保锐琴, 和贵祥, 黄广杰, 段青松
(1.云南农业大学 资源与环境学院,云南 昆明650201; 2.大理农林职业技术学院, 云南 大理 671003; 3.云南农业大学机电工程学院,云南 昆明 650201)
我国土壤侵蚀过程复杂,侵蚀类型多样,土壤侵蚀相关研究在生态文明大背景下迎来了新的发展机遇和挑战[1-2]。部分学者在评价指标、影响因素、测定方法等方面取得一定研究成果,为土壤侵蚀防治提供了新的方法[3-9]。土壤崩解是指土壤在静水中发生分散、碎裂、塌落和解体且不可逆的物理过程[10-11],可用来反映土壤可蚀性,在土工试验规范中亦被称为湿化[12-13],是土壤普遍存在的一种水理现象[14]。土壤崩解是土壤侵蚀发生的必要条件,为进一步侵蚀提供了物质基础和前提条件[15]。土壤崩解是研究土壤侵蚀机理的方法之一,被用来作为衡量土壤抗蚀程度的指标,土壤崩解性体现了土壤抗侵蚀能力,对土壤侵蚀防治具有重要意义[16-22]。因此,研究土壤的崩解特性及其崩解机理对保护土地资源及寻求土壤侵蚀防治措施等均具有重要的理论和现实意义。通过对土壤崩解相关研究文献进行总结,从土壤崩解测试方法、崩解过程特征、主要影响因素以及崩解机理等方面进行综述,提出近年来土壤崩解的研究方向和热点,为有针对性地开展土壤崩解研究、寻求土壤侵蚀防治措施提供参考。
蒋定生等[23]在20世纪90年代利用浮筒原理,自制测定土壤崩解的简易仪器,方法原理为阿基米德浮力原理,即土壤浸水散落,网板上土体质量下降、体积减小,使浮筒上浮,通过浮筒体积之差计算崩解速率。通过该仪器可获得试样体积随崩解时间的变化情况,因此,该方法亦称为体积法。水利部《土工试验规程》(SL237-1999)[24]、交通部《公路土工试验规程》(JTGE40-2007)[25]以及电力行业《水电水利工程土工试验规程》(DL/T5355-2006)[26]中规定的崩解试验方法均为此方法,在之后的土壤崩解研究中,大多学者也都参考这种方法[27]。具体测试方法:开始测试时,将土壤样品放置在金属网板上,手持浮筒上部将样品沉浸到玻璃容器中,浸入过程中保持匀速,放入完成后记下浮筒初始读数同时秒表计时开始。测试开始后,每30 s记录浮筒齐水面的刻度读数,也可根据样品崩解的速度快慢适当缩短或延长记录读数的时间间隔,同时记录样品的崩解特征。观测时长依试验需要而定,一般为30 min,或当试样完全崩解后,测试结束。
传统的浮筒法依托排开水的体积测定土壤崩解速率,若土样处于非饱和状态,内部有空隙,随着崩解进行,土体吸水后内部气体逸出,造成体积测量不准确。且浮筒上下浮动难以稳定,读数困难,精确度下降,因此选用体积法测定土样崩解的误差比较大。
天平法采用质量法进行测试,相较于浮筒法,天平法解决了土样内部空气对试验的影响,简化了测试程序,克服了浮筒法数据校正难、浮筒刻度粗、测定费时费力等问题,且天平结构简单,读数准确,近年来室内土壤崩解试验越来越多采用天平法。其测试过程与浮筒法一致,天平读数为某时刻崩解后的剩余质量,注意每次试验时应保证水面在同一位置[28]。
土壤崩解野外测试情况复杂,不可抗因素较多,与其他崩解装置相比下,拉力计法精度较高、携带方便、操作简单且无须额外电力支持,近年来学者结合自制崩解网架、崩解槽使用拉力计法在土壤崩解速率测定中应用也越来越多。电子拉力计可通过数据线将测试数据输入电脑,同步显示测试曲线图及测试过程,简化数据处理步骤,更能准确描绘出崩解过程,具有较大优势。测试过程与浮筒法一致,通过拉力计读数即可计算出土壤崩解速率。
王健等[19,29]研究表明,土壤崩解可分为缓慢崩解、指数崩解和崩解完成3个阶段。肖海等[30-31]研究认为,土壤累计崩解量随试验进程推进呈先快速增加、再缓慢增加至最后逐渐趋于平稳趋势。崩解是从表层向里层渐进的侵入破坏过程,并非均匀过程[32]。在缓慢崩解阶段,土壤崩解量呈波动变化,当土样浸水后,立即产生大量气泡,土粒崩落,质量减轻的同时土壤吸收水分质量增大,崩解掉的颗粒质量与土壤吸水增加的质量基本相抵,拉力计数值仅有微小波动;到达指数崩解阶段时,土壤吸水达到饱和,土体开始大量破裂、脱离,迅速崩解,土壤内部的胶结键在水分子作用下削弱或断裂,内聚力降低,土壤崩解较为剧烈,这个阶段崩解量占总崩解量的绝大部分且累计崩解量呈指数增加;在崩解完成阶段,剩余的部分土粒在水中呈现稳定状态,仅有少量土粒散落,崩解较为缓慢,呈现稳定状态,直至崩解停止。
土样浸水开始后,表层土颗粒会迅速扩散,随即产生大量气泡,土样边界开始产生裂缝,边缘土体沿裂缝崩落形成碎粒,清水变浑浊[22,33]。观察发现,试样先从底部开始崩解,崩解速率逐步加快,区域扩大延伸到顶部,顶部表面开始出现缝隙,中后期气泡直径较小但密集,偶尔伴有大气泡,崩解速率逐步缓慢[34-35]。一般来说,土壤崩解主要呈粉状、散粒状、鳞片状、碎块状或崩解状等多种形式[36]。
根据文献资料统计显示,我国各类土壤崩解影响因素的研究包括黄土、紫色土、花岗岩发育土、边坡土及其他土类(表1)。由于土壤形成因素和土壤形成过程不同,土壤崩解直接受土壤颗粒组成矿物成分[37-40]、土壤pH[41-42]、前期含水率[43-46]、温度[17,47-48]、植物根系[30-31,49]、坡度[30-31,35]、农业耕作[23]、干湿交替[10,19,34,41]、冻融循环[18,50-51]、水热环境[52]、成土过程[23]、干密度[35,53]等多种因素的影响[54-55]。已有研究中不仅矿物成分、土壤黏粒含量等土壤自身特性被关注,干湿交替、植物根系、土壤前期含水率等外部环境也被广泛研究。统计发现,在土壤崩解研究中,对土壤前期含水率、干湿交替和植物根系等因素的研究较为集中。
水在土壤崩解中扮演着重要的角色,初始含水率是直接决定土壤发生崩解的关键因素之一[71-72]。黎澄生等[44]对不同含水率的花岗岩残积土进行崩解试验,利用平行试样的浮力比分析方法修正实时崩解曲线,结果表明:初始含水率越低崩解速率越快,分段性也越显著。李喜安等[57]研究发现,当黄土初始含水率增大到一定程度时其崩解性会急剧减小乃至消失,因为初始含水率越高的土壤其持水能力越强,渗透性降低,导致试样崩解速率也降低,即土壤崩解速率随初始含水率的增加而降低[73]。李建新等[46]也发现,在压实度相同情况下,土样含水率越高,崩解率越小,崩解时间越长。
对土样崩解速率随初始含水率的增加而降低原因,学者根据相关研究作出了解释。沙琳川等[28,35]认为,在其他条件相同情况下,初始含水率增大,土壤塑性增大的同时基质吸力、渗水量及孔隙率反而减小,因土壤中已经存在一定水分,遇水时浸水速度变得缓慢而均匀,不利于崩解作用的发生。王菁莪等[56-57]认为,初始含水率增加,土粒周围水膜增厚,再浸水时水膜增厚过程均匀且增量有限,同时会把土体中的气体压缩并分隔开,形成内部应力平衡,崩解的过程中水不容易进入,不利于土壤崩解。张抒等[65]认为,随着初始含水率增大,黏土矿物吸水膨胀使其塑性增强,同时起胶结作用的黏土矿物在原始地应力及边界限制条件下已发生过膨胀,残余膨胀能减少,此时胶结力因胶结面积增大而更为均匀,再浸水时不易产生应力集中,不利于土壤崩解发生。
土壤干湿交替是指土壤系统热力学和水文学视角短期变异较大的过程[74]。20世纪以来,干旱和极端降水天气频发,直接影响降雨、蒸发、径流的时空分布,改变全球水文循环现状,引起土壤干湿交替现象频发[75]。在一年中土壤受降雨蒸发的周期性干湿交替过程多次发生,会改变土壤孔隙度的分布,造成土壤中裂缝发育等形态变化,并改变土壤理化性质和有机质含量,也会引起胶体矿物的迁移,土粒之间重新结合,土壤结构得到重组,干湿交替已成为影响土壤抗蚀性不可忽略的外在因素[76-79]。王健等[19]基于Richards 模型针对黄土的崩解性进行量化分割,结果表明,土壤崩解速率与干湿交替次数相关,土壤经干湿交替处理后缓慢崩解阶段延长,指数崩解阶段推迟发生且崩解量显著降低,可有效减缓土壤崩解速率。申培武等[80]开展红层泥岩干湿循环崩解性质的研究发现,干湿交替会改变土壤粒径大小从而影响土壤崩解速率,且在前 8次干湿循环中变化显著,而吕海波等[81]认为,干湿交替延长了膨胀土崩解过程的时长。张素等[34]在干湿交替处理下对干热河谷冲沟不同土层的抗崩解性能进行模拟研究,就Ⅰ层、Ⅱ层、Ⅳ层和Ⅴ层(由上至下)而言,随着干湿交替次数增加,其平均崩解速度逐渐减小并趋于稳定,而Ⅲ层和Ⅵ层的平均崩解速度随干湿交替次数增加而增大。
干湿交替对土壤崩解的影响表现为促进与抑制两个方面。促进作用体现为干湿交替会引起土壤中胶体物质迁移流失而造成土壤粘聚力降低,破坏土壤整体结构性,影响土壤力学强度并导致崩解发生。抑制作用体现为干湿交替后土壤颗粒在水分子压力作用下得以重组,随着土壤干湿交替次数的增加,土壤容重缓慢增长,使得土壤变得紧实,水分进入土体使土壤颗粒崩解的能力变弱,土壤崩解速度降低[34]。由于土壤崩解性直接受机械组成、成土过程、干密度、胀缩性、湿化速度和入渗率等差异性因素影响,所以干湿交替针对不同土壤的崩解促进或抑制作用需要进一步具体研究。
植被是减少地表土壤侵蚀常见的水土保持生物措施,具有明显的减流减沙效果[82-83]。植被根系与土壤形成根土复合体,在农业土壤资源化利用、植被恢复和生态环境建设中扮演着极为重要的角色[84-86]。为阐明植物根系影响土壤崩解性能的作用机理,肖海等[30-31]以消落带紫色土和狗牙草根为研究对象,开展无根对照试样、活根试样和死根试样3种处理土壤崩解试验,结果表明:根系的存在能够有效减少土壤崩解量并降低其崩解速率;根系的作用机理又可分为物理作用和化学作用两个方面,且以物理作用为主。肖宏彬等[49,67]根据根系对坡面土抗崩解能力的试验得出:雨水入渗时坡面土粒间的结合力小于孔隙气压是土体崩解的主要原因,而植物根系能降低雨水入渗产生的孔隙气压,还能提高土体结合力,这是植被根系能够显著提高土体抗崩解能力的原因。另有学者研究认为[87-89],植被根系提高土体抗崩解能力的原因在于:一方面植物根系能够在表层土壤中以缠绕、穿插、加筋等作用形式形成根系网络,利用根系物理作用对土壤进行机械固结,极大地提高了土体的抗剪强度;另一方面能够分泌形成大量的胶结物质,利用其化学作用结合土壤颗粒胶,也能为土壤内部创造良好的团聚结构和孔隙分布,提高土壤抗蚀能力。
GAMBLE[90]认为,湿度和温度变化是岩土崩解的主要因素影响,且以湿度变化为主。YAMAGUCHI等[91]研究也表明,若没有水的挤压作用,改变温度不会对岩土的崩解产生影响。肖海等[30-31,35]发现,崩解速率随坡度增加而增加,整体崩解速率随时间延长呈先增加后减缓趋势。张抒等[65]从微观角度研究崩解机制表明,非饱和土崩解性的主要控制因素为土中孔隙气压和基质吸力。王菁莪等[56]对土-水特征曲线进行拟合,得到土样不同含水率时的基质吸力,再进行土壤崩解,结果表明,随着初始基质吸力增大,土壤崩解速率也增大,两者之间存在对数关系。张丹等[92]运用分维方法研究发现,干湿冷热处理比干湿处理更容易崩解,而干湿处理又比冷热处理更容易崩解。邹翔等[93]针对云南小江流域内不同土壤类型和土地利用类型对土壤进行抗崩解性研究,测定土壤平均崩解速率,结果表明:从不同的土壤类型上,土壤平均崩解速率为棕壤>紫色土>褐红壤>黄红壤,从土地利用角度看,土壤平均崩解速率为裸坡>灌丛>林草地。另有研究表明[62,94],土壤压实度越高,土壤崩解速率越小,增加到一定高时,崩解特性基本消失。
CASSELL[95]是最早针对岩土体崩解展开研究的学者之一,其认为软岩遇水崩解是岩土材料抗剪强度严重降低的原因。TERZAGHI等[96-97]认为,压力是导致岩土崩解的主要原因,孔隙中的气体会在岩土体中形成裂隙,当干燥岩土浸水后,裂隙内部压力上升,导致岩土体骨架沿薄弱的地方破裂而逐渐崩解散体,提出“气致崩溃力学”来解释崩解现象。CARON等[98]认为,土体吸水以及吸水导致的气体对土体的挤压作用是土体稳定性减弱的主要原因。 MORIWAKI[99]总结了崩解的三种破坏机理即气体压缩产生张应力、膨胀不均匀产生张应力或剪应力及矿物颗粒间胶结力削弱。国内许多学者对岩土体的崩解机理进行研究,刘长武等[100]认为,红层软岩的崩解是由于粘土矿物体积膨胀,产生不均匀应力以及部分胶结物被稀释、软化或溶解引起的。谭罗荣等[101]分析国内大量崩解试验认为,崩解是由于岩土浸水出现表里不均匀膨胀,这种不均匀膨胀也导致岩土体表层出现拉应力,从而产生崩解,与膨胀性矿物含量也有直接关系。吴能森[102]从土体结构性与损伤角度研究认为,花岗岩残土崩解的根本原因是软化。张抒等[65]从微观角度研究崩解机制表明,非饱和土的崩解本质上是由于气体空洞产生的斥力超过颗粒间的吸力造成的。崩解产生必须具备以下条件:一是水的存在;二是土体表面存在裂隙,或在水力作用下易产生裂隙;三是土壤浸水过程导致结构损伤,且破坏过程不可逆;四是土壤颗粒之间的胶结物水稳性不强,易溶解;五是土体存在不稳定的临空面,若无临空面,侧向应力卸荷、膨胀收缩等损伤及动水力作用也不存在,崩解也无法延伸至土体内部发展[10,13,32]。各要素之间互为因果,同时发生且彼此之间相互促进,共同加剧土体崩解的发展[103]。不同土体类型崩解机理不同。
黄土长期处于非饱和状态,含水量相对较低,基质吸力较大,土体浸水后产生一种力学破坏能,即“楔裂压力”,其可促使裂隙发展,扩大孔隙通道,导致土体软化,强度降低[104-105];其次,黄土土壤颗粒之间的胶结物水稳性不强,遇水易溶解,黄土中常见的胶结物有黏土矿物、各种盐类、有机质等,其通过与骨架颗粒之间的各种力作用将颗粒粘结在一起,而黄土易溶盐含量高,黏土矿物含量少,胶结弱,在水的作用下,胶结物被快速稀释溶解,造成颗粒间粘结强度降低,浸水时极易发生崩解。黄土中各种物质的溶解还会改变水溶液的成分及浓度,甚至在水中发生化学反应,加剧土体软化崩解;最后,黄土的自重力也会破坏土体微结构的稳定性[61]。
花岗岩残积土是花岗岩风化后经历漫长而复杂的各种外力作用下,以及在特定的气候和环境条件下所形成的土体,具有特殊的构造,主要成分为石英,构成土体骨架,而其他粘土矿物和游离氧化物充填在骨架之间,起胶结作用[66]。土体的基本单元以砂粒为主,同时也包含一定的粘粒成分、粘粒聚集体等,土体结构连结复杂,表面的结构裂隙和土体内部的微孔隙为水浸入土体提供通道。土体浸水以后,土体中的气体来不及完全排出,空气压缩变小,气压增大,进而发生崩解破坏[65];其次,花岗岩残积土经过强烈淋滤作用,含有较多胶结物,存在少量可溶性盐及有机质,水稳定性较差,土体遇水时,可溶性物质与水发生水化反应,而被稀释或者溶解到水中,使土体颗粒之间失去联结导致整个土体的结构随强度降低而软化,从而加速土体崩解[13,32,45]。
张晗秋[10]认为,煤系土的崩解机理可从两方面进行解释:一方面,煤系土先存裂隙丰富,遇水后会产生力学破坏能,使得土体发生变形和破坏;另一方面,煤系土中的石英和亲水性强、颗粒较小的高岭石、伊利石在浸水过程中水膜增厚引起土体不均匀膨胀,土体内部产生不均匀应力而导致土壤颗粒碎裂解体,但煤系土中亲水性矿物含量相对较低,其影响较小,所以煤系土的先存裂隙是其发生崩解的主要原因。刘战峰[69]认为,粘粒含量较多的杂色粘土,如出露的灰绿色与紫褐色粘土崩解是由膨胀性粘土矿物的吸水水合、膨胀作用引起,因此可称为“水合-膨胀挤压软化、崩解”;而含有非膨胀性粘土矿物以及较多的可溶盐与有机质的杂色粘土,如出露的灰黑色粘土的崩解破坏过程可概括为“吸水-胶结软化、崩解”,因此,杂色粘土的崩解机理可概括为膨胀性矿物的膨胀挤压作用为主的崩解破坏形式和以颗粒间胶结物质的软化作用为主的崩解破坏形式。周翠英等[33]研究发现,华南红层风化土的崩解破坏机理由土体矿物成分及其物理化学性质、结构特性、胶结物特性等构成,其相互之间共同作用使得红层风化土具有显著崩解性。
在土壤崩解研究手段和对象方面,目前常规采用的方法是将小尺寸的土体浸入水中进行崩解试验,由于试样尺寸的限制,不能对有稍大孔隙的土样进行试验,且小尺寸土样浸水比表面大于实际比表面,造成试验结果与实际情况不符。另外,崩解试验土样多采用重塑土,重塑土可以模拟出原塑土基本特征,且试样较均一,易获得,然而土壤具有结构性,各类土壤经回填重塑或其他扰动后失去原有结构,不具有代表性。因此,应尽量模拟出土壤在自然状态下的崩解状态,修正重塑土试验结果,使试验结果更能反映土壤崩解的客观实际。
土体浸水过程中可能发生化学反应,也可能对土体崩解产生影响,针对土壤矿物化学成分的研究还不够深入,后续研究应加强土壤矿物及水溶液化学成分改变方面的深入探索。土壤颗粒和团聚体的固相以及孔隙相组成了土壤结构,土壤结构对边界条件和外界扰动非常敏感,对土壤崩解过程中土壤结构与微结构变化、土壤崩解同土壤结构之间精确的量化表征仍需深入研究。同时,由于不同区域自然条件差异大且土壤崩解涉及的面积广,在不同成土过程、矿物成分、含水率等影响因子的共同作用下的土壤性质各异,全部开展人工监测在科学试验上不合理且不经济,因此亟须建立土壤崩解模型用以预测不同条件下土壤崩解。
加强土壤抗崩解措施研究,并结合措施的经济性、可操作性等开展综合评估,针对不同自然条件下土壤崩解提出适宜的治理措施,为控制土壤遇水崩解破坏提供治理思路。