降雨強度對西南喀斯特坡地土壤水分及產流特征的影響

王升,包小懷,容瑩,田艷琴,付智勇,陳洪松

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

廣西 環(huán)江 547100；4.上海交通大學環(huán)境科學與工程學院，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果應用于無/缺資料流域？這幾個流域水文學的基本問題由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，但時至今日水文學家仍在采用新方法（水化學[2]、穩(wěn)定同位素[3-4]等）和新工具（探地雷達[5]、高密度電法[6]等）對其進行研究。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]；在應用上可為水土保持[9]、水資源高效利用及水質管理提供科學依據。

山坡是物質遷移的“源區(qū)”和流域水文響應的基本單元，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”的二元結構發(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構類似，但由于特殊的地質背景和強烈的巖溶作用（同時存在物理和化學風化），基巖風化程度高，入滲能力強（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雜，存在多個產流界面：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流機制：地表徑流產流為“超滲-蓄滿”機制(也有研究從理論上發(fā)現了此產流機制，并進行了模型驗證，認為該產流機制綜合了Horton超滲產流和Dunne蓄滿產流，因此將其稱為Dunton產流[14])，土壤-表層巖溶帶界面產生的壤中流產流符合“充填-溢出”（fill- and-spill）理論，而當雨水滲漏進入表層巖溶帶裂隙和管道后，將在表層巖溶帶-基巖（未風化）界面產生表層巖溶帶側滲產流；且發(fā)現產生地表徑流的降雨強度閾值約為40 mm/h，該值由土壤-表層巖溶帶界面的穩(wěn)定入滲率決定，可見降雨強度對喀斯特坡地產流影響較大。目前針對喀斯特地區(qū)，降雨強度對土壤侵蝕的影響相對較多[15-16]，而不同降雨強度下土壤水分動態(tài)變化過程及產流特征研究較少，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下喀斯特坡地產流產沙特征，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化程度有關，存在較強的異質性[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流過程，并分析土壤水分對徑流的響應關系，以期為喀斯特地區(qū)石漠化治理、水資源管理、開發(fā)及利用提供科學依據。

1 研究區(qū)概況

本試驗點布設在中國科學院環(huán)江喀斯特生態(tài)系統(tǒng)觀測研究站內（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30%以上，土層淺?。ê穸葹?0～50 cm）。區(qū)域內的土壤多為發(fā)育于白云巖的石灰土或硅質土，水土流失情況嚴重。土壤基本物理性質如表1所示。

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

2 材料與方法

2.1 徑流小區(qū)布設

12個標準徑流小區(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充分的徑流小區(qū)進行。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)內部與外界發(fā)生水分交換，在徑流小區(qū)左右兩側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深的斷面直至未風化基巖，以便于監(jiān)測不同界面的產流。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、下坡分別隨機布設三個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標定（壤土）和田間標定（粗、中、細質土以及三者的組合）相結合的方式，對用TDR法測定的喀斯特地區(qū)不同質地石灰土含水量進行了標定。徑流小區(qū)建設如圖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行。首先在室內對模擬降雨器進行校準，表明模擬自然降雨的雨滴大小和雨滴擊濺強度需要水壓為0.08 MPa，此時一個噴頭雨強為40 mm/h左右。為保證雨滴大小和雨滴擊濺強度，水壓保持0.08 MPa不變，增加噴頭數量即可調節(jié)降雨強度。參照Fu等[12]的研究及該地區(qū)降雨重現期的統(tǒng)計分析[10]，本試驗降雨強度分別設置為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)進行預濕潤，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度的不同而導致。

3 結果與分析

3.1 不同降雨強度下土壤水分動態(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。不同降雨強度下，各層土壤含水率變化過程相似，都出現了上升期、“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，降雨歷時越長，“平臺”出現的時間也越長[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，不同降雨強度下表層0～10 cm處土層含水率的響應時間分別為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雨強下變幅最小，土壤水分變化在不同坡位處表現為中坡＞下坡＞上坡。

圖2 不同坡位土壤水分對不同降雨強度的響應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為上坡＞中坡＞下坡。不同降雨強度下表層10～30 cm土壤含水率的響應時間為：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（其飽和導水率約為30～60 mm/h，低于40～120 mm/h的土壤飽和導水率[10]），導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出與中坡相似的趨勢。不同降雨強度下土壤-表層巖溶帶界面土壤含水率的響應時間為：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內恢復到降雨之前的水平。這是由于喀斯特坡地土壤導水率較大，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向運移補給了中下坡位。

3.2 不同降雨強度下產流過程分析

四場模擬降雨產流特征如表2所示。試驗設置的降雨強度均小于研究區(qū)表層土壤飽和導水率（174.2 mm/h），且喀斯特地區(qū)地表徑流產流機制為“超滲-蓄滿”的Dunton產流，此處的“超滲”指降雨強度大于土壤-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的模擬降雨其雨強小于土壤-表層巖溶帶界面的穩(wěn)定入滲率，故未能產生地表徑流[10-12,20]。如圖3（a），不同降雨強度下，地表徑流呈“幾”字型增長。降雨強度136.4 mm/h、100.0 mm/h及73.2 mm/h下地表徑流的起始產流時間分別為19 min、30 min和57 min。35～60 min內完成匯水達到相對穩(wěn)定狀態(tài)，降雨強度越大，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，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降雨強度下壤中流產流過程呈“尖瘦”型，降雨14 min后開始產流，峰值突出；100.0 mm/h及73.2 mm/h降雨強度下壤中流表現出“幾”字型增長趨勢，分別在30 min、42 min后開始產流，隨后迅速達到相對穩(wěn)定狀態(tài)；34.8 mm/h降雨強度下壤中流呈“單峰”狀，降雨64 min后才產流，匯水、退水過程都較緩慢。由圖3（d）可知，累積壤中流產流量隨降雨強度的變化表現為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 不同降雨強度下地表徑流、壤中流、表層巖溶帶徑流產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動力。在本研究中，由于表層巖溶帶的強滯水能力，降雨后一直有基流產生。如圖3（e）所示，136.4 mm/h雨強下表層巖溶帶產流呈“雙峰”型，100.0 mm/h、73.2 mm/h及34.8 mm/h下的表層巖溶帶產流呈“單峰”狀。降雨強度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 土壤水分對產流的響應關系

3.3.1 土壤水分對地表徑流的響應關系 由圖4可見，在不同降雨強度下，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行填洼后，土壤含水率迅速上升并達到近似飽和狀態(tài)，隨后地表徑流開始產生，并在土壤水分飽和時地表產流最大。當土壤含水率超過閾值時，136.4 mm/h降雨強度的地表徑流上升最快，其次為 100.0 mm/h降雨強度，73.2 mm/h降雨強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關系 如圖5所示，不同降雨強度下，壤中流與各土層平均土壤含水率之間呈順時針的環(huán)形。不同降雨強度下，各土層含水率變化對壤中流的響應過程相似，均存在明顯的線性閾值關系。136.4 mm/h降雨強度下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降雨強度各土層含水率閾值分別為48%、51%和52%；73.2 mm/h降雨強度各土層含水率閾值分別為49%、51%和53%；34.8 mm/h降雨強度下各土層閾值分別為43%、50%和55%。不同降雨強度下，0～10 cm土層含水率產流閾值的差異主要是由于小雨強下（34.8 mm/h）土壤水分主要用于補充深層基巖的滲漏，導致表層土壤含水率上升緩慢。土壤含水率超過閾值后，不同降雨強度的壤中流匯水速率表現為136.4 mm/h＞73.2 mm/h＞100.0 mm/h＞34.8 mm/h。結束降雨后，壤中流退水過程明顯分為產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%時轉為壤中流緩慢退水階段，其中34.8 mm/h降雨強度下10 cm土層含水率低于44%才進入緩慢退水階段。壤中流退水過程結束時，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 不同降雨強度下土壤水分對壤中流的響應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流的響應關系 由圖6可見，表層巖溶帶產流與各土層含水率變化之間呈逆時針的“繩套關系”。表層巖溶帶徑流與10 cm土層含水率的閾值受降雨強度影響較大，34.8 mm/h降雨強度下土壤水分的產流閾值為42%，其他降雨強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，表層巖溶帶產流量快速增大。土壤含水率超過閾值后，136.4 mm/h降雨強度下表層巖溶產流最快，其次為100.0 mm/h、73.2 mm/h，34.8 mm/h降雨強度下巖溶帶產流最慢。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束。這說明降雨結束后，上層土壤仍給表層巖溶帶提供水分，因而出現漫長的退水過程。

4 討 論

4.1 不同降雨強度下土壤水分動態(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果一致[22]。同一土層土壤含水率對降雨的響應時間隨著降雨強度的增大趨于提前。由于表層土壤入滲能力大于降雨強度，在降雨入滲初期，降雨強度越大，土壤水分入滲越快[23]，土壤水分響應越快。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不一致，在34.8 mm/h雨強下，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水率較大，在小雨強下，降水迅速下滲較難補償表層土壤缺水量，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)逐漸達到飽和；土壤水分在重力作用下從上坡向下坡運動，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 不同降雨強度下土壤水分對表層巖溶帶徑流的響應Fig. 6 Response of soil moisture to epikarst seepage runoff under different rainfall intensities

4.2 不同降雨強度下產流過程分析

產流過程受降雨強度、降雨歷時及土壤理化性質等因素綜合作用。鄭偉和王中美[24]對喀斯特土壤侵蝕的研究表明，降雨強度越大，水分入滲越快，產流也越迅速。在本研究中，起始產流時間隨著雨強的增大趨于縮短。此外，楊聰等[25]對華北坡地產流規(guī)律的研究還發(fā)現，壤中流和風化帶產流時間的滯后效應更為明顯。地表徑流量隨著降雨強度的增加而增大，這與前人研究結果一致[26]，徐勤學等[26]對紫色土荒坡地壤中流的研究發(fā)現，壤中流徑流量隨著降雨強度的增大而增加。在本研究中，壤中流及表層巖溶帶累積徑流隨著降雨強度的變化表現為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雨強的降雨歷時要小于73.2 mm/h雨強的歷時，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生更多的流量。在本實驗中，降雨強度越小，地表徑流占總徑流的份額越少，34.8 mm/h雨強下甚至沒有地表徑流產生，這由喀斯特坡地地表徑流的“超滲-蓄滿”的Dunton產流機制決定：只有當雨強大于土壤-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)相互連通開始產生壤中流；隨著降雨的繼續(xù)，當土壤層飽和后開始產生地表徑流[10]。表明喀斯特坡地產流主要受控于土壤-表層巖溶帶入滲率，因此地表產流同時存在降雨強度和降雨量閾值。甘藝賢等[15]對喀斯特坡耕地模擬降雨試驗也發(fā)現，小降雨強度下產流主要為地下空隙流失，大降雨強度下產流以地表徑流為主。伏文兵等[16]對喀斯特坡地侵蝕的研究發(fā)現，地下孔隙流與降雨強度呈極顯著負相關關系。表明在喀斯特坡地隨雨強的增加，水分由垂向（深層滲漏為主的慢速流）轉為側向運移（不同徑流成分的快速流）。

4.3 土壤水分對產流的響應特征

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系，且徑流產生與消退過程和土壤含水量存在滯后效應，表現為順時針或逆時針的“繩套關系”。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，土壤含水率超過45%時，產流迅速上升。產流與土壤含水率對降雨的響應在時間上的差異，導致徑流與土壤含水率之間呈現出繩套關系。本研究中，壤中流與土層含水率表現出順時針“繩套關系”，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。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系，前期土壤較干旱時則呈現出順時針關系。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 結論

1）不同降雨強度下，土壤水分變化都出現了上升期、“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的滯后現象逐漸凸顯出來。由于喀斯特坡地土壤導水率較大，在不同坡位和土層深度，土壤水分變化迅速，通常在24 h內恢復到降雨之前的水平，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的增加，水分由垂向（深層滲漏為主的慢速流）轉為側向運移（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流閾值關系，且徑流產生與消退過程和土壤含水量存在滯后效應，表現為順時針（壤中流）或逆時針（表層巖溶帶徑流）的“繩套關系”。