張敬曉, 呂 望, 汪 星, 路 梅, 韓 超, 景 明

(1.河北水利電力學(xué)院, 河北 滄州 061000; 2.黃河水利科學(xué)研究院, 鄭州 450003; 3.寧夏大學(xué) 農(nóng)學(xué)院, 銀川 750021)

黃土丘陵半干旱區(qū)位于我國西北地區(qū)，因土層深厚、降雨較少，土壤水分成為限制當(dāng)?shù)刂脖簧L和生態(tài)發(fā)育的主要因子。長期以來黃土高原一直面臨著水資源嚴重不足的問題[1]，大面積、高密度的人工林建設(shè)造成了嚴重的土壤水分虧缺損耗，形成了土壤干層[2-4]。王志強等[5]指出，土壤干層一旦形成，其土壤水分就會處于穩(wěn)定的低水平，且具有持久性，林后放牧荒坡土壤水分要恢復(fù)到持續(xù)放牧荒坡至少需要150年[2]。因此，干化土壤如果不能得到有效的水分補給與修復(fù)，將對當(dāng)?shù)刂脖簧L發(fā)育和生態(tài)環(huán)境可持續(xù)發(fā)展產(chǎn)生巨大的破壞作用。

黃土丘陵區(qū)地下水埋藏較深，達60多米。地下水難以在毛管力的作用下通過深厚的黃土層對上部土壤形成有效補給。受地形條件限制，該地區(qū)無法形成有效灌溉，因此天然降雨成為當(dāng)?shù)赝寥浪值奈ㄒ谎a給來源。如何充分、高效利用自然降雨，成為緩解甚至修復(fù)林地土壤干化問題的重中之重。趙嬌娜等[6]通過對黃土區(qū)室內(nèi)土柱的模擬試驗研究指出，降雨對土壤含水率的影響深度主要集中在160 cm深度以上，至240 cm土層降雨峰值信息幾近消失。陳洪松等[7]利用室內(nèi)人工模擬降雨，研究了初始土壤含水率對干化的黃土坡面降雨入滲機制的影響。杜光波等[8]通過對黃土斜坡的降雨監(jiān)測指出，強度大于19 mm /d的降雨才會引起土壤含水率的驟增，且土壤含水率變化比降雨延遲48 h左右。蘇敬媛[9]通過對黃土高原典型區(qū)域干化土壤水分特性研究指出，豐水年內(nèi)不同植被覆蓋下的土壤水分在0—200 cm變化活躍，即降雨入滲深度主要集中在2 m范圍內(nèi)，隨著土層深度的加深，變化逐漸減弱。肖婧等[10]通過研究黃土丘陵區(qū)撂荒草地入滲特征，結(jié)果表明坡度、降雨特征等因素都能顯著影響土壤入滲，且土壤入滲特征參數(shù)可表示為降雨過程參數(shù)和坡度的綜合冪函數(shù)方程。圍繞黃土入滲機制與特征，眾多學(xué)者進行了大量研究[11-12]，成果豐碩。但這些研究一方面大多是基于室內(nèi)人工模擬降雨進行的，相比于天然降雨具有一定的局限性；另一方面研究對象大多是采取普通黃土，而針對干化黃土的降雨入滲研究相對較少；另外，以往試驗土柱布設(shè)深度基本在3 m以內(nèi)，鮮有10 m深的大型土柱。

本文基于典型黃土丘陵區(qū)布設(shè)了野外10 m大型干化土壤土柱，從入滲深度、濕潤鋒運移、入滲量等方面對自然降雨的入滲特征進行分析研究，以期明晰黃土丘陵區(qū)林地干化土壤的降雨入滲機制，明確干化黃土的入滲性能，為充分利用雨水資源、改善生態(tài)環(huán)境以及預(yù)測、評估干化黃土的修復(fù)深度與修復(fù)時限提供理論依據(jù)。

1 試驗區(qū)概況

試驗區(qū)位于陜西省米脂縣銀州鎮(zhèn)(109.47E，37.18N)遠志山紅棗栽培試驗基地，屬于典型的黃土丘陵溝壑區(qū)。該區(qū)域降雨量小，蒸發(fā)量大，且降水年內(nèi)分配不均，年平均降雨量451.6 mm，最大年降雨量704.8 mm，最小年降雨量186.1 mm，屬于中溫帶半干旱性氣候。試驗區(qū)土壤為黃綿土，剖面發(fā)育不明顯，土質(zhì)均一，滲透性能良好，土壤容重為1.2～1.35 g/cm3，0—60 cm土壤計劃濕潤層的田間持水量約為20%，土地較為貧瘠。

2 材料與方法

2.1 試驗設(shè)計

試驗采用野外大型土柱，在完全自然條件下進行。為了使柱體土壤與周圍土壤隔絕，在試驗區(qū)一水平階地上首先開挖一個直徑80 cm、深10 m的測井，開挖過程中注意按照原狀土情況分別堆放，以便于后期分層回填。測井開挖完成后，在井壁周圍鋪設(shè)一層厚約1 mm的塑料薄膜，避免入滲過程中水分向周圍交流擴散。考慮到水分運移至10 m深度需要較長的時間，且無地下水影響，因此在測井底部未鋪設(shè)塑料薄膜。然后按照原狀土土壤層次分層向測井中回填，并逐層壓實，形成地下土柱?；靥钸^程中一方面控制土壤容重盡量與原狀土保持一致[約為(1.3±0.5) g/cm3]，另一方面控制土壤含水率在6%左右，以最大限度的模擬棗林地干化土壤的真實狀況。土柱地表裸露，無植被覆蓋。

依據(jù)中國氣象局關(guān)于降雨類型的劃分標(biāo)準(zhǔn)[13]，根據(jù)試驗區(qū)氣象系統(tǒng)監(jiān)測數(shù)據(jù)，本研究選取2014—2019年期間黃土丘陵區(qū)典型的大、中、小雨各兩場進行分析，降雨狀況見表1。每場降雨均為單場次獨立降雨，降雨前、后一定時期內(nèi)無降雨發(fā)生，以保證初始土壤干燥和不受其他降雨的影響。

表1 2014-2019年典型降雨狀況

2.2 觀測方法

土壤含水率：在土柱內(nèi)埋設(shè)CS650型智能土壤水分傳感器。由于降雨后上部土層比下部土層含水率變化大，故土壤水分探頭按照上密下疏的原則布置。從地面以下0.1 m開始，1 m監(jiān)測步長為0.1 m，1～3 m監(jiān)測步長為0.2 m，3～6 m監(jiān)測步長為0.5 m，6～10 m監(jiān)測步長為1 m，共計埋設(shè)30個水分探頭，見圖1。土柱外布設(shè)CR1000數(shù)據(jù)采集器，與柱體內(nèi)的30個水分探頭相連，每隔30 min自動記錄一次數(shù)據(jù)。土壤水分探頭于2014年6月布設(shè)完成，2014年8月開始正常監(jiān)測并采取數(shù)據(jù)。

圖1 土壤水分探頭布置

土壤水分探頭埋設(shè)時，在相應(yīng)的埋深位置取土樣(每個埋深位置取3個重復(fù)土樣)，并用烘干法對CS650-CR1000土壤水分監(jiān)測系統(tǒng)進行數(shù)據(jù)校正，見圖2。這在一定程度上可以確保試驗期內(nèi)土壤水分數(shù)據(jù)采集可靠、正常。

圖2 SC650-CR1000自動監(jiān)測系統(tǒng)與烘干法土壤水分比較

氣象因素：在試驗區(qū)土柱東側(cè)50 m處架設(shè)BLJW—4小型綜合氣象觀測站，以觀測試驗地的環(huán)境溫度、空氣濕度、降雨量、風(fēng)速等氣象指標(biāo)，所有數(shù)據(jù)均由采集器收集，每隔30 min采集一次。

入滲量：天然降雨情況下，入滲與蒸發(fā)同時進行，交互影響，無法直接通過量測來計量滲入土柱內(nèi)的水量。但水分入滲以后不斷的轉(zhuǎn)化為土壤水，因此可以通過降雨后土柱內(nèi)土壤儲水量變化狀況來間接反映降雨入滲量。即：

(1)

式中：I(t)為入滲量；θ(z,t)為降雨開始后t時刻土壤含水率；θ(z,0)為降雨開始時土壤含水率；L為土層厚度。

2.3 數(shù)據(jù)處理

試驗所有數(shù)據(jù)均采用SPSS 18進行數(shù)據(jù)統(tǒng)計分析，利用Origin 9.0進行繪圖。

3 結(jié)果與分析

3.1 降雨入滲深度

白盛元等[13]研究指出，土壤水分的入滲深度主要取決于立地條件(如土壤質(zhì)地、土壤結(jié)構(gòu)等)、降雨強度及降雨量等。如果立地條件一定，自然降雨的入滲深度主要取決于降雨量與降雨強度。雨水在土壤中的入滲過程發(fā)生在降雨歷時內(nèi)、自降雨結(jié)束至入滲過程結(jié)束兩個時段內(nèi)，通過降雨發(fā)生后不同深度土層的水分變化狀況，可以確定此次降雨的入滲深度。圖3依次體現(xiàn)了6次典型降雨在兩個時段內(nèi)的入滲深度變化。由于所選降雨均為單次降雨，幾次雨水的入滲深度均不超過2 m，故圖3僅對2 m以內(nèi)土壤水分變化情況進行分析。

圖3 典型降雨下土柱土壤含水率變化

由圖3可以看出，土層越淺，土壤含水率波動越大，對降雨的反應(yīng)越敏感。由于黃土丘陵區(qū)夏、秋季節(jié)溫度較高，蒸發(fā)作用強烈。在強烈的蒸發(fā)作用影響下，表層土壤極其干燥，降雨發(fā)生后，表層土壤快速得到水分補給，土壤含水率急劇增大，且與下層干燥土壤形成較大的水勢梯度，進而驅(qū)動水分向下層土壤運移。至降雨結(jié)束時，水分來源中斷，但是水分在重力與毛管力作用下仍將繼續(xù)向下運移，直至入滲結(jié)束，水分運移深度達到最大。如圖3A所示，2014年9月16日降雨量達33.6 mm，降雨歷時9 h，在降雨歷時內(nèi)，上層土壤由于持續(xù)得到水分補給，表層40 cm范圍內(nèi)平均土壤含水率由17.76%增加至19.24%，40 cm以下土壤水分無變化，即降雨歷時內(nèi)入滲深度為40 cm。降雨結(jié)束后，表層土壤由于缺少水分來源，在蒸發(fā)作用下土壤水分再次被消耗，含水率較降雨結(jié)束時有所降低，而下層土壤則由于水分在重力和毛管力作用下的垂向運移，含水率有一定范圍增加。至入滲結(jié)束時，土壤水分運移深度達到最大，約為140 cm。其他降雨入滲過程與此類似，見圖3B—F。圖3顯示，降雨1—4(33.6，35.6，19.0，16.8 mm)在降雨歷時內(nèi)的入滲深度依次為30，40，20，20 cm，降雨5，6(9.6，8.8 mm)由于雨量太小，在降雨歷時內(nèi)的入滲深度小于土壤水分探針布設(shè)的最小步長，該時段內(nèi)未能作出有效觀測。自降雨結(jié)束至入滲結(jié)束，6次降雨(33.6，35.6，19.0，16.8，9.6，8.8 mm)的水分運移深度大約分別為110，60，70，40，30，20 cm，即6次典型降雨的最大入滲深度分別為140，100，90，60，30，20 cm。

由于試驗布置精度有限，1 m內(nèi)水分探頭間隔為10 cm，無法對每場降雨進行更精細的入滲深度監(jiān)測。總體上最大入滲深度與降雨量表現(xiàn)出一致性，即降雨量越大，該降雨的最大入滲深度越大，反之亦反。但降雨1，2卻表現(xiàn)相反，降雨1降雨量(33.6 mm)小于降雨2(35.6 mm)，而最大入滲深度卻表現(xiàn)為降雨1(140 cm)大于降雨2(100 cm)。分析認為，產(chǎn)生這種現(xiàn)象的原因除了降雨量能夠在較大程度上決定單次降雨最大入滲深度以外，降雨歷時(即降雨強度)還將造成一定影響。即在雨量基本一致的情況下，降雨強度越大，水分入滲的最大深度也越大。

3.2 濕潤鋒運移特征

濕潤鋒是指水分在下滲過程中，土壤濕潤部分的前緣[14]。濕潤鋒運移狀況可以直觀反映出土壤水分的運動規(guī)律[7]。當(dāng)濕潤鋒運移到達某一深度時，該深度土層的土壤含水率開始增加，隨深度增加，濕潤鋒變化的時間逐漸滯后，其原因一方面是濕潤鋒運移至該深度需要一定的時間，另一方面本試驗每間隔30 min測定一次土壤水分對于濕潤鋒的判斷也有一定的滯后性。由于選取2018年、2019年中的降雨5，6小雨的入滲深度較小，試驗布設(shè)精度有限，在濕潤鋒運移過程的監(jiān)測中數(shù)據(jù)較少，不具有代表性，因此圖4只給出了2014—2017年幾場典型大、中雨發(fā)生后水分入滲過程中濕潤鋒運移隨時間的推進過程。進一步分析發(fā)現(xiàn)，降雨入滲過程中的濕潤鋒深度(Zi)與時間(T)的關(guān)系均可用冪函數(shù)表示：Zi=aTb，可以看出決定系數(shù)R2均大于0.9，具有很強的相關(guān)性。

圖4 大、中雨入滲濕潤鋒隨時間變化

從圖4可以看出，不同雨型下的水分在入滲過程中濕潤鋒深度均表現(xiàn)出先快速增加，一段時間之后曲線增速減緩，最終趨于水平，即濕潤鋒運移速率隨入滲時間均表現(xiàn)為由快變慢，最終趨向于零。以2015年發(fā)生的降雨2為例，在入滲開始的17.5 h內(nèi)，濕潤鋒深度隨入滲時間快速增加，平均運移速率達到了32.4 mm/h，幾乎呈一條直線。但是隨著入滲過程的推進，濕潤鋒增速逐漸趨緩，最終為0。這是由于入滲初期，土柱表層土壤比較干燥，土壤基質(zhì)吸力較大，故土柱的入滲能力較大，降雨后水分能快速入滲到土壤中，濕潤鋒運移速率較快。隨著時間的推移，上層土壤由于持續(xù)得到水分補給，含水率不斷增加，甚至接近飽和，各土層間的水勢差逐漸減小，土柱的入滲能力下降，濕潤鋒運移速率由此不斷減小，當(dāng)濕潤鋒運移速率為零時，水分入滲過程終止。

3.3 降雨入滲量

入滲量是降雨發(fā)生后，水分在入滲歷時(包括降雨歷時及自降雨停止至入滲結(jié)束兩個時段)內(nèi)入滲儲存到土壤中的水量[15]。本研究通過分析2014—2019年的6次典型降雨入滲量來評價干化黃土的入滲性能。

由于土柱內(nèi)水分探針不連續(xù)，計算過程中取相鄰兩個水分探頭的平均值作為當(dāng)前土層土壤含水量。通過計算，分別得出了典型降雨在降雨歷時、降雨停止后的入滲量及本次降雨的累積入滲量結(jié)果(表2)，并將水分入滲量隨時間的推進過程表示在圖5中。

表2 典型降雨下的入滲量 mm

結(jié)合表2，圖5分析發(fā)現(xiàn)，雨量為33.6，35.6 mm的兩場大雨分別持續(xù)了9.0，12.0 h，降雨歷時內(nèi)入滲量為10.19，5.32 mm，降雨結(jié)束后雨水在重力作用下繼續(xù)通過土壤孔隙下滲，分別持續(xù)了56，58 h，入滲量為9.86，10.78 mm，兩場大雨在兩個時段內(nèi)的累積入滲量分別為20.05，16.10 mm。雨量為19.0，16.8 mm的兩場中雨持續(xù)歷時分別為8.5，11.0 h，在降雨歷時內(nèi)的入滲量分別為6.03，1.35 mm，降雨結(jié)束后水分繼續(xù)下滲持續(xù)了46.5，44 h，入滲量為2.09，8.42 mm，兩場中雨在兩個時段內(nèi)的累積入滲量分別為8.12，9.77 mm。而雨量為9.6，8.8 mm的兩場小雨由于雨量太小，試驗布設(shè)精度有限(最小為10 cm)，在降雨歷時內(nèi)未檢測到結(jié)果，兩場小雨均在第40 h入滲量達到最大，即累積入滲量為1.05，0.23 mm。整體上，降雨量與入滲量、入滲歷時三者表現(xiàn)出一致性(圖6)，降雨量越大，入滲量也越大，所用歷時也越長。但降雨量相差不大時，水分入滲情況卻有所不同，這也再次印證了以上結(jié)果中降雨強度對入滲的影響作用。經(jīng)過SPSS對其進行相關(guān)分析，累積入滲量(y)與降雨量(x1)、入滲歷時(x2)都符合線性關(guān)系，擬合方程分別為：y=0.6551x1-4.2517(R2=0.92)，y=0.6084x2-23.736(R2=0.91)，均具有較好的相關(guān)性。

圖5 典型降雨下入滲量隨時間變化狀況

圖6 降雨量、入滲歷時與累積入滲量狀況

此外，降雨入滲補給系數(shù)是衡量降水對土壤水與地下水補給狀況的重要指標(biāo)，研究入滲補給系數(shù)對于估算區(qū)域水資源尤其是地下水資源狀況具有重要的理論指導(dǎo)意義。降雨入滲補給系數(shù)一般可以分為次降雨補給系數(shù)、規(guī)定時段的降雨入滲補給系數(shù)[16]，本研究選取的6場單場次獨立降雨均屬于次降雨狀況，通過計算6次降雨在降雨歷時、自降雨停止至水分入滲結(jié)束、總?cè)霛B歷時3個時段內(nèi)的入滲補給系數(shù)，由降雨對土壤水分的補給情況來反映干化黃土對不同降雨的儲蓄能力，屬于規(guī)定時段的降雨入滲補給系數(shù)。因此，本研究中確定各時段入滲補給系數(shù)的方法為該時段內(nèi)的入滲量與對應(yīng)場次降雨量的比值。表3給出了6次典型降雨的入滲補給系數(shù)，降雨1—4在降雨歷時內(nèi)的入滲補給系數(shù)分別為0.31，0.15，0.32，0.08；降雨5，6同樣受試驗精度所限未檢測到結(jié)果。在降雨停止后，降雨1—6的入滲補給系數(shù)分別為0.29，0.30，0.11，0.50，0.11，0.03。在整個入滲歷時內(nèi)，降雨1—6的入滲補給系數(shù)分別為0.60，0.45，0.43，0.58，0.11，0.03。整體上，在總?cè)霛B歷時內(nèi)，大、中雨的入滲補給系數(shù)維持在較高水平，在0.4～0.6范圍內(nèi)變動，而小雨處于較低水平，在0～0.11范圍內(nèi)變化。這也說明降雨量過小時入滲轉(zhuǎn)化為土壤中的水分在入滲停止后很容易在蒸發(fā)作用下排泄散失，可能為無效降雨。

表3 典型降雨下的入滲補給系數(shù)

4 討 論

白一茹[17]、汪星等[18]通過對黃土丘陵區(qū)棗林地干化土壤水分特性研究指出，12 a棗林可以形成約600 cm深度的土壤干層，干層土壤體積含水量約為6%。因此本研究通過在野外布設(shè)10 m大型土柱觀測試驗，從土壤水分、土壤容重、氣象條件等方面盡可能真實地還原了黃土丘陵區(qū)林地干化土壤的天然狀態(tài)，研究結(jié)果較以往的室內(nèi)土柱試驗更加真實，更具應(yīng)用價值。盡管如此，土柱模擬干化土壤與當(dāng)?shù)卣鎸嵉臈椓值馗苫寥廊圆豢赡芡耆嗤?，其差異性主要表現(xiàn)在：一方面自然條件下真實的林地干化土壤大多被植被覆蓋，隨著時間的推移，除了降雨入滲、蒸發(fā)以外，還有植物的蒸騰損耗；另一方面，土柱模擬干化土壤在土壤質(zhì)地、土壤容重等方面與真實深層干化土壤難免存在誤差，因此這也是本試驗的不足之處。與此同時，在完全自然條件下，溫度、風(fēng)速、輻射等諸多因素復(fù)雜多變，難以控制，各種因素交互對降雨入滲產(chǎn)生影響，我們無法將其他因素完全控制而單獨研究其中某一種因素對入滲產(chǎn)生的影響，因此研究結(jié)果在精度方面存在一定誤差。另外，受條件所限，本試驗中土壤水分探針的最小監(jiān)測深度為10 cm，即入滲深度的監(jiān)測精度為10 cm，對于入滲深度小于10 cm的降雨觀測無法做出更加精確的研究分析，且隨著時間的延長，水分將持續(xù)向土壤中補給滲透，入滲深度將越來越大，后期的精度也越來也小，分別為20，50，100 cm。在后續(xù)試驗進程中，這也是需要改進的地方。

自然條件下，單次降雨的影響深度一般不超過3 m，故本文在對2014—2019年的6場典型單次降雨入滲深度分析時主要集中在3 m范圍以內(nèi)。實際上，間歇性降雨以及多次降雨累積均對水分向深層土壤入滲有促進作用。也就是說在當(dāng)年降雨對下年甚至后續(xù)年份的入滲促進作用下，水分將持續(xù)向深層土壤運移，所以以往研究所設(shè)置的3 m土柱深度不能滿足要求。我們通過設(shè)置10 m土柱并持續(xù)觀測土壤水分變化，能夠在一定程度上反映干化黃土自然降雨情況下的逐年恢復(fù)深度，這也是本研究的創(chuàng)新之處。白盛元等[13]研究指出，黃土丘陵半干旱區(qū)水分循環(huán)主要在0.8 m以內(nèi)的蒸發(fā)帶，該層土壤水分易被蒸發(fā)，而0.8 m以下土壤水分無蒸發(fā)損耗，水分以下滲為主，但速度緩慢。郭忠升[19]、李萍[20]等研究也指出隨著時間的推移，水分將持續(xù)補充下滲到深層土壤中。為了印證這一結(jié)果，我們逐年分析了2014—2019年末10 m土柱剖面土壤含水率的年際變化。如圖7所示，至2018年末干化土壤的水分恢復(fù)深度已超900 cm，干化土壤水分修復(fù)速度約為225 cm/a，2014—2018年深層土壤含水率逐年增加，這與以上學(xué)者研究結(jié)果一致，但與Tu等[21]提出的雨水入滲深度不超過3 m研究結(jié)果不同。按以上土壤水分恢復(fù)速度計算，至2019年底水分入滲將超越1 000 cm。圖7顯示2019年末土柱剖面土壤含水率較2018年末有所降低，但高于土壤干層含水率，分析可能是由于在2019年內(nèi)土壤水分已經(jīng)入滲達到1 000 cm，但由于土柱底部未用塑料薄膜與外界土壤隔離開來，所以土柱內(nèi)的水分在重力作用下仍繼續(xù)向1 000 cm以下滲透，導(dǎo)致土柱剖面的水分較上一年有所減少。

關(guān)于無效降雨，農(nóng)業(yè)氣象學(xué)以降雨量低于2～6 mm為標(biāo)準(zhǔn)做出了定量規(guī)定。本文通過對降雨入滲補給系數(shù)的計算、分析，在一定程度上說明了降雨入滲系數(shù)也可以作為無效降雨的判別標(biāo)準(zhǔn)。降雨入滲系數(shù)越大，水分對于土壤的補給量與補給深度越大；降雨入滲系數(shù)越小，水分對于土壤的補給量與補給深度越小。當(dāng)降雨入滲補給系數(shù)很小甚至趨近于0時，可視為無效降雨。

圖7 2014-2019年末土柱剖面土壤含水率年際變化

5 結(jié) 論

(1) 日降雨量為33.6，35.6 mm的大雨(降雨強度分別為3.73，2.97 mm/h，降雨歷時9.0，12.0 h)狀況下，最大入滲深度為140，100 cm，累積入滲量達20.05，16.10 mm；日降雨量為19.0，16.8 mm的中雨(降雨強度分別為2.24，1.53 mm/h，降雨歷時8.5，11.0 h)狀況下，最大入滲深度為90，60 cm，累積入滲量達8.12，9.77 mm；日降雨量為9.6，8.8 mm的小雨(降雨強度分別為1.48，0.76 mm/h，降雨歷時6.5，11.5 h)狀況下，最大入滲深度為30，20 cm，累積入滲量僅為1.05，0.23 mm。

(2) 降雨入滲的濕潤鋒運移深度(Zi)隨時間(T)呈冪函數(shù)Zi=aTb增加。

(3) 雨水的入滲歷時包括降雨歷時、自降雨停止至入滲結(jié)束兩個時段。6次降雨(33.6，35.6，19.0，16.8，9.6，8.8 mm)在降雨停止后時段內(nèi)的入滲深度分別為100，60，70，40，30，20 cm，入滲量依次為9.86，10.78，2.09，8.42，1.05，0.23 mm。在總?cè)霛B歷時內(nèi)，6次降雨入滲補給系數(shù)分別為0.60，0.45，0.43，0.58，0.11，0.03。

因此，黃土丘陵半干旱地區(qū)自然降雨入滲深度與降雨量、降雨強度、入滲歷時等因素密切相關(guān)，各種自然因素交互影響雨水入滲。提高單次降雨的雨量、增加降雨強度、延長入滲歷時等措施均有助于提升雨水入滲補給系數(shù)，促進當(dāng)?shù)馗苫寥赖玫接行中迯?fù)。