黄土中水分迁移规律现场试验研究

李 萍，李同录，王阿丹，张亚国，梁 燕，赵纪飞

（1. 长安大学 地测学院 地质工程系，西安 710054；2. 同济大学 地下系，上海 200092；3. 长安大学 公路学院 特殊地区公路工程教育部重点实验室，西安 710064）

1 引 言

滑坡是我国常见主要地质灾害之一，其中以降雨诱发的滑坡分布最广，发生频率最高，危害最大[1]。据张先发[2]统计，降雨型滑坡约占滑坡总数的70%，同时95%的滑坡又发生在雨季。张常亮等[3]调查了陕北近20年来具有明确时间记录的160个崩滑灾害，结果显示，有 59.3%的滑坡发生在降水充沛的月份，24.7%发生在雨季后一月。因此，研究降雨与滑坡的关系，提出合理的预测降雨型滑坡的方法及防治措施是目前普遍关心的问题。

目前，国内外对降雨型滑坡的研究主要集中在两方面:一是基于统计学理论研究分析滑坡与降雨的数学关系，根据气象资料与对应的滑坡位移监测资料，利用回归分析等数学方法建立滑坡位移或发生率与降雨的统计规律，据此对降雨型滑坡进行预测预报[4－5]；二是研究降雨诱发滑坡机制，分析降雨入渗后的一系列水-土物理化学反应对斜坡稳定性的影响。由此，Baum等[6]提出了“浴缸模型”。Lam等[7]利用非饱和土体水分运动理论，得到了饱和-非饱和渗流控制方程，提出了利用有限元求解渗流场的方法，进而对边坡稳定性参数进行研究。李兆平等[8]建立了求解降雨入渗过程中土体瞬态含水率的数值方法，实测并得出非饱和土土-水特征曲线，运用非饱和土抗剪理论，建立了非饱和土边坡稳定性分析方法。总的来说，降雨诱发滑坡主要通过以下几种机制:①大量地表水渗入岩土体内，使其重度增加；②使岩土体软化，抗剪强度降低；③降雨期间或降雨之后岩土体内孔隙水压力的升高，使潜在滑动面上的有效应力降低；④干湿交替导致岩土体开裂，产生大量的裂隙，使更多的水进入岩土体。

基于降雨型滑坡的机制研究，前人也展开了对降雨入渗规律的试验与观测，做了一些现场渗透和人工降雨试验。詹良通等[9]在湖北枣阳一非饱和膨胀土挖方边坡进行了为期40 d的人工降雨模拟试验和原位综合监测，主要监测深度为2 m，结果表明，降雨入渗造成2 m以内土体孔隙水压力和含水率大幅度增加。李维朝等[10]对深圳某填土滑坡进行了约100 d的水文过程监测，监测深度不超过5 m，结果显示，降雨条件下斜坡表层(≤2 m)含水率递增，而深部变化不大。Tu等[11]对黄土高原一路堑边坡进行了为期13 d的人工降雨试验，通过对4 m深度以内土体体积含水率、基质吸力、孔隙水压力的监测，发现低强度降雨(≤40 mm/d)在黄土中的影响深度约为2 m，较高强度的降雨(≥120 mm/d)影响深度为3 m。刘海松等[12]对陕西关中地区一路堑边坡进行了近30 d的人工降雨试验，主要观测5 m深度内土体含水率及沉降量，得出降雨条件下湿陷性黄土的入渗影响深度小于2.7 m，饱和深度为20 cm。丁勇[13]对山西中南部一黄土高边坡进行了 30 d的人工降雨试验，通过观测1 m深度内土体含水率及基质吸力的变化，发现数小时内降雨量达44 mm(中雨)时，蒸发和入渗主要集中在地表以下 75 cm范围内，降雨影响深度为0.9 m；数天内累计降雨量达182 mm时，降雨影响深度可达4 m。其实降雨入渗深度不仅与降雨特征（包括降雨量和降雨持时）有关，还受岩土体性质（孔隙、饱和度等）以及观测深度、时间等影响。由于试验地点不同，土性不同，降雨持时和强度不同，不同研究者得到的研究结果也各不相同，但总的认识是降雨入渗深度有限，此结果很难说明降雨与地下水位有直接联系，也很难与大型滑坡有直接联系。由于观测深度和时间有限，目前对水分在深部是否有运移及运移状态如何尚不清楚。为此，笔者设计了一10 m深的观测井，利用可控的人工滴水来模拟天然降雨，测得不同深度土体的体积含水率变化情况，确定降雨在黄土中的影响深度，并推测水分在黄土更深部的运移规律。

2 现场试验

2.1 场地条件

试验场地设置在甘肃省正宁县山河乡蔡峪村宋家崖小学旧址，所在区域地处陇东黄土高原东部，子午岭西麓（见图 1）。地理坐标:东经 108°19′57″，北纬35°30′47″，高程为1420 m。据气象资料，当地年均降水量为623.5 mm，主要集中在7～9月份，蒸发量超过1300 mm，年最高温为35 ℃，一般出现在6月份，年均气温为8.3 ℃，最大冻结深度为58 cm。可见该地区属于干旱气候条件，蒸发量远大于降雨量。

试验点位于陇东黄土塬—早胜塬西北缘顶部。自塬边沟底到塬顶出露有 N3红黏土和连续的第四系黄土地层。其中沟底的N3红黏土，褐红色，硬塑，致密坚硬；其上的午城黄土Q1，棕黄色，含灰白色密集的钙板层；离石黄土Q2，为多层棕黄色黄土与褐红色古土壤互层，古土壤底部发育含钙质结核层，在沟壁上可见古土壤处植被发育；马兰黄土Q3，棕黄色，含钙质结核，孔隙发育；黑垆土Q4，灰褐色，含钙质结核，孔隙裂隙发育[14]；地表为现代黄土Q4，一般为耕作层或植被层。在沟底测得泉水出露点距塬顶试验场地高差为120 m。试验场地所在塬顶平坦开阔，周围大多为农田，植被覆盖好。

图1 试验场地地理位置图Fig.1 Location of test site

场地为直径约10 m的圆形区域，在其正中央挖一深度10 m、直径1 m的探井。地层从地表以下8.5 m范围内均为Q3马兰黄土，8.5～10.0 m为第1层古土壤。探井开挖过程中，在马兰黄土（5 m处）和古土壤中（9 m处）分别取得两组土样，测得基本物理力学指标（表1）和粒度分布（见图2）。由表1可见，黄土和古土壤在性质上有明显差异。黄土比古土壤干密度小、含水率低、黏粒含量少、压缩性高、湿陷性强、渗透性高，反映了黄土结构疏松、古土壤结构致密的特点。同时无论黄土还是古土壤，垂向渗透系数都大于水平向渗透系数。黄土和古土壤中的宏观孔隙多为植物根孔，少量为虫孔，根孔一般垂直分布，是造成渗透性各向异性的主要原因。黄土和古土壤的这些特性也影响着水分在其中的迁移。

表1 观测井中黄土和古土壤的物理力学指标Table 1 Physico-mechanical indexes of loess and paleosol acquired in the monitoring well

图2 颗粒分析曲线Fig.2 Particle-size distribution curves

2.2 观测仪器及试验方案

在井壁上埋设土壤水分计探头。考虑到水分下渗后上部土层含水率变化较下部明显，故按上密下疏的原则布置。从地表以下0.2 m开始，1 m内探头间距为0.1 m，1～2 m探头间距为0.2 m，以下每隔1.0 m埋设一个探头，共计21个水分计探头（见图3）。之后用麦草加筋的泥浆抹壁，泥浆外再用水泥砂浆抹壁，表面再刷上防水涂料，避免水分向井内扩散。土壤水分计采用湖南湘银河传感科技有限公司生产的YH4800系列，其工作原理是通过测量土壤的介电常数得到土壤体积含水率。量程为0～100%，分辨率为0.01%。在场地附近还安装了一个雨量计。

图3 水分计探头布置Fig.3 Arrangement of moister probes

试验拟模拟天然降水，采用医用输液管向土壤匀速滴水，水流速度控制在介于滴与流之间的状态。首先将场地均匀划分成若干40 cm×40 cm的正方形单元，在每个单元格中间位置插一根30 cm长的粗铁丝，将输液管固定在铁丝上，这样做一方面是控制水流方向，使滴水均匀，另一方面是避免输液管插进土壤造成堵塞。所有输液管通过固定在场地上方的透明塑料软管供水。输液管上端插进上方的塑料软管，并用玻璃胶密封，以防插口处漏水。在场地上方塑料软管平铺在编织的铁丝网上，另一端与具有一定水头高度的贮水桶相连，贮水桶上安装有水表，可以测得总滴水量，图4为试验场地的布置情况。试验之前关闭所有输液管，向贮水桶内加满水，打开水阀开始放水，等到塑料软管内的空气排净，水流充满整个软管后，迅速打开所有输液管，并调至预定的速度。试验过程中要随时观察输液管和贮水桶，保证流速均匀以及贮水桶内一直有水。

图4 通过输液管向土壤滴水Fig.4 Dribbling water to soil by perfusion tube

试验于2011年4月27日开始至6月8日结束，历时50 d，期间共滴水3次。依据中国气象局资料:日降雨量在10.0 mm以下称为小雨，10.0～24.9 mm为中雨，25.0～49.9 mm为大雨。本次试验分别模拟小雨、中雨和大雨的情况。4月27日第1次滴水，滴水量为0.3 m3，历时6 h，换算成日降雨量是3.82 mm，相当于小雨。停止滴水后，观察土层含水率变化情况，每天分别于8:00、12:00、16:00、20:00读取数据，直到各深度土层含水率达到稳定或开始下降，再进行下一次滴水。5月2日第2次滴水，总滴水量为0.81 m3，历时12 h，换算成日降雨量为10.31 mm，相当于中雨。停止滴水后同第1次读数观测。5月21日第 3次滴水，总滴水量为1.98 m3，历时24 h，换算成日降雨量为25.21 mm，相当于大雨。

3 试验结果分析

3.1 初始含水率及可靠性分析

为检验土壤水分计的精确度，安装仪器之前，在计划埋设水分计探头的深度取样，用烘干法测定其含水率，随即用土壤水分计测得体积含水率，两组数据均表示在图5中。由结果可见，两种方法测定的含水率随深度变化趋势基本一致。烘干法测得的是质量含水率，水分计测得的是体积含水率，因此水分计测得的数据偏大。也可以看出，部分点处的差异较大，如1.0 m和1.2 m处水分计的值偏高，5 m处偏低。这是由于水分计通过测量土壤的介电常数间接测得含水率，介电常数不仅与含水率有关，而且与土的密度和结构有关。假如在探头的3根钢针之间恰好有一个虫孔或结核，对介电常数有很大影响。本次试验主要观测特定深度含水率的变化，探头插在井壁一直不动，在同一位置连续观测，因而可排除结构的影响。

图5 初始含水率Fig.5 Initial moisture content

忽视细节上的差异，从两条曲线总的趋势可以看出天然含水率随深度的变化特点。2.5 m以内土层含水率高，平均体积含水率为27.2%，显然，这是地表降雨的补给带，也是蒸发排泄的影响带。该部分土壤中水分波动也较大，这可能是间歇性降雨和蒸发的结果，一次降雨形成一个浸润带，浸润带下移的同时，也有一部分水分通过蒸发外排，下次降雨可能形成新的浸润带，形成水分在垂向不均匀的特点。土的结构也会影响含水率，但这部分土层位于马兰黄土中，从出露的土层看，是较为均匀的。2.5～7.5 m土层的天然含水率较上下都低，平均体积含水率为20.1%，该处仍为马兰黄土，土质均匀，受降雨和蒸发的影响小，土壤含水率相对稳定。7.5～10.0 m土层含水率较高，马兰黄土和第1层古土壤的分界在8.5 m处，10 m处还未到古土壤底部。这部分含水率较高与土层结构有关。古土壤黏粒含量高，结构相对致密，吸水性和持水性都要高于黄土。在相同环境下，其本身的含水率比黄土高，而且其相对隔水，使其上部黄土层中的含水率也升高。这一点在黄土露头上也可以看出，古土壤发育处植被较多，植被是水分聚集的反映。

3.2 入渗试验结果分析

试验前自4月1日到4月26日共有3次降雨，累计降雨量为8.9 mm。试验期间有4次降雨，5月1日降雨量为2.1 mm，5月20日降雨量为10.0 mm，由于这两次降雨之后紧接着人工滴水，因此可以作为相应滴水量的一部分。5月 8日降雨量为18.0 mm，5月9日降雨量为10.3 mm，其发生时第2次滴水引起的土体含水率变化已经达到稳定，因此，影响时间可以明确界定，对观测结果影响不大。

场地属于干旱地区，土壤中水分靠降雨补给，蒸发排泄。虽然没有逐日的蒸发量资料，但气温和蒸发量有一定的相关性，笔者在气候网上搜集到该县每日最高和最低气温。气温、降雨量数据见图6(a)，部分深度含水率变化见图 6(b)，体积含水率取每天4个数据的平均值作为当天的体积含水率。

图6 观测结果Fig.6 Observation results

3.2.1 降雨影响深度

越是浅部土层，对滴水的反应越敏感，滴水量越大，影响深度越大。第1次滴水，仅0.5 m以内土层含水率略有增高，且增幅较小。由于滴水之前，已有7 d没有降雨，地面干燥，第1次滴水换算成日降雨量仅为3.8 mm，不难理解，这些水分在50 cm以内就被土壤吸收。滴水后第4 d，含水率开始下降。0.2～0.5 m的曲线上都有一个低谷，说明土壤水分开始被蒸发。第2次滴水相当于日降雨量10.3 mm，滴水前一天降雨为2.1 mm。该次滴水影响深度达1 m，以下变化不明显。1 m内含水率变幅随深度减弱。在时间上0.2～0.4 m几乎同步，向下渐有滞后，1.0 m处滞后约6 d。第3次降雨相当于日降雨量为25.2 mm，滴水前一天降雨量为10.0 mm。该次滴水影响深度达1.6 m，以下变化微弱。0.2～0.6 m几乎有一个同步骤升，增幅也接近，向下则逐渐滞后，增幅也减小，到1.6 m处上升已很微弱。

3.2.2 降雨影响范围内土体含水率的变化

图6(b)中前两次滴水后，影响范围内土体含水率在骤升后，仍然呈缓慢上升趋势，越向深部趋势越缓。但第3次滴水，在骤升后，0.2～0.7 m含水率在减小，0.8～1.0 m含水率几乎不变，1.2～1.4 m在缓慢增长，此种变化与地表蒸发有关。滴水没有地表流失，只有通过蒸发排泄。本次试验处于春夏之交，从气温曲线来看，5月15日之前，处于气温回升阶段，此时日最高温一般低于25 ℃，最低温低于10℃，地面蒸发不是很强烈，滴水入渗得多，蒸发得少。5月15日之后，气温达到了本地最高值，日最高温30 ℃左右，最低温10 ℃左右。表明蒸发超过了入渗，蒸发影响深度达0.7 m。0.8～1.0 m保持平衡，1.2～1.4 m微弱上升与上覆土层的骤升相对应。

观测结果表明，降雨入渗深度与降雨量有关，而土壤水分的总体变化趋势却受蒸发量控制。春季蒸发量低，降雨后土壤含水率缓慢上升；夏季蒸发量高，即使降雨导致土壤含水率骤升，但随后含水率就表现出降低的趋势。由此可见，土壤中的水分循环主要发生在浅层。目前的观测结果显示，蒸发的影响深度可达 0.7 m，这初步说明，降雨入渗至0.7 m以内的水分，如果没有后续降雨补给，则向上蒸发排泄。如果降雨量足够大，或持续时间长，入渗至0.7 m以下，则不受蒸发影响，水才有可能继续向下迁移。

3.2.3 降雨影响深度以下土体含水率的变化

3、4、8 m处土壤含水率有下降的趋势，到后期越明显，而5、6、7 m处则相对稳定。从图5可知，该深度范围内含水率相对较低。由于在滴水影响范围以下，这应当是马兰黄土的固有含水率。9 m位于古土壤层内，数据波动比其他深度大，但总趋势是增大。10 m处的含水率在5月9日有一次明显上升，随后变化很小。以上结果表明，在中部 2～8 m土壤含水率变化及其微小的情况下，深部9～10 m土壤含水率也有明显增高，而且9～10 m古土壤层初始含水率比其上的黄土层高。试验场地所在区域地下水位很深，约120 m，不可能由地下水补给，场地内也没有垂直裂隙等直接通道。因此，古土壤中的水分一定是地表入渗的水分通过中部的黄土层为其补给。降雨量小时，入渗的水分滞留在蒸发影响深度以上，则可能蒸发向上迁移；降雨量大时，水分入渗至蒸发影响深度以下，则向下迁移。蒸发带以下，黄土一般处于非饱和状态，水分以非饱和渗流或水汽形式向下迁移。中部的黄土虽然初始含水率低，持水性也低，其含水率变化小，但并不能排除水汽在其中有流通，因此，这部分黄土很可能是上部的水汽向下运移的通道，当水分遇到下部持水性高的古土壤时，则在其中富集。

由此表明，当雨量达到一定程度，黄土中降雨入渗地下后，水汽有可能向深部迁移。而由于降雨直接影响深度以下至古土壤顶面黄土的含水率变化很小，短期内很难观察到，因此，以往研究认为，黄土中降雨入渗深度有限，但是古土壤中含水率的增加，则表明有来自上部水分的补给。

关于非饱和渗流能够达到多深，渗流量多大，目前还没有直接观测结果。但是灌溉和降雨导致黄土地区地下水位上升的事实说明地表水和地下水是有联系的。传统观点认为，大量地表水是通过垂直节理和落水洞等集中通道流入地下，而野外调查发现这种通道仅在黄土塬边卸荷区常见，且由于水力梯度大，水流在降雨停止的同时，也随即停止贯入，大部分从出口流失，不太可能造成潜水位的普遍上升。在无明显通道的情况下，这种非饱和渗流是否能够抵达地下水位，需要多长时间，还需要做进一步观测。

4 降雨入渗数值模拟

由于现场观测时间和深度有限，因此，通过数值模拟将试验在时间上加以延伸，预测更长时间或更多次降雨下黄土中水分迁移的情况。

4.1 基本方程

本试验场地为三维轴对称问题，因此，可按轴对称问题来分析，即过场地中心的面建立模型。非饱和渗流计算一般采用如下方程:

式中:H为总水头；y为高程；kx、ky分别为x、y方向的渗透系数；Q为边界输入流量；θ为体积含水率；uw为孔隙水压力，在此可以为负值；γw为水的重度；t为时间；mw为含水率随孔隙水压力的变化率。

4.2 确定参数

非饱和土的渗流方程和饱和土形式上完全一样，但参数性质有所不同。水头由位置水头和压力水头构成，压力水头在非饱和状态下是负值，饱和状态下是正值。压力水头也可表示为孔隙水压力，非饱和状态下的负孔隙水压力即基质吸力（通常假设孔隙气压力为0）。基质吸力和含水率的关系称为土-水特征曲线，它反映了土体的持水能力。渗透系数反映了土体导水的快慢，土的非饱和渗透系数是含水率或基质吸力的函数。非饱和渗流模拟需要确定土-水特征曲线和渗透性曲线[15]。

探井开挖过程中，分别于5、9 m深度取得Q3黄土和S1古土壤大块原状土样，通过对试样分级加水，改变含水率，用TEN型张力计量测不同含水率下的基质吸力。测试结果列于表 2，Q3黄土和S1古土壤的土-水特征曲线如图7所示。

表2 基质吸力和体积含水率的关系Table 2 Measured suction and volume moisture content

图7 土-水特征曲线Fig.7 Soil-water characteristic curves

非饱和土渗透系数()kθ的直接量测是很困难的。目前，常采用土-水特征曲线来间接测定非饱和渗透系数[16]。具体作法是将土-水特征曲线沿体积含水率轴分成m个等分，用每一段中点的基质吸力计算渗透系数:

式中:k(θi)为第i段中点的体积含水率θi对应的渗透系数；j为从i到m的计数；(ua-uw)j为j段中点的基质吸力值；ks为实测饱和渗透系数；ksc为计算的饱和渗透系数；Ad为调整常数，与表面张力、水的密度等有关。

Q3黄土实测的垂向饱和渗透系数为2.55×10-6m/s；S1古土壤为5.36×10-8m/s，根据上面得到的土-水特征曲线，取 m=10，由式（3）计算得到垂向渗透系数函数，见图8。

图8 渗透系数函数Fig.8 Permeability coefficient functions

4.3 建立数值模型

模型尺寸为30 m×30 m，网格划分长度10 m以内为0.5 m，以下为0.5～1.0 m，模型如图9所示。0～8.5 m为黄土，8.5～10 m为古土壤，由于模拟目的主要是观察水分在10 m深度内的运移情况，因此将10 m以下也概化为黄土。地表中部10 m范围内为入渗边界，其余边界均为透水边界。考虑到初始含水率对渗流有影响，根据图5按含水率分层后取平均值作为各土层的初始含水率。0.0～3.0 m平均体积含水率为27.1%，3.0～7.0 m为20.1%，7.0～8.5 m为23.5%，8.5～10.0 m古土壤层平均体积含水率29.0%，10.0～30.0 m按黄土中部的取值，为20.1%。按第3次滴水的总水量和持时，给定入渗边界条件35.2 mm/d进行模拟，在此累加了前一天10.0 mm的降雨量和人工滴的25.2 mm。由于计算模型中基本未知量为孔隙水压力，因此，将天然含水率根据土-水特征曲线换算成基质吸力，即负孔隙水压力输入各层土中。

图9 模型的建立Fig.9 Establishment of the model

图10为一次渗水后10 d内的浸润线下移情况。由图可见，停止渗水2 d后，浸润线深度达1.25 m，近地表0.25 m范围内土体饱和。4、6、10 d后浸润线深度分别达 1.42、1.53、1.65 m，这与现场观测10 d后结果1.60 m接近，并且随时间增长，入渗深度增大，而入渗速率减小，近地表饱和带的深度也有微弱减小。

图10 一次降雨后浸润线随时间下移Fig.10 Saturation line moves down with the time after one rainfall

4.4 模拟一次降雨入渗过程

图11为模型中线上各节点在渗水前体积含水率与一次渗水后分别经过1、2 a的体积含水率。与渗水前对比可见，若不考虑蒸发作用，水分逐渐迁移至古土壤层。1、2 a后体积含水率曲线均显示出5 m以上土体含水率大幅降低，且各深度趋于相同；6.0～8.5 m范围内土体含水率随深度逐渐增大，到8.5 m处达到最大，接近饱和；向下又逐渐减小，到9 m处时仍略大于渗水前的含水率，10 m处则降至渗水前含水率以下。这说明水分在黄土中向下迁移，当遇到透水性差的古土壤层，迁移速率下降，在古土壤层面附近累积，造成古土壤层面附近土体含水率升高。黄土的透水性好，持水性低，若没有后续渗水补给，黄土中的自由水成分向下迁移，土体含水率降至一稳定值，这时黄土中可能仅存结合水成分。

图11 1次降雨后土体含水率随深度变化曲线Fig.11 Changes of soil moisture content with depth after one rainfall

4.5 模拟间歇性降雨入渗过程

如图5所示，自然情况下，地表总有一个高含水率的湿润带，这是长年间歇性降雨补给的结果。为模拟间歇性降雨入渗的情况，每隔10 d给1次渗水，渗水量为35.21 mm，持时24 h，如此持续2 a。图 12为模型中线上各节点渗水前体积含水率与间歇性渗水1 a和2 a后体积含水率。与渗水前比较可见，1 a和2 a后含水率随深度的变化趋势与天然含水率一致，都是浅层和古土壤附近高，中间黄土低。1 a和2 a后含水率曲线均显示出2.0 m以上土体含水率较渗水前增大，这是间歇性渗水补给的结果；2.0～6.5 m范围内土体含水率与渗水前相差较小，而7～9 m范围内土体含水率总体较渗水前增大，10 m处又降至渗水前含水率以下，因为10 m以下是透水性相对较好的黄土，有利于古土壤底部的水分扩散。以上结果表明，类似于自然降雨的间歇性渗水，即使总渗水量比天然降雨量大，也只有浅层2 m以内含水率增高，浸润线维持在2 m左右，并未下移；2 m以下含水率增幅小，相对稳定，遇到古土壤层，含水率又增高，说明在2.0～6.5 m范围内含水率几乎不变的情况下，也有水分流通，解释了古土壤中含水率增大的现象。

试验和模拟结果可以改变这样一个传统认识，即以往试验发现到一定深度土体含水率变化很小，就认为黄土中降雨入渗深度有限，实际上这是一个假象。水分的迁移和累积随着时间的延续是很可观的。这在一定程度上也揭示了水分迁移诱发黄土-古土壤接触面滑坡机制。

图12 间歇性降雨渗水下土体含水率随深度变化曲线Fig.12 Changes of soil moisture content with depth in intermittent rainfall condition

5 结 论

（1）研究区土壤水分靠降雨补给，蒸发排泄，越是浅部土层，对降雨的反应越敏感，降雨量越大，影响深度越大。降雨量为3.82 mm/d（小雨）时，0.5 m内土体含水率变化明显，以下几乎没有变化；降雨量为10.31 mm/d（中雨）时，1 m内土体含水率有所增加；降雨量达25.21 mm/d（大雨）时，1 m内土体含水率增长明显，1.0～1.6 m范围内有微弱增长；随着深度增加，土体含水率变化幅度递减，时间上也渐有滞后。

（2）土壤中的水分循环主要发生在浅层蒸发带，其总体变化趋势主要受蒸发控制。通过本次人工滴水试验，确定陇东黄土高原蒸发影响深度约为0.7 m；降雨入渗到蒸发带以内，若没有后续降雨补给，则向上蒸发排泄，若入渗至蒸发带以下，则不受蒸发影响，继续向深部迁移。

（3）非饱和黄土中，水分以非饱和渗流或水汽形式迁移，当通过持水性低的黄土层时，引起土体含水率的变化小，遇到透水性差的古土壤层时，则会在其中富集，使得层面附近土体含水率升高。

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