模擬，模擬結果顯示i0介于2.98和4.60 之間，ic介于0.85 和2.95 之間，在不同試驗點的擬合值均接近實測值（圖5）。Philip 模型中，不同樣點穩(wěn)定入滲率的實驗值介于0.58 和2.71 之間，均表現出較好的擬合效果（表2）。另外，不同入滲模型在裸地的模擬效果均最優(yōu)（表2）。另外，在試驗過程中，還發(fā)現土壤入滲速率逐漸減小接近于穩(wěn)定入滲率的過程中出現了快速降低的突然變化，而且模型的模擬曲線均偏離這一突變過程的實測值。說明這些模型均無法準確模擬下滲過程的這一突變情況（圖5），這說明下滲在非飽和向飽和土壤過渡的過程中，由于土壤水分運移性質的突然變化引起了土壤入滲速率的不連續(xù)變化，導致土壤入滲模型難以準確模擬這一現象。

圖5 不同入滲模型的模擬值與實測值之間關系的泰勒圖Fig.5 Taylor program for infiltration rates among infiltration models with observations［bare land（a），alpine wet meadow（b），alpine meadow（c），and alpine grassland（d）］

綜上所述，Horton 模型最適用于描述多年凍土區(qū)活動層土壤水分的入滲過程。盡管Philip 模型由統(tǒng)計參數得出的模擬性能較差，但較Kostiakov 和Kostiakov-Lewis 模型更符合實際下滲理論。雖然這些入滲模型可以模擬不同植被類型土壤的入滲過程，但它們均不能模擬入滲過程中的突變情況，而且不同入滲模型對裸地的模擬情況均優(yōu)于其他植被類型（圖4～5）。

3 討論

3.1 土壤入滲能力影響因子分析

土壤入滲能力一般受土壤物理性質、土壤水力、熱力性質和植被特征影響［26］?；顒訉油寥赖牡叵律锪俊⑼寥篮?、土壤有機質、土壤總孔隙度和土壤團聚體等土壤屬性，均是影響土壤入滲能力的主要因素［2，27］。通過原位試驗和模型的模擬研究發(fā)現，青藏高原多年凍土區(qū)活動層土壤的初始含水量、根系生物量、有機質含量、粉粒和黏粒含量與不同入滲階段的入滲速率均呈負相關關系，土壤干密度以及砂粒含量與不同入滲階段的入滲速率呈正相關關系（表1）。這些研究結果顯示，在青藏高原多年凍土區(qū)，土壤的基本理化性質、生物性質及土壤結構和質地對土壤入滲的各個階段都有強烈的影響。其中，土壤初始含水量以及土壤質地與土壤入滲速率的關系與其他學者的研究結果一致［28-29］。而土壤干密度與根系生物量以及有機質含量與土壤入滲速率的相關關系與前人的研究相悖［20，30-31］，這主要是由于本研究樣地選取了青藏高原多年凍土區(qū)高寒沼澤草甸和高寒草甸，該植被生態(tài)系統(tǒng)的根系呈草氈層，其根系致密，有機質豐富，土壤干密度偏小，土壤對水分入滲具有強烈的阻滯作用，土壤持水能力相對較高；而高寒草原的根系稀疏，土壤通透性良好，對入滲的阻滯作用相對較弱，土壤持水能力相對較差［13］。因此，高寒草甸和高寒沼澤草甸初始含水量顯著高于高寒草原和裸地［圖6（a）］。土壤有機質是通過促進團聚體的形成而間接影響土壤的入滲性能［32］，而土壤干密度是土壤緊實度和氣相比的間接反映，決定著土壤內部結構的松散程度［33］。當土壤含水量較高時，毛管孔隙被水分填充，活動層土壤水分的水力梯度減小，從而降低了水分入滲的驅動力，表現出較小的初始土壤入滲速率［34］。因此，高寒植被根系和土壤初始含水量強烈影響多年凍土區(qū)活動層土壤的入滲能力。不同高寒植被類型根系生物量差異顯著［圖6（b）］，在0～30 cm 深處，高寒沼澤草甸、高寒草甸根系生物量顯著高于高寒草原，而根系生物量與土壤入滲速率呈負相關關系（表1），這也表明根系對土壤水分的入滲具有阻擋作用。而且當土壤入滲過程達到穩(wěn)定時，穩(wěn)定入滲速率的大小順序為：高寒草原＞裸地＞高寒草甸＞高寒沼澤草甸，而高寒沼澤草甸以及高寒草甸淺層有機質含量顯著高于裸地和高寒草原，容重顯著低于高寒草原和裸地。這充分表明高寒沼澤草甸、高寒草甸淺層致密的根系降低了土壤入滲性能，而高寒草原根系的阻水作用較弱，土壤水分向深層入滲的速率較大。

圖6 不同植被類型土壤含水量和根系生物量分布特征Fig.6 Distribution of root biomass and soil water content in different alpine ecosystems

受氣候變暖的影響，青藏高原多年凍土區(qū)活動層土壤厚度明顯增加，凍結開始時間明顯推遲，融化開始時間明顯提前，一年中，活動層土壤凍融過程的頻率明顯增加［35-37］，改變強烈?；顒訉油寥赖倪@些變化強烈地改變了土壤的內部結構、根系分布、空隙大小及其分布、土壤干密度和有機質含量的變化［38］，不斷影響土壤水分的入滲、蒸散發(fā)、產匯流等過程，改變了土壤水文循環(huán)過程及水資源的空間分布。而且高寒生態(tài)系統(tǒng)由高寒草甸不斷向高寒草原退化［39］。因此，在未來氣候持續(xù)變暖的情況下，高寒生態(tài)系統(tǒng)將不斷發(fā)生變化，強烈改變多年凍土區(qū)土壤的水文過程和高寒陸地水文循環(huán)過程。高寒區(qū)不同植被類型草地土壤入滲過程的研究為未來氣候變暖下土壤水文過程的機理研究提供理論依據。

3.2 不同入滲模型的適用性分析

高寒植被變化與凍土活動層土壤變化相互影響，氣候變化與凍土變化的協(xié)同作用是青藏高原植被退化和土壤水文過程變化的主要驅動力［40］。在當前青藏高原氣溫逐漸升高，凍土退化的大背景下，研究多年凍土區(qū)活動層土壤水文過程，對認識不同植被類型條件下的產流機制、進行凍土環(huán)境保護、研究高寒生態(tài)系統(tǒng)對全球氣候變化的反映和評估其恢復的潛力等至關重要［14，41］。土壤入滲是活動層土壤水文過程的關鍵過程之一，準確分析和預測不同植被類型條件下，活動層土壤入滲過程是研究多年凍土區(qū)活動層土壤水文過程和水資源時空變化的主要內容。通過對比不同入滲模型對多年凍土區(qū)活動層土壤入滲過程的模擬，發(fā)現Horton 模型對多年凍土區(qū)不同植被類型土壤入滲過程的模擬均優(yōu)于其他三個入滲模型。這與Wang 等［42］對高寒草甸入滲過程的模擬結果以及Hu 等［43］對青藏高原多年凍土區(qū)不同下墊面土壤入滲過程模擬結果一致。盡管Philip 模型基于RMSE、R2、相關系數等統(tǒng)計參數得出的模擬性能較差，但相對于Kostiakov模型以及Kostiakov-Lewis 模型對高寒沼澤草甸、高寒草甸入滲過程的模擬，Philip 模型模擬的經驗參數更符合實際下滲理論。雖然Hu 等［43］也發(fā)現Philip模型基于RMSE、R2等統(tǒng)計參數得出的模擬性能較差，但他們未對模型中的參數與實際下滲過程進行比較。不同入滲模型對高寒裸地土壤入滲過程的模擬均優(yōu)于其他植被類型草地（表2，圖4），說明植被下墊面條件對土壤入滲過程估算有一定的影響。Wilk 等［44］在分析土壤耕作和植被覆蓋對土壤水分入滲的影響時，也發(fā)現類似的現象，這可能是因為這些滲透模型主要是針對裸地建立的［45］，在初次構建模型時沒有考慮到植被條件的影響。

盡管這些入滲模型能夠較好地模擬不同植被類型土壤的入滲過程，但對入滲過程中突變過程的模擬較差（圖5）。而且對質地均一的土壤的入滲過程模擬相對較好，而對不同植被類型土壤水分入滲過程的模擬較差，而且由于不同植被類型土壤其復雜的土壤結構、有機質含量、根系分布及其生物量、孔隙度的不同其下滲過程的模擬效果也有所不同。因此，通過野外現場實驗結合土壤入滲模型對條件艱苦、對氣候變化敏感脆弱的多年凍土區(qū)入滲過程的適用性研究是凍土區(qū)入滲模型進行改進和高寒區(qū)陸地水文過程模型改進具的重要理論基礎。

4 結論

通過雙環(huán)入滲儀對青藏高原多年凍土區(qū)高寒沼澤草甸、高寒草甸、高寒草原、裸地土壤入滲過程進行野外現場實驗，分析了土壤有機質、容重、初始含水量、根系生物量以及土壤質地對活動層土壤入滲能力的影響，針對四種常用的入滲模型對多年凍土區(qū)活動層土壤入滲模型的適用性進行了分析研究，主要結論如下：

（1）多年凍土區(qū)活動層土壤的初始、漸變、穩(wěn)定和平均下滲率的大小順序為高寒草原＞裸土＞高寒草甸＞高寒沼澤草甸，而在瞬變入滲階段高寒草甸土壤的入滲速率幾乎超過了裸土，而且這一變化與Kostiakov-Lewis模型中的參數n有關。

（2）多年凍土區(qū)植被根系強烈影響活動層土壤的入滲性能。高寒沼澤草甸和高寒草甸致密的毛氈層根系可能堵塞土壤孔隙，降低土壤入滲能力，而高寒草原根系則對土壤水分入滲的阻擋作用較弱。

（3）通過四種常用的入滲模型對高寒土壤入滲過程模擬發(fā)現，Horton 模型對不同植被類型土壤水分入滲過程的模擬均優(yōu)于其他三種入滲模型。這些入滲模型均能較好地模擬不同植被類型活動層土壤的入滲過程，但對入滲過程中突變情況的模擬能力較弱。而且植被類型對入滲模型的模擬精度存在負面影響。