农学考研必备史上最强水土保持学土壤学课件

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1、土壤侵蚀原理土壤侵蚀原理第一章第一章 绪论绪论 1.11.1 课程性质及使用对象课程性质及使用对象 1.2 1.2 课程涉及范围及与其他课程关系课程涉及范围及与其他课程关系 1.3 1.3 土壤侵蚀及其危害土壤侵蚀及其危害 1.4 1.4 土壤侵蚀原理研究历史与现状土壤侵蚀原理研究历史与现状 1.1 1.1 课程性质及使用对象课程性质及使用对象 本书是高等院校本书是高等院校“水土保持与荒漠化防治专业水土保持与荒漠化防治专业”本科本科生学习生学习“土壤侵蚀原理土壤侵蚀原理”课程所用教材。课程所用教材。“土壤侵蚀原土壤侵蚀原理理”是高等院校是高等院校“水土保持与荒漠化防治水土保持与荒漠化防治”专业

2、本科生专业本科生的一门核心专业基础课程。的一门核心专业基础课程。 本教材主要用于本教材主要用于“水土保持与荒漠化防治专业水土保持与荒漠化防治专业”本本科生教学，同时可供森林资源类和环境保护类有关专业科生教学，同时可供森林资源类和环境保护类有关专业本科生作为教学用书。也可作为水土保持与荒漠化防治、本科生作为教学用书。也可作为水土保持与荒漠化防治、土地利用、国土整治、环境保护等方面从事科学研究、土地利用、国土整治、环境保护等方面从事科学研究、教学、管理和生产实践人员的参考书。教学、管理和生产实践人员的参考书。1.2 1.2 课程涉及范围及与其他课程关系课程涉及范围及与其他课程关系 1.2.1 1.

3、2.1 课程涉及范围课程涉及范围 “土壤侵蚀原理土壤侵蚀原理”课程课程涉及到水力学、水文学、土涉及到水力学、水文学、土壤学、气象学、生壤学、气象学、生态态学和岩土力学等学科内容学和岩土力学等学科内容。 在理在理论论教学中，以教学中，以讲授讲授土壤侵土壤侵蚀蚀侵侵蚀蚀形式、土壤侵形式、土壤侵蚀发蚀发生生发发展展规规律和分析影响土壤侵律和分析影响土壤侵蚀蚀的自然因子的自然因子为为主主。 在在课课程程实习实习等等实实践教学践教学环节环节中，要求学生中，要求学生较为较为深刻深刻地地认识认识在不同外在不同外营营力作用下土壤侵力作用下土壤侵蚀蚀的的发发生生发发展展过过程程。 1.2.2 1.2.2 与其他

4、课程关系与其他课程关系 在土壤侵蚀规律方面，土壤侵蚀原理以与影响土壤在土壤侵蚀规律方面，土壤侵蚀原理以与影响土壤侵蚀自然因素有关的学科为基础，在土壤侵蚀防治方面，侵蚀自然因素有关的学科为基础，在土壤侵蚀防治方面，随着新技术的不断应用，与许多学科发生了相互渗透、随着新技术的不断应用，与许多学科发生了相互渗透、相互促进的作用。相互促进的作用。 土壤侵蚀原理与气象学、水文学的关系主要体现在土壤侵蚀原理与气象学、水文学的关系主要体现在各种气象因素和不同气候类型对土壤侵蚀都有直接或间各种气象因素和不同气候类型对土壤侵蚀都有直接或间接的影响，并形成不同的水文特征。接的影响，并形成不同的水文特征。 土壤侵蚀

5、原理与地学的关系主要体现在地貌、地质土壤侵蚀原理与地学的关系主要体现在地貌、地质及地理对土壤侵蚀量和土壤侵蚀过程的影响。及地理对土壤侵蚀量和土壤侵蚀过程的影响。 土壤侵蚀与土壤学及土地资源学的关系体现在土壤、土壤侵蚀与土壤学及土地资源学的关系体现在土壤、母质及浅层基岩是土壤侵蚀作用破坏的主要对象。不同母质及浅层基岩是土壤侵蚀作用破坏的主要对象。不同的土壤具有不同的蓄水、透水和抗蚀能力。的土壤具有不同的蓄水、透水和抗蚀能力。 土壤侵蚀与流体力学、水力学、水文学学科的关系土壤侵蚀与流体力学、水力学、水文学学科的关系更为密切，无论是水力侵蚀、风力侵蚀还是重力侵蚀导更为密切，无论是水力侵蚀、风力侵蚀还

6、是重力侵蚀导致的径流、泥沙、风沙流等，都与以上学科有紧密联系。致的径流、泥沙、风沙流等，都与以上学科有紧密联系。 土壤侵蚀与环境科学的关系在于土壤侵蚀所研究的土壤侵蚀与环境科学的关系在于土壤侵蚀所研究的问题正是山区、丘陵区和风沙区的生态环境问题。问题正是山区、丘陵区和风沙区的生态环境问题。1.3 1.3 土壤侵蚀及其危害土壤侵蚀及其危害 1.3.1 1.3.1 我国土壤侵蚀概况我国土壤侵蚀概况 我国是世界土壤侵我国是世界土壤侵蚀蚀最最严严重的国家之一，其范重的国家之一，其范围围遍遍及全国各地。土壤侵及全国各地。土壤侵蚀蚀的成因复的成因复杂杂，危害，危害严严重，主要侵重，主要侵蚀类蚀类型有水力侵

7、型有水力侵蚀蚀、风风力侵力侵蚀蚀、重力侵、重力侵蚀蚀、冻冻融侵融侵蚀蚀和和冰川侵冰川侵蚀蚀等。等。 土壤侵土壤侵蚀蚀的的发发生除自然因素影响外，另一重要原因生除自然因素影响外，另一重要原因就是人就是人类类不合理的活不合理的活动动。虽经虽经几十年的不断努力，土壤几十年的不断努力，土壤侵侵蚀蚀的的综综合治理取得了合治理取得了显显著成效。但由于著成效。但由于种种人为种种人为不合不合理活理活动动，导导致土壤侵致土壤侵蚀蚀面面积积和侵和侵蚀蚀程度不断程度不断扩扩大加大加剧剧的的趋势还趋势还没有从根本上得到遏制。没有从根本上得到遏制。1.3.2 1.3.2 土壤侵蚀危害土壤侵蚀危害 v破坏土地吞食农田破坏

8、土地吞食农田 西北黄土区、东北黄土区和南方化岗岩西北黄土区、东北黄土区和南方化岗岩“崩岗崩岗”地区地区土壤侵蚀最为严重。黄土高原的侵蚀沟头一般每年前进土壤侵蚀最为严重。黄土高原的侵蚀沟头一般每年前进1 13m3m。辽辽宁省宁省1212个市建国以来由于土壤侵个市建国以来由于土壤侵蚀蚀已已损损失土地失土地71.271.2万万hmhm2 2（10681068万万亩亩）。）。 严严重的土壤侵重的土壤侵蚀导蚀导致土地致土地“沙化沙化”。在我国西北干旱草。在我国西北干旱草原和与原和与风风沙区相沙区相邻邻的黄土丘陵区，常因的黄土丘陵区，常因风蚀风蚀危害造成土地危害造成土地“沙化沙化”现现象。象。 v降低土壤

9、肥力加剧干旱发展降低土壤肥力加剧干旱发展 土壤中含有大量氮、磷、钾等各种营养物质，土壤流土壤中含有大量氮、磷、钾等各种营养物质，土壤流失也就是肥料的流失。据湖北省有关部门观测分析，坡耕失也就是肥料的流失。据湖北省有关部门观测分析，坡耕地每年流失土壤约地每年流失土壤约2.12.1亿亿t t，其中含有机质其中含有机质273273万万t t，氮、磷、氮、磷、等养分等养分231231万万t t。 坡耕地水、土、肥流失后，土地日益瘠薄，田坡耕地水、土、肥流失后，土地日益瘠薄，田间间持水持水能力降低，加能力降低，加剧剧了干旱了干旱发发展。据展。据统计统计全国多年平均受旱面全国多年平均受旱面积约积约1960

10、1960万万hmhm2 2（2.942.94亿亩亿亩），成灾面），成灾面积约积约673.3673.3万万hmhm2 2（1.011.01亿亩亿亩）。）。 v淤积抬高河床加剧洪涝灾害淤积抬高河床加剧洪涝灾害 土壤侵蚀使大量坡面泥沙被冲蚀、运搬后沉土壤侵蚀使大量坡面泥沙被冲蚀、运搬后沉积在下游河道，消弱了河床泄洪能力，加剧了洪积在下游河道，消弱了河床泄洪能力，加剧了洪水危害。水危害。v淤塞水库湖泊影响开发利用淤塞水库湖泊影响开发利用 新中国成立以来，初步估计全国各地由于土新中国成立以来，初步估计全国各地由于土壤侵蚀而损失的各类水库、山塘等库容历年累计壤侵蚀而损失的各类水库、山塘等库容历年累计在在2

11、00200亿亿m m3 3以上。以上。 1.4 1.4 土壤侵蚀原理研究历史与现状土壤侵蚀原理研究历史与现状 1.4.1 1.4.1 国际上研究历史与现状国际上研究历史与现状 v前苏联前苏联 前前苏联苏联土壤侵土壤侵蚀蚀学科始于学科始于1818世世纪纪中叶，中叶，进进入入1919世世纪纪，开，开展了土壤侵展了土壤侵蚀调查蚀调查，编绘编绘了部分区域面了部分区域面蚀蚀和沟和沟蚀蚀分布分布图图。 19171917年年1010月前月前苏联苏联革命革命胜胜利后不久，在奥利后不久，在奥尔尔诺诺夫斯克夫斯克州成立了世界第一个土壤保持州成立了世界第一个土壤保持试验试验站站诺诺沃西里沃西里试验试验站站(1923

12、)(1923)。 19671967年以后，全国有年以后，全国有200200多个科研多个科研单单位从事土壤侵位从事土壤侵蚀蚀及及其其综综合治理的研究。合治理的研究。这这期期间间在侵在侵蚀蚀研究方法上有很大改研究方法上有很大改进进。 v欧洲欧洲 欧洲防治山洪、泥石流、滑坡等自然灾害最欧洲防治山洪、泥石流、滑坡等自然灾害最早从阿尔卑斯山区各国开始，然后推向全欧洲。早从阿尔卑斯山区各国开始，然后推向全欧洲。18841884年，奥地利制定了世界第一部有关防止土壤年，奥地利制定了世界第一部有关防止土壤侵蚀的侵蚀的荒溪治理法荒溪治理法，总结出一套综合防治土，总结出一套综合防治土壤侵蚀的森林壤侵蚀的森林工程措

13、施体系。工程措施体系。 到现在，欧洲已建立起生物措施、工作措施、到现在，欧洲已建立起生物措施、工作措施、土地利用调整、法律措施等综合治理体系。土地利用调整、法律措施等综合治理体系。 v美国美国 美国从美国从1919世纪世纪5050年代后期逐渐兴起土壤侵蚀年代后期逐渐兴起土壤侵蚀的防治工作，的防治工作，1919世世纪纪3030年代在美国土壤保持局第年代在美国土壤保持局第一任局一任局长贝长贝内特博士内特博士(H. H. Bennett)(H. H. Bennett)的的积积极支极支持下，美国持下，美国设设立立1919个保土个保土试验试验站站。 19561956年后威斯年后威斯迈迈尔尔(W. H.

14、(W. H. WischmeierWischmeier) ) 推推出了通用土壤流失方程式出了通用土壤流失方程式( (简简称称USLE)USLE)。 近年来美国主要研究内容近年来美国主要研究内容为为研制研制评评估、估、预测预测和和监测监测土地生土地生产产能力和土地能力和土地资资源源变变化的新技化的新技术术。 v日本日本 1717世纪后期，学者河村瑞贤提出荒山恢复建议，世纪后期，学者河村瑞贤提出荒山恢复建议，要把造林与工程措施相结合，被政府采纳。要把造林与工程措施相结合，被政府采纳。18971897年年为为防治山区灾害，制定了防治山区灾害，制定了森林法森林法。 第二次世界大第二次世界大战战后，日本

15、重又开始治山工作，后，日本重又开始治山工作，并于并于19531953年年设设立水土保持立水土保持对对策策协议协议会，制会，制订订基本基本对对策。策。 尽管日本防止土壤侵尽管日本防止土壤侵蚀蚀的工程措施、工程施工的工程措施、工程施工方法方法较为较为先先进进，但其理，但其理论论研究相研究相对对来来说较为说较为滞后。滞后。1.4.2 1.4.2 国内研究历史与现状国内研究历史与现状 早在公元前早在公元前1010世纪的西周时期，就有世纪的西周时期，就有“平治水土平治水土”之之说，说，诗经诗经中中记记述了朴素的土壤侵述了朴素的土壤侵蚀蚀防治原理及合理土防治原理及合理土地利用的重要性。地利用的重要性。 1

16、9401940年旧黄河水利委年旧黄河水利委员员会的一些科技人会的一些科技人员针对员针对治黄工作治黄工作，提出了防治泥沙，提出了防治泥沙问题问题，并成立了林，并成立了林垦设计垦设计委委员员会会，开展开展水土保持造林工作。水土保持造林工作。 新中国成立后新中国成立后，19561956年成立了国年成立了国务务院水土保持委院水土保持委员员会会，19911991年，年，第七届全国人大常第七届全国人大常务务委委员员会第会第2020次会次会议议一致通一致通过过了了中中华华人民共和国水土保持法人民共和国水土保持法，至此我国的水土保持，至此我国的水土保持工作逐步走向了法制化、工作逐步走向了法制化、规规范化和科学

17、化的道路。范化和科学化的道路。 在土壤侵蚀防治和水土保持教研方面，建国初期在在土壤侵蚀防治和水土保持教研方面，建国初期在原北京林学院林业专业首先设置了原北京林学院林业专业首先设置了“森林改良土壤学森林改良土壤学”课程，课程，19801980年北京林年北京林业业大学成立了水土保持系，大学成立了水土保持系，19851985年年开始培养博士研究生。开始培养博士研究生。 其后西北林学院、山西其后西北林学院、山西农业农业大学、甘大学、甘肃农业肃农业大学、大学、山山东农业东农业大学和大学和华华北水北水电电学院等高等院校相学院等高等院校相继继成立了水成立了水土保持土保持专业专业或开或开设设了水土保持了水土保

18、持课课程。程。19851985年中国水土保年中国水土保持学会成立。持学会成立。 到目前为止我国土壤侵蚀方面的研究到目前为止我国土壤侵蚀方面的研究取得了丰取得了丰硕硕成成果，某些理果，某些理论论研究成果已步入世界前沿或达到国研究成果已步入世界前沿或达到国际领际领先先水平。水平。 第第 2 章章 土壤侵蚀类型土壤侵蚀类型 土壤侵蚀原理土壤侵蚀原理第第 2 章章 土壤侵蚀类型土壤侵蚀类型l教学目的教学目的 掌握土壤侵蚀、水土流失、水土保持等的基本概念，掌握土壤侵蚀应力、土壤侵蚀类型及类型划分，土壤侵蚀形式、土壤侵蚀程度及强度。l教学方法教学方法课堂讲授l计划学时计划学时约2学时第第 2 章章 土壤侵

19、蚀类型土壤侵蚀类型 2.1 土壤侵蚀及其与水土流失关系土壤侵蚀及其与水土流失关系2.2 导致土壤侵蚀的营力导致土壤侵蚀的营力 2.3 土壤侵蚀类型及类型划分土壤侵蚀类型及类型划分 2.4 土壤侵蚀形式土壤侵蚀形式 2.5 土壤侵蚀程度及强度土壤侵蚀程度及强度2.1 土壤侵蚀及其与水土流失关系土壤侵蚀及其与水土流失关系 土壤侵蚀土壤侵蚀 中国大百科全书中国大百科全书水利卷水利卷（1992.31992.3）对）对土壤侵蚀土壤侵蚀( (soil erosion)soil erosion)的定义为：土壤及其母的定义为：土壤及其母质在水力、风力、冻融、重力等外营力作用下，质在水力、风力、冻融、重力等外营

20、力作用下，被破坏、剥蚀、搬运和沉积的过程。被破坏、剥蚀、搬运和沉积的过程。 水土流失水土流失 水土流失（水土流失（water and soil losswater and soil loss）在在中中国水利百科全书国水利百科全书第一卷第一卷（1990.121990.12）中定义）中定义为在水力、重力、风力等外营力作用下，水土为在水力、重力、风力等外营力作用下，水土资源和土地生产力的破坏和损失，包括土地表资源和土地生产力的破坏和损失，包括土地表层侵蚀及水的损失，亦称水土损失。层侵蚀及水的损失，亦称水土损失。 从土壤侵蚀和水土流失的定义中可以看出，从土壤侵蚀和水土流失的定义中可以看出，二者虽然存在

21、着共同点，即都包括了在外营力二者虽然存在着共同点，即都包括了在外营力作用下土壤、母质及浅层基岩的剥蚀、运搬和作用下土壤、母质及浅层基岩的剥蚀、运搬和沉积的全过程；但是也有明显差别，即水土流沉积的全过程；但是也有明显差别，即水土流失中包括了在外营力作用下水资源和土地生产失中包括了在外营力作用下水资源和土地生产力的破坏与损失，而土壤侵蚀中则没有。力的破坏与损失，而土壤侵蚀中则没有。 水土流失与土壤侵蚀关系水土流失与土壤侵蚀关系 水土保持水土保持 在在中国大百科全书中国大百科全书农业卷农业卷（1990.91990.9）中水土保持的定义为：防治水土流）中水土保持的定义为：防治水土流失，保护、改良与合理

22、利用山丘区和风沙区水失，保护、改良与合理利用山丘区和风沙区水土资源，维护和提高土地生产力，以利于充分土资源，维护和提高土地生产力，以利于充分发挥水土资源的经济效益和社会效益，建立良发挥水土资源的经济效益和社会效益，建立良好生态环境的事业。好生态环境的事业。 2.2 导致土壤侵蚀的营力导致土壤侵蚀的营力 内营力内营力 内内营营力力作用是由地球内部能量所引起的。作用是由地球内部能量所引起的。 其主要表现是地壳运动、岩浆活动、地震等。其主要表现是地壳运动、岩浆活动、地震等。 地壳运地壳运动动使地壳使地壳发发生生变变形和形和变变位，改位，改变变地壳地壳构造形构造形态态，因此又称，因此又称为为构造运构造

23、运动动( (tectonic tectonic movement)movement)。其运动形式有垂直运动、水平运动其运动形式有垂直运动、水平运动 、褶皱运动和断裂运动四种形式。、褶皱运动和断裂运动四种形式。 岩岩浆浆活活动动是地球内部的物是地球内部的物质质运运动动（地幔（地幔物物质质运运动动）。）。 地震地震也是内也是内营营力作用的一种表力作用的一种表现现。它。它往往往是与断裂、火山往是与断裂、火山现现象相象相联联系，世界主要火系，世界主要火山山带带、地震、地震带带与断裂与断裂带带分布的一致性是分布的一致性是这这种种联联系的反映。系的反映。 地壳：厚度为535km地幔：厚度为352900km

24、地核：厚度为29005120km 地壳的上部为疏散沉积物,中部为沉积物和玄武岩，下部为硅镁层。 地幔分为上地幔和下地幔两层。上地幔由橄榄岩质的超基性岩石组成，为岩浆源地，下地幔含有更多的铁。 地核主要由铁和镍组成。地地 球球 内内 部部 构构 造造 外营力作用外营力作用 外营力作用的主要能源来自太阳能。外营力作用的主要能源来自太阳能。包括风化作用、剥蚀作用、搬运作用和堆包括风化作用、剥蚀作用、搬运作用和堆积作用等形式。积作用等形式。 风风化（化（weatheringweathering）作用作用就是指就是指矿矿物、岩石在地表新的物理、物、岩石在地表新的物理、化学条件下所化学条件下所产产生的一切

25、物理状生的一切物理状态态和化学成分的和化学成分的变变化，是在大气及化，是在大气及生物影响下岩石在原地生物影响下岩石在原地发发生的破坏作用。生的破坏作用。 各种外营力作用（包括风化、流水、冰川、风、波浪等）对地各种外营力作用（包括风化、流水、冰川、风、波浪等）对地表进行破坏，并把破坏后的物质搬离原地，这一过程或作用称为表进行破坏，并把破坏后的物质搬离原地，这一过程或作用称为剥剥蚀蚀( (denudation)denudation)作用作用。风力搬运风力搬运风化、剥蚀后的碎霄物质，随着各种不同的外营力作用转风化、剥蚀后的碎霄物质，随着各种不同的外营力作用转移到其它地方的过程称为移到其它地方的过程称

26、为搬运搬运( (transportation)transportation)作用作用。水力搬运水力搬运 被搬运的物质由于介质搬运能力的减弱或被搬运的物质由于介质搬运能力的减弱或搬运介质的物理、化学条件改变，或在生物活搬运介质的物理、化学条件改变，或在生物活动参与下发生堆积或沉积，称为动参与下发生堆积或沉积，称为堆积作用堆积作用或或沉沉积积( (deposition)deposition)作用作用。土石山区河道沉积土石山区河道沉积黄土地区河道沉积黄土地区河道沉积土石山区堆积土石山区堆积2.3 土壤侵蚀类型及类型划分土壤侵蚀类型及类型划分 根据土壤侵蚀研究和其防治的侧重点不同，根据土壤侵蚀研究和其

27、防治的侧重点不同，土壤侵蚀类型（土壤侵蚀类型（the type of soil erosionthe type of soil erosion）的的划分方法也不一样。最常用的方法主要有按导致划分方法也不一样。最常用的方法主要有按导致土壤侵蚀的外营力种类来划分、按土壤侵蚀发生土壤侵蚀的外营力种类来划分、按土壤侵蚀发生的时间划分和按土壤侵蚀发生的速率划分三种。的时间划分和按土壤侵蚀发生的速率划分三种。 按导致土壤侵蚀的按导致土壤侵蚀的外营力种类外营力种类划分划分 在我国引起土壤侵蚀的外在我国引起土壤侵蚀的外营力种类营力种类主要主要有水力、风力、有水力、风力、重力、水力和重力的综合作用重力、水力和重

28、力的综合作用力、温度力、温度( (由冻融作用而产生的由冻融作用而产生的作用力作用力) )作用力、冰川作用力、作用力、冰川作用力、化学作用力等，因此土壤侵蚀化学作用力等，因此土壤侵蚀类型就有水力侵蚀、风力侵蚀、类型就有水力侵蚀、风力侵蚀、重力侵蚀、冻融侵蚀、冰川侵重力侵蚀、冻融侵蚀、冰川侵蚀、混合侵蚀蚀、混合侵蚀、化学侵蚀化学侵蚀和生和生物侵蚀物侵蚀等等类型类型。水力侵蚀类型水力侵蚀类型冰川侵蚀类型冰川侵蚀类型风力侵蚀类型风力侵蚀类型冻融侵蚀类型冻融侵蚀类型重力侵蚀类型重力侵蚀类型土土壤壤侵侵蚀蚀类类型型混合侵蚀类型混合侵蚀类型化学侵蚀类型化学侵蚀类型生物侵蚀类型生物侵蚀类型 按土壤侵蚀按土壤侵

29、蚀发生时间发生时间划分划分 以人类在地球上出现的时间为分界点，将土以人类在地球上出现的时间为分界点，将土壤侵蚀划分为两大类，一类是人类出现在地球上壤侵蚀划分为两大类，一类是人类出现在地球上以前所发生的侵蚀，称之为古代侵蚀以前所发生的侵蚀，称之为古代侵蚀( (ancient ancient erosion)erosion)； 另一类是人类出现在地球上之后所发生的侵另一类是人类出现在地球上之后所发生的侵蚀，称之为现代侵蚀蚀，称之为现代侵蚀( (modern erosion)modern erosion)。 按土壤侵蚀按土壤侵蚀发生速率发生速率划分划分 依据土壤侵蚀发生的速率大小和是否对土依据土壤侵

30、蚀发生的速率大小和是否对土资源造成破坏，将土壤侵蚀划分为加速侵蚀资源造成破坏，将土壤侵蚀划分为加速侵蚀( (accelerated erosion)accelerated erosion)和正常侵蚀和正常侵蚀( (normal normal erosion)erosion)。 非人为活动影响时非人为活动影响时人类出现后人类出现后土土壤壤侵侵蚀蚀古代侵蚀古代侵蚀加速侵蚀加速侵蚀地质侵蚀地质侵蚀加速侵蚀加速侵蚀现代侵蚀现代侵蚀正常侵蚀正常侵蚀正常侵蚀正常侵蚀人类出现前人类出现前按土壤侵蚀发生时间和土壤侵蚀发生速率划分的土壤侵蚀类型关系古代正常侵蚀古代正常侵蚀-洼地洼地现代加速侵蚀现代加速侵蚀-侵蚀

31、沟侵蚀沟2.4 土壤侵蚀形式土壤侵蚀形式 水力侵蚀形式水力侵蚀形式 水力侵蚀水力侵蚀( (water erosion)water erosion)是指在降雨雨是指在降雨雨滴击溅、地表径流冲刷和下渗水分作用下，滴击溅、地表径流冲刷和下渗水分作用下，土壤、土壤母质及其他地面组成物质被破坏、土壤、土壤母质及其他地面组成物质被破坏、剥蚀、搬运和沉积的全部过程。剥蚀、搬运和沉积的全部过程。 v雨滴击溅侵蚀雨滴击溅侵蚀 在雨滴击溅作用下土壤结构破坏和土壤颗在雨滴击溅作用下土壤结构破坏和土壤颗粒产生位移的现象称为雨滴击溅侵蚀粒产生位移的现象称为雨滴击溅侵蚀(rain drop splash erosion)

32、，简称为简称为溅蚀（溅蚀（splash erosion）。 v 面蚀面蚀 分散的地表径流冲走地表土粒称之为分散的地表径流冲走地表土粒称之为面蚀面蚀(surface erosion)。 按面蚀发生的地质条件、土地利用现状和发按面蚀发生的地质条件、土地利用现状和发生程度不同，面蚀可分为层状面蚀、砂砾化面蚀、生程度不同，面蚀可分为层状面蚀、砂砾化面蚀、鳞片状面蚀和细沟状面蚀。鳞片状面蚀和细沟状面蚀。 耕地层状面蚀耕地层状面蚀耕地层状面蚀耕地层状面蚀耕地砂砾化面蚀耕地砂砾化面蚀鳞片状面蚀鳞片状面蚀鳞片状面蚀鳞片状面蚀细沟状面蚀细沟状面蚀v沟沟蚀蚀 集中的地表径流冲刷地表，切入地面带走土壤、母集中的地表

33、径流冲刷地表，切入地面带走土壤、母质及基岩，形成沟壑的过程称之为质及基岩，形成沟壑的过程称之为沟蚀沟蚀( (gully erosion)gully erosion)。 由沟蚀形成的沟壑称作侵蚀沟。由沟蚀形成的沟壑称作侵蚀沟。 根据沟蚀发生的严重程度及侵蚀沟外貌特征，可将侵根据沟蚀发生的严重程度及侵蚀沟外貌特征，可将侵蚀沟分为黄土地区的侵蚀沟（蚀沟分为黄土地区的侵蚀沟（浅沟、切沟、冲沟和河沟浅沟、切沟、冲沟和河沟）和土石山区的侵蚀沟（和土石山区的侵蚀沟（荒沟和崩岗沟荒沟和崩岗沟）。）。 第一阶段的侵蚀沟形态第一阶段的侵蚀沟形态第三阶段的侵蚀沟形态第三阶段的侵蚀沟形态第二阶段的侵蚀沟形态第二阶段的

34、侵蚀沟形态第四阶段侵蚀沟第四阶段侵蚀沟第四阶段侵蚀沟俯视第四阶段侵蚀沟俯视土石山区荒沟土石山区荒沟v 山洪侵蚀山洪侵蚀山洪侵蚀山洪侵蚀 山区河流洪水对沟道堤岸的冲淘、对河床的冲刷或山区河流洪水对沟道堤岸的冲淘、对河床的冲刷或淤积过程称之为淤积过程称之为山洪侵蚀山洪侵蚀(torrential flood erosion)。 v 海岸浪蚀及库岸浪蚀海岸浪蚀及库岸浪蚀 在风力作用下，形成的波浪对海岸及水库岸在风力作用下，形成的波浪对海岸及水库岸库产生拍打、冲蚀作用，如果岸体为土体时，使库产生拍打、冲蚀作用，如果岸体为土体时，使海岸及库岸产生涮洗、崩塌逐渐后退，如果岸体海岸及库岸产生涮洗、崩塌逐渐后退

35、，如果岸体为较硬的岩石时，岸体形成凹槽，波浪继续作用为较硬的岩石时，岸体形成凹槽，波浪继续作用就形成侵蚀崖。就形成侵蚀崖。 风力侵蚀风力侵蚀 风力侵蚀风力侵蚀(wind erosion)(wind erosion)系指土壤颗粒或沙系指土壤颗粒或沙粒在气流冲击作用下脱离地表，被搬运和堆积的粒在气流冲击作用下脱离地表，被搬运和堆积的一系列过程，以及随风运动的沙粒在打击岩石表一系列过程，以及随风运动的沙粒在打击岩石表面过程中，使岩石碎屑剥离出现擦痕和蜂窝的现面过程中，使岩石碎屑剥离出现擦痕和蜂窝的现象。象。 风力侵蚀包括石窝（风蚀壁龛）、风蚀蘑风力侵蚀包括石窝（风蚀壁龛）、风蚀蘑菇、风蚀柱、风蚀垄槽

36、（雅丹）、风蚀洼地、菇、风蚀柱、风蚀垄槽（雅丹）、风蚀洼地、风蚀谷、风蚀残丘、风蚀城堡（风城）、石漠风蚀谷、风蚀残丘、风蚀城堡（风城）、石漠与砾漠（戈壁）、沙波纹、沙丘（堆）及沙丘与砾漠（戈壁）、沙波纹、沙丘（堆）及沙丘链（新月形沙丘链、格状沙丘链）和金字塔状链（新月形沙丘链、格状沙丘链）和金字塔状沙丘等形式。沙丘等形式。风蚀柱风蚀柱沙丘沙丘沙丘链沙丘链半固定沙丘半固定沙丘 重力侵蚀重力侵蚀 重力侵蚀重力侵蚀(gravitational erosion)(gravitational erosion)是一种是一种以重力作用为主引起的土壤侵蚀形式。它是坡面以重力作用为主引起的土壤侵蚀形式。它是坡面

37、表层土石物质及中浅层基岩，由于本身所受的重表层土石物质及中浅层基岩，由于本身所受的重力作用力作用( (很多情况还受下渗水分、地下潜水或地很多情况还受下渗水分、地下潜水或地下径流的影响下径流的影响) )，失去平衡，发生位移和堆积的，失去平衡，发生位移和堆积的现象。现象。 根据土石物质破坏的特征和移动方式，一根据土石物质破坏的特征和移动方式，一般地可将重力侵蚀分为陷穴、泻留、滑坡、崩般地可将重力侵蚀分为陷穴、泻留、滑坡、崩塌、地爬、崩岗、岩层蠕动、山剥皮等。塌、地爬、崩岗、岩层蠕动、山剥皮等。 陷穴陷穴泻溜泻溜土石山区崩塌土石山区崩塌黄土区崩塌黄土区崩塌滑坡滑坡地爬地爬山剥皮（土沙溜泻山腹）山剥皮

38、（土沙溜泻山腹） 混合侵蚀混合侵蚀 混合侵蚀（混合侵蚀（mixed erosionmixed erosion）是指在水流冲是指在水流冲力和重力共同作用下的一种特殊侵蚀形式。包括力和重力共同作用下的一种特殊侵蚀形式。包括石洪、泥流和泥石流三种形式。石洪、泥流和泥石流三种形式。 发生过石洪的沟道发生过石洪的沟道 冻融侵蚀冻融侵蚀 冻结、融化现象频繁进行，不断使裂缝加深冻结、融化现象频繁进行，不断使裂缝加深扩大，以致岩体崩裂成岩屑，称扩大，以致岩体崩裂成岩屑，称冻融侵蚀冻融侵蚀(freeze-thaw erosion)(freeze-thaw erosion)。也称冰劈作用。也称冰劈作用。 冰川侵蚀

39、冰川侵蚀 由冰川运动对地表土石体造成机械破坏作用由冰川运动对地表土石体造成机械破坏作用的一系列现象称为的一系列现象称为冰川侵蚀冰川侵蚀(glacier erosion)(glacier erosion)。 包括包括刨蚀、掘蚀刨蚀、掘蚀和和刮蚀刮蚀等形式。等形式。 化学侵蚀化学侵蚀 土壤中的多种营养物质在下渗水分作用下发土壤中的多种营养物质在下渗水分作用下发生化学变化和溶解损失，导致土壤肥力降低的过生化学变化和溶解损失，导致土壤肥力降低的过程称为程称为化学侵蚀（化学侵蚀（chemical erosionchemical erosion）。 主要包括水的化学侵蚀和垂直侵蚀等。主要包括水的化学侵蚀和

40、垂直侵蚀等。2.5 土壤侵蚀程度及强度土壤侵蚀程度及强度 土壤侵蚀量土壤侵蚀量 通常把土壤、母质及地表散松物质在外营力通常把土壤、母质及地表散松物质在外营力的破坏、剥蚀作用下产生分离和位移的物质量，的破坏、剥蚀作用下产生分离和位移的物质量，称为称为土壤侵蚀量土壤侵蚀量。 单位时间单位面积内产生的土壤侵蚀量，称单位时间单位面积内产生的土壤侵蚀量，称为为土壤侵蚀速率土壤侵蚀速率( (或速度或速度) )，或称为，或称为土壤侵蚀模数土壤侵蚀模数，量纲是量纲是t/kmt/km2 2aa。 土壤流失量土壤流失量 土壤流失（土壤流失（soil losssoil loss）所至指的仅为在水所至指的仅为在水力侵

41、蚀中，由于地表径流导致的土壤面蚀部分力侵蚀中，由于地表径流导致的土壤面蚀部分（包括层状面蚀、鳞片状面蚀、沙粒化面蚀和（包括层状面蚀、鳞片状面蚀、沙粒化面蚀和细沟状面蚀），因此细沟状面蚀），因此土壤流失量土壤流失量(amount of (amount of soil loss)soil loss)所指的也就是由于发生土壤面蚀所所指的也就是由于发生土壤面蚀所流失的土沙数量。流失的土沙数量。 土壤侵蚀程度土壤侵蚀程度 土壤侵蚀程度土壤侵蚀程度(degree of soil erosion)(degree of soil erosion)是是指任何一种土壤侵蚀形式在特定外营力种类作用指任何一种土壤侵蚀

42、形式在特定外营力种类作用和一定环境条件影响下，自其发生开始，截止到和一定环境条件影响下，自其发生开始，截止到目前为止的发展状况。目前为止的发展状况。 土壤侵蚀强度土壤侵蚀强度 土壤侵蚀强度土壤侵蚀强度(intensity of soil (intensity of soil erosion)erosion)所指的是某种土壤侵蚀形式在特定外营所指的是某种土壤侵蚀形式在特定外营力种类作用和其所处环境条件不变的情况下，该力种类作用和其所处环境条件不变的情况下，该种土壤侵蚀形式发生可能性的大小。种土壤侵蚀形式发生可能性的大小。 按按轻轻微、中度、微、中度、严严重等分重等分为为不同不同级别级别。 允许土

43、壤流失量允许土壤流失量 允许土壤流失量（允许土壤流失量（tolerance of soil tolerance of soil lossloss）是指小于或等于成土速度的年土壤流失量。是指小于或等于成土速度的年土壤流失量。也就是说允许土壤流失量是不至于导致土地生产也就是说允许土壤流失量是不至于导致土地生产力降低而允许的年最大土壤流失量。力降低而允许的年最大土壤流失量。 第第3 3章章 水力侵蚀的教学目的和方法水力侵蚀的教学目的和方法教学目的：教学目的：分析水力侵蚀发生机制及其发展规律，阐述 影响水力侵蚀的自然因素，掌握防治水力侵 蚀的基本原理。教学方法：教学方法：以教师课堂讲授为主，学生自学和

44、参阅课外 书为辅。计划学时：计划学时：约6学时。第第 3 章章 水力侵蚀水力侵蚀 3.1 3.1 水流作用水流作用 3.2 3.2 溅蚀溅蚀 3.3 3.3 面蚀面蚀 3.4 3.4 沟蚀沟蚀 3.5 3.5 山洪侵蚀山洪侵蚀 3.6 3.6 海岸、湖岸及库岸浪蚀海岸、湖岸及库岸浪蚀 3.1 水流作用水流作用3.1.1 3.1.1 水流剥蚀作用水流剥蚀作用 水流剥蚀水流剥蚀也就是地表泥沙被水流带走，沙粒可以呈滑动或滚动形式运动。是否发生剥蚀可根据泥沙起动条件来判断。 v 沙粒滑动时受力情况分析沙粒滑动时受力情况分析 Px FdaGPyV VdK1滑动起动流速滑动起动流速式中：系数式中：系数 K

45、1 d泥沙粒径泥沙粒径 f 摩擦系数摩擦系数；M砾石的容重；砾石的容重；w水的容重水的容重 ；x x 推移力系数；推移力系数； y 上举力系数；上举力系数； 水的密度。水的密度。v沙粒滚动时受力分析沙粒滚动时受力分析G1d2 2d d3 3d dP Py yP Px xV Vd0d0K2起动流速起动流速K2 式中符号物理意义同前。式中符号物理意义同前。3.1.2 3.1.2 水流搬运作用水流搬运作用 泥沙的搬运形式可分为推移推移和悬移悬移两大类。这两种形式运动的泥沙分别称为推移质推移质及悬移质悬移质。v泥沙搬运方式 ( (流速分布，推移质与悬移质的相互转化) )推移质推移质 河床河床床沙床沙(

46、静止静止)悬移质悬移质床面床面流速流速空气空气水水v水流挟沙力水流挟沙力 在一定的水流条件下，能够挟运泥沙的数量，称为挟沙力挟沙力。它的单位与含沙量s(kg/m3)相同，以符号0 表示。 水流挟沙力应该包括推移质和悬移质的全部沙量全部沙量。 但在天然河流中，悬移质一般成了全部运动泥沙的主体，因此，对于平原冲积性河流一说，常以悬移质输沙率代替水流的全部挟沙力。 3.1.3 泥沙的堆积泥沙的堆积 当泥沙的来量大于水流的挟沙力时，多余的泥沙就要沉积下来。 当摩阻流速相当于泥沙的沉速时，泥沙悬移运动才有可能产生。 （水流摩阻流速* ，其中0为作用在床面上的水流切应力）。 3.2 溅蚀溅蚀 3.2.1

47、雨滴特性 雨滴特性包括雨滴形态、大小及雨滴分布、降落速度、接地时冲击力、降雨量、降雨强度和降雨历时等，直接影响侵蚀作用的大小。 v雨滴形状、大小及分布雨滴形状、大小及分布 一般情况下，小雨滴为圆形，大雨滴(5.5mm)开始为纺锤形，在其下降过程中因受空气阻力作用而呈扁平形，两侧微向上弯曲。因此把雨滴直径5.5mm时，降落过程中比较稳定的雨滴称稳定雨滴； 当雨滴直径5.5mm时，雨滴形状很不稳定，极易发生碎裂或变形，称暂时雨滴。对于直径0.25mm的雨滴称为小雨滴。 v雨滴速度与能量雨滴速度与能量 雨滴降落时，因重力作用而逐渐加速，但由于周围空气的摩擦阻力产生向上的浮力也随之增加。当此二力趋于平

48、衡时，雨滴即以固定速度下降，此时的速度即为终点速度(terminal velocity)。 达到终点速度的雨滴下落距离，随雨滴直径增大而增加，大雨滴约需12m以上，终点速度的大小，主要取决于雨滴直径的大小和形状。雨滴的终点速度越大，其对地表的冲击力也越大，换言之对地表土壤的溅蚀能力也随之加大（E=0.5mv2）。v雨滴侵蚀力雨滴侵蚀力 降雨雨滴的侵蚀力是降雨引起土壤侵蚀的潜在能力。它是降雨物理特征的函数，降雨雨滴侵蚀力的大小完全取决于降雨性质，即该次降雨的雨量、雨强、雨滴大小等，而与土壤性质无关。 3.2.2溅蚀过程及溅蚀量溅蚀过程及溅蚀量 v溅蚀过程溅蚀过程 降雨雨滴动能作用于地表土壤而作功

49、，导致土粒分降雨雨滴动能作用于地表土壤而作功，导致土粒分散，溅起和增强地表薄层径流紊动等现象称为雨滴溅蚀散，溅起和增强地表薄层径流紊动等现象称为雨滴溅蚀作用（作用（rain drop splash erosion）。其。其过程图如下。过程图如下。v溅蚀量溅蚀量溅蚀量溅蚀量 击溅侵蚀引起土粒下移的数量称为溅蚀量溅蚀量。在侵蚀力不变情况下，溅蚀量决定于影响土壤可蚀性的诸因子(包括内摩擦力、粘着力等)。对同一性质的土壤以及相同管理水平而言，则决定于坡面倾斜情况倾斜情况、雨滴打击方打击方向向和降雨性质降雨性质。 fill研究了不同性质土壤的溅蚀，得了沙土溅蚀量与动能的0.9次方成正相关，壤土则与降雨动

50、能的1.46次方成正相关。 3.2.3 影响溅蚀因素影响溅蚀因素 v气候因素气候因素 雨型不同雨滴大小分布亦不同，就一定雨强来说，局部地区短阵性雨型比大面积的普通雨型更易引起土壤侵蚀。 降雨强度与雨滴的各种特征参数关系密切，因而，降雨强度也是影响溅蚀作用的因素之一。 溅蚀作用受风力强烈影响，风的推动作用会增加雨滴的打击能量，并改变雨滴打击角度。 v地形因素地形因素地形因素地形因素 土粒受雨滴打击后，其移动方向取决于坡向和坡度。在斜坡上土粒在击溅作用下向下坡移动的量大于向上坡移动的量。一般情况下坡度越大，溅蚀导致的移动土粒向下坡移动的愈多，移动距离也愈远。埃里林(Ellison)对溅蚀作用测量后

51、发现，在10%的地面坡度上，75%的土壤溅蚀量移向下坡，在同样条件下的沙土上，60%的溅蚀量移向下坡。 v土壤因素土壤因素土壤因素土壤因素 土壤种类不同，其粘粒、有机质含量以及其他对土壤起粘结和胶结作用的物质也不同，土壤团粒粘结构的增加能降低或减少雨滴击溅下的土粒分散坡坏。随着团粒中粘土含量的增加，团粒强度增大，雨滴溅蚀量减少。富含粘粒的土壤一般易于胶结，并且其团粒较粉质或沙质土的团粒大。 v植被因素植被因素植被因素植被因素 植被和其枯枝落叶层在防治溅蚀过程中具有及其重要的作用枯枝落叶完全覆盖的土壤表面能承受雨点降落时的冲击力，可从根本上消除击溅侵蚀作用。植被冠幅在大范围内减小雨滴的击溅侵蚀，

52、像谷类和大豆这样密集生长的农作物能截留降雨、防止雨滴直接打击在土壤上。 3.3 面蚀面蚀 3.3.1 3.3.1 坡面径流形成坡面径流形成v蓄渗阶段 蓄渗阶段一般包括植物截留、下渗和填洼三个部分。植物截留是雨水在植物叶面吸着力、承托力、重力和水分子内聚力作用下的叶面水分储存现象。其截留量一般为几毫米。 当降雨量大于植物截留和下渗量时，雨水便在一些分散的洼地停蓄起来，这种现象称为填洼。填洼量可达10100mm。 产流量可用下式表示：Rs(t) t时刻地面径流深（mm);i 降雨强度（ mm /min）;In 植物截流率（ mm /min）;e 蒸发率（ mm /min）;Sd 填洼率（ mm /

53、min）;f 下渗率（ mm /min）。 许多学者对水分下渗过程进行了研究，得出了一些许多学者对水分下渗过程进行了研究，得出了一些经验或理论公式。具有代表性的如下。经验或理论公式。具有代表性的如下。（1）Green-Ampt（格林格林安普特）方程安普特）方程 式中：式中：i入渗率（入渗率（mm/min）；）；I累积入渗量（累积入渗量（cm或或mm）；）；K湿润层的水力传导度，这里为饱和导水率（湿润层的水力传导度，这里为饱和导水率（cm/min）；）；H0土土表入渗处的压力头（表入渗处的压力头（cm）；）；Ht湿润锋处的有效压力头（湿润锋处的有效压力头（cm）；）；Lt湿润锋到达的距离（湿润锋

54、到达的距离（cm）；）；zf垂直入渗时的湿润锋深度垂直入渗时的湿润锋深度（cm）。）。水平入渗时：水平入渗时：垂直入渗时：垂直入渗时：（2 2 2 2）Philip(Philip(Philip(Philip(菲利蒲菲利蒲菲利蒲菲利蒲) ) ) )入渗方程入渗方程入渗方程入渗方程 水平入渗时：水平入渗时：垂直入渗时：垂直入渗时： 式中：式中：i入渗率（入渗率（mm/min）；）；I累积入渗量（累积入渗量（cm或或mm）；）； ，A土壤基摸的吸着率（土壤基摸的吸着率（LT-1/2）；）；t入渗时间（入渗时间（min）；）；B= 。（3 3 3 3）KostiakovKostiakovKostiak

55、ovKostiakov（考斯恰可夫）方程考斯恰可夫）方程考斯恰可夫）方程考斯恰可夫）方程 I=CtI=Cta a 式中：式中：i入渗率（入渗率（mm/min）；）；I累积入渗量（累积入渗量（cm或或mm）；）；C和和a均为从实验求得的参数，它们取决于土均为从实验求得的参数，它们取决于土壤质地和土壤物理性质。壤质地和土壤物理性质。（4 4）Horton(Horton(霍顿方程霍顿方程) ) 式中：式中： fp 入渗能力；入渗能力；fc稳定入渗率；稳定入渗率； f0初始入渗率；初始入渗率； 参数。参数。（5 5）HoltanHoltan( (霍尔坦方程霍尔坦方程) ) f入渗率；入渗率；GI作物生

56、物指数；作物生物指数；Sa地表层地表层有效蓄水量；有效蓄水量；fc稳定入渗率。稳定入渗率。 坡面上的地表径流流量为：坡面上的地表径流流量为：坡面上的地表径流流量为：坡面上的地表径流流量为： Q=Q=V V式中：式中：式中：式中： QQ 为为为为流量（流量（流量（流量（mm3 3/s);/s); v v为断面平均流速为断面平均流速为断面平均流速为断面平均流速(m/s)(m/s)； 若若若若将将将将坡面水流看作均匀流，可利用谢才公式（坡面水流看作均匀流，可利用谢才公式（坡面水流看作均匀流，可利用谢才公式（坡面水流看作均匀流，可利用谢才公式（ChezyChezy FormulaFormula）计算其

57、流速。计算其流速。计算其流速。计算其流速。式中：式中：式中：式中：v v为断面平均流速为断面平均流速为断面平均流速为断面平均流速(m/s)(m/s)；R R为断面的水力半径为断面的水力半径为断面的水力半径为断面的水力半径(m)(m)； J J为水力坡度为水力坡度为水力坡度为水力坡度(%)(%)；C C为谢才系数。为谢才系数。为谢才系数。为谢才系数。 l谢才系数谢才系数C可用曼宁公式可用曼宁公式(Manning Formula)计算：计算： 式中：式中：n为衡量边壁形状的不规则性和粗糙影响的一个为衡量边壁形状的不规则性和粗糙影响的一个综合性系数，叫做粗糙系数。综合性系数，叫做粗糙系数。R为水力半

58、径。为水力半径。v坡面漫流阶段坡面漫流阶段 坡面水流主要来源于超渗的降雨，在重力与摩阻力坡面水流主要来源于超渗的降雨，在重力与摩阻力支配下的水流运动。坡面水流的能量主要耗用于克服沿支配下的水流运动。坡面水流的能量主要耗用于克服沿程阻力，其运动可用坡面流运动方程和连续方程来描述。程阻力，其运动可用坡面流运动方程和连续方程来描述。假定坡面流为单向水流时，运动方程采用如下形式。假定坡面流为单向水流时，运动方程采用如下形式。h=Kqp连续方程为连续方程为式中：式中：h水深（水深（m）；）；q单宽流量；单宽流量；i降雨强度降雨强度（mm/min）；）；f下渗强度（下渗强度（mm/min）；）；ie超渗雨

59、强超渗雨强（mm/min）；）； 坡面倾角（度）；坡面倾角（度）；p=3/5； ，其中其中n为糙率。为糙率。 将两式联解，其特性方程为将两式联解，其特性方程为3.3.2 坡面径流能量分析坡面径流能量分析 v坡面流流速坡面流流速 坡坡面面流流的的流流动动情情况况十十分分复复杂杂，沿沿程程有有下下渗渗、蒸蒸发发和和降降水水补补给给，再再加加上上坡坡度度的的不不均均一一，使使流流动动总总是是非非均均匀匀的的。为为了了使使问问题题简简化化，不不少少学学者者在在人人工工降降雨雨条条件件下下，研研究究了了稳稳渗渗后后的的坡坡面面水水流流，得得到到了了各各自自的的流流速速公公式式。但但均均可可以以归纳归纳成

60、如下形式成如下形式 V Vq qn nm m 式中：式中：VV流速；流速；qq单宽流量；单宽流量；JJ坡度；坡度；n n、mm指指数；数；KK系数。系数。 v径流量径流量 坡面径流量的形成可坡面径流量的形成可用下式用下式计计算算 W W（i it t-f-ft t）tt 式中：式中：W W径流量；径流量； i it t不同不同时时刻的降雨刻的降雨强强度度； f ft t 入渗率的差入渗率的差值值与与时时段乘段乘积积来来 也可通过量算降雨也可通过量算降雨入渗曲线所包围区入渗曲线所包围区域的面积来确定。域的面积来确定。v坡面径流能量公式坡面径流能量公式 坡坡面面径径流流能能量量公公式式无无论论是是

61、经经验验式式还还是是理理论论式式，均均是是上述二因素或影响其的相关因素的函数。典型的有：上述二因素或影响其的相关因素的函数。典型的有：(1)(1)拉拉尔尔( (R.LalR.Lal) )式式E EsinsinQ QL L 式式中中为为坡坡面面倾倾角角，Q Q为为单单位位面面积积上上的的径径流流量量，L L为为坡坡长长。(2)(2)赫赫尔尔顿顿( (R.E.HartanR.E.Hartan) )式式 式式中中：G G0 0为为每每立立方方米米含含沙沙水水流流的的重重量量(kg/m(kg/m3 3) )；h hx x为为距距分分水岭水岭X X处处径流深径流深(mm)(mm)；V V为为X X处的流

62、速处的流速(m/s)(m/s)；为坡度。为坡度。 3.3.3 坡面侵蚀过程坡面侵蚀过程 坡面水流形成初期，水层很薄，速度较慢能坡面水流形成初期，水层很薄，速度较慢能量不大，冲刷力微弱，只形成层状侵蚀。量不大，冲刷力微弱，只形成层状侵蚀。 但当地表径流沿坡面漫流时，坡面水流的冲但当地表径流沿坡面漫流时，坡面水流的冲刷能力便大大增加，产生强烈的坡面冲刷，称细刷能力便大大增加，产生强烈的坡面冲刷，称细沟侵蚀。沟侵蚀。 3.3.4 影响因素影响因素 v气候因素气候因素 面蚀与降雨量之间的关系不很显著，而与降雨面蚀与降雨量之间的关系不很显著，而与降雨强度之间的关系十分密切。当降雨强度很大时，雨强度之间的

63、关系十分密切。当降雨强度很大时，雨滴的直径和末速都很大，因而它的动能也很大，对滴的直径和末速都很大，因而它的动能也很大，对土壤的击溅作用也表现的十分强烈。土壤的击溅作用也表现的十分强烈。 前期降雨使土壤水分饱和，再继续降雨就很容前期降雨使土壤水分饱和，再继续降雨就很容易产生径流而造成土壤流失。易产生径流而造成土壤流失。 v地形因素地形因素 地形因素包括坡度、坡长、坡形、坡向。地形因素包括坡度、坡长、坡形、坡向。 陈永宗研究了黄土区域，提出水蚀的临界坡度为陈永宗研究了黄土区域，提出水蚀的临界坡度为28.5，小于，小于28.5时，侵蚀程度与坡度呈正相关；大于时，侵蚀程度与坡度呈正相关；大于28.5

64、时，侵蚀强度与坡度呈反相关时，侵蚀强度与坡度呈反相关。 坡长之所以能够影响到土壤的蚀侵，主要是当坡度坡长之所以能够影响到土壤的蚀侵，主要是当坡度一定时，坡长越长，其接受降雨的面积越大，因而径流一定时，坡长越长，其接受降雨的面积越大，因而径流量越大，当坡越长时，其将有较大的重力位能，因此当量越大，当坡越长时，其将有较大的重力位能，因此当其转化为动能时能量也大，其冲刷力也就增大。其转化为动能时能量也大，其冲刷力也就增大。 除此以外，坡形的影响也较明显。除此以外，坡形的影响也较明显。 v土壤因素土壤因素 通常利用土壤的抗蚀性和抗冲性作为衡量土壤抵抗通常利用土壤的抗蚀性和抗冲性作为衡量土壤抵抗径流侵蚀

65、的能力。径流侵蚀的能力。 影响土壤抗蚀性和抗冲性的因素有土壤质地、土壤影响土壤抗蚀性和抗冲性的因素有土壤质地、土壤结构及其水稳性、土壤孔隙、剖面构造、土层厚度、土结构及其水稳性、土壤孔隙、剖面构造、土层厚度、土壤湿度，以及土地利用方式等。壤湿度，以及土地利用方式等。 一般来看，质地较粗一般来看，质地较粗，有降低侵蚀的作用有降低侵蚀的作用。 土壤结构性愈好，总孔隙率愈大，其透水性和持水量土壤结构性愈好，总孔隙率愈大，其透水性和持水量就愈大，土壤侵蚀就愈轻。就愈大，土壤侵蚀就愈轻。 v植被因素植被因素 森森林林、草草地地中中有有一一厚厚层层枯枯枝枝落落叶叶，具具有有很很强强的的涵涵蓄蓄水水分分的的

66、能能力力。随随凋凋落落物物量量的的增增加加，其其平平均均蓄蓄水水量量和和平平均均蓄蓄水率都在增加，一般可达水率都在增加，一般可达202060kg/m60kg/m2 2。 由于凋落物的阻挡，蓄持以及改变土壤的作用，提由于凋落物的阻挡，蓄持以及改变土壤的作用，提高了林下土壤的渗透能力。高了林下土壤的渗透能力。 上述几种作用，使得有较好植被分布区域，径流量上述几种作用，使得有较好植被分布区域，径流量减小，且延长了径流历时，起到了减小径流量，延缓径减小，且延长了径流历时，起到了减小径流量，延缓径流过程进而减小径流能量的作用。流过程进而减小径流能量的作用。 v人为因素人为因素 历史上历史上，不能合理地利

67、用土地，甚至是掠夺式地利不能合理地利用土地，甚至是掠夺式地利用土地资源，在坡地上就引起了水土流失。用土地资源，在坡地上就引起了水土流失。 影响破坏土壤侵蚀发生和发展及控制土壤侵蚀的有影响破坏土壤侵蚀发生和发展及控制土壤侵蚀的有关各因素的改变，都会影响破坏力与土体的抵抗力的消关各因素的改变，都会影响破坏力与土体的抵抗力的消长。长。 因此，可以通过改变有利于消除破坏力的因素，有因此，可以通过改变有利于消除破坏力的因素，有利于增强土体抗蚀能力的因素，来达到保持水土的作用。利于增强土体抗蚀能力的因素，来达到保持水土的作用。也就是说人类的活动既有引起水土流失的一面，又有通也就是说人类的活动既有引起水土流

68、失的一面，又有通过人的活动控制土壤侵蚀的一面。过人的活动控制土壤侵蚀的一面。 3.4 3.4 沟蚀沟蚀 3.4.1 3.4.1 侵蚀沟的形成侵蚀沟的形成 侵蚀沟是在水流不断下切、侧蚀，包括由切蚀引起的侵蚀沟是在水流不断下切、侧蚀，包括由切蚀引起的溯源侵蚀和沿程侵蚀，以及侵蚀物质随水流悬移、推移搬溯源侵蚀和沿程侵蚀，以及侵蚀物质随水流悬移、推移搬运作用下形成的。在易侵蚀地方首先出现侵蚀沟谷，并逐运作用下形成的。在易侵蚀地方首先出现侵蚀沟谷，并逐渐演化为大型沟谷。渐演化为大型沟谷。 通常把晚更新世以前形成的沟谷称古老沟谷，把全新通常把晚更新世以前形成的沟谷称古老沟谷，把全新世以来形成的沟谷称现代侵

69、蚀沟谷。世以来形成的沟谷称现代侵蚀沟谷。 每一条侵蚀沟可分为沟顶，沟底，水道，沟沿，冲积每一条侵蚀沟可分为沟顶，沟底，水道，沟沿，冲积园锥及侵蚀沟岸地带等几个部分。园锥及侵蚀沟岸地带等几个部分。 3.4.2 侵蚀沟的发育侵蚀沟的发育 v侵蚀沟纵断面形成侵蚀沟纵断面形成 侵蚀沟开始形成的阶段，向长发展最为迅速侵蚀沟开始形成的阶段，向长发展最为迅速，首先，首先在在沟顶处形成水蚀穴，水蚀穴继续加深扩大，沟顶逐渐沟顶处形成水蚀穴，水蚀穴继续加深扩大，沟顶逐渐形成跌水状。形成跌水状。 沟顶跌水形成之后，沟底的纵剖面线与当地的坡面沟顶跌水形成之后，沟底的纵剖面线与当地的坡面坡度相一致的状态就明显的表现出来

70、，水流的冲力表现坡度相一致的状态就明显的表现出来，水流的冲力表现在下切沟底的作用亦较明显在下切沟底的作用亦较明显。 侵蚀沟纵剖面的形成过程正是沟顶前进，沟底下切侵蚀沟纵剖面的形成过程正是沟顶前进，沟底下切的反复过程。的反复过程。v侵蚀沟的发育阶段侵蚀沟的发育阶段侵蚀沟的发育阶段侵蚀沟的发育阶段 （1）水蚀沟阶段）水蚀沟阶段 侵蚀沟的第一阶段是属于冲刷范围的，形成的水蚀侵蚀沟的第一阶段是属于冲刷范围的，形成的水蚀穴和小沟通过一般耕作不能平复，此阶段向长发展最快，穴和小沟通过一般耕作不能平复，此阶段向长发展最快，向宽发展最慢。其深度一般不超过向宽发展最慢。其深度一般不超过0.5m0.5m。(2)(

71、2)侵蚀沟顶的切割阶段侵蚀沟顶的切割阶段侵蚀沟顶的切割阶段侵蚀沟顶的切割阶段 由于沟头继续前进，侵蚀沟出现分支现象，集水区由于沟头继续前进，侵蚀沟出现分支现象，集水区的地表径流从主沟顶和几个支沟顶流入侵蚀沟内。结果的地表径流从主沟顶和几个支沟顶流入侵蚀沟内。结果在沟顶下部形成明显跌水。在沟顶下部形成明显跌水。 通常以沟顶跌水明显与否作为第一、第二阶段划分通常以沟顶跌水明显与否作为第一、第二阶段划分的主要依据，它的纵剖面与原来的地面线不相一致，沟的主要依据，它的纵剖面与原来的地面线不相一致，沟底纵坡甚陡且不光滑。第二阶段是侵蚀沟发展最为激烈底纵坡甚陡且不光滑。第二阶段是侵蚀沟发展最为激烈的阶段，

72、因此它是防治最困难的时期。的阶段，因此它是防治最困难的时期。(3)(3)平衡剖面阶段平衡剖面阶段平衡剖面阶段平衡剖面阶段 发展到这一阶段由于受侵蚀基底的影响，不发展到这一阶段由于受侵蚀基底的影响，不再激烈的向深冲刷，而两岸向宽发展却成为主要再激烈的向深冲刷，而两岸向宽发展却成为主要形式，沟底纵坡虽然较大，但沟底下切作用已经形式，沟底纵坡虽然较大，但沟底下切作用已经甚微，以沟岸局部扩张为主，其外形具有最严重甚微，以沟岸局部扩张为主，其外形具有最严重的侵蚀形态的侵蚀形态。(4)(4)停止阶段停止阶段停止阶段停止阶段 在这一阶段，沟顶接近分水岭，沟底纵坡接在这一阶段，沟顶接近分水岭，沟底纵坡接近于或

73、相当接近于临界侵蚀曲线，沟岸大致接近近于或相当接近于临界侵蚀曲线，沟岸大致接近于自然倾角，因此沟顶已停止朔源侵蚀，沟底不于自然倾角，因此沟顶已停止朔源侵蚀，沟底不再下切，沟岸停止扩张。再下切，沟岸停止扩张。3.4.3 影响沟谷发育自然因素影响沟谷发育自然因素 沟谷的发育主要受地形及水流形态的影响，沟谷的发育主要受地形及水流形态的影响，而汇水面积的大小影响到径流量，坡度、坡长影而汇水面积的大小影响到径流量，坡度、坡长影响到径流流速及沟谷的发育空间。响到径流流速及沟谷的发育空间。v汇水面积汇水面积 汇水面积是保证浅沟形成发育的首要条件，汇水面积是保证浅沟形成发育的首要条件，有了足够大的汇水面积，才

74、能够形成足以进行浅有了足够大的汇水面积，才能够形成足以进行浅沟侵蚀的水流沟侵蚀的水流。 一般地说，集水面积在降雨量大的地区比降一般地说，集水面积在降雨量大的地区比降雨量小的地区小；坡度平缓地区的浅沟汇水面积雨量小的地区小；坡度平缓地区的浅沟汇水面积大于坡度较陡地区；黄土高原砂黄土分布区较细大于坡度较陡地区；黄土高原砂黄土分布区较细黄土区大。黄土区大。 v坡度与坡长坡度与坡长 地貌条件也是影响浅沟发育的重要因素，尤地貌条件也是影响浅沟发育的重要因素，尤以坡度、坡长最大。在有的凹斜形坡上，切沟在以坡度、坡长最大。在有的凹斜形坡上，切沟在坡度较大地段出现，沿坡向下，坡度变缓，切沟坡度较大地段出现，沿

75、坡向下，坡度变缓，切沟随之消失。如果缓坡下方坡度再次变陡，又可以随之消失。如果缓坡下方坡度再次变陡，又可以出现切沟。出现切沟。 一般情况下，切沟长度随坡度和坡长增加而一般情况下，切沟长度随坡度和坡长增加而增加。增加。 3.5 山洪侵蚀山洪侵蚀 3.5.1 3.5.1 山区洪水类型山区洪水类型 依按照成因不同，可将山洪分为以下几种。依按照成因不同，可将山洪分为以下几种。 由短历时大暴雨形成的局地性山洪；由短历时大暴雨形成的局地性山洪； 由中等历时的一次暴雨过程所形成的区由中等历时的一次暴雨过程所形成的区域性山洪；域性山洪； 由长时间大范围的连续淫雨，并有多个由长时间大范围的连续淫雨，并有多个地区

76、多次暴雨组合产生的大范围淫雨性山洪。地区多次暴雨组合产生的大范围淫雨性山洪。 3.5.2 山洪时空分布山洪时空分布 v一次山洪一次山洪 在流域面积、降水强度、历时相等的情况下，在流域面积、降水强度、历时相等的情况下，狭长形坡度较缓的流域汇流历时长，洪峰流量小，狭长形坡度较缓的流域汇流历时长，洪峰流量小，洪水历时长。而漏斗形坡度较陡的流域汇流历时短，洪水历时长。而漏斗形坡度较陡的流域汇流历时短，洪峰流量大，洪水历时短。植被条件较好的流域洪洪峰流量大，洪水历时短。植被条件较好的流域洪峰流量小。峰流量小。v季节分布季节分布 每年春夏之交我国华南地区暴雨开始增多，每年春夏之交我国华南地区暴雨开始增多，

77、洪水发生机率随之加大，受其影响的珠江流域在洪水发生机率随之加大，受其影响的珠江流域在5、6月易发山洪，月易发山洪，6 6、7 7月主雨带北移，受其影响月主雨带北移，受其影响的长江流域易发生山洪。的长江流域易发生山洪。 v年际变化年际变化 山洪在年际分布上表现为不规律性，很难准山洪在年际分布上表现为不规律性，很难准确预报。就近确预报。就近80年的资料来看，山洪在不同时期年的资料来看，山洪在不同时期发生频次也很不均匀，常在某一时段形成频发期，发生频次也很不均匀，常在某一时段形成频发期，而在另一时期则很少发生。而在另一时期则很少发生。 3.5.3 影响山洪因素影响山洪因素 山洪发生的影响因素很多，其

78、中较为密切的有山洪发生的影响因素很多，其中较为密切的有暴雨、地形、植被和人类活动等。暴雨、地形、植被和人类活动等。v暴雨暴雨 在我国，暴雨是引起山洪的主要原因。一次高在我国，暴雨是引起山洪的主要原因。一次高强度的暴雨，降水强度远大于土壤入渗速率，降水强度的暴雨，降水强度远大于土壤入渗速率，降水来不及入渗即产生地表径流。地表径流从坡面到沟来不及入渗即产生地表径流。地表径流从坡面到沟道不断汇聚，产生山洪。道不断汇聚，产生山洪。 v地形地形 流域形状对山洪也有着很大的影响。狭长形流域形状对山洪也有着很大的影响。狭长形流域，其沟系单一，主沟较长，支沟少，等流时流域，其沟系单一，主沟较长，支沟少，等流时

79、线短，产生径流历时长，洪峰流量小。圆形、扇线短，产生径流历时长，洪峰流量小。圆形、扇形、辐射形流域，主沟较短，支沟多，等流时线形、辐射形流域，主沟较短，支沟多，等流时线长，汇流快，洪峰流量大。长，汇流快，洪峰流量大。 v植被植被 植被，尤其是森林植被，具有涵养水源，保植被，尤其是森林植被，具有涵养水源，保持水土的作用，它对水循环中的降雨、下渗和径持水土的作用，它对水循环中的降雨、下渗和径流三个环节都有调节和控制作用。因此，它可以流三个环节都有调节和控制作用。因此，它可以消减洪峰流量，增加枯水流量，使河消减洪峰流量，增加枯水流量，使河(沟沟)径流在径流在年内分配趋于均匀。年内分配趋于均匀。 v人

80、类活动人类活动 森林被砍伐后，暴雨之后不能蓄水于山上，森林被砍伐后，暴雨之后不能蓄水于山上，使洪峰来势迅猛，峰高量大，增加了水灾频率。使洪峰来势迅猛，峰高量大，增加了水灾频率。 城市化加大了洪水成灾因素。城市化加大了洪水成灾因素。 库坝兴建之初，由于种种原因可造成洪水漫库坝兴建之初，由于种种原因可造成洪水漫顶溃坝。溃坝洪水所造成的损失要比暴雨洪水大顶溃坝。溃坝洪水所造成的损失要比暴雨洪水大的多。的多。3.5.4 山洪侵蚀特征山洪侵蚀特征 发生山洪的河沟，发生山洪的河沟，以主沟道为准，可分以主沟道为准，可分为上游、中游、下游。为上游、中游、下游。 上游径流量小上游径流量小，产生的径流以冲力为主产

81、生的径流以冲力为主。 中游汇水面积大，形成偏态流动，产生侧蚀，中游汇水面积大，形成偏态流动，产生侧蚀，冲淘河岸。冲淘河岸。 下游段，坡降缓，但流量更集中下游段，坡降缓，但流量更集中，冲淘两岸冲淘两岸，使河流表现为蛇形前进。使河流表现为蛇形前进。 3.5.5 山洪沉积物特征山洪沉积物特征 砂物质的沉积包括流路中的沉积和山口的砂物质的沉积包括流路中的沉积和山口的沉积。当山洪行进到山口地带时，地势突然变沉积。当山洪行进到山口地带时，地势突然变得开阔，所带土砂石块沉积下来。在山前出现得开阔，所带土砂石块沉积下来。在山前出现了倾斜的半圆扇形堆积体，即洪积扇。了倾斜的半圆扇形堆积体，即洪积扇。 山前的洪积

82、物质分选作用较明显，距沟口山前的洪积物质分选作用较明显，距沟口越近，组成物质越粗，距沟口越远，组成物质越近，组成物质越粗，距沟口越远，组成物质越细小。越细小。3.6 海岸、湖岸及库岸浪蚀海岸、湖岸及库岸浪蚀 3.6.1 海岸带划分海岸带划分 海洋水体与陆地的接触称为海岸带。海岸带海洋水体与陆地的接触称为海岸带。海岸带自陆向海可分为海岸、潮间带和水下岸坡三部分自陆向海可分为海岸、潮间带和水下岸坡三部分。3.6.2 海浪、湖浪及库浪形成海浪、湖浪及库浪形成 海洋中的波浪主要是风作用于海面将其能量海洋中的波浪主要是风作用于海面将其能量传递给海水所发生的现象。传递给海水所发生的现象。 波浪对海岸作用的

83、大小决定于波浪的能量波浪对海岸作用的大小决定于波浪的能量E，其大小与波高的二次方、波长的一次方成正比，其大小与波高的二次方、波长的一次方成正比，因此，波浪愈大，尤其是波高愈大，波能就愈大，因此，波浪愈大，尤其是波高愈大，波能就愈大，其对海岸的侵蚀作用也愈强。其对海岸的侵蚀作用也愈强。 3.6.3 波浪在浅水区的变形波浪在浅水区的变形 波浪到达浅水区后，海底的摩擦使上下层水波浪到达浅水区后，海底的摩擦使上下层水质点之间产生速度差，波浪形态将由圆形变为椭质点之间产生速度差，波浪形态将由圆形变为椭圆形，进而变成前坡陡、后坡缓的不对称形态，圆形，进而变成前坡陡、后坡缓的不对称形态，最终导致波峰倾倒，波

84、浪破碎，形成激浪流。最终导致波峰倾倒，波浪破碎，形成激浪流。3.6.4 海浪、湖流及库流海浪、湖流及库流 当波浪以巨大的能量冲击海岸时，水体本身当波浪以巨大的能量冲击海岸时，水体本身的压力和被其压缩的空气，对海岸产生强烈的破的压力和被其压缩的空气，对海岸产生强烈的破坏，即冲蚀作用。坏，即冲蚀作用。 当波浪水体夹带岩块或砾石时，其侵蚀力更当波浪水体夹带岩块或砾石时，其侵蚀力更大，这即是磨蚀作用。大，这即是磨蚀作用。 若海岸为含有易溶矿物的岩石，如石灰岩等，若海岸为含有易溶矿物的岩石，如石灰岩等，还要发生溶蚀作用。还要发生溶蚀作用。 3.6.5 影响海岸侵蚀作用因素影响海岸侵蚀作用因素 由于各地海

85、岸所受动力强弱的不同以及岩性、由于各地海岸所受动力强弱的不同以及岩性、构造等方面的差异，海岸侵蚀发育的速度很不构造等方面的差异，海岸侵蚀发育的速度很不相同。相同。v原始海岸类型原始海岸类型 原始海岸类型对侵蚀作用的影响由山地、原始海岸类型对侵蚀作用的影响由山地、丘陵受海侵而成的海岸岬角突出，岛屿孤立，丘陵受海侵而成的海岸岬角突出，岛屿孤立，海岸带水下岸坡陡峻，海水较深，称为曲折陡海岸带水下岸坡陡峻，海水较深，称为曲折陡峻海岸。峻海岸。 v构造运动构造运动 构造运动对海岸侵蚀作用的影响构造运动强构造运动对海岸侵蚀作用的影响构造运动强烈的地区，侵蚀速度快于构造稳定区。如持续上烈的地区，侵蚀速度快于

86、构造稳定区。如持续上升或持续下降的海岸区，水动力作用于海岸的位升或持续下降的海岸区，水动力作用于海岸的位置难于稳定，各种海蚀地貌发育不典型。置难于稳定，各种海蚀地貌发育不典型。 v气候条件气候条件 气候条件对海岸侵蚀作用的影响在不同的气气候条件对海岸侵蚀作用的影响在不同的气候区，风力的大小，风的持续时间，风向及其与候区，风力的大小，风的持续时间，风向及其与岸线的交角不同，也会影响海岸侵蚀作用的强弱。岸线的交角不同，也会影响海岸侵蚀作用的强弱。 在下渗过程中，层流水分运动一般遵循达在下渗过程中，层流水分运动一般遵循达西（西（Darcys Law）定律，其方程为：定律，其方程为： 式中：Q通过断面

87、A（m2）的流量（m3/s）； H 长度为l(m)的土柱两端水头差（m）； K比例常数，为水力传导度（m/s） 。第第4 4章章 风力侵蚀的教学目的和方法风力侵蚀的教学目的和方法教学目的：教学目的：分析风力侵蚀发生机制及其发展规律，阐述 风力侵蚀形式及影响风力侵蚀的自然因素。教学方法：教学方法：以学生课外自学为主，教师辅导和参阅课外 书为辅。计划学时：计划学时：约4学时。第第 4 章章 风力侵蚀风力侵蚀 4.1 4.1 风沙运动风沙运动 4.2 4.2 风蚀与风积作用风蚀与风积作用 4.3 4.3 沙漠化成因与类型沙漠化成因与类型 4.4 4.4 沙尘暴沙尘暴4.1 风沙运动风沙运动 风沙运动

88、是一种贴近地面的气流对沙粒的搬运现象。 4.1.1 4.1.1 近地层风的性质近地层风的性质 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。 v层流和紊流层流和紊流 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。 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。 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。 v湍流与地表粗糙度湍流与地表粗糙度 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，通过旋涡运动进行风的动能的传递和交

89、换。 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。 风速不与高度、而是与高度的对数值成正比，说明风速廓线是随高程呈对数分布的。 4.1.2 沙粒的运动沙粒的运动 v沙粒起动的机制沙粒起动的机制 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。 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。沙粒碰撞所产生的冲击力在沙粒起跳中起主导作用。 v临界风速与起沙风临界风速与起沙风 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

90、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根成正比。 v沙粒运动形式沙粒运动形式 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。悬移运动的沙粒称为悬移质。 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

91、跃移移，跃移运动的沙土颗粒称为跃移质。 沙粒在地表滑动或滚动称为蠕移蠕移，蠕移运动的沙粒称为蠕移质。 4.1.3 风沙流及其结构特征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。v含沙量随高度的分布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010cm的高度（约占80%）， v风沙流结构特征值风沙流结构特征值 近地表气流层沙粒分布性质，即风沙

92、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01cm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。 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作为判断的指标，风沙流结构特征值（无量纲）为：Q2-10/Q0-1式中: Q0-101cm高度气流层内搬运的沙量（g/min或%）； Q2-10210cm高度气流层内搬运的沙量（g/min或%）。 v风沙流的固体流量风沙流的固体流量 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，也称为输输

93、沙率沙率。 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。4.2 4.2 风蚀与风积作用风蚀与风积作用 4.2.1 风蚀与风积作用的概念风蚀与风积作用的概念 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。4.2.2 4.2.2 风沙蚀积作用与沙丘的运动风沙蚀积作用与沙丘的运动 v沙丘移动方向沙丘移动方向 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

94、风向大体相一致，但不完全重合，二者之间有一交角。 v沙丘移动方式沙丘移动方式 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。 v沙丘移动速度沙丘移动速度 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

95、。 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2540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。 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。 4.3 沙漠化成因与类型沙漠化成因与类型 4.3.14.3.1荒漠化的概念荒漠化的概念v荒

96、漠化（荒漠化（Desertification） 19931994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。” v沙漠化（沙漠化（DesertizationDesertization） v风沙化风沙化 风沙化是朱震达等人根据

97、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、古河谷和古代河流决口扇及海滨沙地等因风力作用，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。 4.3.2 4.3.2 沙漠化成因沙漠化成因 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。v气候变化与沙漠化气候变化与沙漠化 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。 v

98、人类活动与沙漠化人类活动与沙漠化 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。 4.4.1 4.4.1 沙尘暴的概念沙尘暴的概念 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。 4.4 沙尘暴沙尘暴 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（50m），瞬间风速大于25 m/s的一种灾害

99、性天气现象。 沙尘暴前锋呈高墙状称其为沙尘壁，沙尘壁移动迅速，呈现上黄、中红、下黑三种颜色的旋转式沙尘团。 4.4.2 沙尘暴形成因素沙尘暴形成因素 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。 v天气因素天气因素 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。 v地形因素地形因素 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

100、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。 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， v物质因素物质因素 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。 v人为因素人为因素 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。 第第5 5章章 重力侵蚀重力侵蚀的教学目的和方法的教学目的和方法教学目的：教学目的：分析重力侵蚀发生机制及其

101、发展规律，阐述 重力侵蚀形式及影响重力侵蚀的自然因素。掌握防治重力侵蚀的基本原理。教学方法：教学方法：以教师课堂讲授为主，学生自学、参阅课外 书及野外实习为辅。计划学时：计划学时：约4学时。第第 5章章 重力侵蚀重力侵蚀 5.1 5.1 重力侵蚀作用分析重力侵蚀作用分析 5.2 5.2 崩塌崩塌 5.3 5.3 滑坡滑坡5.4 5.4 错落错落 5.5 5.5 蠕动蠕动 5.6 5.6 陷穴与泻溜陷穴与泻溜 5.1 重力侵蚀作用分析重力侵蚀作用分析 5.1.1 5.1.1 坡面重力侵蚀作用坡面重力侵蚀作用 重力侵蚀重力侵蚀是以单个落石、碎屑流或整块土体、岩体沿坡向下运动的一系列现象。由于坡地重

102、力所移动的物质多系块体形式，故也称为块体运动块体运动。 当重力克服了物体的惯性力和摩擦阻力时，物体就要向下移动。 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。 5.1.2 5.1.2 坡面重力侵蚀应力坡面重力侵蚀应力 v 土粒岩屑或石块运动土粒岩屑或石块运动 坡面上块体的重重力力G G 可分解为与坡面平行的下下滑滑力力T T与垂直坡面的法向力法向力N N，其关系为：TG sinNG cos 式中：坡角坡角。 从以上分析知坡面上块体愈重，则下滑力T愈大。同时坡面上坡角愈陡，则其下滑力也愈大。 摩擦阻力增大到块体与坡面间最大摩擦阻力f时块体处于极限平衡状态。这时下滑力下滑力T T

103、 刚好等于摩擦阻摩擦阻力力f f。与此相应的坡角为临界坡角。 将临界坡角称为该块体与该坡面间的内内摩摩擦擦角角（ ），以来表示。若f为松散块体的抗滑强度，则有fNtgG costg 这时，坡面上的土粒、石块等的稳定条件应是： T fG sinG costgTg tgv 块体的整体位移块体的整体位移 块体运动有时还遇到另外一种阻力，即土层或岩层的粘结力粘结力C C。此时其块体运动的抗滑强度为：fNtg十CA 式中：C C粘结力粘结力( (kgkgcmcm2 2) )；A运动块体运动块体与坡面的结触面积与坡面的结触面积( (cmcm2 2) )。 土体的粘结力与组成物质的成分、结构及土体含水量多少

104、有密切关系。 总之，坡地上的块仲运动主要受重力引起的下滑和岩土块体的内摩擦力及粘结力的相互关系而定。其稳定系数稳定系数 K K 为K K抗滑阻力/下滑力=Ntg+CA/T 当K K1时，岩体或土体处于极限平衡极限平衡状态； 当K K1时，岩体或土体处于不稳定不稳定状态； 当K K1时，岩体或土体是稳定稳定的。 工程上一般采用K K23为安全稳定系数。 5.2 5.2 崩塌崩塌 5.2.1 5.2.1 崩塌作用方式崩塌作用方式 斜坡上的岩屑或块体在重力作用下，快速向下坡移动称为崩塌崩塌。崩塌过程按块体的地貌部位和崩塌形式又可分为山崩、塌岸和散落。 山崩山崩是山岳地区常发生的一种大规模崩塌现象，崩

105、塌体能达数十万立方米。 河岸、湖岸(库岸)或海岸的陡坡，由于河水、湖水或海水的掏蚀而发生崩塌，称为塌岸塌岸。 散落散落是岩屑沿斜坡向下作滚动和跳跃式地连续运动。 5.2.2 崩塌分类崩塌分类 v 根据组成坡地的物质结构根据组成坡地的物质结构 崩崩积积物物崩崩塌塌，山坡上已经过崩塌的岩屑和沙土等物质，处于很松散状态。 表表层层风风化化物物崩崩塌塌，在地下水沿风化层下部的基岩面流动时，引起风化层沿基岩面崩塌。 沉沉积积物物崩崩塌塌, 由厚层的冰积物、冲积物或火山碎屑物组成的陡坡，由于结构松散，形成的崩塌。 基岩崩塌基岩崩塌，在基岩山坡上沿节理面、层面或断层面等发生的崩塌。v根据崩塌体移动形式和速度

106、根据崩塌体移动形式和速度 散散落落型型崩崩塌塌，在节理或断层发育的陡坡，或是软硬岩层相同的陡坡，或是由松散沉积物组成的陡坡，常常形成散落型崩塌。 滑滑动动型型崩崩塌塌，这类崩塌沿一滑动面发生，有时崩塌土体保持了整体形态，这种类型的崩塌和滑坡很相似。 流动型崩塌流动型崩塌，降雨时斜坡上的松散岩屑、砂和粘土，受水浸透后产生流动崩塌。5.2.3 崩塌形成条件崩塌形成条件 v 地形条件地形条件 地形条件包括坡度和坡地相对高度。坡度对崩塌的影响最为明显,一般大于33的山坡不论岩屑大小都将有可能发生移动。 坡地的相对高度和崩塌的规模有关，一般当坡地相对高度超过50m时，就可能出现大型崩塌。 v 地质条件地

107、质条件 岩石中的节理、断层、地层产状和岩性等都对崩塌有直接影响。在节理和断层发育的山坡岩石破碎，很易发生崩塌。 当地层倾向和山坡坡向一致，而地层倾角小于山坡坡度角时，常沿地层层面发生崩塌。 v 气候条件气候条件 气候可使岩石风化破碎，加快坡地崩塌形成的时间，在日温差、年温差较大的干旱、半干旱地区，物理风化作用较强，在较短时间内岩石就会风化破碎。 v 地震及其它地震及其它 地震是崩塌的触发因素。地震时能形成数量多而规模很大的崩塌体。 在山区进行各种工程建设时，如不顾及自然地形条件，任意开挖、常使山坡平衡遭到破坏而发生崩塌。另外任意砍伐森林和在陡坡上开垦荒地也常引起崩塌。 5.3 滑坡滑坡 5.3

108、.1 5.3.1 滑坡的地貌特征滑坡的地貌特征v 滑坡体滑坡体 斜坡上向下滑动的那部分土体或岩体称之为滑坡体滑坡体。由于整体下滑，土体大体还保持着原有结构，它以滑动面与下伏未滑地层分割开来，滑坡体与其周围不动土体在平面上的分界线称之为滑坡周界，它圈定了滑坡作用范围。 v 滑动面或滑动带滑动面或滑动带 滑坡体沿之下滑的面称为滑动面滑动面。在均质土体中其剖面为一个近似半圆弧形，通常上陡下缓，中部接近水平，前缘出口处常常形成逆向的反坡。 滑动面附近的土体有明显的扰动或拖曳褶皱等现象构成滑动带滑动带。滑动带的厚薄不一，从数厘米到数米不等。v 滑坡后壁与滑坡台阶滑坡后壁与滑坡台阶 滑坡体与坡上方末动土石

109、体之间，由一半圆形的围椅状陡崖分开，这个陡崖称为滑坡壁滑坡壁。一般坡度为6080，高度从数厘米至数米不等。 滑坡体下滑时，因滑体各段移动速度的差异产生分支滑动面，使滑坡体分裂成为几个错台，称之为滑坡台阶滑坡台阶。v 滑坡舌与滑坡鼓丘滑坡舌与滑坡鼓丘 滑坡体前缘常呈舌状突出称为滑坡舌。由于滑坡舌是被推动的，故称被动主体。滑体上部则称为主动主体。滑体在滑动过程个滑坡舌前面常因受阻、挤压而鼓起，称滑坡鼓丘。v 滑坡湖与滑坡洼地滑坡湖与滑坡洼地 滑坡滑动后，在滑坡壁下部和滑坡台阶的后缘，即滑坡台阶的反坡处，常常形成滑坡洼地。有时因地面积水或地下水出露而形成滑坡湖滑坡湖或湿地湿地。 环状拉张裂缝，由滑坡

110、体向下滑动时产生的拉力造成的，属拉张裂缝。 剪切裂缝，因滑动土体与相邻不动土体之间相对位移产生剪切力造成。 鼓张裂缝，分布在滑体的下部，因滑体下滑受阻，使土体隆起形成的张开裂缝。 扇形张裂缝，在滑坡体最前缘，因滑坡舌向两侧扩散而形成的扇形或放射状张裂缝。v 滑坡裂缝滑坡裂缝 5.3.2 5.3.2 滑坡的力学机制及滑坡形成条件滑坡的力学机制及滑坡形成条件 v 滑坡滑动的力学机制滑坡滑动的力学机制 土坡的稳定系数K为 总抗滑力矩 K 滑动力矩 对于均质土坡来说，滑动面上各点的抗滑阻力为: f=Ntg十C。 式中：C C和和为常数。为常数。N N为为重力垂直于坡面重力垂直于坡面的分力，的分力，为内

111、摩擦角。为内摩擦角。v 滑坡形成条件滑坡形成条件 斜坡的地貌特征决定了斜坡内部应力分布状态及地表流水特征，特别是斜坡的高度、陡度和外形是决定滑动力大小的主要因素。 斜坡的物质组成与地质结构也直接影响着滑坡的发生与否，它们的抗剪强度、抗风化、抗软化、抗冲刷的能力不同，发生滑坡的频率也不一样。 地下水的作用是促使滑坡发生的极重要的因素，地下水浸湿斜坡上的物质，显著地降低其抗剪强度。 5.3.3 5.3.3 滑坡类型及其发展阶段滑坡类型及其发展阶段 v滑坡类型滑坡类型 根据滑坡的物质，可划分为黄土滑坡、粘土滑坡、碎屑滑坡和基岩滑坡。 根据滑坡和岩层产状、岩性和构造等，可划分为顺层面滑坡、构造面滑坡和

112、不整合面滑坡等。 根据滑坡体的厚度，可划分为浅层滑坡(数米)、中层滑坡(数米到二十米)和深层滑坡(数十米以上)。 根据滑坡的触发原因，可划分为人工切坡滑坡、冲刷滑坡、超载滑坡、饱和水滑坡、潜蚀滑坡和地震滑坡等。v 滑坡发展阶段滑坡发展阶段 第一阶段为蠕动变形阶段蠕动变形阶段，在斜坡内部某一部分因抗剪强度小于剪切力而首先变形，产生微小的滑动。 第二阶段为蠕动变形阶段蠕动变形阶段，这一阶段长的可达数年，短的仅数月或几天。 第三阶段为剧烈滑动阶段剧烈滑动阶段，在这一阶段中滑动面业已形成，岩体完全破裂，处于极限平衡状态。 第四阶段为渐趋稳定阶段渐趋稳定阶段，经剧烈滑动之后，滑坡体变形重心降低，趋向停止

113、。v斜坡形态的改变斜坡形态的改变 山区斜坡常常因河流凹岸侧蚀和人工开挖坡脚，造成高陡的边坡而发生滑坡，或是在坡顶堆积弃土，或建造工程建筑物。这些不但改变了斜坡的外形，也加大了承载力，使基部的土体加大下滑力，可能发生滑坡。 5.3.4 影响滑坡因素的分析影响滑坡因素的分析 v大气降水和地下水变化大气降水和地下水变化 大雨、暴雨以及相随的大量地下水活动，使土体容量骤增，加大滑动力，减小抗滑力导致滑坡发生。 山区河流水位具有很大变幅，高水位时滑带浸水范围扩大，增加土体容重，降低抗滑强度。v震动影响震动影响 砂层或粗粉砂层如遇到震动，颗粒将重新排列，这种过程如发生在地下水面以上，可引起地面沉陷，如发生

114、在地下水面以下，则引起浸水的砂或粉砂的液化发生流动，所以湿润的砂质斜坡受到震动后就很不稳定。 5.4 5.4 错落错落 5.4.1 错落的特征错落的特征 错落是指陡崖、陡坎、陡坡沿一些近似垂直的破裂面发生整体下坐位移。它的特征是垂直位移量大于水平位移量。错落体比较完整，大体上保持了原来的结构和产状。 5.4.2 发生条件和原因发生条件和原因 v形成条件形成条件 地貌条件是影响错落发生的因素之一，错落主要出现在山区峡谷河道两侧受到强烈侧蚀的部位。 地质条件是影响错落发生的因素之二，错落主要发生在粘结力较大的地层或坚硬岩层组成的陡崖或陡坡上常有大断层、大节理的地方。大量统计结果表明坡角、内摩擦角和

115、错落破裂面的角度A的经验关系式为 A（+）/2v影响因素影响因素 山坡下部减少了支撑力量，如原为接近极限平衡的山坡，当河流下切侧蚀或波浪强烈击撞，或人工开挖路堑，造成隐伏的倾斜软弱面下端处于临空状态，都是引起错落的因素。 5.5 蠕动蠕动 5.5.l 蠕动特征蠕动特征 蠕动蠕动主要是指土层、岩层和它们的风化碎屑物质在重力作用控制下，顺坡向下发生的十分缓慢的移动现象。移动的速度每年小的只有若于毫米，大的可达几十厘米。 根据蠕动的规模和性质，可以将蠕动划分为两大类型，即疏松碎屑物的蠕动与岩层蠕动。 5.5.2 松散层蠕动松散层蠕动(土屑或岩屑蠕动土屑或岩屑蠕动) 斜坡上松散岩屑或表层土粒，由于冷热

116、、干湿变化而引起体积胀缩，并在重力作用下常常发生缓慢的顺坡向下移动。 引起松散土粒或岩屑蠕动的因素是多方面的。v温差和干湿变化温差和干湿变化 在温湿地区主要是因温差变化(包括冻融过程)或干湿变化引起土粒或岩屑发生胀缩。膨胀时碎屑颗粒垂直于斜坡方向上抬，收缩下落时却是沿重力方向直落而下。 在寒冷地区，冻融作用是引起土屑或岩屑蠕动的主要因素。 v粘土含量粘土含量 碎屑中粘土含量越多，蠕动现象越明显。干湿变化对岩块碎屑体积胀缩的影响是微小的，而对粘上的影响特别大，对塑性指数较高的膨润粘土影响则更大。 v 坡坡 度度 蠕动虽然可以出现在各种坡度的坡面上，但以在2530左右的坡地上最明显。 除此之外，蠕

117、动还受到植物的摇动、动物践踏以及人类活动等因素的影响。5.5.3 基岩岩层蠕动基岩岩层蠕动 暴露于地表的岩层在重力作用下也发生十分缓慢的蠕动。蠕动的结果使岩层上部及其风化碎屑层顺坡向下呈弧形弯曲。岩层虽然发生弯曲，但并不扰乱层序，甚至在蠕动了的碎屑层中，层次都依然可见。 5.6 陷穴与泻溜陷穴与泻溜 由于土层表面受湿干、热冷、冻融等的变化而引起的涨缩作用，造成表土的剥裂，在重力作用下顺坡泻溜泻溜。雨水或片流沿黄土的垂直节理下渗，通过潜蚀作用，使裂隙逐渐扩大，形成陷穴陷穴等重力侵蚀形式。 5.6.1 陷穴形成机制、分布与类型陷穴形成机制、分布与类型 v陷穴形成机制及分布陷穴形成机制及分布 地地表

118、表水水沿沿黄黄土土中中的的裂裂隙隙或或孔孔隙隙下下渗渗，对对黄黄土土产产生生溶溶蚀蚀和和侵侵蚀蚀，并并把把可可溶溶性性盐盐类类带带走走，致致使使下下边边掏掏空空，当当上上边边的土体失去的土体失去顶顶托托时时，引起黄土的陷落，形成陷穴。，引起黄土的陷落，形成陷穴。 陷穴多分布在地表水容易汇集的沟间地边缘地带和陷穴多分布在地表水容易汇集的沟间地边缘地带和谷坡的上部，特别是冲沟的沟头附近最为发育。谷坡的上部，特别是冲沟的沟头附近最为发育。v陷穴类型陷穴类型 漏斗状陷穴，呈漏斗状深度不超过10m，主要分布在谷坡上部和墚峁的边缘地带。 竖井状陷穴，呈井状口径小而深度大。深度可达20m以上，主要分布在塬边

119、地带。 串珠状陷穴，几个陷穴连续分布成串珠状，陷穴的底部常有孔道相通，常见于切沟沟床上或坡面长、坡度大的梁峁斜坡上。 5.6.2 泻溜及其形成过程泻溜及其形成过程 在石质山区、红土或黄土地区，土体表面受干湿、冷热和冻融等变化影响而引起物体的胀缩，造成碎土和岩屑的疏松破碎，在重力作用下顺坡而下地滚落或滑落下来，形成陡峭的锥体，这种现象称为泻溜泻溜。 v泻溜形成过程泻溜形成过程 黄土地区，当农耕地坡度超过35时，会发生耕土泻溜，并留下明显的溜土痕迹。 第四纪红色粘土的陡坡岩体，由于冬、春冻融变化中的胀缩以及物理风化作用，常引起泻溜的发生。 剖析红土泻溜的形成过程，可划分为风化裂隙的形成阶段、疏松层

120、形成阶段和泻溜发生阶段等三个时段。 第第6 6章章 混合侵蚀混合侵蚀的教学目的和方法的教学目的和方法教学目的：教学目的：分析混合侵蚀发生机制及其发展规律，阐述 混合侵蚀分类、形式及影响混合侵蚀的自然因素。掌握防治混合侵蚀的基本原理。教学方法：教学方法：以学生课堂及课下自学为主，参阅课外书及野外实习为辅。 计划学时：计划学时：约4学时。第第 6章章 混合侵蚀混合侵蚀 6.1 6.1 泥石流形成、分布及分类泥石流形成、分布及分类 6.2 6.2 泥石流物质组成泥石流物质组成 6.3 6.3 泥石流特征泥石流特征 6.4 6.4 泥石流输移和冲淤变化泥石流输移和冲淤变化 6.1 6.1 泥石流形成、

121、分布及分类泥石流形成、分布及分类5.1.1 5.1.1 坡面重力侵蚀作用坡面重力侵蚀作用 重力侵蚀重力侵蚀是以单个落石、碎屑流或整块土体、岩体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，故也称为块体运动块体运动。 当重力克服了物体的惯性力和摩擦阻力时，物体就要向下移动。 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。 5.1.2 5.1.2 坡面重力侵蚀应力坡面重力侵蚀应力 v 土粒岩屑或石块运动土粒岩屑或石块运动 坡面上块体的重重力力G G 可分解为与坡面平行的下下滑滑力力T T与垂直坡面的法向力法向力N N，其关系为：TG sinNG cos 式中：坡角

122、坡角。 从以上分析知坡面上块体愈重，则下滑力T愈大。同时坡面上坡角愈陡，则其下滑力也愈大。 摩擦阻力增大到块体与坡面间最大摩擦阻力f时块体处于极限平衡状态。这时下滑力下滑力T T 刚好等于摩擦阻摩擦阻力力f f。与此相应的坡角为临界坡角。 将临界坡角称为该块体与该坡面间的内内摩摩擦擦角角（ ），以来表示。若f为松散块体的抗滑强度，则有fNtgG costg 这时，坡面上的土粒、石块等的稳定条件应是： T fG sinG costgTg tgv 块体的整体位移块体的整体位移 块体运动有时还遇到另外一种阻力，即土层或岩层的粘结力粘结力C C。此时其块体运动的抗滑强度为：fNtg十CA 式中：C C

123、粘结力粘结力( (kgkgcmcm2 2) )；A运动块体运动块体与坡面的结触面积与坡面的结触面积( (cmcm2 2) )。 土体的粘结力与组成物质的成分、结构及土体含水量多少有密切关系。 总之，坡地上的块仲运动主要受重力引起的下滑和岩土块体的内摩擦力及粘结力的相互关系而定。其稳定系数稳定系数 K K 为K K抗滑阻力/下滑力=Ntg+CA/T 当K K1时，岩体或土体处于极限平衡极限平衡状态； 当K K1时，岩体或土体处于不稳定不稳定状态； 当K K1时，岩体或土体是稳定稳定的。 工程上一般采用K K23为安全稳定系数。 5.2 5.2 崩塌崩塌 5.2.1 5.2.1 崩塌作用方式崩塌作

124、用方式 斜坡上的岩屑或块体在重力作用下，快速向下坡移动称为崩塌崩塌。崩塌过程按块体的地貌部位和崩塌形式又可分为山崩、塌岸和散落。 山崩山崩是山岳地区常发生的一种大规模崩塌现象，崩塌体能达数十万立方米。 河岸、湖岸(库岸)或海岸的陡坡，由于河水、湖水或海水的掏蚀而发生崩塌，称为塌岸塌岸。 散落散落是岩屑沿斜坡向下作滚动和跳跃式地连续运动。 5.2.2 崩塌分类崩塌分类 v 根据组成坡地的物质结构根据组成坡地的物质结构 崩崩积积物物崩崩塌塌，山坡上已经过崩塌的岩屑和沙土等物质，处于很松散状态。 表表层层风风化化物物崩崩塌塌，在地下水沿风化层下部的基岩面流动时，引起风化层沿基岩面崩塌。 沉沉积积物物

125、崩崩塌塌, 由厚层的冰积物、冲积物或火山碎屑物组成的陡坡，由于结构松散，形成的崩塌。 基岩崩塌基岩崩塌，在基岩山坡上沿节理面、层面或断层面等发生的崩塌。v根据崩塌体移动形式和速度根据崩塌体移动形式和速度 散散落落型型崩崩塌塌，在节理或断层发育的陡坡，或是软硬岩层相同的陡坡，或是由松散沉积物组成的陡坡，常常形成散落型崩塌。 滑滑动动型型崩崩塌塌，这类崩塌沿一滑动面发生，有时崩塌土体保持了整体形态，这种类型的崩塌和滑坡很相似。 流动型崩塌流动型崩塌，降雨时斜坡上的松散岩屑、砂和粘土，受水浸透后产生流动崩塌。5.2.3 崩塌形成条件崩塌形成条件 v 地形条件地形条件 地形条件包括坡度和坡地相对高度。

126、坡度对崩塌的影响最为明显,一般大于33的山坡不论岩屑大小都将有可能发生移动。 坡地的相对高度和崩塌的规模有关，一般当坡地相对高度超过50m时，就可能出现大型崩塌。 v 地质条件地质条件 岩石中的节理、断层、地层产状和岩性等都对崩塌有直接影响。在节理和断层发育的山坡岩石破碎，很易发生崩塌。 当地层倾向和山坡坡向一致，而地层倾角小于山坡坡度角时，常沿地层层面发生崩塌。 v 气候条件气候条件 气候可使岩石风化破碎，加快坡地崩塌形成的时间，在日温差、年温差较大的干旱、半干旱地区，物理风化作用较强，在较短时间内岩石就会风化破碎。 v 地震及其它地震及其它 地震是崩塌的触发因素。地震时能形成数量多而规模很

127、大的崩塌体。 在山区进行各种工程建设时，如不顾及自然地形条件，任意开挖、常使山坡平衡遭到破坏而发生崩塌。另外任意砍伐森林和在陡坡上开垦荒地也常引起崩塌。 5.3 滑坡滑坡 5.3.1 5.3.1 滑坡的地貌特征滑坡的地貌特征v 滑坡体滑坡体 斜坡上向下滑动的那部分土体或岩体称之为滑坡体滑坡体。由于整体下滑，土体大体还保持着原有结构，它以滑动面与下伏未滑地层分割开来，滑坡体与其周围不动土体在平面上的分界线称之为滑坡周界，它圈定了滑坡作用范围。 v 滑动面或滑动带滑动面或滑动带 滑坡体沿之下滑的面称为滑动面滑动面。在均质土体中其剖面为一个近似半圆弧形，通常上陡下缓，中部接近水平，前缘出口处常常形成

128、逆向的反坡。 滑动面附近的土体有明显的扰动或拖曳褶皱等现象构成滑动带滑动带。滑动带的厚薄不一，从数厘米到数米不等。v 滑坡后壁与滑坡台阶滑坡后壁与滑坡台阶 滑坡体与坡上方末动土石体之间，由一半圆形的围椅状陡崖分开，这个陡崖称为滑坡壁滑坡壁。一般坡度为6080，高度从数厘米至数米不等。 滑坡体下滑时，因滑体各段移动速度的差异产生分支滑动面，使滑坡体分裂成为几个错台，称之为滑坡台阶滑坡台阶。v 滑坡舌与滑坡鼓丘滑坡舌与滑坡鼓丘 滑坡体前缘常呈舌状突出称为滑坡舌。由于滑坡舌是被推动的，故称被动主体。滑体上部则称为主动主体。滑体在滑动过程个滑坡舌前面常因受阻、挤压而鼓起，称滑坡鼓丘。v 滑坡湖与滑坡洼

129、地滑坡湖与滑坡洼地 滑坡滑动后，在滑坡壁下部和滑坡台阶的后缘，即滑坡台阶的反坡处，常常形成滑坡洼地。有时因地面积水或地下水出露而形成滑坡湖滑坡湖或湿地湿地。 环状拉张裂缝，由滑坡体向下滑动时产生的拉力造成的，属拉张裂缝。 剪切裂缝，因滑动土体与相邻不动土体之间相对位移产生剪切力造成。 鼓张裂缝，分布在滑体的下部，因滑体下滑受阻，使土体隆起形成的张开裂缝。 扇形张裂缝，在滑坡体最前缘，因滑坡舌向两侧扩散而形成的扇形或放射状张裂缝。v 滑坡裂缝滑坡裂缝 5.3.2 5.3.2 滑坡的力学机制及滑坡形成条件滑坡的力学机制及滑坡形成条件 v 滑坡滑动的力学机制滑坡滑动的力学机制 土坡的稳定系数K为 总

130、抗滑力矩 K 滑动力矩 对于均质土坡来说，滑动面上各点的抗滑阻力为: f=Ntg十C。 式中：C C和和为常数。为常数。N N为为重力垂直于坡面重力垂直于坡面的分力，的分力，为内摩擦角。为内摩擦角。v 滑坡形成条件滑坡形成条件 斜坡的地貌特征决定了斜坡内部应力分布状态及地表流水特征，特别是斜坡的高度、陡度和外形是决定滑动力大小的主要因素。 斜坡的物质组成与地质结构也直接影响着滑坡的发生与否，它们的抗剪强度、抗风化、抗软化、抗冲刷的能力不同，发生滑坡的频率也不一样。 地下水的作用是促使滑坡发生的极重要的因素，地下水浸湿斜坡上的物质，显著地降低其抗剪强度。 5.3.3 5.3.3 滑坡类型及其发展

131、阶段滑坡类型及其发展阶段 v滑坡类型滑坡类型 根据滑坡的物质，可划分为黄土滑坡、粘土滑坡、碎屑滑坡和基岩滑坡。 根据滑坡和岩层产状、岩性和构造等，可划分为顺层面滑坡、构造面滑坡和不整合面滑坡等。 根据滑坡体的厚度，可划分为浅层滑坡(数米)、中层滑坡(数米到二十米)和深层滑坡(数十米以上)。 根据滑坡的触发原因，可划分为人工切坡滑坡、冲刷滑坡、超载滑坡、饱和水滑坡、潜蚀滑坡和地震滑坡等。v 滑坡发展阶段滑坡发展阶段 第一阶段为蠕动变形阶段蠕动变形阶段，在斜坡内部某一部分因抗剪强度小于剪切力而首先变形，产生微小的滑动。 第二阶段为蠕动变形阶段蠕动变形阶段，这一阶段长的可达数年，短的仅数月或几天。

132、第三阶段为剧烈滑动阶段剧烈滑动阶段，在这一阶段中滑动面业已形成，岩体完全破裂，处于极限平衡状态。 第四阶段为渐趋稳定阶段渐趋稳定阶段，经剧烈滑动之后，滑坡体变形重心降低，趋向停止。v斜坡形态的改变斜坡形态的改变 山区斜坡常常因河流凹岸侧蚀和人工开挖坡脚，造成高陡的边坡而发生滑坡，或是在坡顶堆积弃土，或建造工程建筑物。这些不但改变了斜坡的外形，也加大了承载力，使基部的土体加大下滑力，可能发生滑坡。 5.3.4 影响滑坡因素的分析影响滑坡因素的分析 v大气降水和地下水变化大气降水和地下水变化 大雨、暴雨以及相随的大量地下水活动，使土体容量骤增，加大滑动力，减小抗滑力导致滑坡发生。 山区河流水位具有

133、很大变幅，高水位时滑带浸水范围扩大，增加土体容重，降低抗滑强度。v震动影响震动影响 砂层或粗粉砂层如遇到震动，颗粒将重新排列，这种过程如发生在地下水面以上，可引起地面沉陷，如发生在地下水面以下，则引起浸水的砂或粉砂的液化发生流动，所以湿润的砂质斜坡受到震动后就很不稳定。 5.4 5.4 错落错落 5.4.1 错落的特征错落的特征 错落是指陡崖、陡坎、陡坡沿一些近似垂直的破裂面发生整体下坐位移。它的特征是垂直位移量大于水平位移量。错落体比较完整，大体上保持了原来的结构和产状。 5.4.2 发生条件和原因发生条件和原因 v形成条件形成条件 地貌条件是影响错落发生的因素之一，错落主要出现在山区峡谷河

134、道两侧受到强烈侧蚀的部位。 地质条件是影响错落发生的因素之二，错落主要发生在粘结力较大的地层或坚硬岩层组成的陡崖或陡坡上常有大断层、大节理的地方。大量统计结果表明坡角、内摩擦角和错落破裂面的角度A的经验关系式为 A（+）/2v影响因素影响因素 山坡下部减少了支撑力量，如原为接近极限平衡的山坡，当河流下切侧蚀或波浪强烈击撞，或人工开挖路堑，造成隐伏的倾斜软弱面下端处于临空状态，都是引起错落的因素。 5.5 蠕动蠕动 5.5.l 蠕动特征蠕动特征 蠕动蠕动主要是指土层、岩层和它们的风化碎屑物质在重力作用控制下，顺坡向下发生的十分缓慢的移动现象。移动的速度每年小的只有若于毫米，大的可达几十厘米。 根

135、据蠕动的规模和性质，可以将蠕动划分为两大类型，即疏松碎屑物的蠕动与岩层蠕动。 5.5.2 松散层蠕动松散层蠕动(土屑或岩屑蠕动土屑或岩屑蠕动) 斜坡上松散岩屑或表层土粒，由于冷热、干湿变化而引起体积胀缩，并在重力作用下常常发生缓慢的顺坡向下移动。 引起松散土粒或岩屑蠕动的因素是多方面的。v温差和干湿变化温差和干湿变化 在温湿地区主要是因温差变化(包括冻融过程)或干湿变化引起土粒或岩屑发生胀缩。膨胀时碎屑颗粒垂直于斜坡方向上抬，收缩下落时却是沿重力方向直落而下。 在寒冷地区，冻融作用是引起土屑或岩屑蠕动的主要因素。 v粘土含量粘土含量 碎屑中粘土含量越多，蠕动现象越明显。干湿变化对岩块碎屑体积胀

136、缩的影响是微小的，而对粘上的影响特别大，对塑性指数较高的膨润粘土影响则更大。 v 坡坡 度度 蠕动虽然可以出现在各种坡度的坡面上，但以在2530左右的坡地上最明显。 除此之外，蠕动还受到植物的摇动、动物践踏以及人类活动等因素的影响。5.5.3 基岩岩层蠕动基岩岩层蠕动 暴露于地表的岩层在重力作用下也发生十分缓慢的蠕动。蠕动的结果使岩层上部及其风化碎屑层顺坡向下呈弧形弯曲。岩层虽然发生弯曲，但并不扰乱层序，甚至在蠕动了的碎屑层中，层次都依然可见。 5.6 陷穴与泻溜陷穴与泻溜 由于土层表面受湿干、热冷、冻融等的变化而引起的涨缩作用，造成表土的剥裂，在重力作用下顺坡泻溜泻溜。雨水或片流沿黄土的垂直

137、节理下渗，通过潜蚀作用，使裂隙逐渐扩大，形成陷穴陷穴等重力侵蚀形式。 5.6.1 陷穴形成机制、分布与类型陷穴形成机制、分布与类型 v陷穴形成机制及分布陷穴形成机制及分布 地地表表水水沿沿黄黄土土中中的的裂裂隙隙或或孔孔隙隙下下渗渗，对对黄黄土土产产生生溶溶蚀蚀和和侵侵蚀蚀，并并把把可可溶溶性性盐盐类类带带走走，致致使使下下边边掏掏空空，当当上上边边的土体失去的土体失去顶顶托托时时，引起黄土的陷落，形成陷穴。，引起黄土的陷落，形成陷穴。 陷穴多分布在地表水容易汇集的沟间地边缘地带和陷穴多分布在地表水容易汇集的沟间地边缘地带和谷坡的上部，特别是冲沟的沟头附近最为发育。谷坡的上部，特别是冲沟的沟头

138、附近最为发育。v陷穴类型陷穴类型 漏斗状陷穴，呈漏斗状深度不超过10m，主要分布在谷坡上部和墚峁的边缘地带。 竖井状陷穴，呈井状口径小而深度大。深度可达20m以上，主要分布在塬边地带。 串珠状陷穴，几个陷穴连续分布成串珠状，陷穴的底部常有孔道相通，常见于切沟沟床上或坡面长、坡度大的梁峁斜坡上。 5.6.2 泻溜及其形成过程泻溜及其形成过程 在石质山区、红土或黄土地区，土体表面受干湿、冷热和冻融等变化影响而引起物体的胀缩，造成碎土和岩屑的疏松破碎，在重力作用下顺坡而下地滚落或滑落下来，形成陡峭的锥体，这种现象称为泻溜泻溜。 v泻溜形成过程泻溜形成过程 黄土地区，当农耕地坡度超过35时，会发生耕土

139、泻溜，并留下明显的溜土痕迹。 第四纪红色粘土的陡坡岩体，由于冬、春冻融变化中的胀缩以及物理风化作用，常引起泻溜的发生。 剖析红土泻溜的形成过程，可划分为风化裂隙的形成阶段、疏松层形成阶段和泻溜发生阶段等三个时段。 第第7 7章章 我国土壤侵蚀类型分区我国土壤侵蚀类型分区 教学目的：教学目的：阐述我国土壤侵蚀类型分区原则，明确不同土壤侵蚀类型区分布范围以及不同土壤侵蚀类型区的特点。教学方法：教学方法：以教师课堂讲授为主，学生自学、参阅课外 书及野外实习为辅。讲授学时：讲授学时：约4学时。第第 9 章章 我国土壤侵蚀类型分区我国土壤侵蚀类型分区 9.1 9.1 土壤侵蚀类型分区土壤侵蚀类型分区 9

140、.2 9.2 以水力侵蚀为主的类型区以水力侵蚀为主的类型区 9.3 9.3 以风力侵蚀为主的类型区以风力侵蚀为主的类型区 9.4 9.4 以冻融及冰川侵蚀为主的类型区以冻融及冰川侵蚀为主的类型区 9.1 土壤侵蚀类型分区土壤侵蚀类型分区 9.1.1 9.1.1 分区分区目的意义与任务目的意义与任务 分区的目的意分区的目的意义义是是为为不同区域制定水土保不同区域制定水土保持持规规划，治理土壤侵划，治理土壤侵蚀蚀提供主要依据，并提供主要依据，并为为因因地制宜地制宜拟拟定水土保持定水土保持综综合防治措施奠定良好的合防治措施奠定良好的基基础础。 分区的任分区的任务务是根据土壤侵是根据土壤侵蚀蚀和治理的

141、区域差和治理的区域差异性，提出分区方案，划分不同的侵异性，提出分区方案，划分不同的侵蚀类蚀类型区。型区。 9.1.2 9.1.2 分区原则分区原则 分区原分区原则则主要主要为为同一区内的土壤侵同一区内的土壤侵蚀类蚀类型型和侵和侵蚀蚀强强度度应应基本一致。同一区内影响土壤侵基本一致。同一区内影响土壤侵蚀蚀的主要因素等自然条件和社会的主要因素等自然条件和社会经济经济条件基本条件基本一致。同一区内的治理方向、治理措施和土地一致。同一区内的治理方向、治理措施和土地利用方向基本相似。利用方向基本相似。9.1.3 9.1.3 土壤侵蚀分区土壤侵蚀分区 根据我国的地貌特点和自然界某一外营力根据我国的地貌特点

142、和自然界某一外营力( (如水力、风力等如水力、风力等) )在较大区域起主导作用的原则，在较大区域起主导作用的原则，辛树帜等辛树帜等(1982)(1982)将全国分为三大土壤侵蚀类型区，将全国分为三大土壤侵蚀类型区，即水力侵蚀为主的类型区、风力侵蚀为主的类型即水力侵蚀为主的类型区、风力侵蚀为主的类型区和冻融侵蚀为主的类型区。区和冻融侵蚀为主的类型区。 9.2 以水力侵蚀为主的类型区以水力侵蚀为主的类型区 9.2.1 9.2.1 西北黄土高原西北黄土高原v鄂尔多斯高原风蚀区（鄂尔多斯高原风蚀区（） 本地区属于长城沿线以北的鄂尔多斯高原，本地区属于长城沿线以北的鄂尔多斯高原，东以和林格尔、东胜、榆林

143、一线为界，西至贺东以和林格尔、东胜、榆林一线为界，西至贺兰山，北达阴山山脉。区内多为高平原地形，兰山，北达阴山山脉。区内多为高平原地形，主要地貌类型有沙丘沙地、湖盆滩地、冲积洪主要地貌类型有沙丘沙地、湖盆滩地、冲积洪积平原和土石丘陵山地。积平原和土石丘陵山地。 v黄土高原北部风蚀水蚀区（黄土高原北部风蚀水蚀区（） 本区大致位于神池、灵武、兴县、绥德、庆本区大致位于神池、灵武、兴县、绥德、庆阳、固原、定西、东乡一线以北，长城沿线以南阳、固原、定西、东乡一线以北，长城沿线以南的地区，主要为黄土梁峁丘陵沟壑地貌类型。坡的地区，主要为黄土梁峁丘陵沟壑地貌类型。坡陡沟深，地形破碎，长城沿线附近有片沙覆盖

144、。陡沟深，地形破碎，长城沿线附近有片沙覆盖。 v黄土高原南部水蚀区（黄土高原南部水蚀区（） 本地区北接风蚀地区，南界秦岭北坡。地本地区北接风蚀地区，南界秦岭北坡。地貌类型复杂，有黄土丘陵、黄土塬、河谷平原、貌类型复杂，有黄土丘陵、黄土塬、河谷平原、土石丘陵与山地，年降水量土石丘陵与山地，年降水量500700mm，气候气候温暖湿润植被较好，属森林、森林草原环境。温暖湿润植被较好，属森林、森林草原环境。森林主要分布于一些山地，如子午岭、黄龙山、森林主要分布于一些山地，如子午岭、黄龙山、关山、吕梁山、太行山及秦岭北坡等地，其余关山、吕梁山、太行山及秦岭北坡等地，其余地方多为农地和牧荒地，植被破坏严重

145、。地方多为农地和牧荒地，植被破坏严重。 9.2.2 东北低山丘陵和漫岗丘陵区东北低山丘陵和漫岗丘陵区 本类型区南界为吉林省南部，西、北、东本类型区南界为吉林省南部，西、北、东三面为大、小兴安岭和长白山所围绕。在此范三面为大、小兴安岭和长白山所围绕。在此范围内，除了三江平原外，其余地方都有不同程围内，除了三江平原外，其余地方都有不同程度的土壤侵蚀。这一类型区又可分大兴安岭、度的土壤侵蚀。这一类型区又可分大兴安岭、小兴安岭、低山丘陵和漫岗丘陵区。小兴安岭、低山丘陵和漫岗丘陵区。 9.2.3 9.2.3 北方山地丘陵区北方山地丘陵区 本区是指东北漫岗丘陵以南，黄土高原以东，本区是指东北漫岗丘陵以南，

146、黄土高原以东，淮河以北，包括东北南部，河北、山西、内蒙古、淮河以北，包括东北南部，河北、山西、内蒙古、河南、山东等省河南、山东等省(自治区自治区)范围内有土壤侵蚀现象范围内有土壤侵蚀现象的山地、丘陵。的山地、丘陵。 9.2.4 9.2.4 南方山地丘陵区南方山地丘陵区 本类型区大致以大别山为北屏，巴山、巫本类型区大致以大别山为北屏，巴山、巫山为西障，西南以云贵高原为界，东南直低海山为西障，西南以云贵高原为界，东南直低海域，包括台湾、海南岛以及南海诸岛。土壤侵域，包括台湾、海南岛以及南海诸岛。土壤侵蚀主要集中在长江和珠江中游，以及东南沿海蚀主要集中在长江和珠江中游，以及东南沿海的各河流的中、上游

147、山地丘陵。的各河流的中、上游山地丘陵。 本本区区内内又又分分为为风风化化层层深深厚厚的的花花岗岗岩岩丘丘陵陵区区、紫色砂页岩丘陵区和红土岗地。紫色砂页岩丘陵区和红土岗地。 9.2.5 9.2.5 四川盆地及周围山地丘陵区四川盆地及周围山地丘陵区 四川盆地大致在北以广元，南以叙永，西四川盆地大致在北以广元，南以叙永，西以雅安，东以奉节为四个顶点连成的一个菱形以雅安，东以奉节为四个顶点连成的一个菱形地区内，盆地西部为成都平原，其余部分为丘地区内，盆地西部为成都平原，其余部分为丘陵。陵。 本区主要为农区，林木分布极少。土壤侵本区主要为农区，林木分布极少。土壤侵蚀以面蚀、荒地鳞片状侵蚀和沟蚀为主。蚀以

148、面蚀、荒地鳞片状侵蚀和沟蚀为主。 9.2.6 云贵高原及其山地丘陵区云贵高原及其山地丘陵区 本区包括云南、贵州及湖南西部、广西西部本区包括云南、贵州及湖南西部、广西西部的高原、山地和丘陵。的高原、山地和丘陵。 本区的土壤侵蚀营力主要是流水，仅西昌安本区的土壤侵蚀营力主要是流水，仅西昌安宁河流域有显著的风蚀现象，高山峡谷和某些地宁河流域有显著的风蚀现象，高山峡谷和某些地区有重力侵蚀发生。云贵高原四周都是崎岖的山区有重力侵蚀发生。云贵高原四周都是崎岖的山岭，中央部分岩层比较平缓。岭，中央部分岩层比较平缓。 9.3 以风力侵蚀为主的类型区以风力侵蚀为主的类型区 9.3.1 半湿润地带沙漠化土地零星风

149、蚀区半湿润地带沙漠化土地零星风蚀区() 本区系指东北平原西部及黄淮海平原中部本区系指东北平原西部及黄淮海平原中部(以豫东为主以豫东为主)片状分布的沙漠化土地而言，其特片状分布的沙漠化土地而言，其特点是风蚀沙漠化土地零星分布，面积不大。由于点是风蚀沙漠化土地零星分布，面积不大。由于所处自然条件较为优越，在不继续破坏其生态平所处自然条件较为优越，在不继续破坏其生态平衡的情况下，有逆转的可能性。衡的情况下，有逆转的可能性。 9.3.2 半干旱草原地带及荒漠草原地带风半干旱草原地带及荒漠草原地带风 蚀沙漠化发展区蚀沙漠化发展区() 本区包括贺兰山以东，白城、康平一线以西，本区包括贺兰山以东，白城、康平

150、一线以西，彰武、多伦、商都、横山、景泰一线以北，国境彰武、多伦、商都、横山、景泰一线以北，国境线以南的广大地区。线以南的广大地区。 其特点为风蚀沙漠化土地分布比较集中，水其特点为风蚀沙漠化土地分布比较集中，水分植被条件稍好，尚可适度利用，但若过度干预，分植被条件稍好，尚可适度利用，但若过度干预，沙漠化很容易发生和发展。沙漠化很容易发生和发展。 9.3.3 干旱荒漠地带流沙入侵及固定半固干旱荒漠地带流沙入侵及固定半固 定风蚀沙丘活化区定风蚀沙丘活化区() 本区包括贺兰山乌鞘岭以西的广大地区，其本区包括贺兰山乌鞘岭以西的广大地区，其特点是要发生在一些大沙漠边缘地区，沙漠化发特点是要发生在一些大沙漠

151、边缘地区，沙漠化发展受河流变迁的影响，并与风力作用下沙丘前移展受河流变迁的影响，并与风力作用下沙丘前移和过度樵采，放牧及山前平原植被有关，由于自和过度樵采，放牧及山前平原植被有关，由于自然条件较为恶劣，在生态平衡破坏以后，自我逆然条件较为恶劣，在生态平衡破坏以后，自我逆转的可能性很小。转的可能性很小。 9.4 以冻融及冰川侵蚀为主的类型区以冻融及冰川侵蚀为主的类型区 9.4.1 冰川侵蚀区冰川侵蚀区 高原上的喜马拉雅山、昆仑山、喀嘈昆仑高原上的喜马拉雅山、昆仑山、喀嘈昆仑山、唐古拉山以及横断山脉的大雪山、雪山、山、唐古拉山以及横断山脉的大雪山、雪山、宁静山等山脉中，冰川侵蚀十分强烈，造成许宁静

152、山等山脉中，冰川侵蚀十分强烈，造成许多锥形山峰、角峰、冰斗和冰川槽谷。在雪线多锥形山峰、角峰、冰斗和冰川槽谷。在雪线以下冰川危害的几十公里的地方形成一些冰碛以下冰川危害的几十公里的地方形成一些冰碛堆积物及冰碛湖。堆积物及冰碛湖。 9.4.2 冻土侵蚀区冻土侵蚀区 冻土侵蚀主要分布在冰川侵蚀线以下及海冻土侵蚀主要分布在冰川侵蚀线以下及海拔拔3000米以上的区域。根据海拔高度、气候、米以上的区域。根据海拔高度、气候、岩石、地形条件以及主要营力，按照冻土发育岩石、地形条件以及主要营力，按照冻土发育的程度，将冻土侵蚀划分为强烈发育区、中等的程度，将冻土侵蚀划分为强烈发育区、中等发育区和微弱发育区。发育区和微弱发育区。