巖溶槽谷區不同土地利用方式土壤入滲規律研究

劉麗紅，蔣勇軍，2，王翱宇，茍鵬飛

(1.西南大學地理科學學院，重慶400715;2.西南大學巖溶環境與石漠化治理研究所，重慶400715)

土壤水分入滲是地表徑流和地下徑流之間分配降水或其它形式地面供水的過程，對水分循環和土壤流失過程具有十分明顯的作用[1]。研究土壤水分入滲特性是探討流域產流機制的基礎和前提，確定不同土地利用類型土壤水分入滲參數及評價土壤水分入滲能力對于探討流域水文過程的調節機制具有十分重要的意義[2-3]。尤其在我國西南地區，作為全球喀斯特3大分布中心之一，喀斯特地區土層薄，土壤透水能力強，蓄水能力差，降水入滲補給是土壤水資源的主要來源，但由于降水的不均勻分布，造成季節性干旱、洪澇災害嚴重[4]。

因此分析土壤的特性及其水分入滲特征對于研究喀斯特地區流域產流機制、水分運移過程以及水土資源協調管理都有重要意義。

近年來，為了很好地理解喀斯特地區水分平衡和水分運移，對于喀斯特地區土壤水分入滲的研究越來越受到關注。李陽兵[5]等研究了巖溶山地不同土地利用土壤的水分特性差異，指出巖溶山地土壤的持水性能主要與有機質和大于0.25 mm水穩性團聚體的含量有關，提高土壤有機質含量及熟化度，有助于增強巖溶山地土壤的抗旱性能。蔣太明[6]等對貴州中部喀斯特地區黃壤持水性能進行了研究，定性地說明犁底層透水性差，不利于降雨入滲。劉建偉[7]等運用盤式入滲儀法測定分析了喀斯特洼地典型剖面各層土壤透水性，指出各層土壤透水性能差異較大，具有隨土層深度增加而減小的趨勢，土壤比重、初始含水率同土壤入滲性能關系密切。本研究運用張力入滲儀研究典型巖溶槽谷區不同土地利用類型不同剖面層次土壤入滲性能，分析比較土壤入滲參數隨土層深度的變化，以期為進一步研究喀斯特地區土壤水分運移提供理論依據。

1 研究區概況

青木關巖溶槽谷區位于重慶市北碚區、沙坪壩區和璧山縣交界處，地理位置為 106°17′35″—106°19′45″E，29°47′—29°40′40″N 。地處川東南弧形構造帶內，于川東平行嶺谷區華鎣山帚狀褶皺束溫塘峽背斜南延段;區內背斜成山，向斜成谷，呈現“一山二嶺一槽”式的典型巖溶槽谷景觀;背斜軸部為三疊系下統嘉陵江組碳酸鹽巖，兩翼為三疊系中統雷口坡組碳酸鹽巖和三疊系上統須家河組長石砂巖、泥質粉砂巖、泥巖并夾有煤系;屬亞熱帶濕潤季風性氣候區，年平均氣溫18.3℃，年降水量達1 100～1 300 mm。土地利用類型大致可分為林地、荒地、旱地和水田。水田分布于槽谷底部，常期處于積水狀態;林地主要分布于東面山坡，主要有常綠闊葉林和暖性針葉林，闊葉林以香樟和栲樹為主，針葉林以耐旱耐瘠的馬尾松林為主;旱地主要種植玉米和紅薯;荒地多年撂荒，布滿灌叢，草類以蒿類為主。

2 研究方法

2.1 樣品采集與基本物理性質測定

本研究于2009年10—11月，依據土地利用類型和巖性不同，依次選取了具有代表性的旱地、荒地和林地作為研究對象，分3層(0—15 cm，15—30 cm，30—45 cm)采集土壤剖面樣品。

室內測定各層次土壤初始含水率、容重、總孔隙度和機械組成(表1)。其中，土壤含水率采用烘干法測定;容重、總孔隙度均用環刀法測定，土壤粒度采用Mastersizer 2000激光粒度儀測定。

表1 不同土地利用類型土壤的物理性狀

2.2 入滲測定及計算方法

張力入滲儀由儲水管(儲存水，用于測量入尖率)、氣泡收集管(用于設定土壤表面張力)、入滲盤(和土壤接觸，為土壤表面提供壓力)組成。試驗中采用-5 cm供水吸力，直徑為20 cm入滲盤進行測定。測定前首先將土壤表面整理平整，并鋪上3 mm左右的細砂，用鋼尺刮平，放上入滲盤;試驗開始時，同時計時、讀數，前3 min每隔10 s記一次讀數，3～10 min每隔0.5 min記一次讀數，10 min后每1 min記一次讀數，直至達到穩定入滲狀態;穩滲后，立即拿開入滲儀，鏟去沙層取表層土樣，測定其含水量。

根據Wooding(1968)[15]提出的描述土壤表面積積水半徑(r)與穩定入滲量Q之間關系:

式中:Q——穩態入滲時單位時間的入滲體積(cm3/h);r——入滲盤半徑(cm);K ——與供水吸力h(cm)對應的入滲率(cm/h)。

與Gardner[16]指出土壤非飽和水力傳導系數與供水吸力之間關系:

式中:Ksat——飽和導水率(cm/h);K(h)——與供水吸力h(cm)對應的入滲率。

通過測定兩種不同供水吸力條件下土壤入滲能力，可以求得土壤飽和導水率Ksat;再結合Gardner公式，可求得不同供水吸力水平下，土壤的非飽和導水率。

3 結果與分析

3.1 不同土地利用類型土壤入滲量比較分析

從表2可以看出，不同土地利用方式土壤入滲特性有較大差異。就累積入滲量而言，累積入滲量的變化反映了土壤透水能力的強弱。(1)不同土地利用方式土壤累積入滲量隨土層深度增加其變化不一致。兩塊旱地累積入滲量隨土層深度的增加而減少，但其0—15 cm土層累積入滲量明顯高于15—30 cm，30—45 cm兩層;而15—30 cm，30—45 cm 兩層累積入滲量則相差不大;而林地其土壤累積入滲量隨土壤深度的增加而增加，0—15 cm(171.510 cm3)＞15—30 cm(205.199 cm3)＞30—45 cm(340.978 cm3)。這主要是由于林地0—15 cm土層含有一層較厚腐殖層，表層土壤含水量較15—30 cm，30—45 cm土層高;導致表層土壤累積入滲量低于15—30 cm，30—45 cm兩層。而荒地累積入滲量:15—30 cm層(176.002 cm3)＜0—15 cm(221.534 cm3)＜30—45 cm(692.165cm3)層，30—45 cm層累積入滲量是15—30 cm層累積入滲量的3.9倍，從而說明該荒地可能存在一個相對隔水層，成為水分下滲的“瓶頸”。(2)同一土層不同土地利用類型其土壤累積入滲量相比較:旱地＞林地＞荒地。由土壤物理指標與入滲量相關分析可以得出，累積入滲量與容重和孔隙度關系密切，其相關性分別為-0.671*和0.650*。旱地長期耕作，土壤相對較疏松，土壤孔隙度比較大，土壤容重較低，使其土壤累積入滲量較大;荒地長期撂荒，孔隙度相對較小，土壤孔隙作為土壤中物質保持及運移的介質，孔隙度的增加為水分滲透提供了路徑，尤其土壤中有效孔隙增加更有利于土壤水分的入滲，從而使得入滲量得到很大的提高，前人通過研究也有類似研究結果[10-12];林地雖然其孔隙度較低但其土壤含水量同荒地比較相對較低，土壤比較干燥，基質勢梯度量值則變得較大，需要較多水分進入較充氣孔隙以接近飽和，從而導致其累積入滲量相對于荒地較大。

表2 不同土地利用類型土壤入滲特性比較

3.2 不同土地利用類型土壤入滲率變化

從圖1和表2中可看出，各土地利用類型土壤初始入滲率均較大，使得累積入滲量在初期呈直線上升趨勢，而以旱地A初始入滲率最大，而后15 min內平均入滲率迅速下降，降幅在42%～69%，15—30 min土壤入滲期間，各土地利用方式土壤入滲率下降幅度為14%～39%之間，整個土壤入滲過程中以旱地土壤入滲率下降最快，林地30—45 cm層與荒地30—45 cm層入滲率下降速度則比較緩慢。在入滲初期，土壤入滲率高且下降迅速，這主要是由于在入滲初期，水流首先要透過鋪在圓盤下方的沙子，沙子吸收部分水分，水分透過沙子大概需要約20 s;隨著入滲過程的進行，荒地最先達到穩滲，但荒地15—30 cm穩滲率小于30—45 cm穩滲率，各土地利用類型穩滲率大小與相應土壤剖面中非飽和導水率基本一致。相關性分析得出，土壤容重、孔隙度、非飽和導水率與土壤水分穩滲率的相關系數分別為:-0.820*，0.800*和0.973**;而土壤穩滲率與初始含水量相關性不大，這主要是由于當土壤達到穩滲時，土壤含水量基本已達飽和，消除了土壤含水量對穩定入滲率的影響。但初始入滲率與初始含水量相關系數為-0.825**，且達到極顯著水平，程東兵和席彩云[13-14]的研究也指出，土壤初始含水量與初始入滲率呈極顯著的負相關，但與穩滲率關系并不顯著。而Helalia[15]研究表明，土壤穩定入滲率與土壤結構關系密切，特別是有效孔隙度與穩定入滲率的相關性非常顯著。

圖1 不同土地利用類型土壤入滲率動態變化

3.3 不同土地利用類型土壤非飽和導水率變化

非飽和導水率是土壤滲透性研究中重要的物理參數之一。在相同的供水條件下，導水率的影響因素是土壤孔隙的幾何形狀(孔隙度、孔隙大小分布及彎曲度)[16]。在本試驗條件下，從表2可看出，旱地非飽和導水率最大，3層土壤非飽和導水率平均值為0.143 mm/min，且隨土壤深度的增加而減小，上層土壤非飽和導水率依次是下層土壤非飽受導水率的約1.4和1.8倍，這與旱地長期耕作，土壤孔隙度增加，有機質含量高，使土壤透水性和通氣性增強有密切的聯系，而越往下層人為擾動較少，土壤結構較上層緊實，其透水性減弱，從而土層越深，土壤非飽和導率減小。而林地非飽和導水率約為0.059 mm/min，且隨土壤深度的加深，其非飽和導水率有增加趨勢。下層土壤非飽和導水率依次是上層土壤非飽受導水率的1.30和1.06倍，但其表層孔隙度雖然最高但是其非飽和導水率卻最低，這可能與其土壤含水量有關。荒地由于多年撂荒，無人為干擾且土壤貧瘠，有機質含量較少，土壤質地相對較細，結構相對緊密，因此，其土壤非飽和導水率在所選土地利用方式中為最低。其中0—15 cm，15—30 cm兩層非飽和導水率平均值約為0.050 mm/min，而30—45 cm層非飽和導水率高達0.068 mm/min，0—15 cm土層土壤非飽和導水率是15—30 cm土層土壤非飽受導水率的1.06倍，30—45 cm層土壤非飽和導水率是15—30 cm層的1.41倍，再次從另一個方面說明15—30 cm層可能是一個相對隔水層。相關分析也得出孔隙度對非飽和導水率有很大影響，其相關系數達0.818**。

3種土地利用方式的非飽和導水率的大小順序為:旱地＞林地＞荒地。

4 土壤水分入滲數學模型擬合

土壤水分入滲的數學模型有許多種，包括近似理論的、經驗的、半理論半經驗的，其適用條件各異。大多數經驗模型和近似理論模型將土壤作為半無限介質，自土壤表面向下飽和。根據試驗具體情況，采用3種入滲模型近似模擬不同土地利用類型土壤水分入滲過程:

(1)Kostialov模型

式中:f(t)——土壤入滲速率(mm/min);t——入滲時間;k，a——入滲參數。

(2)Horton模型

式中:f0——初始入滲率(mm/min);fc，k——參數 。

(3)Philip近似理論模型

式中:S——吸收率;A——參數。

由表3可知，Kostialov模型擬合度變化范圍在0.629～0.869，其中旱地A的15—30 cm層模型擬合度最高，而荒地30—45 cm層模型擬合度最低，其擬合度平均值0.765;Horton經驗入滲模型擬合度處于0.134～0.686，模型擬合度平均值為0.467，擬合精度不理想;而Philip近似理論模型擬合度變化范圍在0.231～0.638之間，其平均值為0.363，擬合精度較差。

由此可以看出Kostialov水分入滲模型對模擬本研究區內不同土地利用類型土壤水分入滲過程具有相對較好的適用性，但其擬合精度不是很高，可能是因為入滲時到達穩滲時間較短，擬合數據較少，再者該地區土質較為疏松，存在較多的大孔隙，對土壤入滲產生不規律的影響。

表3 3種入滲模型中參數的回歸結果

5 結論

由于受到土壤基本性質的影響，不同土地利用類型土壤透水性能差異較大，旱地土壤非飽和導水率、穩滲率、累積入滲量均隨土壤深度的增加而減小;林地土壤非飽和導水率、穩滲率、累積入滲量卻隨土壤深度的加深而增加;荒地存在一個相對的隔水層，對土壤水分的下滲有一定的阻礙作用;0—15 cm，15—30 cm兩土層各項指標隨土層加深而呈減小趨勢。綜合比較各土地利用類型初始入滲率、穩滲率、累積入滲量、非飽和導水率，得出各土地利用類型水分入滲性能大小為:旱地＞林地＞荒地。土壤容重與孔隙度對土壤入滲性能有顯著影響，而初始含水量僅對初始入滲率有顯著影響，其相關系數為-0.825**。經土壤水分入滲模型擬合得出，Kostialov水分入滲模型對所研究區不同土地利用類型土壤水分擬合度相對較好，其擬合度平均值0.765，對該地區研究土壤水分入滲過程具有良好的適用性。

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