關(guān)帝山不同海拔和坡向土壤水分入滲特征1)

亢晨波 郭漢清 張垚 劉洋

(山西農(nóng)業(yè)大學(xué)，山西·太谷，030801)

土壤層作為森林生態(tài)水文循環(huán)的重要參與者，在森林水源涵養(yǎng)和水土保持過程中發(fā)揮著重要作用[1-2]。土壤層主要通過入滲、蓄納水分等作用對降雨的再分配產(chǎn)生影響，從而成為聯(lián)系降水、地表水、土壤水、地下水的重要紐帶[3]。土壤水分入滲是一個(gè)復(fù)雜的過程，受表土結(jié)構(gòu)、密度、孔隙狀況以及群落類型變化等因素的影響，其滲透性能也發(fā)生不同程度的變化[4-6]。水分入滲過程貫穿整個(gè)森林生態(tài)系統(tǒng)的水文循環(huán)，對森林植被土壤的生態(tài)水文造成直接影響[7]。不同植被群落土壤理化性質(zhì)的差異，會對土壤的滲透性能產(chǎn)生不同程度的影響[8]，不同的質(zhì)地結(jié)構(gòu)也必定導(dǎo)致土壤的水源涵養(yǎng)功能以及入滲特性產(chǎn)生差異[9]。山地土壤因其隨海拔和坡向的變化，土壤水熱狀況、植被狀況也隨之改變，進(jìn)而對土壤理化性質(zhì)和植被的生長發(fā)育產(chǎn)生不同程度的影響，從而直接或間接引起森林生態(tài)水文效應(yīng)的變化[10-11]。對不同海拔和坡向森林土壤水分貯存能力及入滲規(guī)律的研究，是探討坡面土壤侵蝕機(jī)制的基礎(chǔ)和前提，對研究森林生態(tài)水文過程的調(diào)節(jié)機(jī)制具有重要的意義。

山西省關(guān)帝山分布有面積較大、植被類型多樣、林相齊整、華北地區(qū)少有的天然次生林[12]。作為山西省西部重要的水源涵養(yǎng)林和生態(tài)林，目前對該區(qū)的研究主要集中在森林群落海拔格局[13]、次生林的更新[14]、土壤抗蝕性[15]、枯落物持水[16]等方面，而對森林土壤水分入滲特征研究較少。為此，本研究在關(guān)帝山林區(qū)內(nèi)，分別按照海拔梯度和坡向設(shè)置大樣地和標(biāo)準(zhǔn)樣方。根據(jù)土壤發(fā)生層次，在各樣方內(nèi)分別對土壤淋溶層和淀積層分層采集土樣。通過環(huán)刀法和土壤物理性質(zhì)分析方法，測定包括土壤入滲速率在內(nèi)的多項(xiàng)土壤物理性狀指標(biāo)；在此基礎(chǔ)上，采用單因素方差分析法、最小顯著差異比較法、皮爾遜(Pearson)相關(guān)性分析法，分析森林土壤基本物理性質(zhì)、水分蓄持和滲透性能、不同海拔和坡向土壤水分入滲特征。旨在為深入了解關(guān)帝山林地土壤水分貯存能力及其滲透性能的空間差異、區(qū)域土壤涵養(yǎng)水源能力及侵蝕狀況提供參考。

1 研究區(qū)概況

關(guān)帝山林區(qū)位于山西省呂梁山脈中段，北緯37°20′～38°20′，東經(jīng)110°18′～111°18′，海拔2 831 m。屬溫帶半濕潤大陸性氣候。年平均氣溫為3.5 ℃，最冷月份(1月份)平均氣溫-10.6 ℃，最熱月份(7月份)平均氣溫16.1 ℃[13]。年降水量達(dá)830 mm，主要集中在7—8月份。植被類型有油松(PinustabuliformisCarriere)、遼東櫟(QuercuswutaishanseaMary)、樺樹(Betula)、楊樹(PopulusL.)、落葉松(Larixgmelinii(Rupr.))、華北落葉松(Larixprincipis-rupprechtiiMayr)、云杉(PiceaasperataMast)等。土壤類型主要為山地淋溶褐土和棕壤。植被垂直分布明顯，可劃分為落葉闊葉林帶(800～1 600 m)、針闊混交林帶(1 600～1 750 m)、寒溫帶針葉林帶(1 750～2 600 m)、亞高山灌叢草甸帶(2 600～2 831 m)[17]。

2 研究方法

2.1 樣地設(shè)置及土壤樣品采集

2019年8月，根據(jù)試驗(yàn)?zāi)康?，在關(guān)帝山林區(qū)，利用GPS定位系統(tǒng)獲取海拔高度及經(jīng)緯度；分別在3個(gè)不同海拔梯度(1 800、2 000、2 200 m)和2個(gè)不同坡向(半陰坡(NE)、半陽坡(SW))，共設(shè)置了6個(gè)大樣地(100 m×100 m)；然后在每個(gè)大樣地各布設(shè)3個(gè)20 m×20 m的標(biāo)準(zhǔn)樣方。對各樣地的基本信息進(jìn)行詳細(xì)調(diào)查(見表1)后，在各樣方內(nèi)隨機(jī)選取3個(gè)采樣點(diǎn)，清除采樣點(diǎn)地表枯落物，并挖掘土壤剖面；根據(jù)土壤發(fā)生層次，采用環(huán)刀(200 cm3)對淋溶層(0～0.2 m，含腐殖質(zhì)層)、淀積層(0.2～0.4 m)土壤進(jìn)行分層采樣，每層取3個(gè)重復(fù)環(huán)刀土樣。

表1 樣地基本概況

2.2 樣品相關(guān)指標(biāo)測定

取樣時(shí)現(xiàn)場稱取每個(gè)空環(huán)刀的質(zhì)量(m0)及裝有原狀土樣的環(huán)刀質(zhì)量(m1)；將裝有原狀土樣的環(huán)刀帶回實(shí)驗(yàn)室內(nèi)，放入平底盆中，注水高度至環(huán)刀上沿為止，浸泡12 h后進(jìn)行稱質(zhì)量(m2)，計(jì)算飽和持水量(Cs)；再將稱質(zhì)量后的環(huán)刀放置在鋪有干砂的平底盤上2 h，待土壤中的非毛管孔隙水全部流出，進(jìn)行稱質(zhì)量(m3)，計(jì)算毛管持水量(Cc)；最后將裝有土樣的環(huán)刀于105 ℃烘干至恒質(zhì)量狀態(tài)，稱質(zhì)量(m4)。

各指標(biāo)計(jì)算公式[18-19]：土壤密度ρs=(m4-m0)/V，V為環(huán)刀體積；土壤含水量Cw=[(m1-m4)/(m4-m0)]×100%；飽和持水量Cs=[(m2-m4)/(m4-m0)]×100%；毛管持水量Cc=[(m3-m4)/(m4-m0)]×100%；土壤總孔隙度Ps={[(m2-m4)/(m4-m0)]×ρs}×100%；毛管孔隙度Pc={[(m3-m4)/(m4-m0)]×ρs}×100%；非毛管孔隙度Pn=土壤總孔隙度-毛管孔隙度。

土壤入滲速率采用環(huán)刀法測定[20]：將裝有原狀土樣的環(huán)刀上方接1個(gè)同等規(guī)格的空環(huán)刀，用防水膠帶密封兩個(gè)環(huán)刀的接口處，謹(jǐn)防接口處出水；并將環(huán)刀底蓋套上，防止土柱從環(huán)刀內(nèi)剝落。隨后將各環(huán)刀垂直地固定在一定的高度。下方放置玻璃漏斗和干燥的燒杯，用于收集水分。如上操作結(jié)束后，將水加入至環(huán)刀內(nèi)，直到水位高度為5 cm處，以保證各環(huán)刀內(nèi)部土樣受到的相同的水壓。當(dāng)?shù)谝坏嗡森h(huán)刀內(nèi)滴入到燒杯時(shí)，試驗(yàn)開始計(jì)時(shí)。根據(jù)水分流出的速度，前5 min，每min更換1次燒杯，并分別測量滲水量。此后，每隔5 min更換1次燒杯。待連續(xù)3次測得的水量相同時(shí)，則表明土壤水分入滲達(dá)到穩(wěn)滲階段，試驗(yàn)即可停止。

土壤入滲速率v=10Qn/STn；Qn為第n次的下滲水量，S為環(huán)刀橫截面積，Tn為第n次測定時(shí)間的間隔。

2.3 數(shù)據(jù)處理

采用Excel 2010對數(shù)據(jù)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)，并通過SPSS 13.0對土壤水文物理性質(zhì)指標(biāo)進(jìn)行單因素方差分析、最小顯著差異比較，采用皮爾遜(Pearson)檢驗(yàn)法進(jìn)行相關(guān)性分析，采用Origin 2018軟件進(jìn)行入滲過程擬合。

3 結(jié)果與分析

3.1 不同海拔和坡向土壤水文物理特征

由表2可見：淋溶層土壤密度最大值出現(xiàn)在海拔1 800 m半陰坡(1.20 g·cm-3)、最小值出現(xiàn)在海拔2 200 m半陰坡(0.90 g·cm-3)；淀積層土壤密度，最大值出現(xiàn)在海拔1 800 m半陰坡(1.22 g·cm-3)、最小值出現(xiàn)在海拔2 200 m半陽坡(0.98 g·cm-3)。不同海拔和坡向，土壤密度均為淋溶層的小于淀積層的；淋溶層土壤密度之間無顯著差異，淀積層土壤密度在不同坡向存在顯著差異(P<0.05)。不同土層間，土壤密度存在極顯著差異(P<0.01)。

表2 不同海拔和坡向土壤物理性質(zhì)特征

淋溶層土壤，非毛管孔隙度，最大值出現(xiàn)在海拔2 000 m半陽坡(20.73%)、最小值出現(xiàn)在海拔2 000 m半陰坡(12.02%)；毛管孔隙度，最大值出現(xiàn)在海拔1 800 m半陰坡(49.08%)、最小值出現(xiàn)在海拔2 000 m半陰坡(37.56%)；土壤總孔隙度，最大值出現(xiàn)在海拔1 800 m半陰坡(66.13%)、最小值出現(xiàn)在海拔2 200 m半陰坡(49.73%)。淀積層土壤，非毛管孔隙度，最大值出現(xiàn)在海拔2 000 m半陰坡(19.14%)、最小值出現(xiàn)在海拔2 000 m半陽坡(10.61%)；毛管孔隙度，最大值出現(xiàn)在海拔1 800 m半陰坡(45.19%)、最小值出現(xiàn)在海拔2 000 m半陽坡(35.01%)；土壤總孔隙度，最大值出現(xiàn)在海拔1 800 m半陰坡(62.98%)、最小值出現(xiàn)在海拔2 200 m半陰坡(44.94%)。其中，淋溶層土壤，非毛管孔隙度在不同海拔均呈顯著性差異(P<0.05)；淀積層土壤，海拔1 800 m土壤非毛管孔隙度與其它海拔非毛管孔隙度均呈顯著差異(P<0.05)。土壤毛管孔隙度和總孔隙度在土壤垂直剖面的變化規(guī)律，與土壤密度相反，均隨土層的加深而減??；非毛管孔隙度隨土層的加深無明顯變化規(guī)律。

3.2 不同海拔和坡向土壤持蓄水分特征

由表3可見：不同海拔和坡向，土壤持蓄水分能力差異明顯。淋溶層土壤自然貯水量，最大值出現(xiàn)在海拔1 800 m半陰坡(750.56 t·hm-2)、最小值出現(xiàn)在海拔2 200 m半陽坡(591.78 t·hm-2)；淀積層土壤自然貯水量，最大值出現(xiàn)在海拔1 800 m半陰坡(563.46 t·hm-2)、最小值出現(xiàn)在海拔2 200 m半陽坡(374.70 t·hm-2)。淋溶層和淀積層土壤自然貯水量，在海拔2 200 m處，與海拔1 800、2 000 m處均表現(xiàn)出顯著性差異(P<0.05)，且在不同海拔和坡向土壤自然貯水量均表現(xiàn)出淋溶層的大于淀積層的。

表3 土壤蓄持水分性能的空間分布特征

海拔/m坡向土層毛管蓄水量/t·hm-2非毛管蓄水量/t·hm-2涵蓄降水量/t·hm-2有效涵蓄量/t·hm-21800半陰坡淋溶層(981.67±18.13)Aa(341.03±14.11)Aa(572.13±26.51)Aa(231.10±17.41)Aa淀積層(903.78±21.98)Aa(355.75±19.78)Aa(696.06±21.53)Ba(340.32±13.25)Aa半陽坡淋溶層(788.88±14.51)Ab(335.25±13.62)Bb(437.78±12.29)Ab(102.54±23.47)Ab淀積層(749.63±24.75)Aa(236.82±15.07)Aa(500.22±18.74)Ba(263.40±9.33)Aa2000半陰坡淋溶層(815.16±78.95)Ba(260.92±10.29)Aa(373.21±20.03)Ba(112.30±6.54)Aa淀積層(711.87±17.51)Ba(254.36±13.47)Aa(406.90±18.93)Ba(152.55±13.29)Ab半陽坡淋溶層(741.48±11.44)Bb(373.39±21.98)Bb(379.99±21.53)Bb(136.60±13.40)Aa淀積層(727.98±13.49)Aa(255.04±15.79)Ab(558.52±11.15)Bb(203.48±13.07)Ab2200半陰坡淋溶層(751.23±12.17)Aa(243.45±10.33)Aa(358.73±16.85)Aa(115.28±22.18)Aa淀積層(680.38±16.54)Ca(218.20±18.79)Aa(373.51±28.33)Aa(155.31±14.33)Ba半陽坡淋溶層(803.26±27.53)Ab(338.81±20.34)Bb(545.28±19.54)Ab(211.47±11.74)Bb淀積層(747.66±24.06)Ab(312.06±11.37)Ab(685.01±13.15)Ab(372.95±15.16)Ba

淋溶層土壤，飽和持水量和飽和蓄水量，分別達(dá)50.64%～59.85%、994.67～1322.69 t·hm-2；毛管持水量和蓄水量，分別達(dá)42.28%～35.54%、741.48～981.67 t·hm-2；非毛管持水量和蓄水量，分別達(dá)12.79%～18.48%、243.45～373.39 t·hm-2。淀積層土壤，飽和持水量和飽和蓄水量，分別達(dá)40.94%～54.07%、898.57～1259.52 t·hm-2；毛管持水量和蓄水量，分別達(dá)30.16%～38.15%、680.38～903.78 t·hm-2；非毛管持水量和蓄水量，分別達(dá)10.03%～14.58%、218.20～355.75 t·hm-2。飽和蓄水量、毛管蓄水量，均表現(xiàn)為海拔1 800 m半陰坡淋溶層處最大，分別為1 322.69、981.67 t·hm-2。土壤飽和持水量，在不同海拔和坡向均表現(xiàn)為淋溶層的大于淀積層的，不同海拔飽和持水量差異顯著(P<0.05)；毛管持水量，在不同坡向差異顯著(P<0.05)；不同海拔毛管持水量，在相同坡向和土層毛管持水量呈顯著差異(P<0.05)；非毛管持水量在不同海拔間無明顯變化，但在不同坡向表現(xiàn)出顯著差異(P<0.05)；飽和蓄水量和毛管蓄水量，在海拔2 000 m處均呈顯著性差異(P<0.05)。

淋溶層土壤涵蓄降水量，最大值出現(xiàn)在海拔1 800 m半陰坡(572.13 t·hm-2)、最小值出現(xiàn)在海拔2 200 m半陰坡(358.73 t·hm-2)，且土壤涵蓄降水量在不同海拔和坡向間均有顯著差異(P<0.05)。淋溶層土壤有效涵蓄量，最大值出現(xiàn)在海拔1 800 m半陰坡(231.10 t·hm-2)；盡管土壤有效涵蓄量在不同海拔間無明顯變化規(guī)律，但在不同坡向間土壤有效涵蓄量表現(xiàn)出顯著差異(P<0.05)。

3.3 不同海拔和坡向土壤入滲特征

不同海拔和坡向，土壤水分入滲過程差異明顯(見圖1)，在0～15 min，土壤入滲曲線下降幅度最大，說明在這一段時(shí)間內(nèi)土壤的入滲速率變化較快；在45 min左右，淋溶層與淀積層土壤入滲曲線均趨于穩(wěn)定水平。在0～10 min，淋溶層土壤入滲速率由大到小依次為海拔2 000 m半陽坡、海拔2 000 m半陰坡、海拔2 200 m半陰坡、海拔1 800 m半陰坡、海拔2 200 m半陽坡、海拔1 800 m半陽坡，表明在短期降雨后，海拔2 000 m半陽坡、半陰坡處土壤入滲速率較快，地表徑流形成緩慢，而海拔1 800 m半陽坡相對容易形成地表徑流。不同海拔和坡向，土壤初始入滲速率和穩(wěn)定入滲速率均為淋溶層的大于淀積層的。半陰坡、半陽坡淋溶層和淀積層土壤，初始入滲速率和穩(wěn)定入滲速率隨海拔的升高均呈現(xiàn)先增大后減小的趨勢。不同坡向，土壤初始入滲速率和穩(wěn)定入滲速率均為半陰坡的大于半陽坡的。

NE為半陰坡，SW為半陽坡。

當(dāng)前對土壤水分入滲過程的擬合模型較多，主要有Kostiakov模型、Horton模型、Philip模型、Green-Ampt模型等[21-23]。本研究采用的Kostiakov模型，被較多研究證明是最簡單的經(jīng)驗(yàn)性公式，適用于土壤水分入滲過程的擬合[24-25]。Kostiakov模型為f(t)=at-b。f為t時(shí)刻的入滲速率；t為時(shí)間；模型參數(shù)a表示的是第一個(gè)單位時(shí)間段內(nèi)的土壤平均入滲速率，其值大小與土壤初始入滲速率呈正比，主要受土壤質(zhì)地和孔隙狀況等因素的影響[9]。b值反映了入滲速率與時(shí)間的變化，當(dāng)b值增大時(shí)，入滲速率隨時(shí)間的延長而逐漸減小。

由表4可見：Kostiakov方程的擬合參數(shù)a、b的大小，分別介于1.169～12.243、0.074～0.404之間，其中海拔2 000 m半陰坡、半陽坡淋溶層a值較大，是由于此處植被類型較多，地下錯(cuò)綜復(fù)雜的根系使板結(jié)的土壤松動(dòng)，改善土壤結(jié)構(gòu)，從而使得入滲過程加快。此外，不同海拔和坡向，土壤水分入滲擬合度在0.887～0.991之間，擬合效果較好，適宜于本研究區(qū)土壤水分入滲過程的擬合。

表4 土壤入滲速率及Kostiakov模型擬合結(jié)果

3.4 土壤入滲性能與物理因子的相關(guān)性

將土壤各水文物理性質(zhì)指標(biāo)與土壤入滲速率進(jìn)行相關(guān)性分析，由表5可見：土壤密度與總孔隙度呈顯著負(fù)相關(guān)(P<0.05)；毛管孔隙度，與非毛管孔隙度呈顯著正相關(guān)(P<0.05)，與飽和蓄水量、毛管蓄水量呈極顯著正相關(guān)(P<0.01)；非毛管孔隙度，與飽和蓄水量、毛管蓄水量呈顯著正相關(guān)(P<0.05)；飽和蓄水量與毛管蓄水量呈極顯著正相關(guān)(P<0.01)；涵蓄降水量與有效涵蓄量之間呈極顯著正相關(guān)(P<0.01)；土壤初始入滲速率，與土壤密度、涵蓄降水量、有效涵蓄量之間呈顯著負(fù)相關(guān)(P<0.05)，而與自然貯水量呈顯著正相關(guān)；穩(wěn)定入滲速率，與涵蓄降雨量、有效涵蓄量之間呈顯著負(fù)相關(guān)。

4 討論

山地土壤由于受成土母質(zhì)、地形地貌、氣候條件等變化的影響較大，導(dǎo)致土壤的物理性質(zhì)在空間分布上產(chǎn)生不同程度的變化，從而影響著森林土壤的蓄水和滲透性能[26-27]。本研究中，不同海拔和坡向土壤密度均為淋溶層的小于淀積層的，而土壤孔隙變化規(guī)律與此相反，這是由于表層土壤地下枯枝落葉豐富、地表微生物活動(dòng)頻繁，有效地改善土壤的孔隙狀況；而隨著土壤深度的加深，緊實(shí)度增大，導(dǎo)致土壤密度變大，孔隙數(shù)量減小。本研究中，土壤密度隨海拔升高而逐漸降低；隨海拔升高，降水增加，植被群落覆蓋度提高；利于植物根系的生長，從而改善土壤質(zhì)地，降低土壤密度。本研究結(jié)果與李志等[28]研究結(jié)果相反，兩者趨勢不同的原因在于：李志等試驗(yàn)點(diǎn)選擇了人為干擾和旅游強(qiáng)度大的區(qū)域，游人踩踏現(xiàn)象較多，致使土壤緊實(shí)度增加，密度增大；而本研究區(qū)域遠(yuǎn)離城鎮(zhèn)，人為干擾較少。Bryk et al.[29]就氣候條件對土壤結(jié)構(gòu)和物理性質(zhì)影響的研究結(jié)論表明，海拔較高的地區(qū)，除植被根系對土壤孔隙狀況產(chǎn)生影響外，氣候變化也對其產(chǎn)生較大的影響；在半陽坡，冷熱交替作用強(qiáng)烈，土壤結(jié)構(gòu)較為疏松，土壤密度越小，則透水、通氣性能越好。

表5 土壤水文效應(yīng)與物理性質(zhì)特征相關(guān)系數(shù)

林地土壤持水性能，作為評價(jià)森林土壤水土保持和水源涵養(yǎng)功能的重要指標(biāo)之一，與土壤的孔隙狀況密切相關(guān)[30]。毛管孔隙中的水分，可長時(shí)間保持在土壤中，利于植物根系的吸收，從而維持植物的生長發(fā)育；非毛管孔隙具有容納降水和及時(shí)下滲的功能，能夠起到水源涵養(yǎng)的作用[31]。本研究中，不同海拔和坡向土壤飽和持水量、毛管持水量，均為淋溶層的大于淀積層的。且不同海拔飽和持水量差異顯著(P<0.05)，毛管持水量在不同坡向差異顯著(P<0.05)；除海拔1 800 m外，土壤有效涵蓄量在坡向間表現(xiàn)出半陰坡的小于半陽坡的規(guī)律。由于受自然含水量、毛管持水量和地下植被根系分布等多重影響，有效涵蓄量的變化規(guī)律并不明顯。

有關(guān)研究表明，土壤初始入滲速率與超滲產(chǎn)流關(guān)系密切[32-33]。土壤水分入滲速率高的群落類型，在緩解地表徑流產(chǎn)生的發(fā)展過程中作用顯著。本研究中，淋溶層土壤水分入滲速率，較大值出現(xiàn)在2 000 m半陰坡(12.243 mm/min)、2 000 m半陽坡(11.595 mm/min)，這是由于海拔2 000 m處植被類型多樣，且天然次生云杉林植被覆蓋度較大，地下根系錯(cuò)綜復(fù)雜使緊實(shí)的土壤產(chǎn)生松動(dòng)，有效地改善了土壤結(jié)構(gòu)，從而使土壤的水分入滲過程加快。這與入滲前期，海拔2 000 m處土壤水分入滲速度最快原因相一致。此外，通過Kostiakov模型對不同海拔和坡向土壤水分入滲過程的擬合也表明，海拔2 000 m處擬合參數(shù)b值最大，說明此處土壤水分入滲過程在入滲前期速率降低最快，這與表4研究結(jié)果相對應(yīng)。植被類型不同，其土壤理化性質(zhì)也存在差異，直接或間接影響土壤的水分入滲[34]。本研究中，初始入滲速率，與土壤密度、毛管孔隙度呈顯著負(fù)相關(guān)(P<0.05)；穩(wěn)定入滲速率與毛管孔隙度呈顯著負(fù)相關(guān)(P<0.05)。

5 結(jié)論

研究區(qū)森林土壤密度隨海拔高度的上升而減小，且不同海拔和坡向，對淋溶層土壤物理性質(zhì)的影響作用明顯大于淀積層；淀積層土壤密度在不同坡向存在顯著差異(P<0.05)，不同土層間土壤密度存在極顯著差異(P<0.01)；非毛管孔隙度在不同海拔呈顯著性差異(P<0.05)。

在不同海拔和坡向，土壤自然貯水量、飽和持水量、毛管持水量、飽和蓄水量、毛管蓄水量，均為淋溶層的大于淀積層的、半陰坡的大于半陽坡的規(guī)律；土壤涵蓄降雨量、有效涵蓄量均為1 800 m半陰坡最高。

入滲前期(0～10 min)，海拔2 000 m半陽坡入滲速率最大，各樣地土壤水分入滲過程均在45 min左右達(dá)到穩(wěn)滲狀態(tài)；隨海拔的升高，入滲速率均為先增加后減小的趨勢，不同坡向土壤初滲速率和穩(wěn)滲速率均為半陰坡的大于半陽坡的；Kostiakov模型擬合參數(shù)a、b值，分別介于1.169～12.243、0.074～0.404之間，擬合系數(shù)在0.887～0.991之間，擬合效果較好，適宜于研究區(qū)土壤水分入滲過程的擬合。整體看，海拔與坡向是導(dǎo)致研究區(qū)森林土壤水分蓄持與入滲性能產(chǎn)生差異的重要因子。