中國土壤風蝕速率實測研究述評

杜鵬飛，劉孝盈

（1.中國水利水電科學研究院，北京100048；2.國際泥沙研究培訓中心，北京100048）

土壤風蝕是干旱半干旱地區及部分半濕潤地區土地沙漠化過程的首要環節［1］，是侵蝕區土地沙漠化和下風向地區沙塵暴災害的根源［2］，也是引起土壤退化的主要途徑。從國外目前已有的研究來看，在風蝕過程、機制、影響因子、評價、防治及預測預報方面，已得到普遍的重視，并取得了顯著的成就。我國的風蝕研究工作也已逐步從定性研究轉向半定量和定量的實驗研究［3］，并在風沙地貌與沙漠化、風蝕動力學、風蝕影響因子、風蝕評估模型、土壤風蝕強度分級以及風蝕防治技術等多個領域取得了一系列的成果［4］，其中，定量研究主要集中在風洞模擬試驗或某一特定時段內的野外觀測，或通過遙感普查和GIS技術從宏觀上研究風蝕的時空演變動態。由于風蝕過程不易捕捉，風蝕速率難以測定［5］，尚缺乏長時間序列的土壤風蝕實際觀測記錄［6］，而作為土壤風蝕防治的科學依據，土壤風蝕速率的測定不僅是劃分土壤風蝕強度的主要指標，而且也是與風蝕相關的研究領域迫切需要解決的一個關鍵科學問題［4］，是風蝕評價和預測預報必不可少的重要環節，對制定科學的風蝕控制計劃大有裨益。在這種情況下，總結我國土壤風蝕的已有實測結果，分析不同區域、不同土地利用方式下土壤風蝕速率的分布特點和影響因素，對于我國土壤風蝕的定量評價和風蝕預報系統的建立有著重要的意義。

1 我國風蝕災害發生的范圍

迄今為止，我國共進行過三次全國土壤侵蝕遙感普查。分別是1989—1990年，以1985—1986年的TM影像進行的第一次遙感普查；1999—2000年，以1995—1996年的TM影像進行的第二次遙感普查；以及21世紀初，采用2000—2001年的TM影像并結合土地利用圖進行的第三次遙感普查。結果顯示，全國的風力侵蝕面積呈持續增長的態勢，從1985—1986年的187.61萬km2增長到2000—2001年的195.70萬km2，15a間共增加了8.09萬km2，年均增長0.54萬km2。強度以上風蝕面積由占風蝕總面積的34.98%增加到44.32%，增加了近10個百分點（表1）。受其影響因子的約束，風蝕在空間的分布上具有很強的地帶性。第三次全國土壤風蝕強度遙感調查結果表明，我國土壤風蝕災害的范圍主要分布在西部地區的新疆、內蒙古、青海、甘肅和西藏五省區［7］。其中強度以上的侵蝕區主要分布在塔克拉瑪干沙漠、古爾班通古特沙漠、騰格里沙漠、巴丹吉林沙漠以及柴達木盆地，中度以下的侵蝕則主要分布于上述沙漠的邊緣、渾善達克沙地、科爾沁沙地、青藏高原北部、四川省北部、以及零星分布于南方的濱海濱湖風沙區［8］。

表1 全國三次土壤風蝕遙感調查結果對比

2 風蝕速率的實測方法

在室內，風洞試驗能夠輕松實現對各風蝕因子的控制，但由于其模擬的時間短、土粒之間缺乏磨損、邊界效應顯著，不能完全真實再現自然狀態下的風蝕過程，因而在計算實際風蝕量方面仍存在著一定的局限性［9］；遙感和GIS技術滿足了對區域大尺度風蝕速率的快速估算，實現了風蝕研究在宏觀空間尺度上的擴展，但利用該方法研究土壤風蝕，是在假定區域相同土地利用類型內，風蝕速率相同這一前提條件進行的［10］，忽略了地塊尺度上，由于坡度、植被覆蓋等條件的不同而引起的侵蝕變化，從而在這一空間尺度上，降低了土壤風蝕速率的計算精度；而代表著土壤風蝕科學研究水平的土壤風蝕預報模型雖已在國外取得顯著的成就（如 WEQ、Pasak、Bocharov、TEAM、WEPS、RWEQ、WEAM等），但國內相關研究由于起步晚，基礎薄弱，仍然缺乏長期系統的觀測和實驗數據，到目前為止，還沒有建立起適合我國國情的風蝕預報模型［11］。因此，在野外實驗場，通過布設相關儀器，對風沙進行實際監測，從而獲得土壤風蝕起沙、輸移、沉降等各個過程的觀測數據，或對樣品進行采集和處理后，通過一系列相應的實驗，運用模型計算出土壤風蝕速率，對于模擬風蝕過程的整體動態、并實現風蝕研究從局部到整體的尺度轉換仍具有十分重要的意義［6］。目前，通過布設相關設備和樣品采集分析，用來測定土壤風蝕速率的方法主要有以下幾種：

插釬法。通過插釬，根據吹蝕或累積的土壤高度，估算次大風或多年的侵蝕速率或堆積速率。由于插釬容易出現沉降和外力擾動，導致這種方法的實際測定存在著一定的誤差，較適用于風蝕強烈的地區。

調查法。通過野外調查相關地形和風蝕景觀，如風蝕土墩、風蝕坑、建筑物基部風蝕出露狀況、風沙堆積物形態和尺寸、雅丹地貌的深度和高度等，估算土壤風蝕速率。這種方法較為粗略，很難用來估算短時間的中輕度風蝕，對單次風蝕劇烈或中長時間尺度的強度風蝕較為適用。

掃描法。使用三維激光掃描儀、粒子圖像測速儀等儀器，利用攝像技術，對地表進行掃描，通過對地表高程變化的實際測量實現對土壤風蝕情況的監測。這種方法可以基本實現對數據的自動采集和處理，可以用來研究風蝕引起的地貌演化特征及風沙流的規律，但鑒于儀器的分辨率，對中輕度的土壤風蝕速率計算時會存在著較大的誤差。

風蝕盤法。通過在盤狀容器中放置已知質量的土樣測定土壤風蝕量。由于這種方法已知土壤風蝕面積，所以容易得出侵蝕量和侵蝕速率的關系。但受容器材質的影響，導致盤中土壤與自然狀態下的環境土壤被隔離，很難形成通氣透水的自然環境，盤中土樣的水分蒸發較快，使得影響風蝕的因子發生變化，會導致風蝕測定量比實際侵蝕量大。因此，這種方法比較適合于監測單個風蝕事件中的風蝕量。

集沙儀法。按排氣方式的不同，集沙儀分為主動式和被動式兩種。由于被動式集沙儀易于制作且使用方便，所以使用較廣。按旋轉與否，集沙儀分為旋轉式和固定式兩種。旋轉式集沙儀會隨著風向的變化而自動調整方向，可收集多個方向、任意角度的輸沙通量，但不能確定來沙面積，無法推知區域單位面積上的風蝕量。相比而言，固定式集沙儀雖然只能收集某一方向的輸沙量，但通過在上下風向的合理布設，可以明確特定區域面積的風蝕量。集沙儀可對風蝕實現任一時間尺度的觀測，觀測時間越長，成本越高。在明確集沙效率的前提下，可以獲得較為準確的風蝕速率數據。

集沙盤法（沉塵缸法）。通過在風蝕區布設集沙盤，來監測單位面積土壤的沉積量。當集沙盤全部布設于地表以下時，可“誘捕”土壤吹蝕過程中的蠕移量和沉降量，當集沙盤布設于地表以上時，收集的只是大氣輸移過程中的浮塵沉降量。由于大氣中的浮塵來源具有不確定性，因此用這種方法很難確定單位土地面積上的土壤風蝕量。

粒度對比分析法。該方法通過確定風蝕粗化層的厚度、土體容重和風蝕前后粗化層下部及粗化層中不可蝕顆粒的百分含量，實現對土壤風蝕量的估算。利用該方法時基于以下三個假設條件［12］：① 在地表物質的粒配組成中，既含有可蝕顆粒，又含有不可蝕顆粒；② 未經風蝕時，物質的粒配組成在計算所涉及深度內的垂向變化是可以忽略的；③ 與風蝕過程相比，引起地表粒配變化的其它因子忽略不計。由于該方法沒有考慮流水侵蝕和凍融侵蝕，使得該方法不能在風水復合侵蝕區和青藏高原區進行有效的利用，而粗化層深度和不可蝕顆粒的界定標準尚未統一，也在一定程度上影響了該方法的推廣。

核素示蹤法。利用在水蝕研究方面已逐漸成熟的137Cs核素示蹤技術，通過確定區域的137Cs背景值，利用相關模型可間接計算出中等時間尺度上（近50～60a來）的平均土壤風蝕速率。應用137Cs核素示蹤法，需要在研究區或附近找到一個既未發生過侵蝕，也未發生過堆積，且未被擾動過的背景值采樣點，這在很多地區難以實現。此外，利用該方法得到的是風水復合侵蝕速率，很難從中甄別出具體的風蝕速率，因此在風蝕研究應用上具有一定的局限性，但利用該方法得出的計算結果，由于無須考慮風沙活動的時空變化特征，因而具有很好的可比性。

3 風蝕速率的實測結果與分析

綜合已發表的有關中國土壤風蝕速率實測研究的相關文獻，在測定地點、測定方法、氣候類型、土地利用類型等方面對這些文獻進行總結歸納，得出我國若干地區年度平均土壤風蝕速率實測值，具體結果如表2所示。

除表2中列出的基于較長時間尺度計算得出的年度平均土壤風蝕速率研究，還有一些學者在不同地點對從次大風到幾個月不等的較短時間尺度上的土壤風蝕速率進行了測定。如：李忠輝等［33］采用粒度對比分析法和風蝕盤法，對內蒙古武川縣旱農試驗站一個東西走向的丘陵進行了研究，發現坡頂風蝕量最大，北坡次之，南坡最小；孫興邦等［34］通過布設集沙儀，對山西省右玉縣的風沙量進行了監測，得出了3a的集沙量，距地面0，0.5，1.5，4，8m 五個不同高度收集的沙量分別為112.9，11.7，1.7，0.8，0.7g；海春興［35］采用土壤表面形態變化測量儀，用7級風的強度對河北壩上不同土地利用類型的土壤進行了吹蝕，發現草地、林地、耕地和交通用地的吹蝕深度分別為1.51，1.61，13.82，38mm；樊自立［36］對阿克蘇農墾三團場三連二斗東條田的風蝕情況進行了監測，發現1977年4月14日—21日連續幾次大風刮走的表土達16cm之厚；馮曉靜等［37］在內蒙古正藍旗，利用集沙儀，對小麥秸稈殘茬覆蓋保護性耕作農田和傳統翻耕耙碎農田進行了監測，監測結果顯示，小麥秸稈殘茬覆蓋保護性耕作農田中的集沙量遠低于傳統翻耕耙碎農田的集沙量等。但這些研究沒有得出單位面積地塊具體的土壤風蝕量，從而無法計算出準確的土壤風蝕速率。還有一些學者，通過對一定面積上的土壤風蝕進行短時間的觀測，得出了基于這一時間尺度的土壤風蝕速率，具體研究結果見表3。

由表2—3可見，我國已有土壤風蝕速率的實測研究主要分布在半干旱區，總體上涵蓋了干旱、半干旱、半濕潤三個主要氣候類型區。具體集中在內蒙古地區、西北的青藏高原和新疆地區、東北的松遼流域、華北半濕潤區、海南濱海以及位于風力水力交錯侵蝕區內的其它地區。測定方法除了插釬法、陷阱誘捕法、集沙儀法等傳統方法以外，剛剛在風蝕研究領域興起的137Cs法逐漸成為近10a風蝕速率研究的主要方法。

各種測定方法在風蝕量的測定和風蝕速率的計算上各有優勢，但具體到每一種測定方法，其測定結果的精準性難以得到有效地厘定。即使對同一區域的土壤風蝕速率進行研究，采用不同的方法，也可能得出相異的結果，對這些結果的橫向比較也難以得到有效的確定。而由于風沙環境的演變和春季降水量的波動制約，最近50a來，中國北方干旱、半干旱地區的風沙活動呈現出由強烈到減弱的顯著變化，20世紀80年代以來，部分地區的輸沙能力僅為1960s—1970s的20%～50%［43－45］。因此，在不同時間測定的風蝕速率也很難進行縱向的比較。基于以上兩點考慮，本文只對表2中所列的基于同一方法研究的相近地區、相似時間尺度的土壤風蝕速率，從區域和土地利用方式兩個方面進行分析。

表2 年度平均土壤風蝕速率結果及測定方法

表3 不同時段內的土壤風蝕速率結果及測定方法

3.1 不同區域土壤風蝕速率的變化分析

內蒙古是我國研究風蝕速率研究最為集中的地區，從表2可見，對內蒙古風蝕速率實測研究的主要方法是插釬法和粒度對比分析法，實測結果在0.03～3 931.50t／（hm2·a），隨著土地利用類型的不同而有明顯的不同，變化幅度極大。根據水利部土壤風蝕強度分級標準［46］，位于內蒙古中部的多倫縣、武川縣、四子王旗，以及商都、化德地區的土壤風蝕強度均在中度以下，而20世紀90年代中期以前研究的同在中部的烏蘭察布后山地區，以及位于內蒙古東部的呼倫貝爾、奈曼旗、科爾沁的農田和沙地的風蝕強度均達到了劇烈的標準。

同樣用插釬法研究的山東夏津、北京永定河和山西右玉縣的風蝕速率也存在一定的差別。同在上世紀90年代初測定的位于夏津的沙地和右玉縣的林地風蝕強度相當，均為中度侵蝕，遠小于右玉縣農田的風蝕速率。一方面，這些結果從區域上反映了不同氣候類型對風蝕的重要影響，另一方面，也在區域內部揭示了由土地利用方式的不同而引起的土壤風蝕量的差異。

基于137Cs法計算的半干旱地區近50a以來的平均土壤風蝕速率顯示，海南濱海區風蝕強度最高，年均風積厚度達到了12.50mm，與河北壩上地區的林地（12mm）相當。西北地區中，新疆、青海、西藏地區的風蝕速率實測值，除灌叢和沙地的個別點外，多集中在10～60t／（hm2·a），與河北壩上豐寧的草地27.6～43.5t／（hm2·a）相當。集沙儀法測定的晉陜蒙接壤地區的沙地，風蝕速率在2.30～43.60t／（hm2·a），屬于輕、中度侵蝕。此外，用粒度對比分析法對內蒙古中部地區農田的研究結果顯示，隨著研究時間的后移，風蝕速率呈減小的趨勢，這可能也是對20世紀80年代以來這一地區風力輸沙能力逐漸降低的一種響應。

對于較短時段內風蝕速率實測研究，表3表明，對內蒙古科爾沁的沙地、農田和草地的研究較多，由于沙地類型不同，風蝕速率相差也較大。受這些研究所選擇的時段和具體的觀測時間所限，研究結果間不具可比性。但值得注意的是，對山西半濕潤區和內蒙古半干旱區農田的研究均表明，風蝕強度均較大，尤其是對錫林郭勒的研究，短短兩個月間，每公頃農田土壤的風蝕量就達到了323t，遠遠超過了年均土壤風蝕的劇烈標準。

3.2 不同土地利用方式下土壤風蝕速率的變化分析

土地利用方式不同，土壤特性以及土壤對外界環境變化的抵抗力也會不同［47］，影響土壤風蝕的主要因子就會存在著一定的差別，從而引起土壤風蝕速率的變化。已有研究中，主要對農田、沙地、草地、灌叢和林地五種土地利用方式下的土壤風蝕速率進行了實測和計算，從結果來看，土壤風蝕速率隨土地利用方式的不同而顯著不同。內蒙古奈曼旗新墾農田的土壤風蝕速率最大，為464.20～3 931.50t／（hm2·a），多倫縣林地的土壤風蝕速率最小，僅為0.03t／（hm2·a）。在同用插釬法對同一地區不同土地利用方式下的風蝕研究中，稀疏荒草地的侵蝕速率大于荒草地（永定河）、農田的侵蝕速率大于林地（右玉縣），而在農田中，新墾農田的侵蝕速率則又遠大于留茬農田（奈曼旗），這些結果都突出地體現了植被覆蓋度在抵抗風蝕過程中的重要作用。

由表2可見，在河北壩上地區，用137Cs法計算的農田土壤風蝕速率幾乎是草地的兩倍。而在西北地區，不同土地利用方式下的土壤風蝕速率相差遠沒有其它地區懸殊。以新疆庫爾勒地區為例，荒地、草地和農田的風蝕速率相近，最大值都在50～60t／（hm2·a）左右，農田風蝕速率的最小值甚至低于荒地和草地。在對青海共和盆地和青藏高原的研究中，草地和農田的風蝕速率結果也基本相同，灌叢和沙地的風蝕速率則較大，達到劇烈侵蝕標準。

3.3 影響我國土壤風蝕速率特點的因素分析

土壤風蝕作為一個復雜的風沙物理過程，是在特定環境條件下，自然、人為因素及其相互作用的綜合表現。在大尺度上，氣候格局決定了土壤風蝕的范圍和程度，在地形、土壤類型、土地利用方式等因素的綜合影響下，侵蝕強度又因土壤風蝕發生的方式和過程的不同而有所不同。

總體來看，達到強度標準以上的侵蝕區降雨幾乎都在200mm年降雨量線以下。在上述風蝕研究區中，內蒙古的土壤風蝕量最大，除農業土壤外，風沙土和沙質土壤等非農業土壤也受到強烈侵蝕。究其原因，除了與內蒙古的高原地形有關外，稀疏低矮的植被，在冬春大風季節，也未起到很好的保護作用，強烈的風蝕在很大程度上抵消了成土作用，致使土層淺薄，而降雨少、風速大、大風日數多等氣候條件的影響則進一步加速了土壤風蝕過程，加劇了土壤風蝕程度；西北地區中，研究區庫爾勒位于天山南麓、塔里木盆地東北部，深處大陸腹地，暖溫帶荒漠性氣候決定了其降雨量少、大風日數多的基本特點，冬春季節的強風易于引起表土的風蝕，其中，草地土壤風蝕量之所以與農田相當，主要是由于研究樣點位于農區的邊緣，且與戈壁相連，盛行風向引起嚴重的侵蝕所致。與庫爾勒有所不同，根據嚴平的研究結果，在青藏高原，沙地和灌叢的風蝕災害嚴重，草地和農田的風蝕量略小，危害稍輕。在此過程中，植被覆蓋起了關鍵作用；風水交錯侵蝕區，分布范圍雖廣，但作物一年一熟的共同特點，卻為春季風蝕災害的發生提供了條件，不僅農田風蝕相當嚴重，而且由于在冬春季節，多數林木落葉、草地枯黃，防護作用差，致使林草地的風蝕危害不容小覷；而華北半濕潤區的土壤風蝕則主要受土地利用類型的影響，在覆蓋度較低的河灘地和稀疏荒草地，風蝕程度比覆蓋度相對較好的荒草地大；東北地區中，松遼流域地處溫帶、寒溫帶大陸季風氣候區，由于草甸草原、落葉林區、針闊混交林的廣泛存在，遏制了風蝕災害的進一步發展，因此，風蝕災害相對較輕。總之，土壤風蝕強度的空間格局不僅與研究區的風力強度、降水量等氣候因子有關，還受土壤質地、植被覆蓋度以及土地利用方式的影響。

4 結論

縱觀國內已有的相關研究可以發現，我國所開展的土壤風蝕速率實測研究已取得了一系列重要成果。研究結果表明，在區域尺度上，內蒙古東部的土壤風蝕最為嚴重，次之為海南濱海地區，再次為內蒙古中部、西北、華北和北方的風水交錯侵蝕區，風蝕最輕的為東北地區。由于抗風蝕能力不同，缺少覆蓋的農田土壤更易于受到近地表氣流的動量傳輸而引起侵蝕。

土地利用類型不同，土壤風蝕速率也存在著一定的差異，但因研究地區不同，規律也有所不同。在內蒙古和其它中東部地區，土壤風蝕量基本呈現出按農田、沙地、草地、林地依次減小的規律。在西北地區中，灌叢和沙地的風蝕速率較大，農田和草地的風蝕速率則相對較輕。

各種測定方法在風蝕速率的計算和風蝕量的評估上各具優勢，但具體到每一種測定方法，其測定結果的精準性難以確定，長期系統的定位觀測仍很缺乏。由于已有研究的實驗條件不同，采用的方法不同，即使對同一區域的土壤風蝕速率進行研究，也可能得出不同的結果，因此各方法的相互印證工作需要得到進一步的研究與重視。由于137Cs法計算得出的結果是近50～60a以來的平均土壤風蝕速率，可以方便地對不同地區或同一地區不同時段內的平均土壤風蝕速率進行比較，即便在外界條件（如土地利用方式、氣候因子）發生變化的條件下，也能夠得出風蝕速率的變化趨勢，因此在背景值點能夠確定的前提下，有著廣闊的應用前景。

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