土壤侵蚀原理课件

土壤侵蝕原理

第一章緒論1.2.2與其他課程關係

在土壤侵蝕規律方面，土壤侵蝕原理以與影響土壤侵蝕自然因素有關的學科為基礎，在土壤侵蝕防治方面，隨著新技術的不斷應用，與許多學科發生了相互滲透、相互促進的作用。土壤侵蝕原理與氣象學、水文學的關係主要體現在各種氣象因素和不同氣候類型對土壤侵蝕都有直接或間接的影響，並形成不同的水文特徵。土壤侵蝕原理與地學的關係主要體現在地貌、地質及地理對土壤侵蝕量和土壤侵蝕過程的影響。

土壤侵蝕與土壤學及土地資源學的關係體現在土壤、母質及淺層基岩是土壤侵蝕作用破壞的主要對象。不同的土壤具有不同的蓄水、透水和抗蝕能力。土壤侵蝕與流體力學、水力學、水文學學科的關係更為密切，無論是水力侵蝕、風力侵蝕還是重力侵蝕導致的徑流、泥沙、風沙流等，都與以上學科有緊密聯繫。土壤侵蝕與環境科學的關係在於土壤侵蝕所研究的問題正是山區、丘陵區和風沙區的生態環境問題。1.3土壤侵蝕及其危害

1.3.1我國土壤侵蝕概況我國是世界土壤侵蝕最嚴重的國家之一，其範圍遍及全國各地。土壤侵蝕的成因複雜，危害嚴重，主要侵蝕類型有水力侵蝕、風力侵蝕、重力侵蝕、凍融侵蝕和冰川侵蝕等。土壤侵蝕的發生除自然因素影響外，另一重要原因就是人類不合理的活動。雖經幾十年的不斷努力，土壤侵蝕的綜合治理取得了顯著成效。但由於種種人為不合理活動，導致土壤侵蝕面積和侵蝕程度不斷擴大加劇的趨勢還沒有從根本上得到遏制。1.3.2土壤侵蝕危害

破壞土地吞食農田

西北黃土區、東北黃土區和南方化崗岩“崩崗”地區土壤侵蝕最為嚴重。黃土高原的侵蝕溝頭一般每年前進1～3m。遼寧省12個市建國以來由於土壤侵蝕已損失土地71.2萬hm2（1068萬畝）。

嚴重的土壤侵蝕導致土地“沙化”。在我國西北乾旱草原和與風沙區相鄰的黃土丘陵區，常因風蝕危害造成土地“沙化”現象。

降低土壤肥力加劇乾旱發展

土壤中含有大量氮、磷、鉀等各種營養物質，土壤流失也就是肥料的流失。據湖北省有關部門觀測分析，坡耕地每年流失土壤約2.1億t，其中含有機質273萬t，氮、磷、等養分231萬t。坡耕地水、土、肥流失後，土地日益瘠薄，田間持水能力降低，加劇了乾旱發展。據統計全國多年平均受旱面積約1960萬hm2（2.94億畝），成災面積約673.3萬hm2（1.01億畝）。

淤積抬高河床加劇洪澇災害

土壤侵蝕使大量坡面泥沙被沖蝕、運搬後沉積在下遊河道，消弱了河床洩洪能力，加劇了洪水危害。淤塞水庫湖泊影響開發利用新中國成立以來，初步估計全國各地由於土壤侵蝕而損失的各類水庫、山塘等庫容歷年累計在200億m3以上。

1.4土壤侵蝕原理研究歷史與現狀

1.4.1國際上研究歷史與現狀

前蘇聯

前蘇聯土壤侵蝕學科始於18世紀中葉，進入19世紀，開展了土壤侵蝕調查，編繪了部分區域面蝕和溝蝕分佈圖。

1917年10月前蘇聯革命勝利後不久，在奧爾諾夫斯克州成立了世界第一個土壤保持試驗站—諾沃西裏試驗站(1923)。

1967年以後，全國有200多個科研單位從事土壤侵蝕及其綜合治理的研究。這期間在侵蝕研究方法上有很大改進。

歐洲

歐洲防治山洪、泥石流、滑坡等自然災害最早從阿爾卑斯山區各國開始，然後推向全歐洲。1884年，奧地利制定了世界第一部有關防止土壤侵蝕的《荒溪治理法》，總結出一套綜合防治土壤侵蝕的森林―工程措施體系。到現在，歐洲已建立起生物措施、工作措施、土地利用調整、法律措施等綜合治理體系。

美國

美國從19世紀50年代後期逐漸興起土壤侵蝕的防治工作，19世紀30年代在美國土壤保持局第一任局長貝內特博士(H.H.Bennett)的積極支持下，美國設立19個保土試驗站。

1956年後威斯邁爾(W.H.Wischmeier)推出了通用土壤流失方程式(簡稱USLE)。近年來美國主要研究內容為研製評估、預測和監測土地生產能力和土地資源變化的新技術。

日本

17世紀後期，學者河村瑞賢提出荒山恢復建議，要把造林與工程措施相結合，被政府採納。1897年為防治山區災害，制定了《森林法》。第二次世界大戰後，日本重又開始治山工作，並於1953年設立水土保持對策協議會，制訂基本對策。儘管日本防止土壤侵蝕的工程措施、工程施工方法較為先進，但其理論研究相對來說較為滯後。1.4.2國內研究歷史與現狀

早在西元前10世紀的西周時期，就有“平治水土”之說，《詩經》中記述了樸素的土壤侵蝕防治原理及合理土地利用的重要性。

1940年舊黃河水利委員會的一些科技人員針對治黃工作，提出了防治泥沙問題，並成立了林墾設計委員會，開展水土保持造林工作。

新中國成立後，1956年成立了國務院水土保持委員會，1991年，第七屆全國人大常務委員會第20次會議一致通過了《中華人民共和國水土保持法》，至此我國的水土保持工作逐步走向了法制化、規範化和科學化的道路。

在土壤侵蝕防治和水土保持教研方面，建國初期在原北京林學院林業專業首先設置了“森林改良土壤學”課程，1980年北京林業大學成立了水土保持系，1985年開始培養博士研究生。其後西北林學院、山西農業大學、甘肅農業大學、山東農業大學和華北水電學院等高等院校相繼成立了水土保持專業或開設了水土保持課程。1985年中國水土保持學會成立。到目前為止我國土壤侵蝕方面的研究取得了豐碩成果，某些理論研究成果已步入世界前沿或達到國際領先水準。

第2章土壤侵蝕類型

土壤侵蝕原理第2章土壤侵蝕類型教學目的掌握土壤侵蝕、水土流失、水土保持等的基本概念，掌握土壤侵蝕應力、土壤侵蝕類型及類型劃分，土壤侵蝕形式、土壤侵蝕程度及強度。教學方法課堂講授計畫學時約2學時第2章土壤侵蝕類型

2.1土壤侵蝕及其與水土流失關係2.2導致土壤侵蝕的營力2.3土壤侵蝕類型及類型劃分2.4土壤侵蝕形式2.5土壤侵蝕程度及強度2.1土壤侵蝕及其與水土流失關係

土壤侵蝕

《中國大百科全書·水利卷》（1992.3）對土壤侵蝕(soilerosion)的定義為：土壤及其母質在水力、風力、凍融、重力等外營力作用下，被破壞、剝蝕、搬運和沉積的過程。

水土流失

水土流失（waterandsoilloss）在《中國水利百科全書·第一卷》（1990.12）中定義為在水力、重力、風力等外營力作用下，水土資源和土地生產力的破壞和損失，包括土地表層侵蝕及水的損失，亦稱水土損失。

從土壤侵蝕和水土流失的定義中可以看出，二者雖然存在著共同點，即都包括了在外營力作用下土壤、母質及淺層基岩的剝蝕、運搬和沉積的全過程；但是也有明顯差別，即水土流失中包括了在外營力作用下水資源和土地生產力的破壞與損失，而土壤侵蝕中則沒有。

水土流失與土壤侵蝕關係

水土保持

在《中國大百科全書·農業卷》（1990.9）中水土保持的定義為：防治水土流失，保護、改良與合理利用山丘區和風沙區水土資源，維護和提高土地生產力，以利於充分發揮水土資源的經濟效益和社會效益，建立良好生態環境的事業。

2.2導致土壤侵蝕的營力

內營力

內營力作用是由地球內部能量所引起的。其主要表現是地殼運動、岩漿活動、地震等。地殼運動使地殼發生變形和變位，改變地殼構造形態，因此又稱為構造運動(tectonicmovement)。其運動形式有垂直運動、水準運動、褶皺運動和斷裂運動四種形式。

岩漿活動是地球內部的物質運動（地幔物質運動）。

地震也是內營力作用的一種表現。它往往是與斷裂、火山現象相聯系，世界主要火山帶、地震帶與斷裂帶分佈的一致性是這種聯繫的反映。

地殼：厚度為5～35km地幔：厚度為35～2900km地核：厚度為2900～5120km

地殼的上部為疏散沉積物,中部為沉積物和玄武岩，下部為矽鎂層。

地幔分為上地幔和下地幔兩層。上地幔由橄欖岩質的超基性岩石組成，為岩漿源地，下地幔含有更多的鐵。地核主要由鐵和鎳組成。地球內部構造

外營力作用

外營力作用的主要能源來自太陽能。包括風化作用、剝蝕作用、搬運作用和堆積作用等形式。

風化（weathering）作用就是指礦物、岩石在地表新的物理、化學條件下所產生的一切物理狀態和化學成分的變化，是在大氣及生物影響下岩石在原地發生的破壞作用。

各種外營力作用（包括風化、流水、冰川、風、波浪等）對地表進行破壞，並把破壞後的物質搬離原地，這一過程或作用稱為剝蝕(denudation)作用。風力搬運風化、剝蝕後的碎霄物質，隨著各種不同的外營力作用轉移到其他地方的過程稱為搬運(transportation)作用。水力搬運

被搬運的物質由於介質搬運能力的減弱或搬運介質的物理、化學條件改變，或在生物活動參與下發生堆積或沉積，稱為堆積作用或沉積(deposition)作用。土石山區河道沉積黃土地區河道沉積土石山區堆積2.3土壤侵蝕類型及類型劃分

根據土壤侵蝕研究和其防治的側重點不同，土壤侵蝕類型（thetypeofsoilerosion）的劃分方法也不一樣。最常用的方法主要有按導致土壤侵蝕的外營力種類來劃分、按土壤侵蝕發生的時間劃分和按土壤侵蝕發生的速率劃分三種。

按導致土壤侵蝕的外營力種類劃分

在我國引起土壤侵蝕的外營力種類主要有水力、風力、重力、水力和重力的綜合作用力、溫度(由凍融作用而產生的作用力)作用力、冰川作用力、化學作用力等，因此土壤侵蝕類型就有水力侵蝕、風力侵蝕、重力侵蝕、凍融侵蝕、冰川侵蝕、混合侵蝕、化學侵蝕和生物侵蝕等類型。水力侵蝕類型冰川侵蝕類型風力侵蝕類型凍融侵蝕類型重力侵蝕類型土壤侵蝕類型混合侵蝕類型化學侵蝕類型生物侵蝕類型

按土壤侵蝕發生時間劃分

以人類在地球上出現的時間為分界點，將土壤侵蝕劃分為兩大類，一類是人類出現在地球上以前所發生的侵蝕，稱之為古代侵蝕(ancienterosion)；另一類是人類出現在地球上之後所發生的侵蝕，稱之為現代侵蝕(modernerosion)。

按土壤侵蝕發生速率劃分

依據土壤侵蝕發生的速率大小和是否對土資源造成破壞，將土壤侵蝕劃分為加速侵蝕(acceleratederosion)和正常侵蝕(normalerosion)。非人為活動影響時人類出現後土壤侵蝕古代侵蝕加速侵蝕地質侵蝕加速侵蝕現代侵蝕正常侵蝕正常侵蝕人類出現前按土壤侵蝕發生時間和土壤侵蝕發生速率劃分的土壤侵蝕類型關係古代正常侵蝕-窪地現代加速侵蝕-侵蝕溝2.4土壤侵蝕形式

水力侵蝕形式

水力侵蝕(watererosion)是指在降雨雨滴擊濺、地表徑流沖刷和下滲水分作用下，土壤、土壤母質及其他地面組成物質被破壞、剝蝕、搬運和沉積的全部過程。

雨滴擊濺侵蝕

在雨滴擊濺作用下土壤結構破壞和土壤顆粒產生位移的現象稱為雨滴擊濺侵蝕(raindropsplasherosion)，簡稱為濺蝕（splasherosion）。

面蝕

分散的地表徑流沖走地表土粒稱之為面蝕(surfaceerosion)。按面蝕發生的地質條件、土地利用現狀和發生程度不同，面蝕可分為層狀面蝕、砂礫化面蝕、鱗片狀面蝕和細溝狀面蝕。

耕地層狀面蝕耕地層狀面蝕耕地砂礫化面蝕鱗片狀面蝕鱗片狀面蝕細溝狀面蝕溝蝕

集中的地表徑流沖刷地表，切入地面帶走土壤、母質及基岩，形成溝壑的過程稱之為溝蝕(gullyerosion)。由溝蝕形成的溝壑稱作侵蝕溝。根據溝蝕發生的嚴重程度及侵蝕溝外貌特徵，可將侵蝕溝分為黃土地區的侵蝕溝（淺溝、切溝、沖溝和河溝）和土石山區的侵蝕溝（荒溝和崩崗溝）。

第一階段的侵蝕溝形態第三階段的侵蝕溝形態第二階段的侵蝕溝形態第四階段侵蝕溝第四階段侵蝕溝俯視土石山區荒溝

山洪侵蝕

山區河流洪水對溝道堤岸的沖淘、對河床的沖刷或淤積過程稱之為山洪侵蝕(torrentialflooderosion)。

海岸浪蝕及庫岸浪蝕

在風力作用下，形成的波浪對海岸及水庫岸庫產生拍打、沖蝕作用，如果岸體為土體時，使海岸及庫岸產生涮洗、崩塌逐漸後退，如果岸體為較硬的岩石時，岸體形成凹槽，波浪繼續作用就形成侵蝕崖。

風力侵蝕

風力侵蝕(winderosion)系指土壤顆粒或沙粒在氣流衝擊作用下脫離地表，被搬運和堆積的一系列過程，以及隨風運動的沙粒在打擊岩石表面過程中，使岩石碎屑剝離出現擦痕和蜂窩的現象。

風力侵蝕包括石窩（風蝕壁龕）、風蝕蘑菇、風蝕柱、風蝕壟槽（雅丹）、風蝕窪地、風蝕穀、風蝕殘丘、風蝕城堡（風城）、石漠與礫漠（戈壁）、沙波紋、沙丘（堆）及沙丘鏈（新月形沙丘鏈、格狀沙丘鏈）和金字塔狀沙丘等形式。風蝕柱沙丘沙丘鏈半固定沙丘

重力侵蝕

重力侵蝕(gravitationalerosion)是一種以重力作用為主引起的土壤侵蝕形式。它是坡面表層土石物質及中淺層基岩，由於本身所受的重力作用(很多情況還受下滲水分、地下潛水或地下徑流的影響)，失去平衡，發生位移和堆積的現象。

根據土石物質破壞的特徵和移動方式，一般地可將重力侵蝕分為陷穴、瀉留、滑坡、崩塌、地爬、崩崗、岩層蠕動、山剝皮等。

陷穴瀉溜土石山區崩塌黃土區崩塌滑坡地爬山剝皮（土沙溜瀉山腹）

混合侵蝕

混合侵蝕（mixederosion）是指在水流衝力和重力共同作用下的一種特殊侵蝕形式。包括石洪、泥流和泥石流三種形式。

發生過石洪的溝道

凍融侵蝕

凍結、融化現象頻繁進行，不斷使裂縫加深擴大，以致岩體崩裂成岩屑，稱凍融侵蝕(freeze-thawerosion)。也稱冰劈作用。

冰川侵蝕

由冰川運動對地表土石體造成機械破壞作用的一系列現象稱為冰川侵蝕(glaciererosion)。包括刨蝕、掘蝕和刮蝕等形式。

化學侵蝕

土壤中的多種營養物質在下滲水分作用下發生化學變化和溶解損失，導致土壤肥力降低的過程稱為化學侵蝕（chemicalerosion）。主要包括水的化學侵蝕和垂直侵蝕等。2.5土壤侵蝕程度及強度

土壤侵蝕量

通常把土壤、母質及地表散松物質在外營力的破壞、剝蝕作用下產生分離和位移的物質量，稱為土壤侵蝕量。

單位時間單位面積內產生的土壤侵蝕量，稱為土壤侵蝕速率(或速度)，或稱為土壤侵蝕模數，量綱是t/km2·a。

土壤流失量土壤流失（soilloss）所至指的僅為在水力侵蝕中，由於地表徑流導致的土壤面蝕部分（包括層狀面蝕、鱗片狀面蝕、沙粒化面蝕和細溝狀面蝕），因此土壤流失量(amountofsoilloss)所指的也就是由於發生土壤面蝕所流失的土沙數量。

土壤侵蝕程度

土壤侵蝕程度(degreeofsoilerosion)是指任何一種土壤侵蝕形式在特定外營力種類作用和一定環境條件影響下，自其發生開始，截止到目前為止的發展狀況。

土壤侵蝕強度

土壤侵蝕強度(intensityofsoilerosion)所指的是某種土壤侵蝕形式在特定外營力種類作用和其所處環境條件不變的情況下，該種土壤侵蝕形式發生可能性的大小。按輕微、中度、嚴重等分為不同級別。

允許土壤流失量

允許土壤流失量（toleranceofsoilloss）是指小於或等於成土速度的年土壤流失量。也就是說允許土壤流失量是不至於導致土地生產力降低而允許的年最大土壤流失量。

第3章水力侵蝕的教學目的和方法教學目的：分析水力侵蝕發生機制及其發展規律，闡述影響水力侵蝕的自然因素，掌握防治水力侵蝕的基本原理。教學方法：以教師課堂講授為主，學生自學和參閱課外書為輔。計畫學時：約6學時。第3章水力侵蝕

3.1水流作用3.2濺蝕3.3面蝕3.4溝蝕3.5山洪侵蝕3.6海岸、湖岸及庫岸浪蝕3.1水流作用3.1.1水流剝蝕作用

水流剝蝕也就是地表泥沙被水流帶走，沙粒可以呈滑動或滾動形式運動。是否發生剝蝕可根據泥沙起動條件來判斷。

沙粒滑動時受力情況分析

Px

FdaGPyVd＝K1·滑動起動流速式中：係數K1＝

d—泥沙粒徑

f—摩擦係數；γM—礫石的容重；γw—水的容重；λx

—推移力係數；

λy—上舉力係數；

ρ

—

水的密度。沙粒滾動時受力分析Gα1dα2dα3dPyPxVd0＝K2·起動流速K2＝

式中符號物理意義同前。3.1.2水流搬運作用

泥沙的搬運形式可分為推移和懸移兩大類。這兩種形式運動的泥沙分別稱為推移質及懸移質。泥沙搬運方式

(流速分佈，推移質與懸移質的相互轉化)推移質

河床床沙(靜止)懸移質床面流速空氣水水流挾沙力

在一定的水流條件下，能夠挾運泥沙的數量，稱為挾沙力。它的單位與含沙量ρs(kg/m3)相同，以符號ρ0表示。水流挾沙力應該包括推移質和懸移質的全部沙量。但在天然河流中，懸移質一般成了全部運動泥沙的主體，因此，對於平原沖積性河流一說，常以懸移質輸沙率代替水流的全部挾沙力。

3.1.3泥沙的堆積

當泥沙的來量大於水流的挾沙力時，多餘的泥沙就要沉積下來。當摩阻流速相當於泥沙的沉速時，泥沙懸移運動才有可能產生。

（水流摩阻流速ν*＝，其中τ0為作用在床面上的水流切應力）。

3.2濺蝕

3.2.1雨滴特性

雨滴特性包括雨滴形態、大小及雨滴分佈、降落速度、接地時衝擊力、降雨量、降雨強度和降雨歷時等，直接影響侵蝕作用的大小。

雨滴形狀、大小及分佈

一般情況下，小雨滴為圓形，大雨滴(＞5.5mm)開始為紡錘形，在其下降過程中因受空氣阻力作用而呈扁平形，兩側微向上彎曲。因此把雨滴直徑≤5.5mm時，降落過程中比較穩定的雨滴稱穩定雨滴；當雨滴直徑＞5.5mm時，雨滴形狀很不穩定，極易發生碎裂或變形，稱暫時雨滴。對於直徑＜0.25mm的雨滴稱為小雨滴。雨滴速度與能量

雨滴降落時，因重力作用而逐漸加速，但由於周圍空氣的摩擦阻力產生向上的浮力也隨之增加。當此二力趨於平衡時，雨滴即以固定速度下降，此時的速度即為終點速度(terminalvelocity)。達到終點速度的雨滴下落距離，隨雨滴直徑增大而增加，大雨滴約需12m以上，終點速度的大小，主要取決於雨滴直徑的大小和形狀。雨滴的終點速度越大，其對地表的衝擊力也越大，換言之對地表土壤的濺蝕能力也隨之加大（E=0.5mv2）。雨滴侵蝕力

降雨雨滴的侵蝕力是降雨引起土壤侵蝕的潛在能力。它是降雨物理特徵的函數，降雨雨滴侵蝕力的大小完全取決於降雨性質，即該次降雨的雨量、雨強、雨滴大小等，而與土壤性質無關。

3.2.2濺蝕過程及濺蝕量

濺蝕過程

降雨雨滴動能作用於地表土壤而作功，導致土粒分散，濺起和增強地表薄層徑流紊動等現象稱為雨滴濺蝕作用（raindropsplasherosion）。其過程圖如下。濺蝕量

擊濺侵蝕引起土粒下移的數量稱為濺蝕量。在侵蝕力不變情況下，濺蝕量決定於影響土壤可蝕性的諸因數(包括內摩擦力、粘著力等)。對同一性質的土壤以及相同管理水準而言，則決定於坡面傾斜情況、雨滴打擊方向和降雨性質。

fill研究了不同性質土壤的濺蝕，得了沙土濺蝕量與動能的0.9次方成正相關，壤土則與降雨動能的1.46次方成正相關。

3.2.3影響濺蝕因素

氣候因素

雨型不同雨滴大小分佈亦不同，就一定雨強來說，局部地區短陣性雨型比大面積的普通雨型更易引起土壤侵蝕。降雨強度與雨滴的各種特徵參數關係密切，因而，降雨強度也是影響濺蝕作用的因素之一。濺蝕作用受風力強烈影響，風的推動作用會增加雨滴的打擊能量，並改變雨滴打擊角度。

地形因素

土粒受雨滴打擊後，其移動方向取決於坡向和坡度。在斜坡上土粒在擊濺作用下向下坡移動的量大於向上坡移動的量。一般情況下坡度越大，濺蝕導致的移動土粒向下坡移動的愈多，移動距離也愈遠。埃裏林(Ellison)對濺蝕作用測量後發現，在10%的地面坡度上，75%的土壤濺蝕量移向下坡，在同樣條件下的沙土上，60%的濺蝕量移向下坡。

土壤因素

土壤種類不同，其粘粒、有機質含量以及其他對土壤起粘結和膠結作用的物質也不同，土壤糰粒粘結構的增加能降低或減少雨滴擊濺下的土粒分散坡壞。隨著糰粒中粘土含量的增加，糰粒強度增大，雨滴濺蝕量減少。富含粘粒的土壤一般易於膠結，並且其糰粒較粉質或沙質土的糰粒大。

植被因素

植被和其枯枝落葉層在防治濺蝕過程中具有及其重要的作用枯枝落葉完全覆蓋的土壤表面能承受雨點降落時的衝擊力，可從根本上消除擊濺侵蝕作用。植被冠幅在大範圍內減小雨滴的擊濺侵蝕，像穀類和大豆這樣密集生長的農作物能截留降雨、防止雨滴直接打擊在土壤上。

3.3面蝕3.3.1坡面徑流形成蓄滲階段蓄滲階段一般包括植物截留、下滲和填窪三個部分。植物截留是雨水在植物葉面吸著力、承托力、重力和水分子內聚力作用下的葉面水分儲存現象。其截留量一般為幾毫米。當降雨量大於植物截留和下滲量時，雨水便在一些分散的窪地停蓄起來，這種現象稱為填窪。填窪量可達10~100mm。產流量可用下式表示：Rs(t)—t時刻地面徑流深（mm);i—

降雨強度（mm/min）;In—

植物截流率（mm/min）;e—

蒸發率（mm/min）;Sd—

填窪率（mm/min）;f—

下滲率（mm/min）。

許多學者對水分下滲過程進行了研究，得出了一些經驗或理論公式。具有代表性的如下。（1）Green-Ampt（格林—安普特）方程

式中：i—入滲率（mm/min）；I—累積入滲量（cm或mm）；K—濕潤層的水力傳導度，這裏為飽和導水率（cm/min）；H0—土表入滲處的壓力頭（cm）；Ht—濕潤鋒處的有效壓力頭（cm）；Lt—濕潤鋒到達的距離（cm）；zf—垂直入滲時的濕潤鋒深度（cm）。水準入滲時：垂直入滲時：（2）Philip(菲利蒲)入滲方程

水準入滲時：垂直入滲時：

式中：i—入滲率（mm/min）；I—累積入滲量（cm或mm）；，A—土壤基摸的吸著率（LT-1/2）；t—入滲時間（min）；B=。（3）Kostiakov（考斯恰可夫）方程

I=Cta

式中：i—入滲率（mm/min）；I—累積入滲量（cm或mm）；C和a均為從實驗求得的參數，它們取決於土壤質地和土壤物理性質。（4）Horton(霍頓方程)

式中：fp

—入滲能力；fc—穩定入滲率；f0—初始入滲率；—參數。（5）Holtan(霍爾坦方程)f—入滲率；GI—作物生物指數；Sa—地表層有效蓄水量；fc—穩定入滲率。

坡面上的地表徑流流量為：

Q=ωV

式中：Q

為流量（m3/s);

v為斷面平均流速(m/s)；

若將坡面水流看作均勻流，可利用謝才公式（ChezyFormula）計算其流速。

式中：v為斷面平均流速(m/s)；R為斷面的水力半徑(m)；

J為水力坡度(%)；C為謝才係數。

謝才係數C可用曼寧公式(ManningFormula)計算：式中：n為衡量邊壁形狀的不規則性和粗糙影響的一個綜合性係數，叫做粗糙係數。R為水力半徑。坡面漫流階段

坡面水流主要來源於超滲的降雨，在重力與摩阻力支配下的水流運動。坡面水流的能量主要耗用於克服沿程阻力，其運動可用坡面流運動方程和連續方程來描述。假定坡面流為單向水流時，運動方程採用如下形式。h=Kqp連續方程為式中：h—水深（m）；q—單寬流量；i—降雨強度（mm/min）；f—下滲強度（mm/min）；ie—超滲雨強（mm/min）；—坡面傾角（度）；p=3/5；，其中n為糙率。

將兩式聯解，其特性方程為3.3.2坡面徑流能量分析

坡面流流速

坡面流的流動情況十分複雜，沿程有下滲、蒸發和降水補給，再加上坡度的不均一，使流動總是非均勻的。為了使問題簡化，不少學者在人工降雨條件下，研究了穩滲後的坡面水流，得到了各自的流速公式。但均可以歸納成如下形式

V＝Ｋ·qn·Ｊm

式中：V—流速；q―單寬流量；J―坡度；n、m―指數；K―係數。

徑流量

坡面徑流量的形成可用下式計算

W＝Σ（it-ft）Δt

式中：W—徑流量；it—不同時刻的降雨強度；ft—入滲率的差值與時段乘積來也可通過量算降雨——入滲曲線所包圍區域的面積來確定。坡面徑流能量公式

坡面徑流能量公式無論是經驗式還是理論式，均是上述二因素或影響其的相關因素的函數。典型的有：(1)拉爾(R.Lal)式E＝ρɡsinθ·Q·L式中θ為坡面傾角，Q為單位面積上的徑流量，L為坡長。(2)赫爾頓(R.E.Hartan)式

式中：G0為每立方米含沙水流的重量(kg/m3)；hx為距分水嶺X處徑流深(mm)；V為X處的流速(m/s)；θ為坡度。3.3.3坡面侵蝕過程

坡面水流形成初期，水層很薄，速度較慢能量不大，沖刷力微弱，只形成層狀侵蝕。但當地表徑流沿坡面漫流時，坡面水流的沖刷能力便大大增加，產生強烈的坡面沖刷，稱細溝侵蝕。

3.3.4影響因素

氣候因素

面蝕與降雨量之間的關係不很顯著，而與降雨強度之間的關係十分密切。當降雨強度很大時，雨滴的直徑和末速都很大，因而它的動能也很大，對土壤的擊濺作用也表現的十分強烈。前期降雨使土壤水分飽和，再繼續降雨就很容易產生徑流而造成土壤流失。

地形因素

地形因素包括坡度、坡長、坡形、坡向。陳永宗研究了黃土區域，提出水蝕的臨界坡度為28.5°，小於28.5°時，侵蝕程度與坡度呈正相關；大於28.5°時，侵蝕強度與坡度呈反相關。坡長之所以能夠影響到土壤的蝕侵，主要是當坡度一定時，坡長越長，其接受降雨的面積越大，因而徑流量越大，當坡越長時，其將有較大的重力位能，因此當其轉化為動能時能量也大，其沖刷力也就增大。除此以外，坡形的影響也較明顯。

土壤因素

通常利用土壤的抗蝕性和抗沖性作為衡量土壤抵抗徑流侵蝕的能力。影響土壤抗蝕性和抗沖性的因素有土壤質地、土壤結構及其水穩性、土壤孔隙、剖面構造、土層厚度、土壤濕度，以及土地利用方式等。一般來看，質地較粗，有降低侵蝕的作用。土壤結構性愈好，總孔隙率愈大，其透水性和持水量就愈大，土壤侵蝕就愈輕。

植被因素

森林、草地中有一厚層枯枝落葉，具有很強的涵蓄水分的能力。隨凋落物量的增加，其平均蓄水量和平均蓄水率都在增加，一般可達20～60kg/m2。由於凋落物的阻擋，蓄持以及改變土壤的作用，提高了林下土壤的滲透能力。

上述幾種作用，使得有較好植被分佈區域，徑流量減小，且延長了徑流歷時，起到了減小徑流量，延緩徑流過程進而減小徑流能量的作用。

人為因素

歷史上，不能合理地利用土地，甚至是掠奪式地利用土地資源，在坡地上就引起了水土流失。影響破壞土壤侵蝕發生和發展及控制土壤侵蝕的有關各因素的改變，都會影響破壞力與土體的抵抗力的消長。

因此，可以通過改變有利於消除破壞力的因素，有利於增強土體抗蝕能力的因素，來達到保持水土的作用。也就是說人類的活動既有引起水土流失的一面，又有通過人的活動控制土壤侵蝕的一面。3.4溝蝕

3.4.1侵蝕溝的形成侵蝕溝是在水流不斷下切、側蝕，包括由切蝕引起的溯源侵蝕和沿程侵蝕，以及侵蝕物質隨水流懸移、推移搬運作用下形成的。在易侵蝕地方首先出現侵蝕溝穀，並逐漸演化為大型溝穀。通常把晚更新世以前形成的溝穀稱古老溝穀，把全新世以來形成的溝穀稱現代侵蝕溝穀。每一條侵蝕溝可分為溝頂，溝底，水道，溝沿，沖積園錐及侵蝕溝岸地帶等幾個部分。3.4.2侵蝕溝的發育

侵蝕溝縱斷面形成侵蝕溝開始形成的階段，向長髮展最為迅速，首先在溝頂處形成水蝕穴，水蝕穴繼續加深擴大，溝頂逐漸形成跌水狀。溝頂跌水形成之後，溝底的縱剖面線與當地的坡面坡度相一致的狀態就明顯的表現出來，水流的衝力表現在下切溝底的作用亦較明顯。侵蝕溝縱剖面的形成過程正是溝頂前進，溝底下切的反復過程。侵蝕溝的發育階段

（1）水蝕溝階段

侵蝕溝的第一階段是屬於沖刷範圍的，形成的水蝕穴和小溝通過一般耕作不能平復，此階段向長髮展最快，向寬發展最慢。其深度一般不超過0.5m。(2)侵蝕溝頂的切割階段

由於溝頭繼續前進，侵蝕溝出現分支現象，集水區的地表徑流從主溝頂和幾個支溝頂流入侵蝕溝內。結果在溝頂下部形成明顯跌水。通常以溝頂跌水明顯與否作為第一、第二階段劃分的主要依據，它的縱剖面與原來的地面線不相一致，溝底縱坡甚陡且不光滑。第二階段是侵蝕溝發展最為激烈的階段，因此它是防治最困難的時期。(3)平衡剖面階段

發展到這一階段由於受侵蝕基底的影響，不再激烈的向深沖刷，而兩岸向寬發展卻成為主要形式，溝底縱坡雖然較大，但溝底下切作用已經甚微，以溝岸局部擴張為主，其外形具有最嚴重的侵蝕形態。(4)停止階段

在這一階段，溝頂接近分水嶺，溝底縱坡接近於或相當接近於臨界侵蝕曲線，溝岸大致接近於自然傾角，因此溝頂已停止朔源侵蝕，溝底不再下切，溝岸停止擴張。3.4.3影響溝穀發育自然因素

溝穀的發育主要受地形及水流形態的影響，而匯水面積的大小影響到徑流量，坡度、坡長影響到徑流流速及溝穀的發育空間。匯水面積

匯水面積是保證淺溝形成發育的首要條件，有了足夠大的匯水面積，才能夠形成足以進行淺溝侵蝕的水流。一般地說，集水面積在降雨量大的地區比降雨量小的地區小；坡度平緩地區的淺溝匯水面積大於坡度較陡地區；黃土高原砂黃土分佈區較細黃土區大。

坡度與坡長

地貌條件也是影響淺溝發育的重要因素，尤以坡度、坡長最大。在有的凹斜形坡上，切溝在坡度較大地段出現，沿坡向下，坡度變緩，切溝隨之消失。如果緩坡下方坡度再次變陡，又可以出現切溝。一般情況下，切溝長度隨坡度和坡長增加而增加。3.5山洪侵蝕

3.5.1山區洪水類型依按照成因不同，可將山洪分為以下幾種。①由短歷時大暴雨形成的局地性山洪；②由中等歷時的一次暴雨過程所形成的區域性山洪；③由長時間大範圍的連續淫雨，並有多個地區多次暴雨組合產生的大範圍淫雨性山洪。3.5.2山洪時空分佈

一次山洪

在流域面積、降水強度、歷時相等的情況下，狹長形坡度較緩的流域匯流歷時長，洪峰流量小，洪水歷時長。而漏斗形坡度較陡的流域匯流歷時短，洪峰流量大，洪水歷時短。植被條件較好的流域洪峰流量小。季節分佈

每年春夏之交我國華南地區暴雨開始增多，洪水發生機率隨之加大，受其影響的珠江流域在5、6月易發山洪，6、7月主雨帶北移，受其影響的長江流域易發生山洪。

年際變化

山洪在年際分佈上表現為不規律性，很難準確預報。就近80年的資料來看，山洪在不同時期發生頻次也很不均勻，常在某一時段形成頻發期，而在另一時期則很少發生。

3.5.3影響山洪因素

山洪發生的影響因素很多，其中較為密切的有暴雨、地形、植被和人類活動等。暴雨

在我國，暴雨是引起山洪的主要原因。一次高強度的暴雨，降水強度遠大於土壤入滲速率，降水來不及入滲即產生地表徑流。地表徑流從坡面到溝道不斷彙聚，產生山洪。

地形

流域形狀對山洪也有著很大的影響。狹長形流域，其溝系單一，主溝較長，支溝少，等流時線短，產生徑流歷時長，洪峰流量小。圓形、扇形、輻射形流域，主溝較短，支溝多，等流時線長，匯流快，洪峰流量大。

植被

植被，尤其是森林植被，具有涵養水源，保持水土的作用，它對水迴圈中的降雨、下滲和徑流三個環節都有調節和控制作用。因此，它可以消減洪峰流量，增加枯水流量，使河(溝)徑流在年內分配趨於均勻。

人類活動

森林被砍伐後，暴雨之後不能蓄水於山上，使洪峰來勢迅猛，峰高量大，增加了水災頻率。城市化加大了洪水成災因素。

庫壩興建之初，由於種種原因可造成洪水漫頂潰壩。潰壩洪水所造成的損失要比暴雨洪水大的多。3.5.4山洪侵蝕特徵

發生山洪的河溝，以主溝道為准，可分為上游、中游、下游。上游徑流量小，產生的徑流以衝力為主。中游匯水面積大，形成偏態流動，產生側蝕，沖淘河岸。

下游段，坡降緩，但流量更集中，沖淘兩岸，使河流表現為蛇形前進。

3.5.5山洪沉積物特徵

砂物質的沉積包括流路中的沉積和山口的沉積。當山洪行進到山口地帶時，地勢突然變得開闊，所帶土砂石塊沉積下來。在山前出現了傾斜的半圓扇形堆積體，即洪積扇。山前的洪積物質分選作用較明顯，距溝口越近，組成物質越粗，距溝口越遠，組成物質越細小。3.6海岸、湖岸及庫岸浪蝕

3.6.1海岸帶劃分

海洋水體與陸地的接觸稱為海岸帶。海岸帶自陸向海可分為海岸、潮間帶和水下岸坡三部分。3.6.2海浪、湖浪及庫浪形成

海洋中的波浪主要是風作用於海面將其能量傳遞給海水所發生的現象。波浪對海岸作用的大小決定於波浪的能量E，其大小與波高的二次方、波長的一次方成正比，因此，波浪愈大，尤其是波高愈大，波能就愈大，其對海岸的侵蝕作用也愈強。

3.6.3波浪在淺水區的變形

波浪到達淺水區後，海底的摩擦使上下層水質點之間產生速度差，波浪形態將由圓形變為橢圓形，進而變成前坡陡、後坡緩的不對稱形態，最終導致波峰傾倒，波浪破碎，形成激浪流。3.6.4

海浪、湖流及庫流

當波浪以巨大的能量衝擊海岸時，水體本身的壓力和被其壓縮的空氣，對海岸產生強烈的破壞，即沖蝕作用。當波浪水體夾帶岩塊或礫石時，其侵蝕力更大，這即是磨蝕作用。若海岸為含有易溶礦物的岩石，如石灰岩等，還要發生溶蝕作用。3.6.5影響海岸侵蝕作用因素

由於各地海岸所受動力強弱的不同以及岩性、構造等方面的差異，海岸侵蝕發育的速度很不相同。原始海岸類型原始海岸類型對侵蝕作用的影響由山地、丘陵受海侵而成的海岸岬角突出，島嶼孤立，海岸帶水下岸坡陡峻，海水較深，稱為曲折陡峻海岸。

構造運動

構造運動對海岸侵蝕作用的影響構造運動強烈的地區，侵蝕速度快於構造穩定區。如持續上升或持續下降的海岸區，水動力作用於海岸的位置難於穩定，各種海蝕地貌發育不典型。氣候條件

氣候條件對海岸侵蝕作用的影響在不同的氣候區，風力的大小，風的持續時間，風向及其與岸線的交角不同，也會影響海岸侵蝕作用的強弱。

在下滲過程中，層流水分運動一般遵循達西（DarcysLaw）定律，其方程為：

式中：Q—通過斷面A（m2）的流量（m3/s）；

ΔH—長度為Δl(m)的土柱兩端水頭差（m）；

K—比例常數，為水力傳導度（m/s）。第4章風力侵蝕的教學目的和方法教學目的：分析風力侵蝕發生機制及其發展規律，闡述風力侵蝕形式及影響風力侵蝕的自然因素。教學方法：以學生課外自學為主，教師輔導和參閱課外書為輔。計畫學時：約4學時。第4章風力侵蝕

4.1風沙運動

4.2風蝕與風積作用

4.3沙漠化成因與類型

4.4沙塵暴4.1風沙運動

風沙運動是一種貼近地面的氣流對沙粒的搬運現象。

4.1.1近地層風的性質

大氣對流層中貼近地面100m範圍內的氣層稱為近地層，一切風沙運動都與本層大氣的性質及活動狀況有關，因此也是風力侵蝕學研究的重點。

層流和紊流

層流的空氣質點運動軌跡平穩，鄰近的空氣質點平衡運動，互不干擾。紊流的空氣質點運動不規則，並且互相干擾，各氣流層層間夾雜了大小不同的渦旋運動。層流大氣是否失去其穩定性取決於流體的慣性力與粘滯力之間的比例關係。

湍流與地表粗糙度

湍流運動是一種疊加在一般流動上的不規則的旋渦狀的混合運動。湍流發生時，通過旋渦運動進行風的動能的傳遞和交換。風吹過地表時，受地面磨擦阻力的影響，風速減小，並把這種阻力向上層大氣傳遞。

風速不與高度、而是與高度的對數值成正比，說明風速廓線是隨高程呈對數分佈的。

4.1.2沙粒的運動

沙粒起動的機制

半個多世紀以來，中外科學家對靜止沙粒受力起動機制進行了深入的研究，並形成了多種假說，如衝擊碰撞說，壓差升力說及湍流的擴散作用說等，但都沒有圓滿地解決這一問題。

1980年吳正和淩裕泉在風洞中用高速攝影方法對沙粒運動過程進行了研究。沙粒碰撞所產生的衝擊力在沙粒起跳中起主導作用。

臨界風速與起沙風

假定地表風力逐漸增大，達到某一臨界值後，地表沙粒脫離靜止狀態開始運動，這時的風速稱為臨界風速或起動風速，一切大於起動風速的風稱為起沙風。起動風速與沙粒粒徑、地表性質、沙粒含水率等多種因素有關。國內外專家研究證實，在一般情況下起動風速和沙粒粒徑的平方根成正比。

沙粒運動形式

據觀測研究，風沙流中沙粒依風力大小、顆粒粒徑、品質不同而以懸移、躍移、蠕移三種形式向前運動。當沙粒起動後以較長時間懸浮於空氣中而不降落，並以與風速相同的速度向前運動時稱為懸移。懸移運動的沙粒稱為懸移質。

沙粒在風力作用下脫離地表進入氣流後，降落到沙面時有相當大的動能，能使其降落點周圍的一部分沙粒受到撞擊而飛濺起來，造成沙粒的連續跳躍式運動。沙粒的這種運動方式稱為躍移，躍移運動的沙土顆粒稱為躍移質。沙粒在地表滑動或滾動稱為蠕移，蠕移運動的沙粒稱為蠕移質。

4.1.3風沙流及其結構特徵

風沙流是氣流及其搬運的固體顆粒（沙粒）的混合流。它的形成依賴於空氣與沙質地表兩種不同密度物理介質的相互作用，而它的特徵對於風蝕風積作用的研究及防沙措施的制定有重要意義。含沙量隨高度的分佈

風沙流中沙粒隨高度的分佈稱為風沙流結構。根據野外觀測，氣流搬運的沙量絕大部分（90%以上）是在沙面以上30cm的高度內通過的，尤其是集中在0～10cm的高度（約占80%），

風沙流結構特徵值

近地表氣流層沙粒分佈性質，即風沙流的結構決定著沙粒吹蝕與堆積過程的發展。前蘇聯學者茲納敏斯基提出了採用Qmax/Q的比值（用S表示）作為風沙流結構的指標（Qmax為氣流中0～1cm層的沙量），稱之為風沙流的結構數，並以此作為判斷風蝕過程的方向性。

為了說明風沙流的結構特徵與沙粒吹蝕、搬運和堆積的關係，吳正等人引用了特徵值λ作為判斷的指標，風沙流結構特徵值λ（無量綱）為：λ＝Q2-10/Q0-1式中:Q0-1―0～1cm高度氣流層內搬運的沙量（g/min或%）；

Q2-10―2～10cm高度氣流層內搬運的沙量（g/min或%）。

風沙流的固體流量

氣流在單位時間通過單位寬度或面積所搬運的沙量叫做風沙流的固體流量，也稱為輸沙率。影響輸沙率的因素是很複雜的，它不僅取決於風力的大小、沙粒粒徑、形狀和其比重，而且也受沙粒的濕潤程度、地表狀況及空氣穩定度的影響。4.2風蝕與風積作用

4.2.1風蝕與風積作用的概念

風和風沙流對地表物質的吹蝕和磨蝕作用，統稱為風蝕作用。風沙流運行過程中，由於風力減緩或地面障礙等原因，使風沙流中沙粒發生沉降堆積時稱風積作用。經風力搬運、堆積的物質稱為風積物。4.2.2風沙蝕積作用與沙丘的運動

沙丘移動方向沙丘移動的方向取決於有一定延續時間的起沙風的風向，移動總方向與大於起沙風的年合成風向大體相一致，但不完全重合，二者之間有一交角。

沙丘移動方式

沙丘移動方式取決於風向及其變化，它可分為三種方式。其一為前進式，即在單一的風向作用下終年保持向某一方向移動；其二為往復前進式，即在兩個風向相反而風力大小不等的情況下往復向前移動；其三為往復式，即它是風力大小相等而風向相反的情況下產生的往復移動。

沙丘移動速度

沙丘移動速度主要取決於風速和沙丘本身的高度，沙丘移動速度與其高度成反比，而與輸沙量成正比，所以沙丘移動的速度也就同樣和風速的三次方成正比。橫向沙丘由於走向與主風向垂直，在同等風力條件下有效作用面積最大，因此在各種類型的沙丘中移動速度是最快的。

縱向沙丘除橫向移動外，還有縱向移動的特點，運動的總方向與沙壟構成一個斜交的角度，交角介於25～40°之間，移動速度比橫向沙丘要慢的多。複合型沙壟的運動是通過覆蓋其上的新月形沙丘和沙丘鏈的運動來實現的。金字塔沙丘是多向風作用下的一種典型沙丘類型。沙丘來回擺動，但總的移動量並不大。

複合型橫向沙丘的移動則是通過複蓋在其上的次一級沙丘的移動來實現的。這種複合型沙丘移動速度比簡單類型沙丘慢許多。沙丘移動速度除了受風速和沙丘本身高度的影響外，還與沙丘的水分含量、植被狀況及下伏地貌條件的差異性等多種因素有關。

4.3沙漠化成因與類型

4.3.1荒漠化的概念荒漠化（Desertification）

1993～1994年，防治荒漠化公約上確定的定義為：“荒漠化是指包括氣候變異和人類活動在內的種種因素造成的乾旱、半乾旱和亞濕潤乾旱地區的土地退化。”

中國科學家提出沙漠化的定義是：“在乾旱、半乾旱和部分半濕潤地區，由於自然因素或人為活動的影響，破壞了自然生態系統的脆弱平衡，使原非沙漠的地區出現了以風沙活動為主要標誌的類似沙漠景觀的環境變化過程，以及在沙漠地區發生了沙漠環境條件的強化與擴張過程。簡言之，沙漠化也就是沙漠的形成和擴張過程。”

沙漠化（Desertization）風沙化

風沙化是朱震達等人根據我國情況提出的名詞術語。其內涵與沙漠化基本一致，外延是指半濕潤、濕潤地區的沙質幹河床與河流泛淤三角洲、古河谷和古代河流決口扇及海濱沙地等因風力作用，產生風沙活動並出現類似沙漠化地區的沙丘起伏地貌景觀。

4.3.2沙漠化成因

沙漠化的形成與發展既有自然因素的作用，又有人類活動的干擾與影響。在自然因素中，沙源與氣候變化是最主要的因素。氣候變化與沙漠化

在沙漠化的自然因素中，氣候乾旱是決定性的。撒哈拉地區的研究資料表明，沙漠化過程主要是在持續乾旱期間發生和加強的。眾多學者認為只有對土地及其資源給予合理的正確使用，才能避免由於乾旱而引起沙漠化的巨大災難。

人類活動與沙漠化

乾旱地區、特別是半乾旱地區（包括部分半濕潤地區），自然生態系統具有脆弱性和敏感性。人為過度的經濟活動，除了直接破壞生態環境，對沙漠化的自然因素起誘發和促進作用以外，還能夠導致局部和地表小氣候的惡化。

4.4.1沙塵暴的概念

沙塵暴是大風揚起地面沙塵，使空氣變得混濁，水準能見度低於1000m的惡劣天氣現象。在氣象學中規定，凡水準方向有效能見度小於1000m的風沙現象，稱為沙塵暴。

4.4沙塵暴

黑風暴是大風天氣中的一種特強沙塵暴天氣，其標準是大風吹揚起的沙塵使最小水準能見度降到0級（≤50m），瞬間風速大於25m/s的一種災害性天氣現象。沙塵暴前鋒呈高牆狀稱其為沙塵壁，沙塵壁移動迅速，呈現上黃、中紅、下黑三種顏色的旋轉式沙塵團。

4.4.2沙塵暴形成因素

沙塵暴形成的基本條件一是大風，二是地面上有裸露沙塵物質，三是不穩定的空氣，三者同步出現時方能產生沙塵暴。三因素中強風是起沙塵的動力，豐富的沙塵源是形成沙塵暴的物質基礎，而不穩定的空氣乃是局地熱力條件所致，使沙塵卷揚得更高。

天氣因素

乾旱少雨，大風頻繁，冷熱劇變，寒潮過境，不穩定的空氣在對流層底部形成強對流天氣等，均為沙塵暴的形成提供了有利的天氣背景。

地形因素

沙塵暴的路徑除受高空氣壓場制約外，地形是不可忽視的因數。我國沙塵暴路經一般分為4條，西路、西北路沙塵暴東移，主要是受秦嶺及陰山緯向構造山系的導向作用。北路、東路沙塵暴所以能爆發式南下，主要是內蒙古高平原地形坦蕩，使源於貝加爾湖的冷空氣能長驅直入，

物質因素

一類是自然的第四紀沉積物，如沙漠風成沙、戈壁沙礫、第三紀紅色砂礫岩、現代流水沖積物、湖積物、黃土、沙黃土，另一類是人類生產活動的人工堆積物。

人為因素

人為過度墾荒、過度放牧、濫伐森林、不合理利用水資源、土地不合理經營方式、工業廢棄物的堆放等，是加強和誘發沙塵暴的重要因素。

第5章重力侵蝕的教學目的和方法教學目的：分析重力侵蝕發生機制及其發展規律，闡述重力侵蝕形式及影響重力侵蝕的自然因素。掌握防治重力侵蝕的基本原理。教學方法：以教師課堂講授為主，學生自學、參閱課外書及野外實習為輔。計畫學時：約4學時。第5章重力侵蝕

5.1重力侵蝕作用分析

5.2崩塌5.3滑坡5.4錯落5.5蠕動5.6陷穴與瀉溜5.1重力侵蝕作用分析

5.1.1坡面重力侵蝕作用重力侵蝕是以單個落石、碎屑流或整塊土體、岩體沿坡向下運動的一系列現象。由於坡地重力所移動的物質多系塊體形式，故也稱為塊體運動。

當重力克服了物體的慣性力和摩擦阻力時，物體就要向下移動。在塊體運動中地表水、地下水以及地震等因素往往起促進和觸發作用。5.1.2坡面重力侵蝕應力

土粒岩屑或石塊運動坡面上塊體的重力G可分解為與坡面平行的下滑力T與垂直坡面的法向力N，其關係為：T＝GsinθN＝Gcosθ

式中：θ―坡角。從以上分析知坡面上塊體愈重，則下滑力T愈大。同時坡面上坡角愈陡，則其下滑力也愈大。

摩擦阻力τ增大到塊體與坡面間最大摩擦阻力τf時塊體處於極限平衡狀態。這時下滑力T

剛好等於摩擦阻力τf。與此相應的坡角為臨界坡角。將臨界坡角稱為該塊體與該坡面間的內摩擦角（φ

），以φ來表示。若τf為鬆散塊體的抗滑強度，則有τf＝N·tgφ＝Gcosθ·tgφ

這時，坡面上的土粒、石塊等的穩定條件應是：

T≤τfGsinθ≤Gcosθ·tgφTgθ≤tgφθ≤φ

塊體的整體位移

塊體運動有時還遇到另外一種阻力，即土層或岩層的粘結力C。此時其塊體運動的抗滑強度為：τf＝N·tgφ十C·A

式中：C―粘結力(kg／cm2)；A―運動塊體與坡面的結觸面積(cm2)。土體的粘結力與組成物質的成分、結構及土體含水量多少有密切關係。

總之，坡地上的塊仲運動主要受重力引起的下滑和岩土塊體的內摩擦力及粘結力的相互關係而定。其穩定係數K

為K＝抗滑阻力/下滑力=N·tgφ+C·A/T

當K＝1時，岩體或土體處於極限平衡狀態；當K＜1時，岩體或土體處於不穩定狀態；

當K＞1時，岩體或土體是穩定的。工程上一般採用K＝2～3為安全穩定係數。

5.2崩塌

5.2.1崩塌作用方式斜坡上的岩屑或塊體在重力作用下，快速向下坡移動稱為崩塌。崩塌過程按塊體的地貌部位和崩塌形式又可分為山崩、塌岸和散落。

山崩是山嶽地區常發生的一種大規模崩塌現象，崩塌體能達數十萬立方米。河岸、湖岸(庫岸)或海岸的陡坡，由於河水、湖水或海水的掏蝕而發生崩塌，稱為塌岸。

散落是岩屑沿斜坡向下作滾動和跳躍式地連續運動。5.2.2崩塌分類

根據組成坡地的物質結構

崩積物崩塌，山坡上已經過崩塌的岩屑和沙土等物質，處於很鬆散狀態。

表層風化物崩塌，在地下水沿風化層下部的基岩面流動時，引起風化層沿基岩面崩塌。

沉積物崩塌,由厚層的冰積物、沖積物或火山碎屑物組成的陡坡，由於結構鬆散，形成的崩塌。

基岩崩塌，在基岩山坡上沿節理面、層面或斷層面等發生的崩塌。根據崩塌體移動形式和速度

散落型崩塌，在節理或斷層發育的陡坡，或是軟硬岩層相同的陡坡，或是由鬆散沉積物組成的陡坡，常常形成散落型崩塌。

滑動型崩塌，這類崩塌沿一滑動面發生，有時崩塌土體保持了整體形態，這種類型的崩塌和滑坡很相似。

流動型崩塌，降雨時斜坡上的鬆散岩屑、砂和粘土，受水浸透後產生流動崩塌。5.2.3崩塌形成條件

地形條件

地形條件包括坡度和坡地相對高度。坡度對崩塌的影響最為明顯,一般大於33°的山坡不論岩屑大小都將有可能發生移動。坡地的相對高度和崩塌的規模有關，一般當坡地相對高度超過50m時，就可能出現大型崩塌。

地質條件

岩石中的節理、斷層、地層產狀和岩性等都對崩塌有直接影響。在節理和斷層發育的山坡岩石破碎，很易發生崩塌。當地層傾向和山坡坡向一致，而地層傾角小於山坡坡度角時，常沿地層層面發生崩塌。

氣候條件

氣候可使岩石風化破碎，加快坡地崩塌形成的時間，在日溫差、年溫差較大的乾旱、半乾旱地區，物理風化作用較強，在較短時間內岩石就會風化破碎。

地震及其它

地震是崩塌的觸發因素。地震時能形成數量多而規模很大的崩塌體。在山區進行各種工程建設時，如不顧及自然地形條件，任意開挖、常使山坡平衡遭到破壞而發生崩塌。另外任意砍伐森林和在陡坡上開墾荒地也常引起崩塌。5.3滑坡

5.3.1滑坡的地貌特徵滑坡體斜坡上向下滑動的那部分土體或岩體稱之為滑坡體。由於整體下滑，土體大體還保持著原有結構，它以滑動面與下伏未滑地層分割開來，滑坡體與其周圍不動土體在平面上的分界線稱之為滑坡周界，它圈定了滑坡作用範圍。

滑動面或滑動帶

滑坡體沿之下滑的面稱為滑動面。在均質土體中其剖面為一個近似半圓弧形，通常上陡下緩，中部接近水準，前緣出口處常常形成逆向的反坡。

滑動面附近的土體有明顯的擾動或拖曳褶皺等現象構成滑動帶。滑動帶的厚薄不一，從數釐米到數米不等。

滑坡後壁與滑坡臺階

滑坡體與坡上方末動土石體之間，由一半圓形的圍椅狀陡崖分開，這個陡崖稱為滑坡壁。一般坡度為60°～80°，高度從數釐米至數米不等。滑坡體下滑時，因滑體各段移動速度的差異產生分支滑動面，使滑坡體分裂成為幾個錯臺，稱之為滑坡臺階。

滑坡舌與滑坡鼓丘

滑坡體前緣常呈舌狀突出稱為滑坡舌。由於滑坡舌是被推動的，故稱被動主體。滑體上部則稱為主動主體。滑體在滑動過程個滑坡舌前面常因受阻、擠壓而鼓起，稱滑坡鼓丘。

滑坡湖與滑坡窪地

滑坡滑動後，在滑坡壁下部和滑坡臺階的後緣，即滑坡臺階的反坡處，常常形成滑坡窪地。有時因地面積水或地下水出露而形成滑坡湖或濕地。

環狀拉張裂縫，由滑坡體向下滑動時產生的拉力造成的，屬拉張裂縫。剪切裂縫，因滑動土體與相鄰不動土體之間相對位移產生剪切力造成。鼓張裂縫，分佈在滑體的下部，因滑體下滑受阻，使土體隆起形成的張開裂縫。扇形張裂縫，在滑坡體最前緣，因滑坡舌向兩側擴散而形成的扇形或放射狀張裂縫。

滑坡裂縫

5.3.2滑坡的力學機制及滑坡形成條件

滑坡滑動的力學機制土坡的穩定係數K為

總抗滑力矩

K＝—————————

滑動力矩對於均質土坡來說，滑動面上各點的抗滑阻力為:τf=N·tgφ十C。式中：C和φ為常數。N為重力垂直於坡面的分力，φ為內摩擦角。

滑坡形成條件

斜坡的地貌特徵決定了斜坡內部應力分佈狀態及地表流水特徵，特別是斜坡的高度、陡度和外形是決定滑動力大小的主要因素。斜坡的物質組成與地質結構也直接影響著滑坡的發生與否，它們的抗剪強度、抗風化、抗軟化、抗沖刷的能力不同，發生滑坡的頻率也不一樣。地下水的作用是促使滑坡發生的極重要的因素，地下水浸濕斜坡上的物質，顯著地降低其抗剪強度。

5.3.3滑坡類型及其發展階段

滑坡類型根據滑坡的物質，可劃分為黃土滑坡、粘土滑坡、碎屑滑坡和基岩滑坡。根據滑坡和岩層產狀、岩性和構造等，可劃分為順層面滑坡、構造面滑坡和不整合面滑坡等。根據滑坡體的厚度，可劃分為淺層滑坡(數米)、中層滑坡(數米到二十米)和深層滑坡(數十米以上)。根據滑坡的觸發原因，可劃分為人工切坡滑坡、沖刷滑坡、超載滑坡、飽和水滑坡、潛蝕滑坡和地震滑坡等。

滑坡發展階段

第一階段為蠕動變形階段，在斜坡內部某一部分因抗剪強度小於剪切力而首先變形，產生微小的滑動。第二階段為蠕動變形階段，這一階段長的可達數年，短的僅數月或幾天。第三階段為劇烈滑動階段，在這一階段中滑動面業已形成，岩體完全破裂，處於極限平衡狀態。

第四階段為漸趨穩定階段，經劇烈滑動之後，滑坡體變形重心降低，趨向停止。斜坡形態的改變

山區斜坡常常因河流凹岸側蝕和人工開挖坡腳，造成高陡的邊坡而發生滑坡，或是在坡頂堆積棄土，或建造工程建築物。這些不但改變了斜坡的外形，也加大了承載力，使基部的土體加大下滑力，可能發生滑坡。

5.3.4影響滑坡因素的分析

大氣降水和地下水變化

大雨、暴雨以及相隨的大量地下水活動，使土體容量驟增，加大滑動力，減小抗滑力導致滑坡發生。

山區河流水位具有很大變幅，高水位時滑帶浸水範圍擴大，增加土體容重，降低抗滑強度。震動影響

砂層或粗粉砂層如遇到震動，顆粒將重新排列，這種過程如發生在地下水面以上，可引起地面沉陷，如發生在地下水面以下，則引起浸水的砂或粉砂的液化發生流動，所以濕潤的砂質斜坡受到震動後就很不穩定。

5.4錯落

5.4.1錯落的特徵

錯落是指陡崖、陡坎、陡坡沿一些近似垂直的破裂面發生整體下坐位移。它的特徵是垂直位移量大於水準位移量。錯落體比較完整，大體上保持了原來的結構和產狀。

5.4.2發生條件和原因

形成條件

地貌條件是影響錯落發生的因素之一，錯落主要出現在山區峽谷河道兩側受到強烈側蝕的部位。地質條件是影響錯落發生的因素之二，錯落主要發生在粘結力較大的地層或堅硬岩層組成的陡崖或陡坡上常有大斷層、大節理的地方。大量統計結果表明坡角θ、內摩擦角φ和錯落破裂面的角度A的經驗關係式為

A＝（θ+φ）/2影響因素

山坡下部減少了支撐力量，如原為接近極限平衡的山坡，當河流下切側蝕或波浪強烈擊撞，或人工開挖路塹，造成隱伏的傾斜軟弱面下端處於臨空狀態，都是引起錯落的因素。

5.5蠕動

5.5.l蠕動特徵蠕動主要是指土層、岩層和它們的風化碎屑物質在重力作用控制下，順坡向下發生的十分緩慢的移動現象。移動的速度每年小的只有若於毫米，大的可達幾十釐米。

根據蠕動的規模和性質，可以將蠕動劃分為兩大類型，即疏鬆碎屑物的蠕動與岩層蠕動。

5.5.2鬆散層蠕動(土屑或岩屑蠕動)

斜坡上鬆散岩屑或表層土粒，由於冷熱、幹濕變化而引起體積脹縮，並在重力作用下常常發生緩慢的順坡向下移動。引起鬆散土粒或岩屑蠕動的因素是多方面的。溫差和幹濕變化

在溫濕地區主要是因溫差變化(包括凍融過程)或幹濕變化引起土粒或岩屑發生脹縮。膨脹時碎屑顆粒垂直於斜坡方向上抬，收縮下落時卻是沿重力方向直落而下。在寒冷地區，凍融作用是引起土屑或岩屑蠕動的主要因素。

粘土含量

碎屑中粘土含量越多，蠕動現象越明顯。幹濕變化對岩塊碎屑體積脹縮的影響是微小的，而對粘上的影響特別大，對塑性指數較高的膨潤粘土影響則更大。

坡度

蠕動雖然可以出現在各種坡度的坡面上，但以在25°～30°左右的坡地上最明顯。除此之外，蠕動還受到植物的搖動、動物踐踏以及人類活動等因素的影響。5.5.3基岩岩層蠕動

暴露於地表的岩層在重力作用下也發生十分緩慢的蠕動。蠕動的結果使岩層上部及其風化碎屑層順坡向下呈弧形彎曲。岩層雖然發生彎曲，但並不擾亂層序，甚至在蠕動了的碎屑層中，層次都依然可見。5.6陷穴與瀉溜

由於土層表面受濕幹、熱冷、凍融等的變化而引起的漲縮作用，造成表土的剝裂，在重力作用下順坡瀉溜。雨水或片流沿黃土的垂直節理下滲，通過潛蝕作用，使裂隙逐漸擴大，形成陷穴等重力侵蝕形式。

5.6.1陷穴形成機制、分佈與類型

陷穴形成機制及分佈

地表水沿黃土中的裂隙或孔隙下滲，對黃土產生溶蝕和侵蝕，並把可溶性鹽類帶走，致使下邊掏空，當上邊的土體失去頂托時，引起黃土的陷落，形成陷穴。陷穴多分佈在地表水容易彙集的溝間地邊緣地帶和穀坡的上部，特別是沖溝的溝頭附近最為發育。陷穴類型

漏斗狀陷穴，呈漏斗狀深度不超過10m，主要分佈在穀坡上部和墚峁的邊緣地帶。豎井狀陷穴，呈井狀口徑小而深度大。深度可達20m以上，主要分佈在塬邊地帶。串珠狀陷穴，幾個陷穴連續分佈成串珠狀，陷穴的底部常有孔道相通，常見於切溝溝床上或坡面長、坡度大的梁峁斜坡上。

5.6.2瀉溜及其形成過程

在石質山區、紅土或黃土地區，土體表面受幹濕、冷熱和凍融等變化影響而引起物體的脹縮，造成碎土和岩屑的疏鬆破碎，在重力作用下順坡而下地滾落或滑落下來，形成陡峭的錐體，這種現象稱為瀉溜。

瀉溜形成過程

黃土地區，當農耕地坡度超過35°時，會發生耕土瀉溜，並留下明顯的溜土痕跡。第四紀紅色粘土的陡坡岩體，由於冬、春凍融變化中的脹縮以及物理風化作用，常引起瀉溜的發生。

剖析紅土