許陽(yáng)光,郭文召,,王文龍,,*,羅少輝,陳卓鑫,婁義寶,費(fèi)建坪

1 西北農(nóng)林科技大學(xué)水土保持研究所,黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 楊凌 712100 2 中國(guó)科學(xué)院水利部水土保持研究所,楊凌 712100 3 青海省氣象災(zāi)害防御技術(shù)中心,西寧 810000

黃土高原地區(qū)大規(guī)模實(shí)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(dāng)流域遭受極端降雨時(shí),自然/人工恢復(fù)后的植被溝坡面極易發(fā)生大范圍的淺層滑坡(“揭皮式”滑坡),對(duì)區(qū)域生態(tài)環(huán)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(jiǎn)稱植被坡面)上的淺表土體(根土復(fù)合體)在重力作用下,沿一定的軟弱面產(chǎn)生剪切破壞,整體順坡向下滑移/滑流的現(xiàn)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(zhì)地貌、地形及植被等條件的特殊性,該地區(qū)重力侵蝕頻繁發(fā)生[4]。隨著全球氣候變暖,黃土高原地區(qū)極端降雨多發(fā),更是加劇了淺層滑坡等重力侵蝕的發(fā)生。因此,黃土高原植被恢復(fù)能否有效控制淺層滑坡亟需進(jìn)一步研究。

淺層滑坡通常是在高強(qiáng)度降雨或土壤長(zhǎng)期飽和期間所觸發(fā),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(lái)約50%—90%的滑坡發(fā)生在雨季,并由降雨直接誘發(fā)[6—7]。如2013年7月黃土高原延安地區(qū)的長(zhǎng)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(fā)的淺層滑坡多發(fā)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(dāng)降水強(qiáng)度達(dá)到誘發(fā)滑坡的臨界值時(shí),植被反而會(huì)加劇滑坡的發(fā)生[10—11]。焦菊英等[9]通過(guò)調(diào)查延河流域極端降雨下的侵蝕產(chǎn)沙特征,發(fā)現(xiàn)滑坡侵蝕在總侵蝕量上占主導(dǎo)地位, 占各小流域侵蝕量的49.0%—88.5%。滑坡會(huì)導(dǎo)致土壤侵蝕速率顯著增加[12—13]。周琪龍[14]認(rèn)為淺層滑坡與土壤侵蝕具有一定的正相關(guān)性,在土壤侵蝕過(guò)程中起主導(dǎo)作用,控制著整個(gè)流域的侵蝕產(chǎn)沙量。趙超等[15]通過(guò)室內(nèi)降雨模擬實(shí)驗(yàn),研究發(fā)現(xiàn)重力侵蝕與形成高含沙水流關(guān)系密切。郭文召[16]通過(guò)野外模擬降雨實(shí)驗(yàn),結(jié)合地貌儀監(jiān)測(cè),研究發(fā)現(xiàn)滑坡體越大,導(dǎo)致的侵蝕產(chǎn)沙量越大。

綜上所述,學(xué)者們采用不同的方法在滑坡空間分布、影響因素、以及對(duì)侵蝕產(chǎn)沙的影響等方面已經(jīng)做了一定研究,但仍存在研究的薄弱與不足之處。首先,對(duì)淺層滑坡的研究大量集中在通過(guò)實(shí)地調(diào)查研究滑坡的特征,諸如時(shí)空分布、規(guī)模大小、滑坡類型等,而針對(duì)淺層滑坡對(duì)徑流泥沙動(dòng)態(tài)過(guò)程的影響研究較為少見(jiàn)。其次,對(duì)于淺層滑坡與產(chǎn)沙過(guò)程關(guān)系的研究中,主要存在以下不足：一是通過(guò)室內(nèi)降雨模擬實(shí)驗(yàn),存在重塑下墊面與自然下墊面的差異問(wèn)題；二是在野外進(jìn)行模擬實(shí)驗(yàn),較小尺度的徑流小區(qū)不能很好印證自然界中一般規(guī)模的淺層滑坡；三是相對(duì)于滑坡與產(chǎn)沙過(guò)程的關(guān)系研究,忽略了滑坡對(duì)產(chǎn)流過(guò)程的影響研究。本文在野外建立合適尺度徑流小區(qū)的基礎(chǔ)上,通過(guò)模擬降雨的試驗(yàn)方法對(duì)黃土高原小流域典型草被溝坡上所發(fā)生的淺層滑坡進(jìn)行了研究,重點(diǎn)分析極端降雨誘發(fā)的淺層滑坡發(fā)生特征及徑流泥沙在滑坡前后的差異及其原因,研究結(jié)果有助于加深了解植被溝坡的侵蝕產(chǎn)沙機(jī)理,并為淺層滑坡防治提供科學(xué)依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 試驗(yàn)區(qū)概況

中國(guó)科學(xué)院長(zhǎng)武黃土高原農(nóng)業(yè)生態(tài)試驗(yàn)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(yáng)市長(zhǎng)武縣,流域面積8.3 km2。該小流域?qū)儆诘湫偷狞S土塬區(qū),屬大陸季風(fēng)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(zhì)為中壤質(zhì)馬蘭黃土。本試驗(yàn)小區(qū)布設(shè)在溝坡區(qū)域,土壤為黃綿土。自退耕還林(草)實(shí)施以后,塬面為糧果主要種植區(qū),溝坡區(qū)植被恢復(fù)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(qū)域)。由于植被覆蓋度的增加,水力侵蝕在該區(qū)得到了很好的控制,但重力侵蝕問(wèn)題尤為突出,尤其在較強(qiáng)降雨過(guò)后,在溝坡區(qū)域時(shí)常發(fā)生淺層滑坡、崩塌等重力侵蝕現(xiàn)象。

1.2 試驗(yàn)設(shè)計(jì)

依據(jù)本團(tuán)隊(duì)在黃土塬區(qū)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(diào)查(圖1),發(fā)現(xiàn)淺層滑坡多發(fā)生在30°—60°的灌草溝坡,淺層滑坡長(zhǎng)度與寬度分別在0—15 m和0—10 m集中分布,其占比均達(dá)到60%[3, 17]。結(jié)合在王東溝小流域所進(jìn)行的植被調(diào)查,發(fā)現(xiàn)冰草和鐵桿蒿為該流域分布廣、數(shù)量多、具有代表性的草被類型。2013年在小流域內(nèi)的溝坡上已修建了3個(gè)2.5 m×20 m的徑流小區(qū)(I、II、III),小區(qū)坡度為35°—40°。小區(qū)內(nèi)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(yàn)小區(qū)植被與土壤基本狀況見(jiàn)表1,植被根系垂直分布情況見(jiàn)表2。降雨試驗(yàn)在2020年進(jìn)行,草被已自然恢復(fù)7年。

表1 試驗(yàn)小區(qū)植被與土壤基本指標(biāo)

表2 試驗(yàn)小區(qū)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(fā)滑坡事件的降雨數(shù)據(jù)：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(dá)115 mm,誘發(fā)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(qiáng)高達(dá)72.4 mm/h和79 mm /h,李家坬站8小時(shí)累積降雨量高達(dá)256.8 mm[20]。2018年慶陽(yáng)西峰“7·10持續(xù)強(qiáng)降雨”14天累計(jì)降雨量為254.5 mm[3]。設(shè)計(jì)實(shí)驗(yàn)降雨雨強(qiáng)為60 mm/h,單場(chǎng)降雨時(shí)間為90 mim,降雨場(chǎng)次間隔8—12 h。

在小區(qū)周圍利用鋼管搭建降雨棚,在降雨棚上設(shè)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(guò)閥門(mén)調(diào)節(jié)雨強(qiáng)大小和控制降雨時(shí)間。降雨器布置兩列18個(gè)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(fēng)對(duì)降雨均勻度的影響,選擇在無(wú)風(fēng)或微風(fēng)天氣下進(jìn)行試驗(yàn)。

圖1 研究區(qū)及試驗(yàn)?zāi)Ｐ蛨DFig.1 Study area and test model diagram

1.3 試驗(yàn)過(guò)程與指標(biāo)計(jì)算

每個(gè)小區(qū)試驗(yàn)前采用梅花樁法定點(diǎn)率定雨強(qiáng),率定雨強(qiáng)與設(shè)計(jì)雨強(qiáng)60 mm/h誤差在5%以內(nèi),且降雨均勻度達(dá)到80%以上。為了研究徑流泥沙在滑坡前后的差異,每個(gè)試驗(yàn)小區(qū)降雨2—3場(chǎng),一直到發(fā)生淺層滑坡,且在出現(xiàn)滑坡后再進(jìn)行1場(chǎng)降雨,具體降雨試驗(yàn)組次見(jiàn)表3。每場(chǎng)降雨產(chǎn)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(shí)間。用烘干法測(cè)定所接泥沙樣的泥沙質(zhì)量,結(jié)合取樣體積就可得出每個(gè)樣品中的含沙量。試驗(yàn)過(guò)程中,用攝影裝置記錄試驗(yàn)小區(qū)狀況,以觀測(cè)滑坡發(fā)生的過(guò)程。

降雨前,在徑流小區(qū)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(cè)定土壤含水量?；掳l(fā)生后,待該場(chǎng)降雨結(jié)束,取滑坡體、滑坡面下層土壤和滑坡后壁上方土壤相應(yīng)深度的土壤樣品,測(cè)定土壤含水量。待降雨實(shí)驗(yàn)結(jié)束12 h后,對(duì)滑坡的長(zhǎng)度、寬度、深度以及滑坡位置進(jìn)行測(cè)量和記錄,通過(guò)平行斷面法把滑坡區(qū)劃分為錐形體、截錐體、梯形體等多個(gè)較為規(guī)則的幾何模型,依據(jù)對(duì)應(yīng)的模型測(cè)量并計(jì)算各段體積,通過(guò)累加來(lái)計(jì)算滑坡體的體積。

表3 黃土高原草被溝坡淺層滑坡試驗(yàn)組次

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

采用環(huán)刀法測(cè)定土壤樣品的土壤容重、孔隙度和飽和含水量,采用雙環(huán)刀法測(cè)定土壤樣品的飽和導(dǎo)水率。各指標(biāo)計(jì)算公式如下：

(1)

式中,R為接樣時(shí)段內(nèi)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(zhì)量,g ；T為接樣時(shí)間,s；θ為小區(qū)坡度,°；A為小區(qū)面積,m2。

(2)

式中,W為接樣時(shí)段內(nèi)含沙量,kg/m3。

產(chǎn)沙率：

(3)

式中,E為接樣時(shí)段內(nèi)單位面積上的產(chǎn)沙率,g m-2min-1。

1.4 數(shù)據(jù)處理與分析

采用單因素方差分析,對(duì)滑坡后壁處土壤剖面的土壤物理性質(zhì)進(jìn)行差異性分析。采用獨(dú)立樣本T檢驗(yàn),對(duì)草被坡面淺層滑坡發(fā)生前后徑流率、含沙量和產(chǎn)沙率進(jìn)行差異性分析。將根重密度與土壤容重、孔隙度和飽和導(dǎo)水率進(jìn)行Pearson相關(guān)性分析。相關(guān)統(tǒng)計(jì)分析均在SPSS 19.0軟件中運(yùn)行。

2 結(jié)果與分析

2.1 典型草被溝坡淺層滑坡形態(tài)特征

本試驗(yàn)?zāi)M降雨所誘發(fā)的淺層滑坡,滑坡體在1—2秒內(nèi)即從滑坡位置滑移至攔沙池中。小區(qū)I、II和III分別在總降雨歷時(shí)183、72、128 min后發(fā)生滑坡,至滑坡時(shí)的累計(jì)降雨量分別為183、72、128 mm。如表4所示,三個(gè)小區(qū)的滑坡長(zhǎng)度十分接近,其滑坡的平均長(zhǎng)度為4.2—6.1 m,最長(zhǎng)達(dá)到6.5 m。三個(gè)小區(qū)的平均滑坡深度均低于50 cm,其范圍在14—36 cm之間；與小區(qū)I和小區(qū)III低于20 cm的滑坡深度相比,小區(qū)III的滑坡深度較深,為36 cm。由于滑坡的長(zhǎng)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(gè)小區(qū)的滑坡體積在1.82—3.28 m3之間?；掳l(fā)生位置在小區(qū)坡面上隨機(jī)分布,在坡面上、中、下部均有涉及,其中小區(qū)I、II的滑坡發(fā)生位置在小區(qū)中部以下,小區(qū)III的滑坡發(fā)生位置則在小區(qū)中部以上。

表4 試驗(yàn)小區(qū)淺層滑坡形態(tài)參數(shù)特征及其發(fā)生位置

2.2 滑坡區(qū)域土壤物理性質(zhì)特征

2.2.1土壤物理性質(zhì)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?fù)翆又g的增大幅度差異明顯。三個(gè)小區(qū)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(dǎo)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?fù)翆又g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(duì)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(duì)差值為0.3%—1.5%,前者大于后者。

土壤飽和導(dǎo)水率整體來(lái)說(shuō)隨土層深度的增大而減小,土壤飽和導(dǎo)水率在相鄰?fù)翆又g的差異巨大(圖2)。土壤飽和導(dǎo)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(zhì)特征差異

草被根系與土壤物理性質(zhì)關(guān)系密切,致使滑坡面上、下層土壤物理性質(zhì)具有顯著性差異。如表5所示,根重密度與土壤容重顯著負(fù)相關(guān)(P<0.05),與土壤孔隙度顯著正相關(guān)(P<0.05)；土壤容重與飽和導(dǎo)水率極顯著負(fù)相關(guān)(P<0.01)?；旅嫔?、下層土壤性質(zhì)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?dǎo)水率為0.002—0.015 mm/min,滑坡面上層的土壤飽和導(dǎo)水率為0.102—0.612 mm/min,增大幅度高達(dá)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(yàn)小區(qū)植被根系與土壤物理性質(zhì)相關(guān)關(guān)系

表6 試驗(yàn)小區(qū)不同土層物理性質(zhì)指標(biāo)

由于滑坡面上、下層土壤性質(zhì)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(fā)生時(shí),滑坡面上層土壤水分已接近飽和,三個(gè)小區(qū)的上層土壤含水量達(dá)到32.5%—36.7%,土壤水分飽和度均超過(guò)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(duì)差值為3.2%—7.2%?；旅嫔蠈油寥篮康脑龃笾颠h(yuǎn)大于下層含水量,可見(jiàn)在短時(shí)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(duì)值為依據(jù),入滲的水分在滑坡面上層土壤的分布比例均超過(guò)70%,其占比為74.4%—85.4%。尤其是徑流小區(qū)II,其優(yōu)勢(shì)植物(冰草)有別于其它兩個(gè)小區(qū)(鐵桿蒿),其根系分布相對(duì)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(qū)在較少入滲量下即發(fā)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(chǎn)流過(guò)程

三個(gè)小區(qū)的徑流率在次降雨過(guò)程中均呈上升趨勢(shì)(圖3)。以小區(qū)II為例,第1場(chǎng)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(shí)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(duì)徑流的影響Fig.3 Change of Runoff rate with rainfall time小區(qū)Ⅰ在第2場(chǎng)降雨83 min時(shí)發(fā)生淺層滑坡；小區(qū)II在第1場(chǎng)降雨72 min時(shí)發(fā)生淺層滑坡；小區(qū)III在第2場(chǎng)降雨38 min時(shí)發(fā)生淺層滑坡;由于小區(qū)Ⅰ和小區(qū)III在發(fā)生淺層滑坡時(shí),泥沙堵塞了采樣口,因此缺少部分?jǐn)?shù)據(jù);不同字母表示顯著性差異(P<0.05),滑坡前小區(qū)Ⅰ、II和III,n分別為31,12和27；滑坡后小區(qū)Ⅰ、II和III,n分別為19,23和19

與滑坡前各小區(qū)的徑流率相比,三個(gè)小區(qū)的徑流率在滑坡后均顯著增大。如圖3所示,滑坡前各小區(qū)的平均徑流率僅為0.05—0.13 mm/min,而滑坡后小區(qū)的平均徑流率高達(dá)0.62—0.69 mm/min,增大倍數(shù)為4.0—13.1倍。徑流率的變異系數(shù)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(shù)為37%—50%,屬高度變異,而滑坡后徑流率的變異系數(shù)下降為4%—14%,屬小變異。

2.4 淺層滑坡影響下的侵蝕產(chǎn)沙過(guò)程

三個(gè)草被小區(qū)的產(chǎn)沙率在滑坡前的次降雨過(guò)程(第1場(chǎng)降雨)中呈緩慢上升趨勢(shì),在滑坡后的次降雨過(guò)程中(最后1場(chǎng)降雨)呈先增加后下降的趨勢(shì)(圖4)。淺層滑坡發(fā)生前,三個(gè)草被小區(qū)第1場(chǎng)降雨自產(chǎn)流開(kāi)始至降雨結(jié)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(fā)生后,以小區(qū)III第3場(chǎng)降雨為例,其產(chǎn)沙率從產(chǎn)流開(kāi)始時(shí)的16.0 g m-2min-1上升至降雨15 min時(shí)的28.8 g m-2min-1,而后波動(dòng)下降至降雨結(jié)束時(shí)的12.5 g m-2min-1。產(chǎn)沙率在滑坡時(shí)急劇上升,出現(xiàn)最大峰值。小區(qū)II的第1場(chǎng)降雨,滑坡發(fā)生時(shí)產(chǎn)沙率從1.77 g m-2min-1(70 min)升至406.5 g m-2min-1(72 min),增長(zhǎng)倍數(shù)達(dá)到228倍。

滑坡前小區(qū)I和小區(qū)III的產(chǎn)沙率變異系數(shù)分別為61%和71%,滑坡后分別降低至15%和26%；小區(qū)II的產(chǎn)沙率變異系數(shù)在滑坡前后分別為69%和107%,結(jié)果有別于其它兩個(gè)小區(qū),但其第2場(chǎng)產(chǎn)沙率的變異系數(shù)為47%,低于滑坡前。可見(jiàn),滑坡后產(chǎn)沙率的波動(dòng)性主要體現(xiàn)在滑坡后20分鐘內(nèi),而后隨著降雨的持續(xù)產(chǎn)沙率趨于穩(wěn)定,波動(dòng)性逐漸低于滑坡前。

圖4 產(chǎn)沙率隨降雨時(shí)間的變化Fig.4 Changes of sediment yield rate with rainfall time

與滑坡前各小區(qū)的含沙量和產(chǎn)沙率相比,三個(gè)小區(qū)的含沙量與產(chǎn)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(dá)30.0—111.5 kg/m3,增大倍數(shù)為9.9—54.9倍?；虑案餍^(qū)的平均產(chǎn)沙率僅0.03—0.26 g m-2min-1,滑坡后各小區(qū)的平均產(chǎn)沙率高達(dá)18.6—21.9 g m-2min-1,增大倍數(shù)為70—841倍?？梢?jiàn),產(chǎn)沙率在淺層滑坡發(fā)生前后的增大幅度大于含沙量。

圖5 含沙量和產(chǎn)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(jī)理

試驗(yàn)發(fā)現(xiàn)草被溝坡上極端降雨所誘發(fā)的淺層滑坡,其深度多低于50 cm。如韓勇等[21]在子午嶺林區(qū)淺層滑坡調(diào)查中,發(fā)現(xiàn)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(qū)南小河溝流域滑坡調(diào)查中,發(fā)現(xiàn)63%滑坡深度在20—50 cm之間,都為小規(guī)模的淺層滑坡。可見(jiàn)在滑坡深度上,在草被溝坡上模擬降雨所誘發(fā)的淺層滑坡與自然草被滑坡并無(wú)明顯差異。

滑坡面上、下層土壤物理性質(zhì)之間具有顯著性差異,這說(shuō)明在滑坡面附近存在一個(gè)土壤物理性質(zhì)的轉(zhuǎn)折點(diǎn)。對(duì)于植被根系與滑坡區(qū)土壤物理性質(zhì)的相關(guān)性研究,與韓勇等[21]所發(fā)現(xiàn)的滑坡深度與根系重量、土壤容重和土壤孔隙度密切相關(guān)的研究結(jié)果相一致。植被根系使根土層和下層土壤的性質(zhì)產(chǎn)生顯著差異,上下土層間性質(zhì)的差異,致使滑坡破壞易在根土層和下層土壤的界面發(fā)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(dǎo)水率(0.102—0.612 mm/min)遠(yuǎn)大于下層土壤(0.002—0.015 mm/min),隨著上層土壤含水量增加,達(dá)到局部土壤飽和(飽和度超過(guò)90%),土壤強(qiáng)度隨之減弱并低于下滑力時(shí),發(fā)生滑坡。Collins和Znidarcic[22]認(rèn)為降雨誘發(fā)滑坡的重要原因,在于表層土壤入滲速率較高,導(dǎo)致正孔隙水壓力的發(fā)展,土體較易達(dá)到飽和狀態(tài),破壞將由坡面內(nèi)的滲透力引起。在試驗(yàn)過(guò)程中,滑坡發(fā)生后在滑坡后壁下部所發(fā)生的壤中流現(xiàn)象,也能間接證明以上說(shuō)法。植物根系對(duì)土體的錨固與牽拉作用,使上層土壤與根系形成關(guān)系緊密的復(fù)合體,但是對(duì)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(fù)合體,在降雨誘發(fā)下可能發(fā)生較大規(guī)模的“揭皮式”滑坡。此外,黃恒偉[23]在淺層滑坡野外調(diào)查中發(fā)現(xiàn)植被的高密度生長(zhǎng)也在較大程度上促進(jìn)滑坡的產(chǎn)生。

3.2 典型草被溝坡淺層滑坡對(duì)徑流的影響

淺層滑坡發(fā)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(jìn)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(fā)生前的徑流率相對(duì)較小。

滑坡發(fā)生后,植被破壞,土壤裸露,原植物坡面地形出現(xiàn)兩處變化：一是滑坡體下滑后裸露的滑坡面；二是下滑過(guò)程中,部分滑坡體覆蓋了滑移路徑的植被。在滑坡面區(qū)域,滑坡面下土層飽和導(dǎo)水率極低,阻礙雨水入滲；并且滑坡面位置大都在小區(qū)的中下部,坡面中下部為徑流重要的匯水區(qū)域,該區(qū)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(wú)法發(fā)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(gè)重要原因,是滑坡后壁下部壤中流的涌出。經(jīng)對(duì)降雨停止20 min后的壤中流測(cè)定,發(fā)現(xiàn)壤中流強(qiáng)度仍達(dá)到0.02—0.04 mm/min?？梢?jiàn)滑坡發(fā)生后,壤中流對(duì)徑流率升高起到較大作用。

3.3 典型草被溝坡淺層滑坡對(duì)侵蝕產(chǎn)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(wěn)性團(tuán)粒以及有機(jī)質(zhì)含量,并通過(guò)其根系復(fù)雜的網(wǎng)狀結(jié)構(gòu)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(dòng)能[28],減輕擊濺侵蝕；能攔截徑流,減緩徑流流速,減弱徑流對(duì)坡面的侵蝕力[29—30]。因此,滑坡前草被溝坡的產(chǎn)沙率總體很小。

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

侵蝕產(chǎn)沙受到滑坡規(guī)模的影響?；乱?guī)模越大,對(duì)應(yīng)小區(qū)的產(chǎn)沙率越大。小區(qū)II的滑坡體積要大于其它兩個(gè)小區(qū),這是其淺層滑坡發(fā)生后的產(chǎn)沙率要高于其它兩個(gè)小區(qū)的重要原因。郭文召[16]通過(guò)黃土高原六道溝小流域野外模擬降雨實(shí)驗(yàn),也發(fā)現(xiàn)滑坡體越大,導(dǎo)致的含沙量和產(chǎn)沙率越大?；掳l(fā)生位置也可能影響侵蝕產(chǎn)沙。小區(qū)II的淺層滑坡發(fā)生位置在小區(qū)下部,其它兩個(gè)小區(qū)的發(fā)生位置在小區(qū)中部附近。研究發(fā)現(xiàn),小區(qū)下部的水流路徑長(zhǎng)度要大于上部[33],而水流路徑長(zhǎng)度越長(zhǎng),徑流速度越快,匯聚的徑流越多,泥沙輸移能力越強(qiáng)[34]。這也可能導(dǎo)致小區(qū)II的產(chǎn)沙率要高于其它兩個(gè)小區(qū)。

4 結(jié)論

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

(1)模擬極端降雨所誘發(fā)的草被溝坡上的淺層滑坡深度為14—36 cm,與自然強(qiáng)降雨所導(dǎo)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(zhì)顯著相關(guān)(P<0.5),致使滑坡面上、下層土壤物理性質(zhì)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(duì)于滑坡面上層增大20.6%—26.0%；土壤飽和導(dǎo)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(dǎo)水率相對(duì)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(zhì)的差異,在極端降雨下,滑坡面上層土壤水分更快達(dá)到飽和,土壤水分飽和度超過(guò)90%,是誘發(fā)滑坡的重要原因。

(3)草被溝坡上淺層滑坡發(fā)生后的徑流與產(chǎn)沙均顯著增大。三個(gè)小區(qū)的平均徑流率在滑坡前僅0.05—0.13 mm/min,在滑坡后高達(dá)0.62—0.69 mm/min,增大倍數(shù)為4.0—13.1倍；其徑流平均含沙量和平均產(chǎn)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(shù)分別為9.9—54.9倍和70—841倍。