左小鋒，鄭粉莉，2?，張加瓊，2，王一菲，桑琦明，張勛昌，王 磊，王 倫

（1. 西北農(nóng)林科技大學水土保持研究所黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國家重點實驗室，陜西楊凌 712100；2. 中國科學院水利部水土保持研究所，陜西楊凌 712100；3. 美國農(nóng)業(yè)部農(nóng)業(yè)研究局牧草地實驗室，美國 俄克拉荷馬厄爾雷諾 73036）

土壤風蝕和水蝕對全球生態(tài)環(huán)境造成的嚴重危害已受到廣泛關(guān)注。目前關(guān)于風力或水力單獨作用下的土壤侵蝕研究已取得了豐碩成果[1-6]，而對風力水力相互疊加相互作用的復合土壤侵蝕研究相對薄弱。近10多年來，有關(guān)風力和水力等多種侵蝕營力疊加或耦合作用形成的復合土壤侵蝕研究已成為研究的重點領(lǐng)域和熱點問題。根據(jù)風力和水力在時間和空間上是否同步發(fā)生而產(chǎn)生的不同耦合關(guān)系，將風力水力復合侵蝕（風水復合侵蝕）分為風力水力（風水）共同侵蝕和風水交替侵蝕[7]，風水共同侵蝕的實質(zhì)仍是水蝕，只是風力作用改變了降雨能量；風水交替侵蝕的實質(zhì)是一種侵蝕營力通過對地表物質(zhì)的侵蝕、搬運和沉積，為另一種侵蝕發(fā)生提供了物質(zhì)基礎(chǔ)，并重新塑造了地表侵蝕形態(tài)[8]；其侵蝕特點（包括能量供應[9]、物質(zhì)供應[8]等）與單一外營力（風力或水力）侵蝕不盡相同[10]。這種風水交替侵蝕表現(xiàn)為風力侵蝕和水力侵蝕在空間上的疊加和在時間上的交替，也是本文研究的內(nèi)容。

近年來，關(guān)于風水復合侵蝕方面的研究取得了重要進展，諸多學者通過野外調(diào)查、風洞模擬和降雨模擬試驗、模型模擬（USLE模型）、同位素示蹤技術(shù)（137Cs、7Be）、粒度對比法等方法研究了風力水力復合侵蝕特征[8]。脫登峰等[10]采用先風洞試驗后模擬降雨的方法，研究了風力和水力兩相侵蝕條件下的坡面產(chǎn)流產(chǎn)沙特征，結(jié)果表明風蝕改變了降雨產(chǎn)沙隨降雨強度變化的定量關(guān)系，且風蝕作用對水蝕產(chǎn)生了明顯的正交互效應；王禹等[11]結(jié)合137Cs示蹤技術(shù)和USLE模型模擬，區(qū)分東北厚層黑土區(qū)坡耕地水蝕和風蝕速率。海春興等[12]認為風力水力復合侵蝕并非兩種侵蝕方式的簡單相加，而是二者相互加速或減速的作用過程；但風力和水力二者交互作用增加或減小土壤侵蝕的程度仍不明確，其相互作用的機理也不甚清楚。此外，在風蝕作用對水蝕影響的機理研究中，主要集中在前一種侵蝕營力通過改變下墊面，從而影響后一種侵蝕營力作用下的侵蝕過程，如風蝕對地表物質(zhì)的吹蝕和摩擦導致土壤表層質(zhì)地粗化，形成沙波紋或風蝕凹痕微形態(tài)，使地表粗糙度增加，而地表形態(tài)的變化改變了降雨過程的坡面徑流路徑和流速，進而影響水蝕過程的地表徑流和侵蝕過程[10，13]。盡管以往在風力水力復合侵蝕研究方面取得了一定的進展，但大多研究集中在我國黃土高原風蝕水蝕交錯區(qū)，且風力和水力疊加作用下的坡面土壤侵蝕過程與機理研究仍較薄弱[9]。因此，亟需加強風蝕和水蝕交互影響下的坡面土壤侵蝕過程與機理研究，以期為針對性開展復合土壤侵蝕防治提供理論指導。

東北黑土區(qū)特殊的地理環(huán)境特征決定了其坡面土壤侵蝕受降雨、風力、凍融和融雪徑流等多種外營力的復合影響，其中主要以水蝕（包括降雨和融雪侵蝕）和風蝕為主[14]。由于該地區(qū)晚春農(nóng)田地表裸露且干旱多風，而夏季和秋季降雨集中，必然導致了兩種外營力（風力和水力）作用下的復合土壤侵蝕在時間上更替和在空間上疊加的特征[15]，從而進一步加劇了坡面土壤侵蝕。盡管以往對東北黑土區(qū)開展了大量的土壤侵蝕研究，但主要集中于單一侵蝕營力作用下的坡面水蝕研究，而對多種外營力相互作用的復合侵蝕研究相對較少，尤其對風力水力復合土壤侵蝕過程與機理研究更加薄弱。鑒于此，本研究以侵蝕嚴重的黑龍江省賓州河流域典型薄層黑土區(qū)為研究區(qū)，通過室內(nèi)風洞試驗和模擬降雨試驗相結(jié)合的方法，研究前期地表風蝕作用對黑土坡面水蝕的影響，以期豐富多營力作用的復合侵蝕理論，并為黑土區(qū)土壤侵蝕防治提供理論支持。

1 材料與方法

1.1 試驗材料

試驗土壤采自黑龍江省賓縣賓州河流域（127°25′36″E，45°45′22″N）坡耕地表層0～20 cm耕層土壤，該流域?qū)儆跂|北典型薄層黑土區(qū)（黑土層厚度小于30 cm）[16]，從20世紀90年代以來，一直被作為薄層黑土區(qū)和侵蝕嚴重區(qū)的典型代表[17]，具有“漫川漫崗”和長緩坡（坡長為500～2 000 m、坡度為1°～7°）的地貌特點[18]。該流域每年春季3—4月份為春耕春播季節(jié)，坡耕地大多裸露、土層疏松和土壤含水量較低，且每年3—5月份平均風速大、大風日數(shù)多，導致該時段極易形成強烈的土壤風蝕環(huán)境[19-20]。而夏秋季降雨集中，其中6—9月的降雨量占全年總降雨量的80%左右，容易造成風蝕后的水蝕發(fā)生。正是該流域特殊的地理環(huán)境特征，導致坡耕地風水復合侵蝕在時間上的更替和在空間上的疊加[15]。因此選取賓州河流域采集供試土壤，使其研究結(jié)果能較好地代表東北薄層黑土區(qū)坡面風水復合侵蝕的狀況。

在野外坡耕地采樣時，于晚春（4月）起壟播種前通過野外調(diào)查，并結(jié)合An等[21]基于137Cs對賓州河流域侵蝕量的估算，選取面積為35 hm2、坡度介于1°～7°的坡耕地為采樣地，采用網(wǎng)格法，將采樣地按照10 m×10 m的網(wǎng)格進行劃分，并在每個網(wǎng)格內(nèi)按“S型”每隔2 m采集耕層0～20 cm深度的土壤樣品6～8個（每個樣點的土壤樣品質(zhì)量約5 kg），然后將土壤樣品裝入編織袋后運回實驗室。在實驗室對采集的所有試驗土壤，先去除作物秸稈和根系等雜物，然后將試驗土樣中長度為3～8 cm和寬度為3～5 cm大土塊沿節(jié)理和裂隙掰成3～5塊2～3 cm的小塊后，再將所有土樣充分混合均勻后裝入編織袋，并置于陰涼干燥處備用。此外，在對試驗土樣的整個處理過程中不做研磨和過篩處理，最大可能保持土壤原有結(jié)構(gòu)。

采用吸管法測定試驗土壤各粒級含量，并采用美國農(nóng)業(yè)部土壤質(zhì)地分級制對試驗土壤進行顆粒分級，其顆粒組成分別為：砂粒（0.05～2 mm）含量9.3%，粉粒（0.002～0.05 mm）含量61.3%，黏粒（<0.002 mm）含量29.4%，土壤質(zhì)地為粉黏壤，這一結(jié)果與王彬等[22]對賓州河流域6個典型坡面采集的178個土壤樣品的土壤質(zhì)地判定結(jié)果相同。在冬季和初春的凍融循環(huán)作用下易造成該質(zhì)地土壤結(jié)構(gòu)和土壤性質(zhì)發(fā)生改變，尤其是表層土壤變得疏松且細碎，加上春耕春播季節(jié)起壟對土壤的擾動作用，為風蝕提供了侵蝕物質(zhì)；而夏秋季節(jié)降雨集中時，該質(zhì)地土壤遇水黏結(jié)，透水性差，容易形成“上層滯水”現(xiàn)象，易產(chǎn)生地表徑流，從而導致嚴重的水力侵蝕。因此該土壤質(zhì)地對東北典型薄層黑土區(qū)坡耕地風水復合侵蝕有很大影響。采樣地塊的耕層土壤容重為1.20 g·cm–3，pH（水浸提法，水土比2.5∶1）為6.1，有機質(zhì)（重鉻酸鉀氧化-外加熱法）含量為20.25 g·kg–1。

1.2 試驗設(shè)備

風洞試驗和模擬降雨試驗于2018年6月至2019年10月在黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國家重點實驗室人工模擬降雨大廳和風洞實驗室進行。風洞試驗采用自動控制風速的直流吹氣式風洞設(shè)備，風洞尺寸為24 m（長）×1 m（寬）×1.2 m（高），由 風機段、調(diào)節(jié)段、整流段、實驗段、集沙段和導流段六部分組成。風速調(diào)節(jié)主要通過調(diào)節(jié)與風機配套的變頻器（0～50 Hz）達到所設(shè)定的目標風速，風速在0～17 m·s–1范圍內(nèi)連續(xù)可調(diào)。在風洞試驗段中心位置安裝9個不同高度（距試驗土槽表面向上依次為1、3、5、8、10、12、16、20和60 cm）的皮托管測定風速。試驗的目標風速為風洞軸心高度（60 cm）測定的風速，其余8個皮托管測定試驗土槽上方的風速廓線。

模擬降雨試驗裝置為中國科學院水利部水土保持研究所研制的側(cè)噴式人工模擬降雨機。降雨強度通過降雨機噴頭內(nèi)孔板直徑大小和降雨機上閥門控制供水壓力進行調(diào)節(jié)，其降雨強度可調(diào)范圍為30～230 mm·h–1，有效降雨面積大于16 m2，降雨均勻度大于85%[23]。降雨機支架高度為5 m，雨滴上噴高度為1.5 m，故實際雨滴降落高度為6.5 m。在試驗過程中利用激光雨滴能譜儀（LPM）分別測定了不同降雨強度下的雨滴直徑和雨滴速度，發(fā)現(xiàn)6.5 m的降雨高度可使88%的雨滴達到終點速度[24]；且模擬的天然降雨動能可達95.3%以上[25]。因此，在該條件下進行的模擬降雨試驗可滿足試驗要求。在進行降雨試驗前先將降雨機移動至試驗土槽前后約2 m處，使降雨機噴頭正對試驗土槽中心線，確保試驗土槽的降雨均勻度達到95%以上。

試驗所用土槽由槽身和集流口組成，其槽身與集流口可分離。試驗土槽為100 cm（長）×50 cm（寬）×15 cm（高）規(guī)格的風蝕、水蝕兩用型鋼槽，試驗土槽后端和左右兩側(cè)上部5 cm與其下部10 cm槽體用合頁連接，可上下自由翻折，以同時滿足風洞試驗和模擬降雨試驗的需求。風洞試驗時，將試驗土槽合頁連接的上部5 cm鋼板向下翻折，以保證試驗土壤表面與風洞底板平齊；而在模擬降雨試驗過程中將試驗土槽合頁連接的上部5 cm鋼板豎起，以防止土粒飛濺和地表徑流溢出試驗土槽；同時將集流口與槽身連接，以收集降雨過程的徑流泥沙樣。試驗土槽底部的坡度調(diào)節(jié)架可調(diào)節(jié)相應的坡度，其調(diào)節(jié)范圍為0°～20°。試驗土槽實際填土高度為10 cm。試驗設(shè)備如圖1所示。

1.3 試驗設(shè)計

為模擬東北黑土區(qū)坡耕地春夏交替季節(jié)農(nóng)耕地的土壤侵蝕狀況，本研究先進行風洞試驗，然后在前期風蝕作用形成的下墊面形態(tài)基礎(chǔ)上再進行風水同向（坡面徑流方向與風速同向）的模擬降雨試驗；同時，以前期地表無風蝕作用僅有降雨試驗處理作為對照，分析風蝕作用對坡面水蝕的貢獻。根據(jù)課題組野外多年觀測資料，東北黑土區(qū)臨界起沙風速約為8 m·s–1（即5級風），極端瞬時最大風速可達30 m·s–1[26]，故風洞試驗設(shè)計3個風速（9、12、15 m·s–1）。參照東北黑土區(qū)侵蝕性降雨標準[27]，降雨主要為不超過1 h的短歷時、高強度降雨[28]，且東北黑土區(qū)地面坡度一般為1°～8°[26]，大于5°的坡面土壤侵蝕強度達到中度或重度侵蝕[29]?；谝陨蠘藴屎吞镩g實際情況，模擬降雨試驗土壤前期含水量為51.4 g·kg–1；地表坡度為7°，設(shè)計2個降雨強度（50、100 mm·h–1），降雨歷時為45 min。每個試驗處理重復2次，具體試驗設(shè)計如表1所示。

表1 試驗設(shè)計 Table 1 Experimental design

1.4 試驗步驟

（1）填裝試驗土槽。為保證試驗土槽在降雨過程中具有良好的透水性，在試驗土槽底部均勻打孔，先在試驗土槽底部填2 cm細沙，并在其上覆蓋紗布，然后在沙層上部填裝8 cm厚的試驗土壤。根據(jù)野外現(xiàn)場測量，典型薄層黑土區(qū)坡耕地耕層土壤容重為0.91～1.32 g·cm–3[16]，平均值約為1.20 g·cm–3，故本研究設(shè)計的土壤容重為1.20 g·cm–3。試驗土槽填土前，先測定試驗土壤含水量（土壤質(zhì)量含水量約為51.4 g·kg–1），然后根據(jù)土壤容重計算每層土層所需的土壤質(zhì)量。填土時采用分層填土的方式進行，即按4 cm裝填土后將表層刮毛再裝填4 cm土層，以保證填土的均勻性和整體性。

（2）風洞試驗。為保證風洞試驗過程中風速的均勻性，正式試驗前需進行風速的率定。當率定風速與設(shè)計的目標風速間的誤差小于5%時，方可進行正式風洞試驗。將填裝好的試驗土槽輕輕放入風洞內(nèi)試驗段，調(diào)整土槽高度使土體表面與風洞底板在同一高度，然后將試驗土槽周邊密封，以60 cm高度的軸心風速為基準，設(shè)定相應的目標風速（9、12和15 m·s–1），同時測定不同高度的風速，試驗歷時20 min。

（3）模擬降雨試驗。風洞試驗結(jié)束后，連接試驗土槽的槽身和集流口，并將試驗土槽合頁連接的上部5 cm鋼板豎起并固定即可進行模擬降雨試驗，降雨之前先調(diào)整好試驗土槽的坡度和位置，使徑流方向與風向一致。為了保證降雨均勻度和降雨強度均達到試驗要求，每次正式降雨前須對降雨強度進行率定。正式降雨開始后觀察坡面產(chǎn)流情況，并記錄產(chǎn)流時間，待坡面產(chǎn)流后接取第一個徑流泥沙樣，隨后按3 min間隔收集徑流泥沙樣。并用染色劑法（高錳酸鉀溶液示蹤法）測定坡面徑流流速，并根據(jù)坡面水流流態(tài)將測量的坡面流速乘以修正系數(shù)得到坡面徑流平均流速。降雨45 min后，稱取徑流泥沙樣質(zhì)量，靜置倒掉上層清液，然后置于105 ℃的干燥箱中烘干（24 h）并用精度為0.01 g的電子天平稱取泥沙質(zhì)量，進一步計算徑流量和水蝕量。

1.5 指標測定

風蝕作用前后的地表粗糙度采用鏈條法[30]在不同風速下分別測定：

式中，Cr表示地表粗糙度，L1為原始鏈條的長度（mm），L2為鏈條置于坡面縮短后的水平長度（mm）。

土壤抗剪強度采用型號為GEONOR7189的十字板剪切儀測定。

土壤硬度采用型號為Spectrum SC 900的土壤緊實度儀進行測定。

坡面徑流的流速采用染色劑法進行測定，降雨過程中實際測得的徑流流速為坡面最大流速，坡面徑流平均流速的取值須根據(jù)坡面水流流態(tài)將坡面最大流速乘以修正系數(shù)[31]，其表達式如下：

式中，V為坡面徑流平均流速（cm·s–1）；Vm為坡面徑流最大流速（cm·s–1）；k為修正系數(shù)（層流和過渡流取值為0.67，紊流為0.8），本研究中k=0.67。

Darcy-Weisbach阻力系數(shù)（f）是表示水流在流動過程中受到土壤表面阻止其向下流動的力。

徑流剪切力是在坡面形成徑流后產(chǎn)生的克服土粒間作用力時的剪切力，根據(jù)Foster和Meyer[32]提出的公式進行計算：

式中，τ為徑流剪切力（N·m–2），γ為水的重度（kg·m–3），γ=ρg。R為水力半徑（cm），用坡面薄層水流的水深代替；J為水力能坡（Pa），用坡度的正弦值表示。

1.6 數(shù)據(jù)處理與分析

數(shù)據(jù)統(tǒng)計分析與作圖應用Excel 2010和SPSS 22.0軟件完成，將兩個重復處理的數(shù)據(jù)進行誤差分析，當二者相對誤差小于10%時，認為試驗的重復性較好和試驗數(shù)據(jù)質(zhì)量可靠；然后利用SPSS 22.0軟件中的方差分析（最小顯著性差異法）進行各指標間的顯著性檢驗。

2 結(jié) 果

2.1 前期地表風蝕作用對黑土坡面徑流和侵蝕的影響

前期地表風蝕作用通過改變坡面表層的微地貌和土壤性質(zhì)，影響后期降雨入滲和徑流路徑，進而影響坡面徑流和土壤侵蝕狀況[33]。表2表明，與前 期無風蝕作用僅有模擬降雨試驗處理（試驗處理Ⅱ）相比，前期地表風蝕作用影響后期降雨過程的坡面產(chǎn)流時間，但不同風速的風蝕作用對后期降雨產(chǎn)流時間的影響存在差異；坡面產(chǎn)流時間隨著前期風蝕試驗中風速的增大而逐漸延長。表2顯示前期地表風蝕作用導致坡面徑流量和水蝕量顯著增加（P<0.05）。對于前期無風蝕作用僅有模擬降雨試驗處理（試驗處理Ⅱ），50 mm·h–1降雨強度下的坡面徑流量、水蝕量和徑流含沙量分別為23.8 mm、116.9 g·m–2和4.9 g·L–1，100 mm·h–1降雨強度下三者分別為52.3 mm、1124.9 g·m–2和22.1 g·L–1。與試驗處理II相比，在9、12和15 m·s–1風速的前期風蝕作用下，50 mm·h–1降雨強度下的坡面徑流量、水蝕量和徑流含沙量分別增加8.2%～17.9%、21.9%～104.3%和12.7%～72.9%；100 mm·h–1降雨強度下，三者分別增加1.2%～8.8%、10.9%～49.5%和3.1%～32.7%。這說明50 mm·h–1降雨強度下前期地表風蝕作用對坡面徑流量、水蝕量和徑流含沙量的影響大于100 mm·h–1降雨強度。此外，從表2可知，三個風速下的風蝕作用對坡面徑流量、水蝕量和徑流含沙量的影響存在顯著差異，且三者皆隨前期土壤風蝕作用的風速增大而增加。

表2 有/無前期風蝕作用下的坡面徑流量和水蝕量對比 Table 2 Comparison between slopes of the control and treatments in runoff and water erosion

2.2 前期地表風蝕作用對黑土坡面徑流過程的影響

圖2顯示，對于50 mm·h–1降雨強度的試驗處理，有/無前期風蝕作用下，坡面徑流強度隨降雨歷時的變化均呈增加的趨勢；而對于100 mm·h–1降雨強度的試驗處理，有/無前期風蝕作用下，坡面徑流強度隨降雨歷時的變化均呈現(xiàn)先快速增加而后趨于穩(wěn)定的變化趨勢。對于有前期地表風蝕作用的降雨試驗處理，三個風速下風蝕作用后的坡面徑流強度變化規(guī)律基本一致；但與無前期風蝕作用僅有降雨試驗處理相比，其徑流強度的增加幅度存在差異，且不同降雨強度下出現(xiàn)穩(wěn)定徑流的時間也不相同。在降雨過程中，坡面徑流的變化與土壤水分入滲密切相關(guān)。當土壤水分接近飽和時，降水入滲量很少，使入滲過程變化趨于相對穩(wěn)定，從而坡面徑流過程變化也趨于平穩(wěn)，此時的徑流強度也逐漸達到穩(wěn)定[34-35]。在50 mm·h–1降雨強度下，前期無風蝕作用僅有降雨試驗處理中坡面平均徑流強度為31.5 mm·h–1，而經(jīng)過前期不同風速（9、12和15 m·s–1）的風蝕作用后坡面平均徑流強度分別為34.2、36.0和37.1 mm·h–1，其較前期無風蝕作用僅有降雨試驗處理分別增加8.8%、14.5%和37.1%，徑流強度在36 min左右趨于穩(wěn)定，穩(wěn)定徑流強度介于38.7～44.2 mm·h–1之間。在100 mm·h–1降雨強度下，前期無風蝕作用僅有降雨試驗處理中坡面平均徑流強度為69.4 mm·h–1，而前期經(jīng)過不同風速（9、12和15 m·s–1）的風蝕作用后坡面平均徑流強度分別為70.7、73.3和75.2 mm·h–1，其較前期無風蝕作用的降雨試驗處理分別增加1.9%、5.7%和8.4%，徑流強度達到穩(wěn)定的時間縮短至18 min左右，穩(wěn)定徑流強度介于70.8～85.2 mm·h–1之間。由此可知，與100 mm·h–1降雨強度相比，在50 mm·h–1降雨強度下，經(jīng)過前期地表風蝕作用后坡面徑流強度的增加幅度較大，其出現(xiàn)穩(wěn)定徑流的時間延遲了18 min。說明前期地表風蝕作用對坡面徑流的影響在較小雨強下更為明顯，而隨著降雨強度增加，削弱了前期地表風蝕作用對坡面徑流的影響[33]。

2.3 前期地表風蝕作用對黑土坡面水蝕過程的影響

圖3表明，在50 mm·h–1降雨強度下，前期無風蝕作用僅有降雨試驗處理，坡面水蝕強度隨降雨歷時的變化呈現(xiàn)先增加后趨于穩(wěn)定的變化趨勢，坡面水蝕強度變化于0.3～1.5 g·min–1之間。而對于前期地表風蝕作用后再進行降雨的試驗處理，在三個風速的風蝕作用下，坡面水蝕強度隨降雨歷時的變化呈先增加后略有下降的變化趨勢，坡面水蝕強度分別變化于0.4～2.5、0.4～2.6和0.5～3.8 g·min–1之間。在100 mm·h–1降雨強度下，前期無風蝕作用僅有降雨試驗處理，坡面水蝕強度隨降雨歷時的變化均呈現(xiàn)先快速增加后快速下降而后趨于穩(wěn)定的變化趨勢，其坡面水蝕強度變化于8.1～18.3 g·min–1之間。而對于前期地表風蝕作用后再進行降雨的試驗處理，在三個風速的前期地表風蝕作用下，坡面水蝕強度隨降雨歷時的變化均呈現(xiàn)先快速增加后快速下降而后期波動變化的趨勢，坡面水蝕強度分別變化于4.7～19.2、7.4～22.2和5.4～23.2 g·min–1之間。

上述結(jié)果表明，前期地表風蝕作用改變了后期坡面水蝕過程，兩個降雨強度下的坡面水蝕強度及其峰值均隨前期地表風蝕作用的風速增大而增加；同時前期地表風蝕作用對坡面水蝕過程的影響也與降雨強度有關(guān)。這也表明東北黑土區(qū)坡耕地土壤侵蝕受前期地表風蝕作用的風速和降雨過程中降雨強度的綜合影響。

2.4 前期地表風蝕作用對坡面水蝕的貢獻

由表3可知，前期地表風蝕作用對坡面徑流和侵蝕的貢獻隨前期地表風蝕作用的風速增大而顯著增加。在50 mm·h–1降雨強度下，9、12和15 m·s–1風速的前期地表風蝕作用對坡面徑流量和水蝕量的貢獻率分別為8.5%、14.5%、17.8%和24.2%、45.4%、80.3%；在100 mm·h–1降雨強度下，其對坡面徑流量和水蝕量的貢獻率分別為1.9%、4.6%、7.7%和17.5%、26.3%、46.3%。與100 mm·h–1降雨強度相比，50 mm·h–1降雨強度下，三個風速的前期地表風蝕作用對坡面徑流量和水蝕量的貢獻率分別增加6.6%、9.9%、10.1%和6.7%、19.1%、34.0%。說明前期地表風蝕作用對后期坡面水蝕產(chǎn)生了正向效應[10]，且在小雨強下，前期地表風蝕作用對后期坡面徑流和侵蝕貢獻較大。

表3 前期地表風蝕作用對后期坡面徑流和侵蝕的貢獻 Table 3 Contribution of foregoing wind erosion to late-on runoff and erosion on hillslope

3 討 論

前期地表風蝕作用導致坡面表層土壤結(jié)構(gòu)疏松、地表粗糙度和地表形態(tài)改變是影響后期坡面水蝕的重要原因。本研究試驗過程中分別測定了前期三個風速下風蝕作用前后地表土壤抗剪強度和土壤硬度等土壤抗蝕性指標（表4），結(jié)果表明，9、12、15 m·s–1三個風速下土壤抗剪強度和土壤硬度分別減小2.9%～8.2%和4.4%～12.3%。此外，有研究者通過對比分析風蝕過程中地表和集沙儀收集到的土壤顆粒組成，發(fā)現(xiàn)風蝕作用使地表土壤細顆粒明顯減小，而粗顆粒有所增加[36]，脫登峰[37]對比了有無風蝕作用后的地表土壤顆粒，發(fā)現(xiàn)風蝕作用可以使表層（0～1 cm）土壤砂粒含量增加6.51%～6.74%，黏粒含量和粉粒含量分別降低7.65%～9.15%和17.94%～18.15%，說明前期風蝕作用導致地表土壤質(zhì)地粗化，同時風力作用使土壤抗剪強度和土壤硬度降低，土壤變得相對疏松，從而破壞了土壤結(jié)構(gòu)，改變了土壤性質(zhì)，致使抗沖性降低[38]，這也是前期風蝕作用導致后期坡面水蝕量顯著增加的重要原因。

表4 不同風速作用下土壤抗蝕性指標的變化 Table 4 Variation of soil corrosion resistance indices relative to wind velocity

試驗過程還發(fā)現(xiàn)，由于風蝕過程中顆粒幾何形狀不規(guī)則、空間位置和受力狀況不同的土壤團聚體顆粒碰撞、沖擊地面沙粒時，一部分土壤顆粒會形成風沙流。本研究在風洞試驗過程中分別測定了9、12、15 m·s–1三個風速下的風蝕輸沙量，其值分別為1.62、20.39和88.95 g·m–2，輸沙高度基本在距地表50 cm以內(nèi)，其中，0～20 cm高度范圍的輸沙量分別占總輸沙量的92.9%、97.3%和98.4%，其與臧英和高煥文[39]研究的躍移顆粒分布高度（30 cm以內(nèi)）和占總輸沙量的比例（50%～80%）皆相似，說明黑土坡面土壤風蝕顆粒的運動形式主要以蠕移和躍移為主。正是由于這部分運動顆粒在風沙運動中沿著一個活動基面滾動與滑動相互交替進行[40]，因此在地表形成不同深度、不同大小的風蝕凹痕微形態(tài)。與9 m·s–1的風速相比，12和15 m·s–1風速下地表形成的風蝕凹痕在試驗土槽的分布面積明顯增加（圖4）。坡面形成的這些風蝕凹痕一方面改變了降雨過程中坡面的徑流路徑，另一方面使坡面徑流更加集中，使坡面流速增加，從而增加坡面徑流連通性和徑流侵蝕能力，使坡面水蝕量增加。表5表明，試驗條件下前期地表風蝕作用使坡面徑流平均流速增加3.6%～29.1%，同時Darcy-Weisbach阻力系數(shù)減少1.2%～27.4%，對應的徑流剪切力增加5.3%～30.0%，說明前期地表風蝕作用增大了后期坡面徑流的紊亂程度和徑流攜沙能力[41-42]，而徑流剪切力的增加導致徑流的剝蝕能力增加[43]，從而進一步增加了坡面水蝕量。這也從侵蝕動力學角度解釋了前期地表風蝕作用加速了后期坡面水蝕的機理，并佐證了前期地表風蝕作用對后期坡面水蝕產(chǎn)生了正向效應。

表5 有/無前期風蝕作用下的坡面水流水動力學參數(shù) Table 5 Hydrodynamic parameters of the surface runoff relative to wind velocity

此外，前期風蝕作用使地表粗糙度增大，且地表粗糙度隨風速的增加而增大。與前期無風蝕作用僅有降雨試驗處理相比，在9、12和15 m·s–1風速下地表粗糙度增加了55.6%～90.6%（表6）。地表粗糙度的增加，增大了坡面降雨入滲，從而延長了坡面徑流發(fā)生時間，這也可能是前期地表風蝕作用使坡面徑流發(fā)生時間滯后的重要原因。但另一方面，地表粗糙度的增加也加劇了降雨侵蝕的潛在能力[31]。由于前期地表風蝕作用使地表松散粗顆粒富集，為后期坡面徑流侵蝕提供了物質(zhì)來源，最終導致坡面徑流含沙量增加；而坡面徑流量和含沙量的增加，導致坡面水蝕量增加。

表6 不同風速下風蝕作用前后地表粗糙度對比 Table 6 Surface roughness of the slope relative to wind velocity

4 結(jié) 論

本研究通過室內(nèi)風洞試驗和模擬降雨試驗相結(jié)合的方法，分析了前期地表風蝕作用對黑土坡面水蝕的影響，結(jié)果表明，前期地表風蝕作用顯著增加了坡面徑流量和水蝕量（P<0.05），改變了后期坡面水蝕過程，其對后期坡面水蝕產(chǎn)生了明顯的正向效應，且前期地表風蝕作用對后期坡面水蝕的貢獻與風速和降雨強度均明顯相關(guān)；前期地表風蝕作用導致后期坡面水蝕增加的主要原因是風蝕作用使土壤抗侵蝕能力指標（地表土壤抗剪強度和土壤硬度）減少；增加了后期坡面徑流的紊亂程度和徑流攜沙能力，同時徑流剪切力增加導致徑流的剝蝕能力增加，從而進一步增加了坡面水蝕量。此外，風蝕作用使地表粗糙度增加55.6%～90.6%，使地表松散粗顆粒富集，加劇了降雨侵蝕的潛在能力，并為后期降雨侵蝕提供了物質(zhì)來源。