黄土高原水蚀风蚀交错带受风力和降雨季节交替作用，风蚀和水蚀速率空间叠加，是黄土高原土壤侵蚀较强烈的区域^［1］，也是黄河泥沙的重要源地^［2-3］。地形（坡度、坡长、坡向等）是影响土壤侵蚀的重要因素，而现有研究多聚焦地形对于单一水蚀或风蚀的影响，缺乏风水交错侵蚀下地形的作用研究^［4-8］。坡向作为影响土壤风蚀的关键地形因子，其对风蚀的影响研究明显较坡度和坡长薄弱。尤其是在水蚀风蚀交错带，不同坡向坡面的风力和径流作用方向、侵蚀物质输移方向均不同（如迎风坡二者方向相反，而背风坡相同），导致风蚀的坡向分异更为复杂，而目前该方面的研究十分匮乏^［9-12］。因此，明确水蚀作用下坡向对风蚀的影响，对揭示地形影响风水复合侵蚀的机理，针对性开展不同坡向坡面的水土流失精准防治具有重要的意义。

现有坡向对风蚀的影响研究表明，不同坡向坡面风蚀速率的差异是导致水蚀风蚀交错带土壤侵蚀速率坡向分异的主要原因^［13］。前人采用Cs-137示踪、模型模拟等的研究显示，典型迎风坡（N和NW坡）风蚀速率较高，背风坡（S和SE坡）以沉积为主或风蚀速率较低，迎风坡风蚀速率约比背风坡高130~5 400 t·km^{-2 ［8-13］}。然而，自然条件下的观测坡面多为坡耕地、退耕地等，各坡向坡面的植被类型与覆盖度、土壤性质、水分含量、坡度等均存在一定差异^{［9，11，14］}，加之不同研究中选用方法不同也可能造成风蚀模数量化偏差，导致坡向对风蚀速率影响的量化难度大。而结合模拟降雨、风洞试验等的结果显示，水蚀对风蚀速率的抑制作用具有明显的坡向分异。在水蚀影响下，迎风坡风蚀速率减小90.8%~95.8%^［14］，背风坡风蚀速率减小50.2%~73.1%^［15-16］；且降雨强度越大，水蚀对背风坡风蚀的抑制作用越强，对迎风坡风蚀的抑制作用越弱^［17-18］。然而，上述模拟试验往往因风洞尺寸限制，需要在风蚀模拟中将有坡度的坡面简化为平坦坡面，难以体现坡度对风蚀的影响。这直接导致模拟结果与实际受水蚀影响的风蚀速率存在明显差异，不利于解析水蚀作用下风蚀速率的坡向变化。因此，在土壤性质、地形特征等一致条件下，采用科学的试验设计或技术方法准确量化不同坡向坡面受水蚀影响的风蚀速率，是明确水蚀作用下坡向对风蚀影响的关键前提。

Be-7示踪技术是量化短期土壤侵蚀的重要技术手段。该技术依据Be-7半衰期短（53.3 d）、连续沉降、在表层0~2 cm土壤中呈指数递减分布的特征^［19］，精准量化次侵蚀事件到季节的风蚀和水蚀速率。前人建立了Be-7示踪土壤水蚀和风蚀速率的估算模型^［19-21］，探明了Be-7在黄土高原的沉降规律与分布特征，确定了其示踪黄土高原水蚀风蚀交错带风蚀和水蚀速率、区分风水复合侵蚀的可行性与可靠性^［8，22］，为研究水蚀作用下土壤风蚀的坡向分异特征提供了方法支撑。据此，本研究在黄土高原风蚀水蚀交错带的典型区域采用Be-7示踪与坡面小区定位观测相结合的方法，明确水蚀作用下风蚀速率及其坡面分布特征随坡向的变化，通过与单一风蚀对比，阐明水蚀对风蚀速率影响程度的坡向分异，为量化地形因子对风水交错侵蚀的影响奠定基础。

本研究依托陕西神木侵蚀与环境国家野外科学观测研究站在神木锦界四卜树站点（38°49′01″N，110°16′42″E）迎风坡和背风坡风水复合侵蚀观测小区（5 m×10 m的15°小区）开展。观测小区位于地势平坦、周围无遮挡的区域，包括走向与区域主风向一致的迎风坡（朝向NW）和背风坡（朝向SE）小区各2组。每一组迎风坡和背风坡小区呈“˄”形连续分布，2组小区间设25 cm宽度的隔离带（图1A）。小区于2022年7月建成，所有小区均填装容重为1.35 g·cm^-3的砂黄土，自然沉降近两年后，于2024年5月开始观测。一组小区观测受水蚀影响的风蚀，另一组小区作为对照，观测单一水蚀和风蚀。水蚀观测前（5月初），2组小区均沿等高线翻耕（深度约为20 cm）耙平。水蚀观测结束后（10月初）拆除所有小区边缘的径流收集围挡（总高度45 cm，其中25 cm露出地表），并立即在对照小区采集土壤样品并再次翻耕耙平，而观测小区不扰动。随后所有小区同步进入风蚀观测期，并在风季结束后（2025年5月初）统一采集土壤样品。观测期间，采用定期剪除杂草的方式保持地表裸露，以减小植被覆盖对土壤中Be-7活度的影响，同时避免拔草扰动地表造成的侵蚀速率示踪误差^［22-23］。此外，由于观测前已通过翻耕彻底移除全部杂草及其根系，观测期内可忽略杂草根系对风蚀和水蚀的影响。同时在小区附近平坦、背风、土壤类型与性质与观测小区一致的区域围取3 m×3 m的地块（图1B），同步观测Be-7背景值。

在各试验小区采集的样品包括Be-7样品和土壤颗粒粒径测定样品。Be-7样品使用边长为10 cm的正方形采样器在采样点按“品”字形采集0~2 cm的表层土样3次并混合为一个样品；同时，在每个Be-7采样点附近分别采集0~1 cm和5~6 cm土壤各2次，按采样深度分别混合后用于测定土壤颗粒粒径、比表面积等。所有样品均使用网格法按5行3列采集，各行采样点距离坡顶的距离分别为1、3、5、7、9 m，每行3个采样点距离小区左边缘的距离分别为1、2.5、4 m（图1C）。各行采样点的Be-7示踪结果分别用以反映坡面顶部（距坡顶0~2 m）、中上部（距坡顶2~4 m）、中部（距坡顶4~6 m）、中下部（距坡顶6~8 m）、下部（距坡顶8~10 m）的风蚀风积情况。Be-7背景值样品在风季和雨季结束后与试验小区采样同步开展。采集的Be-7背景值样品包括背景值全样和层样两类。全样采样方法与观测小区一致，每3次采样混合为一个样品，共计采集5~7个样品，层样按照2 mm的深度在0~2 cm内分10层采集。

需要说明的是，Be-7与细颗粒物质结合较为紧密，其赋存状态受短暂的物理接触（如取样时的轻微触碰或工具接触）影响极小，不会导致Be-7的损失或活度变化。室内处理同样遵循常规流程，不会引入额外误差。样品运回实验室后，立即置于阴凉通风处进行自然风干，随后剔除石砾、植物根系等肉眼可见杂物；比表面积样品过2 mm筛，去除有机质和碳酸盐，使用Mastersizer 2000（马尔文公司，英国）测定颗粒粒径和比表面积。Be-7全样和层样过1 mm筛，用多道低本底伽马能谱仪（ORTEC公司，美国）在477.6 keV测定约43 200 s，确定Be-7的质量活度与面积活度。

风蚀速率使用杨明义等^［24］的模型估算，该模型已在水蚀风蚀交错带验证。

式中：RBe,P'和RBe,P''为土壤风蚀和风积速率（kg·m^-2）；A_ref为Be-7背景值（Bq·m^-2）；A_Be为实验小区坡面Be-7面积浓度（Bq·m^-2）；C_Be，d为沉积土壤的Be-7质量浓度（Bq·kg^-1）；P'为颗粒校正系数；S_e为风蚀后表层土壤颗粒比表面积（m²·g^-1）；S_o为原始土壤颗粒比表面积（m²·g^-1）；v为常数，在风蚀中取值为0.75。

水蚀速率用Walling模型^［21］计算：

式中：R_Be和RBe'分别为土壤水蚀和沉积速率（kg·m^-2）；h为土壤侵蚀的质量厚度（kg·m^-2）；h₀为张弛质量深度（kg·m^-2）。

水蚀作用改变了风蚀速率的空间分布，水蚀作用下两坡面的风蚀速率等值线由垂直于坡面带状分布变为具有明显的顺坡延伸特征，但迎风坡中上部和顶部（6~10 m）等值线梯度增大，而背风坡中上部和顶部等值线较单一风蚀下稀疏。与单一风蚀相比，迎风坡和背风坡的风蚀速率等值线走向改变的同时，侵蚀和沉积中心增多。水蚀作用下两坡面风蚀速率等值线仅在坡脚区域保持与坡面走向垂直的带状分布，其走向在两坡面中下部到坡顶区域（2~10 m）发生扭曲与偏移，等值线具有明显的顺坡面延伸特征。该变化在背风坡中下部到坡顶区域更为明显，该区域等值线在坡面从NW向SE倾斜延伸。此外，水蚀作用下坡面出现了更多、更大的侵蚀和沉积中心，主要分布在迎风坡的中部到下部和背风坡的中部到顶部区域（图2）。

对迎风坡，水蚀作用下风蚀速率等值线在坡脚以及坡面中上到坡顶区域明显改变。迎风坡坡脚沉积面积较单一风蚀下增大1倍。水蚀作用后坡面中下到中上部分区域出现轻度及以下（>-1 000 t·km^-2）的风力沉积，而单一风力作用下，该区域风蚀速率从约500 t·km^-2逐渐增大了约3倍（图2A和图2B）。对背风坡，无论是否有水蚀影响，风积主要发生在坡面中上部到坡脚区域，风蚀主要在坡顶（0~2 m），但水蚀作用导致坡面发生风蚀的区域增大到距离坡顶0~6 m（即坡中上部和顶部），且水蚀改变了该区域的风蚀速率等值线分布。水蚀作用一方面导致背风坡风蚀面积较单一风蚀增大了约4倍，而风积面积由单一风蚀下占坡面面积的约90%减小了30%。另一方面增大了坡顶的风蚀速率但减小了其变化速度。水蚀作用下坡顶处的风蚀速率（656.1 t·km^-2）较单一风蚀下减小23.1%，但风蚀速率等值线明显较单一风蚀下稀疏，尤其在距离坡顶0~1 m。在距坡顶0~1 m，水蚀影响的风蚀速率从1 500 t·km^-2减小到1 000 t·km^-2，而单一风蚀下风蚀速率从>2 000 t·km^-2减小到了约500 t·km^-2，减小幅度>75.0%（图2C和图2D）。上述变化表明水蚀对风蚀速率的坡向变化有重要影响。

无论是否有水蚀影响，土壤风蚀在迎风坡以风蚀为主，在背风坡以风积为主，且迎风坡风蚀速率从坡脚到坡顶逐渐增大，背风坡风积主要发生在坡中上到坡脚区域。对迎风坡，水蚀作用下的平均风蚀速率为73.7 t·km^-2，较单一风蚀速率减小85.2%。不同坡面部位的平均风蚀速率从坡脚到坡顶呈线性或对数函数增大，且单一风蚀条件下上述线性或对数函数的R²（0.66~0.70）均优于水蚀影响下（0.60~0.64）；尤其是在单一风蚀下，从坡脚到坡中上（即不含坡顶）风蚀速率的线性和对数函数R²分别达到0.91和0.98。此外，水蚀作用导致风蚀速率极大值从单一风蚀下的坡面中上部移动到坡面中下部，该位置的平均风蚀速率较单一风蚀下增大了370.0 t·km^-2。对背风坡，水蚀作用既降低了沉积速率也改变了局部蚀积情况。水蚀作用下的平均沉积速率（99.0 t·km^-2）较单一风蚀下降低了74.2%。此外，距坡顶4~6 m的蚀积情况明显改变，由单一风蚀作用下的明显沉积（风积速率为-597.0~-2 158.6 t·km^-2）变成风蚀，风蚀速率达到2 678.9 t·km^-2（图3）。可见，无论在风力和径流运动方向相反导致侵蚀物质输移方向相反的迎风坡，还是物质输移方向相同的背风坡，水蚀均导致风蚀减小，且该减小效应在迎风坡更明显。这不仅与径流和风向的叠加作用方向有关，也与迎风坡风蚀物质输移对背风坡的影响密切相关。

对呈“˄”形连续分布的迎风坡和背风坡，风蚀速率的变化既受坡向影响，也与风季前的水蚀密切相关。单一风蚀条件下迎风坡的平均风蚀速率为712.2 t·km^-2，背风坡的平均风积速率为383.5 t·km^-2，表明迎风坡面产生的风蚀物质至少有53.9%在背风坡沉积，迎风坡和背风坡的总风蚀速率为328.6 t·km^-2。而在水蚀作用影响下，迎风坡平均风蚀速率减小到107.5 t·km^-2，背风坡平均风积速率减小到-99.0 t·km^-2，表明在水蚀影响下至少有92.1%的迎风坡风蚀物质在背风坡沉积，迎风坡和背风坡的总风蚀速率仅为8.5 t·km^-2。可见，水蚀使得迎风坡风蚀物质在背风坡沉积占比增加38.2%，并且在水蚀影响下，呈“˄”形连续分布的迎风坡和背风坡总风蚀速率减小了97.4%。迎风坡水蚀导致坡面不同部位风蚀速率的减少量与该位置水蚀速率的大小有关。水蚀作用导致迎风坡顶部、中上部、中部、中下部、底部的风蚀速率分别降低83.3、1 376.2、927.3、-378.6、1 015.4 t·km^-2，风蚀速率减小量与该坡面部位水蚀速率呈显著的线性正相关（图4）。

前人采用室内模拟试验、示踪与模型模拟等方法获得的结果均显示，坡向是影响土壤风蚀的重要因素。水蚀作用下，迎风坡（NW或N坡）以风蚀为主，风蚀速率为105.7~4 320 t·km^-2·a^-1，背风坡（SE或S坡）风蚀速率较低且多发生沉积，风蚀速率为-1 080~2 442 t·km^-2·a^-1。上述变化表明，前人对水蚀作用下风蚀速率坡向变化趋势的认识一致，但风蚀速率的量化结果差异巨大。前人通过Cs-137示踪为主的方法在野外观测的风蚀速率均显著高于本文。迎风坡的风蚀速率比本文高2.5~40.8倍，背风坡的沉积速率比本文大1.2~10.9倍^{［8-12，25-26］}（表1）。这主要是因为上述研究所选坡面多为自峁顶顺坡延伸的耕地或退耕地，长度大多集中在80 m内。该坡段主要为坡面中上部或上部到坡顶区域，而坡面中下部及坡脚等区域通常未包含在内以避免浅沟发育等对结果的影响。然而，坡面中上部到坡顶区域往往是风蚀较剧烈的区域，从而导致多年平均风蚀速率较高^［9］。此外，本文与Zhang等^［8］采用Be-7示踪在神木六道沟迎风坡小区和地块获得的单一风蚀速率（458.0~811.2 t·km^-2·a^-1）较接近，也印证了本研究结果的可靠性。对比本文与前人结合模拟降雨和风洞试验的结果，发现水蚀作用下迎风坡和背风坡的风蚀速率减小比例（平均分别减小85.2%和74.2%）与前人基本一致。前人在不同降雨雨强、坡度和风速下的模拟结果显示，水蚀作用下迎风坡和背风坡的风蚀速率分别减小了90.8%~95.8%和50.2%~73.1%（表2）。然而，模拟试验方法未能体现背风坡的沉积特征。水蚀影响下，模拟的背风坡风蚀速率为1.2~46.7g·m^-2·min^{-1［15-16］}。综上可见，本研究Be-7示踪的风蚀速率不仅可靠性较高、结果信息较丰富，克服了在自然坡面观测难以准确量化坡向对风蚀速率变化影响，也解决了室内模拟难以再现地形变化的作用等问题，对明晰呈“˄”形连续分布的迎风坡到背风坡的物质输移、风蚀和沉积空间变化等提供了支撑。

水蚀影响下迎风坡和背风坡风蚀速率等值线均由单一风蚀下的垂直坡面带状分布变为具有明显的顺坡延伸特征。该变化反映了风蚀的主要风向、水蚀的径流流向、地表微形态变化以及风水复合侵蚀特征。首先，单一风蚀下风蚀等值线走向呈与坡面走向垂直的带状分布表明该区域的主要侵蚀性风力方向为西北风^［27］。第二，水蚀作用后迎风坡和背风坡中上部等值线自坡上向下延伸的变化展现了雨季水蚀中的坡面径流汇流路径。第三，水蚀作用下，坡面出现的风蚀或风积中心体现了坡面的微地形变化。风蚀速率较大的中心地表略凸起，而风积中心地表略下凹^［22］。背风坡中上部等值线自NW向SE倾斜表明雨季时径流自坡面中上部NW区域向SE区域汇集，体现了坡面NW高SE略低的微地形变化。第四，迎风坡和背风坡的等值线变化和水蚀对风蚀的抑制作用差异均体现了坡向对风水复合侵蚀的复杂影响。一方面，迎风坡风蚀速率等值线分布复杂，体现了迎风坡风力方向与径流方向相反导致的风蚀和水蚀物质输移方向相反，进而造成风蚀速率空间分布较复杂。而水蚀作用下，背风坡风蚀速率等值线依然表现出明显的径流顺坡运动特征，表明以沉积为主的风蚀过程并未掩盖水蚀速率的坡面分布特征。另一方面，水蚀导致迎风坡风蚀速率减小85.2%，背风坡沉积速率减小74.2%，水蚀对迎风坡风蚀的抑制作用更强。这与水蚀导致地表物理结皮发育、微地貌起伏、紧实度增大从而导致迎风坡土壤可蚀性增大有关^［27-28］，也与水蚀使背风坡沉积物质来源（即迎风坡风蚀物质）减少85.2%直接相关。上述特征体现了迎风坡的可蚀性提升和背风坡的沉积来源削减为主的复合侵蚀变化。可见，基于Be-7示踪的侵蚀速率等值线不仅可以精细刻画风蚀、水蚀以及风水复合侵蚀的空间分布特征，也可体现坡面的微地形变化，为深入解析风水复合侵蚀过程机理奠定了基础。

本文采用Be-7示踪与定位观测的方法，阐释了水蚀影响下呈“˄”形连续分布的典型迎风坡和背风坡土壤风蚀速率的坡向分异特征。结果表明，无论是否有水蚀影响，迎风坡均以风蚀为主（平均风蚀速率73.7~712.2 t·km^-2），背风坡以风积为主（平均风积速率99.0~383.5 t·km^-2），迎风坡水蚀速率与该位置水蚀造成的风蚀减小量呈显著正相关（R²=0.96）。水蚀作用导致迎风坡风蚀速率平均减小85.2%，背风坡平均沉积速率减小74.2%，迎风坡风蚀物质在背风坡沉积比例增加38.2%，两坡面总风蚀速率减小97.4%。此外，水蚀作用造成迎风坡和背风坡的等值线变化和水蚀对风蚀的抑制作用差异反映的主导风蚀风向、水蚀径流流向、地表微形态变化以及风水复合侵蚀特征，揭示了迎风坡的可蚀性提升和背风坡的沉积来源削减为主的复合侵蚀变化，为深入解析风水复合侵蚀过程机理奠定了基础。