第三章2 壤侵蚀原理2

第三章

土壤侵蚀原理一、坡面重力侵蚀应力（一）概念重力侵蚀是以单个落石、碎屑流或整块土体、岩体在重力作用下，沿坡向下运动的一系列现象。由于坡地重力所移动的物质多系块体形式，故也称为块体运动。斜坡（包括山坡、岸坡、人工边坡）上松散堆积物或风化基岩，由于本身重量而沿着斜坡向下运动或发生垂直下落，在块体运动中地表水、地下水以及地震等因素往往起促进和触发作用。块体运动是一种固体或半固体物质的运动，可以是快速运动，也可以是缓慢不易觉察的移动或蠕动。它既是地质作用的动力，又是地质作用的对象，因为当它沿斜坡向下运动时，一方面破坏沿途可能遇到的基岩，同时运动的物质本身也遭受破坏。一、坡面重力侵蚀应力（二）块体运动力学分析1直线破裂面（1）坡面块体运动斜坡表层的岩土体，受多种成因的裂隙分割而成分离体。该岩土体受地心引力而具有重力，重力向坡下的分力一一下滑力与坡面产生摩阻力（见下图）。一、坡面重力侵蚀应力（二）块体运动力学分析1直线破裂面图1块体运动力学图解之一图2块体运动力学图解之一一、坡面重力侵蚀应力（二）块体运动力学分析1直线破裂面图中重力G=mg,下滑力T=G■sin6，摩阻力「p,式中f为摩擦系数.当M处于静止不动时，称静摩阻力，与T大小相等、方向相反，共同作用于坡面上。若坡度不断增大（图2）,下滑力和摩擦阻力同时增加。而增大是有限度的，当增大到块体与坡面间的最大摩擦阻力时，块体处于极限平衡状态，与此相应的坡角6称为临界坡角，它反映了块体与坡面间摩擦力大小的性质，因此，又将临界坡角称为该块体与坡面间的内摩擦角。一、坡面重力侵蚀应力（二）块体运动力学分析1直线破裂面根据平衡条件可见，摩擦系数可用内摩擦角的正切值表示。一、坡面重力侵蚀应力（二）块体运动力学分析由于内摩擦角6反映了块体沿坡面下滑刚起动的坡度1此，通常也称为松散物质的休止角。对于松散的砂和岩屑而言内摩擦角和休止角是一致的凡是坡角6小于内摩擦角①时不论坡度高有多大，坡面总是较稳定的。内摩擦角e值随坡面物质颗粒粗细、形状、密度和含水量多寡而变化。粗大并呈棱角状而密实的颗粒，休止角大；反之，则小。一般风化碎屑离源地愈远，其颗粒逐渐变小，棱角被摩蚀，圆度增加，摩擦度减小，休止角变缓。因此，愈向坡脚，坡度愈趋缓和。土粒间的孔隙被水充填后会增加滑润性，减少摩擦力，因而休止角也相应变缓。在同一斜坡上，坡顶远离地下水面较干燥，而坡脚接近地下水面较湿润，因此，坡度也有向坡脚变缓的趋势。幻灯片9一、坡面重力侵蚀应力（二）块体运动力学分析对于岩石边坡，岩体被裂隙分割成许多块体，岩块的稳定性受裂隙面的倾向和倾角的控制（图3）。若裂隙面的倾向与边坡的斜向一致，且裂隙面的倾角大，超过其内摩擦角时，块体就会下滑。图3岩石裂隙及软弱平层与岩体稳定图示幻灯片10一、坡面重力侵蚀应力（二）块体运动力学分析（2）直线破裂面的块体运动无论岩土体，若破裂面在其内部，且为一斜面，破坏的土岩体向下运动，可用库伦定律表示：式中：K为安全系数；C为破裂面两侧颗粒间粘聚力，L为破裂面的长度，其他符号同、八刖幻灯片11一、坡面重力侵蚀应力（二）块体运动力学分析2面圆弧破坏面在黄土区或一些粘土区，常见到破裂面呈现圆弧状，而且破裂下滑的土体还包括了谷底的一部分。这种破坏现象的受力状况与上述状况稍有不同，除考虑作用力之外，还需要考虑力矩，用稳定程度来表示：或幻灯片12一、坡面重力侵蚀应力（二）块体运动力学分析2面圆弧破坏面图滑坡的力学分析图示幻灯片13二、重力侵蚀分类以重力为主要外营力的侵蚀形式有蠕动、泻溜、崩塌和滑坡等。幻灯片14第四节土壤侵蚀规律幻灯片15一、风沙运动风沙运动是一种贴近地面的气流对沙粒的搬运现象。（一）近地层风的性质大气对流层属于大气层中直接与地表接触的部分，与地球表面的相互影响极其强烈，人类的生产生活关系极其密切，历来受到人们的重视。而大气对流层中贴近地面100m范围内的气层称为近地层，一切风沙运动都与本层大气的性质及活动状况有关，因此也是风力侵蚀学研究的重点。幻灯片16一、风沙运动（一）近地层风的性质1层流和紊流由于地球表面热量分布的不均，出现气压差，空气由高压区向低压区流动，就生了风。与其他流体一样，风也存在两种流态：层流和紊流。层流的空气质点运动轨迹平稳,邻近的空气质点平衡运动，互不干扰，但空气的这种流态，仅在地表平坦，风速很低的情况下才能见到。当风速稍大时，层流大气即失去其稳定性而变成紊流。紊流的空气质点运动不规则，并且互相干扰，各气流层层间夹杂了大小不同的涡旋运动。涡流的产生使得各层之间的动能更易交换，上下层之间的流速趋于一致，这对于沙粒的运动是非常重要的。幻灯片17一、风沙运动（一）近地层风的性质1层流和紊流层流大气是否失去其稳定性取决于流体的惯性力与粘滞力之间的比例关系。对于粘度低，密度小的空气来说，当雷诺数超过1400时，就会使层流过渡到紊流。据勃兰特（D.Brunt）估算，在室外大气中如果风速超过1.0m/s，则不管他看来是怎样平稳地流过，空气流动必然是紊流。特别是引起沙粒运动的风几乎都是紊流运动。幻灯片18一、风沙运动（一）近地层风的性质2湍流与地表粗糙度湍流运动是一种叠加在一般流动上的不规则的旋涡状的混合运动。湍流发生时，分子群代替了单个分子的运动，空气分子不再恒定地向前移动，而是不断地改变着运动的方向和速度，通过这种旋涡运动进行风的动能的传递和交换。其中最明显的就是风吹过地表时，受地面磨擦阻力的影响，风速减小，并把这种阻力向上层大气传递，由于磨擦阻力随高度增加而减小，故风速随高度而增大。幻灯片19一、风沙运动（二）沙粒的运动沙粒起动的机制半个多世纪以来，中外科学家对静止沙粒受力起动机制进行了深入的研究，并形成了多种假说，如冲击碰撞说，压差升力说及湍流的扩散作用说等，但都没有圆满地解决这一问题。幻灯片20一、风沙运动（二）沙粒的运动沙粒起动的机制1980年吴正和凌裕泉在风洞中用高速摄影方法对沙粒运动过程进行了研究。他们认为在风力作用下，当平均风速约等于某一临界值时，个别突出的沙粒在湍流流速和压力脉动作用下，开始振动或前后摆动，但并不离开原来位置，当风速增大超过临界值后，振动也随之加强，迎面阻力（拖曳力）和上升力相应增大，并足以克服重力的作用.气流的旋转力矩促使某些最不稳定的沙粒首先沿沙面滚动或滑动。由于沙粒几何形状和所处空间位置的多样性，以及受力状况的多变性，因此在滚动过程中，一部分沙粒碰到地面凸起沙粒的冲击时，就会获得巨大冲量。受到突然冲击力作用的沙粒，就会在碰撞瞬间由水平运动急剧地转变为垂直运动，骤然向上（有时几乎是垂直的）起跳进入气流运动，沙粒在气流作用下，由静止状态达到跃起状态。幻灯片21一、风沙运动（二）沙粒的运动临界风速与起沙风假定地表风力逐渐增大，达到某一临界值后，地表沙粒脱离静止状态开始运动，这时的风速称为临界风速或起动风速，一切大于起动风速的风称为起沙风。起动风速与沙粒粒径、地表，性质、沙粒含水率等多种因素有关。国内外专家研究证实，在一般情况下起动风速和沙粒粒径的平方才艮成正比。幻灯片22一、风沙运动（二）沙粒的运动沙粒运动形式据观测研究，风沙流中沙粒依风力大小、颗粒粒径、质量不同而以悬移、跃移、蠕移三种形式向前运动。当沙粒起动后以较长时间悬浮于空气中而不降落，并以与风速相同的速度向前运动时称为悬移。悬移运动的沙粒称为悬移质。悬移质粒径一般为小于0.1mm甚至小于0.05mm的粉沙和粘土颗粒。由于其的体积小质量轻，在空气中的自由沉速很小，一旦被风扬起就不易沉落，因而可长距离搬运。幻灯片23一、风沙运动（二）沙粒的运动3.沙粒运动形式沙粒在风力作用下脱离地表进入气流后，降落到沙面时有相当大的动能，能使其降落点周围的一部分沙粒受到撞击而飞溅起来，造成沙粒的连续跳跃式运动。沙粒的这种运动方式称为跃移，跃移运动的沙土颗粒称为跃移质。跃移运动是风沙运动的主要形式，在风沙流中跃移沙量可能达到运动沙量总重量的1/2甚至3/4.粒径0.1〜0.15mm的沙粒最易以跃移方式移动。在沙质地表上跃移质的跳跃高度一般不超过30cm，而且有一半以上的跃移质是在近地表5cm高度内活动。幻灯片24一、风沙运动（二）沙粒的运动3.沙粒运动形式沙粒在地表滑动或滚动称为蠕移，蠕移运动的沙粒称为蠕移质。在某一单位时间内蠕移质的运动可以是间断的。蠕移质的量可以占到总沙量的20〜25%。呈蠕移运动的沙粒都是粒径在0.5〜2.0mm左右的粗沙。造成这些粗沙运动的力可以是风的迎面压力，也可以是跃移沙粒的冲击力。幻灯片25一、风沙运动（三）风沙流及其结构特征风沙流是气流及其搬运的固体颗粒（沙粒）的混合流。它的形成依赖于空气与沙质地表两种不同密度物理介质的相互作用，而它的特征对于风蚀风积作用的研究及防沙措施的制定有重要意义。幻灯片26一、风沙运动（三）风沙流及其结构特征含沙量随高度的分布风沙流中沙粒随高度的分布称为风沙流结构。根据野外观测，气流搬运的沙量绝大部分（90%以上）是在沙面以上30cm的高度内通过的，尤其是集中在0〜10cm的高度（约占80%）,也就是说风沙运动是一种近地面的沙粒搬运现象幻灯片27一、风沙运动（三）风沙流及其结构特征风沙流结构特征值近地表气流层沙粒分布性质，即风沙流的结构决定着沙粒吹蚀与堆积过程的发展。前苏联学者兹纳敏斯基提出了采用Qmax/Q的比值（用S表示）作为风沙流结构的指标（Qmax为气流中0-1cm层的沙量），称之为风沙流的结构数，并以此作为判断风蚀过程的方向性。幻灯片28一、风沙运动（三）风沙流及其结构特征风沙流结构特征值为了说明风沙流的结构特征与沙粒吹蚀、搬运和堆积的关系，吴正等人引用了特征值入作为判断的指标，风沙流结构特征值入（无量纲）为：X=Q2-10/Q0-1式中：Q0-1―0〜1cm高度气流层内搬运的沙量（g/min或%）；Q2-10—2〜10cm高度气流层内搬运的沙量（g/min或%）。幻灯片29一、风沙运动（三）风沙流及其结构特征风沙流的固体流量气流在单位时间通过单位宽度或面积所搬运的沙量叫做风沙流的固体流量，也称为输沙率。影响输沙率的因素是很复杂的，它不仅取决于风力的大小、沙粒粒径、形状和其比重，而且也受沙粒的湿润程度、地表状况及空气稳定度的影响。幻灯片30二、风蚀与风积作用（一）风蚀与风积作用的概念概念风和风沙流对地表物质的吹蚀和磨蚀作用，统称为风蚀作用。风沙流运行过程中，由于风力减缓或地面障碍等原因，使风沙流中沙粒发生沉降堆积时称风积作用。经风力搬运、堆积的物质称为风积物。幻灯片31二、风蚀与风积作用（二）风沙蚀积作用与沙丘的运动沙漠中各种类型的沙丘都不是静止和固定不变的，而是运动和变化的。沙丘的移动是通过沙粒在迎风坡风蚀、背风坡堆积而实现的。沙丘移动方向沙丘移动的方向取决于有一定延续时间的起沙风的风向，移动总方向与大于起沙风的年合成风向大体相一致，但不完全重合，二者之间有一交角。沙丘的移动是在大于砂粒起动风速的风力作用下，砂粒在迎风坡吹蚀搬运到坡顶后，受重力作用沿被风坡滚落堆积，沙丘就以这种方式顺着风向向前移动幻灯片34二、风蚀与风积作用（二）风沙蚀积作用与沙丘的运动沙丘移动方式沙丘移动方式取决于风向及其变化，它可分为三种方式。其一为前进式，即在单一的风向作用下终年保持向某一方向移动；其二为往复前进式，即在两个风向相反而风力大小不等的情况下往复向前移动；其三为往复式，即它是风力大小相等而风向相反的情况下产生的往复移动。二、风蚀与风积作用（二）风沙蚀积作用与沙丘的运动沙丘移动速度沙丘移动速度主要取决于风速和沙丘本身的高度，沙丘移动速度与其高度成反比,而与输沙量成正比，所以沙丘移动的速度也就同样和风速的三次方成正比。横向沙丘由于走向与主风向垂直，在同等风力条件下有效作用面积最大，因此在各种类型的沙丘中移动速度是最快的。幻灯片36二、风蚀与风积作用（二）风沙蚀积作用与沙丘的运动沙丘移动速度纵向沙丘除横向移动外，还有纵向移动的特点，运动的总方向与沙垄构成一个斜交的角度，交角介于25〜40°之间，移动速度比横向沙丘要慢的多。复合型沙垄的运动是通过覆盖其上的新月形沙丘和沙丘链的运动来实现的。金字塔沙丘是多向风作用下的一种典型沙丘类型。沙丘来回摆动，但总的移动量并不大。二、风蚀与风积作用（二）风沙蚀积作用与沙丘的运动沙丘移动速度复合型横向沙丘的移动则是通过复盖在其上的次一级沙丘的移动来实现的。这种复合型沙丘移动速度比简单类型沙丘慢许多。沙丘移动速度除了受风速和沙丘本身高度的影响外，还与沙丘的水分含量、植被状况及下伏地貌条件的差异性等多种因素有关。幻灯片38三、沙漠化成因与类型（一）荒漠化的概念荒漠化（Desertification）1993〜1994年，防治荒漠化公约上确定的定义为：“荒漠化是指包括气候变异和人类活动在内的种种因素造成的干旱、半干旱和亚湿润干旱地区的土地退化。”中国科学家认为，沙漠化是荒漠化的一种表现形式，它是指在干旱多风的沙质地表条件下，由于人为强度活动破坏脆弱生态平衡所造成的地表出现以风沙活动为主要标志的土地退化过程。并提出沙漠化的定义是：“在干旱、半干旱和部分半湿润地区，由于自然因素或人为活动的影响，破坏了自然生态系统的脆弱平衡，使原非沙漠的地区出现了以风沙活动为主要标志的类似沙漠景观的环境变化过程，以及在沙漠地区发生了沙漠环境条件的强化与扩张过程。简言之，沙漠化也就是沙漠的形成和扩张过程。”幻灯片39三、沙漠化成因与类型（一）荒漠化的概念风沙化风沙化是朱震达等人根据我国情况提出的名词术语。其内涵与沙漠化基本一致，外延是指半湿润、湿润地区的沙质干河床与河流泛淤三角洲（如北京永定河谷、滦河三角洲等地区）古河谷和古代河流决口扇（如黄淮海平原）及海滨沙地（如河北、山东、福建、台湾、海南及广东省等地的沿海地段）因风力作用，产生风沙活动并出现类似沙漠化地区的沙丘起伏地貌景观。三、沙漠化成因与类型（二）荒漠化的成因沙漠化的形成与发展既有自然因素的作用，又有人类活动的干扰与影响。在自然因素中，沙源与气候变化是最主要的因素。•气候变化与沙漠化在沙漠化的自然因素中，气候干旱是决定性的。撒哈拉地区的研究资料表明，沙漠化过程主要是在持续干旱期间发生和加强的。众多学者认为只有对土地及其资源给予合理的正确使用，才能避免由于干旱而引起沙漠化的巨大灾难。幻灯片44三、沙漠化成因与类型（二）荒漠化的成因•人类活动与沙漠化干旱地区、特别是半干旱地区（包括部分半湿润地区），自然生态系统具有脆弱性和敏感性。人为过度的经济活动，除了直接破坏生态环境，对沙漠化的自然因素起诱发和促进作用以外，还能够导致局部和地表小气候的恶化。幻灯片45四、沙尘暴（一）沙尘暴沙尘暴是大风扬起地面沙尘，使空气变得混浊，水平能见度低于1000m的恶劣天气现象。在气象学中规定，凡水平方向有效能见度小于1000m的风沙现象，称为沙尘暴。黑风暴是大风天气中的一种特强沙尘暴天气，其标准是大风吹扬起的沙尘使最小水平能见度降到0级（W50m）,瞬间风速大于25m/s的一种灾害性天气现象。由于发生强度和特强沙尘暴时天色昏暗，甚至伸手不见五指，所以人们又根据天色昏暗的程度形象地称为“黄风”和“黑风”。幻灯片46四、沙尘暴（二）沙尘暴形成因素沙尘暴形成的基本条件一是大风，二是地面上有裸露沙尘物质，三是不稳定的空气，三者同步出现时方能产生沙尘暴。三因素中强风是起沙尘的动力，丰富的沙尘源是形成沙尘暴的物质基础，而不稳定的空气乃是局地热力条件所致，使沙尘卷扬得更高。幻灯片47四、沙尘暴（二）沙尘暴形成因素天气因素干旱少雨，大风频繁，冷热剧变，寒潮过境，不稳定的空气在对流层底部形成强对流天气等，均为沙尘暴的形成提供了有利的天气背景。幻灯片48四、沙尘暴（二）沙尘暴形成因素地形因素沙尘暴的路径除受高空气压场制约外，地形是不可忽视的因子。我国沙尘暴路经一般分为4条，西路、西北路沙尘暴东移，主要是受秦岭及阴山纬向构造山系的导向作用。沿途所经过的下垫面主要为戈壁、沙漠，不仅为沙尘暴提供丰富沙源，而且由于湍流热交换量的增加，造成强烈热力对流，从而增强了沙尘暴动能，强化了沙尘暴强度。由于秦岭纬向山系及大兴安岭一一太行山系斜接，形成沙尘暴的东壁南界，一般沙尘暴很难逾越这两条地形界线。北路、东路沙尘暴所以能爆发式南下，主要是内蒙古高平原地形坦荡，使源于贝加尔湖的冷空气能长驱直入，肆虐于内蒙古高平原、鄂尔多斯高平原。但一般很难危害大兴安岭太行山以东地区。幻灯片49四、沙尘暴（二）沙尘暴形成因素物质因素一类是自然的第四纪沉积物，如沙漠风成沙、戈壁沙砾、第三纪红色砂砾岩、现代流水冲积物、湖积物、黄土、沙黄土，另一类是人类生产活动的人工堆积物。当发生沙尘暴滚滚而来的“黑风墙”过境时，这些物源类型将为其提供大量尘埃。幻灯片50四、沙尘暴（二）沙尘暴形成因素人为因素人为过度垦荒、过度放牧、滥伐森林、不合理利用水资源、土地不合理经营方式、工业废弃物的堆放等，是加强和诱发沙尘暴的重要因素。幻灯片51第四节土壤侵蚀规律幻灯片52一、冻融侵蚀（一）冻土作用冻土:是指温度在摄氏零度以下，含有冰的土（岩）层。处在大陆性气候条件下的高纬度极地或亚极地地区，以及高山高原地区，降水量极少、温度低，由于缺少冰雪覆盖，土层直接暴露于地表，从而导致土层中热量不断散失，引起地温的逐步下降，因此在土层下部形成了多年不化的冻结层。冻土的主要外力作用是冻融作用。有些土层的温度很低，但没有冰的存在则不能称为冻土，只能叫低温寒土。幻灯片53一、冻融侵蚀（一）冻土作用冻土厚度多年冻土的厚度从高纬到低纬逐渐减薄，以至完全消失。例如，北极的多年冻土厚达1000m以上，年平均地温为-15°C，永冻层的顶面接近地面。向南到连续冻土的南界，多年冻土厚度减到100m以下，地温-3〜-5C，永冻层的顶面埋藏加深。大致在北纬48度附近是多年冻土的南界，这里年平均地温接近01,冻土厚度仅1〜2m。幻灯片54一、冻融侵蚀（二）冰川侵蚀冰川分布在高纬度和高山地区，气候严寒，年平均温度在0°C以下，常年积雪。当降雪的积累大于消融时，地表积雪逐年增厚，经过一系列物理过程，积雪就逐渐变成微兰色的透明的冰川冰。冰川冰是多晶