模擬降雨下土壤前期含水量對土壤可蝕性的影響

1、模擬降雨下土壤前期含水量對土壤可蝕性的影響劉振波，史學(xué)正，于東升*，王洪杰，張向炎中國科學(xué)院南京土壤研究所/土壤與農(nóng)業(yè)可持續(xù)發(fā)展國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，江蘇 南京 210008摘要：土壤前期含水量是導(dǎo)致土壤可蝕性動態(tài)變化一個重要因素。利用人工模擬降雨試驗(yàn)，以我國亞熱帶地區(qū)的 14 種典型土壤為研究對象， 在各試驗(yàn)小區(qū)上分別設(shè)定 3 種不同的土壤前期含水量水平， 研究土壤前期含水量對不同土壤可蝕性的影響。結(jié)果表明，14 種土壤類型在 3 種不同土壤前期含水量水平下土壤可蝕性 K 值都存在動態(tài)變化，但不同土壤類型其可蝕性 K值隨土壤前期含水量變化的變動幅度不同，同一土壤可蝕性 K 值在土壤前期含水量變化范

2、圍內(nèi)最高和最低值之間最高相差達(dá)到 16 倍；不同土壤類型可蝕性 K 值隨土壤前期含水量變化的變動趨勢也不同，其中絕大多數(shù)土壤可蝕性 K 值隨前期土壤含水量的升高而增大，根據(jù)土壤可蝕性 K 值的變動趨勢可以分為三類，首先，9 種土壤的可蝕性 K 值隨前期土壤含水量的升高而增大；其次，4 種土壤可蝕性 K 值隨前期土壤含水量升高先升高后降低，變化趨勢大致呈倒“U”型；第三，僅有 1 種土壤的可蝕性 K 值隨土壤前期含水量的升高而減小。關(guān)鍵詞：土壤可蝕性；K 值；土壤前期含水量；人工模擬降雨中圖分類號：S157文獻(xiàn)標(biāo)識碼：A文章編號：1672-2175（2008）01-0397-06土壤可蝕性是土壤

3、對侵蝕介質(zhì)剝蝕和搬運(yùn)的敏感性， 是土壤遭受侵蝕破壞難易的一種定量的量度指標(biāo)， 它是影響土壤侵蝕量大小的內(nèi)在因素。 國際上習(xí)慣用土壤可蝕性(Soil erodibility)來衡量，在通用土壤流失方程（USLE）和修正的通用土壤流失方程（RUSLE）模型中用 K 值表示1。土壤可蝕性是一個復(fù)雜的概念， 它受許多因素的影響2-4。早期研究認(rèn)為： 土壤可蝕性是由土壤結(jié)構(gòu)等變化非常緩慢的土壤性質(zhì)決定的， 因此， 同一土壤可蝕性基本上是保持不變的5-6。 但隨著研究的不斷深入，越來越多的研究發(fā)現(xiàn)： 土壤可蝕性是一個相對的概念，它受土壤性質(zhì)的變化而動態(tài)變化7-8。如 KirbyP. C.等9的研究表明冬季

4、時間段的土壤可蝕性比夏季大，相差十多倍到幾十倍。Bajracharya R. M.等10研究發(fā)現(xiàn)美國俄亥俄州土壤可蝕性在冬天和春天解凍時較高， 季節(jié)性的最高值與最低值之間相差 4 倍。Rorke B. Bryan11研究發(fā)現(xiàn)，在熱帶干旱半干旱地區(qū)雨季剛開始時往往土壤可蝕性很高， 最高和最低值時徑流中的泥沙濃度可以產(chǎn)生 79 倍的差異。 Ruppenthal 等12在哥倫比亞的研究同樣發(fā)現(xiàn)土壤可蝕性雨季要比旱季高。 綜合以上研究， 土壤可蝕性的季節(jié)性變化很大， 至少相差 4 倍， 但這種動態(tài)變化規(guī)律在不同研究區(qū)域有不同的結(jié)論， 而且對導(dǎo)致這種動態(tài)變化的內(nèi)在因素還很少有深入的研究。在影響土壤侵蝕過

5、程的土壤性質(zhì)中，土壤前期含水量一個重要因素，它不僅影響到降雨徑流侵蝕的速率13-14，還影響到土壤抵抗雨滴侵蝕分離的能力。 如 Sangodoyin 等15通過研究發(fā)現(xiàn)尼日利亞東南部兩種不同質(zhì)地的土壤在相同降雨強(qiáng)度下，濕態(tài)土壤的平均土壤流失量均高于干態(tài)土壤。SHIU &HUGH16通過人工模擬降雨試驗(yàn)對安大略湖地區(qū)的兩種淋溶土抗蝕性的研究發(fā)現(xiàn)，在整個土壤含水量變化范圍內(nèi)土壤流失量相差可達(dá) 800 倍。我國南方亞熱帶紅壤區(qū)是土壤侵蝕最嚴(yán)重的地區(qū)之一17，本研究以我國亞熱帶紅壤地區(qū)的 14 種典型土壤為研究對象，在野外土壤侵蝕觀測小區(qū)上設(shè)定 3 種不同的前期土壤含水量水平，分別代表自然土壤

6、狀態(tài)下的干、稍濕和濕狀態(tài)，通過不同土壤前期含水量下的人工模擬降雨試驗(yàn)研究不同土壤前期含水量對土壤可蝕性 K 值的影響。1研究方法1.1試驗(yàn)區(qū)概況本研究應(yīng)用了江西鷹潭中國科學(xué)院紅壤生態(tài)實(shí)驗(yàn)站內(nèi)設(shè)置的 14 個（922 號）土壤可蝕性徑流試驗(yàn)小區(qū)（922 號） ，試驗(yàn)地坡度約為 5。各實(shí)驗(yàn)小區(qū)分別裝填我國亞熱帶主要類型的土壤，每個小區(qū)的水平投影長 8 m，寬 1.5 m，合 12 m2。各小區(qū)用水泥板與外界分隔。在小區(qū)下方安放集水桶，用以收集徑流和泥沙。所有小區(qū)均無任何植被覆蓋，各小區(qū)在每次自然降雨前都將土層表面耙平 （18 小區(qū)除外） ，以破壞前一次降雨形成的表面結(jié)殼，18號小區(qū)是當(dāng)?shù)氐脑纪寥?/p>

7、，沒有進(jìn)行擾動，保留土壤表面結(jié)殼，用于與耕作土壤作對比研究。各試驗(yàn)小區(qū)的土壤的基本情況見表 118。1.2人工模擬降雨試驗(yàn)設(shè)計人工模擬降雨儀產(chǎn)自德國，模擬降雨的有效面積寬 5.5 m，長 20 m，合 110 m2。降雨強(qiáng)度利用降雨噴頭個數(shù)多少來調(diào)節(jié)，可調(diào)節(jié)范圍在 20100mmh-1。在每次人工模擬降雨之前，對小區(qū)土壤進(jìn)行翻耕并耙平（18 號小區(qū)除外） ，每次降雨強(qiáng)度控制在 3545 mmh-1。 各小區(qū)分別設(shè)定 3 種不同高低的土壤前期含水量，每一小區(qū)各場次人工模擬降雨按土壤前期含水量由低到高分別標(biāo)記為第 1、2、3場雨。1.3采樣與分析方法每次人工模擬降雨開始前分別用環(huán)刀于小區(qū)坡面的上、

8、中、下三處采土壤表面 010 cm 樣品，采用烘干法分別測定土壤水分質(zhì)量分?jǐn)?shù)，取三者平均值以標(biāo)定土壤前期含水量；降雨進(jìn)行過程中，記錄每次降雨的產(chǎn)流所需時間， 于徑流產(chǎn)生后每5 min采集徑流樣品，測量徑流量，并取徑流樣品測定徑流中泥沙含量，徑流中的泥沙含量在實(shí)驗(yàn)室采用烘干法測定。各場次模擬降雨時間規(guī)定為 1 h，1 h 內(nèi)如果沒有徑流產(chǎn)生則繼續(xù)降雨并在徑流開始產(chǎn)生后半小時停止降雨。實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)均采用 MicrosoftExcel 統(tǒng)計分析軟件完成統(tǒng)計分析。2結(jié)果與討論2.1各小區(qū)不同前期土壤含水量狀況各小區(qū) 3 次人工模擬降雨試驗(yàn)土壤前期水分質(zhì)量分?jǐn)?shù)狀況如圖 1，表 2。由圖 1，表 2 可知，3

9、 次人工模擬降雨 14 個小區(qū)土壤前期水分質(zhì)量分?jǐn)?shù)都有明顯差別。濕態(tài)下 14 個小區(qū)平均土壤水分質(zhì)量分?jǐn)?shù)為 28.0， 比干、 稍濕態(tài)下分別高 11.1、 3.5%。同一土壤的濕態(tài)土壤水分質(zhì)量分?jǐn)?shù)比干態(tài)差別最大的為花崗片麻巖發(fā)育的簡育濕潤富鐵土（16 小區(qū)） ，其土壤水分質(zhì)量分?jǐn)?shù)在濕態(tài)下比干態(tài)下的要高 14.7；差距最小的為未破壞土壤表面結(jié)殼的第四紀(jì)紅色粘土發(fā)育的粘淀濕潤富鐵土（18 小區(qū)） 。干態(tài)下土壤前期水分質(zhì)量分?jǐn)?shù)最低的為紅砂巖發(fā)育的非耕作的鋁質(zhì)濕潤淋溶土（12 小區(qū)） ，最高的為千枚巖發(fā)育的荒地鋁質(zhì)濕潤淋溶土（19 小區(qū)） ；而在濕態(tài)下土壤水分質(zhì)量分?jǐn)?shù)最高的同樣為千枚巖發(fā)育的荒地鋁質(zhì)濕

10、潤淋溶土（19 小區(qū)） ，最低的則為紅砂巖發(fā)育的耕作鋁質(zhì)濕潤淋溶土 （13 小區(qū)） 。表 1試驗(yàn)小區(qū)中不同土壤類型的基本情況18Table 1Status of different soil types in 14 experiment unit plots小區(qū)成土母質(zhì)土壤名稱基本情況9笫四紀(jì)紅色粘土紅色濕潤新成土土壤原來的 A、B 層已全部被侵蝕，僅存紅黃相間雜色的網(wǎng)紋層，地貌上形成狀如沙丘的“紅色沙漠”，已全為裸露地，無植被覆蓋。10第四紀(jì)紅色粘土粘淀濕潤富鐵土約 40 多年前曾是原始林地，后開墾為農(nóng)地，土層深厚，種植油菜和花生，是當(dāng)?shù)氐谒募o(jì)紅色粘土區(qū)分布很廣的旱耕地土壤類型。11第四紀(jì)紅

11、色粘土粘淀濕潤富鐵土約 40 多年前曾是原始林地，林木砍伐后成為稀疏馬尾松草本植物混雜的荒地，土層深厚，土壤原來的 A 層已被侵蝕，是第四紀(jì)紅色粘土區(qū)最典型的荒地土壤類型。12紅砂巖鋁質(zhì)濕潤淋溶土林木砍伐后，是以稀疏草本植物為主的荒地，土壤原來的 A 層和部分 B 層已被侵蝕，是紅砂巖地區(qū)有代表性的荒地土壤類型。13紅砂巖鋁質(zhì)濕潤淋溶土約 40 多年前由原始林地開墾成的耕地，主要種植油菜和花生。14紫紅色砂頁巖紫色濕潤雛形土水土流失嚴(yán)重，土壤原來的 A、B 層都已被侵蝕，地表僅有少量植被，是紫紅色砂頁巖風(fēng)化而來的幼年土壤。15花崗巖鋁質(zhì)濕潤淋溶土林木砍伐之后，僅生長草本植物和灌木，但植被覆蓋度

12、高。16花崗片麻巖簡育濕潤富鐵土30 年以前幾乎是荒山一片，后經(jīng)開墾而成，土壤土層深厚，厚度可達(dá) 2 m 以上。種植花生、紅薯、西瓜等，種植年限已有 1520 a。17云母片巖粘淀濕潤富鐵土荒地土壤，土層深厚，厚度可達(dá) 3 m 以上，有機(jī)質(zhì)層較薄，030 cm 土層緊實(shí)?；牡厣铣猩倭康男教苛帜就?，幾乎是荒草地。18第四紀(jì)紅色粘土粘淀濕潤富鐵土土壤為原地原狀土，詳情同 11 號小區(qū)。19千枚巖鋁質(zhì)濕潤淋溶土荒地土壤，土壤土層深厚，厚度可達(dá) 3 米以上，荒地上有少量的薪炭林木。采土部位在坡的上部。坡度約為 7，40 年前該地也曾是原始林地，后經(jīng)砍伐摞荒而成。20千枚巖鋁質(zhì)濕潤淋溶土旱耕地土壤，土

13、壤土層深厚，厚度可達(dá) 3 m 以上。耕地上種植花生、油菜、紅薯等，種植年限已有20 多年。該旱地土壤處在坡的下部，坡度約為 7，與 19 號小區(qū)土壤處在同一坡向上。21第四紀(jì)紅色粘土簡育濕潤富鐵土荒地土壤，詳情同 11 號小區(qū)。與 18 號小區(qū)相比，該小區(qū)的土壤礫石較多，且礫徑較粗。原為荒地土壤，后經(jīng)開墾種植果樹，樹齡已有 3 a。22紫紅色砂頁巖紫色濕潤雛形土土壤為旱地土壤，土壤土層深厚，耕地上種植花生、油菜、紅薯等，種植年限至少已有 7080 a。該旱地土壤處在坡的中部，坡度約為 7，但在坡頂上母質(zhì)層出露，局部發(fā)育成初骨土。圖 1各小區(qū) 3 次模擬降雨的土壤前期水分質(zhì)量分?jǐn)?shù)Fig. 1An

14、tecedent soil moisture content of 3 simulation rainfalls in 14unit plots2.2人工模擬降雨試驗(yàn)下的產(chǎn)流根據(jù)不同的土壤前期含水量，各小區(qū)的徑流系數(shù)如圖 2。由圖 2 可知，未破壞土壤表面結(jié)殼的第四紀(jì)紅色粘土發(fā)育的粘淀濕潤富鐵土（18 小區(qū)）徑流系數(shù)在稍濕態(tài)下比其他兩次降雨的徑流系數(shù)都稍低，但總體上 3 次模擬降雨的徑流系數(shù)都很高，都在 0.7 以上，把除 18 小區(qū)之外的 13 個小區(qū)徑流系數(shù)做統(tǒng)計（表 3） 。由圖 2、表 3 可知，大多數(shù)土壤類型 3 次人工模擬降雨徑流系數(shù)隨著土壤前期含水量的增加而增高， 13 個小區(qū)平

15、均徑流系數(shù)濕態(tài)下為 0.48，比干態(tài)和稍濕態(tài)下分別高 0.25、0.05。紫紅色砂頁巖發(fā)育的紫色濕潤雛形土（14 小區(qū)） 、花崗巖發(fā)育的鋁質(zhì)濕潤淋溶土（15 小區(qū)）和千枚巖發(fā)育的荒地鋁質(zhì)濕潤淋溶土（19 小區(qū)）3 種土壤在稍濕態(tài)下徑流系數(shù)最高。同一土壤前期含水量狀態(tài)下，不同土壤徑流系數(shù)也不同。在干態(tài)下，徑流系數(shù)最高的為未破壞土壤表面結(jié)殼的第四紀(jì)紅色粘土發(fā)育的粘淀濕潤富鐵土（18 小區(qū)） ，達(dá)到 0.79，除 18 小區(qū)外，最高的為紫紅色砂頁巖發(fā)育的紫色濕潤雛形土 （14 小區(qū)） ，而最低的為第四紀(jì)紅色粘土發(fā)育的紅色濕潤新成土（9 小區(qū)） ，3 h 的人工模擬降雨沒有徑流產(chǎn)生，此外第四紀(jì)紅色粘土

16、發(fā)育的耕作粘淀濕潤富鐵土（10 小區(qū)）和第四紀(jì)紅色粘土發(fā)育的非耕作的粘淀濕潤富鐵土 （11 小區(qū)） 在干態(tài)下徑流系數(shù)也比較低；在濕態(tài)下，各小區(qū)中徑流系數(shù)最高的為紫紅色砂頁巖發(fā)育的耕作紫色濕潤雛形土（22 小區(qū)） ，達(dá)到0.97，最低的為千枚巖發(fā)育的非耕作的鋁質(zhì)濕潤淋溶土 （19 小區(qū)） ， 徑流系數(shù)為 0.07， 兩者相差 15 倍。2.3人工模擬降雨試驗(yàn)下的產(chǎn)沙由于降雨歷時不盡相同，我們用單位時間內(nèi)的土壤流失量土壤流失速率（thm-2h-1）來評價模擬降雨的產(chǎn)沙狀況。根據(jù)不同的土壤前期含水量，各小區(qū)的 3 次模擬降雨下的土壤流失速率（thm-2h-1）如圖 3。保留土壤結(jié)殼的 18 小區(qū) 3

17、 次模擬降雨土壤流失速率變化不大，統(tǒng)計除 18 小區(qū)之外的 13 個小區(qū)土壤流失速率的平均值、變化范圍和標(biāo)準(zhǔn)差（表 4） 。由圖 3，表 4 可見，大多數(shù)類型土壤流失速率隨土壤前期含水量升高而增大，濕態(tài)下 13 個小區(qū)平均土壤流失速率比干態(tài)下高 0.53 thm-2h-1，相差近 2 倍。紅砂巖發(fā)育的耕作的鋁質(zhì)濕潤淋溶土（13小區(qū)） 、紫紅色砂頁巖發(fā)育的紫色濕潤雛形土（14小區(qū)） 、花崗巖發(fā)育的鋁質(zhì)濕潤淋溶土（15 小區(qū)）和千枚巖發(fā)育的荒地鋁質(zhì)濕潤淋溶土（19 小區(qū)）4種土壤在稍濕態(tài)下土壤流失速率最高。在同一前期含水量狀態(tài)下，不同土壤的模擬降雨的土壤流失速率也存在較大差異，在干、稍濕、濕 3

18、種狀態(tài)下，土壤流失速率最高的均為紫紅色砂頁巖發(fā)育的耕作的紫色濕潤雛形土（22 小區(qū)） ，最低的均為第四紀(jì)紅色粘土發(fā)育的耕作的粘淀濕潤富鐵土（10 小區(qū)） ，濕態(tài)下兩者土壤流失速率相差達(dá) 77 倍。2.4人工模擬降雨的土壤可蝕性K值本研究采用通用土壤流失方程（USLE）的經(jīng)典方法來估算土壤可蝕性 K 值1，根據(jù)通用土壤流失方程 A=RKLSCP 所規(guī)定的條件， 在本實(shí)驗(yàn)中，植被覆蓋與管理因子 C=1，水土保持工程措施因子P1，所以通用流失方程可簡化為：A=RKLS，因此， 土壤可蝕性因子 KA/( RLS)， 其中 A （shtac-1）為土壤流失量， R 為降雨侵蝕力， 根據(jù) R 值的“經(jīng)典”

19、方法10030IER計算得到， LS 為地形因子，經(jīng)測算得到（表 5） 。為了便于與國際上通用的英制單位 K 值進(jìn)行比較， K 值和降雨侵蝕力 R 值的單位都采用 SI 制單位前乘以一個系數(shù)來表示，即 K 值單 位 為 0.132 thMJ-1mm-1， R 值 單 位 為 17MJmmhm-2h-1，這樣不管 K 值還是 R 值，它們的絕對值都與英制單位的絕對值相同18-19。計算得到14 種土壤不同土壤前期含水量下的 K 值（表 6） ，紫紅色砂頁巖發(fā)育的耕作的紫色濕潤雛形土 （22 小區(qū)）在濕態(tài)下土壤可蝕性 K 值高過了理論值，因此在分析中不予考慮。表 23 次模擬降雨 14 個小區(qū)土壤

20、前期水分質(zhì)量分?jǐn)?shù)統(tǒng)計Table 2Statistics of antecedent soil moisture content of 3 simulationrainfalls in 14 unit plots統(tǒng)計值干稍濕濕平均值16.924.528.0變化區(qū)間8.326.616.232.718.439.1標(biāo)準(zhǔn)差5.394.865.81圖 2各小區(qū) 3 次模擬降雨下的徑流系數(shù)Fig. 2Runoff coefficients of 3 simulation rainfalls in 14 unit plots表 3各小區(qū) 3 次模擬降雨的徑流系數(shù)統(tǒng)計（18 小區(qū)除外）Table 3Statis

21、tics of runoff coefficients of 3 simulation rainfallsin 13 unit plots( except 18thunit plot)統(tǒng)計值干稍濕濕平均值0.230.430.48變化區(qū)間00.690.050.870.070.97標(biāo)準(zhǔn)差0.250.330.30由表 6 可知，同一土壤在不同前期土壤含水量狀態(tài)下土壤可蝕性 K 值都有存在動態(tài)變化， 根據(jù)土壤可蝕性 K 值變動趨勢和變動幅度， 14 種土壤可蝕性K值隨土壤前期含水量的變化可以分為以下三種類型：首先，9 種類型土壤可蝕性 K 值隨土壤前期含水量的升高而增大。其中紅砂巖發(fā)育的非耕作的鋁質(zhì)濕

22、潤淋溶土（12 小區(qū)）和紫紅色砂頁巖發(fā)育的耕作的紫色濕潤雛形土（22 小區(qū)）K 值在土壤前期含水量變化范圍內(nèi)變動幅度相對較小，最高和最低值相差在 13 倍之間；第四紀(jì)紅色粘土發(fā)育的紅色濕潤新成土（9 小區(qū)） 、第四紀(jì)紅色粘土發(fā)育的耕作的粘淀濕潤富鐵土（10 小區(qū)） 、第四紀(jì)紅色粘土發(fā)育的非耕作的粘淀濕潤富鐵土（11 小區(qū)） 、花崗片麻巖發(fā)育的簡育濕潤富鐵土（16 小區(qū)） 、云母片巖母質(zhì)發(fā)育的粘淀濕潤富鐵土（17 小區(qū)） 、千枚巖發(fā)育的耕作的鋁質(zhì)濕潤淋溶土（20 小區(qū)）和第四紀(jì)紅色粘土發(fā)育的簡育濕潤富鐵土（21 小區(qū)）可蝕性K 值的變動幅度相對較大， 差距都在 516 倍之間，差別最大的為第四紀(jì)

23、紅色粘土發(fā)育的簡育濕潤富鐵土（21 小區(qū)） ，土壤可蝕性 K 值在整個土壤含水量變化范圍內(nèi)變動幅度在 16 倍；其次，有 4 種土壤可蝕性 K 值隨土壤前期含水量升高先升高后降低，土壤可蝕性 K 值在稍濕態(tài)下的最高，包括紅砂巖發(fā)育的耕作的鋁質(zhì)濕潤淋溶土（13 小區(qū)） 、花崗巖發(fā)育的鋁質(zhì)濕潤淋溶土（15 小區(qū)） 、未破壞土壤表面結(jié)殼的第四紀(jì)紅色粘土發(fā)育的粘淀濕潤富鐵土（18 小區(qū)）和的千枚巖發(fā)育非耕作的鋁質(zhì)濕潤淋溶土（19 號小區(qū)） ，而且這 4 種土壤的可蝕性 K 值變動幅度相對不大，變動都在 14 倍之間；第三，只有1 種土壤可蝕性 K值隨土壤前期含水量的升高而減小，即紫紅色砂頁巖發(fā)育的紫色

24、濕潤雛形土（14 小區(qū)）土壤可蝕性 K 值在最干態(tài)下最高，在最濕態(tài)下最低，變化幅度相對不大，干、濕態(tài)下的 K值相差 2 倍左右。3結(jié)論對于同一土壤而言，除保留結(jié)殼的第四紀(jì)紅色粘土發(fā)育的粘淀濕潤富鐵土（18 小區(qū)）徑流系數(shù)和土壤流失速率 3 次人工模擬降雨差別較小外，其他13種土壤在不同土壤前期含水量下的3次模擬降雨徑流系數(shù)和土壤流失速率都有顯著差別。 其中有 10種土壤類型在干態(tài)下徑流系數(shù)最低，在濕態(tài)下徑流系數(shù)最高， 只有 3 種土壤在稍濕態(tài)下徑流系數(shù)最高；同樣，9 種類型土壤最高土壤流失速率出現(xiàn)在土壤前期含水量濕態(tài)下，最低土壤流失速率在干態(tài)下，另外有 4 種土壤類型土壤流失速率最高在稍濕態(tài)下

25、。隨著土壤前期含水量的不同，土壤可蝕性 K 值都存在動態(tài)變化， 同一土壤可蝕性 K 值最高和最低值之間相差最高達(dá)到 16 倍，根據(jù) 14 種土壤可蝕性圖 3各小區(qū) 3 次模擬降雨下的土壤流失速率Fig. 3Soil loss velocity of 3 simulation rainfalls in 14 unit plots表 4各小區(qū) 3 次模擬降雨的土壤流失速率統(tǒng)計（18 小區(qū)除外，單位：thm-2h-1）Table 4Statistics of soil loss velocity of 3 simulation rainfalls in 13 unitplots( except 18

26、thunit plot, unit: thm-2h-1)統(tǒng)計值干稍濕濕平均值0.620.901.15變化區(qū)間03.720.033.190.086.13標(biāo)準(zhǔn)差1.071.091.73表 5各徑流試驗(yàn)小區(qū) LS 值Table 5LS values of 14 unit plots小區(qū)號9101112131415LS0.470.450.390.440.430.490.43小區(qū)號16171819202122LS0.280.250.280.280.250.260.2K 值的變動趨勢和變動幅度，可以分為三種類型：首先，9 種土壤可蝕性 K 值隨土壤前期含水量的升高而增大減?。黄浯?，4 種土壤可蝕性 K 值

27、隨前期土壤含水量升高先升高后降低，變化趨勢呈倒“U”型；第三，只有 1 種土壤可蝕性 K 值隨前期土壤含水量的升高而減小。參考文獻(xiàn)：1WISCHMEIER W H, SMITH D D. Predicting rainfall erosionlosses-A guide to Conservation planningM. Agricultrual Handbook537, USDA, Washington, D.C, 1978, pp.1-582YU D S, SHI X Z, WEINDORF D C. Relationships betweenpermeability and erodi

28、bility of cultivated Acrisols and Cambisols insubtropical ChinaJ. Pedosphere. 2006, 16(3): 304-311.3王庫, 史學(xué)正, 于東升等. 紅壤丘陵區(qū) LAI 與土壤侵蝕分布特征的關(guān)系J. 生態(tài)環(huán)境, 2006, 15(5): 1052-1055.Wang Ku, Shi Xuzheng, Yu Dongsheng et al. Relationship betweenLAI and distributional character of soil erosion in hilly red soilreg

29、ionsJ. Ecology and Environment, 2006, 15(5): 1052-1055.4張有全, 宮輝力, 趙文吉. 基于遙感與 GIS 的土壤侵蝕強(qiáng)度快速估測方法J. 生態(tài)環(huán)境, 2007, 16(1):102-107.Zhang Youquan, Gong Huili, Zhao Wenji. A method for fast estimatingsoil erosion intensity based on RS and GIS. Ecology and Environment,2007, 16(1):102-107.5BOUYOUCOS G J. The cl

30、ay ratio as a criterion of susceptibility ofsoils to erosionJ. Journal of American Society of Agronomy, 1935,27: 738-741.6MIDDLETON H E. Properties of soils which influence soil erosionJ.USDSA, Technical Bulletin, 1930, 173:16.7張科利, 蔡永明, 劉寶元等. 土壤可蝕性動態(tài)變化規(guī)律研究J. 地理學(xué)報, 2001, 56(6)：673-681.Zhang Keli, Ca

31、i Yongming, Liu Baoyuan et al. Fluctuation of SoilErodibility Due to Rainfall IntensityJ. ACTA GEOGRAPHICASINICA, 2001, 56(6)：673-681.8GIOVANNINI G, VALLEJO R, LUCCHESI S. Effects of land use andeventual fire on soil erodibility in dry Mediterranean conditionsJ.Forest Ecology and Management, 2001, 1

32、47(1):15-23.9KIRBY P C, MEHUYS G R. Seasonal variation of soil erodibilities insouthwestern QuebecJ. Journal of Soil and Water Conservation, 1987,33, 211-215.10 BAJRACHARYA R M, LAL R. Seasonal soil loss and erodibilityvariation on a Miamian Silt Loam soil. Soil Science Society ofAmerica Journal, 19

33、92, 56: 1560-1565.11 RORKE B B. Soil erodibility and processes of water erosion onhillslopeJ. Geomorphology 2000, 32: 385-415.12 RUPPENTHAL M, LEIHNER D E, HILGER T H et al. Rainfallerosivity and erodibility of inceptisols in the southwest ColombianAndesJ. Experimental Agricultural, 1996, 32:91-101.

34、13 SHIU H L, HUGH H. Experimental effects of antecedent moisture andsoilstrengthonrainwasherosionoftwoluvisols,OntarioJ.Geoderma, 1986, 37(1), 29-43.14 POESEN J, DE L E, FRANCA A et al. Concentrated flow erosion ratesas affected by rock fragment cover and initial soil moisture contentJ.CATENA, 1999,

35、 36 (4), 315-329.15 SANGODOYIN AY, NWOSU E O. Slope, antecedent moisture and rillinfluences on soil erosion in South-eastern NigeriaJ. Discovery andInnovation, 1997, 9 (3-4), 205-212.16 SHIU H L. Effect of antecedent soil moisture content on rainwasherosionJ. CATENA, 1985, 12(1): 129-139.17 史學(xué)正, 于東升

36、, 呂喜璽用人工模擬降雨儀研究我國亞熱帶土壤的可蝕性J水土保持學(xué)報, 1995,9(3): 38-42.Shi Xuezheng, Yu Dongsheng, Lu Xixi. Study on Soil Erodibility byUsing Rainfall Simulator in Subtropic ChinaJ. Journal of Soil and表 614 個小區(qū)不同土壤前期水分質(zhì)量分?jǐn)?shù)下的土壤可蝕性K值Tab 6Soil erodibility factor K values of different antecedent soilmoisture content for 1

37、4 unit plots小區(qū)號雨次土壤前期水分質(zhì)量分?jǐn)?shù)降雨歷時/h降雨強(qiáng)度/(mmh-1)A/(thm-2)R/(17MJmmhm-2h-1)K/(0.132thMJ-1mm-1)9干20.83.0045.480.0049.510.000稍濕29.71.0041.480.0713.730.002濕34.21.0042.460.1814.380.00510干18.13.0045.480.3649.510.003稍濕27.91.0050.920.4320.690.009濕32.21.0042.461.2514.380.03911干16.72.0032.630.0216.990.001稍濕25.51

38、.0056.030.0425.050.001濕30.41.0044.230.1615.610.00512干8.31.0037.942.3111.490.091稍濕17.01.0046.797.1217.470.185濕20.21.0040.107.5712.830.26813干9.11.0037.940.5811.490.023稍濕16.21.0034.011.349.230.067濕18.41.0032.631.088.500.05814干16.01.0033.223.588.810.165稍濕21.51.0048.164.6618.510.102濕24.71.0040.502.8013.0

39、90.08715干11.31.0047.772.3718.210.060稍濕19.81.0058.393.7227.200.063濕22.41.0045.221.6616.320.04716干13.21.0044.820.2016.030.009稍濕23.51.0039.710.4912.580.028濕27.91.0041.680.9913.860.05117干19.21.0042.270.1114.260.006稍濕30.31.0044.420.4315.740.022濕33.51.0034.210.729.340.06218干22.31.0037.551.6411.250.104稍濕23

40、.71.0023.391.34.370.213濕27.20.6734.211.486.260.16919干26.61.5042.860.3814.660.018稍濕32.71.0036.760.6310.780.041濕39.11.0042.660.2514.520.01220干23.71.5037.480.2911.210.021稍濕26.91.0030.270.697.310.075濕31.31.0034.211.689.340.14321干14.61.0049.150.1119.270.005稍濕22.71.0038.530.7611.850.049濕24.11.0035.781.110

41、.210.08322干16.41.0039.108.3312.210.681稍濕25.01.0028.905.856.660.873Water Conservation. 1995, 9(3): 38-42.18 史學(xué)正, 于東升, 刑廷炎等. 用田間實(shí)測法研究我國亞熱帶土壤的可蝕性 K 值J. 土壤學(xué)報, 1997, 34(4): 399-405.Shi Xuezheng, Yu Dongsheng, Xing Tingyan et al. Soil ErodibilityFactor K as Studied Using Field Plots in Subtropical China.

42、ACTAPEDOLOGICAAINICA, 1997, 34(4): 399-405.19 于東升, 史學(xué)正, 梁音等. 應(yīng)用不同人工摸擬降雨方式對土壤可蝕性 K 值的研究J. 土壤侵蝕與水土保持學(xué)報, 1997, 3(2): 53-57.Yu Dongsheng, Shi Xuezheng, Liang Yin et al. Study on SoilErodibility Factor K with Deferent Simuluation Rainfall MethodsJ.Journal of Soil Erosion and Soil and Water Conservatiion.

43、 1997, 3(2):53-57.Effect of antecedent soil moisture on soil erodibility using simulation rainfallLiu Zhenbo, Shi Xuezheng, Yu Dongsheng, Wang Hongjie, Zhang XiangyanState Key Laboratory of Soil and Sustainable Agriculture/Institute of Soil Science, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, ChinaAbst