土壤风蚀是西北干旱区广泛存在的环境问题，备受国内外学者的关注^［1-12］。地表属性（植被特征、土壤类型、土壤湿度和黏土含量等）是影响土壤风蚀发生过程的主要影响因子^［5］。沉积物粒度空间差异是土壤风蚀过程时空差异的综合体现。如戈壁地区的植被能够降低近地层风速，从而减少土壤风蚀量和拦截空气中的沙尘物质，形成灌丛沙丘，产生与戈壁地表沉积物完全不同的沉积特征^［2］。而对于农田，土壤风蚀造成地表粗化，粉沙和黏土含量减少，细沙和中沙含量增加^［5］。

中国西北是全球土壤风蚀最为严重地区之一，其中阿拉善高原是公认的中国乃至中亚的主要沙尘源区^［8-16］。阿拉善高原干涸湖盆、干河床、沙漠、戈壁和绿洲交错分布，从而导致沙尘源区的识别存在很大的困难。风洞试验研究表明，干河床是河西走廊地区的主要沙尘源区，沙尘释放量可达177.04 g·m^-2·a^-1［13］。野外观测也证明富含粉沙和黏土的戈壁地表是沙尘的主要源区^［14］。目前对干涸湖盆沙尘的研究表明，艾比湖是新疆地区的主要沙尘源区。岳乐平等^［12］对居延海干涸湖盆沉积物粒度的研究也表明，居延海是黑河流域的主要沙尘源区。Wang等^［17］利用沉积物地球化学元素特征，发现黑河流域的冲积物是黄土高原的主要沙尘源区。但目前对干涸湖盆经历不同土壤风蚀过程的地表粒度空间差异研究较少，难以阐明土壤风蚀的空间差异。

总体来讲，目前对沙漠、农田和戈壁的土壤风蚀均进行了大量的研究^［3，6］，但对干涸湖盆土壤风蚀空间差异的研究较弱。而干涸湖盆是广泛分布于中国西北干旱区的地貌类型，如准噶尔盆地的艾比湖、塔里木盆地的罗布泊和黑河流域下游的居延海等，面积约10万km^{2 ［12］}，被认为是主要的沙尘源区^{［8-9，12］}。干涸湖盆地表板结，形成一层物理结皮，增加了摩阻起动风速^［15］，从而抑制了沙尘释放，但由于干涸湖盆黏土含量大（艾比湖可达80%^［11］，居延海可达50%^［12］）、表面皲裂，在强烈的风力作用下，容易发生土壤风蚀，促进沙尘释放过程。在山地夹盆的独特地貌区，干涸湖盆地区受“狭管效应”的影响，近地层风速在一定范围内增加。受区域自然环境的影响，不同干涸湖盆的沉积物特征、动力条件存在明显的差异，从而导致土壤风蚀过程、沙尘暴强度不同。为此，选择内蒙古阿拉善高原东南部的干涸湖盆为研究区，对干涸湖盆的土壤风蚀进行探索性研究。野外调查发现，该地区由上风向（阿拉善右旗）至下风向（金昌市），地表沉积物由干涸湖盆演变为含有灌丛沙丘的地表景观。为此，我们推断该地区的土壤风蚀和沙尘暴发生过程可能存在区域的差异。为了证明这种假设，我们沿主风向，选择不同的断面进行地表样品采集，探讨干涸湖盆沉积物粒度特征的空间差异，为研究干涸湖盆的土壤风蚀过程和沙尘释放机理提供理论依据。

研究区位于阿拉善盟右旗南部的干涸湖盆（图1）。南、西南部有龙首山、合黎山，形成长度超过200 km的冲积扇走廊，是中国沙尘的主要源区^［16-17］，也是阿拉善高原风沙运动的主要通道。北部为北大山和巴丹吉林沙漠。戈壁、丘陵和滩地纵横交错。整体呈西北高东南低的地势，海拔1 000—1 100 m。该地区经历了湖泊缩小和干涸的过程，如苏泊淖尔阶地沉积剖面记录了早全新世时期存在2期古风成砂丘-河湖相沉积层-古土壤层的旋回，古风成砂研究表明晚更新世末—全新世早、中期气候恶化^［18］。地处内陆高原，属暖温带荒漠干旱区，为典型的干燥大陆性气候特征。年平均气温8.4 ℃，1月平均气温-7.8 ℃，7月平均气温25.4 ℃。无霜期150 d。多年平均降水量89 mm，多年平均蒸发量3 100 mm。多年平均大风日数78 d。根据阿拉善右旗和红沙岗2009年气象站的风况资料，研究区上风向和下风向的输沙势分别为286VU和405VU，输沙方向为东南方向（106°和137°）。

2019年5月在研究区收集干涸湖盆和灌丛沙丘地表样品。由于研究区的灌丛沙丘高度小于0.2 m，所以只收集灌丛沙丘的表层样品（表1）。

粒度分析是土壤风蚀研究中最为常用的分析方法。采用中国科学院西北生态环境资源研究院分析中心的马尔文3000对所收集的样品进行粒度分析。粒度参数包括平均粒径（M_z）、分选系数（σ）、偏度（SK）、峰度（K_g）。这些参数从不同方面说明了粒度分布的总体特征和形式。平均粒径是沉积物搬运介质平均动能的体现。分选系数反映了沙粒粒径的分散程度，分选系数越小，粒径分布越集中，反之就越分散。偏度可判别分布的对称性，负偏时频率曲线将出现粗尾，正偏时频率曲线将出现细尾。峰度度量的是粒度分布的中部和尾部展形之比。峰度为正值时，是窄峰态；峰度为负值时，是宽峰态。

不同位置沉积物的粒级含量不同（表2），ANOVAO单尾检验表明不同粒度粒级含量存在明显差异（P<0.05）。整个干涸湖盆沉积物以粉沙为主（30.14%±22.20%），其次为极细沙和细沙（24.52%±7.35%和23.80%±12.92%）。自西北向东南，粉沙和黏土含量逐渐减少，S1的含量可达61%，而S12仅为6%。干涸湖盆的粉沙和黏土含量明显高于沙漠和戈壁表层^［12］。黏土含量平均值为2.28%±1.96%，最大可达5.60%（S7）。粉沙含量平均值为36.30%±23.20%，最大可达60.00%（S7）。灌丛沙丘的粉沙和黏土含量亦小于干涸湖盆表层（分别为1.38%±1.54%和22.23%±19.60%）。干涸湖盆和灌丛沙丘极细沙和粗沙的含量几乎相同，但灌丛沙丘的细沙含量明显多于干涸湖盆（表2）。

利用相同位置湖相表层与灌丛沙丘的沙粒含量差值E（%）说明风蚀效果（E>0为沙粒风蚀，E<0为沙粒堆积）。粉沙和黏土在所有点均表现为风蚀（E>0）；极细沙在上风向（S1，S3）和下风向（S10，S12）为风蚀（E>0），但在中部（S7）为堆积（E<0）；细沙在下风向（S10）为风蚀（E>0），其余各点均为堆积（E<0）；其余各粒径的沙粒在所有位置均为堆积。由此可见，干涸湖盆土壤风蚀主要体现为粉沙、黏土和极细沙的亏损和细沙、中沙和粗沙的富集过程，体现了土壤风蚀导致的地表粗化特征^［5］。

不同粒级沉积物的含量受物源和沉积盆地范围的影响。粉沙和黏土含量也受冲积扇范围的影响较大，冲积扇范围越大，流水侵蚀、搬运的粉沙和黏土越多，其能够提供的粉沙和黏土量亦越多。S1和C1周围的冲积扇宽度可达32和55 km，而S7—S11的冲积扇宽度仅为17 km。因此该地区的冲积扇富含粉沙和黏土（S5和S6，分别为60%和61%）。研究表明，西居延海地区的干涸河床<63 μm的含量>62%，最高可达99%^［12］，而对于东部沙区（浑善达克沙地）的干涸湖盆，<63 μm粉沙和黏土的含量也较高，36%—73%^［10］，说明干涸湖盆具有土壤风蚀发生的物质条件，能够为沙尘暴发生提供充足的物源。研究区冲积扇粉沙和黏土含量远远高于其他地区。黏土含量高达4.95%，而粉沙含量高达56.69%。由此可见，在相同的风动力条件下，该地区的冲积扇亦具有发生土壤风蚀的物质条件，但由于冲积扇地表覆盖一定的砾石（图2），所以风蚀量要比干涸湖盆小的多。

研究区的上风向和下风向平均粒径较粗（<3Φ）。而阶地上受水流作用的侵蚀，平均粒径（<4Φ）比湖底粗（>4Φ）。干涸湖盆的沉积物未经历分选和搬运过程，所以分选相对较差，分选性总体为较差和很差，湖相表层以很差为主，沙丘以较差为主，说明沙粒未经历长期风化搬运过程。偏度以负偏和近对称为主（93%），湖相表层趋于正偏，沙丘趋于负偏。峰度以窄和中等为主（86%）。山前地带主要为冲洪积砂砾石，在细粒物质被大风吹扬走以后，地表逐渐戈壁化。

干涸湖盆和冲积扇沉积物的平均粒径明显不同（表3）。这一方面反映了土壤风蚀的空间差异性，另一方面反映了流水将冲积扇中的粉沙和黏土带至湖盆^［17］。在风水复合作用下，冲积扇的平均粒径明显小于干涸湖盆。沿主风向，沉积物平均粒径也明显不同。野外调查表明，研究区的上风向灌丛沙丘较小，中部较大，下风向又变小。上风向平均粒径较小（S2，61.35 μm），中部较大（S9，255.03 μm），下风向较小（S14，186.14 μm）。结合粒度分布的变化过程（表3）可知，土壤风蚀主要发生在中部地区。而造成这种土壤风蚀空间格局变化的主要原因在于近地层气流的变化（地形的“狭管”效应造成风速逐渐增大），上风向地表植被盖度较小，高度不高（图2B），对风速减小效果较弱，且地表覆盖物理结皮，造成起沙风速较大，难以风蚀。而在下风向地区，气流加速且物理结皮较少，导致地表风蚀，同时植被盖度大且植物较高，形成大片灌丛沙丘（图2D）。

受分选过程的影响，各参数之间的关系比较复杂^［19-21］，反映了沉积物搬运的空间差异性。沉积物在搬运过程中，平均粒径发生变化，所以分选性亦发生变化。平均粒径与分选系数之间的关系进一步说明了研究区沉积物未经历长期搬运和风化（图3A）。偏度和峰度随粒度变化比较复杂（图3B、C），平均粒径大于3.5Φ时，偏度随粒径变大而趋于正偏；在小于3.5Φ时，峰度随粒径变大而趋于变窄。分选性影响峰度和偏度，且存在临界分选值（2.0），小于2.0时，偏度随分选增加而趋于负偏，大于2.0时，无明显变化规律（图3D）。分选值小于2.0时，峰度随分选值增加而趋于变窄，但大于2.0时，峰度又趋于变宽（图3E）。偏度和峰度之间无明显变化规律（图3F）。由粒度参数相关分析发现，平均粒径为3.5Φ时，偏度和峰度发生明显变化。而3.5Φ是细沙和极细沙的过渡粒径，也反映了土壤风蚀过程的动力差异。尽管细沙和极细沙均通过跃移方式运动，但细沙搬运距离相对较短，而极细沙相对较远。

风洞实验表明，湖相沉积物极易发生土壤风蚀^［8］。研究区粒度概率曲线包括单峰和双峰态（图4）。土壤风蚀过程必然导致粉沙和黏土损失，而沙粒富集。所以干涸湖盆的沉积物粒度曲线呈明显的双峰态。湖盆最低处的粒度的峰值比滨湖岸小（<63 μm和63—125 μm），同时，湖底表层沉积物的粒度峰值也小于灌丛沙丘表层（<63 μm和63—125 μm）。自西北向东南，峰值粒度所占比例逐渐增加，由上风向的<6%增加到下风向的10%（图4）。

沉积物粒度的空间差异性反映了区域风况和近地层气流与沉积物之间的能量转化差异。风况对沉积物的分选过程体现为平均粒径与分选系数之间的关系。研究区与巴丹吉林沙漠毗邻，具有类似的风况特征，所以粒度与分选的关系与巴丹吉林沙漠相似^［20］。同时，近地层气流也影响沉积物的运动过程。风速大，粉沙和黏土易于风蚀，体现为平均粒径大（表3）、粒度曲线为单峰态（图4）。当然，气流在运动过程中，受到地形和植被的影响，速度降低，风蚀能力亦减小。在相当长的范围内，风蚀-堆积-风蚀处于反复循环的状态。在风蚀能力较弱的地区，地表沉积物为干涸湖盆（图2A），粒度曲线为双峰状态（图4A），而对于风沙较强的地区，地表沉积物表现为流沙（图2C、D），粒度曲线为单峰状态（图4D）。沉积物的粒度特征与物源亦有关，同一位置灌丛沙丘平均粒径随干涸湖盆粒径的增加而增加（R²=0.97，P<0.05；S1和S2较小，S12和S14最大）。

尽管本文利用沉积物粒度特征对干涸湖盆的土壤风蚀过程进行探讨，但对于研究结果是否适用于干旱区的干涸湖盆土壤风蚀，还需要进一步探讨。

阿拉善高原东南部干涸湖盆极易发生土壤风蚀，是该地区沙尘暴发生的主要物源。干涸湖盆地表沉积物经历土壤风蚀后，粗颗粒物质堆积在植物周围，形成灌丛沙丘，而细颗粒物质则随风运动堆积在下风向。

干涸湖盆的土壤风蚀过程是地表沉积物与风况和近地层气流综合作用的结果。沉积物粒度组成、平均粒径等存在明显的空间差异，从而反映了土壤风蚀的空间差异性：上风向风蚀较小，下风向风蚀较大。