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【摘 要】：入渗是水文循环过程中的1个重要环节，在长江源区，土壤水分入渗对径流的产生
影响很大，也是高原生态的重要影响因素。根据连续 3 年的入渗、地温、植被观测数据通过
分析得出：在剖面上，土壤饱和导水率由大到小的排列顺序为 0~10cm、20~30cm、10~20cm
和 30~40cm；土壤饱和导水率与植被盖度相关性显著，植被盖度越高土壤入渗能力越强，土 壤饱和导水率越大；温度是影响高寒草甸土壤水分分布的重要因素，随着地温的升高，土壤 的饱和导水率也相应增大。植被和地温是影响高寒草甸的土壤入渗能力的重要因素。 关键词：入渗，饱和导水率，植被盖度，长江源区
土壤入渗是指降雨落到地面上的雨水从土壤表面渗入土壤形成土壤水的过程，它是水在
土体内运行的初级阶段，也是降水、地表水、土壤水和地下水相互转化过程中的1个重要环 节[1]。
土壤入渗是分析模拟土壤侵蚀过程的重要参数，同时也是实施水土保持规划时需要认真 考虑的因素。总结各因子下的土壤入渗的变化规律，将有助于研究地表产流的机理及其规律
[2]，揭示水量转化关系及“5水”(大气降水、地表水、地下水、土壤水、植物水)转化机理， 以从更深层次上弄清水量转化规律。这对土壤侵蚀的预测和防治、洪水的预报、各种水土保 持措施的最优化配置及其效益评价都具有极为重要的指导意义，同时为增加土壤蓄水、土壤 水分最优化调控、合理有效地利用土壤“水库”的调节功能，提高土壤水分生产力等方面具有 重要的理论和现实意义。
土壤的入渗性能受制于许多内在因素的影响，诸如:土壤剖面特征、土壤含水量、导水 率及土壤表面特征等[3~6]。特别是土壤导水率又取决于土壤孔隙的几何特征(总孔隙度、孔隙 大小分布及弯曲度)、流体密度和黏滞度、温度等因子[2,7]。不同林地、草地、地形地貌、土 地利用方式等外界条件对土壤内在理化性质均有显著的影响,从而形成不同外界条件下土壤 入渗的特异规律。本文用土壤饱和入渗仪（2800K1）对不同植被盖度、不同地温、不同土 层深度的土壤进行观测，得出饱和导水率，并进行统计分析，弄清长江源区高寒草甸植被覆 盖与地温变化对土壤饱和导水率的影响，找出高寒草甸生态环境下的土壤入渗规律。 本文来自中国科教评价网
1. 研究区概况
长江源区位于青藏公路以西的昆仑山和唐古拉山之间，平均海拔高度 4500m，生态环境 极为复杂、生物多样性最集中的地区，该区域独特的地理位置及其生态环境特点、特有的水 源涵养生态功能、丰富的自然资源与生物多样性，以及对整个流域环境的深刻影响等，使该 区域近年来成为全社会所广泛关注的热点地区之1。
本文所选择的研究区位于长江源区多年冻土和高寒草甸比较典型的小流域北麓河1级 支流——左冒西孔曲流域，地理位置9249′48～93°0′40E，34°39′36～34°46′50N，流域面 积为134km2。该区域深居内陆，属高原寒带半湿润～半干旱区气候。年均气温为-5.2 ℃，多
年平均降雨量290.9mm，多年平均蒸发量1316.9mm，相对湿度平均为57%，海拔4680～5360
m（王根绪等，1998）。 该区域植被类型主要有高寒草甸和高寒草原两大类。草甸植物以莎草科嵩草属占优势，
如西藏嵩草和嵩草等；草原植物以禾本科和菊科为主，如紫花针茅、羽柱针茅等。该区成土 母质多为第4纪沉积物及变质岩、中性侵入岩等岩石风化的坡、残积物，砂砾石、碎石土基 亚粘土夹碎石（王根绪等，2001）。土壤发育很慢，处于原始的粗骨土形态。土壤类型基本 分为3大类：高山草甸土、高山草原土和高山荒漠土。冻土和地下冰比较发育，河谷中存在 着潜水，常形成冰锥、冻胀丘；斜坡地带常有冰锥、冰丘、冻融泥流及冻融滑塌发育；连续 多年冻土地区的地温为-3.0～-1.0 ℃，天然冻土上限为0.8～2.5m。
2．研究方法
2.1 实验设置
在研究区小流域内，根据流域两侧的地形、植被类型与植被覆盖状况布置观测试验点， 在每个观测实验点上进行以下试验与观测内容：地温、植被类型与盖度、土壤含水量、土壤 根系层深度、土壤容重、土壤饱和导水率及土壤取样等。按植被盖度分为 10%、40%、70%、 （转载自http://www.ＮＳＥＡＣ.com中国科教评价网）
90%4个实验点，每个实验点重复实验4次。
2.2 土壤饱和导水率的测定
土壤入渗采用 2800K1 土壤饱和入渗仪。在流域内选择 10%、40%、70%、90%4个不 同盖度的植被进行观测，在每个盖度下重复 4 次，求其平均值。数据读取以 2 分钟作为时间 间隔并记录各个数据，直到土壤入渗达到饱和稳定入渗，停止观测。求出液面下降速率，单 位为 cm/s。
设管中液面下降速率为 R（cm/s），测得 5cm 处入渗水头为 R1，10cm 处为 R2，由此， 标准饱和导水率（Kfs）由下列公式计算：
当使用外部储水管的时候使用以下公式：
Kfs=0.0041XR2-0.0054XR1； 当使用内部储水管的时候使用以下公式： Kfs=0.0041YR2-0.0054YR1；
式中，X，Y 分别为外管和内管的面积值，分别为 X=35.22cm2，Y=2.15cm2。
2.3 主要环境因子的测定
(1) 利用地温计对活动层5, 15, 25和35 cm的土壤温度进行观测, 每1 h 进行1 次； (2) 采用便携式TDR 对活动层5, 15, 25和35 cm 的土壤水分进行观测； (3)土壤的颗粒度通过取 样用激光粒度仪进行测定；（4）土壤容重采用环刀法进行测定。
3. 结果与讨论
3.1 土壤垂直剖面上的饱和导水率变化规律
土壤水分入渗过程受多种因素影响，在土壤水分入渗过程中，土壤剖面某1深度的土层 吸水过程或脱水过程往往相互交替或者同时并存，因此存在着滞后作用对入渗的影响[8]。当 有效降水进入土壤后，土壤水开始向下入渗并进行分配。在较大的时间尺度里，土壤水分的
动态变化实际上是1时间序列的变化，分析土壤的入渗特性，可以通过分析不同层次土壤饱
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在青藏高原，土壤水分入渗对是高原生态环境变化影响显著。由于生态环境变化引起土
壤水分的运移、储存等过程严重变化。在垂直剖面上，土壤饱和导水率随土壤深度趋势有如 下特征（见图 1）： （科教作文网http://zw.ΝsΕAc.com发布）
（1）4种不同的植被盖度下（10%，40%，70%，90%）变化曲线有着共同的变化趋势： 随着土层深度的增加，土壤饱和导水率总体呈现下降趋势。产生这个影响的根本原因是随着 土层深度的增加土壤空隙度在减小，这是因为在青藏高原的这种特殊的高寒草甸生态条件下，
随着土层深度的增加植被的根系越来越少，也使得土壤空隙度减小，这势必影响到饱和导水
率的减小。
（2）在 20~30cm 土层的时候，变化趋势出现了1个拐点。这是因为在长江源区这个特 殊的高寒草甸区，主要植被就是藏嵩草和小嵩草，而嵩草的须根层主要分布在 20~30cm 的 土层，经过对土壤剖面的观察，这个土层根系吸收水分很明显，这就使得 20~30cm 土层的 土壤空隙度 10~20cm 土层的大，因此 20~30cm 土层的饱和导水率相应就大于 10~20cm 土层 的饱和导水率。
3.2 植被盖度对入渗的影响
植被变化对区域水平衡的影响是目前国际水文科学最具活力的研究领域,尤其是大量研 究表明大尺度土地覆盖与土地利用变化是导致区域气候变化的重要因素,其中以水分、热量 传输变化为改变气候的主要方式[9],因此 IGBP 将水循环的生物圈作用研究(BAHC)1直作为 其核心计划[9,10].在描述土壤-植被-大气相互作用关系时,降水入渗不仅依赖于随机的降水事 件,而且受制于土壤水分状况[10,11].同时,不同植被类型的土壤具有不同的水分平衡关系,土壤 湿度依赖于植被类型和土壤特性,但反过来是决定不同植被蒸散量的关键因素[12].土壤水分 是连接气候变化和植被覆盖动态的关键因子,对不同地区的不同植被类型土壤水分平衡要素 的确定,是1个研究较早但始终未能解决的水文科学问题,也是新生边缘学科———生态水文 学的主要研究内容之1[13].
影响土壤降水入渗的主要因素是土壤自身性质如土壤质地、容重、含水率、孔隙度、地 表结皮、水稳性团粒等因子[14],而植被盖度的不同,改变了土壤质地,使土壤中各因子发生了较 大的变化,从而影响到土壤入渗速率之间有较大差异[2]。
表 1 土壤导水率回归方程仅有相关系数，没有显著性检验，下面回归方程难以成立
Tab.1 Hydraulic conductivity equation of regression
研究结果表明：
1、0~10cm，10~20cm，20~30cm 3层土层的饱和导水率曲线都很好得表明了：随着植被盖 度的增大，土壤饱和导水率明显有规律地增大（见图 2）。这是因为植被的存在很好的增大 了土壤的空隙度，增大了土壤的饱和到水率。这对土壤水分的保持很水文循环有着很重要的 意义。这也是江源地区能够为长江涵养水源的1个重要条件。
2、30~40cm 土层的饱和导水率曲线表明了：在植被盖度 70%以下的区域，植被的不足以影 响到 40cm 的地层，而且饱和导水率很小。因为中低盖度的植被须根层很少达到 40cm，
20~30cm 是须根的主要存在层。而在 90%的植被盖度下在 30~40cm 的土层也有很大的饱和 导水率，这是因为在高盖度的区域，植被的须根层生长良好，须根层达了 40cm，甚至更深。 这也说明了，植被盖度越高越有利于水分的入渗和保持。
3、表 1 表明了在长江源区的高寒草甸生态环境下，植被盖度和饱和导水率之间的相关方程 为2次多项式。相关系数都在 0.98 以上。这对水文循环研究和高寒草甸下水文模型的建立 都是1个很大的帮助。
4、图 2 中的3条变化曲线的变化趋势，随着土层深度的增加，变化越来越缓慢，这也表明： 植被盖度对表层土壤饱和导水率影响最大，随着土层深度的增加，植被的影响越来越弱。
土壤温度也称地温，是影响冻结土壤入渗能力大小的1个主要因素。在非冻结条件下，
土壤温度对土壤入渗能力的影响甚微，但是在冻结条件下，土壤温度是土壤水分发生相变的 两大条件之1，对土壤入神能力的影响显著。土壤温度的变化引起土壤中固、液相水分比例 的变化，进而引起土壤孔隙状况的变化，对土壤的入渗特性产生较大的影响[15]。
为了观测地温对土壤入渗的影响，本试验选取在 90%植被盖度下 10~20cm 深度的土层， 做连续的饱和导水率观测试验。为了避免每次试验对土壤结构和性质的破坏而引起的误差， 试验设计再 90%植被盖度下，选取 5 个点，在 1 天内的 5 个不同时间分别对 10~20cm 深度 的土层进行饱和入渗试验，测算出饱和导水率，别记下当时的 10~20cm 土层的地温。为了 更好的看出地温和饱和导水率的关系，把地温从低到高排列，并与饱和导水率对应，得到下 面的地温与饱和导水率关系图。
图 3 地温与饱和导水率关系图
Fig2. The curve between hydraulic conductivity and ground temperature
研究结果表明：长江源区高寒草甸生态环境下，土壤的入渗与地温关系密切。随着地温
的升高，饱和导水率随之升高，两者的关系是2次多项式。在地温 0℃以下的土层，为冻土 层。在冻土层上，土壤水分是不会下渗的。
3.4 次降雨入渗过程随植被覆盖的变化
在1次降雨后，土壤水分在垂直剖面上的变化过程是土壤水分变化的主要过程之1，是 研究降雨、地表径流、降雨入渗以及土壤水分变化的重要内容[16]。为了研究1次降水后， 土壤水分在不同植被盖度下的分布变化，选取典型的样地和地段，对不同植被盖度下
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图 4 不用植被盖度相同土层深度的水分变化
Fig4.ange of the soil moisture for different coveragein the same soil depth
盖度越高的草地，土壤含水量变化越慢。90 分钟后 90%盖度草地的含水量远远高于低
盖度的草地，这也表明了高植被盖度的草地良好的持水能力。这主要是植物的地上部分吸收 太阳辐射,减少了辐射到地面的热量,降低了土壤表层的蒸发量.植物根系有很好的亲水性,由 于表面张力作用使根系对土壤中的水分起阻滞作用[16]。10~20cm 和 20~30cm 土层的雨后土 壤含水量变化曲线图呈现出和 0~10cm 土层相同的变化趋势。
30~40cm 的土壤水分变化与 30cm 以上的土层含水量变化曲线不同。雨后初始含水量不 再是 10%盖度的草地，而是 50%盖度的草地，而 10%盖度的草地含水量最低。这说明了在
30~40cm 土层，10%盖度的草地土壤空隙度小，水分不利于下渗到 40cm 的深层土壤，而 90% 盖度的草地持水能力比较强，这也使 30~40cm 的土层的含水量小于 50%盖度的草地。随着 时间的变化，含水量总体仍然是减少趋势。90 分钟后 30~40cm 土层的土壤含水量仍然和初 始含水量关系1样：50%盖度草地的最高，10%盖度草地的最低。
[1]