砒砂巖區(qū)典型小流域復合侵蝕動力特征分析

張 攀，姚文藝，劉國彬，肖培青

（1.黃河水利科學研究院 水利部黃土高原水土流失過程與控制重點實驗室，河南 鄭州 450003；2.中國科學院 教育部 水土保持與生態(tài)環(huán)境研究中心，陜西 楊凌 712100）

1 研究背景

黃河中游鄂爾多斯高原砒砂巖區(qū)水蝕、風蝕、凍融侵蝕交錯發(fā)生，多類侵蝕過程共同構成了復雜的土壤侵蝕系統(tǒng)，屬典型的多相侵蝕區(qū)，也是黃河粗泥沙集中來源的核心區(qū)[1-2]，其區(qū)域土壤侵蝕模數(shù)達30 000～40 000 t/（km2·a），雖然其面積僅占黃河流域的2%，但產(chǎn)生的粗泥沙占黃河下游淤積量的25%，對黃河的防洪安全構成了極大威脅[3-4]。

砒砂巖是由砂巖、砂頁巖和泥巖所構成的一種軟弱基巖，其成巖程度低，抗蝕性極低[5-7]。加之這一地區(qū)受水力-風力-凍融的交錯驅動，侵蝕營力類型及組合季節(jié)周期性交錯特征突出，冬春季凍融、風化嚴重，夏秋季暴雨洪水多發(fā)，導致高強度的侵蝕產(chǎn)沙過程[8-9]，形成了砒砂巖區(qū)“遇水成泥、遇風成沙”的獨特自然現(xiàn)象。

水蝕-風蝕-凍融侵蝕是自然界水、風、溫度綜合作用的結果，在時空分布、能量供給、物質來源等方面相互耦合，形成了與單一的水蝕或風蝕發(fā)生機理完全不同的泥沙侵蝕、搬運、沉積過程[10]。砒砂巖區(qū)的土壤侵蝕是以水蝕為主風蝕、凍融交錯的多過程侵蝕模式[11-13]。然而，以往受研究手段和觀測方法的限制，忽視了其侵蝕系統(tǒng)的完整性，對該地區(qū)土壤侵蝕機理的研究多以單一水蝕或風水兩相侵蝕為主[14-17]，對水力、風力、凍融三相疊加侵蝕的作用機理尚不清楚，而這正是有效治理砒砂巖區(qū)侵蝕的關鍵科學問題之一。

為此，本文將水力-風力-凍融作為一個交錯循環(huán)系統(tǒng)，以時間序列為軸研究三種侵蝕動力的相互作用關系、時間交錯過程和疊加效應，以期揭示多動力交錯對砒砂巖區(qū)土壤侵蝕的作用機理，深化認識多動力交錯作用下復合土壤侵蝕過程。

2 研究區(qū)概況與觀測方法

2.1 研究區(qū)概況以皇甫川支流納林川右岸的二級支溝二老虎溝小流域為研究區(qū)。二老虎溝流域位于鄂爾多斯市準格爾旗暖水鄉(xiāng)境內，流域面積 3.23 km2，地理坐標東經(jīng) 110°36′2.74″，北緯 39°47′38.79″（圖1）。所在區(qū)域地貌形態(tài)呈黃土丘陵溝壑，上覆黃土或浮土，屬典型的蓋土砒砂巖區(qū)，坡頂覆土厚度多為2 m以上。溝壑密度達7 km/km2，植被覆蓋度很低，基巖出露面積在30%以上（圖2）。研究區(qū)屬典型的大陸性半干旱氣候，年溫差較大，年平均氣溫7.3℃，封凍期為11月—翌年3月，凍土深度約1.5 m。多年平均降水量約350 mm，雨水集中在7—9月，且多為暴雨。大風天氣較多，全年平均風速2.2 m/s，最大風力可達8級，大風集中在4—5月和10—11月。

圖1 二老虎溝小流域位置示意圖

圖2 二老虎溝小流域概覽

2.2 試驗觀測方法由于研究區(qū)缺乏長系列觀測資料，因此根據(jù)其侵蝕環(huán)境條件，選擇具有代表性的位置布設水文、氣象、地溫、土壤等監(jiān)測站點，定期采集水力、風力、凍融、土壤水分等關鍵參數(shù)。布置的監(jiān)測設備包括：在二老虎溝小流域坡頂布設氣象因子采集系統(tǒng)一套，集成自計式雨量計、風速風向測定儀、氣溫濕度傳感器等，實時獲取降雨量、風速、風向、氣溫、濕度等基本環(huán)境參數(shù)，觀測年限為2016年1月至2018年12月，每隔5 min采集一次風速風向；在典型陽坡坡面中部埋設EM50全自動地溫、水分采集系統(tǒng)兩套，配置5通道地溫、水分傳感器，根據(jù)該區(qū)域多年凍土平均厚度統(tǒng)計，測點沿土層縱向埋深分別為：10、20、30、40和50 cm，以實時獲取5個土層剖面土壤未凍結-凍結-解凍的連續(xù)溫度變化過程，觀測年限為2018年11月至2019年6月。基于以上數(shù)據(jù)分析，辨識年內水力、風力、凍融、土壤水分變化的時空分異規(guī)律。

3 侵蝕動力年內變化特征

3.1 降水分布特征選取2016—2018年的降水量資料，分析影響流域水蝕的降水因子變化特征。從年際間的統(tǒng)計數(shù)據(jù)來看，年均降水量約449.6 mm。與鄂爾多斯地區(qū)皇甫川流域1996—2015年平均降雨量349.5 mm相比，2016年為典型的豐水年，年降雨量達741.6 mm；2017年為枯水年，年降雨量163.1 mm；2018年為平水年，年降雨量443.7 mm，豐水年可達枯水年降雨量的4～5倍。可見研究區(qū)域降水量年際之間變化劇烈，豐、平、枯水年交替頻繁，差異明顯。

從降水量分布的年內變化特征（圖3）來看，研究區(qū)降水年內分布不均，峰值出現(xiàn)在7—8月，這兩個月最大降水量可達413.8 mm，平均降水量153.6 mm，占全年總降水量的64%；9月之后降水明顯減弱，冬季幾乎沒有降水，說明該地區(qū)水力侵蝕主要發(fā)生于6—9月。

圖3 二老虎溝小流域降水量年內分布

3.2 風力分布特征研究區(qū)風速的分布特征如圖4所示?？煽闯?，全年平均風速1.8 m/s，在不同季節(jié)，風力變化明顯，每年的春季3—5月是平均風速較大的時期，其峰值出現(xiàn)在4月，平均風速2.4 m/s，最大風速可達15～16 m/s。此時隨著春季氣溫逐漸回升，地表凍土開始融化，且降雨稀少，植被尚未長成，是風力侵蝕的主要作用時段。5月之后風速逐漸降低，8月達到最小值1.34 m/s。同時在每年的11—12月，風速也有小幅上升，此時地表尚有枯萎植被覆蓋，且土壤處于上凍期，風力侵蝕不占主導地位。

統(tǒng)計研究區(qū)16個風向在2016—2018年的出現(xiàn)頻率（圖5）可以看出，研究區(qū)在各方向風力均有分布，主要盛行東風和東北風，其次是北風和南風。由于二老虎溝溝道為南北走向，且流域面積不大，風向和溝道走向基本上垂直（圖5），使得侵蝕物質易于堆積于侵蝕溝道中，為水流輸沙提供了物質條件。由此可以看出，年內降雨量分布與風速分布是不同步的，這就使得水蝕、風蝕交錯發(fā)生，形成了砒砂巖區(qū)不同階段的侵蝕高峰期。

圖4 二老虎溝小流域風力年內分布

圖5 二老虎溝小流域風向分布

3.3 凍融侵蝕力分布特征凍融侵蝕是高寒地區(qū)由于溫度變化，導致土體或巖石的水分發(fā)生由液態(tài)到固態(tài)的相變，從而引起體積的差異性膨脹，造成土體或巖石機械破壞并在水力、重力等作用下被搬運、堆積的過程[18]。凍融侵蝕發(fā)生的基本條件是溫度和水分這兩個因素，目前比較公認的影響參數(shù)是土壤溫度、水分和凍融循環(huán)次數(shù)。

圖6 二老虎溝小流域土壤剖面水分、地溫變化

圖6為二老虎溝小流域土壤剖面水分、溫度變化過程，統(tǒng)計了從2018年11月至2019年4月的土壤未凍結-凍結-解凍的連續(xù)水分、地溫變化過程。土壤的凍融期為12月初至次年的3月底，持續(xù)時間約為4個月。整個過程可以劃分為三個階段，即上凍期、封凍期和解凍期。上凍期從12月初持續(xù)至12月下旬，從不同土層的溫度變化情況看，表層土體溫度最低，從而最先凍結，土層越深溫度相對越高，凍結時間相對越晚，地下50 cm處的深層土體較地下10 cm處的表層土體上凍時間滯后約20 d；封凍期從12月下旬持續(xù)至次年的3月中旬，表層土體的平均溫度為-5.0℃，最低溫度為-7.2℃，深層土體的平均溫度為-2.8℃，最低溫度為-3.7℃；解凍期從3月中旬持續(xù)至3月底，解凍過程與上凍過程相反，表層土體最先解凍，深層土體最后解凍，深層土體較表層土體的解凍時間滯后約15 d。

從與土體凍融過程相對應的土壤水分變化情況來看，上凍期和解凍期的土壤水分含量相對較高，表層土壤的體積含水率約為0.19 m3/m3，深層土壤約為0.31 m3/m3；封凍期的土壤水分含量較低，表層土壤的體積含水率約為0.13 m3/m3，深層土壤約為0.26 m3/m3。此期間的土壤水分含量處于全年中的較低水平。

除土壤溫度、水分外，凍融循環(huán)次數(shù)對凍融過程中土體結構的破壞程度有著重要影響。圖7為上凍期土壤剖面凍融循環(huán)次數(shù)，可以看出，凍融循環(huán)過程多發(fā)生于表層10 cm的土體，深層土體溫度波動較小，基本不發(fā)生凍融循環(huán)。上凍期表層土體凍融循環(huán)次數(shù)約為5次，且完成一個凍融循環(huán)的持續(xù)時間差異較大，從24 h到6 d不等。圖8為解凍期土壤剖面凍融循環(huán)次數(shù)，可看出，春季解凍期隨著溫度上升，表層土體的凍融循環(huán)次數(shù)較上凍期頻繁，約為10次，且完成一次凍融循環(huán)的持續(xù)時間相對均勻，基本維持在24 h左右。說明春季解凍期是凍融循環(huán)的多發(fā)期，加之這一時期的土壤水分含量相對較高，易于對土體結構形成凍融侵蝕破壞。

圖7 上凍期土壤剖面凍融循環(huán)次數(shù)

圖8 解凍期土壤剖面凍融循環(huán)次數(shù)

圖9 復合侵蝕動力年內交錯特征及疊加效應

4 復合侵蝕動力交錯特征及疊加效應分析

根據(jù)以上對水力、風力、凍融作用因子年尺度變化過程的統(tǒng)計，對三種驅動力作用過程進行疊加，以辨識高侵蝕風險區(qū)的分布特征及動力交錯模式。采用數(shù)據(jù)標準化后的層次分析法（AHP），統(tǒng)計降雨量年內變化規(guī)律，得到水力作用過程曲線；統(tǒng)計風速年內變化規(guī)律，得到風力作用過程曲線；統(tǒng)計年內土壤溫差（0℃上下）與土壤含水量的乘積，加上凍融循環(huán)次數(shù)，得到凍融作用過程曲線。

凍融作用由于影響因子較多，且目前尚無統(tǒng)一的凍融侵蝕計算方法及評價標準，計算較為困難，本文采用在第3次全國土壤侵蝕調查中對凍融侵蝕指標的賦值標準[19]，將土溫與水分乘積與凍融循環(huán)次數(shù)按照1∶1的權重賦值。其中，凍融循環(huán)次數(shù)根據(jù)3.3節(jié)的分析結果，上凍期（11月）與解凍期（3月）的賦值按1∶2的比例分配，將土溫與水分乘積與凍融循環(huán)次數(shù)疊加后得到凍融作用過程曲線（圖 9（a））。

由于以上水力、風力、凍融作用因子的統(tǒng)計結果的量綱不同，因此要對數(shù)據(jù)進行歸一化處理，歸一化方法采用min-max標準化，轉換函數(shù)如下：

式中：max為樣本數(shù)據(jù)的最大值；min為樣本數(shù)據(jù)的最小值。

在此基礎上，對標準化后的三種動力值進行疊加，將疊加后的數(shù)值作為交錯驅動效應表征參數(shù)，得到水力、風力、凍融交錯后的作用過程曲線。取疊加后的平均值為基準值，該曲線位于基準值以上的部分即為高侵蝕風險期（圖9（b））。根據(jù)高侵蝕風險期作用時段及分布特征，發(fā)現(xiàn)高侵蝕風險期內的水力、風力、凍融作用過程具有三個峰期，且基本上是雙類或多類侵蝕疊加耦合造成的，分別為風凍交錯、風水交錯和風水凍交錯，據(jù)此可以認為砒砂巖區(qū)復合侵蝕存在著三個典型動力組合模式。其中，高侵蝕風險期Ⅰ發(fā)生于每年的2月上旬至3月中下旬，表現(xiàn)為風蝕、凍融交錯作用；高侵蝕風險期Ⅱ發(fā)生于每年的6月中上旬至8月中下旬，表現(xiàn)為以水蝕為主的風水交錯侵蝕作用；高侵蝕風險期Ⅲ發(fā)生于每年的10月中旬至11月中下旬，表現(xiàn)為水蝕、風蝕、凍融交錯侵蝕作用。

復合侵蝕動力作用關系復雜，目前對各侵蝕動力的作用比例和侵蝕效應研究較少。根據(jù)王隨繼[20]的研究結果，砒砂巖區(qū)的凍融侵蝕量可以達到溝道產(chǎn)沙量的1/2，最大可達流域侵蝕量的1/3左右。趙國際[12]認為砒砂巖區(qū)的風力侵蝕主要發(fā)生在冬春季，年風化速度為1.5～3.6 mm，提供的風化物質達2250～5292 t/（km2·a）。而本文是從侵蝕動力的角度對砒砂巖區(qū)動力作用模式和特征進行的分析，未結合不同侵蝕模式下的侵蝕量進行定量分析，因此尚無法判斷各動力因子的作用比例。今后還有不少問題需要進一步探索，例如不同侵蝕動力過程的定量描述，不同侵蝕動力組合模式的作用機制，以及不同侵蝕動力耦合下的侵蝕效應及其模擬等。

5 結論

（1）砒砂巖區(qū)土壤侵蝕營力在時間上存在著相互交錯與疊加的復雜關系。水力侵蝕高峰期發(fā)生于6—9月，風力侵蝕高峰期為3—5月，凍融期為12月初至次年的3月底。其中凍融過程具有上凍期、封凍期和解凍期三個階段，上凍期表層土體最先凍結，解凍期表層土體最先解凍，深層土體最后解凍，封凍期的土壤水分含量處于全年中的較低水平，春季解凍期是凍融循環(huán)的多發(fā)期，加之這一時期的土壤水分含量相對較高，易于對土體結構形成凍融侵蝕破壞。

（2）砒砂巖區(qū)復合侵蝕作用基本上是雙類侵蝕疊加耦合造成的，分別為風凍交錯、風水交錯和風水凍交錯三個典型動力組合模式。砒砂巖區(qū)年內存在三個高侵蝕風險期，即每年的2月上旬至3月中下旬為高侵蝕風險期Ⅰ，表現(xiàn)為風蝕、凍融交錯作用（風凍交錯）；每年的6月中上旬至8月中下旬為高侵蝕風險期Ⅱ，表現(xiàn)為以水蝕為主的風水交錯侵蝕作用（風水交錯）；每年的10月中旬至11月中下旬為高侵蝕風險期Ⅲ，表現(xiàn)為水蝕、風蝕、凍融交錯侵蝕作用（風水凍交錯）。