引言

中国北方干旱、半干旱地区通过风蚀作用进入大气的沙尘气溶胶已经成为被广泛关注的问题。据估计，我国每年的起沙量大约为0.8 Gt^[1]。大量的沙尘粒子不仅会直接污染城市环境^[2-3]，也可作为云凝结核而影响云的形成和降水^[4-5]，还直接影响日照量^[6-7]，或通过辐射强迫效应影响区域气候和全球气候^[8-9]。因此，沙尘气溶胶及其气候效应的研究已经成为继温室气体之后的另一个全球性研究热点。在沙尘注入大气的过程中，主要经历起(风蚀起沙)、扬(抬升运动)、飘(环流输送)、落(大气尘降)四个阶段。所以，风蚀起沙研究是开展沙尘气溶胶及其气候效应研究之渊薮，受社会经济发展和学科发展需求的推动，近年来异常活跃。

国外开展风蚀起沙的研究始于20世纪初期。最早将沙尘的运动建立在物理学基础上的是英国物理学家拜格诺(R.A. Bagnold)。早在1935年到1936年之间，作为英国军官的拜格诺对北非等地沙漠的风沙现象进行了长期观察研究，并做了大量的模拟实验，1941年写成了《风沙和荒漠沙丘物理学》，书中以空气动力学理论为基础，利用风洞等实验手段研究了风沙运动规律。此书为风沙运动的物理学研究奠定了基础^[10]。同一时期，苏联、美国等科学家，也通过风洞模拟和对沙地、农田观测开展了风蚀研究，其研究成果有效地指导了风沙防治工作^[11]。半个世纪来，人们一直在不断探索风蚀起沙的理论和方法，特别是Shao等^[12]丰富了前人的理论和实验成果，进一步阐述了风沙物理学中最新揭示起沙机制的方法，介绍了将大气模式、地理信息系统和风沙模式耦合在一起的风蚀数值模式，为沙尘暴的数值预报和起沙量的估算提供了更为有效的手段。

我国开展风蚀起沙研究较晚，但所具有的得天独厚的天然观测实验研究条件和雷达^[13]、卫星^[14]等观测技术的进步，近年来在沙尘暴的天气分析^[15-16]、观测研究^[17]和模拟研究^[18]等方面都取得了许多有特色的结果。

风蚀起沙的过程异常复杂，限于理论发展期待突破的现实性和观测实验研究条件的限制，许多野外观测研究结果的可重复性和可比较性还不是很好。但在风蚀起沙基本认识方面，诸如源地、起沙影响因素、动力过程等方面，初步建立了共识。综合归纳和比较风蚀起沙研究结果异同的目的在于，彰显先行者的智慧，寻找开展进一步研究的落脚点和突破点。

有关风蚀起沙的研究文献纷繁，本文仅仅涉及几个方面：沙粒的运动、风蚀起沙条件、沙尘源地、沙尘通量等，并侧重于综述观测性研究结果。

1 风蚀起沙机制与粒子运动方式

风蚀起沙研究首先关注的问题是静止的沙粒如何离开地面成为运动的沙粒。朱朝云等对许多研究工作进行了归纳^[11]，认为风蚀起沙的机制主要有湍流的扩散与振动、压差升力和冲击碰撞三种学说。拜格诺认为沙粒主要有悬移、跃移和蠕移三种运动方式。他的实验计算表明，以高速运动的粒子在跃移中通过冲击方式，可以推动6倍于自身直径(或200倍于自身重量)的沙粒。另有研究表明^[19-20]，沙粒的跳跃运动一方面可以直接冲击地表土壤粒子并使其飞溅悬浮于空中，另一方面在碰撞的过程中，较大的集合体受撞击破裂，覆盖其表面的尘粒也会被剥落而悬浮于空中。并不是粒径越小的粒子越容易脱离地表，小的尘粒子在黏性力的作用下附着在大的粒子表面或缝隙中，不能被风吹开起^[21]，或者需要更大的起动风速。以上说明，沙粒的跳跃运动是影响地面风蚀起沙的重要运动形式，沙尘的排放量取决于能够进行跳跃运动的沙粒的量。

周秀骥等^[22]认为，沙粒起动后，随着风力加大，产生沙粒群跳跃、滚动等非常复杂的运动(图 1a)，形成近地面沙粒群的水平移动。扬起的沙粒在边界层通过湍流扩散和锋面附近的上升气流向空中输送，而在边界层以上，则主要靠上升气流带向高空。图 1b则总结了不同粒径的沙尘的起动和传输方式。

一般而言，悬移的粒径小于70μm，跃移的粒径在70～1000μm之间，大于1000μm的粒子因太重而蠕移^[11]。悬移高度可以达到平流层，跃移高度最高可以达到3m，平均高度为0.2m^[23]。牛生杰等^[24]在中国西北沙漠上空不同地区和高度处观测到的沙尘粒子最大直径在13.0～28.0μm之间，在5000m高度观测到的最大粒子直径28.0μm。而在沙尘暴天气条件下，游来光等^[25]观测到银川上空1400～1900m气层间存在直径为350μm的大粒子。取沙尘粒子高度约3000m，水平风速10m·s^-1，计算结果表明，沙尘量大约有25%沉降在下游250km范围内，有50%沉降在1000km范围内，有20%可以输送到10000km以远。

周秀骥等^[22]认为沙尘粒子的起动、搬运过程及其动力条件是研究沙尘暴及其影响的关键问题，指出沙尘暴活动特征可用起沙、扬沙、远距离输送综合物理模型来描述，揭示了沙尘暴天气在起沙、扬沙、水平输送以及沉降过程中的关键动力学问题。

2 风蚀起沙的主要条件

风蚀起沙需要具备物质和动力两大基本条件，即沙尘源地和能够使沙尘脱离地表的风力。此外，还与下垫面状况有关^[20]，包括与土壤湿度、土壤类型、植被覆盖^[26-27]、粒子尺度分布等因素有密切关系，这些因子会通过影响临界摩擦速度值而影响风蚀起沙过程。王炜和方宗义^[28]通过计算分析得出，在没有比常年显著增加并使地面植被生长有明显改善的情况下，大气动力因素相对地面参数而言是主导沙尘暴年际变化的主要因子。

2.1 沙尘源区

我国沙尘的源区主要分布在中北部地区，包括沙漠、半干旱的沙漠边缘、干枯的湖河床，以及植被覆盖很少的干旱、半干旱地区。地表受到人类活动干扰的地区也是重要的沙尘源区。石广玉等^[29]将我国境内沙尘源区概括分为5类，见表 1。

此外，还有科尔沁、毛乌素、浑善达克、呼伦贝尔等沙地也是境内重要的沙尘源区。

根据对黑河流域干枯湖床沉积物、戈壁、农地、严重退化草地和流动沙丘5种景观类型的观测表明^[30]，沙尘排放通量由大到小的顺序依次为：干枯湖床沉积物、严重退化草地、流动沙丘、戈壁、农田。宋阳等^[31]的研究结果则表明，干盐湖表面光滑、坚硬、凸凹不平的盐结皮，不仅增大了地表的粗糙度，还把下层的土壤和沙粒保护起来，使其免受风蚀。此外，农田的起沙量受土壤质地和耕作方式的影响比较大。申彦波等^[32]对敦煌戈壁和绿洲的观测研究结果表明，人为的翻耕作用可能会使绿洲地表的临界摩擦速度减小一半以上，使得临界摩擦速度小于戈壁，即翻耕农田比戈壁更易受风蚀影响。对敦煌的沙地和农田的观测研究结果也证实了上述观点^[33]。

2.2 摩擦速度和临界摩擦速度

在风蚀起沙中，摩擦速度(u*)表征的是风对地表土壤微粒抬升的能力，是确定沙源起沙与否的有效判据之一^[33-34]。而临界摩擦速度(u_*t)表征的是地表对风蚀起沙的阻碍能力。Gillette^[35]通过粒子质量通量(d＜10μm)与地面摩擦速度的测量发现，只有当摩擦速度超过某个临界值时粒子才能起动，这个临界值就是临界摩擦速度。即当u_*＞u_*t时，表示空气动力大于粒子重力和黏性力的合力，地面起沙；当u_*＜u_*t时，表示空气动力不能克服粒子重力和黏性力的合力，地面不能起沙。

2.2.1 摩擦速度和临界摩擦速度的计算方法

目前计算摩擦速度最常用的是通过空气动力学理论确定参数求解摩擦速度u_*的方法。根据Monin-Obukhov相似理论，利用两层的风速和温度资料就可以确定u_*^[36-37]值，也可以根据近地层风廓线计算^[22]u_*值。这类方法简单易行，但是由于理论上是建立在光滑地表和大气中性稳定的假设条件下，因此取得的u_*值可能与自然状态的实际值有误差，特别是在强稳定大气条件下，u_*值离散度比较大。张宏升等^[38]用涡度相关法确定摩擦速度和临界摩擦速度，随着该技术的发展，可以方便地测得不同下垫面上的摩擦速度。

Shao等^[39]在不考虑人为因素的情况下，提出了一个自然状态的下垫面u_*t的计算方法：

$ {u_*}_t = H\left( w \right)R\left( \lambda \right)\sqrt {{A_N}\left( {{\sigma _\rho }gd + \frac{\varepsilon }{{\rho d}}} \right)} $

式中, H(w)和R(λ)分别表征地表土壤水分和植被覆盖对风蚀起沙的阻碍作用；ε和A_N为经验常数；σ_ρ为土壤微粒密度和空气密度ρ的比值，根据土壤类型和气压情况取值；d为粒径；g为重力加速度。

根据Fecan等^[40]的研究，H(w)的表达式为：

$ H\left( w \right)=\left\{ \begin{align} & 1\ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ w\le w' \\ & 1+a{{\left( w-w' \right)}^{b}}\ \ \ \ w>w' \\ \end{align} \right. $

其中，a和b为经验常数；w和w′是土壤水分和对起沙具有明显阻碍作用的临界值，为实测值。a、b和w′的大小均取决于土壤类型。

根据Raupach^[41]的研究，R(λ)的表达式为：

$ R\left( \lambda \right)=\left\{ \begin{align} & 1\ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \lambda =0 \\ & \left( 1-m\sigma \lambda \right)\left( 1+m\beta \lambda \right)\ \lambda >0 \\ \end{align} \right. $

其中，σ是植被的根部与叶面积之比，经验值取1.45；β是单个植被元素的拖曳系数与没有植被的地表拖曳系数之比，经验值取202；m是一个小于1的常数，经验值取0.16；λ是植被覆盖度，决定于植被覆盖分数f，由以下经验公式确定：

$ \lambda = \left\{ \begin{array}{l} 0\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;f = 0\\ - 0.35\ln \left( {1 - f} \right)\;\;f \le 0 \end{array} \right. $

显然，临界摩擦速度(u_*t)受粒径d、土壤水分含量w、植被覆盖度λ以及土壤硬度等因素的影响。其中粒径d对粒子所受的重力、空气动力和内部粘性力均有影响；土壤水分含量w取决于降水、蒸发以及土壤的持水性等；植被覆盖度会影响地表粗糙度进而影响u_*t。

2.2.2 摩擦速度和临界摩擦速度观测值比较

自20世纪90年代起，我国持续在西北沙漠地区以及北京郊区等地进行u_*t与临界起沙风速的观测研究，获得了一些主要沙尘源地的丰富资料(不考虑植被覆盖率)，见表 2。

从表 2可以看到，不同土壤类型的临界起沙风速在3～6m·s^-1之间，临界摩擦速度在0.3～0.5m·s^-1之间，都是农田小，沙地大。申彦波等^[52]对敦煌地区戈壁和绿洲的观测计算表明，u_*t随粒子尺度的变化是先减小后增大，在中间某一尺度处有一最小值。对戈壁地表，当粒径d≈80μm时，u_*t≈0.43m·s^-1，而对于绿洲地表，u_*t≈0.74m·s^-1。Shao^[53]采取加权法确定了一个粒子尺度分布的质量概率密度函数，来考虑风蚀起沙过后一部分微粒被抬升，粒子谱随时间发生变化，进而u_*t也随之变化的问题。值得关注的是，表 2中的结果观测高度并不一致，这给不同地点、不同时次的结果直接比较研究带来一定的困难。

2.3 下垫面植被覆盖对风蚀起沙的影响

黄富祥等^[54]从理论研究、观测实验和定量模型等三个方面进行过评述，认为植被的存在分解了风对地面的作用，抬高了风速廓线方程中地面粗糙度高度是植被保护地表不被风蚀的机理。植被覆盖一方面增大了地面粗糙度，加大了u_*t值，另一方面可使植被根部附近的土壤粒子结合得更紧密，不易因风蚀而脱离地表，风蚀率随植被覆盖率的减少呈指数增加^[55]。黄富祥等^[56]建立了毛乌素沙地植被覆盖率与风蚀输沙率定量关系模型，随着植被覆盖率的提高，沙粒起动风速也随之增大，当植被覆盖率达到40%～50%时，沙粒起动风速也相应增大到8～10m·s^-1，使得风蚀输沙率大为降低。而2003和2004年对北京郊区不同土地利用类型进行的观测表明^[46]，在同等风速条件下，可起沙性从大到小分别为翻耕地、留茬地、经济林地、荒地、防护林地和草地。风洞模拟表明，当风速为12.7m·s^-1时，只要植被覆盖率大于60%，风蚀率几乎为零；而当植被覆盖率小于20%时，出现强烈的风沙流，风蚀率陡增^[55]。不同的植被覆盖对u_*t的影响也不同，汪万福等^[57]对敦煌莫高窟顶的风沙综合防护体系固沙效果进行数值模拟，结果表明，灌木林带的建立，使地表风蚀起沙的u_*t的值提高了4.1倍，达到1.15m·s^-1，完全抑制了地表风蚀起沙；草方格设置则使u_*t的值提高了1.9倍，达到0.53m·s^-1，为沙地的最高值。

开展植被覆盖对风蚀起沙影响的研究不仅具有学术价值，还为防风固沙工程的植被选择和实施密度提供科学依据，因此还具有重大经济价值。

3 起沙通量

由于沙尘气溶胶的气候效应，计算地表沙尘向大气的排放量一直是风蚀起沙研究的一个重点。沙尘通量与地貌、土壤类型、植被覆盖率、风速等密切相关，通过理论计算和观测资料拟合，最终可以建立沙尘通量与摩擦速度的关系。

3.1 起沙率

Gillette等^[58]在考虑地表土壤风蚀起沙物理机制的基础上，通过拟合实验资料，给出了相应的起沙模型：

$ {F_G} = \left\{ \begin{array}{l} {C_2}u_*^4\left( {1 - {u_{*t}}/{u_*}} \right)\;\;\;\;\;{u_*} > {u_{*t}}\\ 0\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;{u_*} \le {u_{*t}} \end{array} \right. $

其中，C₂是经验常数，取1.4×10^-5g·cm^-6。

Lu等^[59]在考虑土壤的侵蚀性和塑性压力的基础上，从理论上计算了沙粒碰撞所产生的凹坑的体积，并建立了一个沙尘排放模式：

$ {F_L} = \frac{{{c_a}gq{\rho _b}}}{{2p}}\left( {0.24 + {c_\beta }{u_*}\sqrt {\frac{{{\rho _p}}}{p}} } \right)Q $

其中，c_a和c_β是两个经验常数，近似取5.0和1.37；q是地表土壤中粒子的质量分数，取决于粒子尺度谱；ρ_b和ρ_p是土壤的体密度和微粒密度，p是土壤的塑性压力，由土壤的致密程度确定，ρ_b和p根据不同土壤类型取值；Q为水平方向沙尘通量，可用Owen^[60]方程确定。

Shao等^[53]在充分考虑地表风蚀起沙的物理机制和起沙过程中地表土壤粒子尺度分布的基础上，提出了起沙计算方案：

$ \begin{array}{*{35}{l}} {{F}_{S}}\left( {{d}_{i}},{{d}_{s}} \right)={{c}_{y}}\left[ \left( 1-\gamma \right)+\gamma \frac{{{p}_{m}}\left( {{d}_{i}} \right)}{{{p}_{f}}\left( {{d}_{i}} \right)} \right] \\ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \frac{Qg}{u_{*}^{2}}\left( {{\rho }_{\beta }}{{\eta }_{fi}}\Omega +{{\eta }_{ci}}m \right) \\ \end{array} $

其中，c_y=c_s/7；d_i是第i个粒子的直径；p_m(d)是地表土壤受最小破坏时粒子尺度分布的概率密度函数，p_f(d)是地表受最大程度破坏时粒子尺度分布的概率密度函数；γ和(1-γ)分别是p_m(d)和p_f(d)所占权重，γ=exp[-t(u_*-u_*t)ⁿ]，t和n为经验系数；m是直径为d_s的粒子质量；η_f是土壤能排放的尘粒的质量分数，η_c是覆盖于集合体表面的尘粒的质量分数；Ω是沙粒碰撞土壤表面时产生的凹坑的体积，根据Lu等^[59]方法确定。

申彦波等^[61]对敦煌的观测资料用上述三种计算方案计算结果表明，在u_*较小时，存在F_G＞F_L＞F_S的关系，随着u_*的增大，三种计算方案的F趋于一致。他们分析认为：F_G形式简单，只需要u_*和u_*t两个参数，但该方案主要依赖大量的实验数据，经验成分较多；F_L理论上较精确，但该方案在考虑起沙机制时，只考虑了垂直通量的一部分，而且其中的c_a和p两个参数也不易确定；F_S详细考虑了起沙机制的物理过程的同时，还考虑了粒子尺度分布随时间变化对垂直通量的影响，使得F_S值对u_*的变化响应敏感，但该方案表达形式复杂，所需参数多且有的较难确定。

在敦煌莫高窟窟顶的野外观测表明^[62]，沙质地表输沙量随高度呈指数规律递减。沈志宝等^[34]则估算了2002年4月敦煌地区两次强度较弱、持续时间较短的沙尘天气过程中，戈壁沙地的平均起沙率为1.58×10^-8kg·m^-2·s^-1和9.95×10^-9kg·m^-2·s^-1，最大起沙率为2.77×10^-8kg·m^-2·s^-1。这与申彦波等^[61]的顺风向沙尘通量和垂直沙尘通量平均值的量级分别为10^-4kg·m^-1·s^-1和10^-8kg·m^-2·s^-1的结果基本一致。

3.2 沙尘通量与摩擦速度

理论研究和观测结果表明，沙尘垂直通量(F)与摩擦速度(u_*)存在F=C(u_*)ⁿ的关系。式中C为经验常数，n的变化范围从2到5。Gillette^[58]提出F∝u_*⁴；Shao等^{[19, 63]}则认为F∝u_*³；Lu等^[59]通过对土壤的可侵蚀性和适应压力的研究，提出在比较坚硬的地表，沙尘近似于F∝u_*³，而对于比较松软的地表，则近似有F∝u_*⁴的关系。而沈志宝等^[34]通过对敦煌的观测结果分析表明，似乎在戈壁沙地上F与u_*²的线性关系更好。张宏升等^[38]用涡度相关法计算浑善达克沙地的F与u_*发现两者的关系有较大的分散性，拟合关系为F=10^1.72×u_*^2.93。

F与u_*的高幂次关系，决定了F值对u_*值的变化具有高度敏感性，而幂次n的高分散度(2～5)，又给估算沙尘排放量带来很大的不确定性。1994年IPCC对全球沙尘的排放量的估算值范围不在一个数量级上，也就是说相差10倍以上，对人类活动影响造成的沙尘排放量占总排放量的比例的估算值在30%～70%之间^[64]。直到现在，也没有更令人信服的、更完善的估算方法缩小以上数值区间。估算量的不确定和沙尘气溶胶辐射强迫过程的复杂性，更增加了沙尘气溶胶的气候效应问题的不确定性。因此，提高沙尘排放量估算值的准确性是既困难而又重要的问题。曾庆存等^[21]提出, 准定常和非定常急流情况下应该使用修订的u_*计算起沙率，不同频率的扰动和脉动的起沙效率不同，在计算沙尘通量时，应以1min做统计平均为宜。这对于提高沙尘通量计算的精度非常有益。利用卫星遥感观测估算沙尘量的方法将会有非常大的发展潜力^[65]，但是也需要深入认识沙尘粒子的物理特性，如复折射指数、粒谱分布等参数，还要尽可能详细地获得地表温度、发射率、大气温湿度廓线等参数，模式及其检验也需要这些参数^[66-67]。目前还不能够精细掌握这些参数的时空分布和动态变化情况。

4 讨论和建议

风蚀起沙是自然界物质循环的一种重要过程，也是开展沙尘天气、沙尘气溶胶及其气候效应研究的基本问题。深入揭示风蚀起沙规律，能对提高数值模式陆面过程的描述和沙尘天气预报能力有很大帮助，也能对保护环境和适应环境大有裨益。多年来，我国在防风固沙、减少水土流失等方面投入很大，在开展风蚀起沙研究方面也有许多新的进展，建立起比较完整的沙尘天气观测研究体系，得到了许多颇具意义的观测数据和研究结果。然而，在以下几个方面还亟待突破。

(1) 风蚀起沙过程受下垫面影响很大，目前虽然掌握大范围的沙尘源地基本情况，但我国幅员辽阔，对于看似同质的沙尘源区域，其土壤类型、植被覆盖等相差很大。因此需要建立起一套比较详细的地理、地貌和土壤信息系统，以期获得更为准确估算u_*t参数的地理分布。

(2) 观测研究是风蚀起沙研究的基本方法，但目前观测研究所选下垫面不够广泛，特别是对农田和受人类活动影响植被严重退化的地区观测研究不够。就地区来说，大多集中在北京周边和甘肃、内蒙古等地区。就时间性来说，多数研究成果仅仅是一地一时的观测研究结果。因此需要提高观测研究的区域代表性和时间的延续性，以获得更有实际代表性的观测研究结果。卫星观测定量遥感风蚀起沙量有潜在的优势，需要建立地面对比观测系统，标校卫星遥感结果。

(3) 不同的研究者使用的观测研究设备、方法和操作规程不尽相同，如对风的观测高度、沙尘采样设备的架设高度、资料的采集处理方法等。需要建立一套观测研究规范，包括仪器标定、操作规范、数据归一化标准等，以便不同的学者的研究结果能方便地直接比较，提高结果的可比性。规范要充分参照已有业务观测规定，如气象观测中风的高度是10 m，以方便利用已经业务化的丰富的观测资源。