黄土高原地区大规模实施退耕还林(草)工程已20余年, 植被覆盖度从1999年的32%增加到2018年的63%^[1], 黄河输沙量从1987—1999年的8.10亿t/a减少到2000—2018年的2.48亿t/a^[2]。然而, 当流域遭受极端降雨时, 自然/人工恢复后的植被沟坡面极易发生大范围的浅层滑坡(“揭皮式”滑坡), 对区域生态环境的影响不容忽视^[3]。植被沟坡浅层滑坡是指植被覆盖度良好的陡坡面(简称植被坡面)上的浅表土体(根土复合体)在重力作用下, 沿一定的软弱面产生剪切破坏, 整体顺坡向下滑移/滑流的现象。浅层滑坡是重力侵蚀的一种类型。由于黄土高原气候、地质地貌、地形及植被等条件的特殊性, 该地区重力侵蚀频繁发生^[4]。随着全球气候变暖, 黄土高原地区极端降雨多发, 更是加剧了浅层滑坡等重力侵蚀的发生。因此, 黄土高原植被恢复能否有效控制浅层滑坡亟需进一步研究。

浅层滑坡通常是在高强度降雨或土壤长期饱和期间所触发, 其深度通常小于2 m, 体积从几立方到几百立方米不等^[5]。近年来约50%—90%的滑坡发生在雨季, 并由降雨直接诱发^[6—7]。如2013年7月黄土高原延安地区的长期降雨, 造成了8135处深度不足2.0 m的浅层滑坡^[8], 且极端降雨所诱发的浅层滑坡多发生在25°—55°的沟坡上^[4]。植被并不能很好地抵御浅层滑坡^[9], 当降水强度达到诱发滑坡的临界值时, 植被反而会加剧滑坡的发生^[10—11]。焦菊英等^[9]通过调查延河流域极端降雨下的侵蚀产沙特征, 发现滑坡侵蚀在总侵蚀量上占主导地位, 占各小流域侵蚀量的49.0%—88.5%。滑坡会导致土壤侵蚀速率显著增加^[12—13]。周琪龙^[14]认为浅层滑坡与土壤侵蚀具有一定的正相关性, 在土壤侵蚀过程中起主导作用, 控制着整个流域的侵蚀产沙量。赵超等^[15]通过室内降雨模拟实验, 研究发现重力侵蚀与形成高含沙水流关系密切。郭文召^[16]通过野外模拟降雨实验, 结合地貌仪监测, 研究发现滑坡体越大, 导致的侵蚀产沙量越大。

综上所述, 学者们采用不同的方法在滑坡空间分布、影响因素、以及对侵蚀产沙的影响等方面已经做了一定研究, 但仍存在研究的薄弱与不足之处。首先, 对浅层滑坡的研究大量集中在通过实地调查研究滑坡的特征, 诸如时空分布、规模大小、滑坡类型等, 而针对浅层滑坡对径流泥沙动态过程的影响研究较为少见。其次, 对于浅层滑坡与产沙过程关系的研究中, 主要存在以下不足：一是通过室内降雨模拟实验, 存在重塑下垫面与自然下垫面的差异问题；二是在野外进行模拟实验, 较小尺度的径流小区不能很好印证自然界中一般规模的浅层滑坡；三是相对于滑坡与产沙过程的关系研究, 忽略了滑坡对产流过程的影响研究。本文在野外建立合适尺度径流小区的基础上, 通过模拟降雨的试验方法对黄土高原小流域典型草被沟坡上所发生的浅层滑坡进行了研究, 重点分析极端降雨诱发的浅层滑坡发生特征及径流泥沙在滑坡前后的差异及其原因, 研究结果有助于加深了解植被沟坡的侵蚀产沙机理, 并为浅层滑坡防治提供科学依据。

1 材料与方法 1.1 试验区概况

中国科学院长武黄土高原农业生态试验站王东沟小流域(107°40′30″—107°42′30″E, 35°12′—35°16′N)位于黄土高原陕西省西部的咸阳市长武县, 流域面积8.3 km²。该小流域属于典型的黄土塬区, 属大陆季风性气候, 年均气温9.1℃, 多年平均降雨量584 mm, 多集中在7—9月份, 且多以大雨和暴雨为主。该小流域的塬面和沟坡各占土地面积的35%和65%, 主要土壤类型为黑垆土(塬面)和黄绵土(沟坡), 母质为中壤质马兰黄土。本试验小区布设在沟坡区域, 土壤为黄绵土。自退耕还林(草)实施以后, 塬面为粮果主要种植区, 沟坡区植被恢复状况良好, 植被类型以冰草(Agropyron cristatum)、铁杆蒿(Artemisia gmelinii)、白羊草(Bothriochloa ischaemum)等草本植物和酸枣(Ziziphus jujuba var. spinosa)、胡枝子(Lespedeza bicolor)等灌木为主, 伴有刺槐(Robinia pseudoacacia)、山杨(Populus davidiana)等乔木零星分布(多在沟底与沟坡较为平坦区域)。由于植被覆盖度的增加, 水力侵蚀在该区得到了很好的控制, 但重力侵蚀问题尤为突出, 尤其在较强降雨过后, 在沟坡区域时常发生浅层滑坡、崩塌等重力侵蚀现象。

1.2 试验设计

依据本团队在黄土塬区南小河沟流域(该流域与王东沟小流域气候、土壤、植被等因素相近, 两者相距约53.4km。)和王东流域沟浅层滑坡的野外调查(图 1), 发现浅层滑坡多发生在30°—60°的灌草沟坡, 浅层滑坡长度与宽度分别在0—15 m和0—10 m集中分布, 其占比均达到60%^{[3, 17]}。结合在王东沟小流域所进行的植被调查, 发现冰草和铁杆蒿为该流域分布广、数量多、具有代表性的草被类型。2013年在小流域内的沟坡上已修建了3个2.5 m×20 m的径流小区(Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ), 小区坡度为35°—40°。小区内植被以铁杆蒿(Artemisia gmelinii)与冰草(Agropyron cristatum)为主, 植被株高为63—76 cm, 覆盖度为75%—85%。试验小区植被与土壤基本状况见表 1, 植被根系垂直分布情况见表 2。降雨试验在2020年进行, 草被已自然恢复7年。

基于黄土高原近几年极端降雨诱发滑坡事件的降雨数据：2013年延安“7·3暴雨”单日最大降雨量为143.7 mm^[18]；2013年天水市6月20日最大1 h降水量为65 mm, 2 h降水量达115 mm, 诱发重力侵蚀95处, 浅层滑坡65处^[19]；2017年黄土高原绥德“7·26暴雨”, 李家河、李孝河两地雨量站雨强高达72.4 mm/h和79 mm /h, 李家坬站8小时累积降雨量高达256.8 mm^[20]。2018年庆阳西峰“7·10持续强降雨”14天累计降雨量为254.5 mm^[3]。设计实验降雨雨强为60 mm/h, 单场降雨时间为90 mim, 降雨场次间隔8—12 h。

在小区周围利用钢管搭建降雨棚, 在降雨棚上设置下喷式模拟降雨器。该降雨器由降雨喷头、PPR管、水泵、水池等组成, 可通过阀门调节雨强大小和控制降雨时间。降雨器布置两列18个喷头, 距离地面高度2 m, 相邻喷头间距为2 m(图 1)。为了防止风对降雨均匀度的影响, 选择在无风或微风天气下进行试验。

1.3 试验过程与指标计算

每个小区试验前采用梅花桩法定点率定雨强, 率定雨强与设计雨强60 mm/h误差在5%以内, 且降雨均匀度达到80%以上。为了研究径流泥沙在滑坡前后的差异, 每个试验小区降雨2—3场, 一直到发生浅层滑坡, 且在出现滑坡后再进行1场降雨, 具体降雨试验组次见表 3。每场降雨产流后每5 min在采样口使用1 L采样瓶接取径流泥沙样, 并记录采样时间。用烘干法测定所接泥沙样的泥沙质量, 结合取样体积就可得出每个样品中的含沙量。试验过程中, 用摄影装置记录试验小区状况, 以观测滑坡发生的过程。

降雨前, 在径流小区上、中、下部采集10 cm、30 cm和50 cm土层深度处的少量土壤样品, 测定土壤含水量。滑坡发生后, 待该场降雨结束, 取滑坡体、滑坡面下层土壤和滑坡后壁上方土壤相应深度的土壤样品, 测定土壤含水量。待降雨实验结束12 h后, 对滑坡的长度、宽度、深度以及滑坡位置进行测量和记录, 通过平行断面法把滑坡区划分为锥形体、截锥体、梯形体等多个较为规则的几何模型, 依据对应的模型测量并计算各段体积, 通过累加来计算滑坡体的体积。

基于径流小区的滑坡深度, 在滑坡后壁处用100 cm³环刀取0—20、20—40、40—60 cm土层的土壤样品, 每层3个重复。通过环刀体积, 采用烘干法测定土壤样品的土壤容重；采用浸水法测定总孔隙度和饱和含水量；采用双环刀法固定水头高度, 测定土壤样品的饱和导水率。

采用环刀法测定土壤样品的土壤容重、孔隙度和饱和含水量, 采用双环刀法测定土壤样品的饱和导水率。各指标计算公式如下：

(1)

式中, R为接样时段内径流率, mm/min；V_r为接取径流泥沙样的体积, L；M_r为径流泥沙样中烘干土质量, g ；T为接样时间, s；θ为小区坡度, °；A为小区面积, m²。

(2)

式中, W为接样时段内含沙量, kg/m³。

(3)

式中, E为接样时段内单位面积上的产沙率, g m^-2 min^-1。

1.4 数据处理与分析

采用单因素方差分析, 对滑坡后壁处土壤剖面的土壤物理性质进行差异性分析。采用独立样本T检验, 对草被坡面浅层滑坡发生前后径流率、含沙量和产沙率进行差异性分析。将根重密度与土壤容重、孔隙度和饱和导水率进行Pearson相关性分析。相关统计分析均在SPSS 19.0软件中运行。

2 结果与分析 2.1 典型草被沟坡浅层滑坡形态特征

本试验模拟降雨所诱发的浅层滑坡, 滑坡体在1—2秒内即从滑坡位置滑移至拦沙池中。小区Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ分别在总降雨历时183、72、128 min后发生滑坡, 至滑坡时的累计降雨量分别为183、72、128 mm。如表 4所示, 三个小区的滑坡长度十分接近, 其滑坡的平均长度为4.2—6.1 m, 最长达到6.5 m。三个小区的平均滑坡深度均低于50 cm, 其范围在14—36 cm之间；与小区Ⅰ和小区Ⅲ低于20 cm的滑坡深度相比, 小区Ⅲ的滑坡深度较深, 为36 cm。由于滑坡的长度与宽度较为接近, 滑坡体体积的大小主要取决于滑坡深度, 三个小区的滑坡体积在1.82—3.28 m³之间。滑坡发生位置在小区坡面上随机分布, 在坡面上、中、下部均有涉及, 其中小区Ⅰ、Ⅱ的滑坡发生位置在小区中部以下, 小区Ⅲ的滑坡发生位置则在小区中部以上。

2.2 滑坡区域土壤物理性质特征 2.2.1 土壤物理性质随土层深度的变化

如图 2所示, 滑坡后壁土壤容重随土层深度的增大而增大, 但容重在各相邻土层之间的增大幅度差异明显。三个小区的土壤容重在0—20 cm与20—40 cm土层间的增大幅度为9.4%—25.2%, 而其容重在20—40 cm与40—60 cm土层间的增大幅度为1.2%—16.1%, 前者明显大于后者。

土壤孔隙度的变化与容重相反, 整体上土壤孔隙度随土层深度的增大而减小, 各相邻土层之间的变化幅度差异明显(图 2)。土壤孔隙度在0—20 cm与20—40 cm土层间的绝对差值为3.4%—5.6%, 而在土层深度20—40 cm与40—60 cm土层间的绝对差值为0.3%—1.5%, 前者大于后者。

土壤饱和导水率整体来说随土层深度的增大而减小, 土壤饱和导水率在相邻土层之间的差异巨大(图 2)。土壤饱和导水率在0—20 cm与20—40 cm土层间的减小幅度为74.7%—98.2%, 而在20—40 cm与40—60 cm土层间的变化幅度最小为28.7%, 最大为99.3%。

2.2.2 滑坡面上、下层土壤物理性质特征差异

草被根系与土壤物理性质关系密切, 致使滑坡面上、下层土壤物理性质具有显著性差异。如表 5所示, 根重密度与土壤容重显著负相关(P＜0.05), 与土壤孔隙度显著正相关(P＜0.05)；土壤容重与饱和导水率极显著负相关(P＜0.01)。滑坡面上、下层土壤性质如表 6所示, 上层的土壤容重为1.27—1.36 g/cm³, 下层的土壤容重为1.60—1.66 g/cm³, 增大幅度为20.6%—26.0%。滑坡面下层的土壤饱和导水率为0.002—0.015 mm/min, 滑坡面上层的土壤饱和导水率为0.102—0.612 mm/min, 增大幅度高达8.2—311倍。滑坡面上层的土壤孔隙度(41.5%—46.7%)也大于滑坡面下层的土壤孔隙度(40.2%—41.5%)。

由于滑坡面上、下层土壤性质的差异, 入渗的水分在上、下层土壤的分布极不均匀。如表 7所示, 浅层滑坡发生时, 滑坡面上层土壤水分已接近饱和, 三个小区的上层土壤含水量达到32.5%—36.7%, 土壤水分饱和度均超过90%, 其范围为91.5%—98.2%。与降雨前上层土壤11.3%—18.9%的含水量相比, 含水量的增大值为15.4%—21.2%。滑坡面下层土壤含水量则由降雨前的9.9%—14.1%上升至23.6%—25.7%, 绝对差值为3.2%—7.2%。滑坡面上层土壤含水量的增大值远大于下层含水量, 可见在短时的极端降雨下, 入渗的水分更多地分布于上层土壤。以滑坡面上下层土壤含水量变化的绝对值为依据, 入渗的水分在滑坡面上层土壤的分布比例均超过70%, 其占比为74.4%—85.4%。尤其是径流小区Ⅱ, 其优势植物(冰草)有别于其它两个小区(铁杆蒿), 其根系分布相对较深且均匀, 水分得以更多地分布于滑坡面上层土壤(85.4%), 是该小区在较少入渗量下即发生浅层滑坡的重要原因。

2.3 浅层滑坡影响下的产流过程

三个小区的径流率在次降雨过程中均呈上升趋势(图 3)。以小区Ⅱ为例, 第1场降雨, 在滑坡前径流率由0.06 mm/min(15 min)缓慢上升至0.19 mm/min(70 min)；在滑坡时则急剧上升至0.68 mm/min(72 min), 上升幅度为254.2%；在滑坡后由0.65 mm/min(75 min)缓慢上升至0.70 mm/min(90 min)。

与滑坡前各小区的径流率相比, 三个小区的径流率在滑坡后均显著增大。如图 3所示, 滑坡前各小区的平均径流率仅为0.05—0.13 mm/min, 而滑坡后小区的平均径流率高达0.62—0.69 mm/min, 增大倍数为4.0—13.1倍。径流率的变异系数在滑坡前后的变化与径流率相反, 滑坡前径流率的变异系数为37%—50%, 属高度变异, 而滑坡后径流率的变异系数下降为4%—14%, 属小变异。

2.4 浅层滑坡影响下的侵蚀产沙过程

三个草被小区的产沙率在滑坡前的次降雨过程(第1场降雨)中呈缓慢上升趋势, 在滑坡后的次降雨过程中(最后1场降雨)呈先增加后下降的趋势(图 4)。浅层滑坡发生前, 三个草被小区第1场降雨自产流开始至降雨结束, 分别由0.01、0.25和0.01 g m^-2 min^-1上升至0.31、1.77和0.55 g m^-2 min^-1。浅层滑坡发生后, 以小区Ⅲ第3场降雨为例, 其产沙率从产流开始时的16.0 g m^-2 min^-1上升至降雨15 min时的28.8 g m^-2 min^-1, 而后波动下降至降雨结束时的12.5 g m^-2 min^-1。产沙率在滑坡时急剧上升, 出现最大峰值。小区Ⅱ的第1场降雨, 滑坡发生时产沙率从1.77 g m^-2 min^-1(70 min)升至406.5 g m^-2 min^-1(72 min), 增长倍数达到228倍。

滑坡前小区Ⅰ和小区Ⅲ的产沙率变异系数分别为61%和71%, 滑坡后分别降低至15%和26%；小区Ⅱ的产沙率变异系数在滑坡前后分别为69%和107%, 结果有别于其它两个小区, 但其第2场产沙率的变异系数为47%, 低于滑坡前。可见, 滑坡后产沙率的波动性主要体现在滑坡后20分钟内, 而后随着降雨的持续产沙率趋于稳定, 波动性逐渐低于滑坡前。

与滑坡前各小区的含沙量和产沙率相比, 三个小区的含沙量与产沙率在滑坡后均显著增大。如图 5所示, 滑坡前泥沙样品含沙量的平均值仅0.6—5.8 kg/m³, 滑坡后泥沙样品含沙量的平均值高达30.0—111.5 kg/m³, 增大倍数为9.9—54.9倍。滑坡前各小区的平均产沙率仅0.03—0.26 g m^-2 min^-1, 滑坡后各小区的平均产沙率高达18.6—21.9 g m^-2 min^-1, 增大倍数为70—841倍。可见, 产沙率在浅层滑坡发生前后的增大幅度大于含沙量。

3 讨论 3.1 极端降雨下典型草被沟坡浅层滑坡的破坏机理

试验发现草被沟坡上极端降雨所诱发的浅层滑坡, 其深度多低于50 cm。如韩勇等^[21]在子午岭林区浅层滑坡调查中, 发现草被沟坡上的滑坡深度为29—65 cm, 其滑坡深度平均值为45 cm。郭文召等^[3]在黄土塬区南小河沟流域滑坡调查中, 发现63%滑坡深度在20—50 cm之间, 都为小规模的浅层滑坡。可见在滑坡深度上, 在草被沟坡上模拟降雨所诱发的浅层滑坡与自然草被滑坡并无明显差异。

滑坡面上、下层土壤物理性质之间具有显著性差异, 这说明在滑坡面附近存在一个土壤物理性质的转折点。对于植被根系与滑坡区土壤物理性质的相关性研究, 与韩勇等^[21]所发现的滑坡深度与根系重量、土壤容重和土壤孔隙度密切相关的研究结果相一致。植被根系使根土层和下层土壤的性质产生显著差异, 上下土层间性质的差异, 致使滑坡破坏易在根土层和下层土壤的界面发生。具体分析, 即在极端降雨作用下, 由于滑坡面上层土壤的饱和导水率(0.102—0.612 mm/min)远大于下层土壤(0.002—0.015 mm/min), 随着上层土壤含水量增加, 达到局部土壤饱和(饱和度超过90%), 土壤强度随之减弱并低于下滑力时, 发生滑坡。Collins和Znidarcic^[22]认为降雨诱发滑坡的重要原因, 在于表层土壤入渗速率较高, 导致正孔隙水压力的发展, 土体较易达到饱和状态, 破坏将由坡面内的渗透力引起。在试验过程中, 滑坡发生后在滑坡后壁下部所发生的壤中流现象, 也能间接证明以上说法。植物根系对土体的锚固与牵拉作用, 使上层土壤与根系形成关系紧密的复合体, 但是对于草被沟坡, 由于根系较浅, 并密布在土壤表层, 形成深度较一致的根土复合体, 在降雨诱发下可能发生较大规模的“揭皮式”滑坡。此外, 黄恒伟^[23]在浅层滑坡野外调查中发现植被的高密度生长也在较大程度上促进滑坡的产生。

3.2 典型草被沟坡浅层滑坡对径流的影响

浅层滑坡发生前, 草被减流效益十分明显。研究表明, 草被根系可以增加土壤中的非毛管孔隙, 促进降雨就地入渗^[24]；另外植被可增加坡面粗糙度, 增大坡面径流所受到的阻力, 降低径流流速^[25]。因此, 滑坡发生前的径流率相对较小。

滑坡发生后, 植被破坏, 土壤裸露, 原植物坡面地形出现两处变化：一是滑坡体下滑后裸露的滑坡面；二是下滑过程中, 部分滑坡体覆盖了滑移路径的植被。在滑坡面区域, 滑坡面下土层饱和导水率极低, 阻碍雨水入渗；并且滑坡面位置大都在小区的中下部, 坡面中下部为径流重要的汇水区域, 该区域促使径流率显著上升。而部分滑坡体覆盖了滑移路径的植被, 使植被无法发挥减小径流的功能(图 1)；这也同样促使了径流率的升高。径流率升高的另一个重要原因, 是滑坡后壁下部壤中流的涌出。经对降雨停止20 min后的壤中流测定, 发现壤中流强度仍达到0.02—0.04 mm/min。可见滑坡发生后, 壤中流对径流率升高起到较大作用。

3.3 典型草被沟坡浅层滑坡对侵蚀产沙的影响

草被具有显著的减沙效益。研究表明, 草被能够增加土壤中的水稳性团粒以及有机质含量, 并通过其根系复杂的网状结构提高土壤的抗冲性和抗蚀性^[26—27]。并且草被能有效降低降雨动能^[28], 减轻击溅侵蚀；能拦截径流, 减缓径流流速, 减弱径流对坡面的侵蚀力^[29—30]。因此, 滑坡前草被沟坡的产沙率总体很小。

浅层滑坡发生后, 导致产沙率上升的原因主要有两点：(1)裸露的滑坡面和滑移路径区域, 成为了重要的侵蚀产沙区域；(2)径流率的上升, 提高了径流的挟沙能力。有研究发现, 坡面下部植被在拦沙效益上起着重要作用^[31—32]。而浅层滑坡发生后, 部分滑坡体覆盖了滑移路径的植被, 破坏了小区下部草被的拦沙效益。并且, 滑坡面和滑移路径区域的土壤抗蚀性极低, 又分布在小区下部这一重要汇水区域, 汇集于此的径流能够携带大量泥沙, 使浅层滑坡发生后的产沙率骤然上升。而后, 随着植被破坏区域易被冲刷的土壤的流失, 以及滑移路径区植被拦沙效益的恢复, 产沙率逐渐降低。

侵蚀产沙受到滑坡规模的影响。滑坡规模越大, 对应小区的产沙率越大。小区Ⅱ的滑坡体积要大于其它两个小区, 这是其浅层滑坡发生后的产沙率要高于其它两个小区的重要原因。郭文召^[16]通过黄土高原六道沟小流域野外模拟降雨实验, 也发现滑坡体越大, 导致的含沙量和产沙率越大。滑坡发生位置也可能影响侵蚀产沙。小区Ⅱ的浅层滑坡发生位置在小区下部, 其它两个小区的发生位置在小区中部附近。研究发现, 小区下部的水流路径长度要大于上部^[33], 而水流路径长度越长, 径流速度越快, 汇聚的径流越多, 泥沙输移能力越强^[34]。这也可能导致小区Ⅱ的产沙率要高于其它两个小区。

4 结论

通过野外模拟降雨试验, 在一定降雨强度(60 mm/h)的条件下探究极端降雨所诱发的浅层滑坡对黄土高原典型草被沟坡径流泥沙的影响, 主要得到以下结论：

(1) 模拟极端降雨所诱发的草被沟坡上的浅层滑坡深度为14—36 cm, 与自然强降雨所导致浅层滑坡深度相贴合, 均是低于50 cm。

(2) 植被根系与土壤容重、孔隙度等土壤性质显著相关(P＜0.5), 致使滑坡面上、下层土壤物理性质差异显著(P＜0.5)。土壤容重随土层深度的增大而增大, 滑坡面下层土壤容重相对于滑坡面上层增大20.6%—26.0%；土壤饱和导水率总体随土层深度的增大而减小, 滑坡面上层土壤饱和导水率相对于滑坡面下层增大8.2—311倍；土壤孔隙度总体随土层深度的增大而减小, 滑坡面上层的土壤孔隙度(41.5%—46.7%)大于滑坡面下层的土壤孔隙度(40.2%—41.5%)。由于以上土壤性质的差异, 在极端降雨下, 滑坡面上层土壤水分更快达到饱和, 土壤水分饱和度超过90%, 是诱发滑坡的重要原因。

(3) 草被沟坡上浅层滑坡发生后的径流与产沙均显著增大。三个小区的平均径流率在滑坡前仅0.05—0.13 mm/min, 在滑坡后高达0.62—0.69 mm/min, 增大倍数为4.0—13.1倍；其径流平均含沙量和平均产沙率在滑坡前分别为0.6—5.8 kg/m³和0.03—0.26 g m^-2 min^-1, 在滑坡后分别升至30.0—111.5 kg/m³和18.6—21.9 g m^-2 min^-1, 增大倍数分别为9.9—54.9倍和70—841倍。