青藏高原土壤侵蝕研究進(jìn)展*

陳同德，焦菊英，2?，王顥霖，趙春敬，林 紅

（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)國家重點實驗室，陜西楊凌 712100；2. 中國科學(xué)院水利部水土保持研究所，陜西楊凌 712100）

青藏高原是我國重要的生態(tài)屏障，對于維持氣候穩(wěn)定、碳收支平衡和水資源供應(yīng)等方面有著重要作用，被稱為“亞洲水塔”，是亞洲乃至北半球環(huán)境變化“調(diào)控器”[1]。在全球氣候變暖的大背景下，青藏高原的生態(tài)環(huán)境對氣候變化的響應(yīng)更為敏感和突出[2]；在過去的幾十年經(jīng)歷了顯著的增溫[3]，冰川退縮、洪水頻發(fā)[1]，融水侵蝕加劇[4]；按照目前的氣候變化趨勢，至2050 年，青藏高原南部和橫斷山脈將是我國潛在土壤侵蝕量最高的地區(qū)[5]。

青藏高原地域遼闊，不同區(qū)域地形、氣候、植被等差異顯著，幾乎包含陸地上所有的土壤侵蝕營力類型[6]。僅西藏自治區(qū)，就有藏東南暖熱濕潤高山深谷水蝕區(qū)、藏東溫帶半濕潤高山峽谷水蝕區(qū)、藏南溫帶半干旱高原寬谷水蝕區(qū)、藏北寒冷半干旱高原水蝕和風(fēng)蝕區(qū)、藏西溫涼干旱高原寬谷風(fēng)蝕區(qū)、藏西北寒凍高原凍融侵蝕區(qū)等 6 種侵蝕區(qū)[7]，包含了凍融侵蝕、水力侵蝕、風(fēng)力侵蝕、重力侵蝕，及其兩相、三相或者四相的組合侵蝕類型[8]。前人利用遙感和 GIS[9]、風(fēng)洞模擬[10]、徑流小區(qū)監(jiān)測[11]等多種試驗手段，對不同類型土壤侵蝕的發(fā)生原因和時空分布等方面進(jìn)行了研究；一些學(xué)者在個別區(qū)域開展了土壤侵蝕的防治試驗，并對其防治措施的效益進(jìn)行了評價[12]，這些研究成果為青藏高原土壤侵蝕研究提供了寶貴資料[5]。但由于青藏高原自然環(huán)境條件的復(fù)雜性、特殊性，當(dāng)前青藏高原各類土壤侵蝕的發(fā)生、分布、預(yù)測及其防治等仍需要進(jìn)一步研究。為此，本文通過梳理青藏高原地區(qū)凍融侵蝕、風(fēng)力侵蝕、水力侵蝕和重力侵蝕4 種主要侵蝕類型的相關(guān)文獻(xiàn)，對各自研究現(xiàn)狀進(jìn)行了分述，分析了各類型土壤侵蝕的影響因子，據(jù)此提出了目前青藏高原土壤侵蝕研究中存在的問題以及需要加強(qiáng)關(guān)注的幾個方面，以期為青藏高原的相關(guān)研究提供參考。

1 凍融侵蝕研究

凍融侵蝕是我國三大侵蝕類型之一，主要分布于青海、西藏、內(nèi)蒙古、新疆、甘肅、四川、黑龍江等7 個省及自治區(qū)，據(jù)第二次全國土壤侵蝕普查結(jié)果，凍融侵蝕面積占總水土流失面積的 35.6%，約126.89 萬km2[13]。青藏高原氣候寒冷，一些區(qū)域全年凍結(jié)期可達(dá) 7—8 個月（9 月至次年 4、5 月份），年均氣溫-2℃至-6.9℃[14]，是我國最主要的凍融侵蝕區(qū)域之一，凍融侵蝕面積占其國土面積的59%[15]，凍融侵蝕產(chǎn)物成為黃河、長江等河流泥沙的主要來源之一。但相比水蝕和風(fēng)蝕研究，凍融侵蝕在我國并沒有得到足夠的重視。目前，青藏高原凍融侵蝕研究主要集中在凍融侵蝕區(qū)域的界定和分布、凍融侵蝕分類分級評價和凍融侵蝕影響因素分析等方面。

1.1 凍融侵蝕區(qū)域的界定和分布

在青藏高原，將主要侵蝕動力為凍融作用的區(qū)域稱為凍融侵蝕區(qū)[16]，該區(qū)的界定，重點在于確定其海拔下界。張建國和劉淑珍[16]提出西藏地區(qū)凍融侵蝕區(qū)的海拔下界較凍土區(qū)海拔低 200 m（年均溫度-2.5℃）左右，與冰緣區(qū)的海拔下界接近，并依據(jù)西藏地區(qū)氣象站資料提出計算公式：

式中，H為西藏凍融侵蝕區(qū)下界海拔（m）；X1為緯度（°）；X2為經(jīng)度（°）。

并依據(jù)該公式，確定凍融侵蝕為那曲、阿里、日喀則、拉薩、昌都等地區(qū)最主要的土壤侵蝕類型。該方法的提出為我國凍融侵蝕區(qū)域的界定和分布提供了參考，后續(xù)第一次全國水利普查[17]、青藏高原地區(qū)凍融侵蝕分布區(qū)域的確定和凍融侵蝕強(qiáng)度的評價[18]等研究均基于此公式進(jìn)行。

1.2 凍融侵蝕分類分級評價

目前沒有統(tǒng)一的凍融侵蝕二級類型的劃分方法。如：王向陽[19]將西藏高原的凍融侵蝕分為寒凍剝蝕和熱融滑塌兩種類型；李代明[20]將西藏凍融侵蝕分為冰川侵蝕和凍土侵蝕；錢登峰等[21]將凍融侵蝕分為冰川侵蝕、融冰/雪徑流侵蝕、凍融泥流、溝道凍融侵蝕、凍融風(fēng)蝕等6 種類型。目前無論是對凍融侵蝕的地面監(jiān)測或遙感監(jiān)測，均未對上述各凍融侵蝕子類型進(jìn)行監(jiān)測。地面監(jiān)測內(nèi)容包括寒凍剝蝕和熱融滑塌觀測兩種：對寒凍剝蝕物進(jìn)行定期收集得到坡面寒凍剝蝕量；利用基準(zhǔn)樁的位移距離確定滑塌面積，測量土層厚度即可得到熱融滑塌侵蝕量[19]；而遙感監(jiān)測主要依據(jù)海拔、坡向、植被類型、土地利用等[22]指標(biāo)，對凍融侵蝕強(qiáng)度進(jìn)行分級，進(jìn)而借助 RS 和 GIS 進(jìn)行快速動態(tài)監(jiān)測。因此，在凍融侵蝕的二級類型的劃分方法不明確的情況下，難以對其進(jìn)行監(jiān)測從而獲得準(zhǔn)確的凍融侵蝕量。

凍融侵蝕分級評價方法主要分為兩種：一類是依據(jù)遙感影像中不同程度凍融侵蝕的特征（解譯標(biāo)志），進(jìn)行目視解譯，提取對應(yīng)特征的凍融侵蝕面積，從而做出評價；二是權(quán)重法，不同學(xué)者依據(jù)各自對凍融侵蝕的理解，選出影響凍融侵蝕的各類因子，并根據(jù)因子的重要性進(jìn)行賦值，提出相應(yīng)的評價模型。以往研究中凍融侵蝕的遙感解譯標(biāo)志尚無統(tǒng)一標(biāo)準(zhǔn)，研究結(jié)果之間不能直接進(jìn)行橫向?qū)Ρ?。如歐陽琰等[23]，根據(jù)TM 影像中凍融侵蝕的色調(diào)、分布范圍和主要代表植物等解譯標(biāo)志將凍融侵蝕強(qiáng)度劃分為輕（亮白色，分布于高寒緩坡和草原灌木等區(qū)域，代表植被為草甸和灌叢）、中（灰白色，分布于高山荒漠和冰川積雪覆蓋等區(qū)域，代表植被為高山植被和草原）、重（青灰色，分布于緊靠冰川或常年積雪區(qū)域，代表植被為墊狀植被）三個等級，并對雅魯藏布江流域1990、2000 和2010 年3 期的影像進(jìn)行了目視解譯，得出近20 年雅江凍融侵蝕總面積下降約3.5%，主要原因是因為部分中度侵蝕區(qū)轉(zhuǎn)化為輕度侵蝕區(qū)；趙曉麗等[22]根據(jù)海拔高度、坡向和植被類型將凍融侵蝕強(qiáng)度分為微（5 100～5 500 m，陽坡，草原）、輕（5 100～5 500 m，陽坡，草甸）、中（5 100～5 500 m，陰坡，草原和5 500～6 000 m，陽坡，草原）、強(qiáng)（5 100～5 00 m，陰坡，草甸和5 500～6 000 m，陽坡，草甸）、極強(qiáng)（5 100～6 000 m，陰坡）和劇烈（＞6 000 m）等6 個等級。權(quán)重法評價過程中，凍融侵蝕評價因子的選擇對結(jié)果有較大影響，郭兵和姜琳[24]提出了凍融侵蝕動力因子的概念，包括凍融期降雨侵蝕力和風(fēng)場強(qiáng)度，利用這兩個侵蝕動力因子和凍融期降水量，構(gòu)建凍融侵蝕評價模型（評價精度達(dá)到92%），并對青藏高原的凍融侵蝕的強(qiáng)度進(jìn)行了評價。Zhang 等[9]選取了植被、氣溫年較差、年降水量、坡度、坡向、土壤等6 個因子作為凍融侵蝕分級評價指標(biāo)，采用加權(quán)和的方法（對影響凍融侵蝕的各因子進(jìn)行賦值，并使用層次分析法確定每個因子的權(quán)重，之后進(jìn)行加權(quán)和計算）建立了西藏地區(qū)凍融侵蝕強(qiáng)度的分級評價模型，在GIS 中運(yùn)行上述模型，得出西藏地區(qū)凍融侵蝕面積為6.64×105km2，強(qiáng)度侵蝕面積可占凍融侵蝕總面積的 13.9%；不少學(xué)者也參考上述方法，對青海湖流域[25]、“一江兩河”地區(qū)[26]以及整個青藏高原地區(qū)[18]不同強(qiáng)度凍融侵蝕的空間變化和分布、區(qū)域凍融侵蝕主控因子等方面進(jìn)行了研究。

1.3 凍融侵蝕影響因素

溫度、坡度和坡向、植被和降水是影響凍融侵蝕的幾個主要因素。0℃上下土壤溫度變化的頻率和幅度被認(rèn)為是凍融作用的強(qiáng)度，影響著土層的凍融過程，進(jìn)而影響土壤結(jié)構(gòu)的穩(wěn)定性和抗蝕性；溫差越大，凍融作用的強(qiáng)度越大，土層凍融的深度越大，發(fā)生凍融侵蝕的可能性也越大[27]。坡度影響凍融侵蝕產(chǎn)物向坡下的多少和輸移的距離的遠(yuǎn)近[25]；坡向的差異影響坡面接受太陽輻射量，因此通過影響凍融作用強(qiáng)度來影響凍融侵蝕過程。較高的植被蓋度可以提高土壤穩(wěn)定性、減小土壤溫度變化，削弱凍融作用強(qiáng)度，進(jìn)而減小凍融侵蝕強(qiáng)度。降水可通過影響巖土中水分含量來間接影響凍融過程，巖土中的水分含量越大，在凍結(jié)過程中水分相變對巖土體的破壞作用越大，融化過程也會加快坡面徑流對土壤的搬運(yùn)[27]。

綜上所述，因青藏高原高寒環(huán)境的局限，凍融侵蝕的研究方法基本上是依靠RS、GIS 等手段進(jìn)行宏觀定性分析與評價，為了解青藏高原不同區(qū)域的凍融侵蝕特征提供了眾多參考依據(jù)。但現(xiàn)有凍融侵蝕評價體系基本是依據(jù)經(jīng)驗對植被、降水量、溫度、土壤等因子賦予權(quán)重后進(jìn)行計算，進(jìn)而對凍融侵蝕的強(qiáng)度和空間分布進(jìn)行分析與評價，并非根據(jù)凍融侵蝕量的測算結(jié)果進(jìn)行分級，因此存在一定的主觀性。凍融侵蝕的地面監(jiān)測內(nèi)容目前多為寒凍剝蝕和熱融滑塌兩種侵蝕類型斑塊尺度的觀測，但根據(jù)前人研究，凍融侵蝕具有多種類型，上述的監(jiān)測項目，并不能反映凍融侵蝕的所有內(nèi)容，因此，更應(yīng)該重視更多凍融侵蝕子類型的實地監(jiān)測，獲得凍融侵蝕量，從而進(jìn)行定量的分析評價研究。

2 風(fēng)力侵蝕研究

風(fēng)力侵蝕是青藏高原主要的侵蝕類型之一，截至2014 年，青藏高原沙化土地面積為34.04 萬km2，占全國沙化總面積的19.78%[28]，主要包括礫質(zhì)沙漠化土地、沙質(zhì)沙漠化土地和風(fēng)蝕殘丘3 種類型，主要分布于高原西部和北部區(qū)域，其他區(qū)域的分布較零散[29]。目前有關(guān)青藏高原風(fēng)蝕研究集中于風(fēng)蝕區(qū)分布與風(fēng)蝕地貌、風(fēng)蝕特征與風(fēng)沙運(yùn)移規(guī)律和風(fēng)蝕影響因素等方面。

2.1 風(fēng)蝕區(qū)分布與風(fēng)蝕地貌

青藏高原主要受風(fēng)蝕影響的區(qū)域包括柴達(dá)木干旱盆地沙漠化區(qū)、黃河上游半干旱河流盆地沙漠化區(qū)、藏北青南高寒高原沙漠化區(qū)、雅魯藏布江半干旱高山寬谷沙漠化區(qū)、“三江”流域濕潤半濕潤高山沙漠化區(qū)和雅魯藏布江半干旱高山寬谷區(qū)[29]。因地表物質(zhì)和地貌的差異，青藏高原形成的風(fēng)蝕地貌也有所差異。如西藏地區(qū)的沙地主要分為河流谷底型、湖積平原型和洪積平原型，每種類型的分布、成因和變化方式均不同[30]。河流谷底型是指在“一江兩河”區(qū)域河谷地帶，在枯水期河床泥沙在風(fēng)力作用下出現(xiàn)風(fēng)蝕地貌[31]，這種風(fēng)蝕地貌受河谷風(fēng)力作用明顯，山南寬谷地區(qū)6—8 月土壤風(fēng)蝕量大于風(fēng)積作用形成的堆積量，風(fēng)蝕、風(fēng)積隨河谷風(fēng)向改變互相中和，出現(xiàn)流動沙丘不斷往復(fù)的現(xiàn)象[32]。湖積平原型和洪積平原型分別是指湖泊灘地和高大山系間的低平原上的細(xì)顆粒，在強(qiáng)風(fēng)場作用下發(fā)生擴(kuò)散而形成的沙地[30]。

2.2 風(fēng)蝕特征和風(fēng)沙運(yùn)移規(guī)律

風(fēng)蝕速率是表征風(fēng)蝕特征的重要指標(biāo)，目前青藏高原地區(qū)測定風(fēng)蝕速率的方法主要有3 種：標(biāo)樁法、元素示蹤法和風(fēng)洞試驗法。標(biāo)樁法是利用在樣地中布設(shè)標(biāo)樁，定期測量風(fēng)蝕量或風(fēng)積量[32]，來計算某個時段的凈風(fēng)蝕量，進(jìn)而計算出風(fēng)蝕速率。元素示蹤法通過測定土壤剖面中放射性元素的含量，與背景值進(jìn)行比較后，根據(jù)公式計算得到風(fēng)蝕量[33]，再除以放射性元素的半衰期可計算出風(fēng)蝕速率，這是測定風(fēng)蝕速率較為便捷的方法。用于青藏高原風(fēng)蝕速率測定的元素主要有137Cs 和10Be，如嚴(yán)平等[33]利用137Cs 測定了青藏高原風(fēng)蝕區(qū)（即青藏高原南部、中部和北部地區(qū)）風(fēng)蝕速率平均為 47.59 t·hm-2·a-1，整體上屬于中度侵蝕，而位于青藏高原北部區(qū)域的共和盆地，其風(fēng)蝕速率卻高達(dá) 1.3×103t·hm-2·a-1[34]；李俊杰等[35]使用相同方法得到長江源區(qū)沱沱河流域（是青藏高原典型的風(fēng)蝕地帶）的風(fēng)蝕速率為2.5 t·hm-2·a-1；Rohrmann 等[36]測定柴達(dá)木盆地第三紀(jì)沉積巖中10Be 的含量后，確定風(fēng)蝕速率范圍在0.05～0.4 mm·a-1之間，并提出該地區(qū)是黃土高原以及其東部地區(qū)產(chǎn)生沙塵天氣的主要沙源之一，貢獻(xiàn)率達(dá)到50%以上。風(fēng)洞可以模擬不同的風(fēng)速，可定量測定與分析不同土壤或者下墊面的風(fēng)蝕速率，也可定量分析風(fēng)蝕對土壤養(yǎng)分的影響。有研究顯示風(fēng)速在8～22 m·s-1時，青藏高原表層土壤的全氮、總碳和總磷的損失率分別達(dá)到 0.00～8.81、0.10～122.27 和 0.00～1.14 g·m-2[37]，養(yǎng)分流失將導(dǎo)致土壤可蝕性增大[10]；魯春霞等[10]試驗得出青藏高原草地的風(fēng)蝕速率大小為高寒草原（1～2 kg·m2·min-1）＞草原化草甸（0.12～0.52 kg·m2·min-1）＞高寒草甸（0.1～0.4 kg·m2·min-1）。

風(fēng)沙運(yùn)移規(guī)律研究是防治沙化和控制沙害的理論基礎(chǔ)，目前國內(nèi)外學(xué)者在沙粒運(yùn)動、風(fēng)速廓線、輸沙率和風(fēng)沙流結(jié)構(gòu)等方面已取得了眾多研究成果[38]。青藏高原分布眾多沙區(qū)，青藏鐵路等建設(shè)項目部分也分布于沙區(qū)[39]，風(fēng)沙運(yùn)移規(guī)律對于防沙治沙和鐵路保護(hù)等方面意義重大。種植植被和沙障可改變下墊面，進(jìn)而改變風(fēng)速廓線、輸沙率和風(fēng)沙流結(jié)構(gòu)等，達(dá)到防沙治沙的效果。沙棘破壞了青海湖沙區(qū)沙丘的風(fēng)速廓線對數(shù)遞增規(guī)律，明顯降低了近地層風(fēng)速，因此在中低層的防風(fēng)效果較好[40]；青海湖東岸由于植被蓋度增加，輸沙量2016—2017 年較2013—2014 年減少77.18 kg[41]；在青藏鐵路措那湖段采取碎石壓沙、石方格沙障和高立式沙障結(jié)合的防風(fēng)固沙措施后，風(fēng)速最大可降低99.30%，輸沙率可降低至 0.25%[39]。上述研究多關(guān)注田塊尺度，但風(fēng)沙運(yùn)移是流域、區(qū)域尺度的問題，以后應(yīng)加強(qiáng)較大尺度的研究。

2.3 風(fēng)蝕影響因素

風(fēng)力是風(fēng)蝕發(fā)生的源動力，風(fēng)速越大，侵蝕力越強(qiáng)，風(fēng)蝕侵蝕力與風(fēng)速、高原季風(fēng)、氣溫和降水等因素有關(guān)[42]，青藏高原的風(fēng)蝕侵蝕力空間上從東南向西北逐漸增大[43]，時間上部分區(qū)域的侵蝕力隨時間變化呈下降趨勢[42]。青藏高原發(fā)生風(fēng)蝕的原因主要有以下四個：一是青藏高原除東南部，其余大部分地區(qū)屬于干旱、半干旱氣候，降水稀少，表現(xiàn)出較強(qiáng)風(fēng)蝕氣候侵蝕力[29]，且風(fēng)季通常與干季同步[43]，如林芝8 級以上的大風(fēng)年平均日數(shù)為8.6 d，且在春季地表最干旱的時候達(dá)到最大值，因此造成土地沙化[44]；二是藏北高原、雅魯藏布江藏南谷地、柴達(dá)木盆地和青南高原等區(qū)域地表有大量的第四紀(jì)松散沉積物，如湖積物、洪積物、冰水沉積物等，為風(fēng)蝕的發(fā)生提供了充足物質(zhì)來源[29]；三是該區(qū)域近年來年平均溫度不斷升高，冰川退縮，雪線上升[1]，之后出現(xiàn)大量裸露地表，這些區(qū)域容易發(fā)生風(fēng)蝕，有研究顯示三江源地區(qū)現(xiàn)已因氣候變暖成為青藏高原沙塵暴的起源地之一[35]；四是部分區(qū)域下墊面近年來受到過度人為干擾，如采集藥用植被、過度放牧和采沙挖金等活動破壞植被，地表裸露后發(fā)生風(fēng)蝕[45]。

前人在青藏高原風(fēng)蝕地貌、風(fēng)蝕速率及其時空分布等方面已開展了很多重要的研究工作，但還存在一些問題，如研究區(qū)域尺度的風(fēng)蝕特征時，使用的風(fēng)蝕模型為第一次全國水利普查中所使用的經(jīng)驗?zāi)Ｐ蚚46]，但難以確定其在青藏高原的適用性；青藏高原氣候惡劣，地形復(fù)雜，難以選擇137Cs 示蹤法所需要的本底值的采樣點[33]，進(jìn)而產(chǎn)生誤差；風(fēng)洞模擬試驗可以控制試驗條件，對比不同環(huán)境條件對于風(fēng)蝕的影響，但無論是施加的條件還是試驗土樣，與高原多變的外界環(huán)境存在較大差異，試驗結(jié)果難以廣泛推廣；風(fēng)蝕防治試驗研究僅在小范圍內(nèi)開展，在青藏高原其他區(qū)域的適用性并不清楚。在后續(xù)研究中，應(yīng)在田塊尺度進(jìn)行更多實地研究，獲得高原多變環(huán)境下土壤風(fēng)蝕的實測資料；應(yīng)選擇多種風(fēng)蝕評估模型，根據(jù)實測值對各類風(fēng)蝕模型進(jìn)行比對，選擇或者改進(jìn)更適合青藏高原的模型，從而對青藏高原的區(qū)域尺度的風(fēng)蝕進(jìn)行分析和評價。

3 水力侵蝕研究

青藏高原地形多變，海拔高度從西藏東南部的幾百米到西藏南部的8 000 m[6]，存在大量陡坡；降水量在空間、時間上分布不均，加之分布的冰川、積雪在暖季容易融化，一方面提供了大量融水，另一方面產(chǎn)生較多裸露地表[47]，因此青藏高原部分區(qū)域極易發(fā)生水力侵蝕。藏東、藏南和湟水谷地是青藏高原水蝕作用強(qiáng)烈的區(qū)域[48]，其中：藏東年降水量較多，地表受到流失下切作用明顯；藏南地區(qū)是西藏重要的農(nóng)業(yè)區(qū)，坡耕地受到降水、徑流的打擊和沖刷作用明顯[48]，“一江三河”區(qū)域山坡中下部面蝕、溝蝕非常強(qiáng)烈[31]，河谷山麓洪積扇切溝發(fā)育廣泛[49]；湟水谷地土壤為黃土，水土流失嚴(yán)重，輸沙模數(shù)可達(dá)到 2 000 t·km-2·a-1[48]。目前青藏高原的水力侵蝕研究，主要集中在水蝕特征與強(qiáng)度確定和水力侵蝕影響因素分析兩個方面。

3.1 水蝕特征與強(qiáng)度

青藏高原水蝕特征與水蝕強(qiáng)度可通過試驗或者模型計算獲得。試驗方法主要為人工模擬降雨、徑流小區(qū)監(jiān)測和137Cs 示蹤技術(shù)。利用人工模擬降雨試驗或小區(qū)監(jiān)測等方法確定不同下墊面的產(chǎn)流產(chǎn)沙特征，是了解水蝕因素和評價水土保持措施效益的重要手段，研究對象主要為長江和黃河源區(qū)以及青藏公路邊坡。李國榮等[50]采用野外人工模擬降雨試驗，發(fā)現(xiàn)黃河源區(qū)退化草地植被蓋度在40%以下時，小區(qū)徑流和泥沙含量增加幅度明顯增大。李元壽等[11]在長江和黃河源區(qū) 3 個小流域建立了不同植被蓋度下的徑流小區(qū)，監(jiān)測結(jié)果顯示植被蓋度小于30%的小區(qū)在單次自然降雨后形成的泥沙量為蓋度的68%、92%和95%小區(qū)產(chǎn)沙量的2 倍～4 倍；同時，人工模擬降雨試驗表明，5%和30%的退化草地在降雨量僅為7 mm、歷時15 min 就能產(chǎn)生明顯的徑流和泥沙。

青藏公路的修建，促進(jìn)了青藏高原的交通運(yùn)輸條件和社會經(jīng)濟(jì)發(fā)展，公路邊坡土壤侵蝕是影響公路安全運(yùn)行的重要影響因素之一，因此一些學(xué)者對青藏公路邊坡的水蝕特征、水蝕強(qiáng)度及其防治等方面進(jìn)行了研究。如徐憲立等[12]在青藏公路裸露邊坡利用徑流小區(qū)，對坡面產(chǎn)流產(chǎn)沙規(guī)律的研究表明，產(chǎn)流量、產(chǎn)沙量隨坡長增加而減小，年侵蝕模數(shù)達(dá)到 1.19×104t·m-2；單永體等[51]對青海省共和至玉樹公路裸露邊坡進(jìn)行野外放水沖刷試驗的結(jié)果表明，產(chǎn)沙量隨著放水時長的增加先增大，后減小。有學(xué)者通過試驗發(fā)現(xiàn)在青藏公路邊坡坡面布設(shè)“預(yù)制方格+植草”和74%三維網(wǎng)植草措施后，取得了良好的減水減水效益（表1）。

表1 青藏公路邊坡不同水土保持措施的效益Table 1 Benefits of erosion control measures on the slopes alongside the Qinghai-Tibet Highway

由于青藏高原惡劣的自然環(huán)境，布設(shè)小區(qū)獲得水蝕強(qiáng)度的研究相對較少，因此一些學(xué)者利用137Cs技術(shù)開展了研究。邵全琴等[54]使用137Cs 示蹤技術(shù)得到三江源高寒草甸的侵蝕速率為 415 ～875 t·km-2·a-1，侵蝕速率與植被蓋度呈反比。文安邦等[55]利用137Cs 示蹤技術(shù)對雅魯藏布江中游地區(qū)林草地的土壤侵蝕強(qiáng)度進(jìn)行了分析，其平均侵蝕強(qiáng)度介于 341～1 971 t·km-2·a-1。李俊杰等[35]通過137Cs和210Pbex聯(lián)合示蹤技術(shù)，得到三江源地區(qū)瑪沁縣軍功鎮(zhèn)典型水蝕地貌的侵蝕速率為 8.0 t·km-2·a-1，并且發(fā)現(xiàn)該區(qū)域由于20 世紀(jì)50—60 年代的極端暴雨產(chǎn)生的嚴(yán)重水土流失導(dǎo)致坡面出現(xiàn)137Cs 和210Pbex 的空白區(qū)。

137Cs 示蹤技術(shù)較好地彌補(bǔ)了青藏高原進(jìn)行實地土壤侵蝕相關(guān)試驗的難點，是一種較為簡便獲取土壤侵蝕速率的方法。137Cs 示蹤技術(shù)的難點之一在于選擇良好的本底值采樣點，要求本底值采樣點未發(fā)生土壤侵蝕。青藏高原環(huán)境惡劣，一些采樣點難以判斷是否發(fā)生侵蝕，因此將上文研究中本底值采樣點的相關(guān)信息整理至表2，供后續(xù)研究參考。

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區(qū)域尺度的水蝕強(qiáng)度特征一般利用水蝕模型獲得，USLE/RUSLE 由于其物理意義明確，參數(shù)較易獲取，具有很強(qiáng)的實用性，在青藏高原的應(yīng)用較廣泛[56]?？盗甄萚57]使用 RUSLE 模型計算了青藏高原 1984—2013 年的土壤侵蝕量，分析了土壤侵蝕強(qiáng)度的時空變化特征，表明劇烈侵蝕主要分布于日喀則、拉薩、昌都等青藏高原南部地區(qū)。方廣玲等[58]利用 RUSLE 模型，計算了拉薩河 2010 年的土壤侵蝕量，得到拉薩河流域的土壤侵蝕強(qiáng)度空間分布特征，結(jié)果表明流域平均土壤侵蝕模數(shù)為3 076.6 t·km-2·a-1，中度（2 500～5 000 t·km-2·a-1）侵蝕面積比例可達(dá)59%。王雪璐[59]依據(jù)模擬退火算法（一種基于概率的反復(fù)迭代算法）從影響各類型土壤侵蝕的33 個潛在參數(shù)（多年平均氣溫、多年平均風(fēng)速和降水侵蝕力等）中選擇出 13 個，并使用Cubist 建模方法，得到自建的模擬退火-Cubist 模型；并使用自建模型和 RUSLE 對三江源地區(qū)高寒草地的土壤侵蝕情況進(jìn)行了評估，再與實測法（137Cs 示蹤）進(jìn)行對比，確定模擬退火-Cubist 模型得到的值更接近實測值，優(yōu)于RUSLE 模型，原因是RUSLE并未考慮高寒地區(qū)影響風(fēng)蝕和凍融兩種侵蝕的各類因子。Teng 等[60]使用 RUSLE 和 CMIP5 氣候模型計算得出當(dāng)下青藏高原多年平均土壤侵蝕模數(shù)為276 t·km-2·a-1， 預(yù) 測 至 2050 年 ， 將 達(dá) 到 317 ～391 t·km-2·a-1。張鵬等[26]利用 CSLE 對西藏“一江兩河”地區(qū)的土壤侵蝕現(xiàn)狀進(jìn)行分析，得出水力侵蝕面積為2.12 萬 km2。宮奎方等[61]使用CSLE，對昌都縣的土壤侵蝕狀況進(jìn)行了評估，計算得到昌都縣年均土壤侵蝕模數(shù)為 789 t·km-2·a-1，西部地區(qū)的土壤侵蝕強(qiáng)度大于東部。此外，也有人嘗試使用分布式水文模型對西藏高山深谷區(qū)域的水土流失進(jìn)行模擬[62]，通過多情景分析，預(yù)測植被蓋度、降雨等因素變化對該區(qū)域水土流失的影響程度。

上述研究中水蝕的主要侵蝕營力為降水，而融水侵蝕也是青藏高原最主要的水蝕類型之一，其營力主要為冰川積雪融化后形成的季節(jié)性徑流[4]。其強(qiáng)度評價主要依據(jù)經(jīng)驗?zāi)Ｐ?，陳飛[63]利用納木錯流域冰雪融水資料和第一次水力普查資料建立了納木錯流域融水侵蝕強(qiáng)度評價體系，對該流域的融水侵蝕強(qiáng)度進(jìn)行了分析，其中，融水侵蝕強(qiáng)烈區(qū)域占流域面積的12.36%；并使用自動觀測系統(tǒng)觀測了扎當(dāng)冰川（海拔5 400 m）冰舌處的徑流和泥沙過程，結(jié)果表明含沙量和徑流量呈顯著線性相關(guān)[64]。馮君園等[65]基于主成分分析，選取冰川積雪變化因子（利用不同時期 MODIS 冰川積雪產(chǎn)品得到冰川積雪的變化情況）、土壤可蝕性因子和坡向等10 個因子評價了那曲地區(qū)融水侵蝕分布強(qiáng)度，指出該地區(qū)影響融水侵蝕的主要影響因子為冰川積雪變化因子、土壤因子、地形因子和氣候因子；也分析了該地區(qū)融水侵蝕形成的洪積物的影響因素，主要包括風(fēng)速、植被、坡度、土壤可蝕性、氣溫年較差等5 個因子，并提出洪積扇面積可作為指標(biāo)反映融水侵蝕沉積的強(qiáng)弱[66]。

3.2 水力侵蝕影響因素

3.2.1 地質(zhì)地貌 青藏高原被稱為世界屋脊，在印度洋板塊和亞歐板塊影響下，目前還在以大約10 mm·a-1的平均速度上升[67]，在抬升運(yùn)動和流水作用下，形成眾多高差達(dá)千米的峽谷，地勢險陡，同時分布有眾多地震帶，地質(zhì)活動對地殼表層性質(zhì)及土壤侵蝕的發(fā)生有重要影響。青藏高原東北部兩百萬年以來，地層抬升和水流下切作用使河流兩岸階地存在數(shù)百米高差，河流的侵蝕速率增加近 10 倍[68]。百萬年來，雅魯藏布江寬谷段相對于下游峽谷河段抬升較慢，寬谷段泥沙蓄積約 5 180億m3，而下游因抬升速率快而形成峽谷[69]。青藏高原在復(fù)雜的地質(zhì)活動和外營力的作用下形成了多變的地貌環(huán)境，有學(xué)者將青藏高原的地貌分為低海拔丘陵、小起伏中山、大起伏高山等16 種地貌形態(tài)[70]。地貌通過坡度、坡長或者坡度坡長的不同組合以及坡向來影響土壤侵蝕[71]，有研究表明，拉薩河流域的水蝕強(qiáng)度在坡度為 15°～25°的區(qū)域最大，其次是25°～35°的區(qū)域[58]。

3.2.2 降水和融水 降雨的年內(nèi)分布會對土壤侵蝕產(chǎn)生影響，青藏高原地區(qū)水土流失集中在 6—9月，該時間段輸沙量占全年 90%左右，其中 7—8月輸沙量占 65%左右[48]。R（降雨侵蝕力）為USLE/RUSLE 中反映區(qū)域降雨侵蝕能力強(qiáng)弱的一個重要指標(biāo)。三江源地區(qū)的降雨侵蝕力，在1961—2012 年不斷增大，原因是該地區(qū)降雨次數(shù)和降雨量增多[72]。辜世賢等[73]基于月平均和年平均降雨量資料，結(jié)合前人在西藏自治區(qū)的研究，比較了多種計算R 的模型，指出在西藏東部區(qū)域，降雨侵蝕力的計算可使用基于年降雨量的指數(shù)函數(shù)模型，具有較高精度。降水形態(tài)也影響著水土流失，相同降水量時，降雪融水較降水和雨夾雪產(chǎn)流量增加2.1倍～3.5 倍；但相比降雨條件，可減少約 45.4%～80.3%的產(chǎn)沙量[11]。

不同于降水，融水是冰川積雪融化后的季節(jié)性

徑流，受溫度影響較大，是青藏高原的一種特殊的水蝕營力[63]。Ban 等[74]通過室內(nèi)模擬試驗，對凍土融化后的坡面與未凍結(jié)坡面的土壤侵蝕過程差異性進(jìn)行了對比研究，結(jié)果表明融化后的坡面其最大含沙量要高于未凍結(jié)坡面，且含沙量受融化深度的影響較大[75]。同時，青藏高原廣泛存在凍融作用，凍融作用使土壤中的水分不斷發(fā)生相變，水分體積不斷改變導(dǎo)致土體收縮膨脹，破壞土壤團(tuán)聚體，引起土壤可蝕性增大，二者共同決定區(qū)域融水侵蝕強(qiáng)度。

3.2.3 植被 三江源地區(qū)植被蓋度高于60%以上且完整草皮層的高寒草甸，具有良好的水土保持功能[54]，而植被破壞后，將出現(xiàn)嚴(yán)重水蝕，速率可達(dá)8.0 t·hm-2·a-1[35]。長江和黃河源地區(qū)，高覆蓋度植被能有效降低由降水徑流產(chǎn)生的泥沙量[11]，而低覆蓋度植被區(qū)域的土壤，土壤水分因土壤溫度提升較大而以較快的速度流失，同時帶走更多的土壤，造成嚴(yán)重水土流失[76]。雅江中游地區(qū)的土壤侵蝕強(qiáng)度最重要的影響因素為林草蓋度[55]，其中拉薩河流域植被蓋度大于60%的區(qū)域，中度以上的侵蝕面積占比僅為 28.3%[58]。也有人開始關(guān)注植被多樣性與土壤侵蝕的關(guān)系，Hou 等[77]在三江源地區(qū)利用137Cs 示蹤法研究發(fā)現(xiàn)植被蓋度隨著物種多樣性的增大而減小，土壤侵蝕隨之增大。青藏高原幅員遼闊，氣候、地形和土壤等多變，植被分布有明顯的地帶性規(guī)律以及植被的垂直地帶性規(guī)律[78]，但目前少有人關(guān)注到其對土壤侵蝕的影響。

3.2.4 土壤 目前，青藏高原有關(guān)土壤性質(zhì)對土壤侵蝕影響方面的研究很少，主要是利用不同的經(jīng)驗?zāi)Ｐ陀嬎悴煌瑓^(qū)域的土壤可蝕性及其分布。劉斌濤等[79]使用EPIC 中土壤可蝕性（K）值的計算公式，結(jié)合收集的1 255 個土壤剖面的顆粒組成和有機(jī)質(zhì)等資料，采用美國制土壤粒徑分級制度，計算得到青藏高原平均K值為0.23，高可蝕性土壤分布在柴達(dá)木盆地、藏東低海拔河谷和羌塘高原地區(qū)，同時具有明顯垂直分帶規(guī)律，垂直方向上1 000～2 000 m海拔高度的土壤具有較高可蝕性。王小丹等[80]采用與上述相同的方法，收集了西藏自治區(qū)的土壤普查數(shù)據(jù)，將其土壤粒徑制從國際制轉(zhuǎn)換為美國制，計算了西藏各土種的可蝕性（K值范圍為 0.269 3～0.495 9），利用GIS 得到西藏可蝕性分布圖，其中，藏西北地區(qū)的土壤可蝕性較低，藏東南地區(qū)的土壤可蝕性較高。梁博等[81]利用 EPIC 模型計算了喜馬拉雅山南麓（墨脫縣）4 種林地下山地黃棕壤、山地黃壤、新成土、漂灰暗棕壤的K值，其大小分別為0.19、0.28、0.34、0.25，發(fā)現(xiàn)可蝕性與土壤有機(jī)質(zhì)呈正相關(guān)，其原因是該區(qū)域的地質(zhì)歷史年輕，土壤的風(fēng)化程度低，粉砂粒占主體地位，并且礫石含量高，而土壤有機(jī)質(zhì)主要存在于黏粉粒中，受粉砂粒的影響，有機(jī)質(zhì)對黏粉粒的膠結(jié)能力降低，從而土壤團(tuán)聚體的破壞率增高，因此，土壤的抗蝕性表現(xiàn)出隨土壤有機(jī)質(zhì)的增高而降低。辜世賢等[82]對比了 3 種計算土壤可蝕性的公式，確定 RUSLE 中K的計算方法適用于藏東矮西溝的可蝕性計算，流域平均K值為0.005，不同土壤K值大小順序為：灰褐土（0.86×10-2）＞高山草甸土（0.43×10-2）＞棕壤（6.24×10-7）＞暗棕壤（7.20×10-7）。上述利用EPIC 模型計算所得結(jié)果之間相差不大，但與最后一個由RUSLE 模型中K值計算方法所得結(jié)果差2～5個量級，說明土壤可蝕性計算方法對計算結(jié)果影響很大。后續(xù)應(yīng)進(jìn)行部分實地研究，對不同計算方法進(jìn)行校準(zhǔn)和比對，選擇或者修正適合青藏高原的計算方式進(jìn)行區(qū)域性土壤可蝕性研究。

3.2.5 人類活動 隨著青藏高原人口密度的增大，人們在農(nóng)牧業(yè)生產(chǎn)過程中，開墾、過渡放牧和砍伐等活動造成森林和草被退化、消失[35]，引起土壤侵蝕加劇。西藏自治區(qū)現(xiàn)有耕地 60%～70%的坡度大于6°，易產(chǎn)生水土流失[58]。環(huán)青海湖地區(qū)，大面積油菜收獲后，農(nóng)田裸露期長達(dá)半年以上，每年該區(qū)域產(chǎn)生大量泥沙隨徑流進(jìn)入青海湖[47]。工程建設(shè)也是促進(jìn)土壤侵蝕的一個重要方面，在施工過程中地表植被和土層受到破壞，地表容易發(fā)生侵蝕，如青藏公路建設(shè)過程中產(chǎn)生大量裸坡，其坡面抗蝕力極差，易在降雨作用下形成劇烈水土流失[53]。不過人類活動對土壤侵蝕也有抑制作用，退耕還林（草）工程、水土保持綜合治理工程等工作，均減輕了土壤侵蝕[83]。

上述研究表明，青藏高原水蝕研究相比凍融侵蝕和風(fēng)蝕研究涉及的面廣，也更為深入；高寒條件下水蝕特征、區(qū)域水蝕強(qiáng)度和水力侵蝕的影響因子、水蝕防治等方面的研究均有相關(guān)報道，但在各方面均存在一些不足。青藏高原地貌形態(tài)復(fù)雜多樣，目前僅有坡度對水蝕強(qiáng)度的影響方面的研究[58]，在坡長、坡度和坡長不同組合以及坡向如何影響水蝕，需要進(jìn)一步研究。利用水蝕模型進(jìn)行區(qū)域水蝕強(qiáng)度特征的宏觀分析較多，但是使用模型時很少有適用性評價和模型結(jié)果驗證。青藏高原侵蝕環(huán)境復(fù)雜，多種侵蝕類型在時間和空間上交錯進(jìn)行，以雅江中上游段為例，時間尺度上：冬春季節(jié)多發(fā)生凍融侵蝕和風(fēng)力侵蝕，夏秋季節(jié)多發(fā)生水力侵蝕；空間尺度上：河流階地、山間洪積扇等海拔相對較低的區(qū)域多發(fā)生水力侵蝕，而高海拔區(qū)域多發(fā)生風(fēng)蝕和水蝕，因此在青藏高原，用USLE/RUSLE/CSLE 等水力侵蝕模型區(qū)估算整個區(qū)域或者部分區(qū)域的水蝕量并不合適，其他營力產(chǎn)生的侵蝕量對水力侵蝕也有一定貢獻(xiàn)，因此使用以上模型所得結(jié)果可能偏小。因此，在未來研究中應(yīng)加強(qiáng)從田塊尺度到小流域尺度的實測數(shù)據(jù)，對不同尺度的水蝕機(jī)理及發(fā)生規(guī)律等方面進(jìn)行進(jìn)一步研究。

4 重力侵蝕研究

重力侵蝕是土壤及其母質(zhì)或者基巖，主要在重力作用下發(fā)生位移和堆積的過程，主要包括泄溜、崩塌、滑坡和泥石流等形式。青藏高原的崩塌、滑坡、泥石流等重力侵蝕趨于活躍，由此引發(fā)的災(zāi)害頻率呈增加趨勢，受到政府部門和眾多學(xué)者的關(guān)注[84]。青藏高原主要重力侵蝕區(qū)域集中在林芝、昌都以及雅江一線[85]，此處構(gòu)造活動活躍、地勢陡峭、水量充沛，有利于重力侵蝕的發(fā)生。青藏高原重力侵蝕的研究內(nèi)容包括崩塌、滑坡和泥石流的分類及其表現(xiàn)特征和影響因素等方面。

4.1 重力侵蝕分類及表現(xiàn)特征

崩塌、滑坡和泥石流根據(jù)其物質(zhì)組成、發(fā)生機(jī)理和分布區(qū)域等，被分為多種類型。西藏樟木扎美拉山崩塌源區(qū)的巖體風(fēng)化強(qiáng)烈，裂隙發(fā)育廣泛，發(fā)育了4處典型危巖體，根據(jù)危巖體巖石性質(zhì)以及崩塌機(jī)理分析，崩塌可分為墜落式、傾倒式和滑移式[86]；西藏林芝 2017 年 11 月 30 日由地震引起的崩塌類型多樣，沿帕隆藏布江和雅魯藏布江分布，根據(jù)物質(zhì)來源可分為巖質(zhì)崩塌、坡積崩塌、崩積崩塌、洪積物崩塌、冰崩泥石流崩塌、冰磧崩塌、和滑坡堆積體崩塌，而根據(jù)發(fā)生機(jī)理可分為：震動-滾落型崩塌、拉裂-傾倒型崩塌、震動-滑移型崩塌和震動-墜落型崩塌[87]。黃河上游干流區(qū)，由于特殊地貌和地質(zhì)構(gòu)造，滑坡災(zāi)害頻發(fā)，根據(jù)滑坡體空間形態(tài)可以分為半圓狀、葫蘆狀、梯形狀、三角狀、矩形狀、舌狀和長弧形狀等7 種滑坡類型[88]，而根據(jù)滑坡體巖土類型可分為土質(zhì)、巖質(zhì)、碎塊石、巖土質(zhì)、碎塊石土質(zhì)和巖質(zhì)碎塊石等6 種滑坡類型[88]。迫隆藏布流域是西藏境內(nèi)泥石流最活躍，類型也最全的區(qū)域，泥石流按照成因劃分為冰川型泥石流、冰湖潰決型泥石流和降雨型泥石流，冰川型泥石流根據(jù)動力來源由可分為冰川融水泥石流和巨型冰雪崩滑泥石流，冰湖潰決型和降雨型的動力來源分別為潰決形成的洪水和暴雨[89]。

4.2 重力侵蝕影響因素

青藏高原的崩塌、滑坡和泥石流等重力侵蝕活動有群發(fā)性和鏈生性的特點[84]，其發(fā)生原因有很多共同之處，包括構(gòu)造活動、地形地貌、氣候和人類活動等。構(gòu)造活動形成斷裂帶，從中會產(chǎn)生眾多破碎的巖體，為崩塌、滑坡和泥石流的形成提供了地形[90]和物質(zhì)條件[84]，如西藏樟木扎美拉山崩塌物質(zhì)主要來源為陡崖頂部的破碎巖體[86]，易貢特大山體滑坡的物質(zhì)來源主要為花崗巖、板巖和大理巖被強(qiáng)烈風(fēng)化后形成的石塊和沙土構(gòu)成[91]。抬升運(yùn)動和水流下切作用形成陡峭的地形地貌，巖土體容易失穩(wěn)，容易發(fā)生崩塌和滑坡[87]；坡向也影響著重力侵蝕的發(fā)生，陽坡寒凍風(fēng)化強(qiáng)烈，植被稀疏，土層薄，形成的松散固體物質(zhì)相對較多，加之冰雪融水，發(fā)生的崩塌、滑坡和泥石流，相比陰坡規(guī)模大、數(shù)量多[92]。氣候變暖引起的大量融水，為泥石流的產(chǎn)生提供了動力條件，帕隆藏布河河谷發(fā)育的冰雪融水泥石流溝和雨水泥石流溝多達(dá) 124 條[93]；西藏易貢 2000年4 月9 日發(fā)生的特大滑坡，是由于氣溫轉(zhuǎn)暖發(fā)生雪崩，使上億立方米滑坡體飽和失衡導(dǎo)致滑坡[91]；在前期高溫作用下，2007 年9 月4 日西藏波密縣松繞天摩溝源區(qū)冰川發(fā)生“冰崩”，冰川下部不斷有水流涌出，因此產(chǎn)生的泥石流的在溝口處形成體積約4.41 萬 m3的扇形堆積體[93]，冰川型泥石流、冰湖潰決型泥石流和冰雪融水泥石流等重力侵蝕的發(fā)生，均與區(qū)域凍融作用和融水徑流密切相關(guān)。發(fā)生滑坡和泥石流的可能性也與前期降雨、雨型和雨強(qiáng)密切相關(guān)[85]。人類的工程建設(shè)活動的重力侵蝕發(fā)生的影響因素之一，2017 年11 月18 日發(fā)生的林芝地震，道路兩側(cè)崩塌點有148 處，占該次地震出現(xiàn)崩塌點總數(shù)的71%[87]；西藏樟木穩(wěn)定的古滑坡在人類工程擾動（包括工程切坡、隨意排水、新增建筑和重車碾壓等）下，產(chǎn)生大量變形體和淺層滑坡[94]。

可見，重力侵蝕是青藏高原比較嚴(yán)重的一類自然災(zāi)害，目前的研究側(cè)重對重力侵蝕的分類、表現(xiàn)特征及其原因，但在重力侵蝕的預(yù)測方面多有不足。重力侵蝕類型以及誘發(fā)因素多樣，在后續(xù)研究中，應(yīng)分區(qū)域、分類型對重力侵蝕進(jìn)行實地觀測，探明重力侵蝕的發(fā)生機(jī)制，發(fā)展適合各區(qū)域的重力侵蝕預(yù)報模型，進(jìn)而對重力侵蝕進(jìn)行有效防治，保障生態(tài)和人民生命財產(chǎn)安全。

5 問題與展望

5.1 凍融侵蝕的定義存在分歧

我國對凍融侵蝕的研究相對于風(fēng)蝕和水蝕較晚，其定義尚未明晰。唐克麗[95]和王向陽[19]強(qiáng)調(diào)凍融侵蝕是巖土在凍融作用下發(fā)生的機(jī)械破壞和位移。劉淑珍等[6]、吳發(fā)啟和張洪江[71]認(rèn)為凍融侵蝕是一種特殊復(fù)合侵蝕，第一階段以寒凍風(fēng)化為主，此時溫度變化和巖土內(nèi)部水的相變引起巖土破碎；第二階段是寒凍風(fēng)化形成的風(fēng)化物在重力、冰雪融水力、凍融力等外營力作用下產(chǎn)生位移。這是目前國內(nèi)兩種凍融侵蝕的定義，差別在于凍融侵蝕是否包含第二種定義中的第二階段。定義的不清晰導(dǎo)致凍融侵蝕分類產(chǎn)生一些“混亂”，比如景國臣[13]認(rèn)為凍融侵蝕是指巖土在凍融作用下產(chǎn)生機(jī)械破壞和位移，并使其無法恢復(fù)原狀的現(xiàn)象；該定義中強(qiáng)調(diào)凍融作用的物理機(jī)械破壞，但作者在后續(xù)分類中，將融雪侵蝕、冰川侵蝕、凍融風(fēng)蝕等以其他外營力為主導(dǎo)的侵蝕均統(tǒng)一歸類為凍融侵蝕，然而這些侵蝕的主導(dǎo)外營力是融水、冰川運(yùn)動、風(fēng)力等，而并非凍融作用。

因凍融侵蝕的定義及分類不明確，凍融侵蝕監(jiān)測的具體指標(biāo)和內(nèi)容也無法具體確定，難以對其量化表達(dá)。張科利和劉宏遠(yuǎn)[96]認(rèn)為，凍融作用并不能直接導(dǎo)致土壤顆粒移動，只有在降雨、徑流、風(fēng)力和重力等其他外營力作用時才真正體現(xiàn)出來；真正因凍融循環(huán)造成的土壤侵蝕量很小，將凍融侵蝕改稱凍融作用更為合適[96]。青藏高原一直以來在我國被劃分為凍融侵蝕區(qū)，但大部分侵蝕量是在凍融作用影響下由其他營力作用于土壤而產(chǎn)生的，凍融作用對于土壤侵蝕更多的是促進(jìn)作用，所以上文中的第二種定義在青藏高原可能更為合適。在以后坡面尺度的研究中，如何量化凍融作用影響下的土壤侵蝕，可考慮借鑒USLE/RUSLE 系列模型；USLE/RUSLE 考慮到了融雪侵蝕和融水侵蝕，但并未單獨提出凍融侵蝕的概念，而是將融雪和融水作為影響降雨侵蝕力的一個因子，對 R 不斷地進(jìn)行修訂，進(jìn)而完善水蝕模型[97]，量化凍融影響下的土壤侵蝕量。在青藏高原，可利用該思路，進(jìn)行試驗，量化凍融作用對R、K、C 和P因子的影響，對模型加以修正和完善，形成一個水蝕影響因素 F（R·K·LS·C·P·F），然后將青藏高原的凍融作用對侵蝕的影響轉(zhuǎn)換為影響水蝕的一個因素進(jìn)行綜合分析研究。

5.2 地質(zhì)侵蝕和土壤侵蝕的概念存在混淆

青藏高原除了湟水谷地、青海湖盆地、堆龍曲谷地和拉薩河河谷段區(qū)域分布的栗鈣土和山地灌叢土有較厚的腐殖層，發(fā)育相對成熟[98]，其余區(qū)域大多為母質(zhì)（粗礫質(zhì)或沙礫石較多），或巖石及其風(fēng)化物。在地表礫石占比較多的青藏高原[83]，發(fā)生的更多是土壤侵蝕還是地質(zhì)侵蝕？地質(zhì)侵蝕是自然過程，也稱做自然侵蝕，是指不受人類干擾時，自然狀態(tài)下外營力對土體的分離和搬運(yùn)，其侵蝕速率要低于成土速率[99]，其侵蝕的對象不僅包含土壤顆粒，也包括巖石和風(fēng)化物[100]，這與青藏高原的侵蝕環(huán)境更相符。與之相對的概念是加速侵蝕（人為侵蝕），是由于砍伐森林、過度放牧和坡耕地開墾等人類活動引起的侵蝕，其侵蝕速率遠(yuǎn)大于成土速率，導(dǎo)致土壤破壞和流失；目前土壤侵蝕研究針對的是加速侵蝕，以期通過水土保持等人類活動來減緩日益加劇的加速侵蝕[99]。因此，土壤侵蝕研究理應(yīng)區(qū)分發(fā)生的是土壤侵蝕還是地質(zhì)侵蝕[100]，然而目前有關(guān)青藏高原的凍融侵蝕和風(fēng)力侵蝕研究中，有一定比例的研究混淆了土壤侵蝕和地質(zhì)侵蝕，擴(kuò)大了土壤侵蝕的研究范圍。如王向陽[19]在監(jiān)測寒凍剝蝕量時，是在一塊較大的巖石下方收集凍融風(fēng)化的量，此時侵蝕的對象并不是土壤，并非由于人為活動引起的巖石風(fēng)化，應(yīng)屬于地質(zhì)侵蝕；Rohrmann 等[36]測定第三紀(jì)沉積巖中10Be 含量后確定柴達(dá)木盆地沉積巖的風(fēng)蝕速率范圍在0.05～0.4 mm·a-1之間，但此時侵蝕的對象為沉積巖，研究對象也不是土壤。

青藏高原地域遼闊，很多區(qū)域人類干擾很小甚至無法到達(dá)，發(fā)生的基本為地質(zhì)侵蝕。地質(zhì)侵蝕的產(chǎn)物，比如風(fēng)化的巖石碎屑、撒落的坡積物等，大多是土壤發(fā)育初級階段所必須，這對于成土過程是有利的，并且地質(zhì)侵蝕是很難防治的，應(yīng)更多考慮如何去利用這類侵蝕。如雅魯藏布江流域山間發(fā)育眾多洪積扇[101]，其物質(zhì)來源為高大山系中千百年地質(zhì)侵蝕的產(chǎn)物；洪積扇的水土環(huán)境較好，分布有大量農(nóng)田、牧草地和村落等。因此，發(fā)生在洪積扇以上山坡的地質(zhì)侵蝕對形成洪積扇有利，而真正需要做的是防止洪積扇發(fā)生沖蝕，以保護(hù)洪積扇[101]。未來青藏高原的侵蝕研究更應(yīng)該關(guān)注土壤侵蝕，而非不加以區(qū)分，與地質(zhì)侵蝕混為一談。

5.3 基礎(chǔ)數(shù)據(jù)缺乏

由于高原氣候和海拔的影響，青藏高原與凍融侵蝕、風(fēng)力侵蝕、水力侵蝕和重力侵蝕相關(guān)的基礎(chǔ)數(shù)據(jù)難以采集。溫度和土壤水分?jǐn)?shù)據(jù)是研究凍融侵蝕的基礎(chǔ)，而目前一般以氣溫變化數(shù)據(jù)反映土壤溫度變化[27]，利用遙感數(shù)據(jù)獲得大面積的土壤水分?jǐn)?shù)據(jù)，實測值非常少[102]，導(dǎo)致凍融侵蝕評價模型并不是很準(zhǔn)確[9]。徑流泥沙監(jiān)測數(shù)據(jù)是了解坡面和流域尺度水蝕規(guī)律的重要途徑，但目前除了青藏公路邊坡、三江源等區(qū)域有部分實測數(shù)據(jù)，其他區(qū)域基本處于空白狀態(tài)；土壤和植被等是區(qū)域侵蝕評價所需的基礎(chǔ)數(shù)據(jù)，但這部分的實測數(shù)據(jù)也非常稀缺。風(fēng)蝕速率是了解防風(fēng)蝕措施效益和評價區(qū)域風(fēng)蝕強(qiáng)度等方面的基本參數(shù)，但在青藏高原，非常缺乏風(fēng)蝕的野外觀測數(shù)據(jù)，風(fēng)力侵蝕評估基本依靠預(yù)報模型，模型所得結(jié)果也很少用實測數(shù)據(jù)來進(jìn)行驗證。

目前，青藏高原凍融作用影響土壤可蝕性方面的室內(nèi)研究相對豐富，集中在研究凍融循環(huán)對土壤理化性質(zhì)的影響[103]，積累了一些實測數(shù)據(jù)，但這些數(shù)據(jù)基本依靠室內(nèi)模擬試驗獲得，在野外真實環(huán)境中，凍融作用對土壤性質(zhì)的影響并不會一直伴隨凍融循環(huán)持續(xù)進(jìn)行，有一定的變化范圍，土壤性質(zhì)也不會無限制改變，因此也需要加強(qiáng)野外實測，為室內(nèi)研究可蝕性因子提供參數(shù)依據(jù)[96]。此外，青藏高原大部分區(qū)域地表土層礫石含量較大，礫石含量及其分布對可蝕性有較大影響，但在室內(nèi)試驗中未考慮礫石的影響，而且?guī)最愅寥揽晌g性計算公式中也未將礫石的作用考慮在內(nèi)[104]。因此，在青藏高原地區(qū)利用可蝕性公式計算所得值，其正確性應(yīng)值得商榷。

青藏高原有關(guān)土壤侵蝕的基礎(chǔ)數(shù)據(jù)缺乏，已經(jīng)影響了土壤侵蝕相關(guān)研究的開展和繼續(xù)深入，應(yīng)根據(jù)研究需求，在野外進(jìn)行不同尺度的土壤侵蝕監(jiān)測，獲得實測數(shù)據(jù)。

5.4 關(guān)注溫度變化對土壤侵蝕的影響

目前有關(guān)青藏高原溫度變化方面的研究較多，但少有研究定量地去分析青藏高原溫度的變化對土壤侵蝕的影響。青藏高原是世界第三極，其升溫速率為全球平均值的 2 倍[1]，因分布有大量冰川、永久冰雪和凍土，其生態(tài)環(huán)境對溫度相對于我國其他區(qū)域更為敏感。溫度升高，區(qū)域氣候出現(xiàn)暖干化，導(dǎo)致土壤濕度下降、地表蒸發(fā)量增大和多年凍土退化等環(huán)境問題，進(jìn)一步導(dǎo)致地表植被退化、枯萎，為風(fēng)蝕創(chuàng)造有利條件[45]。氣候變暖導(dǎo)致近年來青藏高原冰川迅速消退，冰川、積雪和冰湖融化形成的融水，使地表徑流增加[105]，水力侵蝕加劇[63]。青藏高原廣泛分布的凍土，因溫度升高，其強(qiáng)度降低，加上水分作用，易產(chǎn)生熱融性滑坡[2]。青藏高原由重力侵蝕產(chǎn)生的特大災(zāi)害頻繁，對一些區(qū)域人民的生命和財產(chǎn)安全產(chǎn)生了嚴(yán)重的損害[106]，可見重力侵蝕也進(jìn)一步加劇。綜上，溫度變化通過影響凍融循環(huán)過程、地表覆蓋和水文要素等方面間接作用于青藏高原的各類土壤侵蝕環(huán)境，加劇了水土流失。因此，在全球升溫的大背景下，溫度對于青藏高原土壤侵蝕的影響是多方面的，應(yīng)對此加以重視。

5.5 重視土壤侵蝕防治示范研究

現(xiàn)階段青藏高原區(qū)域性的水土保持理論和實踐基礎(chǔ)嚴(yán)重不足，水土流失治理工作應(yīng)以實驗示范為主[107]。水利部近年來在全國范圍內(nèi)開展水土保持科技示范園區(qū)，這些示范園區(qū)已成為土壤侵蝕治理、監(jiān)測、科研和宣傳教育等方面的重要基地和平臺[108]。目前青藏高原土壤侵蝕防治方面的研究，多為治理區(qū)域的劃分[8]和治理模式[30,107]的提出，停留在“文章”中，少有實地示范，應(yīng)加大經(jīng)費投入力度，建立幾個示范點，為大面積的土壤侵蝕治理提供科學(xué)依據(jù)。難以開展土壤侵蝕治理的原因主要有以下3 點：一是由于嚴(yán)酷的自然環(huán)境，植被遭到破壞后很難恢復(fù)其生態(tài)功能；二是特殊的凍融作用環(huán)境和夏秋季節(jié)大量高山冰雪融水造成工程措施損毀；三是治理費用來源單一，水土保持措施管護(hù)不足[101]。然而，目前青藏高原的經(jīng)濟(jì)正處于快速發(fā)展階段，不可避免地會對地表產(chǎn)生破壞；而青藏高原地表脆弱的水土環(huán)境，一旦受到破壞，就很難恢復(fù)，無法正常發(fā)揮其生態(tài)功能。遏制地表土地沙化和水土流失，保護(hù)珍貴的土壤是高原生態(tài)環(huán)境建設(shè)的最基礎(chǔ)的內(nèi)容，地方對此有急切需求。因此，應(yīng)加大青藏高原土壤侵蝕防治工作的試驗與示范研究工作，為地區(qū)土壤侵蝕防治提供經(jīng)驗，進(jìn)而為保障我國生態(tài)屏障提供決策依據(jù)。