王升,包小懷,容瑩,田艷琴,付智勇,陳洪松

（1.南寧師范大學(xué)北部灣環(huán)境演變與資源利用教育部重點實驗室，廣西 南寧 530001；2. 中國科學(xué)院亞熱帶農(nóng)業(yè)生態(tài)研究所亞熱帶農(nóng)業(yè)生態(tài)過程重點實驗室，湖南 長沙 410125；3.中國科學(xué)院環(huán)江喀斯特生態(tài)系統(tǒng)觀測研究站，

廣西 環(huán)江 547100；4.上海交通大學(xué)環(huán)境科學(xué)與工程學(xué)院，上海 200240）

降雨時水到哪里去了及徑流起源于哪里？水沿什么流路流向溪流？水在流域里駐存了多久？如何將某一流域的觀測結(jié)果應(yīng)用于無/缺資料流域？這幾個流域水文學(xué)的基本問題由Hewlett于1967年提出后[1]，盡管幾十年來對這些問題的理解有了顯著的增加，但時至今日水文學(xué)家仍在采用新方法（水化學(xué)[2]、穩(wěn)定同位素[3-4]等）和新工具（探地雷達(dá)[5]、高密度電法[6]等）對其進(jìn)行研究。弄清這些基本問題，在理論上有助于深入理解不同尺度水文過程，從而構(gòu)建更為合理、穩(wěn)健的水文模型和地球系統(tǒng)模式[7-8]；在應(yīng)用上可為水土保持[9]、水資源高效利用及水質(zhì)管理提供科學(xué)依據(jù)。

山坡是物質(zhì)遷移的“源區(qū)”和流域水文響應(yīng)的基本單元，也是很多水文模型的基本模塊，因此也是水文過程的主要研究對象[10]。西南喀斯特坡地“上覆土壤，下伏基巖”的二元結(jié)構(gòu)發(fā)育，和其他地貌區(qū)存在的淺層土壤覆蓋于基巖的景觀結(jié)構(gòu)類似，但由于特殊的地質(zhì)背景和強(qiáng)烈的巖溶作用（同時存在物理和化學(xué)風(fēng)化），基巖風(fēng)化程度高，入滲能力強(qiáng)（土壤穩(wěn)定入滲率約為40～120 mm/h，表層巖溶帶穩(wěn)定入滲率約為30～50 mm/h，且管道、裂隙發(fā)育），使得其水文過程較為復(fù)雜，存在多個產(chǎn)流界面：地表、土壤-表層巖溶帶界面和表層巖溶帶-基巖界面[10-13]。

Wang等[10]的研究揭示了喀斯特坡地的多界面產(chǎn)流機(jī)制：地表徑流產(chǎn)流為“超滲-蓄滿”機(jī)制(也有研究從理論上發(fā)現(xiàn)了此產(chǎn)流機(jī)制，并進(jìn)行了模型驗證，認(rèn)為該產(chǎn)流機(jī)制綜合了Horton超滲產(chǎn)流和Dunne蓄滿產(chǎn)流，因此將其稱為Dunton產(chǎn)流[14])，土壤-表層巖溶帶界面產(chǎn)生的壤中流產(chǎn)流符合“充填-溢出”（fill- and-spill）理論，而當(dāng)雨水滲漏進(jìn)入表層巖溶帶裂隙和管道后，將在表層巖溶帶-基巖（未風(fēng)化）界面產(chǎn)生表層巖溶帶側(cè)滲產(chǎn)流；且發(fā)現(xiàn)產(chǎn)生地表徑流的降雨強(qiáng)度閾值約為40 mm/h，該值由土壤-表層巖溶帶界面的穩(wěn)定入滲率決定，可見降雨強(qiáng)度對喀斯特坡地產(chǎn)流影響較大。目前針對喀斯特地區(qū)，降雨強(qiáng)度對土壤侵蝕的影響相對較多[15-16]，而不同降雨強(qiáng)度下土壤水分動態(tài)變化過程及產(chǎn)流特征研究較少，或通常為土槽模擬實驗，難以反映實際喀斯特坡地的巖土特征。如甘藝賢等[15]和伏文兵等[16]均采用長4 m、寬1.5 m、深0.35 m的鋼槽來研究不同雨強(qiáng)下喀斯特坡地產(chǎn)流產(chǎn)沙特征，其在鋼槽底部均勻打了192個直徑5 cm的孔來代表土壤-表層巖溶帶界面的高滲透性，但實際上該界面的滲透性與表層巖溶帶的風(fēng)化程度有關(guān)，存在較強(qiáng)的異質(zhì)性[10,12]。因此本文以桂西北典型喀斯特坡地為研究對象，通過野外人工模擬降雨實驗，研究不同降雨強(qiáng)度下喀斯特坡地土壤水分動態(tài)變化和地表徑流、壤中流及表層巖溶帶產(chǎn)流過程，并分析土壤水分對徑流的響應(yīng)關(guān)系，以期為喀斯特地區(qū)石漠化治理、水資源管理、開發(fā)及利用提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

本試驗點布設(shè)在中國科學(xué)院環(huán)江喀斯特生態(tài)系統(tǒng)觀測研究站內(nèi)（24°43′59.8″～24°45′48.8″N，108°18′56.9″～108°20′58.4″E），位于廣西環(huán)江毛南族自治縣大才鄉(xiāng)境內(nèi)的木連小流域。木連小流域面積為1.14 km2，海拔最低點272 m，海拔最高點647 m，地勢四周高、中間低，屬典型的喀斯特峰叢洼地景觀。站點年平均氣溫15.7 ℃，年平均降雨1445.6 mm，降雨主要集中在4～9月，無霜期290 d，為典型的亞熱帶季風(fēng)氣候。環(huán)江喀斯特主要的造貌地層為北東—南西向交互出露中石炭統(tǒng)大埔組(C2d)白云巖夾云灰?guī)r和黃龍組(C2h)石灰?guī)r[17]，該地區(qū)地形破碎，坡地基巖出露達(dá)30%以上，土層淺?。ê穸葹?0～50 cm）。區(qū)域內(nèi)的土壤多為發(fā)育于白云巖的石灰土或硅質(zhì)土，水土流失情況嚴(yán)重。土壤基本物理性質(zhì)如表1所示。

表1 土壤基本物理性質(zhì)Table 1 Soil properties of the karst hillslope

2 材料與方法

2.1 徑流小區(qū)布設(shè)

12個標(biāo)準(zhǔn)徑流小區(qū)修建于2015年，本實驗選擇其中的一個土層厚度適中且儀器埋設(shè)充分的徑流小區(qū)進(jìn)行。小區(qū)平均坡度為23.5°，投影面積為20 m×5 m。為阻擋小區(qū)內(nèi)部與外界發(fā)生水分交換，在徑流小區(qū)左右兩側(cè)及上邊界開挖溝槽直至表層巖溶帶，然后修筑出露地表的混凝土邊墻。在徑流小區(qū)下邊界向下整體開挖出約4 m深的斷面直至未風(fēng)化基巖，以便于監(jiān)測不同界面的產(chǎn)流。為監(jiān)測地表徑流、壤中流及表層巖溶帶徑流，分別在地表、土壤-表層巖溶帶界面及表層巖溶帶-基巖界面接上PVC管，其中土壤-表層巖溶帶界面處PVC管放置于界面的最低處。PVC管與翻斗自動流量計（型號：JZ-NB1700、JZ-NB17000及JZ-NB170000，根據(jù)洪峰流量選擇合適的翻斗）連接，用于實時監(jiān)測徑流。同時在徑流小區(qū)的上坡、中坡、下坡分別隨機(jī)布設(shè)三個TDR100（IMKO，德國）探頭，用于定點監(jiān)測降雨過程中0～10 cm、10～30 cm土層及土壤-表層巖溶帶界面處土壤水分的動態(tài)變化。TDR在使用前分別用室內(nèi)標(biāo)定（壤土）和田間標(biāo)定（粗、中、細(xì)質(zhì)土以及三者的組合）相結(jié)合的方式，對用TDR法測定的喀斯特地區(qū)不同質(zhì)地石灰土含水量進(jìn)行了標(biāo)定。徑流小區(qū)建設(shè)如圖1所示。

圖1 徑流小區(qū)示意圖Fig.1 Schematic diagram of flow monitoring plot

2.2 人工模擬降雨實驗開展

野外模擬降雨采用便攜式降雨模擬器，每個模擬降雨器噴灌圓形面積約為19.6 m2，故整個小區(qū)需4個模擬降雨器同時進(jìn)行。首先在室內(nèi)對模擬降雨器進(jìn)行校準(zhǔn)，表明模擬自然降雨的雨滴大小和雨滴擊濺強(qiáng)度需要水壓為0.08 MPa，此時一個噴頭雨強(qiáng)為40 mm/h左右。為保證雨滴大小和雨滴擊濺強(qiáng)度，水壓保持0.08 MPa不變，增加噴頭數(shù)量即可調(diào)節(jié)降雨強(qiáng)度。參照Fu等[12]的研究及該地區(qū)降雨重現(xiàn)期的統(tǒng)計分析[10]，本試驗降雨強(qiáng)度分別設(shè)置為136.4 mm/h、100.0 mm/h、73.2 mm/h及34.8 mm/h，四場實驗降雨量均為200.0 mm，對應(yīng)降雨歷時分別是88 min、119 min、164 min、345 min。為避免外界因素的干擾，本實驗選擇在降雨較少的10和11月份及基本無風(fēng)的早上5點左右開展。地表徑流、壤中流及表層巖溶帶徑流流量均用翻斗自動流量計測量。在每次模擬降雨前一天均用200.0 mm降雨對徑流小區(qū)進(jìn)行預(yù)濕潤，以確保4場模擬降雨初始含水量相同[10]，從而保證水文過程的差異均由降雨強(qiáng)度的不同而導(dǎo)致。

3 結(jié)果與分析

3.1 不同降雨強(qiáng)度下土壤水分動態(tài)變化特征

降雨是喀斯特地區(qū)土壤水分的主要補(bǔ)給源。如圖2所示，降雨前期，徑流小區(qū)三個坡位土壤初始含水率表現(xiàn)為：下坡最高，其次是中坡，上坡最低；隨著土層深度的增加，土壤初始含水率逐漸增大。不同降雨強(qiáng)度下，各層土壤含水率變化過程相似，都出現(xiàn)了上升期、“平臺”期和退水期。土壤含水率維持“平臺”時間長短主要與降雨持續(xù)時間有關(guān)，降雨歷時越長，“平臺”出現(xiàn)的時間也越長[18]。表層0～10 cm土壤為活躍層，主要受降雨和蒸發(fā)影響，土壤含水率波動較大[19]。由圖2（a、d、g）可見，不同降雨強(qiáng)度下表層0～10 cm處土層含水率的響應(yīng)時間分別為5 min （136.4 mm/h）＜10～15 min（100.0 mm/h）＜15 min（73.2 mm/h）＜20～25 min（34.8 mm/h）。開始響應(yīng)后土壤含水率迅速上升，136.4 mm/h、100.0 mm/h、73.2 mm/h、34.8 mm/h降雨強(qiáng)度下上坡位土壤含水率的變幅分別為16.73%、15.50%、15.70%、10.53%；各降雨強(qiáng)度下中坡位土壤含水率分別上升了27.93%、28.07%、27.73%、22.20%；不同雨強(qiáng)下，下坡位土壤含水率的增幅分別為24.95%、24.95%、24.90%、17.5%。0～10 cm土層含水率在34.8 mm/h雨強(qiáng)下變幅最小，土壤水分變化在不同坡位處表現(xiàn)為中坡＞下坡＞上坡。

圖2 不同坡位土壤水分對不同降雨強(qiáng)度的響應(yīng)Fig. 2 Dynamic changes of soil moisture under different rainfall intensities

10～30 cm土層為次活躍層，土層水分含量居中，受降雨影響相對較小。由圖2（b、e、h）可知，10～30 cm土層含水率變化幅度表現(xiàn)為上坡＞中坡＞下坡。不同降雨強(qiáng)度下表層10～30 cm土壤含水率的響應(yīng)時間為：10 min（136.4 mm/h）＜15～25 min（100.0 mm/h）＜20～25 min（73.2 mm/h）＜20～45 min（34.8 mm/h）。隨著降雨的持續(xù)土壤含水率迅速上升，136.4 mm/h、100.0 mm/h、73.2 mm/h、34.8 mm/h降雨強(qiáng)度下，上坡位土壤含水率分別增加了16.93%、15.57%、15.4%、14.23%，中坡位土壤含水率分別上升了13.83%、13.77%、13.53%、14.07%，下坡位土壤含水率增幅分別為7.00%、7.20%、7.00%、7.90%?？梢娚?、中坡10～30 cm土層含水率增幅隨著雨強(qiáng)的增大呈增長型，下坡則變化相對較小，這可能是由于下坡位初始土壤含水量相對較高。

由于表層巖溶帶的“隔水層”作用（其飽和導(dǎo)水率約為30～60 mm/h，低于40～120 mm/h的土壤飽和導(dǎo)水率[10]），導(dǎo)致降雨大多滯留在土石界面處，使得該處土壤含水量維持在較高水平。圖2（c、f、i）表示上、中、下坡土壤-表層巖溶帶界面處土壤水分在不同降雨強(qiáng)度下的動態(tài)變化過程，由圖可知土壤-表層巖溶帶界面處土壤水分變化表現(xiàn)出與中坡相似的趨勢。不同降雨強(qiáng)度下土壤-表層巖溶帶界面土壤含水率的響應(yīng)時間為：15 min（136.4 mm/h）＜25～40 min（100.0 mm/h）＜35～55 min（73.2 mm/h）＜55～75 min （34.8 mm/h）。開始降雨后，136.4 mm/h、100.0 mm/h、73.2 mm/h、34.8 mm/h降雨強(qiáng)度下，上坡位土壤-表層巖溶帶界面土壤含水率的變化幅度分別為18.63%、18.90%、18.70%、20.27%，中坡位土壤-表層巖溶帶界面土壤含水率分別上升了7.33%、7.73%、7.63%、9.77%，下坡位土壤-表層巖溶帶界面含水率的增幅分別為5.55%、5.50%、5.80%、6.35%。與表層0～10 cm處的土壤水分變化趨勢相反，土壤-表層巖溶帶界面處在34.8 mm/h雨強(qiáng)下的土壤含水率波動最大。土壤-表層巖溶帶界面土壤水分波動幅度隨坡位的變化呈上坡＞中坡＞下坡。

另外，在不同坡位和土層深度處，土壤水分變化迅速，即降水開始時迅速增加，雨停后迅速下降，通常在24 h內(nèi)恢復(fù)到降雨之前的水平。這是由于喀斯特坡地土壤導(dǎo)水率較大，表明土壤層蓄水能力低，水文過程迅速。土壤-表層巖溶帶界面處土壤含水量持續(xù)時間比上層長，且在中坡和下坡的持續(xù)時間明顯長于上坡，這主要是由于上坡位水分的側(cè)向運(yùn)移補(bǔ)給了中下坡位。

3.2 不同降雨強(qiáng)度下產(chǎn)流過程分析

四場模擬降雨產(chǎn)流特征如表2所示。試驗設(shè)置的降雨強(qiáng)度均小于研究區(qū)表層土壤飽和導(dǎo)水率（174.2 mm/h），且喀斯特地區(qū)地表徑流產(chǎn)流機(jī)制為“超滲-蓄滿”的Dunton產(chǎn)流，此處的“超滲”指降雨強(qiáng)度大于土壤-表層巖溶帶界面的穩(wěn)定入滲率（約為30～50 mm/h），由于34.8 mm/h的模擬降雨其雨強(qiáng)小于土壤-表層巖溶帶界面的穩(wěn)定入滲率，故未能產(chǎn)生地表徑流[10-12,20]。如圖3（a），不同降雨強(qiáng)度下，地表徑流呈“幾”字型增長。降雨強(qiáng)度136.4 mm/h、100.0 mm/h及73.2 mm/h下地表徑流的起始產(chǎn)流時間分別為19 min、30 min和57 min。35～60 min內(nèi)完成匯水達(dá)到相對穩(wěn)定狀態(tài)，降雨強(qiáng)度越大，地表徑流峰值越大。由圖3（b）可知，136.4 mm/h、100.0 mm/h、73.2 mm/h降雨強(qiáng)度下累積地表徑流分別為3838 L、2464 L、1260 L，分別占總降雨量的76.76%、49.28%、25.20%。

喀斯特地區(qū)上層土壤疏松，入滲能力強(qiáng)，表層巖溶帶為相對隔水層，壤中流是坡面徑流的重要組分[11-12,21]。由圖3（c）可知，136.4 mm/h降雨強(qiáng)度下壤中流產(chǎn)流過程呈“尖瘦”型，降雨14 min后開始產(chǎn)流，峰值突出；100.0 mm/h及73.2 mm/h降雨強(qiáng)度下壤中流表現(xiàn)出“幾”字型增長趨勢，分別在30 min、42 min后開始產(chǎn)流，隨后迅速達(dá)到相對穩(wěn)定狀態(tài)；34.8 mm/h降雨強(qiáng)度下壤中流呈“單峰”狀，降雨64 min后才產(chǎn)流，匯水、退水過程都較緩慢。由圖3（d）可知，累積壤中流產(chǎn)流量隨降雨強(qiáng)度的變化表現(xiàn)為688.12 L（34.8 mm/h）＜945.88 L（100.0 mm/h）＜1220.72 L（73.2 mm/h）＜1265.28 L（136.4 mm/h）。

圖3 不同降雨強(qiáng)度下地表徑流、壤中流、表層巖溶帶徑流產(chǎn)流過程線及累積徑流量Fig. 3 Surface, subsurface and epikarst runoff processes and cumulative runoff with variation of rainfall intensities

降雨及CO2是影響表層巖溶帶巖溶的主要驅(qū)動力。在本研究中，由于表層巖溶帶的強(qiáng)滯水能力，降雨后一直有基流產(chǎn)生。如圖3（e）所示，136.4 mm/h雨強(qiáng)下表層巖溶帶產(chǎn)流呈“雙峰”型，100.0 mm/h、73.2 mm/h及34.8 mm/h下的表層巖溶帶產(chǎn)流呈“單峰”狀。降雨強(qiáng)度136.4 mm/h、100.0 mm/h、73.2 mm/h及34.8 mm/h下的表層巖溶帶起始產(chǎn)流時間分別為35 min、50 min、65 min和130 min。由圖3f可知，累積表層巖溶帶徑流量表現(xiàn)為871 L（34.8 mm/h）＜918 L（100.0 mm/h）＜1100 L（73.2 mm/h）＜1108 L（136.4 mm/h）。

3.3 土壤水分對產(chǎn)流的響應(yīng)關(guān)系

3.3.1 土壤水分對地表徑流的響應(yīng)關(guān)系 由圖4可見，在不同降雨強(qiáng)度下，10 cm、30 cm及土壤-表層巖溶帶界面處土壤平均含水率（三個坡位同一土層的平均值）與地表徑流均存在明顯的閾值關(guān)系。地表徑流與10 cm、30 cm土壤體積含水率的閾值在52%～53%之間，與土壤-表層巖溶帶界面處土壤含水率閾值在55%～56%左右。這說明降雨入滲后，水分先對土壤中的凹陷及表層巖溶帶的縫隙等進(jìn)行填洼后，土壤含水率迅速上升并達(dá)到近似飽和狀態(tài)，隨后地表徑流開始產(chǎn)生，并在土壤水分飽和時地表產(chǎn)流最大。當(dāng)土壤含水率超過閾值時，136.4 mm/h降雨強(qiáng)度的地表徑流上升最快，其次為 100.0 mm/h降雨強(qiáng)度，73.2 mm/h降雨強(qiáng)度下的地表徑流上升最慢。

3.3.2 土壤水分對壤中流的響應(yīng)關(guān)系 如圖5所示，不同降雨強(qiáng)度下，壤中流與各土層平均土壤含水率之間呈順時針的環(huán)形。不同降雨強(qiáng)度下，各土層含水率變化對壤中流的響應(yīng)過程相似，均存在明顯的線性閾值關(guān)系。136.4 mm/h降雨強(qiáng)度下10 cm、30 cm及土壤-表層巖溶帶界面土壤含水率閾值分別為52%、52%和53%；100.0 mm/h降雨強(qiáng)度各土層含水率閾值分別為48%、51%和52%；73.2 mm/h降雨強(qiáng)度各土層含水率閾值分別為49%、51%和53%；34.8 mm/h降雨強(qiáng)度下各土層閾值分別為43%、50%和55%。不同降雨強(qiáng)度下，0～10 cm土層含水率產(chǎn)流閾值的差異主要是由于小雨強(qiáng)下（34.8 mm/h）土壤水分主要用于補(bǔ)充深層基巖的滲漏，導(dǎo)致表層土壤含水率上升緩慢。土壤含水率超過閾值后，不同降雨強(qiáng)度的壤中流匯水速率表現(xiàn)為136.4 mm/h＞73.2 mm/h＞100.0 mm/h＞34.8 mm/h。結(jié)束降雨后，壤中流退水過程明顯分為產(chǎn)流急劇下降和緩慢退水兩個階段。10 cm、30 cm及土壤-表層巖溶帶界面土壤含水率分別低于50%、52%、56%時轉(zhuǎn)為壤中流緩慢退水階段，其中34.8 mm/h降雨強(qiáng)度下10 cm土層含水率低于44%才進(jìn)入緩慢退水階段。壤中流退水過程結(jié)束時，10 cm土層含水率在31%～33%之間，30 cm土層含水率在42%～43%之間，土石界面土壤含水率在48%～51%之間。

圖5 不同降雨強(qiáng)度下土壤水分對壤中流的響應(yīng)Fig. 5 Response of soil moisture to subsurface runoff under different rainfall intensities

3.3.3 土壤水分對表層巖溶帶產(chǎn)流的響應(yīng)關(guān)系 由圖6可見，表層巖溶帶產(chǎn)流與各土層含水率變化之間呈逆時針的“繩套關(guān)系”。表層巖溶帶徑流與10 cm土層含水率的閾值受降雨強(qiáng)度影響較大，34.8 mm/h降雨強(qiáng)度下土壤水分的產(chǎn)流閾值為42%，其他降雨強(qiáng)度下土壤含水率閾值在50%～51%左右。30 cm土層含水率超過51%～52%時，表層巖溶帶產(chǎn)流隨土壤含水率的增加呈線性上升趨勢。土石界面處土壤含水率超過54%～55%時，表層巖溶帶產(chǎn)流量快速增大。土壤含水率超過閾值后，136.4 mm/h降雨強(qiáng)度下表層巖溶產(chǎn)流最快，其次為100.0 mm/h、73.2 mm/h，34.8 mm/h降雨強(qiáng)度下巖溶帶產(chǎn)流最慢。與壤中流相比，表層巖溶帶退水過程更為緩慢。10 cm土層含水率在30%～33%、10～30 cm土層含水率在42%～43%、土石界面土壤含水率在47%～50%時表層巖溶帶徑流退水過程結(jié)束。這說明降雨結(jié)束后，上層土壤仍給表層巖溶帶提供水分，因而出現(xiàn)漫長的退水過程。

4 討 論

4.1 不同降雨強(qiáng)度下土壤水分動態(tài)變化特征

土壤水分的垂直變化主要受降雨和蒸散發(fā)影響[6,22]，受土壤質(zhì)地、地形等因素的影響，不同坡位土壤含水量變化特征不同。本研究中，隨著土層深度的增加，土壤初始含水率趨于升高，且上坡至下坡土壤含水率逐漸增加。土石界面處土壤水分對降雨的響應(yīng)時間明顯滯后于表層土壤含水率，這與以往對土壤水分的研究結(jié)果一致[22]。同一土層土壤含水率對降雨的響應(yīng)時間隨著降雨強(qiáng)度的增大趨于提前。由于表層土壤入滲能力大于降雨強(qiáng)度，在降雨入滲初期，降雨強(qiáng)度越大，土壤水分入滲越快[23]，土壤水分響應(yīng)越快。張川等[22]對喀斯特洼地土壤水分的研究表明，隨著土層厚度的增加，土壤水分隨降雨變化的幅度變小。本研究中降雨強(qiáng)度對土壤水分波動的影響在不同坡位、不同土層厚度處表現(xiàn)不一致，在34.8 mm/h雨強(qiáng)下，10 cm土層含水率變幅最小，而土石界面處土壤含水率變幅最大；在34.8 mm/h雨強(qiáng)下，10～30 cm土層含水率在上、中坡位上升最緩慢，下坡最快。分析原因為喀斯特坡地土壤導(dǎo)水率較大，在小雨強(qiáng)下，降水迅速下滲較難補(bǔ)償表層土壤缺水量，而表層巖溶帶入滲能力弱于土壤層，起到“隔水層”的作用，阻止水分深層滲漏，使得土壤-表層巖溶帶界面處水分隨降雨的持續(xù)逐漸達(dá)到飽和；土壤水分在重力作用下從上坡向下坡運(yùn)動，雨水在下坡位停留的時間更長，因而10～30 cm土層含水率在下坡變幅最大。

圖6 不同降雨強(qiáng)度下土壤水分對表層巖溶帶徑流的響應(yīng)Fig. 6 Response of soil moisture to epikarst seepage runoff under different rainfall intensities

4.2 不同降雨強(qiáng)度下產(chǎn)流過程分析

產(chǎn)流過程受降雨強(qiáng)度、降雨歷時及土壤理化性質(zhì)等因素綜合作用。鄭偉和王中美[24]對喀斯特土壤侵蝕的研究表明，降雨強(qiáng)度越大，水分入滲越快，產(chǎn)流也越迅速。在本研究中，起始產(chǎn)流時間隨著雨強(qiáng)的增大趨于縮短。此外，楊聰?shù)萚25]對華北坡地產(chǎn)流規(guī)律的研究還發(fā)現(xiàn)，壤中流和風(fēng)化帶產(chǎn)流時間的滯后效應(yīng)更為明顯。地表徑流量隨著降雨強(qiáng)度的增加而增大，這與前人研究結(jié)果一致[26]，徐勤學(xué)等[26]對紫色土荒坡地壤中流的研究發(fā)現(xiàn)，壤中流徑流量隨著降雨強(qiáng)度的增大而增加。在本研究中，壤中流及表層巖溶帶累積徑流隨著降雨強(qiáng)度的變化表現(xiàn)為34.8 mm/h＜100.0 mm/h＜73.2 mm/h＜136.4 mm/h。分析原因為100.0 mm/h雨強(qiáng)的降雨歷時要小于73.2 mm/h雨強(qiáng)的歷時，長時間的降雨中表層土壤能持續(xù)為下層土壤提供水分從而產(chǎn)生更多的流量。在本實驗中，降雨強(qiáng)度越小，地表徑流占總徑流的份額越少，34.8 mm/h雨強(qiáng)下甚至沒有地表徑流產(chǎn)生，這由喀斯特坡地地表徑流的“超滲-蓄滿”的Dunton產(chǎn)流機(jī)制決定：只有當(dāng)雨強(qiáng)大于土壤-表層巖溶帶界面穩(wěn)定入滲率，才可能在土壤-表層巖溶帶界面形成地下飽和區(qū)，直至地下飽和區(qū)相互連通開始產(chǎn)生壤中流；隨著降雨的繼續(xù)，當(dāng)土壤層飽和后開始產(chǎn)生地表徑流[10]。表明喀斯特坡地產(chǎn)流主要受控于土壤-表層巖溶帶入滲率，因此地表產(chǎn)流同時存在降雨強(qiáng)度和降雨量閾值。甘藝賢等[15]對喀斯特坡耕地模擬降雨試驗也發(fā)現(xiàn)，小降雨強(qiáng)度下產(chǎn)流主要為地下空隙流失，大降雨強(qiáng)度下產(chǎn)流以地表徑流為主。伏文兵等[16]對喀斯特坡地侵蝕的研究發(fā)現(xiàn)，地下孔隙流與降雨強(qiáng)度呈極顯著負(fù)相關(guān)關(guān)系。表明在喀斯特坡地隨雨強(qiáng)的增加，水分由垂向（深層滲漏為主的慢速流）轉(zhuǎn)為側(cè)向運(yùn)移（不同徑流成分的快速流）。

4.3 土壤水分對產(chǎn)流的響應(yīng)特征

本研究中地表徑流、壤中流及表層巖溶帶徑流與土壤含水率存在明顯的閾值關(guān)系，且徑流產(chǎn)生與消退過程和土壤含水量存在滯后效應(yīng)，表現(xiàn)為順時針或逆時針的“繩套關(guān)系”。Western等[27]對澳大利亞維多利亞南部土壤水文的研究表明，徑流系數(shù)與土壤含水率的閾值在41%～45%之間。Penna等[28]對意大利阿爾卑斯山脈的山坡徑流研究發(fā)現(xiàn)，土壤含水率超過45%時，產(chǎn)流迅速上升。產(chǎn)流與土壤含水率對降雨的響應(yīng)在時間上的差異，導(dǎo)致徑流與土壤含水率之間呈現(xiàn)出繩套關(guān)系。本研究中，壤中流與土層含水率表現(xiàn)出順時針“繩套關(guān)系”，而表層巖溶帶與土層含水率之間則為逆時針，這可能與各土層前期含水量的水平有關(guān)。Gr?ff[29]對不同尺度土壤水分動態(tài)觀測的研究表明，前期土壤含水量較高時，徑流與土壤含水量之間呈逆時針關(guān)系，前期土壤較干旱時則呈現(xiàn)出順時針關(guān)系。McGuire等[19]對美國俄勒岡安德魯實驗林山坡與河流水文連接性的研究表明，山坡與河道的滯后形式隨著土壤水分的變化會發(fā)生改變。

5 結(jié)論

1）不同降雨強(qiáng)度下，土壤水分變化都出現(xiàn)了上升期、“平臺期”及退水期。隨著土層深度的增加，土壤水分對降雨響應(yīng)的滯后現(xiàn)象逐漸凸顯出來。由于喀斯特坡地土壤導(dǎo)水率較大，在不同坡位和土層深度，土壤水分變化迅速，通常在24 h內(nèi)恢復(fù)到降雨之前的水平，表明土壤層蓄水能力低，水文過程迅速；而土壤-表層巖溶帶界面處土壤水分能維持較長時間。

2）隨著降雨強(qiáng)度的增大，累積地表徑流量、壤中流量及表層巖溶帶徑流量均呈增加的趨勢，表明喀斯特坡地隨雨強(qiáng)的增加，水分由垂向（深層滲漏為主的慢速流）轉(zhuǎn)為側(cè)向運(yùn)移（不同徑流成分的快速流）。

3）地表徑流、壤中流及表層巖溶帶徑流與土壤含水率存在明顯的產(chǎn)流閾值關(guān)系，且徑流產(chǎn)生與消退過程和土壤含水量存在滯后效應(yīng)，表現(xiàn)為順時針（壤中流）或逆時針（表層巖溶帶徑流）的“繩套關(guān)系”。