長武塬區降雨入滲特征

趙嬌娜，徐學選，李星，張良德，宇苗子

(1.中國科學院水利部水土保持研究所，712100，陜西楊凌;2.中國科學院研究生院，100049，北京;3.西北農林科技大學水土保持研究所，712100，陜西楊凌;4.甘肅省水利水電勘測設計研究院，730000，蘭州)

長武塬區降雨入滲特征

趙嬌娜1，2，徐學選1，3?，李星1，3，張良德4，宇苗子1，3

(1.中國科學院水利部水土保持研究所，712100，陜西楊凌;2.中國科學院研究生院，100049，北京;3.西北農林科技大學水土保持研究所，712100，陜西楊凌;4.甘肅省水利水電勘測設計研究院，730000，蘭州)

為了深入理解深厚黃土層的降雨入滲機制，在黃土高原塬區的長武試驗站，應用TDR監測天然降雨下大型土柱土壤含水率的動態變化，并結合土柱底部出流量測定數據，分析天然降雨的入滲特征。結果表明:降雨對土壤含水率的影響主要集中在160 cm深度以上，且隨深度增加而遞減，至240 cm土層降雨峰值信息幾近消失;濕潤鋒運移速率與降雨強度呈正相關關系，與土壤初始含水率成負相關關系，濕潤鋒運移深度同降雨量和降雨強度正相關;降雨對300 cm土壤水的補給行為普遍存在，入滲補給以活塞流方式為主;降雨入滲補給土壤水的滯后作用表現出對100～200 cm土壤水的補給滯后時間為15～18 d，對300 cm深度土壤水的補給滯后時間為30～45 d。研究結果對明確黃土塬區水循環機制具有一定參考意義。

降雨入滲;土壤含水率;運移速率;出流量;出流速率;長武塬區

降雨入滲是雨水進入土壤形成土壤水的過程，它是降水、地表水、土壤水和地下水相互轉化的一個重要環節［1］。它決定著地表徑流量［2］和雨水進入土壤的數量，影響到植物水分的收支［3］，以及地下水資源量的動態變化［4－5］。研究降雨入滲規律對于減少地表徑流、增加土壤入滲等方面具有重要的理論和現實意義［6］。尤其是在水土流失嚴重、生態環境惡化的黃土高原地區［7－8］，對降雨入滲特征的研究不僅有助于明確黃土的入滲性能，減少徑流損失，還可以明晰黃土區的水分循環特征，為合理利用水資源和搞好生態環境建設提供參考依據。

目前已有大量關于降雨入滲特征的研究［9－14］。原鵬飛等［15］通過室內和野外模擬降雨入滲試驗，揭示了降雨量對入滲深度和入滲速率的影響;劉賢趙等［16］應用坡地水量轉化數學模型分析了降雨入滲過程中滯后作用對土壤含水率、入滲速率等的影響;朱元駿等［17］在室內模擬降雨試驗基礎上對含礫石土壤降雨入滲過程進行了數值模擬。現有研究多是基于室內土柱的人工降雨模擬和數值模擬研究，而關于天然降雨在大型土柱的入滲研究相對較少［18］。筆者選取深度為100～300 cm的大型土柱為對象，對天然降雨下土柱底部入滲量和不同深度土壤含水率進行長期原位觀測，并結合降雨資料，從降雨入滲深度、濕潤鋒運移速率、降雨入滲補給的滯后時間等方面分析天然降雨的入滲特征，以期為黃土區降雨入滲機制和水文循環研究提供參考依據。

1 研究區概況

試驗布設在黃土高原溝壑區的長武國家黃土高原農業生態試驗站內，位于黃土高原中南部E 107°40＇，N 35°12＇，海拔 1 200 m。土壤以黑壚土為主，母質為中壤質馬蘭黃土，全剖面土質均勻疏松，穩定入滲率為1.35 mm/min，田間持水量和萎蔫濕度分別為22.4%和9%［19］，土壤密度為1.30 g/cm3，其土壤顆粒組成為:粒徑＞0.05 mm占6.0%，0.05～0.01 mm占52.8%，0.01～0.001 mm占22.7%，＜0.001 mm占18.5%。年均降水584 mm，平均溫度9.1℃，無霜期171 d，地下水位50～80 m，無灌溉條件，屬典型的旱作雨養農業區。降雨年際間變異大，多年平均降雨量為584.1 mm，最大年降雨量為813.2 mm，最少年降雨量為369.5 mm，降雨主要集中在7—9月，約占全年降雨量的55%以上。

2 材料與方法

試驗采用組裝于地下室的大型模擬土柱進行。土柱由3組內徑為50 cm，高分別為50、100、150、200和300 cm的15個圓形土柱和截面為50 cm×30 cm、高300 cm的5個方形土柱組成，共計20個。柱子采用鋼筋混凝土制作而成。沿柱身“S”型分布2列垂直間距為10 cm的取樣孔，可進行土壤水分取樣和TDR含水率測定。柱底加一反濾體，其底部設有排水通道，采用500 mL塑料瓶收集滲漏液。地下室場地根據大型模擬土柱特征設計而成，分東西2排排列，保證柱頂與地面持平。土柱于2000年制作而成，柱體由相同規格的深度為20、50和100 cm的土柱組裝而成，柱體上下邊緣向外延伸約3 cm，上有圓孔用來以螺絲固定，20 cm的土柱作為柱底反濾體，制作時分層回填;供試土壤取自長武王東溝小流域塬面農田0～300 cm土層，去除植物根系等雜質后風干過10 mm篩，混勻后按照0～300 cm田間土壤平均密度1.30 g/cm3自下而上分層回填。其方法如下(以深度為300 cm的土柱為例):于地下室先將20 cm土柱固定好，土柱內放入混勻的碎石、粗砂混合物作為反濾體，柱頂鋪平;將100 cm土柱放于其上并用螺絲加以固定，使2柱體緊密結合;之后在柱體內分層填裝土壤，每20 cm為一層填裝、壓實，填裝上層土之前，用刷子刷毛下層土壤表面，以防止土層之間出現分層現象;以此方法在柱體上方再加2個100 cm的土柱固定好并分層填裝，即制作完成了300 cm的土柱;其他土柱制作方法相同。2000—2008年間多數年份種植小麥(Triticum aestivumLinn.)，2008—2011年一直為裸地。土壤總孔隙度基本趨于原狀土。

試驗于 2011－06－13—09－17期間，對 300 cm 高的5號土柱不同深度土壤含水率動態進行TDR探針觀測。由于土柱頂端0～50 cm處有鋼筋混凝土外環圍護，各土柱土壤含水率的測定均在50 cm之下。TDR測定水分時間間隔為30 min，試驗前用烘干法對TDR探針進行了含水率標定。同時于09－07—10－10進行土柱底部降雨出流量的密集測定，測定期間用遮雨棚對所有土柱進行頂部遮蓋，避免降雨進入土柱，但表面蒸發仍可進行。測定期間每日2～4次稱量土柱底部塑料瓶中滲漏水質量，用來計算土柱底部的出流速率。降雨數據為長武站氣象觀測場氣象觀測數據。

3 結果與分析

3.1 天然降雨下土壤含水量的變化

圖1所示是深度為300 cm的5號土柱不同深度土壤含水率的動態變化曲線和降雨量與累積降雨量的動態變化曲線。從圖1(a)、(b)和(c)中可以看出，各深度土壤含水率曲線均大致呈現隨時間升高的趨勢。7月13日之后60、80、120和160 cm這4條含水率變化曲線均出現了4次較為明顯的波動，且其波動緊隨累積降雨量的增長而出現，表明降雨對60～160 cm深度土壤含水率的影響顯著;從這4條曲線波動幅度大小大致可以看出降雨對60～160 cm土壤含水率的影響隨深度的增加而遞減;240～280 cm深度土壤含水率沒有明顯的波動，這是由于隨著入滲路徑的增大，降雨的峰值信息被不斷削弱的緣故;深層土壤含水率在上部土壤水的下行補充下不斷升高，這種趨勢說明連續降雨有利于土壤水分向深層運移，對減緩深層土壤的干燥化進程有一定意義［20］。

依據圖1(d)所示累計降雨量的變化趨勢可以將測定期間的降雨分為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ5個時期，具體時間劃分如表1所示。從圖1(a)、(b)和(c)中可以看出:Ⅰ期內各深度土壤含水率變化并不明顯，Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ期60 cm以下含水率出現了比較明顯的增長峰，為了與劃定的降雨時期相對應，在此分別用峰Ⅱ、峰Ⅲ、峰Ⅳ、峰Ⅴ來表示4個增長峰，見表2。綜合比較表1和表2中5個時期總降雨量、時期內日最大降雨量和最大降雨強度可以發現，高降雨強度容易引起土壤含水率的突增，例如峰Ⅱ和峰Ⅲ，對應降雨時期降雨強度分別高達12.2和11.4 mm/h;降雨強度小但持續時間長、降雨量大的降雨，也會使土壤含水率快速增加，例如峰Ⅳ和峰Ⅴ，其對應降雨時期內日降雨量均高于30 mm;由于6月份氣候干燥、降雨量少、表層土壤干燥，Ⅰ期內緩慢的降雨基本上用于補充表層土壤水，加之蒸發作用的影響，阻礙了雨水向下入滲，所以60 cm深度以下土壤含水率并未出現明顯增長。

圖1 不同深度土壤含水率隨降雨量的動態變化Fig．1 Dynamics of soil water content at different soil layers under natural rainfall condition

表1 研究區不同時期降雨特征Tab．1 Characteristic of rainfall at different phase in study area

表2 不同時期降雨入滲濕潤鋒運移特征Tab．2 Velocity of wetting front in soil column at dif ferent rainfall phase

總體來看，土壤含水率會隨降雨量大小的變化而波動，越接近地表其波動性越明顯，隨著土層深度的增加其波動性逐漸減小，特別是接近240 cm深度時，已很難看出土壤含水率隨一次大的降雨過程的明顯變化界限;土壤含水率與降雨量和降雨強度關系密切，當日降雨量和降雨強度均較大時，降雨才會對60 cm深度以下土壤水進行明顯補給。

3.2 降雨補給下濕潤鋒的運移特征

濕潤鋒是指水分下滲過程中，土壤被濕潤的先頭部位與相對較干的土層形成的明顯交界面［21］。當濕潤鋒運移到達某一深度時，該深度土壤含水率會發生變化，隨深度增大含水率變化時間逐漸推后。對不同深度初始含水率變化時刻進行比較分析，可以大致計算出降雨入滲過程中濕潤鋒的運移速率［22］。本研究針對含水率曲線出現的4次增長峰數據，分析得出60 cm深度以下濕潤鋒的運移速率，如表2所示。結合表1和表2，可以看出降雨強度高達12.2 mm/h的峰Ⅱ，其60～160 cm土壤含水率幾乎同時發生了變化，但由于儀器數據采集時間間隔為30 min，即存在約30 min的時間誤差，由此推測在30 min內水流途徑60 cm下滲至160 cm，由此得出濕潤鋒在60～160 cm的運移速率≥33.33 mm/min，其他計算方法相同。

表2所示4個降雨入滲含水率增長峰補給階段濕潤鋒均達到了160 cm，因而分別計算了4個峰60～160 cm濕潤鋒的平均運移速率。依據運移速率的大小可以將濕潤鋒運移過程分為快速運移和緩慢運移2種類型。快速運移型其運移速率≥16.67 mm/min，峰Ⅱ和峰Ⅲ屬于這種類型;緩慢運移型其運移速率＜1.0 mm/min，峰Ⅳ和峰Ⅴ屬于此類型。比較日降雨量和最大降雨強度可以發現，峰Ⅰ和峰Ⅱ對應的降雨強度均高于10 mm/h，是峰Ⅲ和峰Ⅳ的2～3倍，而日降雨量并沒有明顯的規律。應用SPSS16.0軟件對60～160 cm濕潤鋒運移速率(y)和對應的日降雨量(x1)、最大降雨強度(x2)進行了相關分析(峰Ⅲ的濕潤鋒運移速率取中間值25.0 mm/min)，發現濕潤鋒運移速率與日降雨量之間沒有顯著相關關系，與降雨強度之間的線性關系為:y=4.40x1－23.02，R2=0.959(P=0.021 ＜0.05，顯著相關)，說明降雨強度與濕潤鋒運移速率顯著正相關;這是因為土壤的入滲能力有限，當降雨強度較大時，降雨來不及入滲會在表層形成積水，在積水壓力下，表層土壤的一些孔隙通道被打開，使得降水可以更快地入滲補給下層土壤水，加快了濕潤鋒的運移速率，因而降雨強度越大濕潤鋒運移速率越快。

試驗中影響濕潤鋒運移速率的另一個因素是土壤初始含水率。從表2中可以看出，4次峰對應的60 cm深度土壤初始含水率依次升高，使得其與上部土層之間的土水勢能梯度逐漸減小，入滲能力降低，影響了水分的繼續下滲［22］，導致60 cm深度以下土壤水分補給量減少，一定程度上削弱了濕潤鋒的運移速率;濕潤鋒運移速率(y)與60 cm土壤初始含水率(x3)的 SPSS線性回歸分析結果為:y=155.69－9.70x3，R2=0.989(P=0.006＜0.01，極顯著相關)，說明60 cm土壤初始含水率與濕潤鋒運移速率呈極顯著負相關關系，與陳洪松等［21］和吳忠東等［23］的研究結果基本一致。

一般情況下濕潤鋒的下行深度與降雨強度呈正相關［24］，且同等降雨強度條件下，濕潤鋒運移深度隨降雨量的增加而增大［15］。從表2中可以看出，4個含水率增長峰對應的濕潤鋒運移深度不同，其中峰Ⅱ和峰Ⅳ濕潤鋒運移深度為160 cm，峰Ⅲ和峰Ⅴ濕潤鋒運移深度為240 cm，綜合比較降雨強度、降雨量特征發現，峰Ⅲ和峰Ⅴ對應的日降雨量均≥32.8 mm，且降雨強度≥6.2 mm，說明本試驗中濕潤鋒運移深度受降雨量和降雨強度的共同影響，降雨量和降雨強度都較大的情況下，濕潤鋒運移深度愈深。

綜合以上分析得知:濕潤鋒的運移速率與降雨強度呈顯著正相關關系，與60 cm深度初始含水率呈極顯著負相關關系;濕潤鋒的運移深度受降雨量和降雨強度的共同影響，降雨量和降雨強度越大，越有利于濕潤鋒向下運移。

3.3 降雨補給后不同深度土柱底部出流量比較

試驗于 2011－09－07—10－10 期間對各土柱出流量進行了長達33 d的觀測，測定期內無降雨進入土柱。依據出流量和測定時間，計算得出了不同土柱底部降雨下滲的總出流量，如表3所示。

從表3可看出:供試的17個土柱中有11個土柱底部觀測到了出流量，其平均出流量以150 cm為最大，土柱深度和出流量關系并不密切，說明降水對300 cm土壤水的補給行為是普遍存在的，并不隨深度的變化有明顯的區別。從表3可以看出，對于同一深度的土柱而言，出流量大小差異很大，其值可分為0、低和高3種類型，由于降雨、蒸發等外界環境及處理條件一致，因而，出流量的這種差異主要是不同的土壤孔隙狀況造成的。對供試土柱的前期研究［18］發現，孔隙的連通狀況決定了土柱出流量的差異，與本研究結果相吻合。已有研究［25］發現:包氣帶厚度愈大，入滲路徑愈長，水分全部入滲補給地下水所需時間愈長，所以相同的次降雨條件下，相同入滲時間內隨深度增加入滲補給量減小;但對于多次降雨來說，由于黃土高原降雨入滲補給的滯后性［26－28］，相同時間不同深度出流量變化規律發生了變化(表3)。由于研究區降雨是土壤水的唯一來源，依質量守恒原理分析，降雨量減去蒸發損失的差值應為土柱含水量變化量與土柱底部出流量之和。以300 cm深度的5號土柱為例計算降雨入滲補給300 cm土壤水的最大滯后時間:9月7日至10月10日測得其累積出流量為157.5 mm，如若從9月7日向前追溯，至7月31日的降雨量總和為156.0 mm，至7月29日的降雨量為176.2 mm。假設忽略蒸發損失和含水量變化量，全部降雨完全滲出土柱，那么觀測期間測得的部分滲出水來源至少可以追溯至7月29日的降雨，即7月29日的降雨大約于9月7日才從土柱底部滲出，時間間隔為40 d，那么降雨入滲至300 cm深度滯后時間應≥40 d;而深度100、150和200 cm土柱的最大滲出量分別為113.7、121.9和87.9 mm，從9月7日向前追溯降雨量變化，追溯至8月21日、8月20日和8月19日的總降雨量分別為87.2、117.8和125.6 mm，從而由前述方法可知9月7日100、150和200 cm土柱滲出的雨水中大概包含有8月20日、8月19日和8月20日或之前的雨水成分，因而推斷出降雨入滲補給100、150和200 cm土壤水的滯后時間分別為≥18 d、≥19 d和≥18 d。可以看出:降雨入滲補給200 cm及以上土壤水的滯后時間十分接近，但是300 cm土壤水補給滯后時間較長，后者約是前者的近2倍，其原因應該與2 m內前期小麥根系對土壤孔隙的塑造有關;入滲雨水在進入200 cm以下土層時土壤孔隙阻力增大，入滲速率減慢，從而滲出時間推后。

表3 不同深度土柱底部入滲雨水出流量Tab．3 Amount of seepage water collected at the bottom of soil columns

3.4 降雨入滲補給下雨水出流速率變化特征

依據觀測時間和土柱底部出流量數據，計算得出了降雨在不同深度的出流速率，即將某一時刻觀測到的出流雨水的質量折合為水的體積，并除以土柱的橫截面積，得到單位面積上入滲雨水的出流量，以cm為單位;然后將其除以本次觀測與上次觀測的時間間隔，就可以得出這個時段內單位時間單位面積上雨水在土柱底部的出流速率，以cm/h為單位，計算結果如圖2所示。由于前面分析發現4號和7號土柱出流量極小，不足5 mm(表3)，在此對其出流速率不做分析，同時選取有代表性的5號和10號土柱對深度300 cm出流速率進行分析。

深度為100、150、200和300 cm的土柱最大出流速率分別為8.00 cm/d(圖2(a))、4.04 cm/d(圖2(b))、1.70 cm/d(圖 2(c))和 1.36 cm/d(圖 2(d))，隨著土柱深度的增加，出流速率逐漸減小，這是因為滲流路徑越大，下滲水流向下運移打通孔隙通道的阻力越大，從而使得出流速率變小，同張光輝等［25］研究結果一致。

圖2 土柱底部雨水出流速率隨時間的變化曲線Fig．2 Dynamics of outflow velocity observed at the bottom of soil columns

由前面分析可知，不同深度土壤水接受降雨入滲補給均存在一定的滯后性。研究［29］表明:當相鄰降雨時間間隔較短、地下水水位埋深較大時，入滲過程的延遲滯后時間變長，此時多次降雨產生的入滲補給過程相互疊加，從而使得幾次降雨后在入滲補給過程中只出現1個補給高峰。從圖2(a)、(b)和(c)中可以看出，深度為100、150和200 cm的5個土柱均出現1個明顯的出流高峰，出流速率峰值分別出現在9月18日、9月18日和9月19日。結合圖1(b)降雨動態可以發現9月3日到9月6日，即Ⅴ期有幾次相鄰降雨。如果9月18和19日的出流高峰源于這幾次降雨過程，則可推出100、150和200 cm深度降雨補給的滯后時間分別約為15 d、15 d和16 d，這與前面分析得出的18 d滯后時間較為吻合。圖2(d)中5號和10號土柱均出現2個出流高峰，第1個峰值同在9月12日，第2個峰值分別在9月20日和9月22日;由于前面分析得出降雨補給300 cm土壤水的滯后時間遠大于200 cm及以上深度，因而在此推測300 cm土柱的第2個峰值對應Ⅳ期即8月15日至8月21日的幾次相鄰降雨，第1個峰值對應的為Ⅲ期7月26日至7月31日的幾次降雨過程。依據峰值出現時間和對應的降雨日期，可以推出7月26日至7月31日降雨入滲滯后時間為43～48 d、8月15日至8月21日降雨入滲滯后時間為30～38 d。

從圖2(a)和(b)中可以看出，2號和13號土柱底部出流速率開始時較小，后于9月19日左右出流速率出現迅速增大后又減小的變化過程，表明降雨主要以活塞式入滲方式［29］對土壤水進行補給。這是因為降雨進入土壤后，在土水勢梯度的作用下一小部分雨水向下入滲，但受入滲能力的限制，絕大部分雨水會在土層中匯集形成一定的含水層，在重力作用下以均勻層狀流的方式向下推移，未到達土柱底部時出流速率較小，當含水層到達土柱底部時出流速率較快增加，含水層水分逐漸從土柱底部出流后，出流速率又開始逐漸減小，從而形成了類似于活塞推動下水分出流的峰值過程。同時可以看出12號(圖2(a))、3號(圖2(b))和14號(圖2(c))土柱出流速率均出現了類似的峰值變化過程;由于降雨對300 cm土壤水補給滯后時間較長，所以5號土柱和10號土柱中包含2次相鄰的降雨入滲過程形成的含水層，出現了2次出流速率峰值變化過程。100～300 cm土柱的這種相似的出流速率特征，說明黃土中降雨主要以活塞流形式入滲補給土壤水。

4 結論

降雨對土壤含水率的明顯影響主要集中在160 cm深度以上，隨著入滲路徑的增大，降雨的峰值信息被不斷削弱，至240 cm時已無明顯峰值信息;降雨量和降雨強度越大，60 cm深度以下土壤含水率對降雨的響應越顯著，推動著水分向深層運移。

在降雨強度和土壤初始含水率的影響下，60～160 cm土層中濕潤鋒運移速率差異明顯，運移速率隨著降雨強度的增大呈上升趨勢，隨著60 cm深度初始含水率的升高呈下降趨勢;濕潤鋒運移深度同降雨量和降雨強度呈正相關關系，降雨量和降雨強度越大，越有利于濕潤鋒向下運移。

降雨對300 cm深度土壤水的補給行為是普遍存在的，土層厚度愈大，降雨的入滲路徑愈長，降雨入滲補給滯后時間越長。降雨入滲對100～200 cm土壤水的補給滯后時間為15～18 d，對300 cm深度土壤水的補給滯后時間為30～45 d。深層黃土入滲速率小于0～200 cm土層。

黃土中降雨入滲補給地下水的方式以活塞流入滲補給方式為主，主要體現在出流速率有明顯的峰值存在且峰值過程有一定的持續時間。同時不同土柱間出滲量存在的顯著差異表明孔隙結構對降雨入滲補給影響巨大，其差異產生的機制仍有待深入研究。

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Characteristic of rainfall infiltration on Changwu Tableland

Zhao Jiaona1，2，Xu Xuexuan1，3，Li Xing1，3，Zhang Liangde4，Yu Miaozi1，3

(1.Institute of Soil and Water Conservation，Chinese Academy of Sciences and Ministry of Water Resources，712100，Yangling，Shaanxi;2.Graduate University of Chinese Academy of Sciences，100049，Beijing;3.Institute of Soil and Water Conservation，Northwest A＆F University，712100，Yangling，Shaanxi;4.Gansu Provincial Institute of Hydraulic and Hydroelectric Resesrch，730000，Lanzhou:China)

In order to deeply understand the mechanism of rainfall infiltration in thick soil layer on Loess Plateau，at Changwu experiment station，dynamic of soil water content in a large－scale loess columns was monitored by using TDR(time domain reflectometry)，the amounts of seepage water collected at the bottom of the loess columns was also measured.The results showed that the impact of rainfall on soil water content was mainly concentrated in the depth less than 160 cm，and the impact decreased with depth.In the depth more than 240 cm，the information of rainfall peak almost disappeared.The velocity of wetting front was positively correlated with rain intensity，and negatively correlated with initial soil water content.The depth of wetting front movement was positively correlated with the rainfall and rainfall intensity.Soil water at the depth of 300 cm could be supplied by rainfall，piston flow was the main mechanism of soil water recharge in loess.The time lag of rainfall infiltration recharge to the soil water in 100－200 cm soil layer was about 15－18 d，and the time lag for 300 cm soil layer was about 30－45 d.The results could provide some useful references for understanding the mechanism of water cycle in Loess Tableland.

rainfall infiltration;soil water content;velocity of wetting front;seepage water amount;outflow velocity;Changwu Tableland

2012－03－09

2012－06－06

國家自然科學基金項目“黃土丘陵區小流域大氣降水－土壤水－地下水轉化行為機理研究”(41171421)

趙嬌娜(1986—)，女，碩士研究生。主要研究方向:黃土區生態水文。E－mail:zjnsjlm@163.com

?責任作者簡介:徐學選(1966—)，男，研究員，博士。主要研究方向:土壤水分生態、生態水文。E－mail:xuxuexuan@nwsuaf.edu.cn

(責任編輯:程 云)