砒砂巖區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 水土保持與生態環境研究中心，陜西 楊凌 712100）

1 研究背景

黃河中游鄂爾多斯高原砒砂巖區水蝕、風蝕、凍融侵蝕交錯發生，多類侵蝕過程共同構成了復雜的土壤侵蝕系統，屬典型的多相侵蝕區，也是黃河粗泥沙集中來源的核心區[1-2]，其區域土壤侵蝕模數達30 000～40 000 t/（km2·a），雖然其面積僅占黃河流域的2%，但產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]。加之這一地區受水力-風力-凍融的交錯驅動，侵蝕營力類型及組合季節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，導致高強度的侵蝕產沙過程[8-9]，形成了砒砂巖區“遇水成泥、遇風成沙”的獨特自然現象。

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生機理完全不同的泥沙侵蝕、搬運、沉積過程[10]。砒砂巖區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，忽視了其侵蝕系統的完整性，對該地區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系統，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 研究區概況與觀測方法

2.1 研究區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。二老虎溝流域位于鄂爾多斯市準格爾旗暖水鄉境內，流域面積 3.23 km2，地理坐標東經 110°36′2.74″，北緯 39°47′38.79″（圖1）。所在區域地貌形態呈黃土丘陵溝壑，上覆黃土或浮土，屬典型的蓋土砒砂巖區，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缺乏長系列觀測資料，因此根據其侵蝕環境條件，選擇具有代表性的位置布設水文、氣象、地溫、土壤等監測站點，定期采集水力、風力、凍融、土壤水分等關鍵參數。布置的監測設備包括：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、濕度等基本環境參數，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、水分采集系統兩套，配置5通道地溫、水分傳感器，根據該區域多年凍土平均厚度統計，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。基于以上數據分析，辨識年內水力、風力、凍融、土壤水分變化的時空分異規律。

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。從年際間的統計數據來看，年均降水量約449.6 mm。與鄂爾多斯地區皇甫川流域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，研究區降水年內分布不均，峰值出現在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，說明該地區水力侵蝕主要發生于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風速的分布特征如圖4所示。可看出，全年平均風速1.8 m/s，在不同季節，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。

統計研究區16個風向在2016—2018年的出現頻率（圖5）可以看出，研究區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、風蝕交錯發生，形成了砒砂巖區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由于溫度變化，導致土體或巖石的水分發生由液態到固態的相變，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是土壤溫度、水分和凍融循環次數。

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，凍融循環次數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次數，可以看出，凍融循環過程多發生于表層10 cm的土體，深層土體溫度波動較小，基本不發生凍融循環。上凍期表層土體凍融循環次數約為5次，且完成一個凍融循環的持續時間差異較大，從24 h到6 d不等。圖8為解凍期土壤剖面凍融循環次數，可看出，春季解凍期隨著溫度上升，表層土體的凍融循環次數較上凍期頻繁，約為10次，且完成一次凍融循環的持續時間相對均勻，基本維持在24 h左右。說明春季解凍期是凍融循環的多發期，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次數

圖8 解凍期土壤剖面凍融循環次數

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

根據以上對水力、風力、凍融作用因子年尺度變化過程的統計，對三種驅動力作用過程進行疊加，以辨識高侵蝕風險區的分布特征及動力交錯模式。采用數據標準化后的層次分析法（AHP），統計降雨量年內變化規律，得到水力作用過程曲線；統計風速年內變化規律，得到風力作用過程曲線；統計年內土壤溫差（0℃上下）與土壤含水量的乘積，加上凍融循環次數，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次數按照1∶1的權重賦值。其中，凍融循環次數根據3.3節的分析結果，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次數疊加后得到凍融作用過程曲線（圖 9（a））。

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

式中：max為樣本數據的最大值；min為樣本數據的最小值。

在此基礎上，對標準化后的三種動力值進行疊加，將疊加后的數值作為交錯驅動效應表征參數，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））。根據高侵蝕風險期作用時段及分布特征，發現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，據此可以認為砒砂巖區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發生于每年的2月上旬至3月中下旬，表現為風蝕、凍融交錯作用；高侵蝕風險期Ⅱ發生于每年的6月中上旬至8月中下旬，表現為以水蝕為主的風水交錯侵蝕作用；高侵蝕風險期Ⅲ發生于每年的10月中旬至11月中下旬，表現為水蝕、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。根據王隨繼[20]的研究結果，砒砂巖區的凍融侵蝕量可以達到溝道產沙量的1/2，最大可達流域侵蝕量的1/3左右。趙國際[12]認為砒砂巖區的風力侵蝕主要發生在冬春季，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的多發期，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，表現為水蝕、風蝕、凍融交錯侵蝕作用（風水凍交錯）。