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简介
这是土壤侵蚀原理ppt，包括了课程性质及使用对象，课程涉及范围及与其他课程关系，土壤侵蚀及其危害，土壤侵蚀原理研究历史与现状，土壤侵蚀类型，土壤侵蚀及其与水土流失关系，导致土壤侵蚀的营力，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等内容，欢迎点击下载。
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土壤侵蚀原理 第一章 绪论 1.1 课程性质及使用对象 1.2 课程涉及范围及与其他课程关系 1.3 土壤侵蚀及其危害 1.4 土壤侵蚀原理研究历史与现状 1.1 课程性质及使用对象 本书是高等院校“水土保持与荒漠化防治专业”本科生学习“土壤侵蚀原理”课程所用教材。“土壤侵蚀原理”是高等院校“水土保持与荒漠化防治”专业本科生的一门核心专业基础课程。 本教材主要用于“水土保持与荒漠化防治专业”本科生教学，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、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。 1.2 课程涉及范围及与其他课程关系 1.2.1 课程涉及范围 “土壤侵蚀原理”课程涉及到水力学、水文学、土壤学、气象学、生态学和岩土力学等学科内容。 在理论教学中，以讲授土壤侵蚀侵蚀形式、土壤侵蚀发生发展规律和分析影响土壤侵蚀的自然因子为主。 在课程实习等实践教学环节中，要求学生较为深刻地认识在不同外营力作用下土壤侵蚀的发生发展过程。 1.2.2 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、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。 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。 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、水文学学科的关系更为密切，无论是水力侵蚀、风力侵蚀还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。 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。 1.3 土壤侵蚀及其危害 1.3.1 我国土壤侵蚀概况 我国是世界土壤侵蚀最严重的国家之一，其范围遍及全国各地。土壤侵蚀的成因复杂，危害严重，主要侵蚀类型有水力侵蚀、风力侵蚀、重力侵蚀、冻融侵蚀和冰川侵蚀等。 土壤侵蚀的发生除自然因素影响外，另一重要原因就是人类不合理的活动。虽经几十年的不断努力，土壤侵蚀的综合治理取得了显著成效。但由于种种人为不合理活动，导致土壤侵蚀面积和侵蚀程度不断扩大加剧的趋势还没有从根本上得到遏制。 1.3.2 土壤侵蚀危害 破坏土地吞食农田 西北黄土区、东北黄土区和南方化岗岩“崩岗”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1～3m。辽宁省12个市建国以来由于土壤侵蚀已损失土地71.2万hm2（1068万亩）。 严重的土壤侵蚀导致土地“沙化”。在我国西北干旱草原和与风沙区相邻的黄土丘陵区，常因风蚀危害造成土地“沙化”现象。 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2.1亿t，其中含有机质273万t，氮、磷、等养分231万t。 坡耕地水、土、肥流失后，土地日益瘠薄，田间持水能力降低，加剧了干旱发展。据统计全国多年平均受旱面积约1960万hm2（2.94亿亩），成灾面积约673.3万hm2（1.01亿亩）。 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、运搬后沉积在下游河道，消弱了河床泄洪能力，加剧了洪水危害。 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壤侵蚀而损失的各类水库、山塘等库容历年累计在200亿m3以上。 1.4 土壤侵蚀原理研究历史与现状 1.4.1 国际上研究历史与现状 前苏联 前苏联土壤侵蚀学科始于18世纪中叶，进入19世纪，开展了土壤侵蚀调查，编绘了部分区域面蚀和沟蚀分布图。 1917年10月前苏联革命胜利后不久，在奥尔诺夫斯克州成立了世界第一个土壤保持试验站—诺沃西里试验站(1923)。 1967年以后，全国有200多个科研单位从事土壤侵蚀及其综合治理的研究。这期间在侵蚀研究方法上有很大改进。 欧洲 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。1884年，奥地利制定了世界第一部有关防止土壤侵蚀的《荒溪治理法》，总结出一套综合防治土壤侵蚀的森林―工程措施体系。 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。 美国 美国从19世纪50年代后期逐渐兴起土壤侵蚀的防治工作，19世纪30年代在美国土壤保持局第一任局长贝内特博士(H. H. Bennett)的积极支持下，美国设立19个保土试验站。 1956年后威斯迈尔(W. H. Wischmeier) 推出了通用土壤流失方程式(简称USLE)。 近年来美国主要研究内容为研制评估、预测和监测土地生产能力和土地资源变化的新技术。 日本 17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。1897年为防治山区灾害，制定了《森林法》。 第二次世界大战后，日本重又开始治山工作，并于1953年设立水土保持对策协议会，制订基本对策。 尽管日本防止土壤侵蚀的工程措施、工程施工方法较为先进，但其理论研究相对来说较为滞后。 1.4.2 国内研究历史与现状 早在公元前10世纪的西周时期，就有“平治水土”之说，《诗经》中记述了朴素的土壤侵蚀防治原理及合理土地利用的重要性。 1940年旧黄河水利委员会的一些科技人员针对治黄工作，提出了防治泥沙问题，并成立了林垦设计委员会，开展水土保持造林工作。 新中国成立后，1956年成立了国务院水土保持委员会，1991年，第七届全国人大常务委员会第20次会议一致通过了《中华人民共和国水土保持法》，至此我国的水土保持工作逐步走向了法制化、规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，建国初期在原北京林学院林业专业首先设置了“森林改良土壤学”课程，1980年北京林业大学成立了水土保持系，1985年开始培养博士研究生。 其后西北林学院、山西农业大学、甘肃农业大学、山东农业大学和华北水电学院等高等院校相继成立了水土保持专业或开设了水土保持课程。1985年中国水土保持学会成立。 到目前为止我国土壤侵蚀方面的研究取得了丰硕成果，某些理论研究成果已步入世界前沿或达到国际领先水平。 第 2 章 土壤侵蚀类型 第 2 章 土壤侵蚀类型 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。 教学方法 课堂讲授 计划学时 约2学时 第 2 章 土壤侵蚀类型 2.1 土壤侵蚀及其与水土流失关系 2.2 导致土壤侵蚀的营力 2.3 土壤侵蚀类型及类型划分 2.4 土壤侵蚀形式 2.5 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 《中国大百科全书·水利卷》（1992.3）对土壤侵蚀(soil erosion)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，被破坏、剥蚀、搬运和沉积的过程。 水土流失 水土流失（water and soil loss）在《中国水利百科全书·第一卷》（1990.12）中定义为在水力、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，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力的破坏与损失，而土壤侵蚀中则没有。 水土保持 在《中国大百科全书·农业卷》（1990.9）中水土保持的定义为：防治水土流失，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。 2.2 导致土壤侵蚀的营力 内营力 内营力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。 地壳运动使地壳发生变形和变位，改变地壳构造形态，因此又称为构造运动(tectonic movement)。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。 岩浆活动是地球内部的物质运动（地幔物质运动）。 地震也是内营力作用的一种表现。它往往是与断裂、火山现象相联系，世界主要火山带、地震带与断裂带分布的一致性是这种联系的反映。 外营力作用 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、搬运作用和堆积作用等形式。 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，或在生物活动参与下发生堆积或沉积，称为堆积作用或沉积(deposition)作用。 2.3 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，土壤侵蚀类型（the type of soil erosion）的划分方法也不一样。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。 按导致土壤侵蚀的外营力种类划分 按土壤侵蚀发生时间划分 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以前所发生的侵蚀，称之为古代侵蚀(ancient erosion)； 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(modern erosion)。 按土壤侵蚀发生速率划分 依据土壤侵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(accelerated erosion)和正常侵蚀(normal erosion)。 2.4 土壤侵蚀形式 水力侵蚀形式 水力侵蚀(water erosion)是指在降雨雨滴击溅、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、剥蚀、搬运和沉积的全部过程。 雨滴击溅侵蚀 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(rain drop splash erosion)，简称为溅蚀（splash erosion）。 面蚀 分散的地表径流冲走地表土粒称之为面蚀(surface erosion)。 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、鳞片状面蚀和细沟状面蚀。 沟蚀 集中的地表径流冲刷地表，切入地面带走土壤、母质及基岩，形成沟壑的过程称之为沟蚀(gully erosion)。 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，可将侵蚀沟分为黄土地区的侵蚀沟（浅沟、切沟、冲沟和河沟）和土石山区的侵蚀沟（荒沟和崩岗沟）。 山洪侵蚀 山区河流洪水对沟道堤岸的冲淘、对河床的冲刷或淤积过程称之为山洪侵蚀(torrential flood erosion)。 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。 风力侵蚀 风力侵蚀(wind erosion)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象。 风力侵蚀包括石窝（风蚀壁龛）、风蚀蘑菇、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）和金字塔状沙丘等形式。 重力侵蚀 重力侵蚀(gravitational erosion)是一种以重力作用为主引起的土壤侵蚀形式。它是坡面表层土石物质及中浅层基岩，由于本身所受的重力作用(很多情况还受下渗水分、地下潜水或地下径流的影响)，失去平衡，发生位移和堆积的现象。 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、崩塌、地爬、崩岗、岩层蠕动、山剥皮等。 混合侵蚀 混合侵蚀（mixed erosion）是指在水流冲力和重力共同作用下的一种特殊侵蚀形式。包括石洪、泥流和泥石流三种形式。 冻融侵蚀 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，称冻融侵蚀(freeze-thaw erosion)。也称冰劈作用。 冰川侵蚀 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冰川侵蚀(glacier erosion)。 包括刨蚀、掘蚀和刮蚀等形式。 化学侵蚀 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程称为化学侵蚀（chemical erosion）。 主要包括水的化学侵蚀和垂直侵蚀等。 2.5 土壤侵蚀程度及强度 土壤侵蚀量 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，称为土壤侵蚀量。 单位时间单位面积内产生的土壤侵蚀量，称为土壤侵蚀速率(或速度)，或称为土壤侵蚀模数，量纲是t/km2·a。 土壤流失量 土壤流失（soil loss）所至指的仅为在水力侵蚀中，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、沙粒化面蚀和细沟状面蚀），因此土壤流失量(amount of soil loss)所指的也就是由于发生土壤面蚀所流失的土沙数量。 土壤侵蚀程度 土壤侵蚀程度(degree of soil erosion)是指任何一种土壤侵蚀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，截止到目前为止的发展状况。 土壤侵蚀强度 土壤侵蚀强度(intensity of soil erosion)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，该种土壤侵蚀形式发生可能性的大小。 按轻微、中度、严重等分为不同级别。 允许土壤流失量 允许土壤流失量（tolerance of soil loss）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力降低而允许的年最大土壤流失量。 第3章 水力侵蚀的教学目的和方法 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：以教师课堂讲授为主，学生自学和参阅课外 书为辅。 计划学时：约6学时。 第 3 章 水力侵蚀 3.1 水流作用 3.2 溅蚀 3.3 面蚀 3.4 沟蚀 3.5 山洪侵蚀 3.6 海岸、湖岸及库岸浪蚀 3.1 水流作用 3.1.1 水流剥蚀作用 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。 沙粒滑动时受力情况分析 3.1.2 水流搬运作用 泥沙的搬运形式可分为推移和悬移两大类。这两种形式运动的泥沙分别称为推移质及悬移质。 泥沙搬运方式 (流速分布，推移质与悬移质的相互转化) 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。它的单位与含沙量ρs(kg/m3)相同，以符号ρ0 表示。 水流挟沙力应该包括推移质和悬移质的全部沙量。 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 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ν*＝ ，其中τ0为作用在床面上的水流切应力）。 3.2 溅蚀 3.2.1 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。 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。 雨滴速度与能量 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 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作用（rain drop splash erosion）。其过程图如下。 溅蚀量 击溅侵蚀引起土粒下移的数量称为溅蚀量。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、雨滴打击方向和降雨性质。 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，壤土则与降雨动能的1.46次方成正相关。 3.2.3 影响溅蚀因素 地形因素 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。 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，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 3.3.1 坡面径流形成 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10~100mm。 （2）Philip(菲利蒲)入渗方程 （3）Kostiakov（考斯恰可夫）方程 I=Cta （4）Horton(霍顿方程) 式中： fp —入渗能力；fc—稳定入渗率； f0—初始入渗率； —参数。 （5）Holtan(霍尔坦方程) f—入渗率；GI—作物生物指数；Sa—地表层有效蓄水量；fc—稳定入渗率。 坡面上的地表径流流量为： Q=ωV 式中： Q 为流量（m3/s); v为断面平均流速(m/s)； 若将坡面水流看作均匀流，可利用谢才公式（Chezy Formula）计算其流速。 式中：v为断面平均流速(m/s)；R为断面的水力半径(m)； J为水力坡度(%)；C为谢才系数。 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。假定坡面流为单向水流时，运动方程采用如下形式。 h=Kqp 3.3.2 坡面径流能量分析 坡面流流速 坡面流的流动情况十分复杂，沿程有下渗、蒸发和降水补给，再加上坡度的不均一，使流动总是非均匀的。为了使问题简化，不少学者在人工降雨条件下，研究了稳渗后的坡面水流，得到了各自的流速公式。但均可以归纳成如下形式 V＝Ｋ·qn·Ｊm 式中：V—流速；q―单宽流量；J―坡度；n、m―指数；K―系数。 径流量 坡面径流量的形成可用下式计算 ? W＝Σ（it-ft）Δt? 式中：W—径流量； it—不同时刻的降雨强度； ft —入渗率的差值与时段乘积来 也可通过量算降雨——入渗曲线所包围区域的面积来确定。 坡面径流能量公式 坡面径流能量公式无论是经验式还是理论式，均是上述二因素或影响其的相关因素的函数。典型的有： (1)拉尔(R.Lal)式 E＝ρɡsinθ·Q·L 式中θ为坡面倾角，Q为单位面积上的径流量，L为坡长。(2)赫尔顿(R.E.Hartan)式? 式中：G0为每立方米含沙水流的重量(kg/m3)；hx为距分水岭X处径流深(mm)；V为X处的流速(m/s)；θ为坡度。 3.3.3 坡面侵蚀过程 3.3.4 影响因素 地形因素 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。 ? 一般来看，质地较粗，有降低侵蚀的作用。 土壤结构性愈好，总孔隙率愈大，其透水性和持水量就愈大，土壤侵蚀就愈轻。 植被因素 森林、草地中有一厚层枯枝落叶，具有很强的涵蓄水分的能力。随凋落物量的增加，其平均蓄水量和平均蓄水率都在增加，一般可达20～60kg/m2。 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。 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，延缓径流过程进而减小径流能量的作用。 人为因素 历史上，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。 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长。 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。也就是说人类的活动既有引起水土流失的一面，又有通过人的活动控制土壤侵蚀的一面。 3.4 沟蚀 3.4.1 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 侵蚀沟纵断面形成 侵蚀沟开始形成的阶段，向长发展最为迅速，首先在沟顶处形成水蚀穴，水蚀穴继续加深扩大，沟顶逐渐形成跌水状。 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，水流的冲力表现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，沟底下切的反复过程。 侵蚀沟的发育阶段 （1）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0.5m。 (2)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。 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，因此它是防治最困难的时期。 (3)平衡剖面阶段 (4)停止阶段 在这一阶段，沟顶接近分水岭，沟底纵坡接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，沟底不再下切，沟岸停止扩张。 3.4.3 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，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。 汇水面积 坡度与坡长 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，切沟在坡度较大地段出现，沿坡向下，坡度变缓，切沟随之消失。如果缓坡下方坡度再次变陡，又可以出现切沟。 一般情况下，切沟长度随坡度和坡长增加而增加。 3.5 山洪侵蚀 3.5.1 山区洪水类型 依按照成因不同，可将山洪分为以下几种。 ①由短历时大暴雨形成的局地性山洪； ②由中等历时的一次暴雨过程所形成的区域性山洪； ③由长时间大范围的连续淫雨，并有多个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 季节分布 每年春夏之交我国华南地区暴雨开始增多，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，6、7月主雨带北移，受其影响的长江流域易发生山洪。 年际变化 山洪在年际分布上表现为不规律性，很难准确预报。就近80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，而在另一时期则很少发生。 3.5.3 影响山洪因素 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 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。 地形 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，等流时线长，汇流快，洪峰流量大。 植被 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(沟)径流在年内分配趋于均匀。 人类活动 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。 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顶溃坝。溃坝洪水所造成的损失要比暴雨洪水大的多。 3.5.4 山洪侵蚀特征 3.5.5 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。在山前出现了倾斜的半圆扇形堆积体，即洪积扇。 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，组成物质越细小。 3.6 海岸、湖岸及库岸浪蚀 3.6.1 海岸带划分 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。 3.6.2 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传递给海水所发生的现象。 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，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。 3.6.3 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，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 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坏，即冲蚀作用。 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。 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。 3.6.5 影响海岸侵蚀作用因素 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相同。 原始海岸类型 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，海岸带水下岸坡陡峻，海水较深，称为曲折陡峻海岸。 构造运动 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。 气候条件 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，风向及其与岸线的交角不同，也会影响海岸侵蚀作用的强弱。 第4章 风力侵蚀的教学目的和方法 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：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：约4学时。 第 4 章 风力侵蚀 4.1 风沙运动 4.2 风蚀与风积作用 4.3 沙漠化成因与类型 4.4 沙尘暴 4.1 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。 4.1.1 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。 层流和紊流 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 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根成正比。 沙粒运动形式 4.1.3 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%）， 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。 风沙流的固体流量 4.2 风蚀与风积作用 4.2.2 风沙蚀积作用与沙丘的运动 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。 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。 4.3 沙漠化成因与类型 沙漠化（Desertization） 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、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 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。 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。 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。 4.4.2 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。 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。 地形因素 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。 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5章 重力侵蚀的教学目的和方法 教学目的：分析重力侵蚀发生机制及其发展规律，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：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：约4学时。 第 5章 重力侵蚀 5.1 重力侵蚀作用分析 5.2 崩塌 5.3 滑坡 5.4 错落 5.5 蠕动 5.6 陷穴与泻溜 5.1 重力侵蚀作用分析 5.1.1 坡面重力侵蚀作用 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。 5.1.2 坡面重力侵蚀应力 土粒岩屑或石块运动 坡面上块体的重力G 可分解为与坡面平行的下滑力T与垂直坡面的法向力N，其关系为： T＝G sinθ N＝G cosθ 式中：θ―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。 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C。此时其块体运动的抗滑强度为： τf＝N·tgφ十C·A 式中：C―粘结力(kg／cm2)；A―运动块体与坡面的结触面积(cm2)。 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。 5.2 崩塌 5.2.1 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。 5.2.2 崩塌分类 根据组成坡地的物质结构 崩积物崩塌，山坡上已经过崩塌的岩屑和沙土等物质，处于很松散状态。 表层风化物崩塌，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。 沉积物崩塌， 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，在基岩山坡上沿节理面、层面或断层面等发生的崩塌。 根据崩塌体移动形式和速度 散落型崩塌，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。 滑动型崩塌，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，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 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。 地质条件 气候条件 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 5.3.1 滑坡的地貌特征 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。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。 滑动面或滑动带 滑坡体沿之下滑的面称为滑动面。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。滑动带的厚薄不一，从数厘米到数米不等。 滑坡后壁与滑坡台阶 滑坡舌与滑坡鼓丘 滑坡湖与滑坡洼地 滑坡裂缝 5.3.2 滑坡的力学机制及滑坡形成条件 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: τf=N·tgφ十C。 式中：C和φ为常数。N为重力垂直于坡面的分力，φ为内摩擦角。 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 滑坡类型及其发展阶段 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。 滑坡发展阶段 第一阶段为蠕动变形阶段，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，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，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，经剧烈滑动之后，滑坡体变形重心降低，趋向停止。 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。 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 错落 5.4.1 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 影响因素 5.5 蠕动 5.5.2 松散层蠕动(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。 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。 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。 坡 度 蠕动虽然可以出现在各种坡度的坡面上，但以在25°～30°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 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 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。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 陷穴形成机制及分布 地表水沿黄土中的裂隙或孔隙下渗，对黄土产生溶蚀和侵蚀，并把可溶性盐类带走，致使下边掏空，当上边的土体失去顶托时，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谷坡的上部，特别是冲沟的沟头附近最为发育。 陷穴类型 5.6.2 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、疏松层形成阶段和泻溜发生阶段等三个时段。 第6章 混合侵蚀的教学目的和方法 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：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：约4学时。 6.1 泥石流形成、分布及分类 5.1.1 坡面重力侵蚀作用 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。 5.1.2 坡面重力侵蚀应力 土粒岩屑或石块运动 坡面上块体的重力G 可分解为与坡面平行的下滑力T与垂直坡面的法向力N，其关系为： T＝G sinθ N＝G cosθ 式中：θ―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。 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C。此时其块体运动的抗滑强度为： τf＝N·tgφ十C·A 式中：C―粘结力(kg／cm2)；A―运动块体与坡面的结触面积(cm2)。 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。 5.2 崩塌 5.2.1 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。 5.2.2 崩塌分类 根据组成坡地的物质结构 崩积物崩塌，山坡上已经过崩塌的岩屑和沙土等物质，处于很松散状态。 表层风化物崩塌，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。 沉积物崩塌， 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，在基岩山坡上沿节理面、层面或断层面等发生的崩塌。 根据崩塌体移动形式和速度 散落型崩塌，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。 滑动型崩塌，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，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 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。 地质条件 气候条件 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 5.3.1 滑坡的地貌特征 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。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。 滑动面或滑动带 滑坡体沿之下滑的面称为滑动面。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。滑动带的厚薄不一，从数厘米到数米不等。 滑坡后壁与滑坡台阶 滑坡舌与滑坡鼓丘 滑坡湖与滑坡洼地 滑坡裂缝 5.3.2 滑坡的力学机制及滑坡形成条件 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: τf=N·tgφ十C。 式中：C和φ为常数。N为重力垂直于坡面的分力，φ为内摩擦角。 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 滑坡类型及其发展阶段 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。 滑坡发展阶段 第一阶段为蠕动变形阶段，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，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，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，经剧烈滑动之后，滑坡体变形重心降低，趋向停止。 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。 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 错落 5.4.1 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 影响因素 5.5 蠕动 5.5.2 松散层蠕动(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。 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。 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。 坡 度 蠕动虽然可以出现在各种坡度的坡面上，但以在25°～30°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 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 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。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 陷穴形成机制及分布 地表水沿黄土中的裂隙或孔隙下渗，对黄土产生溶蚀和侵蚀，并把可溶性盐类带走，致使下边掏空，当上边的土体失去顶托时，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谷坡的上部，特别是冲沟的沟头附近最为发育。 陷穴类型 5.6.2 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、疏松层形成阶段和泻溜发生阶段等三个时段。 第7章 我国土壤侵蚀类型分区 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：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：约4学时。 第 9 章 我国土壤侵蚀类型分区 9.1 土壤侵蚀类型分区 9.2 以水力侵蚀为主的类型区 9.3 以风力侵蚀为主的类型区 9.4 以冻融及冰川侵蚀为主的类型区 9.1 土壤侵蚀类型分区 9.1.1 分区目的意义与任务 分区的目的意义是为不同区域制定水土保持规划，治理土壤侵蚀提供主要依据，并为因地制宜拟定水土保持综合防治措施奠定良好的基础。 分区的任务是根据土壤侵蚀和治理的区域差异性，提出分区方案，划分不同的侵蚀类型区。 9.1.2 分区原则 9.1.3 土壤侵蚀分区 根据我国的地貌特点和自然界某一外营力(如水力、风力等)在较大区域起主导作用的原则，辛树帜等(1982)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 9.2.1 西北黄土高原 鄂尔多斯高原风蚀区（Ⅰ） 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、榆林一线为界，西至贺兰山，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、冲积洪积平原和土石丘陵山地。 黄土高原北部风蚀水蚀区（Ⅱ） 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。 黄土高原南部水蚀区（Ⅲ） 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、土石丘陵与山地，年降水量500～700mm，气候温暖湿润植被较好，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、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。 9.2.2 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。 9.2.3 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，淮河以北，包括东北南部，河北、山西、内蒙古、河南、山东等省(自治区)范围内有土壤侵蚀现象的山地、丘陵。 9.2.4 南方山地丘陵区 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，以及东南沿海的各河流的中、上游山地丘陵。 本区内又分为风化层深厚的花岗岩丘陵区、紫色砂页岩丘陵区和红土岗地。 9.2.5 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，其余部分为丘陵。 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。 9.2.6 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岭，中央部分岩层比较平缓。 9.3 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蚀区(Ⅰ) 本区系指东北平原西部及黄淮海平原中部(以豫东为主)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。 9.3.2 半干旱草原地带及荒漠草原地带风 蚀沙漠化发展区(Ⅱ) 本区包括贺兰山以东，白城、康平一线以西，彰武、多伦、商都、横山、景泰一线以北，国境线以南的广大地区。 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。 9.3.3 干旱荒漠地带流沙入侵及固定半固 定风蚀沙丘活化区(Ⅲ) 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。 9.4 以冻融及冰川侵蚀为主的类型区 9.4.1 冰川侵蚀区 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、宁静山等山脉中，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。 9.4.2 冻土侵蚀区 冻土侵蚀主要分布在冰川侵蚀线以下及海拔3000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。
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