極端降雨下黃土高原草被溝坡淺層滑坡特征及其對產流產沙的影響

許陽光,郭文召,,王文龍,,*,羅少輝,陳卓鑫,婁義寶,費建坪

1 西北農林科技大學水土保持研究所,黃土高原土壤侵蝕與旱地農業國家重點實驗室, 楊凌 712100 2 中國科學院水利部水土保持研究所,楊凌 712100 3 青海省氣象災害防御技術中心,西寧 810000

黃土高原地區大規模實施退耕還林(草)工程已20余年,植被覆蓋度從1999年的32%增加到2018年的63%[1],黃河輸沙量從1987—1999年的8.10億 t/a減少到2000—2018年的2.48億 t/a[2]。然而,當流域遭受極端降雨時,自然/人工恢復后的植被溝坡面極易發生大范圍的淺層滑坡(“揭皮式”滑坡),對區域生態環境的影響不容忽視[3]。植被溝坡淺層滑坡是指植被覆蓋度良好的陡坡面(簡稱植被坡面)上的淺表土體(根土復合體)在重力作用下,沿一定的軟弱面產生剪切破壞,整體順坡向下滑移/滑流的現象。淺層滑坡是重力侵蝕的一種類型。由于黃土高原氣候、地質地貌、地形及植被等條件的特殊性,該地區重力侵蝕頻繁發生[4]。隨著全球氣候變暖,黃土高原地區極端降雨多發,更是加劇了淺層滑坡等重力侵蝕的發生。因此,黃土高原植被恢復能否有效控制淺層滑坡亟需進一步研究。

淺層滑坡通常是在高強度降雨或土壤長期飽和期間所觸發,其深度通常小于2 m,體積從幾立方到幾百立方米不等[5]。近年來約50%—90%的滑坡發生在雨季,并由降雨直接誘發[6—7]。如2013年7月黃土高原延安地區的長期降雨,造成了8135處深度不足2.0 m的淺層滑坡[8],且極端降雨所誘發的淺層滑坡多發生在25°—55°的溝坡上[4]。植被并不能很好地抵御淺層滑坡[9],當降水強度達到誘發滑坡的臨界值時,植被反而會加劇滑坡的發生[10—11]。焦菊英等[9]通過調查延河流域極端降雨下的侵蝕產沙特征,發現滑坡侵蝕在總侵蝕量上占主導地位, 占各小流域侵蝕量的49.0%—88.5%?；聲е峦寥狼治g速率顯著增加[12—13]。周琪龍[14]認為淺層滑坡與土壤侵蝕具有一定的正相關性,在土壤侵蝕過程中起主導作用,控制著整個流域的侵蝕產沙量。趙超等[15]通過室內降雨模擬實驗,研究發現重力侵蝕與形成高含沙水流關系密切。郭文召[16]通過野外模擬降雨實驗,結合地貌儀監測,研究發現滑坡體越大,導致的侵蝕產沙量越大。

綜上所述,學者們采用不同的方法在滑坡空間分布、影響因素、以及對侵蝕產沙的影響等方面已經做了一定研究,但仍存在研究的薄弱與不足之處。首先,對淺層滑坡的研究大量集中在通過實地調查研究滑坡的特征,諸如時空分布、規模大小、滑坡類型等,而針對淺層滑坡對徑流泥沙動態過程的影響研究較為少見。其次,對于淺層滑坡與產沙過程關系的研究中,主要存在以下不足：一是通過室內降雨模擬實驗,存在重塑下墊面與自然下墊面的差異問題；二是在野外進行模擬實驗,較小尺度的徑流小區不能很好印證自然界中一般規模的淺層滑坡；三是相對于滑坡與產沙過程的關系研究,忽略了滑坡對產流過程的影響研究。本文在野外建立合適尺度徑流小區的基礎上,通過模擬降雨的試驗方法對黃土高原小流域典型草被溝坡上所發生的淺層滑坡進行了研究,重點分析極端降雨誘發的淺層滑坡發生特征及徑流泥沙在滑坡前后的差異及其原因,研究結果有助于加深了解植被溝坡的侵蝕產沙機理,并為淺層滑坡防治提供科學依據。

1 材料與方法

1.1 試驗區概況

中國科學院長武黃土高原農業生態試驗站王東溝小流域(107°40′30″—107°42′30″E,35°12′—35°16′N)位于黃土高原陜西省西部的咸陽市長武縣,流域面積8.3 km2。該小流域屬于典型的黃土塬區,屬大陸季風性氣候,年均氣溫9.1℃,多年平均降雨量584 mm,多集中在7—9月份,且多以大雨和暴雨為主。該小流域的塬面和溝坡各占土地面積的35%和65%,主要土壤類型為黑壚土(塬面)和黃綿土(溝坡),母質為中壤質馬蘭黃土。本試驗小區布設在溝坡區域,土壤為黃綿土。自退耕還林(草)實施以后,塬面為糧果主要種植區,溝坡區植被恢復狀況良好,植被類型以冰草(Agropyroncristatum)、鐵桿蒿(Artemisiagmelinii)、白羊草(Bothriochloaischaemum)等草本植物和酸棗(Ziziphusjujubavar.spinosa)、胡枝子(Lespedezabicolor)等灌木為主,伴有刺槐(Robiniapseudoacacia)、山楊(Populusdavidiana)等喬木零星分布(多在溝底與溝坡較為平坦區域)。由于植被覆蓋度的增加,水力侵蝕在該區得到了很好的控制,但重力侵蝕問題尤為突出,尤其在較強降雨過后,在溝坡區域時常發生淺層滑坡、崩塌等重力侵蝕現象。

1.2 試驗設計

依據本團隊在黃土塬區南小河溝流域(該流域與王東溝小流域氣候、土壤、植被等因素相近,兩者相距約53.4km。)和王東流域溝淺層滑坡的野外調查(圖1),發現淺層滑坡多發生在30°—60°的灌草溝坡,淺層滑坡長度與寬度分別在0—15 m和0—10 m集中分布,其占比均達到60%[3, 17]。結合在王東溝小流域所進行的植被調查,發現冰草和鐵桿蒿為該流域分布廣、數量多、具有代表性的草被類型。2013年在小流域內的溝坡上已修建了3個2.5 m×20 m的徑流小區(I、II、III),小區坡度為35°—40°。小區內植被以鐵桿蒿(Artemisiagmelinii)與冰草(Agropyroncristatum)為主,植被株高為63—76 cm,覆蓋度為75%—85%。試驗小區植被與土壤基本狀況見表1,植被根系垂直分布情況見表2。降雨試驗在2020年進行,草被已自然恢復7年。

表1 試驗小區植被與土壤基本指標

表2 試驗小區的植被根重密度垂直分布/(kg/m3)

基于黃土高原近幾年極端降雨誘發滑坡事件的降雨數據：2013年延安“7·3暴雨”單日最大降雨量為143.7 mm[18]；2013年天水市6月20日最大1 h降水量為65 mm,2 h降水量達115 mm,誘發重力侵蝕95處,淺層滑坡65處[19]；2017年黃土高原綏德“7·26暴雨”,李家河、李孝河兩地雨量站雨強高達72.4 mm/h和79 mm /h,李家坬站8小時累積降雨量高達256.8 mm[20]。2018年慶陽西峰“7·10持續強降雨”14天累計降雨量為254.5 mm[3]。設計實驗降雨雨強為60 mm/h,單場降雨時間為90 mim,降雨場次間隔8—12 h。

在小區周圍利用鋼管搭建降雨棚,在降雨棚上設置下噴式模擬降雨器。該降雨器由降雨噴頭、PPR管、水泵、水池等組成,可通過閥門調節雨強大小和控制降雨時間。降雨器布置兩列18個噴頭,距離地面高度2 m,相鄰噴頭間距為2 m(圖1)。為了防止風對降雨均勻度的影響,選擇在無風或微風天氣下進行試驗。

圖1 研究區及試驗模型圖Fig.1 Study area and test model diagram

1.3 試驗過程與指標計算

每個小區試驗前采用梅花樁法定點率定雨強,率定雨強與設計雨強60 mm/h誤差在5%以內,且降雨均勻度達到80%以上。為了研究徑流泥沙在滑坡前后的差異,每個試驗小區降雨2—3場,一直到發生淺層滑坡,且在出現滑坡后再進行1場降雨,具體降雨試驗組次見表3。每場降雨產流后每5 min在采樣口使用1 L采樣瓶接取徑流泥沙樣,并記錄采樣時間。用烘干法測定所接泥沙樣的泥沙質量,結合取樣體積就可得出每個樣品中的含沙量。試驗過程中,用攝影裝置記錄試驗小區狀況,以觀測滑坡發生的過程。

降雨前,在徑流小區上、中、下部采集10 cm、30 cm和50 cm土層深度處的少量土壤樣品,測定土壤含水量?；掳l生后,待該場降雨結束,取滑坡體、滑坡面下層土壤和滑坡后壁上方土壤相應深度的土壤樣品,測定土壤含水量。待降雨實驗結束12 h后,對滑坡的長度、寬度、深度以及滑坡位置進行測量和記錄,通過平行斷面法把滑坡區劃分為錐形體、截錐體、梯形體等多個較為規則的幾何模型,依據對應的模型測量并計算各段體積,通過累加來計算滑坡體的體積。

表3 黃土高原草被溝坡淺層滑坡試驗組次

基于徑流小區的滑坡深度,在滑坡后壁處用100 cm3環刀取0—20、20—40、40—60 cm土層的土壤樣品,每層3個重復。通過環刀體積,采用烘干法測定土壤樣品的土壤容重；采用浸水法測定總孔隙度和飽和含水量；采用雙環刀法固定水頭高度,測定土壤樣品的飽和導水率。

采用環刀法測定土壤樣品的土壤容重、孔隙度和飽和含水量,采用雙環刀法測定土壤樣品的飽和導水率。各指標計算公式如下：

(1)

式中,R為接樣時段內徑流率,mm/min；Vr為接取徑流泥沙樣的體積,L；Mr為徑流泥沙樣中烘干土質量,g ；T為接樣時間,s；θ為小區坡度,°；A為小區面積,m2。

(2)

式中,W為接樣時段內含沙量,kg/m3。

產沙率：

(3)

式中,E為接樣時段內單位面積上的產沙率,g m-2min-1。

1.4 數據處理與分析

采用單因素方差分析,對滑坡后壁處土壤剖面的土壤物理性質進行差異性分析。采用獨立樣本T檢驗,對草被坡面淺層滑坡發生前后徑流率、含沙量和產沙率進行差異性分析。將根重密度與土壤容重、孔隙度和飽和導水率進行Pearson相關性分析。相關統計分析均在SPSS 19.0軟件中運行。

2 結果與分析

2.1 典型草被溝坡淺層滑坡形態特征

本試驗模擬降雨所誘發的淺層滑坡,滑坡體在1—2秒內即從滑坡位置滑移至攔沙池中。小區I、II和III分別在總降雨歷時183、72、128 min后發生滑坡,至滑坡時的累計降雨量分別為183、72、128 mm。如表4所示,三個小區的滑坡長度十分接近,其滑坡的平均長度為4.2—6.1 m,最長達到6.5 m。三個小區的平均滑坡深度均低于50 cm,其范圍在14—36 cm之間；與小區I和小區III低于20 cm的滑坡深度相比,小區III的滑坡深度較深,為36 cm。由于滑坡的長度與寬度較為接近,滑坡體體積的大小主要取決于滑坡深度,三個小區的滑坡體積在1.82—3.28 m3之間?；掳l生位置在小區坡面上隨機分布,在坡面上、中、下部均有涉及,其中小區I、II的滑坡發生位置在小區中部以下,小區III的滑坡發生位置則在小區中部以上。

表4 試驗小區淺層滑坡形態參數特征及其發生位置

2.2 滑坡區域土壤物理性質特征

2.2.1土壤物理性質隨土層深度的變化

如圖2所示,滑坡后壁土壤容重隨土層深度的增大而增大,但容重在各相鄰土層之間的增大幅度差異明顯。三個小區的土壤容重在0—20 cm與20—40 cm土層間的增大幅度為9.4%—25.2%,而其容重在20—40 cm與40—60 cm土層間的增大幅度為1.2%—16.1%,前者明顯大于后者。

圖2 典型草被坡面土壤容重、孔隙度與飽和導水率隨土層深度的變化Fig.2 Variation of soil bulk density, porosity and saturated hydraulic conductivity of typical grass cover slope with soil depth

土壤孔隙度的變化與容重相反,整體上土壤孔隙度隨土層深度的增大而減小,各相鄰土層之間的變化幅度差異明顯(圖2)。土壤孔隙度在0—20 cm與20—40 cm土層間的絕對差值為3.4%—5.6%,而在土層深度20—40 cm與40—60 cm土層間的絕對差值為0.3%—1.5%,前者大于后者。

土壤飽和導水率整體來說隨土層深度的增大而減小,土壤飽和導水率在相鄰土層之間的差異巨大(圖2)。土壤飽和導水率在0—20 cm與20—40 cm土層間的減小幅度為74.7%—98.2%,而在20—40 cm與40—60 cm土層間的變化幅度最小為28.7%,最大為99.3%。

2.2.2滑坡面上、下層土壤物理性質特征差異

草被根系與土壤物理性質關系密切,致使滑坡面上、下層土壤物理性質具有顯著性差異。如表5所示,根重密度與土壤容重顯著負相關(P<0.05),與土壤孔隙度顯著正相關(P<0.05)；土壤容重與飽和導水率極顯著負相關(P<0.01)?；旅嫔?、下層土壤性質如表6所示,上層的土壤容重為1.27—1.36 g/cm3,下層的土壤容重為1.60—1.66 g/cm3,增大幅度為20.6%—26.0%?；旅嫦聦拥耐寥里柡蛯蕿?.002—0.015 mm/min,滑坡面上層的土壤飽和導水率為0.102—0.612 mm/min,增大幅度高達8.2—311倍。滑坡面上層的土壤孔隙度(41.5%—46.7%)也大于滑坡面下層的土壤孔隙度(40.2%—41.5%)。

表5 試驗小區植被根系與土壤物理性質相關關系

表6 試驗小區不同土層物理性質指標

由于滑坡面上、下層土壤性質的差異,入滲的水分在上、下層土壤的分布極不均勻。如表7所示,淺層滑坡發生時,滑坡面上層土壤水分已接近飽和,三個小區的上層土壤含水量達到32.5%—36.7%,土壤水分飽和度均超過90%,其范圍為91.5%—98.2%。與降雨前上層土壤11.3%—18.9%的含水量相比,含水量的增大值為15.4%—21.2%?；旅嫦聦油寥篮縿t由降雨前的9.9%—14.1%上升至23.6%—25.7%,絕對差值為3.2%—7.2%?；旅嫔蠈油寥篮康脑龃笾颠h大于下層含水量,可見在短時的極端降雨下,入滲的水分更多地分布于上層土壤。以滑坡面上下層土壤含水量變化的絕對值為依據,入滲的水分在滑坡面上層土壤的分布比例均超過70%,其占比為74.4%—85.4%。尤其是徑流小區II,其優勢植物(冰草)有別于其它兩個小區(鐵桿蒿),其根系分布相對較深且均勻,水分得以更多地分布于滑坡面上層土壤(85.4%),是該小區在較少入滲量下即發生淺層滑坡的重要原因。

表7 滑坡面上下層土壤水分變化特征

2.3 淺層滑坡影響下的產流過程

三個小區的徑流率在次降雨過程中均呈上升趨勢(圖3)。以小區II為例,第1場降雨,在滑坡前徑流率由0.06 mm/min(15 min)緩慢上升至0.19 mm/min(70 min)；在滑坡時則急劇上升至0.68 mm/min(72 min),上升幅度為254.2%；在滑坡后由0.65 mm/min(75 min)緩慢上升至0.70 mm/min(90 min)。

圖3 淺層滑坡對徑流的影響Fig.3 Change of Runoff rate with rainfall time小區Ⅰ在第2場降雨83 min時發生淺層滑坡；小區II在第1場降雨72 min時發生淺層滑坡；小區III在第2場降雨38 min時發生淺層滑坡;由于小區Ⅰ和小區III在發生淺層滑坡時,泥沙堵塞了采樣口,因此缺少部分數據;不同字母表示顯著性差異(P<0.05),滑坡前小區Ⅰ、II和III,n分別為31,12和27；滑坡后小區Ⅰ、II和III,n分別為19,23和19

與滑坡前各小區的徑流率相比,三個小區的徑流率在滑坡后均顯著增大。如圖3所示,滑坡前各小區的平均徑流率僅為0.05—0.13 mm/min,而滑坡后小區的平均徑流率高達0.62—0.69 mm/min,增大倍數為4.0—13.1倍。徑流率的變異系數在滑坡前后的變化與徑流率相反,滑坡前徑流率的變異系數為37%—50%,屬高度變異,而滑坡后徑流率的變異系數下降為4%—14%,屬小變異。

2.4 淺層滑坡影響下的侵蝕產沙過程

三個草被小區的產沙率在滑坡前的次降雨過程(第1場降雨)中呈緩慢上升趨勢,在滑坡后的次降雨過程中(最后1場降雨)呈先增加后下降的趨勢(圖4)。淺層滑坡發生前,三個草被小區第1場降雨自產流開始至降雨結束,分別由0.01、0.25和0.01 g m-2min-1上升至0.31、1.77和0.55 g m-2min-1。淺層滑坡發生后,以小區III第3場降雨為例,其產沙率從產流開始時的16.0 g m-2min-1上升至降雨15 min時的28.8 g m-2min-1,而后波動下降至降雨結束時的12.5 g m-2min-1。產沙率在滑坡時急劇上升,出現最大峰值。小區II的第1場降雨,滑坡發生時產沙率從1.77 g m-2min-1(70 min)升至406.5 g m-2min-1(72 min),增長倍數達到228倍。

滑坡前小區I和小區III的產沙率變異系數分別為61%和71%,滑坡后分別降低至15%和26%；小區II的產沙率變異系數在滑坡前后分別為69%和107%,結果有別于其它兩個小區,但其第2場產沙率的變異系數為47%,低于滑坡前。可見,滑坡后產沙率的波動性主要體現在滑坡后20分鐘內,而后隨著降雨的持續產沙率趨于穩定,波動性逐漸低于滑坡前。

圖4 產沙率隨降雨時間的變化Fig.4 Changes of sediment yield rate with rainfall time

與滑坡前各小區的含沙量和產沙率相比,三個小區的含沙量與產沙率在滑坡后均顯著增大。如圖5所示,滑坡前泥沙樣品含沙量的平均值僅0.6—5.8 kg/m3,滑坡后泥沙樣品含沙量的平均值高達30.0—111.5 kg/m3,增大倍數為9.9—54.9倍?；虑案餍^的平均產沙率僅0.03—0.26 g m-2min-1,滑坡后各小區的平均產沙率高達18.6—21.9 g m-2min-1,增大倍數為70—841倍。可見,產沙率在淺層滑坡發生前后的增大幅度大于含沙量。

圖5 含沙量和產沙率在滑坡前后的變化Fig.5 Changes of sediment concentration and sediment yield rate before and after landslide

3 討論

3.1 極端降雨下典型草被溝坡淺層滑坡的破壞機理

試驗發現草被溝坡上極端降雨所誘發的淺層滑坡,其深度多低于50 cm。如韓勇等[21]在子午嶺林區淺層滑坡調查中,發現草被溝坡上的滑坡深度為29—65 cm,其滑坡深度平均值為45 cm。郭文召等[3]在黃土塬區南小河溝流域滑坡調查中,發現63%滑坡深度在20—50 cm之間,都為小規模的淺層滑坡?？梢娫诨律疃壬?在草被溝坡上模擬降雨所誘發的淺層滑坡與自然草被滑坡并無明顯差異。

滑坡面上、下層土壤物理性質之間具有顯著性差異,這說明在滑坡面附近存在一個土壤物理性質的轉折點。對于植被根系與滑坡區土壤物理性質的相關性研究,與韓勇等[21]所發現的滑坡深度與根系重量、土壤容重和土壤孔隙度密切相關的研究結果相一致。植被根系使根土層和下層土壤的性質產生顯著差異,上下土層間性質的差異,致使滑坡破壞易在根土層和下層土壤的界面發生。具體分析,即在極端降雨作用下,由于滑坡面上層土壤的飽和導水率(0.102—0.612 mm/min)遠大于下層土壤(0.002—0.015 mm/min),隨著上層土壤含水量增加,達到局部土壤飽和(飽和度超過90%),土壤強度隨之減弱并低于下滑力時,發生滑坡。Collins和Znidarcic[22]認為降雨誘發滑坡的重要原因,在于表層土壤入滲速率較高,導致正孔隙水壓力的發展,土體較易達到飽和狀態,破壞將由坡面內的滲透力引起。在試驗過程中,滑坡發生后在滑坡后壁下部所發生的壤中流現象,也能間接證明以上說法。植物根系對土體的錨固與牽拉作用,使上層土壤與根系形成關系緊密的復合體,但是對于草被溝坡,由于根系較淺,并密布在土壤表層,形成深度較一致的根土復合體,在降雨誘發下可能發生較大規模的“揭皮式”滑坡。此外,黃恒偉[23]在淺層滑坡野外調查中發現植被的高密度生長也在較大程度上促進滑坡的產生。

3.2 典型草被溝坡淺層滑坡對徑流的影響

淺層滑坡發生前,草被減流效益十分明顯。研究表明,草被根系可以增加土壤中的非毛管孔隙,促進降雨就地入滲[24]；另外植被可增加坡面粗糙度,增大坡面徑流所受到的阻力,降低徑流流速[25]。因此,滑坡發生前的徑流率相對較小。

滑坡發生后,植被破壞,土壤裸露,原植物坡面地形出現兩處變化：一是滑坡體下滑后裸露的滑坡面；二是下滑過程中,部分滑坡體覆蓋了滑移路徑的植被。在滑坡面區域,滑坡面下土層飽和導水率極低,阻礙雨水入滲；并且滑坡面位置大都在小區的中下部,坡面中下部為徑流重要的匯水區域,該區域促使徑流率顯著上升。而部分滑坡體覆蓋了滑移路徑的植被,使植被無法發揮減小徑流的功能(圖1)；這也同樣促使了徑流率的升高。徑流率升高的另一個重要原因,是滑坡后壁下部壤中流的涌出。經對降雨停止20 min后的壤中流測定,發現壤中流強度仍達到0.02—0.04 mm/min?？梢娀掳l生后,壤中流對徑流率升高起到較大作用。

3.3 典型草被溝坡淺層滑坡對侵蝕產沙的影響

草被具有顯著的減沙效益。研究表明,草被能夠增加土壤中的水穩性團粒以及有機質含量,并通過其根系復雜的網狀結構提高土壤的抗沖性和抗蝕性[26—27]。并且草被能有效降低降雨動能[28],減輕擊濺侵蝕；能攔截徑流,減緩徑流流速,減弱徑流對坡面的侵蝕力[29—30]。因此,滑坡前草被溝坡的產沙率總體很小。

淺層滑坡發生后,導致產沙率上升的原因主要有兩點：(1)裸露的滑坡面和滑移路徑區域,成為了重要的侵蝕產沙區域；(2)徑流率的上升,提高了徑流的挾沙能力。有研究發現,坡面下部植被在攔沙效益上起著重要作用[31—32]。而淺層滑坡發生后,部分滑坡體覆蓋了滑移路徑的植被,破壞了小區下部草被的攔沙效益。并且,滑坡面和滑移路徑區域的土壤抗蝕性極低,又分布在小區下部這一重要匯水區域,匯集于此的徑流能夠攜帶大量泥沙,使淺層滑坡發生后的產沙率驟然上升。而后,隨著植被破壞區域易被沖刷的土壤的流失,以及滑移路徑區植被攔沙效益的恢復,產沙率逐漸降低。

侵蝕產沙受到滑坡規模的影響。滑坡規模越大,對應小區的產沙率越大。小區II的滑坡體積要大于其它兩個小區,這是其淺層滑坡發生后的產沙率要高于其它兩個小區的重要原因。郭文召[16]通過黃土高原六道溝小流域野外模擬降雨實驗,也發現滑坡體越大,導致的含沙量和產沙率越大?；掳l生位置也可能影響侵蝕產沙。小區II的淺層滑坡發生位置在小區下部,其它兩個小區的發生位置在小區中部附近。研究發現,小區下部的水流路徑長度要大于上部[33],而水流路徑長度越長,徑流速度越快,匯聚的徑流越多,泥沙輸移能力越強[34]。這也可能導致小區II的產沙率要高于其它兩個小區。

4 結論

通過野外模擬降雨試驗,在一定降雨強度(60 mm/h)的條件下探究極端降雨所誘發的淺層滑坡對黃土高原典型草被溝坡徑流泥沙的影響,主要得到以下結論：

(1)模擬極端降雨所誘發的草被溝坡上的淺層滑坡深度為14—36 cm,與自然強降雨所導致淺層滑坡深度相貼合,均是低于50 cm。

(2)植被根系與土壤容重、孔隙度等土壤性質顯著相關(P<0.5),致使滑坡面上、下層土壤物理性質差異顯著(P<0.5)。土壤容重隨土層深度的增大而增大,滑坡面下層土壤容重相對于滑坡面上層增大20.6%—26.0%；土壤飽和導水率總體隨土層深度的增大而減小,滑坡面上層土壤飽和導水率相對于滑坡面下層增大8.2—311倍；土壤孔隙度總體隨土層深度的增大而減小,滑坡面上層的土壤孔隙度(41.5%—46.7%)大于滑坡面下層的土壤孔隙度(40.2%—41.5%)。由于以上土壤性質的差異,在極端降雨下,滑坡面上層土壤水分更快達到飽和,土壤水分飽和度超過90%,是誘發滑坡的重要原因。

(3)草被溝坡上淺層滑坡發生后的徑流與產沙均顯著增大。三個小區的平均徑流率在滑坡前僅0.05—0.13 mm/min,在滑坡后高達0.62—0.69 mm/min,增大倍數為4.0—13.1倍；其徑流平均含沙量和平均產沙率在滑坡前分別為0.6—5.8 kg/m3和0.03—0.26 g m-2min-1,在滑坡后分別升至30.0—111.5 kg/m3和18.6—21.9 g m-2min-1,增大倍數分別為9.9—54.9倍和70—841倍。