降雨侵蝕過程中紅壤坡耕地地表微地貌演變特征

張利超, 葛佩琳, 李朝霞, 劉窯軍, 喻榮崗

(1.江西省水土保持科學研究院 江西省土壤侵蝕與防治重點實驗室, 南昌 330029;2.華中農業大學 農業部長江中下游耕地保育重點實驗室, 武漢 430070)

土壤是人類賴以生存的一種十分重要的自然資源[1]。但是，嚴重的水土流失帶來諸多負面問題，聯合國已將水土流失列為全球三大環境問題之一[2]。我國是世界上水土流失最為嚴重的國家之一，我國南方紅壤丘陵區開發利用不合理、強度大，再加上較頻繁的降雨，土壤侵蝕不斷加劇，已經成為該區域土壤退化的重要形式之一[3]。南方紅壤的水土流失多發生在坡面侵蝕過程，其中土壤結構性狀，特別是土壤團聚體的穩定性被認為是主控因素，決定著土壤抵抗分離和泥沙輸移的能力[4-5]。而地表微地貌作為影響坡面侵蝕過程的一個重要因素，其演變與水蝕過程的關系密切。在沒有植被的情況下，地表微地貌是影響結皮、徑流和土壤侵蝕的一個主要因素，深刻地影響著侵蝕過程中的徑流、入滲、結皮、泥沙輸移和匯流等[6-9]。之前國內外研究多關注我國北方土壤，南方紅壤富含鐵、鋁、錳氧化物和黏粒，土壤團聚性質、結構狀況和物質組成與粉沙顆粒為主的黃土迥異，坡地表微地貌特點也存在著明顯的差異[3,10]。

坡耕地是水土流失的主要策源地，有關坡耕地水土流失和地表微地貌方面的研究越來越得到重視[11-15]。本文以3種典型的紅壤坡耕地為研究對象，采用激光掃描和計算機數字圖像處理相結合的方法，研究紅壤坡耕地土表微地貌演變特征。此研究有利于豐富地表微地貌演變的研究理論，揭示土壤水蝕的內在規律，對南方紅壤區坡耕地坡面水蝕過程中地表微地貌的研究、降雨侵蝕過程模擬與預測模型的研究、紅壤區坡耕地水土流失防治與水土保持規劃設計具有一定的借鑒意義和參考價值。

1 材料和方法

1.1 研究區概況

研究區域位于我國南方紅壤區中心區域，地跨東經113°32′—114°58′，北緯29°02′—30°19′，地形為平緩丘陵，屬亞熱帶季風氣候，年平均氣溫16.8℃，降雨量1 455.3 mm且分布極不均勻，主要集中春、夏兩季。成土母質以第四紀紅色黏土、泥質頁巖為主，土壤類型為紅壤和紅壤性水稻土。水蝕類型為面蝕和溝蝕，以面蝕為主。研究區自然條件及區域持續發展模式在亞熱帶紅壤丘陵區具有廣泛的代表性。

1.2 人工模擬降雨設置

人工降雨設備所用的是由加拿大引進的組合頂噴式人工降雨器，采用美國SPRACO錐形噴頭。由一套4.75 m高的單獨直立豎管，90 cm長的一根延伸管，連接在延伸管末端的噴嘴以及使降雨裝置穩定的幾條拉線構成，通過壓力調節系統和閥門來控制雨強和雨滴粒徑的分布，使其接近天然降雨。模擬降雨動能約為等雨強天然降雨的90%，均勻度約0.9[16]。按當地氣象狀況及暴雨頻率，通過調節噴頭的組合方式，控制雨強為60 mm/h和120 mm/h，用雨量筒控制，供水壓力為0.08 MPa。人工模擬降雨試驗在野外田間進行，通過建立原位臨時侵蝕小區監測坡面產流、產沙過程，降雨過程中利用雨量筒監測實際雨強，同時通過激光微地貌掃描儀獲取土壤表面序列DEM。

1.3 野外試驗小區處理

野外人工模擬降雨試驗采用臨時徑流小區。根據成土母質和土地利用狀況選取野外研究點3個，其中第四紀紅黏土發育紅壤2個、泥質頁巖發育紅壤1個，坡度均為16%～18%。降雨前，按當地苗床整地標準，對小區內土壤進行10 cm左右耕翻后耙平，手工撿去較大礫石及植物根系。試驗小區為2 m×1 m，四周使用厚0.5 cm竹夾板打入30 cm作為隔水墻，以分隔小區內外徑流；小區下設集流裝置，可定時采集徑流樣。按當地氣象狀況及暴雨頻率，采用1 mm/min和2 mm/min兩種雨強處理，對于同一徑流小區，在同樣雨強下，相隔24 h連續進行3場降雨，降雨量分別為48 mm，84 mm，84 mm，總降雨量控制為216 mm，每個處理重復2次，實際有效降雨36場。供試土壤的類型、土地利用狀況、機械組成、團聚體穩定性等基本情況見表1和表2。

表1 供試土壤基本情況

表2 供試土壤基本性質

注：MWD為平均質量直徑，表示團聚體穩定性；PAD0.25(>0.25 mm)為>0.25 mm的團聚體破壞率；PAD5(>5 mm))為>5 mm的團聚體破壞率。

1.4 降雨數據采集

記錄徑流小區坡面產流時間，并從產流開始定時采集徑流樣，對于1 mm/min和2 mm/min兩種雨強，采樣間隔分別為6 min和3 min，同時記錄徑流體積，過濾后帶回室內在105℃烘干稱重，烘干法測定泥沙量。

1.5 侵蝕過程中地表微地貌數據獲取

1.5.1 激光微地貌掃描儀原理 地表微地貌的測定采用美國進口的瞬時剖面激光微地貌掃描儀，基于三角測量原理測量地表微地貌高程[17-18]。其利用激光的反射與聚焦成像原理，將地表形態轉換成不同物象點位置的電信號，再經計算機處理成數字高程模型[19]。該儀器通過兩個激光器產生一條狹窄的強化激光光線照射到物體表面，反射光線由傾斜擺放的CCD相機陣列捕捉(圖1)。校準方程將CCD坐標(行和列)轉換成空間坐標(X和Z)，并產生沿單條激光線的瞬間地物高度變化。隨著激光器沿軌道的自動移動，捕捉地物的連續相對高程變化[17-18]。

注：圖中H1和H2分別表示地表1和地表2的相對高程，θ是CCD相機光電轉換器角度，α是激光反射角，A，B是兩高程表面的反射激光聚焦在CCD光電轉換器的不同位置，高程差可以用公式H2-H1=(A-B)/sinθsinα定量計算。

圖1激光微地貌掃描原理圖

1.5.2 微地貌特征定量表達

(1) 地表糙度指標。本研究采用的地表糙度指標為格點面元糙度。格點面元指的是在柵格DEM的水平投影面上，以4個相鄰格點(i，j)，(i，j+1)，(i+1，j+1)和(i+1，j)為頂點的面積范圍(i，j分別為格點的橫坐標和縱坐標)。格點面元糙度指的是格點面元所對應的DEM上的表面積與其水平投影面積的比，記為C[20]：

Cz=S表面積/S投影面積

當Cz=1時，糙度最小，格點面元的實際表面為水平面。

其中表面積和投影面積的計算方法如下：

表面積的計算：如果是柵格DEM，則將柵格DEM的每個柵格分解為三角形，計算三角形的表面積使用海倫公式：

p=(D1+D2+D3)/2

式中：Di表示第i(1≤i≤3)對三角形兩定點之間的表面距離；S表示三角形的表面積；P表示三角形周長的一半。整個DEM的表面積則是每個三角形表面積的累加。

投影面積的計算：投影面積指的是任意多邊形在水平面上的面積。當然可以直接采用海倫公式進行計算，只要將式中的距離改為平面上兩點的距離即可。而更簡單的方法是根據梯形法則，如果一個多邊形由順序排列的N個點(Xi，Yi)(i=1，2，…，N)組成，并且第N個點與第1個點相同，則水平投影面積計算公式為：

如果多邊形頂點按順時針方向排列，則計算的面積值為負；反之，為正。

格點面元糙度C，國外學者將其稱為特殊表面面積(specific surface area)，影響每單位面積上的降雨能量[8]，能用來量化每單位表面面積遭受的實際降雨強度和能量[21-24]，是一個較好的地表糙度指標。

(2) 洼地蓄積量。Jenson和Domingue算法[25](以下簡稱為J & D算法)是對洼地進行處理應用最為廣泛的一種方法，已被地理信息系統軟件ARC/INFO所采用。J & D算法的原理是填平后逐步加高，最終使流域內每個柵格水流都能流到流域出口的方法。實現方法為先填洼成平地，然后在平地(生成的和原來存在的)找潛在出口，逐步加高進行流向確定。本文中洼地蓄積量的求算采用的就是J&D算法。先是用J&D算法對原始DEM進行洼地填充，然后用填充過的DEM減去原始DEM，求均值，最后將該均值與試驗區面積相乘，即得到洼地蓄積量。

2 結果與分析

2.1 降雨侵蝕過程中地表糙度變化

2.1.1 整個坡面糙度變化 地表糙度作為對地表形態的一個度量，體現了地表微地貌的起伏程度，可以反映出侵蝕過程中地表微形態結構的變化規律。本文所研究的地表糙度，是與土壤坡面侵蝕關系最為密切的隨機糙度和毫米級糙度。

圖2 HS，HQ1，HQ2兩種雨強下糙度變化過程

土壤雨強/(mm·min-1)累積降雨量/mm048132216HS11.43a1.20b1.18b1.17b21.47a1.18b1.21b1.21bHQ111.47a1.18b1.18b1.20b21.43a1.20b1.24c1.27cHQ211.36a1.23b1.23b1.20b21.35a1.17b1.19b1.23c

注：同一行中小寫字母不同表示達到p<0.05顯著差異。

在降雨作用過程中，雨滴打擊破壞土壤表面的土塊和團聚體，徑流搬運和沖刷也影響了土塊和團聚體的大小和位置，雨滴打擊和徑流搬運的聯合作用結果導致土壤表面總體上高程及高程差異降低，致使土表糙度降低。從圖2可以看出，連續三場降雨后，3種紅壤糙度有著不同幅度的下降，HS，HQ1糙度下降的幅度大于HQ2。1 mm/min雨強下，HS，HQ1，HQ2糙度分別下降18.1%，18.6%和11.5%；2 mm/min雨強下，HS，HQ1，HQ2糙度分別下降17.8%，11.5%和9.1%。這主要是由于HQ2紅壤中含有較多粒徑較大的土壤團聚體以及其本身的水穩性較強，在降雨過程中，HS，HQ1紅壤團聚體在侵蝕作用下迅速破碎，并被雨滴打擊壓實，形成光滑的表面結皮，而HQ2紅壤中的水穩性團聚體在侵蝕過程中，隨著降雨能量的累加，逐漸的破碎，破碎形成的顆粒較大且破碎過程持續時間較長，土壤結皮也是在局部范圍內形成的。

由圖2和表3可知，在連續的三場降雨中，第一場降雨對土表微地貌的作用最為明顯，對于所有處理均達到顯著差異。在第一場降雨后，1 mm/min雨強下，HS，HQ1，HQ2糙度分別下降16.5%，19.3%和9.6%；2 mm/min雨強下，HS，HQ1，HQ2糙度分別下降19.7%，15.9%和13.4%。通過對土壤表面微形態的觀察可知，降雨初期大量土壤團聚體被雨滴打擊分散，形成大量分散細顆粒，土表變得越來越密實，然后隨著土壤結皮的形成及其面積的提高，土表變得越來越光滑，導致地表糙度快速下降。在第二、三場降雨過程中，對于兩種不同的雨強作用，糙度的變化趨勢有一定差異。1 mm/min雨強下，3種土壤的糙度變化幅度都較小，均未達到顯著差異，除了HQ1的第三場雨糙度稍微有所提高外，其他土壤都稍微有所降低。分析其原因為，隨著表土在雨滴打擊下的壓實封閉以及土壤結皮的逐漸形成，土壤表面微地貌結構趨于穩定狀態，雖然HQ1和HS土表部分區域在降雨后半階段形成了細溝，但因發育程度較弱，其對于糙度的提高作用不明顯，此時結皮仍占據主導作用。HQ1在第三場雨后糙度有所上升，通過實地測量可知，其表土抗剪切力較小，再加上其土壤結構不穩定，在降雨和徑流沖刷的作用下，其形成的結皮較容易受到破壞，導致其土表糙度提高。

2 mm/min雨強下，3種紅壤糙度都有不同程度的提高，除了HS的第三場雨，這也導致2 mm/min雨強下最后的糙度下降幅度小于1 mm/min雨強。主要原因可能是由于在更高的降雨強度下，單位面積上土表結皮遭受的雨滴打擊和徑流沖刷能量更大，受到的破壞也較為嚴重。同時，通過對土表形態的動態觀察可知，2 mm/min雨強下，3種紅壤在第二、三場雨過程中不同程度地形成了明顯細溝，提高了土表糙度，其作用大于結皮對于糙度的降低作用。HS在第三場雨過程中糙度基本不變，原因可能是由于HS在持續降雨作用下形成面積較大且較為緊實的結皮層，由于其表面抗剪切力較大，導致結皮受破壞的程度較低，細溝對糙度的提高作用與結皮對糙度的降低作用大致相當，因此土表糙度變化不大。綜上所述，結皮傾向于降低糙度，細溝傾向于提高糙度，糙度提高與否在于兩者之間的平衡。

2.1.2 不同坡位糙度變化 圖3反映了HS，HQ1，HQ2這3種紅壤在1 mm/min和2 mm/min雨強下不同坡位地表糙度的變化。由圖可知，連續降雨導致供試土壤不同坡位糙度總體呈下降趨勢，但不同坡位的變化趨勢不盡相同。例如HQ1在1 mm/min雨強下，三場降雨后坡上部糙度比初始糙度(雨前)下降了20.0%，坡中部下降了18.1%，坡下部下降了17.6%。HS在2 mm/min雨強下，三場降雨后坡上部、中部、下部糙度分別下降了20.3%，18.2%和14.8%。這主要是由于坡面水蝕的三大子過程——侵蝕、搬運和沉積作用，在坡面不同部位上的表現不同。在坡面上部，由于處于坡面的集水區域，在侵蝕過程中，主要受到雨滴打擊作用的破壞，土壤團聚體不斷被破壞、土表被壓實，變得越來越平滑，因此土表糙度下降幅度最大；在坡中部，由于有徑流的發生，坡面處于坡面薄層水流沖刷和雨滴打擊的共同作用下，因此糙度有一定程度的下降。在坡下部，糙度下降幅度最小，這主要是由于下坡是整個坡面的匯水部位，從上坡和中坡搬運下來的一些較大泥沙顆粒經過一定時間運移在這里發生了沉積，促進了土表微地貌的起伏。從圖3中還可以看出幾個較為特殊的情況。在1 mm/min雨強下，HQ2由于團聚體穩定性較高，抗機械破碎能力也較強，在雨滴打擊下不易破碎，地表糙度的變化大部分是由原有細顆粒再分布引起的，整個坡面糙度變化平緩而且較為均勻，最后上中下各坡位的糙度基本相同。在2 mm/min雨強下，HQ1，HQ2中坡位置最后的糙度略大一些。在大雨強下，由于較大的雨滴打擊能量和徑流沖刷力，使3種土壤不同程度的產生細溝，但其出現的部位和程度不盡相同。通過對降雨過程中土表微形態的觀察可知，HS產生的細溝主要位于下坡，HQ1，HQ2的則主要位于中坡及中下坡。由于細溝傾向于提高地表糙度，因此在第三場雨后，HS的下坡糙度較大，而HQ1，HQ2的中坡糙度較大。

圖3 HS，HQ1，HQ2兩種雨強下不同坡位糙度變化過程

2.2 洼地蓄積量變化

洼地蓄積量的產生，是由于粗糙地表存在一定的高低起伏，在低洼處能產生一定的蓄水作用，因此洼地蓄積量與地表糙度有著十分緊密的聯系，導致它們在連續降雨過程中的變化趨勢比較相似(表4)。從表4中可以看出，在連續三場降雨過程中，3種紅壤的洼地蓄積量總體呈下降趨勢，尤其是在第一場降雨的48 mm后，下降最為明顯。對于所有處理，第一場雨前和雨后土表洼地蓄積量之間的差異均達到顯著。對于隨后的第二、三場雨，在1 mm/min雨強下，洼地蓄積量變化不大，維持在一個較低的水平。其中HQ2的洼地蓄積量在第三場降雨中有所下降，與雨前的差異顯著，這與其糙度的變化趨勢一致。原因為HQ2的團聚體比較穩定，隨著降雨的進行，逐漸的破碎，持續時間較長，第三場降雨過程中在局部范圍內形成了新的結皮，降低了土表水蓄積能力。在2 mm/min雨強下，洼地蓄積量普遍提高，尤其是HQ1更為顯著，這與其糙度的變化趨勢相符，原因同樣是土表結皮受到破壞，細溝高度發展，形成局部臨時洼地，產生一定的蓄水效應。對比3種紅壤HS，HQ1，HQ2發現，在1 mm/min雨強下，HQ2的下降幅度和速度最小，其次是HS，變化最大的是HQ1。這與它們的團聚體穩定性大小、土表結皮與細溝發育程度有關。但在2 mm/min雨強下，3種紅壤的變化趨勢差異不明顯，可能是由于在大雨強作用下，團聚體穩定性不再起主導作用，雨強是影響洼地蓄積量變化的主導因素。

表4 HS，HQ1，HQ2兩種雨強下的洼地蓄積量

注：洼地蓄積量的單位是cm3，同一行中字母不同表示達到p<0.05顯著差異。

2.3 地表糙度與洼地蓄積量關系

如圖4所示，地表糙度與洼地蓄積量之間有著很好的相關性，R2均達到了0.9以上。從圖4中可以看出，不論在1 mm/min還是在2 mm/min雨強下，也不論對于哪一種紅壤，地表糙度與洼地蓄積量之間都存在著十分緊密的聯系。1 mm/min雨強下，兩者之間呈線性關系，關系式為y=798.62x-902.25，R2達到0.9636；2mm/min雨強下兩者之間的關系式為y=737.48x-833.74，R2=0.9363。地表洼地蓄積量與糙度息息相關，粗糙地表與光滑地表相比，表面的凹陷較多，而凹陷處常常是雨水蓄積的地方，臨時性貯水量大，即地表糙度越大，洼地蓄積量越大。降雨過程中洼地蓄積量是時刻變化的，因為地表微地貌、土塊及團聚體數目、空間位置與地表徑流連通性時刻都在發生變化。從圖4中的趨勢線可以看出，對于兩種雨強，洼地蓄積量對糙度的敏感性1 mm/min大于2 mm/min。造成這種現象的原因可能是，在大雨強作用下，單位面積上，土塊和團聚體遭受更大的雨滴打擊能量和徑流沖刷力，較容易被分散和搬運，分離出來的土粒填充了土表洼地，降低了洼地蓄積量。

圖4 HS，HQ1，HQ2兩種雨強下地表糙度與洼地蓄積量擬合圖

3 結 論

(1) 研究表明，連續降雨的進行，雨滴打擊和徑流搬運的聯合作用導致地表整個坡面糙度降低。第一場降雨帶來整個坡面糙度的迅速下降，第二、三場降雨影響糙度較小。在2 mm/min雨強下，第二、三場降雨過程中，3種紅壤糙度都有不同程度的少量提高：結皮傾向于降低糙度，細溝傾向于提高糙度。整個坡面糙度下降幅度表現為團聚體水穩性低的土壤>團聚體水穩性高的土壤；不同坡位糙度下降幅度表現為坡上部>坡中部>坡下部。

(2) 洼地蓄積量在連續降雨過程中總體呈下降趨勢。在1 mm/min雨強下，紅壤團聚體和結皮越穩定，洼地蓄積量下降幅度越小。在2 mm/min雨強下，雨強是影響洼地蓄積量變化的主導因素，不同紅壤之間的差異不明顯。

(3) 洼地蓄積量與地表糙度之間呈線性關系，所有處理的R2均達到了0.9以上。1 mm/min雨強下洼地蓄積量對地表糙度的敏感性比2 mm/min雨強大。