1 引言(Introduction)

水土流失问题一直是世界性难题(Kumar et al., 2011；黄晓冬, 2016；张利超等, 2016；Robert et al., 2016), 由此引发的土壤退化、土地生产力下降、水体富营养化、河道泥沙淤积等问题也一直是国内外学者关注和研究的热点(李雷等, 2009；高雅, 2014；Jozef Kobza et al., 2017).农业面源污染是造成水体富营养化的关键因素之一, 农田氮、磷养分通过径流等形式进入江河湖库, 不仅使得农田养分利用率降低, 同时, 氮、磷养分的富集也恶化了水体环境, 进而对水生动植物产生毒害.磷素是水体富营养化的关键性限制因子(孔燕等, 2012), 郑剑锋等(2016)在水体富营养化主要影响因子识别研究中发现, 磷素的增加会促使藻类生长繁殖, 氮磷比为10 : 1时最适宜藻类生长.单艳红等(2005)研究表明, 致使水体富营养化的可溶态磷素临界浓度为0.02 mg · L^-1, 因此, 即使磷素少量但持续输入水体对环境也是一种潜在的威胁.

在南方山地丘陵区, 一旦遇到强降雨极易触发水土流失.目前, 关于南方典型红壤坡地水土及养分流失的研究较多(杨一松等, 2004；秦伟等, 2015；吕玉娟等, 2015), 针对发育于风化花岗岩母质坡地土壤的差别侵蚀的分类监测研究却较少.花岗岩在全世界范围内均有所分布, 在我国浙江省呈片状零星分布, 但分布最为广泛.影响水土流失的因素包括地形地势(坡度和坡长)、气候、植被覆盖等, 此外, 与土壤本身性质的关系尤为密切, 例如, 黄土的结构松散、质地疏松, 遇水极易分散、崩解, 抗侵蚀能力最低(王占礼, 2000), 因此, 黄土高原地区水土流失严重.风化花岗岩发育形成的土壤在强烈的侵蚀作用下粗化现象非常严重, 砂土层暴露, 土层较薄, 加之浙江省属亚热带季风气候, 雨量充沛且集中于5月和10月, 年平均降雨量为980~2000 mm, 气象灾害繁多, 因此, 风化花岗岩发育形成的土壤坡地水土流失、养分流失问题应该引起重视.目前, 关于坡耕地养分流失的研究大多集中于地表径流和侵蚀泥沙方面(陈玲等, 2013a), 养分流失机制研究也较为成熟(张展羽等, 2012；段小丽等, 2012；张丽萍等, 2012)；而关于壤中流的养分流失机制研究尚处于探索阶段(郑海金等, 2014), 尤其是磷素在土体内部的迁移活动动态过程复杂且难以研究(Roberts et al., 2015), 在磷素通过壤中流输出量较少的原因方面解释模糊且过于笼统(陈玲等, 2013a; 2013b；周林飞等, 2011), 并没有明确壤中流磷素流失的主要影响因子, 因此, 有必要对壤中流磷素流失进行深入研究.通过人工模拟降雨试验发现, 壤中流和地表径流特征差异显著, 壤中流产流滞后但产流时间长, 流量占总径流量的比例超过1/2, 因此, 壤中流是重要的径流形式(Zhou et al, 2010；郑海金等, 2014).壤中流不仅改变了降雨-径流的关系, 同时也影响到养分的流失情况(Zheng et al., 2004; Chu et al., 2010).研究显示, 降水充沛的地区土壤淋溶作用强, 使得在土壤剖面形成淋溶层和淀积层, 影响到土壤的有效孔隙度(郑海金等, 2014), 进而影响到壤中流运移养分的能力.养分随下渗水流向下运移的情况受土壤剖面物理结构和降雨入渗特征的影响(Gang et al., 2009；陈玲等, 2013a), 即与土壤性质联系密切.目前, 已有很多关于红壤、黄土、紫色土的研究成果, 但针对一种土壤类型某一不同土壤性质的研究很少.土壤压实对不同土壤的水力特性有不同程度的影响(Zhang et al., 2006; Gebhardt et al., 2010), 同时影响养分的运移特征.自然状态下土壤压实度不仅与土壤自身的沉降时间有关, 也与土壤的机械组成有关.土壤机械组成直接影响土壤的松紧程度、有效孔隙度及稳定性(王勇辉等, 2009；Ma et al., 2016；武红旗等, 2018), 进而影响到土壤侵蚀(张素等, 2016)、壤中流运动及其运移养分情况.研究表明, 风化程度越高, 土壤粘粒含量越高(崔天宇等, 2015; 陈儒章等, 2016), 进而使得土壤机械组成不同.目前大多数研究单方面侧重分析某一类型土壤侵蚀区坡地产流产沙特征或径流携养分流失问题, 针对同一类型土壤但风化程度不同(即机械组成不同)进行综合研究的报道较少.

因此, 为了研究不同风化程度土壤对总磷流失的影响, 本文采用两组不同供试土壤, 分别为风化花岗岩坡地出露的砂土层和红土层土壤, 在固定大坡度、可控性较强的裸坡地上进行雨强和土壤颗粒组成对产流产沙及径流携磷流失影响的模拟降雨试验, 以期为现代农业的可持续发展和区域水土流失控制提供数据支撑.

2 采样与分析(Samples and analysis) 2.1 供试土壤

试验土壤取自浙江省安吉县典型的风化花岗岩母质上发育的土壤(按地带性土壤来讲, 属于红壤), 但由于严重的土壤侵蚀, 表层被侵蚀夷尽, 土壤的粗化现象非常严重, 砂土层(A组)和红土层(B组)暴露.试验供试土壤分为两组, 分别采用原状土搬迁的方式, 在原地从地表每5 cm分层采集装袋, 共采集12层.在取土之前, 使用环刀法分层测定土壤自然状态下原状土的容重, 并分层取回土壤样品, 以进行土壤各理化性质的测定分析, 供试土壤各指标如表 1所示.运回的土壤剔除残留的树根、枯枝落叶及石块, 在室内径流槽中对应层位填充, 尽量保证其土壤整体状态一致.然后搁置45 d, 使其自然沉实后, 开始试验直至完成5场次不同雨强的有效模拟降雨试验后换置成红土层供试土壤.

2.2 试验设计

试验于2017年9月10日—2018年6月29日在浙江大学农业科学试验站(中国长兴)内的浙江大学农业面源污染与水土流失控制人工模拟降雨试验基地内进行.试验采用一种变坡式壤中流三维立体模拟监测径流试验槽, 2个径流槽平行放置, 为2个重复, 径流槽长2 m、宽1 m、高0.6 m, 采用液压装置来控制径流槽坡度, 径流槽出水端有三角形出水口, 用于收集坡面径流含沙水样, 出口端底部有三角形铁制集水槽且装有水龙头, 用于收集壤中流水样.所用的人工模拟降雨器采用QYJY-501(502)便携式全自动不锈钢模拟降雨器, 雨强由全自动降雨设备控制器控制, 精度控制在99%, 降雨高度为6 m.每场降雨试验径流槽周围都布置有均匀放置的15个雨量筒(直径85 mm, 高200 mm)进行降雨均匀度测定, 经测定显示, 降雨均匀度达到了85%, 大于仪器系统主要技术指标中的下限值75%.同时, 每场降雨前采集土样并测定土壤前期含水量, 以确保所有模拟试验土壤前期含水量相对一致.每场降雨试验结束后, 均匀撒施100 g腐熟的鸡粪有机肥和20 g复合肥(m(N) : m(P₂O₅) : m(K₂O)=15 : 15 : 15), 为了保证试验的精度和进度, 模拟降雨试验严格按照每周一次进行.根据浙江省气象局数据显示, 浙江省年平均降雨量在980~2000 mm之间浮动, 降雨时间集中, 降雨强度大.地形方面坡地坡度变化范围大(Ma et al., 2015; 陈晓安等, 2017), 根据2014年浙江省地图显示, 大于25°的坡地分布范围广, 占比相对也较大, 且根据当地的年平均降雨的大概率与暴雨等级之间的差值等差平分规则, 共设计5个雨强和1个坡度, 雨强分别为30、60、90、120和150 mm · h^-1, 坡地坡度固定为25°, 共10场次降雨试验.

产流开始后用标有刻度的聚乙烯瓶每隔3 min收集含沙水样, 降雨结束时间为坡面产流90 min后, 降雨停止后坡面径流几乎同步停止, 因而不再收集坡面径流.由于壤中流产流滞后且停雨后产流量大, 经测试壤中流持续产流时间大概为3 h, 因此, 设定收集60个壤中流样品.

2.3 样品分析和统计

试验结束后, 记录所有坡面径流及壤中流含沙水样径流量, 由于径流量大、难于运输, 因此, 每个含沙水样摇匀后收集250 mL送回实验室, 余下的含沙水样静置数天抽干水分, 将侵蚀泥沙带回实验室并进行侵蚀泥沙各指标的测定.收集的含沙水样尽快带到实验室, 充分摇匀后进行水中总磷(TP)(钼酸铵分光光度法, 参照GB11893—1989)的测定.径流量、侵蚀泥沙量、总磷浓度及其流失量均为2个重复处理测定值的平均值.用SPSS20.0和Origin9统计分析数据并制图.

3 结果与讨论(Results and discussion) 3.1 坡地产沙特征分析

根据测试结果, 表 2汇总了供试土壤和侵蚀泥沙的机械组成情况.由表 2可知, 相比不同供试土壤下差异较大的土壤颗粒组成, 坡面输出的侵蚀泥沙的颗粒组成相差不大.相比供试土壤中0.5 mm＜a＜2 mm的颗粒(a为粒径)及粘粒、粉粒两者所占比例, A组和B组供试土壤输出的侵蚀泥沙中0.5 mm＜a＜2 mm的颗粒及粘粒、粉粒所占比例有较大变化.A组、B组供试土壤的粘粒和粉粒所占比例之和分别为20.49%、25.89%, 对应的侵蚀泥沙中粘粒和粉粒所占比例之和分别为33.80%、34.76%.由此可见, 侵蚀泥沙中明显富集粘粒和粉粒, 即富集较小土壤颗粒(张怡等, 2015；何炳辉等, 2017), 而0.02 mm＜a＜2 mm的土壤颗粒所占比例明显下降.说明坡面径流携带侵蚀泥沙时优先选择粒径较小颗粒(朱高立等, 2016), 这与降雨过程中不同粒径土壤团聚体的破碎机制和迁移分选规律有关(Liu et al., 2010；何炳辉等, 2017), 这也是导致侵蚀性坡地土壤粗化的原因.表 3汇总了场降雨试验的侵蚀泥沙总量.由表 3可知, B组试验用土条件下的侵蚀泥沙量高于A组, 平均为A组的1.88倍.另外, 在大坡度裸坡条件下, 两组试验用土侵蚀泥沙量随着雨强的增大急剧增加(陈晓燕等, 2012), 增幅巨大, 均在雨强由60 mm · h^-1增加至90 mm · h^-1时, 增幅达到最大, 分别增至原先泥沙量的15.86和10.94倍.

造成上述产沙特征是大坡度、雨强变化及土壤本身性质综合作用的结果.由于坡度设置较大, 地势过于陡峻, 坡面土壤颗粒不够稳定, 土壤本身比较疏松, 两者均加大了坡面土壤侵蚀的风险.A组试验用土条件下的侵蚀泥沙量远小于B组的原因为：B组试验用土细颗粒含量高, 土壤粒径小且易悬浮在径流中随坡面径流携带流失.在试验过程中, 观察到降雨强度较大时即超过90 mm · h^-1时, 坡面极易出现细沟侵蚀现象, 随着降雨的持续, 在坡面径流的冲刷作用下, 细沟会逐渐变宽变深, 加剧了土壤侵蚀, 侵蚀泥沙量会有所增加.而根据数据显示, 雨强超过90 mm · h^-1以后, 侵蚀泥沙量增幅变小, 这与局部土壤的结皮有关.吴秋菊等(2015)在黄土区的研究结果表明, 在地表洼地径流携带泥沙堆积形成的沉积结皮使土壤有效孔隙度降低, 不仅影响到壤中流的产生, 也会抑制坡面侵蚀泥沙的产生.另有研究显示, 较小雨强下, 雨滴击溅作用是坡面产沙的关键因素(Ali Reza Vaezi et al., 2017), 较大雨强下, 由于径流量的增加, 使得侵蚀泥沙主要随成片的薄层水流流失, 在此区域雨滴击溅泥沙的作用削弱.以上都会影响到侵蚀泥沙的产生, 因此, 侵蚀泥沙的产生不仅与土壤特性有关, 与降雨-径流的产生情况也存在密切联系.

3.2 坡地产流特征分析

如图 1所示, 两组试验用土下坡面径流随产流历时延长的变化趋势单一, 即持续增加, 没有峰值出现.B组试验用土下坡面径流量较大, 尤其是在雨强为150 mm · h^-1条件下, 坡面径流量居高不下且极稳定.随雨强的增大, B组试验用土下坡面径流总量分别是A组试验用土下坡面径流总量的5.92、13.40、3.25、1.31、2.29倍.从整体趋势来看, 坡面径流量随产流历时的延长均平缓增长, 两组坡面径流产流过程曲线走势的不同之处在于产流初期变化幅度有所不同.A组试验用土下产流初期坡面产流较小, 而后随产流历时的延长逐渐增加, 增幅较大, 不同降雨强度下坡面产流至30 min时的单个水样流量是产流开始第一个水样流量的0.95~10.67倍.B组试验用土下坡面产流开始流量就比较大, 随产流历时的延长径流量并没有大幅度增加, 不同降雨强度下地表产流至30 min时的单个水样流量是产流开始第一个水样流量的0.90~2.41倍.另外, 坡面径流受雨强影响明显, 随着雨强的增大而增大, 且在强降雨条件下增量较大.

坡面径流和壤中流产流特征差异较大(陈玲等, 2013b).壤中流产流过程曲线均呈先增加后减小趋势, 另外, 场降雨壤中流总流量受雨强影响的变化趋势不同.壤中流随产流历时的延长整体过程变化趋势一致, 均为先增加后持续减小直至稳定, 不同的是A组试验用土条件下壤中流总量远高于B组试验用土下的壤中流总量.随雨强的增大, A组试验用土条件下的壤中流总量分别是B组试验用土条件下壤中流总量的1.16、1.71、1.60、1.83、4.12倍.图 1显示, A组试验用土条件下随产流历时的延长壤中流变化幅度大, 产流初期径流量迅速增加, 产流在30 ~70 min时存在一个相对稳定期, 波动幅度较小, 之后迅速减小.B组试验用土条件下的壤中流变化曲线存在峰值, 峰值小且峰值前后径流量变化幅度均较小, 在不同雨强下的壤中流总流量大小排序为90 mm · h^-1>120 mm · h^-1> 60 mm · h^-1> 30 mm · h^-1>150 mm · h^-1, 而A组试验用土条件下不同雨强下的壤中流总流量排序为150 mm · h^-1>120 mm · h^-1> 90 mm · h^-1> 60 mm · h^-1>30 mm · h^-1.

在此试验条件下, 影响径流量的因素主要有坡度、雨强、土壤容重(紧实度).A组试验用土条件下, 土壤表土层比较粗糙, 土壤大颗粒较多, 土体有效孔隙度较大, 因此, 降雨初期土壤水分入渗较快, 随着产流的持续, 土体逐渐达到饱和发生蓄满产流, 水分入渗较前期少, 产流后期主要表现为坡面产流, 但整体上由于土壤入渗能力较强, A组试验用土条件下壤中流仍占径流主体.B组试验用土下, 土壤细颗粒含量较高, 土体自然沉实以后较紧实, 降雨初期在雨滴的击打下细颗粒会用来填充下渗孔隙或随坡面径流流失, 坡面表层土壤易结皮, 削弱水流入渗的同时又利于坡面流的产生, 此时入渗强度小于降雨强度, 只产生坡面径流, 主要表现为超渗产流, 水流主要通过坡面输出, 使得坡面总体径流流量远大于壤中流流量, 进而坡面径流携带泥沙量增加, 大雨强条件(如雨强150 mm · h^-1)下此特征尤为明显.除土壤紧实度对径流产生的影响较大以外, 雨强对其影响主要表现在对坡面微地形的改变上.降雨强度在30~90 mm · h^-1时, 土体入渗能力较好, 随着雨强的增加, 壤中流流量增加趋势明显, 当降雨强度超出此范围时, 由于雨滴打击, 扰动地表土层, 改变了原有的土壤表层微地形, 坡面出现结皮现象, 阻碍了水流下渗, 利于坡面径流的产生, 壤中流流量开始减退, 因此, 大雨强(150 mm · h^-1)下B组试验用土条件下的壤中流总流量最小.综合产流、产沙的试验数据分析可知, 结皮有利于坡面径流量的产生, 可抑制土壤侵蚀和壤中流的产生(吴秋菊等, 2015).

3.3 磷素流失特征分析

如图 2所示, 磷素在坡面径流与壤中流中的流失特征不同.整体上, 坡面径流中总磷流失浓度随着产流历时的延长波动变化且逐渐减小, 变幅由大变小, 浓度逐渐变小直至稳定(周林飞等, 2011; 郑海金等, 2014), 这与初期表土层磷素含量高和径流量较小有关(许其功等, 2007).随着降雨强度的增加, 坡面径流中总磷流失浓度明显变大.A组试验用土下, 随雨强增大每场次降雨试验坡面径流中总磷平均流失浓度分别为1.01、1.08、1.09、1.48、1.74 mg · L^-1；B组试验用土下, 随雨强增大每场次降雨试验坡面径流中总磷平均流失浓度分别为0.52、0.53、1.14、1.05、1.48 mg · L^-1.B组试验用土下坡面径流总磷浓度整体低于A组试验用土下的总磷浓度, 这与土壤本身性质关系密切, 也与径流量较大而引起的稀释作用有关.坡面径流中总磷流失浓度变化较大, 主要原因有两个：其一, 土壤表土层由于施肥周期短, 磷含量本身较高, 同时施肥后的3~10 d内是肥料养分流失的高风险期(单艳红等, 2005)；其二, 坡面径流总磷受雨强影响较大, 雨强越大, 坡面径流量越大, 坡面土壤细颗粒随径流流失越多, 土壤颗粒表面的养分在径流冲刷作用下随径流流失, 使得径流总磷浓度提高.相较坡面径流, 壤中流总磷流失浓度极低且随产流历时保持相对稳定(周林飞等, 2011；郑海金等, 2014).整体上, A组试验用土下壤中流总磷流失浓度在0.1 mg · L^-1上下浮动变化, 而B组试验用土下总磷流失浓度集中分布在0.05 mg · L^-1.究其原因, 磷素主要通过坡面途径流失且B组土壤对磷素的固持作用较强(Gang et al., 2009；李想等, 2013；陈玲等, 2013a).A组试验用土下, 壤中流中总磷流失浓度受降雨强度的影响稍有变化, 规律与坡面径流中总磷流失浓度受雨强影响的变化规律一致.B组试验用土下, 壤中流总磷浓度基本不受降雨强度的影响, 这是因为土壤特性对磷的影响强于雨强对磷流失的影响.

结合单位时间内的径流量和总磷流失浓度及场降雨侵蚀泥沙量及其总磷含量, 表 4整合汇总了不同流失途径下的TP流失量.由表 4可知, 同以往大多数研究结果一致, 侵蚀泥沙携磷流失是磷流失的主要途径(史佳良等, 2016), 坡面径流携磷流失次之, 壤中流携磷流失最少(Gang et al., 2009).据(Gang等2009)研究表明, 即使壤中流携总磷流失量小, 但壤中流中溶解态磷素流失量占比相对较大, 对水环境依旧是种威胁.磷流失受雨强影响明显, 雨强小于60 mm · h^-1时, 坡面径流和壤中流携磷流失量极小, 雨强大于60 mm · h^-1时, 坡面径流总磷流失量远高于壤中流总磷流失量.随着雨强的增加, 两组试验用土下的坡面径流及A组试验用土下壤中流携磷流失量均有所增加, B组试验用土下壤中流携磷流失量随着雨强的增加以极小的幅度先增加后减小, 这与B组试验用土下的壤中流产流规律一致.相较于坡面径流携磷流失的量, 壤中流携磷流失的量极少, 尤其在B组试验用土下壤中流携磷流失量极少.这是因为B组试验用土下壤中流流量和总磷浓度均小于A组试验用土下壤中流流量和总磷浓度.针对B组试验用土下侵蚀泥沙量大、坡面径流流量大、壤中流流量小及坡面径流中总磷流失浓度较小等特征, 最根本的影响因子在于土壤的颗粒组成有差异.由于B组试验用土机械组成中, 粒径较小的土壤颗粒所占比例高, 在土体自然沉实以后, 土壤颗粒之间的间隙较小, 较紧实.土壤发育母质为风化花岗岩残积层, 土壤颗粒分明, 即使紧实却不粘重.因此, 在降雨发生时, 表土层的细颗粒易随径流流失, 随着降雨的持续或者雨强的增加, 坡面上会形成细沟, 细沟的形成有利于径流的汇集, 使得细沟径流流速增加, 冲刷细沟两侧的土壤, 致使细沟的深度和宽度增加, 从而加剧水土流失的风险, 加速侵蚀泥沙的形成.另外, 随着雨强的增大, 雨滴击溅泥沙的强度加大, 降雨侵蚀和雨滴侵蚀的发生使得土壤表土层结皮, 利于坡面径流形成.因此, 在B组试验用土雨强较大条件下总磷流失浓度较小的原因是径流量的稀释作用引起的.值得注意的是, 本试验条件下A组供试土壤的细颗粒所占比例低于B组供试土壤下细颗粒所占比例, 且B组坡面侵蚀泥沙量高于A组坡面下侵蚀泥沙量；然而在雨强为90 mm · h^-1和150 mm · h^-1时, A组试验用土下的侵蚀泥沙携磷流失量高于B组试验用土下的侵蚀泥沙携磷流失量, 这是因为A组侵蚀泥沙总磷含量均高于B组条件下的侵蚀泥沙总磷含量.理论上, 土壤颗粒粒径越小, 养分富集越多(黄满湘等, 2002；Issa et al., 2006), 通过径流流失的泥沙越多, 两者均促使侵蚀泥沙总磷流失量增多.而造成90 mm · h^-1和150 mm · h^-1下A组侵蚀泥沙携磷流失量高于B组侵蚀泥沙携磷流失量的原因可能与所用肥料质地和表土层粗糙程度有关.A组试验用土下, 由于是砂土层土壤, 坡面表土层粗糙, 大颗粒的土壤团聚体较多, 施用的鸡粪有机肥质地轻, 在随径流输出的过程中, 会被大的土壤团聚体拦截包裹，故而滞留在侵蚀泥沙中或较好地依附在大颗粒团聚体表面, 大颗粒团聚体的表面养分含量较高.在大雨强条件下, 径流量骤然上升, 径流形成的动能足够携带较大的土壤团聚体输出坡面.B组试验用土下, 由于土壤粒径较小, 即使比表面积较大, 可以吸附较多的离子形态的磷素, 但大多有机肥料并不能很好地依附在土壤小颗粒表面, 而是在雨滴击溅作用下较好地滞留在较小的土壤孔隙中或是随径流流失, 说明磷素的损失情况与所施用的肥料种类及性质有关(叶玉适等, 2015).另外, 本文中每场次的侵蚀泥沙全磷含量均高于对应的供试土壤的全磷含量, 侵蚀泥沙对磷素的富集也是磷素以侵蚀泥沙携带流失为主的原因之一(孔燕等, 2012).

3.4 磷素流失影响因素综合分析

基于以上研究和分析, 在此对影响磷素流失的因子进行综合的相关性分析.表 5和表 6分别为A组和B组试验用土下磷素流失与影响因素之间的相关分析结果.由表 5和表 6可知, 两组试验用土下总磷流失与雨强、坡面径流流量存在显著的正相关关系, 与侵蚀泥沙显著正相关, 与壤中流流量关系不大.另外, A组和B组试验用土下坡面径流流量与侵蚀泥沙量分别呈显著相关关系, 与雨强存在显著相关关系, 说明侵蚀泥沙的形成离不开径流的产生, 径流是携带侵蚀泥沙流失的载体, 雨强是触发不同径流状况产生的条件之一.因此, 相关分析结果同样显示侵蚀泥沙量与雨强之间存在显著相关关系.值得注意的是, A组和B组试验用土下壤中流流量与各个因素的相关性分析截然不同.如A组试验用土下壤中流流量与雨强存在显著的正相关关系, 而在B组试验用土下, 两者之间相关关系不显著.这是因为B组试验用土下土壤入渗能力随雨强有变化，使得壤中流流量随雨强增大呈先增大后减小趋势, 这也是大雨强条件下土壤表土层结皮使得入渗能力变差所导致的结果.

由上述分析可知, 壤中流与总磷流失关系不大, 因此, 仅将雨强(I, mm · h^-1)、侵蚀泥沙量(S, mg)、坡面径流量(Q, L)与坡面总磷流失总量(TP, mg)进行回归分析, 采用进入的方法拟合多元线性模型.公式(1)和(2)分别为A组和B组试验用土下坡面总磷流失的回归模型, 表 7为回归模型系数及其显著性.模型(2)的方差分析表明, F统计量对应的p值远小于0.01, 侵蚀泥沙系数显著, 雨强和坡面径流影响因子的系数显著, 说明该模型整体是显著的, 侵蚀泥沙、坡面径流、雨强对坡面总磷的流失影响可以用线性回归模型准确地描述, 模型决定系数为1.模型(1)的系数虽不显著, 但模型拟合度高, 模型的方差分析表明, F统计量对应的p值小于0.05, 可以用来解释坡面磷素流失情况.模型中坡面径流量Q与坡面总磷流失量TP存在微弱的负相关关系.这是因为侵蚀泥沙产量随雨强增加变幅大且规律性较强, 坡面径流量虽一直增加但增幅大小及方向不稳定, 这与土壤坡面微地形变化从而影响土壤入渗能力有关.这些数据均会影响软件计算分析过程, 最终使得在最优拟合模型中Q的权重即回归系数为负值.

(1)

(2)

李世阳等(2016)对磷流失多种影响因素的主成分分析结果显示, 水力主成分即降雨与地表径流产流对磷流失影响大, 且其回归分析中显示, 水力主成分系数极显著.钱婧等(2016)在建立回归模型时同样考虑到了侵蚀泥沙、坡面径流等与磷流失的密切关系.这与本文的回归分析结果一致.综上, 文中各个因素均影响坡地总磷流失情况, 侵蚀泥沙影响最大, 坡面径流和雨强影响次之, 整体表现为多因素协同作用, 且各个因素之间存在不同程度的相关性, 这使得磷素的流失情况复杂多变.

造成两组试验用土下相关分析情况不同的本质原因是土壤机械组成的不同.由于侵蚀强度的差异, 坡地土壤出露土层的机械组成不同, 导致坡地产流及磷素流失形式发生了变化, 针对不同侵蚀强度坡地土壤出露土层的磷素流失特征研究, 对坡地土壤侵蚀和磷素流失控制具有重要的价值.由于试验条件的限制, 本文没有坡面侵蚀泥沙的颗粒组成及不同粒级泥沙携磷流失过程动态变化数据, 后期应该进行相关方面的深入研究, 以利于进一步研究分析土壤颗粒对磷素的富集情况, 揭示磷素流失机制.

4 结论(Conclusions)

1) 两组试验用土条件下的坡面产流随产流历时变化差异明显；坡面径流受雨强影响大, 随雨强的增加坡面径流量明显增加；坡面径流总磷输出浓度初期较大, 后期较小.

2) 两组试验用土下的壤中流流量随雨强增加并非一直增加, 在突破90 mm · h^-1以后, 壤中流流量有减无增, 这与大雨强下地表微地形的改变促使土壤入渗发生变化有关；壤中流总磷输出浓度小且保持稳定变化.

3) 泥沙受雨强、径流影响显著, 单场侵蚀泥沙总量随雨强、径流量的增加呈单调递增趋势；坡面径流流量、侵蚀泥沙量和雨强两两之间存在显著的正相关关系.

4) 磷素流失主要以侵蚀泥沙携带为主, 侵蚀泥沙携磷流失除与不同粒径泥沙富集磷素情况有关外, 也与地表糙度、施用的肥料种类、性质有关.