标题：Characterizing rapid infiltration processes on complex hillslopes: Insights from soil moisture response to rainfall events
作者：Jun Zhang , Sheng Wang , Zhiyong Fu , Kelin Wang , Hongsong Chen
评估土壤湿度对降雨事件的响应特征，对于理解全球气候变化背景下的生态水文效应具有重要价值。然而，土层厚度和降雨特征指标对土壤水分响应的影响尚不清楚，尤其是在地形高度复杂的喀斯特坡地。本研究通过在两个具有不同平均土壤厚度的坡面小区域( 5× 20m)上部署20套监测设备，以5 min为间隔，研究了土壤水分对35次降雨事件的响应。本研究通过在两个具有不同平均土壤厚度的坡面小区( 5×20m)上布置20套监测设备，以5 min为间隔，研究了35次降雨事件对土壤水分的响应。响应指标包括土壤水分响应时间( Tp2p)和湿润锋运移速率( Vwf)，指示因子包括土层厚度分布、坡位和降雨特征。总体而言，结果表明Tp2p从坡下到坡上、从表层到深层逐渐增大。令人惊讶的是，本研究地点的平均Vwf ( 1373mmh-1)显著高于非喀斯特地区的( 17 ~ 610 mm h-1)。这表明雨水可以快速渗入土壤剖面，并有助于地下径流的产生。降雨特征是影响土壤湿度对降雨响应的首要控制因素，其贡献优先级( 44.3 ~ 63.9 %)高于前期土壤湿度条件( 26.1 ~ 35.2 %)。浅覆土坡面土壤水分响应指标的变化更多地受到降雨指标( 41 ~ 64 %和31 ~ 47 %)的影响，从而潜在地削弱了地形和土壤性质的潜在影响。这些发现强调了精细化监测在表征土壤水分异质性对降雨响应中的作用，并强调了快速响应对喀斯特生态水文过程的潜在影响。2.1 研究区概况
监测试验在中国西南部广西西北部黄江县木莲集水区（1.14 km 2，北纬 24 ◦43′，东经 108 ◦18′）进行（图 1 a）。该集水区是一个具有代表性的岩溶峰丛洼地，发育在纯多洛米岩上，其特点是洼地平坦，四周山峰重叠，山脊纵横。海拔从 272 米到 647 米不等。约 60% 的斜坡坡度大于 20 ◦。研究地点属亚热带季风气候，年平均降雨量约为 1446 毫米。降水分为旱季（10 月至 3 月）和雨季（4 月至 9 月），分别占年降水总量的 38.1% 和 61.9%。研究地点的土壤为棕色钙质土壤，质地为粘土至粘壤土（25-50 % 淤泥和 30-60 % 粘土），山坡上的平均土壤厚度约为 30 厘米，小集水区的平均土壤厚度为 0-6.4 米。土壤中含有大量（10-40%）粒径大于 2 毫米的岩石碎屑。图 1.研究地点小流域的位置（a）；实验山坡鸟瞰图和研究地块布局（b）；实验地块沟渠挖掘剖面图（c 和 d）；二维土壤深度投影平面上的空间分布（e 和 f）与（a）中的 x 轴和 y 轴相对应。A，eluvia 层；B = illuvia 层；AB，从 A 到 B 的过渡层；C，母质层；R，基岩。
2.2 土壤水分响应
2.2.1 响应幅度（Δs）
在所有降雨事件和景观位置中，土壤水分的变化（Δs）范围在 0.01 至 0.35 cm3之间（图 2 和表 1）。Δs的中值随着深度的增加而减小。10 cm深度的 Δs 值范围相对较宽，30 cm深度与土壤表层界面的 Δs 没有显著差异（P < 0.05）(图 2）。下坡和上坡各深度的 Δs 无明显差异（P < 0.05）。值得注意的是，暴雨期（11、21 和 30 次降雨事件）的 Δs 值较高（图 5 中的灰色水平线），且土壤水分含量普遍较低。在 SSP 中，Δs 的范围和平均值均低于 DSP。从上坡到下坡，Δs CV 逐渐减小，并且在 DSP 比在 SSP 高（表 3）。这表明在 DSP 中土壤水分表现出更大的稳定性。图 2.在监测期间，各山坡、DSP（a）和 SSP（b）的体积含水量（Δs）随降雨事件（蓝条）的变化。响应值来自不同山坡位置的平均值。方框图显示了不同地貌位置和深度的 Δs 时间变化。不同的小写字母表示在 0.05 水平上存在显著相关性。符号颜色表示初始湿度条件（AMC，cm3），直径表示 Δs 的变化幅度。水平灰线表示与几次强降雨事件相对应的响应。DDS、DMS 和 DUS 表示 DSP 中的下坡、中坡和上坡；SDS、SMS 和 SUS 表示 SSP 中的下坡、中坡和上坡，而指数（1-3）则分配给 10 cm（1）、30 cm（2）和土壤-表层界面（3）处的每个探针。× 代表土壤水分的微弱变化（<0.01 cm3 ）。
表 1 深土层地块（DSP）和浅土层地块（SSP）各坡度和坡深的响应时间指标的平均值（变异系数）。粗体字代表最大值和最小值。Δs，土壤湿度变化；Tp2p，湿度峰值到降雨强度峰值的时间；Vwf，湿润峰速度。
2.2.2 响应时间 (Tp2p)
平均 Tp2p 为 1.38 h，表现出较高的异质性（CV = 1.43）（图 3 和表 1）。总体而言，DSP 和 SSP 的 Tp2p 受土壤深度的影响很大。在 DSP 中，当深度为 10 cm时，Tp2p 的平均响应时间比在 SSP 中快。然而，在 30 cm深的土壤表层界面，SSP 的响应时间较短（表 1）。随着土壤深度的增加，平均 Tp2p 也在增加。在 DSP 中，10 cm和 30 cm深度的平均响应时间保持一致。此外，10 cm和 30 cm深度的平均响应时间相差 0.23 h。相反，SSP（0.26 h）与土壤表层界面 30 cm深度之间的差异低于 DSP（0.35 h）。值得注意的是，在降雨量为 15 至 25 mm时，Tp2p 速度最慢，这主要发生在降雨持续时间较长的 10 月至次年 1 月（图 3 灰色水平线）。在每个位置和深度，Tp2p 的变异性都很高（>100%）。在 DSP 中，与 10 cm和 30 cm深的土壤表层界面相比，CV 值较高。相反，在 SSP 中，CV 值从表层向深层递减。图 3.在监测期间，各山坡、DSP（a）和 SSP（b）的土壤水分响应时间（Tp2p）以及降雨事件（蓝条）。响应值来自不同山坡位置的平均值。方框图显示了不同地貌位置和深度的 Tp2p 的时间变化。不同的小写字母表示在 0.05 水平上存在显著相关性。符号颜色表示初始湿度条件（AMC，cm3），直径表示 Tp2p 的变化幅度。水平灰线代表响应时间相对较长的降雨事件的集中分布。DDS、DMS 和 DUS 表示 DSP 中的下坡、中坡和上坡；SDS、SMS 和 SUS 表示 SSP 中的下坡、中坡和上坡，而每个探头在 10 cm（1）、30 cm（2）和土壤-表层界面（3）处的指数（1-3）。× 代表土壤水分的微弱变化（<0.01 cm3）。
2.2.3 润湿面速度 (Vwf)
平均 Vwf 为 765 mm h -1，显示出极高的异质性（CV = 4.01）（图 4 和表 1）。这一速度表明水在土壤中快速流动，可能是大孔隙和多孔介质流的表现。相比之下，SSP 的平均 Vwf 为 1589 mm h -1，高于 DSP 的平均 Vwf（1163 mm h -1）。随着土壤深度的增加，Vwf 呈对数增长，在 DSP（2075 mm h -1）和 SSP（3841.3 mm h -1）中，土壤-表土界面处的 Vwf 分别是 10 cm深度处的 4.2 倍和 8.7 倍。具体而言，在 SSP 中，不同地理位置和不同深度之间存在明显差异（P < 0.05），而在 DSP 中，30 厘米深度和土壤表层界面之间的差异相对较小。最高的平均 Vwf 值出现在下坡的土壤-表土界面深度，那里的土壤水分长期处于饱和或接近饱和状态（图 4）。最快的 Vwf 出现在土壤水分较低（17 次事件）、平均降雨强度相对较低（15 和 17 次事件）时（图 4）。值得注意的是，在 SSP 中，Vwf 的异质性明显更高（从 3.97 到 4.28 不等），而在 DSP 中则为 2.31 到 4.19。总体而言，与 DSP 相比，SSP 的 Vwf 速度更快，空间异质性更高。图 4.在监测期间，山坡、DSP（a）和 SSP（b）上的土壤水分湿润前沿速度（Vwf）以及降雨事件（蓝条）。响应值来自不同山坡位置的平均值。方框图显示了 Vwf 在不同地貌位置和深度的时间变化。不同的小写字母表示在 0.05 水平上存在显著相关性。符号颜色表示初始湿度条件（AMC，cm3 ），直径表示 Vwf 的变化幅度。水平灰线代表最高值的降雨事件。DDS、DMS 和 DUS 表示 DSP 中的下坡、中坡和上坡；SDS、SMS 和 SUS 表示 SSP 中的下坡、中坡和上坡，而 10 cm（1）、30 cm（2）和土壤-表层界面（3）处的每个探头都有指数（1-3）。× 代表土壤水分的微弱变化（<0.01 cm3）。
2.3 讨论
2.3.1 土壤水分变化
总体而言，本研究发现，随着土壤深度的增加，响应时间也在增加（表 1），这与之前对山坡的观测结果一致。对于土层较厚的山坡，土层间（尤其是 30 cm处和土壤-表层界面处）的响应时间没有明显的深度梯度，这表明在 30 cm深度内土壤水分混合充分。这归因于 30 cm深度内的土壤质地变得更像粘土，土壤-岩石界面的渗透性相应降低。因此，在这一深度形成了差异渗透界面，促进了入渗水的停留和混合。相比之下，SSP 监测层之间的土壤水分和 Vwf 差异更大（图 7）。单位面积的土壤容积越小，蓄水能力越低，而渗透性越高，这是决定性因素。令人惊讶的是，在分析了其他研究地区的结果后，我们发现岩溶地区的土壤水分 Vwf 特别 “快”（表 2）。最突出的特点是 Vwf 速度快，比其他地区快一个数量级。这表明，足够的降雨量到达地表后，会迅速渗透土壤剖面，随后渗漏或滞留在渗透性较低的区域。快速的水文过程凸显了高分辨率水文监测的重要性，因为时间分辨率较低的监测可能会错过含水量变化的关键过渡时刻。然而，浅层土壤覆盖山坡的土壤 Vwf 速度更快。浅层土壤山坡的持水能力较低，导致较高比例的降雨通过土壤表层剖面直接转化为径流。此外，我们根据流量进行的初步观测表明，很难将浅层土壤山坡上的径流过程与土壤水分和降雨特征联系起来。本研究的结果表明，浅层土壤覆盖山坡的降雨响应具有更快的渗透过程，这表明这些浅层土壤覆盖山坡在降雨响应方面表现出更大的不确定性和不可预测性。2.3.2降雨特征和前期条件
在本研究中，我们确定了降雨特征和土壤水分先决条件在土壤水分响应中的优先级，其中降雨特征更为重要（图 8）。此外，我们还强调了土壤厚度与土壤水分响应特征之间的调节关系。总降雨量主导了 Δs 的绝对变化，降雨量越大，湿度变化越大。平均降雨强度会影响 Tp2p，这表明对降雨峰值的响应需要同时控制降雨量和降雨强度。最大降雨强度越高，土壤水分 Vwf 变化越快。土壤初始湿度条件对 Tp2p 没有影响，但与Δs 和 Vwf 呈正相关。高初始湿度条件加速了孔隙水流的连通性，而低初始湿度条件则使土壤剖面积累了更多的水分。通过将土壤水分响应归因于特定降雨特征，这些结果扩展并巩固了对土壤水分降雨响应的现有认识。特别是，降雨特征对浅层土壤覆盖山坡的影响更为明显，对 Tp2p 的解释率超过 60%。图 5.根据 BRT 模型得出的最具影响力的 Δs 变量（蓝色链接）、Tp2p（红色链接）和 Vwf（绿色链接）的相对重要性汇总。对于每个响应，更宽的链接及其内部数据代表相对重要性。数字表示 AMC 和降雨特征指标对各响应指标变化的解释作用。+ 和表示相关方向，* 表示关系不明确。Δs，体积含水量的变化；Tp2p，从峰值到峰值的时间；Vwf，湿润前沿速度；AMC，先期湿度条件；PI，峰值降雨强度；AI，平均降雨强度；DR，降雨持续时间；RA，降雨总量。
2.3.3斜坡位置和土壤厚度
地形因素通过控制水力梯度影响土壤水分的流动路径和降雨响应特征。从下坡到上坡，响应时间有所增加，这是因为下坡的蓄水量较高，从而影响了先期的水分条件。沿山坡的土壤湿度变化支持了这一假设。表层较低的先期土壤水分条件会导致更快的响应时间（图 2 至图 4）。此外，干燥土壤的入渗速度更快，而浅层土壤则容易受到蒸发的影响，导致土壤湿度降低。这就解释了为什么 Vwf 会随着深度的增加而增加。在此，我们强调了土壤厚度与坡度位置之间的耦合对土壤湿度响应特征的影响。在 SSP 中，土壤湿度响应指标的变化范围比在 DSP 中更大，不同坡位之间的差异也更明显。然而，在土壤覆盖较厚的山坡上，较深的土层（30 cm和土壤-表岩界面）没有明显的梯度。这与土壤厚度所反映的土壤和基岩的空间分布有关，因为土壤堆积会降低山坡水文过程受水力梯度影响的程度。在土壤覆盖较厚的山坡上，土壤厚度的空间分布表现出较高的均匀性，土壤与基岩之间存在过渡带（溶蚀岩层）（图 1c 和 d）。相比之下，覆盖浅层土壤的山坡容易受到基岩地形的直接控制，表现出较高的异质性，一些不透水的岩石界面很容易形成饱和区（SSP 下坡），导致缺乏可观测的土壤水分对降雨的响应。因此，即使在较小的野外尺度上，也需要关注微高程的空间异质性对水文过程的潜在影响。2.3.4对岩溶关键带生态水文过程的影响
碳酸盐岩的强溶解性导致岩溶地貌的特点是具有高渗透性的浅土层（图 6a 和 b）。降雨到达地表后，迅速下渗并重新分布，形成以地下过程为主的下渗-径流系统。然而，溶解过程的各向异性导致岩石和土壤的空间分布呈镶嵌状。查明水文过程及其结构相互作用的复杂机制仍然是水文学家的一个长期目标。这项研究为从土壤水分响应（Tp2p 和 Vwf）的角度理解岩溶山坡的降雨-径流关系提供了间接支持（图 6c 和 d）。与非岩溶地区的观测结果一致，本研究观察到 Tp2p 和 Vwf 从上坡到下坡、从表层到深层呈系统性下降趋势。我们强调了岩溶地区土壤水的快速流动，这与使用类似方法在其他地区观察到的流动速率有很大不同（表 2）。由于岩溶山坡的土层较浅、土壤渗透性较高，土壤剖面内的大孔隙优先流动并不普遍。然而，土壤-基岩界面形成的侧向优先流是一种重要的优先类型，有利于土壤水分的快速下渗转移。从降雨与径流的关系来看，降雨后雨水能迅速渗入深层，这不仅影响径流过程，而且对植被水分的利用和获取也有深远影响。岩溶山坡径流过程主要由地下径流组成，包括来自土壤-表岩层界面的横向地下径流和来自表岩层-新鲜基岩界面的表岩层径流。引发地表径流的前兆是同时满足降雨强度（约 40 mm h-1）和降雨量（约 36 ± 2 mm）的要求。地下径流遵循“填充和溢出”过程，水流通过土壤-岩石界面进行调节和再分配。渗透和径流过程的路径和方向随坡度位置而变化：(i) 在上坡，垂直过程占主导地位，土壤水分的响应时间比下坡短（表 3）；(ii) 垂直过程转化为横向流动，流经中坡的土壤-地表界面，在低洼地区汇聚并流出。在降雨-径流过程中，土壤厚度对区分临界区结构起着至关重要的作用。特别是，位于土壤和新鲜基岩层（类似于非喀斯特地区的强风化基岩层）之间的表喀斯特带，就像一个“水库”，可以捕捉到渗入的水。即使在长期无降雨的干旱季节，这些储存的水也能保持稳定的流出量。在降水丰富的岩溶地区，降水频率对植物生长的影响比在岩石密布的低土环境中更为重要。事实上，我们的研究结果也验证了水分可以迅速进入植物根区。这间接解释了为什么在石多土少、水分有限的喀斯特地区生存的植物很少受到干旱胁迫的威胁，尽管这些地区经常发生季节性干旱。这为强调土壤-岩石剖面的蓄水能力在植被应对干旱事件中的重要性提供了一个新方向。这表明，在考虑气候变化的潜在影响时，可能需要更多地考虑快速移动的水区。短期干旱对植被生长的影响有限，甚至可以促进植被生长。然而，采用这种适应策略的植物在长期得不到降水补充的情况下可能会面临严重的干旱胁迫。因此，未来的工作应考虑进一步阐明气候和土壤蓄水能力在植被水分利用机制中的权重，并积极参与全球气候区比较，以提供更广泛、更普遍适用的参考。图 6.岩溶临界区（a）和土壤表层系统（b）。降水事件期间土壤表层岩溶综合系统的山坡尺度概念水文模型。该概念模型的新亮点是量化了山坡 10 cm和 30 cm处的平均土壤水分 Vwf 和 Tp2p（蓝色箭头）。Tp2p，从峰值到峰值的时间；Vwf，湿润前沿速度；yw = 幼年水分量。SF = 地表径流；SSF = 来自土壤-表岩界面的地下径流；EF = 来自表岩-基岩界面的表岩径流。注：概念图的比例和地形与实际情况不符。
表 2 不同流域土壤水分对降雨响应的高分辨率最新研究。Δs，体积含水量变化；Tp2p，土壤水分响应时间；Vwf，土壤水分湿润前沿速度。* 代表平均值。
高分辨率（5 min间隔）土壤水分监测数据用于描述土壤水分对降雨的响应，并比较平均土壤厚度对土壤水分响应指标的潜在影响。研究发现，从上坡到下坡，从表层到深层，总体 Tp2p 都在下降。浅层土壤覆盖山坡的 Vwf 和响应时间较快，这与其高渗透性和低蓄水能力有关。与其他研究区域相比（表 2），本研究计算得出的 Vwf 高出一个数量级，显示了岩溶水文过程独特的“快”特性。这种快速反应特性将有助于雨水迅速到达根区，增加植被利用轻强度降雨的可能性。然而，本研究并未阐明植被对土壤水分渗透过程的潜在影响，渗透和径流生成过程之间的内在关系需要在今后的研究中进一步阐明。
