葉瀛韜，李占玲，王 蕙

（1.中國地質(zhì)大學(xué)（北京）水資源與環(huán)境學(xué)院，北京 100083；2.浙江水利水電學(xué)院水利與環(huán)境工程學(xué)院，杭州 310018）

0 引 言

土壤水分入滲是水分通過地表向下流入土壤的運動和再分布過程，是大氣降水、地表水、土壤水、地下水相互轉(zhuǎn)化的重要環(huán)節(jié)之一。研究土壤水分入滲不僅是非飽和土壤水分運動和溶質(zhì)運移等基礎(chǔ)理論的重要內(nèi)容，也是開展土壤侵蝕評價等實際工作的重要科學(xué)依據(jù)[1,2]。土壤特性是影響土壤水分入滲能力的重要因素，其中土壤中礫石（平均粒徑大于等于2 mm 的礦物顆粒）的存在會改變土壤容重、層次結(jié)構(gòu)、孔隙度、土壤含水量、地表土壤結(jié)皮等土壤特性[3,4]，從而改變坡面產(chǎn)流、入滲、水土流失等過程[4-7]。

存在于土壤表層的礫石會影響土壤的物理特性與水力特征，進(jìn)而對土壤入滲規(guī)律產(chǎn)生影響。一般而言，位于土壤表層的礫石會增加地表粗糙度，改變過水?dāng)嗝娲笮?影響土壤水分的運移通道，使得含礫石土壤的入滲較均質(zhì)土壤更為復(fù)雜[8]。國內(nèi)外很多學(xué)者對不同地區(qū)含礫石土壤的入滲過程開展了大量研究。在寧夏中部旱區(qū)，白一茹等[9]通過垂直一維定水頭法研究不同礫石覆蓋厚度對土壤入滲過程的影響，發(fā)現(xiàn)土壤入滲速率、累積入滲量均與礫石覆蓋厚度呈正相關(guān)關(guān)系；在北京山區(qū)，符素華等[10]研究發(fā)現(xiàn)，地表礫石存在能減緩?fù)寥澜Y(jié)皮的形成，促進(jìn)降雨入滲，使得徑流量隨地表礫石覆蓋度的增加而減少；在三峽庫區(qū)，王小燕等[11]通過人工降雨方法模擬不同礫石覆蓋度對降水入滲速率的影響，指出地表存在的礫石能明顯影響土壤水文過程，促進(jìn)土壤的入滲，其中隨著礫石覆蓋度增加，土壤穩(wěn)定入滲速率及穩(wěn)定入滲系數(shù)呈增長趨勢。在西非地區(qū)，Valentin 等[12]對土壤入滲率與含礫石地區(qū)的差異性進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)干旱區(qū)的土壤入滲率與礫石覆蓋度呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，而濕潤區(qū)的土壤入滲率與礫石覆蓋度呈正相關(guān)關(guān)系。在新墨西哥州東部，Wilcox 等[8]研究發(fā)現(xiàn)，當(dāng)研究地面為裸地或耕地地表時，隨著土壤中的礫石含量的增加，土壤入滲水量明顯增加。以上研究表明了礫石存在對土壤入滲影響的復(fù)雜性，也說明了開展不同地區(qū)不同礫石嵌套條件下土壤入滲規(guī)律研究的必要性。

由于傳統(tǒng)研究土壤入滲過程的方法耗時耗力，因此在獲取土壤水分入滲的野外或室內(nèi)實驗數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上，通常需要進(jìn)一步采用理論模型進(jìn)行擬合，以便通過短歷時的測量數(shù)據(jù)求得長歷時的土壤入滲性能的變化規(guī)律[13]。常用的理論模型包括Kostiakov 模型[14]、Horton 模型[15]以及Philip 模型[16]等。Kostiakov 模型是一種經(jīng)驗?zāi)Ｐ?，因其形式簡單、適用性強而被廣泛應(yīng)用，能夠較好地反映水分入滲的瞬變階段過程[17]。在呂文聰?shù)萚7]研究的不同粒徑礫石覆蓋對土壤入滲過程的影響中，Kostiakov 模型較好地反映了含礫石土壤的入滲過程；在王移等[18]研究的紅壤耕作措施對土壤入滲機制的影響中也發(fā)現(xiàn)，該模型對土壤入滲過程的估算精度較高。Horton模型作為一種經(jīng)驗?zāi)Ｐ?，適用于模擬均質(zhì)土壤以及土石混合物的入滲過程[13]。胡廷飛等[19]在對礫石覆蓋條件下土壤入滲特性的研究中指出，相較其他入滲模型，Horton模型擬合的結(jié)果更接近實測值，整體平均相對誤差較??；白一茹等[9]在對入滲模型的適應(yīng)性評價研究中提出，Horton模型能夠較精確地描述較長歷時的土壤入滲過程，是分析和預(yù)測砂田土壤水分入滲過程的適宜模型。對比Horton 入滲模型，Philip 模型中的各個參數(shù)具有明確的物理意義，是適用于模擬垂直一維入滲過程的物理模型[20]。王曉穎等[21]通過Philip 入滲模型對北京市大興區(qū)沙壤土的入滲過程進(jìn)行模擬，取得了較好的擬合效果。上述研究表明，基于不同研究條件下得出的最優(yōu)入滲模型不具備普遍適用性，也說明了入滲模型適用性評價的重要性。

紅壤廣泛分布于我國長江以南各省的丘陵、臺地及山崗地帶[6]。由于南方丘陵地帶地勢多變，又因紅壤黏重、保水能力差[22]，導(dǎo)致我國南方紅壤丘陵區(qū)水土流失嚴(yán)重。因此研究礫石覆蓋對紅壤入滲特性的影響具有重要的現(xiàn)實意義；雖然上述關(guān)于含礫石土壤入滲特性的研究較多，但關(guān)于不同礫石含量嵌套條件下紅壤入滲特性的定量分析還較為缺乏，因此本文在前人研究的基礎(chǔ)上，以曹娥江流域典型紅壤為研究對象，采用垂直一維定水頭土壤入滲法，測定不同礫石含量（0%、10%、20%、30%）嵌套條件下土壤的入滲過程，分析不同礫石含量對土壤初始入滲率、穩(wěn)定入滲率、平均入滲率的影響，并基于Kostiakov、Horton、Philip 入滲模型，探討不同模型對模擬紅壤入滲過程的適用性。研究可為深入探討紅壤水分運移過程、豐富紅壤水分入滲機制提供基礎(chǔ)，同時，也可為促進(jìn)土壤侵蝕地區(qū)水土保持、加強生態(tài)修復(fù)提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況及研究方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于曹娥江流域上游浙江省中部紹興市新昌縣境內(nèi)浙中低山丘陵人居環(huán)境維護(hù)保土區(qū)，占地總面積為24 558 km2；采樣地（北緯29°29′38″，東經(jīng)120°56′30″）位于海拔170 m 的位置，坡度為8°～10°。研究區(qū)地處亞熱帶季風(fēng)氣候區(qū)，年均氣溫16.4 ℃，年均降水量1 443 mm，積溫5 200～5 810 ℃。

1.2 研究方法

1.2.1 樣品的選取與分組

在曹娥江上游研究區(qū)域內(nèi)選擇典型紅壤種植坡面，收集礫石、紅壤作為實驗材料。將實驗土壤進(jìn)行風(fēng)干干燥處理、除去其中的礫石雜草等物質(zhì)、過篩處理。結(jié)合測量儀器實際情況，將實驗中使用礫石的粒徑設(shè)計為6～25 mm（4～10 mm，10～20 mm，20～25 mm，配比為3∶5∶2），配制10 cm 厚度均勻礫石嵌套的紅壤覆蓋層。本實驗共分為4 個土壤入滲實驗組，分別為：未嵌套礫石的均質(zhì)紅壤對照組，表層覆蓋有嵌套礫石的紅壤覆蓋層實驗組（礫石含量分別10%、20%、30%）。

1.2.2 垂直一維定水頭土壤入滲法

本實驗為室內(nèi)模擬入滲研究，采用垂直一維定水頭入滲實驗方法進(jìn)行土壤入滲測量。實驗中使用的土柱高度為60 cm，直徑30 cm，厚度1 cm，外部貼有標(biāo)準(zhǔn)直尺，以便于觀測濕潤鋒的運移情況，馬氏瓶由有機玻璃管制成，細(xì)管處貼有標(biāo)準(zhǔn)直尺，直徑為19 cm，高度為120 cm，通過變流量為環(huán)式入滲土柱提供常水頭供水，保證環(huán)式入滲土柱處于穩(wěn)壓入滲以及測定環(huán)式入滲土柱的進(jìn)水量（圖1）。

圖1 實驗裝置圖Fig.1 Experimental device

用精度為0.01 g的電子秤稱出3 cm水頭，然后一次性加入環(huán)內(nèi)，同時按下秒表記錄入滲時間，立即打開馬氏瓶出水口閥門進(jìn)行供水，維持環(huán)內(nèi)恒定水頭。實驗前10 min 每1 min 記錄一次馬氏瓶的水面高度和濕潤鋒的位置，10～20 min每2 min記錄一次，20～150 min 每5 min 記錄一次，每個組重復(fù)3 次實驗，取各組數(shù)據(jù)的平均值作為實際值。

平均入滲率計算公式：

式中：i為平均入滲率，mm/min；ΔH為馬氏瓶內(nèi)水位的變化；S為馬氏瓶的橫截面積，cm2；Δt為入滲時間，min；A為入滲環(huán)的橫截面積，cm2。

1.2.3 入滲模型

為深入探討礫石含量對紅壤入滲性能的影響，在分析過程中引入多個入滲模型擬合不同含量礫石紅壤水分入滲的過程，以期獲得能夠模擬紅壤中水分入滲過程的最優(yōu)模型。具體模型如下：

Kostiakov模型：

Horton模型：

Philip模型：

式中：It指土壤入滲率，mm/h；a、b為Kostiakov 模型經(jīng)驗系數(shù)，決定入滲曲線形狀，0＜b＜1；t指土壤入滲時間，h；Ic指土壤穩(wěn)滲率，mm/h；I0指土壤初滲率，mm/h；k為Horton 模型中土壤入滲參數(shù)；S為Philip 模型的吸滲率，mm/h；A為Philip模型常數(shù)，mm/h。

各類模型對紅壤入滲過程的擬合效果用回歸方程中的決定系數(shù)和相對誤差來表示。決定系數(shù)越大、相對誤差越小，表明模型擬合的效果越好。

2 結(jié)果分析與討論

2.1 土壤入滲特性分析

初始入滲率、穩(wěn)定入滲率和平均入滲率是評價土壤水分入滲常用的3 個指標(biāo)[13]。圖2給出了不同礫石含量嵌套條件下土壤水分入滲率隨時間的變化曲線，表1給出了土壤水分入滲特性匯總表?？梢钥闯?，不同含量（0%、10%、20%、30%）礫石嵌套條件下的土壤初始入滲率都很大（表1和圖2）。在入滲初期，礫石含量為20%的紅壤初始入滲率最大，達(dá)到0.790 mm/min，無礫石紅壤初始入滲率最小，為0.137 mm/min。通過表1還可以發(fā)現(xiàn)，無礫石紅壤與礫石含量為10%的紅壤初始入滲率呈顯著性差異（P＜0.05），礫石含量為10%與含量為20%、30%的紅壤也存在顯著性差異，但礫石含量為20%的與含量為30%的紅壤并未表現(xiàn)出顯著性差異，即礫石含量為10%時，礫石嵌套對土壤初始入滲率有顯著影響（P＜0.05）。

圖2 不同礫石含量紅壤瞬時入滲率變化Fig.2 Changes of instantaneous infiltration rate of red soil with different gravel contents

隨著時間的推移，水分的不斷滲入，土壤含水率增大，土水勢升高，土壤團(tuán)聚體膨脹后裂隙減少，加之原狀土表面細(xì)顆粒的堵塞，土壤孔隙度和孔隙連通性變差，透水的物理孔隙減少，入滲率降低，最終達(dá)到穩(wěn)定入滲[23]。礫石含量為10%、20%、30%土壤的穩(wěn)定入滲率僅為其初始入滲率的16%～17%。土壤入滲過程可以劃分為3 個階段，滲透初期分子力作用下的入滲率瞬變階段、毛管力和重力作用下的滲漏階段、重力作用下的穩(wěn)定入滲階段。礫石存在對土壤入滲曲線的影響非常明顯（圖2），隨時間的推移，入滲曲線迅速降低，曲線坡度較大，瞬變、滲漏、穩(wěn)定入滲3個階段清晰，經(jīng)過約115～130 min 的入滲后到達(dá)穩(wěn)定入滲率；而無礫石紅壤入滲變化曲線變化幅度較小，入滲階段變化不明顯，趨于穩(wěn)定入滲的時間也很短，在12 min 左右進(jìn)入穩(wěn)定入滲。另一方面，無礫石紅壤與礫石含量為10%的紅壤穩(wěn)定入滲率未表現(xiàn)出顯著性差異（P＜0.05），但與含量為20%、30%的紅壤呈顯著性差異，同時，礫石含量為20%的與含量為30%的紅壤也未表現(xiàn)出顯著性差異（P＜0.05），即礫石含量為20%時，礫石嵌套對土壤穩(wěn)定入滲率有顯著的影響（P＜0.05）（表1）。

表1 不同礫石含量嵌套的紅壤入滲特性匯總表Tab.1 Summary of infiltration characteristics of red soil nested with different gravel contents

平均入滲率是指在土壤入滲過程中，到達(dá)穩(wěn)定入滲率時，土壤水分入滲量與時間的比值。隨著礫石含量的增大，土壤平均入滲率呈現(xiàn)上升趨勢，無礫石紅壤平均入滲率最小，為0.110 mm/min，礫石含量為30%的紅壤平均入滲率最大，為0.325 mm/min；無礫石紅壤與礫石含量為10%的紅壤平均入滲率呈顯著性差異（P＜0.05），但礫石含量為10%的與含量為20%、30%的紅壤并未表現(xiàn)出顯著性差異，即礫石含量為10%時，礫石嵌套對土壤平均入滲率有顯著影響（P＜0.05）。

2.2 土壤入滲模型評價

圖3～圖5給出了Kostiakov 模型、Horton 模型、Philip 模型對不同礫石含量紅壤入滲率的擬合曲線。由圖可知，Kostiakov模型對于礫石含量為20%的紅壤在75～125 min 時段入滲過程擬合程度較好，對于礫石含量為10%、30%的紅壤在10～75 min 時段入滲過程擬合程度較差（圖3）；模型參數(shù)b的變化區(qū)間位于0.10～0.43之間，參數(shù)a的變化區(qū)間位于0.11～1.05之間，a值隨礫石含量的增加而增大，表明土壤入滲率的變化增大，入滲率衰減速度增加；模型擬合結(jié)果的決定系數(shù)達(dá)到0.78～0.98。Horton模型對于礫石含量為30%的紅壤入滲過程在100～150 min 擬合程度較好，對于礫石含量為20%的紅壤在10～100 min 入滲過程擬合程度較差；有研究表明，Horton 模型在土壤水分入滲穩(wěn)定階段的模擬精度較高[24]，在0～100 min，紅壤入滲過程還未達(dá)到穩(wěn)定階段，因此擬合效果較差（圖4）。Philip模型對于礫石含量為20%的紅壤在95～150 min 時段入滲過程擬合程度較好，對于無礫石紅壤0～95 min 時段入滲過程擬合程度較差（圖5）；模型參數(shù)S的變化區(qū)間位于0.13～2.13，隨時間進(jìn)行，A值會成為作用于入滲過程的重要因素，即穩(wěn)定入滲率，與實測數(shù)據(jù)比較，擬合的穩(wěn)定入滲率A值偏??；Philip模型擬合結(jié)果的決定系數(shù)達(dá)0.90～0.99（見表2）。

表2 入滲模型擬合參數(shù)匯總表Tab.2 Summary of fitting parameters of infiltration models

圖3 Kostiakov入滲模型關(guān)于礫石含量不同紅壤擬合曲線圖Fig.3 Fitting curve of Kostiakov infiltration model on red soil with different gravel contents

圖4 Horton入滲模型關(guān)于礫石含量不同紅壤擬合曲線圖Fig.4 Fitting curve of Horton infiltration model on red soil with different gravel contents

圖5 Philip模型關(guān)于礫石含量不同紅壤擬合曲線圖Fig.5 Fitting curve of Philip infiltration model on red soil with different gravel contents

表3給出了不同模型對實驗數(shù)據(jù)擬合的決定系數(shù)以及相對誤差?？梢钥闯?，針對不同礫石含量的實驗數(shù)據(jù)，3種理論模型的擬合效果有所不同，Horton 模型對于無礫石以及含量為10%和30%的紅壤入滲過程擬合效果最好，決定系數(shù)達(dá)0.99，較其他模型均偏高，相對誤差分別為10.08% 和6.26%，較其他模型均偏低；Philip 模型對于礫石含量為20%的紅壤入滲過程擬合程度最好，決定系數(shù)達(dá)到0.99，相對誤差不到7%；Kostiakov 模型對于各實驗組數(shù)據(jù)的擬合效果均最差，對于礫石含量為30%的紅壤入滲過程擬合相對誤差高達(dá)20%以上。

表3 模型平均誤差表Tab.3 Average error of each model

2.3 討 論

通過實驗數(shù)據(jù)分析發(fā)現(xiàn)，不同礫石含量嵌套對應(yīng)的土壤初始入滲率都很大（表1和圖2），這是因為實驗初期土壤比較干燥，入滲率受土水勢和土壤大孔隙流的控制，土壤越干燥，含水率越小，土水勢越低，土壤團(tuán)聚體間裂隙越多，對水分子的吸力越大，因此初始入滲率就越高[23]。無礫石紅壤與礫石含量為10%的紅壤初始入滲率呈顯著性差異，礫石含量為10%的與含量為20%、30%的紅壤也存在顯著性差異，但礫石含量為20%的與含量為30%的紅壤并未表現(xiàn)出顯著性差異，這應(yīng)該與礫石存在對土壤水分入滲的影響是多方面的有關(guān)，土壤水分運動通道隨礫石含量增加會更加復(fù)雜；一方面，礫石含量的提高會有利于減少土壤細(xì)顆粒之間的接觸面積，容易形成土壤大孔隙，而一定數(shù)量相互聯(lián)通的大孔隙有助于土壤中優(yōu)勢流的產(chǎn)生，因而促進(jìn)了土壤的入滲[25]；另一方面，礫石含量、礫石在土體中排列方式、礫石與礫石間接觸狀況等因素，也使得水分入滲路徑彎曲復(fù)雜，從而延緩?fù)寥廊霛B[25]。房凱等[26]在其研究中就發(fā)現(xiàn)，隨著礫石含量的增加，過水?dāng)嗝婕八謴澢鞒趟a(chǎn)生阻礙作用要大于礫石存在帶來大孔隙導(dǎo)致優(yōu)勢流產(chǎn)生的促進(jìn)作用；因此，土壤初始入滲率并非隨著礫石含量的增加而持續(xù)上升。

礫石的存在對土壤入滲曲線的影響非常明顯（圖2），瞬變、滲漏、穩(wěn)定入滲3 個階段隨時間的推移其變化非常清晰；而無礫石紅壤入滲曲線階段變化不明顯，變化幅度較小，趨于穩(wěn)定入滲的時間也很短。含礫石土壤到達(dá)到穩(wěn)定入滲率的時間較不含礫石土壤更久，這可能是因為隨著入滲深度的增加，濕潤峰向下運移的過程受嵌套礫石影響逐漸減小的緣故[27]。另外，無礫石紅壤穩(wěn)定入滲率與礫石嵌套含量為20%、30%的紅壤呈顯著性差異，而礫石嵌套含量為20%的與含量為30%的紅壤并未表現(xiàn)出顯著性差異（表1）；這說明，礫石嵌套對土壤穩(wěn)定入滲率有一定的影響，隨著礫石含量的增加，礫石覆蓋度隨之增加，土壤水向下移動的壓力勢呈現(xiàn)上升趨勢，相同時段內(nèi)濕潤峰能運移至土壤更深處[11]，因此使得含礫石土壤的穩(wěn)定入滲率大于無礫石土壤；但隨著礫石含量的增加，土壤穩(wěn)定入滲率并非持續(xù)上升，這與朱元俊等[28]的發(fā)現(xiàn)基本一致；即在礫石含量在20%、30%之間時可能存在一個閾值，當(dāng)?shù)[石含量低于閾值時，礫石含量增加會不斷促進(jìn)水分入滲，當(dāng)?shù)[石含量接近或等于閾值時，促進(jìn)入滲的效果最明顯，隨后當(dāng)?shù)[石含量高于閾值時，入滲會隨礫石含量增加而減弱[13]，因此礫石嵌套含量為20%、30%的紅壤的穩(wěn)定入滲率比較相近。

在對礫石嵌套的紅壤入滲過程的模擬研究中，Horton模型和Philip 模型表現(xiàn)較好，其中Horton 模型對于無礫石以及礫石嵌套含量為10%和30%的紅壤入滲過程擬合效果最好，Philip模型對于礫石含量為20%的紅壤入滲過程擬合效果最好，Kostiakov 模型模擬效果較差。Kostiakov 模型計算方便，但由于其物理意義不明確，因此在很多研究中，該模型擬合效果均較表現(xiàn)不佳[24]。Philip模型是基于Richard理論推導(dǎo)得來，表達(dá)式較Kostiakov 模型復(fù)雜，模擬效果較好；有研究發(fā)現(xiàn)，該模型對于北京市大興區(qū)沙壤土的入滲過程模擬效果很好[21]；但Philip 模型對積水入滲、降雨條件土壤入滲和非均質(zhì)土壤水分入滲過程的模擬精度有待改進(jìn)，且該模型對參數(shù)精確度要求較高[24]。比較而言，Horton 模型在土壤水分入滲穩(wěn)定階段的模擬精度較高[23]。樊才睿等[29]研究發(fā)現(xiàn)，對呼倫貝爾草原3 種放牧強度草地土壤入滲過程的模擬，均是Horton 模型的模擬效果最好；徐金鑫等[6]研究礫石分布對紅壤坡面侵蝕產(chǎn)生的影響時，同樣發(fā)現(xiàn)Horton 模型能夠較好的描述含礫石土壤的入滲；李雪垠等[30]研究表明，Horton模型是分析和預(yù)測三峽庫區(qū)林草覆蓋下紫色土中礫石夾層土壤入滲過程的適宜模型。

土壤水分入滲過程是一個復(fù)雜的過程，受到多種因素的影響和制約，這里重點關(guān)注了不同礫石含量嵌套對紅壤入滲過程的影響，實驗中選擇礫石的配比是固定的，然而，存在于自然界中的礫石的粒徑是隨機分布的，并非固定不變；另外，實驗中僅選用礫石含量作為控制變量，其他因素如實驗坡度、土壤類型均視作不變量，未進(jìn)行多個變量的控制分析，因此，未來還需要對多種不同粒徑礫石按不同含量混合對土壤入滲過程的影響作用進(jìn)行深入研究。

3 結(jié) 論

本文以曹娥江上游地區(qū)的紅壤作為研究對象，將不同含量礫石嵌套至紅壤中，探究不同含量礫石嵌套對紅壤入滲特性的影響，主要結(jié)論如下：

（1）土壤初始入滲率、穩(wěn)定入滲率、平均入滲率均隨嵌套礫石含量的增加呈上升趨勢，但并非持續(xù)上升；對于礫石嵌套含量為10%的紅壤，礫石存在對土壤初始入滲率、平均入滲率有顯著性影響（P＜0.05）；礫石嵌套含量為20%時，礫石存在對土壤穩(wěn)定入滲率有顯著性影響（P＜0.05）。

（2）Horton入滲模型對無礫石紅壤及礫石嵌套含量為10%和30%的紅壤入滲過程擬合效果最好，平均相對誤差最?。籔hilip 模型對于礫石嵌套含量為20%的紅壤入滲過程擬合效果最好；Kostiakov 模型對于本研究模擬紅壤水分入滲過程的擬合效果較差。