人工模擬不同降雨強(qiáng)度對貴陽市花溪區(qū)石灰土水分運(yùn)移的影響

韓文君 潘佑靜 杜波

摘要 采用人工降雨對各種降雨強(qiáng)度進(jìn)行模擬，觀測花溪區(qū)石灰土土壤水分在不同雨強(qiáng)下的入滲情況，總結(jié)和探討了不同降雨強(qiáng)度對典型喀斯特區(qū)域石灰土土壤水分入滲的影響規(guī)律。結(jié)果表明：對于石灰土，降雨強(qiáng)度小于60 mm/h的降雨歸類于有效降雨，≥60 mm/h的降雨歸類為侵蝕性降雨。40 mm/h雨強(qiáng)降雨對土壤水分補(bǔ)充效果優(yōu)于20 mm/h雨強(qiáng)降雨。在60～80 mm/h雨強(qiáng)范圍的降雨是利用率最低的降雨，降雨強(qiáng)度越大，產(chǎn)流量越高，對土壤的侵蝕力越強(qiáng)，土壤對降雨的吸收率越低。雨強(qiáng)越大，土壤表層含水率變化越大，土壤水分的增加過程在降雨后20 min達(dá)到最大值然后緩慢降低。

關(guān)鍵詞 石灰土；水分入滲；人工降雨；降雨強(qiáng)度；貴州貴陽

中圖分類號 S714.2 文獻(xiàn)標(biāo)識碼 A 文章編號 1007-5739（2016）06-0189-03

Effects of Different Rainfall Intensity on Limestone Soil Water Transport of Huaxi Area in Guiyang City

HAN Wen-jun PAN You-jing DU Bo

（College of Forestry，Guizhou University，Guiyang Guizhou 550001）

Abstract Different rainfall intensity was simulated by artificial rainfall，in which，the soil water infiltration situation of lime-soil sampled in Huaxi Area was observed. The influence of different rainfall intensity on soil water infiltration in typical karst area was summarized and discussed. The results showed that：for lime-soil，the rainfall intensity less than 60 mm/h should be classified into the effective rainfall，oppositely the rainfall intensity greater than or equal to 60 mm/h should be classified into the erosive rainfall. For the effect of rainfall intensity on supplying soil water，at 40 mm/h was better than at 20 mm/h. It was the lowest availability rainfall in 60～80 mm/h rainfall intensity. In this range the greater the rainfall intensity，the higher the runoff yield，the stronger the soil erosion，the lower the absorbing rate of the soil to the rainfall. The change of soil surface water content increased with the increase of rainfall intensity. The process of the soil water content increase would be reached the maximum at 20 minutes after the rainfall，and then slowly decreased.

Key words limestone soil；water infiltration；artificial rainfall；rainfall intensity；Guiyang Guizhou

土壤的入滲性能是土壤重要的水分物理性質(zhì)，是反映土壤涵養(yǎng)水源和抗侵蝕能力的重要指標(biāo)[1-3]。土壤水分入滲的能力也對植被可利用的有效水與養(yǎng)分產(chǎn)生影響[4-5]。研究[6-7]發(fā)現(xiàn)喀斯特坡地土壤含水量主要受降水的影響，有明顯的雨季、旱季變化，土壤水分依靠降雨補(bǔ)充完成水分入滲的過程。

目前喀斯特地區(qū)土壤水分研究大多都在植被覆蓋[5，8-9]、土地利用類型[6]、坡地地形等方面，而氣象因子對土壤水分的影響研究鮮見，而喀斯特地區(qū)土層薄、土壤侵蝕退化嚴(yán)重、地表漏水系數(shù)大，土層中的水分不受地下水分的影響[10]，降雨對土壤水分的作用更顯重要，特別是雨強(qiáng)與土壤水分的入滲或產(chǎn)流有著直接的關(guān)系，降雨情況對土壤侵蝕的發(fā)生起著多方面的重要影響[11]。

雨水利用在解決全球部分地區(qū)水資源緊缺方面的可行性與有效性已經(jīng)得到認(rèn)可[12]，貴州喀斯特地區(qū)水熱條件良好，降雨充沛，但是降雨時空分布極不均勻，季節(jié)性干旱問題突出，夏季降水強(qiáng)度大，持續(xù)性長，水仍然是喀斯特地區(qū)植物生長的限制因子[13]，研究降雨強(qiáng)度對土壤的作用，將該地區(qū)降雨進(jìn)行類別劃分，成為喀斯特地區(qū)在減少土壤侵蝕和降雨資源有效利用的關(guān)鍵點(diǎn)。

1 材料與方法

1.1 供試土壤

1.1.1 土壤取樣及處理。土壤取樣點(diǎn)位于貴州省貴陽市花溪區(qū)石板鎮(zhèn)茨凹村，東經(jīng)106°32′～106°34′，北緯26°25′～26°27′。地處貴州高原中部，苗嶺山脈中段，屬長江水系與珠江水系分水嶺地帶，地貌以中低丘陵為主，海拔999.0～1 655.9 m。屬典型的亞熱帶季風(fēng)濕潤氣候，具有明顯的高原氣候特點(diǎn)，冬春半干燥，夏季濕潤，冬暖夏涼，氣候宜人，年平均溫度14.9 ℃，空氣相對濕度平均85%，雨量充沛，水熱同季。積溫4 484.6 ℃，年平均降雨量1 187.1 mm，水資源豐富，土壤以山地黃棕壤、黃壤、石灰土、紫色土、潮土和水稻土為主。

在采樣點(diǎn)挖土壤剖面，每10 cm為一層測定石灰土的物理性質(zhì)。容重：環(huán)刀法。比重：比重計法。含水量：烘干重量法。毛管持水量：浸泡稱重。土壤吸濕水含量：標(biāo)準(zhǔn)方法。

1.1.2 土壤裝填。按實際測量的土壤各層緊實度分層裝填土壤在鐵箱中，模擬實際的土壤狀態(tài)，鐵箱尺寸1 m×1 m×1 m，其中一面開孔與裝填土壤處于同一水平，用塑料瓶做成引水管，下部放置小水桶用于承接徑流。鐵箱底部打有若干直徑1 cm小孔，用于滲透水分，底部用塑料膜接滲透水。

1.2 試驗方法

人工模擬降雨器參數(shù)：采用西安清遠(yuǎn)測控技術(shù)有限公司生產(chǎn)的QYJY-501型便攜式全自動下噴式不銹鋼人工降雨設(shè)備，該設(shè)備由降雨器、雨量計、小泵及控制器四部分組成。降雨器高6.5 m，長6.5 m，降雨高度4 m，降雨面積20 m2，雨強(qiáng)變化范圍15～200 mm/h。

人工降雨方法模擬降雨設(shè)計梯度如表1所示，梯度設(shè)計根據(jù)貴州省1960—2005年降雨資料，選擇實際發(fā)生頻率最大的5個降雨強(qiáng)度。

1.3 數(shù)據(jù)采集及計算

土壤水分測定：每次降雨前測定試驗土壤的水分含量。降雨過程中觀察記錄產(chǎn)流時間、入滲時間。每次降雨后及時收集土槽所產(chǎn)徑流，用1 000 mL量筒測。降雨停止后每小時測量入滲量，持續(xù)監(jiān)測5 h。

2 結(jié)果與分析

2.1 雨強(qiáng)對石灰土水分配的影響

“降雨-土壤吸收滲透-滲漏”過程可看作是一個小型水分平衡系統(tǒng)，降雨落在土壤上，首先入滲進(jìn)土壤，若降雨強(qiáng)度大于土壤入滲能力降雨產(chǎn)生地表徑流；若降雨強(qiáng)度小于土壤入滲能力，入滲的水分在土壤非飽和帶中運(yùn)動，土壤含水量增加，當(dāng)土壤水分達(dá)到飽和狀態(tài)，水分穿過土體滲漏形成滲漏水，同時發(fā)生蓄滿產(chǎn)流現(xiàn)象。

2.1.1 雨強(qiáng)對降雨量的分布影響。由圖1可知，隨著雨強(qiáng)增大，降雨從被土壤接納1條路徑增加至3條走向，降雨量分別形成徑流量、累計滲漏量、土壤接納量。

雨強(qiáng)為20 mm/h時，降雨100%被土壤吸收，沒有水分滲漏也沒有產(chǎn)流，說明在較小的雨強(qiáng)下降雨資源可以充分補(bǔ)充土壤，不會對土壤產(chǎn)生侵蝕作用，雨水資源高效利用；當(dāng)雨強(qiáng)為40 mm/h時，91.42%降雨補(bǔ)充土壤水分，8.58%降雨通過土體成為滲漏水，無產(chǎn)流，說明在此雨強(qiáng)下，降雨20 min的降雨量已經(jīng)可以使土壤達(dá)到飽和水分狀態(tài)，并且水分通過土體補(bǔ)充土壤水分有多余的水分從土壤下界面滲漏；雨強(qiáng)為60 mm/h時，2.23%降雨量形成徑流，14.24%滲漏，83.53%被土壤吸收接納，說明此雨強(qiáng)是產(chǎn)生徑流的轉(zhuǎn)折雨強(qiáng)，60 mm/h雨強(qiáng)是喀斯特地區(qū)石灰土產(chǎn)流的最小雨強(qiáng)，大于此雨強(qiáng)的降雨都會產(chǎn)流對土壤產(chǎn)生一定的侵蝕作用，在實際生活中，當(dāng)降雨達(dá)到60 mm/h時，應(yīng)采取一定的措施盡可能避免降雨直接落于土壤表層，降低產(chǎn)流率，同時由圖觀之此時產(chǎn)生的徑流量與滲漏量和接納量相比較小，說明此雨強(qiáng)雖然是產(chǎn)生徑流的開始，但徑流量不是最主要的降雨量走向，此時的雨量還是能夠滿足土壤水分的補(bǔ)充，并使土壤水分飽和后產(chǎn)生滲漏，雨強(qiáng)60 mm/h的降雨對水土流失來說屬于預(yù)防階段；雨強(qiáng)為80 mm/h時，11.85%降雨量形成徑流，28.59%滲透，59.56%被土壤吸收接納，與前一個雨強(qiáng)梯度相比，產(chǎn)流量顯著增大，滲漏量也有所增加，土壤吸收接納量明顯降低，說明此雨強(qiáng)下降雨對土壤水分補(bǔ)充作用大幅度降低，侵蝕性作用增強(qiáng)；雨強(qiáng)為120 mm/h時，18.05%降雨量形成徑流，26.59%滲漏，55.35%被土壤吸收接納，對比上一梯度雨強(qiáng)可以發(fā)現(xiàn)，盡管降雨量隨著降雨強(qiáng)度的增大而增加，但徑流量、滲漏量、土壤接納量三者之間占降雨量的比例基本不變，說明80 mm/h的雨強(qiáng)是降雨落于土壤上水分走向的節(jié)點(diǎn)，當(dāng)降雨使土壤水分飽和后，土壤水與土體成為一個均勻的介質(zhì)，再多的降雨對土壤水分沒有補(bǔ)充作用，反而隨著降雨強(qiáng)度的增加徑流量增大，對土壤表面的侵蝕力度也隨之增大，由此可以推斷此時的降雨屬于侵蝕性降雨，是引發(fā)喀斯特地區(qū)災(zāi)害的源頭之一。

2.1.2 雨強(qiáng)與土壤水分產(chǎn)流量關(guān)系。徑流系數(shù)是指一次降雨過程中的總徑流量與總降雨量的比值[14]。由圖2可知，徑流系數(shù)變化隨降雨強(qiáng)度增加而增加。雨強(qiáng)為20、40 mm/h時，徑流系數(shù)均為0，說明在較小雨強(qiáng)下，不會引發(fā)產(chǎn)流，此刻的降雨能對土壤水分起積極補(bǔ)充作用；在降雨強(qiáng)度為60 mm/h時，徑流系數(shù)為0.02，說明60 mm/h雨強(qiáng)是喀斯特地區(qū)石灰土產(chǎn)流的重要分界點(diǎn)，小于該雨強(qiáng)不產(chǎn)流，大于則產(chǎn)流；降雨強(qiáng)度達(dá)到80 mm/h時，徑流系數(shù)增大到0.12，相較于60 mm/h的梯度對應(yīng)的徑流系數(shù)擴(kuò)大了5倍，徑流系數(shù)變化幅度很大說明雨強(qiáng)對產(chǎn)生徑流有重要直接的影響；雨強(qiáng)為120 mm/h時，對應(yīng)的徑流系數(shù)是80 mm/h的1.5倍，說明徑流系數(shù)的變化在降雨強(qiáng)度60～80 mm/h的范圍內(nèi)變化較大，大于80 mm/h后的雨強(qiáng)對產(chǎn)生徑流的影響程度有所降低。

由圖3可知，在雨強(qiáng)為20、40 mm/h情況下，徑流量為0，說明在小于40 mm/h雨強(qiáng)下，土壤水分對降雨有完全吸收的能力，降雨無產(chǎn)流對土壤無侵蝕作用，但隨著雨強(qiáng)增大，特別是到達(dá)60 mm/h時，徑流量顯著升高，徑流量是446 mL，雨強(qiáng)為80 mm/h時徑流量是3 162 mL，徑流量相比上一梯度增加了7倍，說明在此區(qū)間里，降雨強(qiáng)度對徑流量的發(fā)生影響十分巨大；當(dāng)雨強(qiáng)是120 mm/h時，徑流量是7 220 mL，徑流量增加說明雨強(qiáng)對徑流量的影響呈正相關(guān)關(guān)系的。而從不同雨強(qiáng)間徑流量的差異來看，雨強(qiáng)為120 mm/h造成的徑流量是80 mm/h的2.3倍，與80 mm/h和60 mm/h的徑流量相比，增長幅度變小，也可以說明徑流量隨降雨強(qiáng)度增加，但雨強(qiáng)對徑流量的影響程度呈拋物線的趨勢，先增加，在60～80 mm/h這個范圍內(nèi)達(dá)到最大值，然后降低，因此可以定性的認(rèn)為60～80 mm/h這個雨強(qiáng)下的降雨資源是利用率最低的降雨，可能是由于雨強(qiáng)增大對土壤表土的機(jī)械作用增強(qiáng)，加快表土結(jié)皮以至于徑流量迅速增加，但隨雨強(qiáng)繼續(xù)增大，表土結(jié)皮可能被破壞，使得徑流量增幅降低。

2.1.3 雨強(qiáng)與滲漏量的關(guān)系。由圖4可知，雨強(qiáng)對滲漏量有著顯著的影響，總的規(guī)律是滲漏量隨雨強(qiáng)增大而增大。雨強(qiáng)為20 mm/h時，滲漏量為0 mL，說明在較小的雨強(qiáng)下，土壤能夠充分吸收降雨并保持水分在土壤中，沒有水分滲漏；雨強(qiáng)為40 mm/h時，滲漏量為1 143.7 mL，說明該降雨強(qiáng)度下土壤水分入滲吸收過程較為完整，經(jīng)歷滲潤、滲吸過程后土壤空隙水分從不飽和狀態(tài)逐漸發(fā)展為飽和狀態(tài)，進(jìn)而發(fā)生滲漏，結(jié)合圖3中40 mm/h降雨徑流量為0 mL，說明在這個雨強(qiáng)下土壤水分滲透屬于未達(dá)產(chǎn)流且雨水能穩(wěn)定入滲至滲漏，降雨強(qiáng)度小于土壤入滲速率；雨強(qiáng)為60 mm/L時，滲漏量為2 848.7 mL，與40 mm/h的雨強(qiáng)相比，滲漏量增加了2.5倍；滲漏量在雨強(qiáng)從40 mm/h增強(qiáng)到60 mm/h的過程中滲漏量顯著升高，雨強(qiáng)為80 mm/h時滲漏量為7 623.7 mL，滲漏量是60 mm/h雨強(qiáng)的2.7倍，滲漏量隨雨強(qiáng)增大而增大，但在增加幅度上僅略有增加；雨強(qiáng)為120 mm/h時滲漏量為10 637.7 mL，是雨強(qiáng)為80 mm/h時的1.4倍，在80～120 mm/h降雨強(qiáng)度的變化過程中，滲漏量增加幅度呈降低趨勢，雨強(qiáng)從40 mm/h增加至120 mm/h的過程中可以看到40～60 mm/h內(nèi)滲漏量隨雨強(qiáng)增大迅速增加，在80 mm/h雨強(qiáng)時基本達(dá)到最大值，在80～120 mm/h增加過程中增幅降低，這個過程說明雨強(qiáng)增大對滲漏量增加影響是有限的，這也反映了雨強(qiáng)對土壤不同作用力下水分入滲率是不同的，雨強(qiáng)在一定范圍內(nèi)對入滲率顯著影響，小于或超過此范圍，雨強(qiáng)不再是影響滲漏量的主要因素。

2.1.4 雨強(qiáng)與土壤接納量的關(guān)系。降雨落在土壤表面，入滲補(bǔ)充土壤水分且沒有滲漏出來的部分降雨量是土壤接納量。由圖5可知，土壤對降雨的接納量隨降雨強(qiáng)度的增加基本呈增加趨勢。雨強(qiáng)為20 mm/h時，接納量為6 300 mL，降雨完全被土壤吸收，補(bǔ)充土壤水分；雨強(qiáng)為40 mm/h時，接納量為12 186.3 mL，較20 mm/h雨強(qiáng)土壤接納量增加2.1倍；雨強(qiáng)為60 mm/h時，接納量為16 705.7 mL，較40 mm/h雨強(qiáng)土壤接納量增加1.3倍；雨強(qiáng)為80 mm/h時，接納量為15 884.7 mL，較60 mm/h雨強(qiáng)土壤接納量增加1.2倍；雨強(qiáng)為120 mm/h時，接納量為22 141.6 mL，較80 mm/h雨強(qiáng)土壤接納量增加1.6倍，可以看出在雨強(qiáng)小于40 mm/h的范圍內(nèi)，土壤對降雨接納量的吸收是較為顯著的，雨強(qiáng)小，全部降雨可以充分完成入滲過程達(dá)到補(bǔ)充土壤水分的作用；當(dāng)降雨強(qiáng)度增加至60 mm/h，土壤對水分的接納量也在增加，但增幅小于40 mm/h以內(nèi)雨強(qiáng)變化；雨強(qiáng)增至80 mm/h時，土壤吸收量卻有一定的下降，可能由于雨強(qiáng)過大，雨水下落在土壤表層迅速形成地表擊實層[15]，在一定時間內(nèi)減少了雨水向土壤內(nèi)部入滲的量，導(dǎo)致產(chǎn)流量增加，土壤接納量減少；雨強(qiáng)為120 mm/h時，接納量增加，這說明在此雨強(qiáng)下，土壤表面易產(chǎn)生積水，具有一定的水勢加速土壤入滲速率，從而使得土壤水分接納量增加。

2.2 降雨對土壤水分變化的影響分析

在喀斯特地區(qū)有研究[16]發(fā)現(xiàn)土壤水分含量隨時間變化明顯，在夏季達(dá)峰值，然后呈下降趨勢，至冬季達(dá)最低值，隨后又逐漸增加，同時隨石漠化程度的加深，其土壤含水量變化幅度呈減少趨勢，這個變化與該地區(qū)降雨規(guī)律基本符合。

土壤水分垂直入滲的過程是一個時變過程[17]，并且通過降雨前期、中期、后期的不同層次的土壤水分動態(tài)變化的分析來實現(xiàn)。降雨對土壤水分入滲的過程影響可由土壤不同層次間的含水量變化表示。

2.2.1 土壤各層水分對降雨的響應(yīng)變化。圖6是60 mm/h雨強(qiáng)、20 min歷時的降雨后，各層土壤水分含量在80 min內(nèi)的變化規(guī)律，可知0～30 cm 3層土壤水分峰值出現(xiàn)在降雨20 min后，之后隨時間推移而降低至穩(wěn)定，30～50 cm 2層土壤水分變化較小，緩慢增加，在降雨40 min后達(dá)到峰值才逐漸降低。土壤水分層次變化表示60 mm/h雨強(qiáng)下，降雨對厚度在30 cm的土層影響較大，水分變化較快幅度較高，其中0～10 cm表層土壤水分變化幅度較大，說明降雨后表層的土壤水分變化較大，較為敏感，因此接下來的分析主要討論表層土壤水分對降雨強(qiáng)度變化的響應(yīng)規(guī)律。

2.2.2 不同降雨強(qiáng)度下表層土壤含水率的變化。雨強(qiáng)不僅（下轉(zhuǎn)第202頁）

對雨水落在裸土表面的走向具有巨大影響，對土壤水分入滲過程也有顯著影響。試驗[18]表明雨強(qiáng)變化對黃土坡面降雨入滲及土壤水分再分布的微觀水分運(yùn)動過程具有重要影響。

圖7是20 mm/h和60 mm/h雨強(qiáng)下，初始含水率一致的表層土壤水分的變化趨勢，土壤水分在一定時間內(nèi)增加，但達(dá)到峰值后降低，成一個拋物線狀。由圖7可知，在初始含水率相同的狀態(tài)下，土壤水分變化達(dá)到峰值都在降雨后20 min，60 mm/h雨強(qiáng)下的土壤水分的增幅是1.7，高于20 mm/h雨強(qiáng)下土壤水分增幅1.1，降雨強(qiáng)度越大，土壤含水率變化越大。但是圖上顯示在降雨停止80 min后，不同降雨強(qiáng)度下土壤含水率穩(wěn)定值幾乎一樣，說明降雨強(qiáng)度顯著影響土壤含水率變化，但不是土壤水分最終的穩(wěn)定值的主要影響因素。60 mm/h雨強(qiáng)降雨后表土水分變化較大，先顯著增加而后降低，土壤含水率的變化展示了降雨后水分先是被表層土壤吸收后然后發(fā)生入滲過程，從第1層入滲至下層的土壤，使得土壤整體含水量增加這樣一個過程，說明雨強(qiáng)增大，對土壤含水量的補(bǔ)充有著正面的影響意義。

3 結(jié)論

貴州喀斯特地區(qū)降雨落于石灰土表面后主要發(fā)生過程是入滲和徑流，徑流產(chǎn)生對土壤有侵蝕作用，60 mm/h雨強(qiáng)是石灰土的產(chǎn)流臨界雨強(qiáng)，降雨強(qiáng)度小于60 mm/h的降雨可歸類于有效降雨，降雨能完成土壤水分入滲過程，對土壤水分有補(bǔ)充作用，≥60 mm/h的降雨歸類為侵蝕性降雨。

20、40 mm/h雨強(qiáng)的降雨對石灰土水分補(bǔ)充較好，20 mm/h雨強(qiáng)的降雨量較小，40 mm/h雨強(qiáng)的降雨量充足并可以充分補(bǔ)充土壤水分，因此40 mm/h屬于最佳降雨。

60～80 mm/h降雨強(qiáng)度對徑流量的發(fā)生影響達(dá)到峰值，在此范圍內(nèi)降雨強(qiáng)度越大，產(chǎn)流量越高，對土壤的侵蝕力越強(qiáng)，土壤對降雨的吸收率越低，對雨水資源的利用率就越低，因此這個雨強(qiáng)范圍內(nèi)的降雨是利用率最低的降雨。

降雨強(qiáng)度對土壤水分入滲后的再分布有顯著影響，雨強(qiáng)越大，土壤表層含水率變化越大，土壤水分的增加過程在降雨后20 min達(dá)到最大值再緩慢降低，在土壤土水分飽和之前土壤含水量最大影響因素是雨強(qiáng)小于60 mm/h的降雨。

4 參考文獻(xiàn)

[1] 張治偉，朱章熊，王燕，等.巖溶坡地不同利用類型土壤入滲性能及其影響因素[J].農(nóng)業(yè)工程學(xué)報，2010，26（6）：71-76.

[2] 雷廷武，潘英華，劉汗，等.產(chǎn)流積水法測量降雨侵蝕影響下坡地土壤入滲性能[J].農(nóng)業(yè)工程學(xué)報，2006，22（8）：7-11.

[3] E E，J G W，A S R. Effect of stones on runoff，erosion，and soil moisture[J].Soil Science Society of America Journal，1966，30：638-640.

[4] 符素華.土壤中礫石存在對入滲影響研究進(jìn)展[J].水土保持學(xué)報，2005，19（1）：171-175.

[5] 劉方，王世杰，羅海波，等.喀斯特石漠化過程中植被演替及其對徑流水化學(xué)的影響[J].土壤學(xué)報，2006（1）：26-32.

[6] 傅偉，陳洪松，王克林.喀斯特坡地不同土地利用類型土壤水分差異性研究[J].中國生態(tài)農(nóng)業(yè)學(xué)報，2007（5）：59-62.

[7] 邱揚(yáng)，傅伯杰，王軍，等.黃土丘陵小流域土壤水分時空分異與環(huán)境關(guān)系的數(shù)量分析[J].生態(tài)學(xué)報，2000（5）：741-747.

[8] 李安定.喀斯特地區(qū)頂壇花椒林地生態(tài)需水過程及造林技術(shù)的研究[D].貴陽：貴州大學(xué)，2006.

[9] 張喜，薛建輝，生原喜久雄，等.黔中山地喀斯特森林的水文學(xué)過程和養(yǎng)分動態(tài)[J].植物生態(tài)學(xué)報，2007（5）：757-768.

[10] 楊勝天，田雷.喀斯特地區(qū)土壤水分層均衡模型應(yīng)用研究[J].中國巖溶，2005（3）：186-191.

[11] 朱安國.水土流失與水土保持[M].貴陽：貴州人民出版社，1986.

[12] P BENNIE A T，M HENSLEY.Maximzing Precipitation utilization in dryland agriculture in South Africa—a review[J].Journal Of Hydrology，2001（241）：124-139.

[13] 容麗.喀斯特石漠化區(qū)植物水分適應(yīng)機(jī)制的穩(wěn)定同位素研究[D].北京：中國科學(xué)院研究生院，2006.

[14] 楊曉俊.用人工降雨揭示降雨產(chǎn)流特征和降雨入滲規(guī)律[J].地下水，2007，29（2）：18-20.

[15] 謝森傳，雷志棟，楊詩秀.土壤水動力學(xué)[M].北京：清華大學(xué)出版社，1988.

[16] 黃代民，陳效民，李孝良，等.西南喀斯特地區(qū)土壤水分變異性研究[J].中國農(nóng)學(xué)通報，2010（13）：207-212.

[17] 蔣太明，劉海隆，劉洪斌，等.黃壤坡地土壤水分入滲垂直變異特征分析[J].水土保持學(xué)報，2004，18（3）：49-52.

[18] 李毅，邵明安.雨強(qiáng)對黃土坡面土壤水分入滲及再分布的影響[J].應(yīng)用生態(tài)學(xué)報，2006，17（12）：2271-2276.