黄河三角洲湿地土壤毛管水运动特性研究*

李 鹏，潘英华，何福红，谭丽丽，季树新



黄河三角洲湿地土壤毛管水运动特性研究*

李 鹏，潘英华**，何福红，谭丽丽，季树新

（鲁东大学资源与环境工程学院，烟台 264025）

以黄河三角洲湿地土壤为研究对象，采用土柱实验方法，设置1.3、1.4、1.5g·cm-3共3个容重处理，实验时长120min，定时测定湿地盐碱土毛管水运动过程及积水入渗过程各指标，并通过Philip模型和Kostiakov模型拟合其动态规律性，以此了解黄河三角洲湿地土壤毛管水过程与运动特性。结果表明，不同容重条件下，湿地盐碱土毛管吸水过程各指标动态变化规律与非盐碱土一致；同等条件下，积水入渗过程各指标值均大于毛管吸水过程，各容重土壤积水入渗的初始入渗率和稳定入渗率分别在0.87～1.93cm·min-1和0.028～0.051cm·min-1，毛管吸水过程的相应指标值分别在0.32～0.43cm·min-1和0.025～0.034cm·min-1，入渗60min时，各容重积水入渗湿润锋距离和累积入渗量分别达到13.58～17.62cm和4.95～6.99cm，是同时刻毛管吸水的1.19～1.22倍和1.13～1.29倍。在实验观测的120min内，3种容重土壤毛管水上升高度与入渗湿润锋、累积毛管吸水量与累积入渗量间均存在显著的正相关关系（P＜0.05）。利用Philip模型、Kostiakov模型对土壤毛管吸水过程和积水入渗过程进行模拟，两种模型对3种容重土壤均具有良好的适应性，但Philip模型对毛管吸水过程的模拟效果最佳，其R2值均大于0.9639，Kostiakov模型则更适于积水入渗过程的模拟，其R2值大于0.8819。

湿地土壤；入渗；毛管吸水；黄河三角洲；不同容重；模型拟合

湿地是全球重要的生态系统，近年来，在全球气候变化及人为因素的影响下，湿地出现了诸如面积缩减、水污染、生物多样性锐减等问题，严重阻碍着湿地功能的正常发挥并影响人类的生存环境。因此，合理利用和保护湿地生态系统，维持湿地正常的生态功能具有重要意义。自然状态下，湿地土壤总要经历季节性积水和退水过程，适应这样的季节性变化，依其生存的生物也出现或兴起、或衰亡或迁徙的生物节律。由此可见，与积水和退水过程相关的土壤水分运动和传输特性也就成为影响湿地生态功能的重要因素。土壤毛管吸水是湿地地下水转化为土壤水的重要过程，土壤毛管吸水特性直接影响植物生长发育、土壤盐分累积及水盐运移性能[1-2]。湿地地下水位偏高，在光照、风、土壤、植物蒸腾等因素的影响下，地表水分蒸发较快，盐分也会随之迅速向表土聚集，而水分蒸发的过程除与自然因素有密切关系外，土壤也是其中的重要因素。自然降水在土壤界面发生分配和转化，部分水分通过土壤孔隙渗入土体，盐分溶解其中，并随水分移动、扩散。因此，土壤质地、结构及孔隙状况是影响湿地土壤水盐运移的重要过程。

由于长期滞水-退水的交替进行，黄河三角洲湿地土壤含盐量较高，是典型盐渍土。盐分积累是自然因素和人为因素相互叠加作用的结果[3]，黄河三角洲的沉积环境、气候条件、土壤母质以及地下水埋深和矿化度等决定了区域内原生盐碱土广泛分布。同时，流域内伴随着重灌轻排的耕作方式、平原水库的修建和人口增加等，土壤次生盐碱化日趋加剧。而土壤盐渍化的发生发展以及加剧与土壤水分运动和传输性能密切相关[4-5]。

目前，国内外对非盐碱土毛管吸水和积水入渗过程研究较多[6-8]，理论基础较完善，但对湿地土壤水分运动特性仍需进一步研究。其中，对土壤积水入渗的研究主要集中在土壤质地、结构、入渗水头、保水剂、容重[9-11]、生物炭[12-15]和初始含水率[16]、温度[17]等因素对入渗过程的影响及水分运行机理。尹娟等[18-20]设置不同的试验条件研究了土壤毛管水运动特性。对土壤毛管吸水特性的研究，主要涉及毛管水上升高度、毛管吸水量和吸水速率的动态变化等方面[18]，其影响因素包括土壤结构、初始含水率、地下水埋深[19]、隔水层、沙层[20-21]以及无机盐和有机质[22]等。

湿地土壤积水入渗及毛管吸水过程与土壤脱盐-积盐过程紧密相连，明确土壤水分运行特征及其规律性是掌控湿地土壤盐分动态的关键，因此，本文以黄河三角洲湿地土壤为主要研究对象，着重研究黄河三角洲湿地土壤毛管水运动特征，并分析拟合其规律性。同时，鉴于自然状态下，土壤毛管水运动过程的不可见性，将毛管水运动过程与积水入渗过程进行比较分析，期望借助一定的数学方法定量表达两者的联系，以方便在实际应用过程中，根据土壤积水入渗过程及其特性推测土壤的毛管水运动特性及其瞬时状态。

1 材料与方法

1.1 供试材料与实验设计

实验用土取自中国科学院黄河三角洲滨海湿地生态试验站0-50cm土层，土壤含砂粒29.68%，粉粒65.47%，黏粒4.85%，电导率为1.90mS·cm-1，含盐量为7.77g·kg-1。土样风干、碾压后过1mm筛。自然状态下，试验区土壤容重在1.4～1.6g·cm-3，因此，本实验设置3种容重处理，分别为1.3、1.4、1.5g·cm-3。土柱高22cm，内径5.4cm，底部铺滤纸，外壁设垂直刻度，以便水分运行过程中观测湿润锋深度。按设置容重计算每2cm装土质量，分层装填土柱至20cm，每个容重处理重复3次，故毛管吸水和积水入渗实验共18个土柱，且入渗实验土柱上部留2cm设置积水入渗水头。

1.2 研究方法与数据分析

1.2.1 实验装置

土壤毛管吸水和一维定水头积水入渗实验装置均由供水系统和渗水系统组成（图1）。

毛管吸水实验的供水系统由马氏瓶和烧杯组成，马氏瓶的主要作用是供水并控制供水位，外壁贴有垂直刻度尺，以便观测水位变化情况，进而通过水位变化差和马氏瓶横截面积计算出土柱的水分入渗量；烧杯内装一定深度的砂砾石（2mm＜d＜4mm），表面压平并放一层滤纸，灌水使水面刚刚没过砂砾层，以模拟地下饱和含水层。实验开始前，调整马氏瓶导气管底端高度使之与烧杯内砂砾石最上部齐平，实验开始时将输水软管插入砂砾石中，马氏瓶中导气管正常冒气泡时，开始进行实验观测，实验过程中保持供水位不变[7]。一维定水头积水入渗仍由相同的马氏瓶供水系统完成，实验土柱顶端留有2cm空间设置积水入渗水头，调整马氏瓶导气管底端高度使之高出土柱中土壤表面1cm，输水软管连接马氏瓶和土柱。实验开始前在土柱中土壤表面放一层塑料薄膜，待积水入渗水头达到1cm时，迅速抽离薄膜且马氏瓶中导气管正常冒气泡开始进行实验观测。实验过程中控制土柱表面水头高度为1cm，且毛管吸水实验（图1左侧部分）和积水入渗实验（图1右侧部分）单独进行，图1为简化装置图，只设置了一个马氏瓶，实际实验过程中，毛管吸水实验和积水入渗实验由两套供水装置分别完成。

1.2.2 观测项目

积水入渗过程主要观测记录入渗量和湿润锋深度，毛管吸水实验观测记录吸水量及毛管水上升高度。湿润峰深度通过土柱外壁湿润峰刻度差进行计算，入渗量通过马氏瓶中水位变化差和马氏瓶横截面积进行计算。根据土壤入渗过程的变化规律，设置记录时间间隔，实验开始后，0～10min内每分钟记录一次马氏瓶水位及湿润锋位置，10～20min内每2min记录一次，20min后每5min记录一次，直至实验结束，实验总时长120min。

1.2.3 数据分析与处理

对非盐碱土入渗过程的模拟通常采用Green-Ampt模型、Philip模型、Kostiakov模型，由于Green-Ampt模型中湿润锋吸力（Sf）在通常情况下难以确定，因此，本文尝试采用以下2种常用经验模型对湿地土壤的积水入渗过程及毛管水运动过程进行拟合。

（1）Philip模型

式中，i(t)为入渗率（cm·min-1）；t为入渗时间（min）；S为土壤吸湿率（cm·min-0.5）；A为稳定入渗率，在数值上接近土壤的水力传导度（cm·min-1）。

（2）Kostiakov模型

f(t)=at-b（2）

式中，f(t)为入渗率（cm·min-1）；t为入渗时间（min）；a、b为经验参数。

2 结果与分析

2.1 湿地土壤毛管水动态变化特点分析

2.1.1 毛管水上升高度（Hc）动态

由图2可见，毛管水上升高度的动态变化过程与非盐碱土相似[18]。毛管水在实验初期上升较快，曲线斜率较大，随后上升幅度逐渐变小并趋于平缓。不同容重处理的毛管水上升高度存在差异，容重越小毛管水上升高度越大。

比较分析各容重处理主要时刻毛管水上升高度，结果见表1。由表中可见，各处理毛管水上升高度10min内差异不显著，随着处理时间的延长，毛管水上升高度均显著增加，不同处理间差异也随之增大，60min时，各处理间差异达显著水平（P＜0.05），90min时，毛管水上升高度最高值（1.3g·cm-3处理）17.93cm，最低值 (1.5g·cm-3处理)13.70cm，两者相差4.23cm。

2.1.2 毛管吸水量（Ic）及吸水速率(ic)动态

由图3a可见，毛管吸水量与毛管水上升高度的动态变化规律一致，各处理毛管吸水量的差异也随处理时间延长而愈加显著，其动态变化曲线差距也持续加大。不同容重处理的毛管吸水速率比较表明（图3b），土壤容重较大的处理吸水速率较小，容重1.3g·cm-3处理的初始毛管吸水速率较高，为0.43cm·min-1，1.5g·cm-3处理为0.33cm·min-1，且各处理初期毛管吸水速率均较高，其后迅速下降；处理50min后，随着处理时间的延长，毛管吸水速率变幅缩小并逐渐趋于稳定，土壤容重1.3、1.4、1.5g·cm-3处理的稳定毛管吸水速率分别为0.034、0.027、0.025cm·min-1。由图还可见，不同容重土壤的毛管吸水速率差异，随着处理时间的推移逐渐变小，但实验期内各处理间差异并不显著。

表1 三种容重土壤毛管水上升高度的比较（cm）

注：小写字母表示三种容重土壤间在0.05水平上的差异显著性。

Note：Lowercase indicates the difference significance among three kinds of bulk density soils at 0.05 level.

2.1.3 毛管水上升高度（Hc）与毛管累积吸水量（Ic）的关系

根据Green-Ampt对入渗过程的分析与模拟，一维入渗情况下，非盐渍土累积入渗量与湿润锋运行距离存在极显著的线性关系[23]，即，其中，I为累积入渗量（cm）；与分别为土壤饱和含水率与初始含水率（cm3·cm-3）；Lf为湿润锋深度（cm）。现将I作为Ic，Lf看作Hc，假定二者存在线性关系，对土壤毛管水上升高度（Hc）与毛管累积吸水量（Ic）的相互关系进行分析，结果见图4。

由图中可见，3种容重处理土壤的毛管水上升高度与毛管累积吸水量间也存在非常显著的线性关系，决定系数R2值均在0.99以上。对应于1.3、1.4、1.5g·cm-3容重的直线斜率分别为0.4161、0.3866、0.3675，说明湿润锋变化量相同的情况下，容重较大的土壤毛管累积吸水量较小，土壤含水率的变化值也较低。

2.2 湿地土壤毛管吸水过程与积水入渗过程比较

由图5可见，湿润锋与毛管水上升高度、累积毛管吸水量与积水入渗量均同向增长，且线性关系极显著。图5a中，3种容重处理的线性方程斜率均大于1，且有随容重增大而增大的趋势，1.3、1.4、1.5g·cm-3容重土壤的拟合直线斜率分别为1.1119、1.1502和1.179，表明在相同的实验条件下，积水入渗的湿润锋推进距离要明显大于毛管水上升高度。图5b中，1.3、1.4、1.5g·cm-3容重土壤的拟合直线斜率分别为0.9889、1.1027和1.0192，接近于1，说明各时刻累积入渗量与毛管累积吸水量接近。

将不同时段的累积入渗量与累积毛管吸水量、湿润锋与毛管水上升高度、毛管水上升速率及积水入渗率列于表2。由表可见，10、20、30和60min时段，3个处理的累积入渗量始终大于毛管累积吸水量，且差异显著（P＜0.05）。各时段不同容重土壤的湿润锋距离在5.92～17.62cm，是同时刻毛管吸水湿润锋距离的1.20～1.42倍，土壤毛管水上升高度与湿润锋距离也存在显著性差异（P＜0.05）。

比较积水入渗与毛管吸水过程的水分运行速率可知，积水入渗过程的初始入渗率和稳定入渗率均大于毛管吸水过程的初始吸水速率和稳定吸水速率。各处理土壤积水入渗的初始入渗率在0.87～1.93cm·min-1，毛管初始吸水速率在0.32～0.43cm·min-1，积水入渗初始入渗率是毛管初始吸水速率的2.64～6.03倍。各处理积水入渗的稳定入渗率在0.028～0.051cm·min-1，毛管稳定上升速率在0.025～0.034cm·min-1，积水入渗稳定入渗率是毛管稳定吸水速率的1.12～1.89倍。三种容重积水入渗和毛管吸水过程初始入渗率的差异较大，稳定入渗率差异较小，但两者的差异统计分析结果均不显著。

2.3 湿地土壤水分运行规律的动态模拟

研究表明，非盐碱土积水入渗过程可以使用Philip模型、Kostiakov模型等进行拟合，且拟合效果较好[10、23]。本文亦用这2个模型对湿地盐碱土毛管吸水速率和积水入渗率动态原始数据进行拟合，并分析各模型的适宜性（表3）。由表3可见，根据决定系数R2及标准估计误差，Philip模型对毛管吸水过程的模型效果最好，其R2均大于0.96，且标准估计误差最小。Kostiakov模型对毛管吸水过程拟合效果相对较差，但它对积水入渗率的模拟效果最好，其R2值较高，标准估计误差较低。从模型参数的基本情况可以看出，对毛管吸水过程，Philip模型中参数S（0.4461、0.3561、0.3230）和A（0.034、0.027、0.025）值均随容重增大而减小，Kostiakov模型中的a值也有相同的变化趋势；对积水入渗过程，除容重1.4g·cm-3处理的Philip模型参数与Kostiakov模型中b参数的变化规律略有不同，其它各参数也均随容重增大而减小。比较Kostiakov模型参数，毛管吸水过程的a值在0.3237～0.4833，b值在0.5296～0.5514；积水入渗过程的a值在0.4699～0.6396；，b值在0. 6068～0.6353，积水入渗过程的参数值均高于同条件下的毛管吸水过程参数值。Philip模型的参数对于两个水分运行过程也有相同的规律。

表2 湿地土壤毛管吸水过程（A）与积水入渗过程（I）各指标的比较

注：BD为容重（g·cm-3），WMP为水分运行过程，WMR为水分运行速率，IR为初始速率，SR为稳定速率。小写字母表示毛管吸水与积水入渗过程的各指标间在0.05水平上的差异显著性。

Note: BD isbulk density(g·cm-3), WMP is water movement process, WMR is water movement rate, IR is initial rate, SR is steady rate. Lowercase indicates the difference significance among indices of soil capillary absorbed water process（A）and infiltration process（I） at 0.05 level.

表3 湿地土壤水分运行速率的动态模拟

注：ic为毛管吸水速率（cm·min-1）；i为积水入渗率（cm·min-1）；t为时间（min）。

Note: icis the capillary water absorption rate (cm·min-1); iis the infiltration rate (cm·min-1); t is time (min).

对土壤毛管累积吸水量与累积入渗量、毛管水上升高度与湿润锋动态变化过程进行模拟分析，结果显示（表4），Philip模型可以较好地模拟毛管累积吸水量的动态变化过程，R2均在0.998以上。而Kostiakov模型更适于累积入渗量的动态变化模拟，这一结果与水分运行速率的分析结果相符。毛管水上升高度与湿润锋的动态变化过程均可以用幂函数进行拟合，R2在0.998以上，只是毛管吸水过程和积水入渗过程的参数存在差异。

表4 湿地土壤毛管吸水量、积水入渗量、毛管水上升高度和入渗湿润锋动态模拟

注：Ic为累积毛管吸水量（cm）；I为累积积水入渗量（cm）；Hc为毛管水上升高度（cm）；H为累积入渗湿润锋深度（cm）；t为时间（min）。

Note: Icis cumulative capillary water absorption(cm); Iis cumulative infiltration(cm); Hcis capillary water uprising height(cm); H is cumulative wetting front depth(cm); t is time(min).

3 结论与讨论

3.1 讨论

（1）不同容重湿地土壤毛管水运行规律

研究结果显示，湿地盐碱土毛管吸水过程的毛管水上升高度、毛管吸水速率及毛管累积吸水量与非盐碱土[18]有相同的变化规律，而容重对毛管吸水过程的影响也不失一般规律性。潘云等[16]在容重对土壤水分入渗特性影响研究中表明，同一入渗时间，容重越大，入渗率、累积入渗量及湿润锋深度均越小；稳定入渗率有随土壤容重的增加而减小的趋势。由分析可见，对湿地盐碱土而言，容重对毛管吸水过程各指标影响较大，各指标均随容重增大而减小，随着入渗时间的推进，不同土壤容重处理的毛管水上升高度、毛管累积吸水量差异显著性增大，而水分运行速率的差异则不显著。主要原因可能是容重越大，土壤孔隙率越小，土壤颗粒的紧密接触使部分孔隙封闭，孔隙连通性降低，土壤导水性变差，水分推进缓慢[9-10]。

（2）黄河三角洲湿地土壤毛管吸水与积水入渗过程的联系与区别

尹娟等[18，20]在均质土和层状土的毛管吸水实验研究中表明，毛管水上升高度和毛管吸水量均随入渗时间逐渐增加，土壤毛管水上升高度和毛管吸水量与时间之间均为幂函数关系。王春颖等[24]在层状夹沙土柱积水入渗实验研究中表明，均质土入渗率随时间呈持续下降趋势，且层状土柱与均质土柱累计入渗量随时间逐渐增加。本文对毛管吸水和积水入渗过程各项指标进行对比分析，结果表明，积水入渗过程的水分运行速率比毛管吸水过程大。同一时刻，各容重土壤积水入渗的湿润锋距离、累计入渗量和水分迁移速率均大于毛管吸水的各项指标，各处理湿润锋距离和累计入渗量之间均存在显著性差异，而水分迁移速率差异不显著。分析其原因可能是，土壤机械组成、容重、含盐量等因素都影响土壤水分运行。在对毛管吸水特性和积水入渗的研究中，许多学者提到土水势，土水势包括重力势、压力势、基质势、溶质势和温度势。毛管吸水过程与积水入渗过程各项指标的变化规律相同，水分运行方向相反，因此，两过程的压力势不同，毛管水上升过程的压力势小于0，而积水入渗过程的压力势则大于0。压力势可能会影响土壤水运移状况，压力势大于0导致积水入渗加快[25]。所以，压力势的不同是导致二者水分运行速率及入渗量与吸水量产生差异的主要原因[15]。另外，在毛管水上升过程中，吸水量越多，水分的重力作用越大，也是影响毛管水的上升速率的重要因素。本文分析结果显示，与积水入渗过程相比，毛管吸水过程中毛管水上升高度、毛管吸水量和毛管吸水速率的稳定均较慢，这可能与两者水分运行过程中趋动力不同有很大关系。

数据分析结果显示，相同容重土壤毛管水上升高度和湿润锋深度、毛管累积吸水量和累积入渗量之间存在极显著的正相关关系，模型参数的变化也呈现出随容重而变化的规律性，且尤以吸水过程的毛管吸水量与积水入渗过程的湿润锋深度拟合方程参数更为明显。

（3）湿地盐碱土毛管吸水过程的动态模拟

传统入渗模型以Green-Ampt模型、Philip模型、Horton模型、Kostiakov模型和通用模型为典型代表。樊贵盛等[23]在原生盐碱荒地入渗实验研究中表明，对于原生盐碱荒地土壤的入渗过程，用Kostiakov两参数入渗模型来描述可以获得满意的精度。刘目兴等[15]在不同初始含水率黏质土壤入渗过程研究中显示，物理模型Horton方程和经验模型Kostiakov方程对林地和草地下土壤入渗过程拟合效果较好，虽然Philip模型的参数也具有物理意义，但是对入渗过程的拟合效果较差。本文的研究结果显示，Philip模型和Kostiakov模型对湿地盐碱土毛管吸水和积水入渗过程的入渗率动态变化过程拟合效果均较好，不失一般性，但Philip模型更适于毛管吸水速率的动态模拟，其R2＞0.9639，而Kostiakov模型更适合于对积水入渗率动态变化过程的模拟，其R2＞0.8819且均大于Philip模型的R2。不同容重处理的模型参数也有所不同，参数变化基本符合随容重增大而减小的规律。

3.2 结论

不同容重处理情况下，黄河三角洲湿地盐碱土毛管吸水过程各指标的动态变化规律与非盐碱土相同，且容重对于吸水入渗过程各指标影响较大，各指标均随容重增大而减小。

毛管吸水与积水入渗过程比较，毛管吸水过程水分运行要慢于积水入渗过程，且积水入渗的湿润锋距离、入渗量和水分迁移速率始终大于毛管吸水过程的各指标。在本实验条件下，相同容重土壤毛管水上升高度和湿润锋深度、毛管累积吸水量和累积入渗量之间均存在极显著的正相关关系，且上述各指标随时间拟合模型参数的变化也呈现出随容重增大而减小的规律性。

Philip模型和Kostiakov模型均可以很好地模拟湿地土壤毛管水上升速率动态变化过程。但是两模型模拟结果比较，Kostiakov模型更适于对积水入渗过程动态变化过程的模拟，而Philip模型更适于毛管吸水过程的动态模拟。

自然条件下，土壤毛管水上升过程受气候、土壤、地形、水文等因素的影响，表现出一定的复杂性，而本研究仅限于土壤因素中的容重对毛管吸水过程的影响，所以，毛管吸水过程与积水入渗过程各项指标虽然表现出较强的线性关系，但仅凭借土壤容重和积水入渗过程还不足以完全反映土壤的毛管吸水特性。后续研究还应关注其它各因素对毛管吸水过程的影响，并与自然条件下土壤的积水入渗过程、蒸发过程相结合，研究各项水分运动过程的联系，得出更加准确的结论。

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Research on Capillary Water Absorption Characteristics of Yellow River Delta Wetland Soil

LI Peng, PAN Ying-hua, HE Fu-hong, TAN Li-li, JI Shu-xin

（School of Resource and Environment Engineering, Ludong University, Yantai 264025, China）

The Yellow River Delta wetland soil was taken as the research object, and indoor soil column experiment method was used to set 1.3, 1.4, 1.5g·cm-3for 3 different bulk densities, and the experimental duration was 120min. The capillary water absorption and infiltration processes of wetland saline alkali soil were measured, and the dynamic regularity was also fitted by Philip model and Kostiakov model to understand the characteristics of soil capillary water process and movement in the wetland saline alkali soil of the Yellow River Delta. The results showed that under different bulk density conditions, the dynamic changes of capillary absorbed water for wetland saline alkali soil were the same as those of non-saline-alkali soils. Under the same conditions, the index values of infiltration process were greater than the capillary absorbed water process. The initial infiltration rate and steady infiltration rate of infiltration for different bulk density soils were 0.87-1.93cm·min-1and 0.028-0.051cm·min-1, respectively. And the corresponding indices of capillary water absorption were 0.32-0.43cm·min-1and 0.025-0.034cm·min-1, respectively. At 60min, wetting front depth and cumulatively infiltration of infiltration reached 13.58-17.62cm and 4.95-6.99cm for different bulk density soils, which is 1.19-1.22 times and 1.13-1.29 times of capillary absorbed water at the same time. In the 120min experiment, there was a significant positive correlation between capillary water rising height and wetting front depth of infiltration, cumulative absorbed water amount and infiltration amount(P＜0.05). Using the Philip model and the Kostiakov model simulated the capillary water absorption and infiltration process. And the two models have good adaptability for three kinds of bulk density soils, but the Philip model was the best to simulate the capillary absorbed water process, the R2values were greater than 0.9639. And the Kostiakov model was more suitable for the simulation of infiltration process, the R2values were greater than 0.8819.

Wetland soil; Infiltration; Capillary absorbed water; The Yellow River Delta; Different bulk density; Model simulation

10.3969/j.issn.1000-6362.2017.06.006

2016-10-26

国家水体污染控制与治理科技重大专项（2015ZX07203-007）；山东省高等学校优势学科人才团队培育计划“蓝黄两区滨海资源与环境团队”项目；山东省自然科学基金项目（ZR2013DM010）

李鹏（1991-），硕士生，主要从事区域水土资源利用与调控研究。E-mail: 694354652@qq.com

李鹏,潘英华,何福红,等.黄河三角洲湿地土壤毛管水运动特性研究[J].中国农业气象,2017,38(6):378-387

**通讯作者。E-mail : panxingxing@126.com