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――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·sinθ，摩阻力гp，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θ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φ反映了块体沿坡面下滑刚起动的坡度，因此，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θ小于内摩擦角φ时，不论坡度高有多大，坡面总是较稳定的。

内摩擦角φ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，其他符号同前

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

1.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

1.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

2.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。

幻灯片22

一、风沙运动

(二)沙粒的运动

3.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

1.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

2.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

2.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λ作为判断的指标，风沙流结构特征值λ（无量纲）为：

λ＝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

3.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。