凍融條件下土壤抗沖性的變化特征

肖俊波，孫寶洋，李占斌,，馬 波，張樂濤(.西北農林科技大學 水土保持研究所，陜西 楊凌 700；.中國科學院/水利部 水土保持研究所 黃土高原土壤侵蝕與旱地農業國家重點實驗室，陜西 楊凌 700)

凍融條件下土壤抗沖性的變化特征

肖俊波1，孫寶洋1，李占斌1,2，馬 波1，張樂濤2

(1.西北農林科技大學 水土保持研究所，陜西 楊凌 712100；2.中國科學院/水利部 水土保持研究所 黃土高原土壤侵蝕與旱地農業國家重點實驗室，陜西 楊凌 712100)

凍融作用；土壤抗沖性；變化特征

為揭示凍融作用對風沙土抗沖性的影響，以季節性凍融區風沙土為研究對象，通過室內放水沖刷試驗對凍融條件下土壤抗沖系數的變化特征進行了研究。結果表明：坡度、放水流量、土壤含水量、凍融循環次數和土層深度對土壤抗沖系數均具有顯著影響(P<0.05)，土壤抗沖系數對各因素敏感程度大小為坡度>放水流量>土壤含水量>土層深度>凍融循環次數；土壤抗沖系數隨坡度、放水流量、凍融循環次數增加而減小，隨土壤含水量的增加先增大后減小，隨土層深度的增加先減小后增大。

土壤侵蝕是導致土地退化和生態環境惡化的根本原因，是世界性的重大環境問題，嚴重威脅著人類的生存與發展[1]。凍融侵蝕是土壤在凍融作用下發生的一種土壤侵蝕現象[2]，作為一種重要的土壤侵蝕類型，在全球分布廣泛。凍融作用是指土層由于溫度降低和升高而產生凍結和融化的一種物理地質作用和現象[3]，季節性凍融一般表現為冬季凍結、春季消融，一凍一融對土壤的理化和生物學性質均會產生直接或間接影響[4]。因此，凍融作用是春季解凍期坡面、溝道侵蝕發生的主要外營力之一[5]。冬季土壤凍結前的初始含水量、凍融循環次數、土層深度等是影響季節性凍融作用的主要因素[6-8]。由于凍融侵蝕發生環境惡劣、侵蝕過程復雜、監測試驗模擬困難等，因此目前的研究多集中在凍融作用對土壤物理和力學性質的影響等方面，在凍融作用對土壤抗蝕性的影響研究中也取得一定進展，但關于凍融作用對土壤抗沖性的影響卻鮮有報道。

土壤抗沖性是土壤抵抗徑流對其機械破壞和推動下移的性能，其值大小受到土壤質地與結構的影響，是土壤抗侵蝕性能的重要方面[9]。土壤抗沖性不僅決定于自身屬性，還受到地形條件、氣候因素、人為活動等多重因素的復合影響[9-10]。冬春季交替期間凍融作用的反復進行影響了土壤的容重、滲透性、含水量和穩定性等，改變了土體抗沖性，使其更易遭受侵蝕[5]。目前對凍融侵蝕動力過程及其作用機理的研究尚處于起步階段，尤其是在季節性凍融現象較為明顯的風蝕水蝕交錯區，有關季節性凍融與土壤抗侵蝕性能之間關系的研究尚且不足，阻礙了我國在多侵蝕營力復合作用下土壤可蝕性變化的研究。基于此，為揭示凍融作用對風沙土抗沖性的影響，本研究利用人為凍融試驗和室內放水沖刷試驗，研究凍融作用影響下的風沙土抗沖性變化規律，以期為凍融侵蝕機理的研究提供參考。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

研究區位于內蒙古東柳溝流域，屬于典型的大陸性氣候區，年降水量240～360 mm，降雨和徑流在年內分布不均，3月份冰雪消融，徑流增加，徑流量約占年徑流量的12%。年均氣溫6 ℃左右，最高氣溫40.2 ℃，最低氣溫-34.5 ℃，尤其是1月份平均氣溫在0 ℃以下，冬春季都有不同程度的凍融現象發生[11-12]。

1.2 試驗設計

在研究區調查采樣。試驗土壤屬風沙土，在當地廣泛分布，質地為細沙和粉沙，松散無結構，土層較厚，有機質含量極低，極易發生侵蝕[13]。試驗土樣的顆粒組成分析結果見表1。

表1 試驗土壤顆粒分析

試驗選用凍融循環次數、土壤含水量、坡度、放水流量、土層深度5個影響因子，每個因子采用5個水平，采用正交方法，選用不含交互作用的L25(56)正交表進行試驗。供試土壤剔除植物根系和雜物后自然風干，然后過2 mm 篩，在60 cm×30 cm×20 cm(長×寬×高)泡沫絕熱盒中，采用分層配土方法，每盒分4層，配置成5種不同質量含水量(3%、6%、9%、12%和15%)的土樣，將配置好的土樣放置在室溫靜置12 h，使土樣內水分混合均勻，并用保鮮膜覆蓋防止水分散失，然后將土樣放入制冷機中進行交替凍融循環。模擬凍融循環試驗中，凍結溫度保持在-15 ℃左右，在5～10 ℃室溫下融解，解凍時間12 h，按此方法依次進行凍融循環。凍融循環次數分別為1、4、7、10和13次，土層深度分別為0～4、4～8、8～12、12～16、16～20 cm。

土壤抗沖性指標采用室內模擬土壤抗沖試驗獲取，試驗設備見圖1。土樣完全解凍后，用200 mm×50 mm×40 mm(長×寬×高)的特制取樣器分層取樣。取樣器設有偏刃刀口，以減少取樣過程中對土壤的擾動。沖刷裝置主要由兩部分組成，即沖刷槽和供水槽。沖刷試驗開始前，調節坡度(5°、10°、15°、20°、25°)和放水流量(0.4、0.6、0.8、1.0、1.2 L/min)，將裝有土樣的取樣器放入沖刷槽土樣室中，當取樣器中土壤被剝離1/3時停止沖刷，記錄沖刷所用時間t。沖刷過程中，用徑流桶收集水流泥沙樣，直至沖刷試驗結束。沖刷結束后稱量各個桶內的徑流泥沙量，然后將徑流桶靜置澄清，泥沙沉淀完全后倒掉上層清液，將剩余泥沙水樣轉移至鐵盒內，置于烘箱中烘干稱量，測定沖刷泥沙質量W(g)。每組試驗重復3次。

1—儲水桶；2—流量計、閥門；3—緩沖水槽；4—沖刷槽；5—土樣室；6—取樣器；7—可調支架；8—支撐板

圖1 試驗設備示意

1.3 數據處理

土壤抗沖系數為每沖刷1 g的烘干土所需水量，用AS(anti-scouribility)表示，計算公式為

AS=ft/W

式中：AS為土壤抗沖系數，L/g；f為沖刷流量，L/min；t為沖刷時間，min；W為烘干泥沙質量，g。

土壤抗沖系數越大，土壤的抗沖性越強[4]。利用Excel進行數據處理與繪圖，采用SPSS 22.0進行正交設計和方差分析。

2 結果與分析

2.1 凍融條件下土壤抗沖性總體變化特征

為研究在凍融作用下，凍融循環次數、土壤含水量、坡度、放水流量和土層深度與風沙土抗沖性的關系，進行方差分析可知，土壤含水量、坡度、放水流量和土層深度對土壤抗沖系數具有極顯著影響(P<0.01)，凍融循環次數對土壤抗沖系數有顯著影響(P<0.05)。各因素極差值大小為坡度>放水流量>土層深度>含水量>凍融循環次數(表2)，其中坡度的極差值最大，是其他4個因素極差值的4～6倍。這說明坡度是土壤抗沖性的重要影響因素，土壤含水量、放水流量和土層深度是程度相當的次要影響因素，凍融循環次數影響效應最小。當坡度為5°、土壤含水量為3%、試驗放水流量為0.4 L/min、凍融循環次數為1次、土層深度為16～20 cm時，土壤抗沖系數最大。

表2 不同模擬條件下的土壤抗沖系數 L/g

注：M1～M5為各因素1～5水平的均值；R為水平極差，表示因素影響程度。

2.2 坡度與土壤抗沖性的關系

凍融坡面土壤侵蝕量的增加與坡度有直接的關系。繪制土壤抗沖系數與坡度的關系曲線，見圖2。凍融條件下風沙土抗沖系數隨著坡度的增加呈顯著減小的趨勢，抗沖系數與坡度呈冪函數關系(R2=0.94)。當坡度由5°增加到10°時，抗沖系數由131.54 L/g急劇減小到16.74 L/g，而當坡度由10°逐漸增加到25°時，抗沖系數降幅明顯減少。試驗過程中，當坡度為5°時，試驗產生土壤被垂直穿透現象耗時15 min，然而當坡度增加到10°時，同樣的情況用時明顯減少，說明隨著坡度的增加，產沙量增大，徑流下切穿透土壤用時逐漸減少。其原因是經過凍融后土壤變得疏松多孔，產生大量可蝕物質[13]，坡度增大導致流速增加，徑流剪切力和能量也隨之增加，土壤更易被沖刷，最終表現為土壤抗沖系數減小。

圖2 坡度與土壤抗沖系數的關系曲線

2.3 放水流量與土壤抗沖性的關系

繪制土壤抗沖系數與放水流量的關系曲線，見圖3。由圖3可知，土壤抗沖系數隨著放水流量的增加呈減小趨勢，土壤抗沖系數和放水流量呈二次函數關系(R2=0.89)。土壤凍融后容重降低，孔隙度增大，土壤入滲能力增強[3]。當放水流量為0.4 L/min時，水流呈緩流狀態，水流在土壤表層下滲，動能減小，產生的泥沙也較少，故試驗土壤抗沖系數較大。當放水流量增加至0.6 L/min時，隨著放水流量增大，流速變大，入滲水量減少，徑流下切穿透土壤用時減少，水沖穴逐漸增大，沖刷產生的泥沙量較多，土壤的抗沖系數較小。當流量增加到1.2 L/min時，坡面徑流逐漸過渡到紊流局部急流狀態，水流的沖刷能力增強，水流對試驗土壤下切能力增加，試驗土壤更容易被水流沖刷穿透，甚至開始出現局部坍塌現象，沖刷產生的泥沙增加，試驗用時減少，試驗土壤抗沖系數呈現急劇減小趨勢。

圖3 放水流量與土壤抗沖系數關系曲線

2.4 含水量對土壤抗沖性的影響

土壤的凍結程度與土壤在凍融過程中含水量的變化有著直接的關系，因此土壤含水量是影響土壤抗沖系數變化的因素之一。繪制土壤抗沖系數與含水量的關系曲線，見圖4。由圖4可知，土壤抗沖系數隨著土壤含水量的增加先增加后減小，兩者呈二次函數關系(R2=0.99)，當含水量為6%時，土壤抗沖系數達到最大值，為50.7 L/g。試驗土壤經歷的凍結過程是土層由上至下依次凍結并獲得下層土體水分補給的過程，土壤水分向上遷移。一般說來，土壤中水分含量越大，凍結過程中水分遷移的有效時間越長，遷移的水分也就越多，從而導致土壤水的再分布。土壤凍結時水分部分相變成冰，對土壤的結構穩定性改變較大，但當土壤含水量較低時，水分遷移并不明顯，因此當試驗土壤含水量為3%、6%時，土壤抗沖系數變化規律并不明顯。另外，當含水量逐漸增大時，土壤孔隙填入更多水分，凍融過程中對土壤結構的改變就更大，坡面土壤也就更易于分散、輸移和崩塌，導致土壤的抗沖系數急劇減小。

圖4 土壤含水量與土壤抗沖系數關系曲線

2.5 凍融循環次數對土壤抗沖性的影響

繪制土壤抗沖系數與凍融循環次數的關系曲線，見圖5。從圖5可看出，土壤抗沖系數和凍融循環次數呈較好的線性關系(R2=0.92)。凍融循環1、4、7次時，凍融循環次數對試驗土壤抗沖系數變化影響不顯著(P>0.05)；當凍融循環次數達7次后，隨著凍融循環次數增加，土壤抗沖系數呈明顯減小趨勢(P<0.05)；但當試驗土壤經歷10次凍融循環后，土壤抗沖系數逐漸趨于穩定(P>0.05)。不同循環次數的情況下，試驗土壤表面會發生不同程度的凍脹開裂、土質疏松等，導致供試土壤容重呈緩慢減小趨勢，孔隙度呈緩慢增大趨勢。因此，試驗土壤抗沖系數隨凍融循環次數的增加呈現持續減小趨勢，但當循環次數增加到10次時，風沙土抗沖系數變化趨于穩定。這說明在凍融循環次數較多的情況下，凍融循環次數的增加可能對土壤抗沖性不再具有顯著影響。

圖5 凍融循環次數與土壤抗沖系數關系曲線

2.6 土層深度對土壤抗沖性的影響

繪制土壤抗沖系數與土層深度的關系曲線，見圖6。由圖6可知，土壤抗沖系數隨土層深度的增加先減小后增加，土壤抗沖系數與土層深度呈二次函數關系(R2=0.88)，其中土層深度為4～8 cm時，試驗土壤抗沖系數最小。凍結過程中，土層由上至下依次凍結并獲得下層土體水分補給。隨著土層深度的增加含水量逐漸降低，上層土壤含水量較高，土壤水占據較多土壤孔隙，土壤凍結時水分部分相變成冰，體積增大，導致團聚體內部或團聚體之間壓力失衡，團聚體破碎效應劇烈[13]；下層土壤由于水分上移，含水量較小，空氣占據大部分孔隙，土壤凍結過程中團聚體之間空氣收縮導致的團聚體破碎效應非常微弱[3,13]。表層土壤在凍結過程中，土壤孔隙與空氣接觸，在表層出現一層薄冰，凍結時水分部分相變成冰，增加的體積和氣體收縮接近時，團聚體內部或團聚體之間壓力平衡，團聚體物理破碎現象并不明顯[13]，故0～4 cm深的土壤抗沖系數大于4～8 cm深的土壤抗沖系數。

圖6 土層深度與土壤抗沖系數關系曲線

3 結 論

凍融對土壤的作用屬非生物應力，對土壤的理化和生物學性質均會產生直接或間接影響。土壤外部環境的改變影響內部結構的變化，凍融作用會對土壤內部結構產生一定的影響，進而使土壤容重和孔隙度有所變化。經過凍融后土壤變得疏松多孔，產生大量可蝕物質，大大降低了土壤的抗沖性。本研究以季節性凍融區風沙土為研究對象，通過室內放水沖刷試驗對凍融條件下土壤抗沖系數的變化特征進行研究。結果表明：

(1)坡度、循環次數、土壤含水量、放水流量、土層深度都不同程度地影響風沙土的抗沖系數(P<0.05)，其中坡度是主導因素，放水流量、土壤含水量、土層深度和凍融循環次數是次要因素。

(2)風沙土抗沖系數隨坡度、放水流量、凍融循環次數的增加而減小，隨土壤含水量的增加先增大后減小，隨土層深度的增加先減小后增大。

(3)凍融循環次數對風沙土抗沖系數變化的影響最小，土壤抗沖系數隨凍融循環次數的增加而減小，凍融循環10次以后，土壤抗沖系數趨于穩定。

[1] Li Xungui,Wei Xia.An analysis of the relationship between soil erosion risk and surplus floodwater during flood season[J].Journal of Hydrologic Engineering,2014,19(7):1294-1311.

[2] 趙曉麗,張增祥,周全斌,等.中國土壤侵蝕現狀及綜合防治對策研究[J].水土保持學報,2002,16(1):40-43.

[3] 劉佳,范昊明,周麗麗,等.凍融循環對黑土容重和孔隙度影響的試驗研究[J].水土保持學報,2009,23(6):186-189.

[4] 李強,劉國彬,許明祥,等.黃土丘陵區凍融對土壤抗沖性及相關物理性質的影響[J].農業工程學報,2013,29(17):105-112.

[5] 范昊明,蔡強國.凍融侵蝕研究進展[J].中國水土保持科學,2003,1(4):50-55.

[6] 李偉強,雷玉平,張秀梅,等.硬殼覆蓋條件下土壤凍融期水鹽運動規律研究[J].冰川凍土,2001,23(3):251-257.

[7] 董瑞琨,許兆義,楊成永.青藏高原凍融侵蝕動力特征研究[J].水土保持學報,2000,14(4):12-16.

[8] De Baets S,Poesen J,Knapen A,et al.Impact of root architecture on the erosion-reducing potential of roots during concentrated flow[J].Earth Surface Processes & Landforms,2007,32(9):1323-1345.

[9] 王峰,石輝,周立江,等.土壤抗沖性研究進展[J].山地農業生物學報,2010,29(6):528-537.

[10] 蔣定生,范興科,李新華,等.黃土高原水土流失嚴重地區土壤抗沖性的水平和垂直變化規律研究[J].水土保持學報,1995,9(2):1-8.

[11] 張翔,李鵬,張洋,等.東柳溝沉積泥沙粒徑空間分布與特征[J].水土保持學報,2015,29(1):75-79,148.

[12] 王濤,楊開林,郭永鑫,等.神經網絡理論在黃河寧蒙河段冰情預報中的應用[J].水利學報,2005,36(10):1-7.

[13] 王風,韓曉增,李良皓,等.凍融過程對黑土水穩性團聚體含量影響[J].冰川凍土,2009,31(5):915-919.

(責任編輯 李楊楊)

國家自然科學基金重點項目(41330858)；西北農林科技大學博士科研啟動基金項目(2452015345)

S157

A

1000-0941(2017)01-0037-04

肖俊波(1990—)，男，云南曲靖市人，碩士研究生，主要從事土壤侵蝕研究；通信作者李占斌(1962—)，男，河南南陽市人，研究員，博士，博導，主要從事土壤侵蝕與水土保持研究。

2016-04-21