沈灿燊

　　广东省崩岗较多，分布面积广，主要分布在花岗岩地区。如韩江上游梅州市的梅县、五华，东江上游的龙川和西江中下游的德庆、云浮、罗定一带，都是崩岗较多的地区。据不完全统计，单梅州市崩岗数量达51571个，崩岗面积达2467 km （1983年航片普查结果）。现经大力整治，已收到良好的治理效果。

　　广东形成崩岗，除主要在花岗岩风化区外，在砾石区和砂岩地区也有发现。

　　1　花岗岩区崩岗形成过程

　　花岗岩主要由石英、长石、云母、角闪石构成，因其膨胀系数不同，在广东高温，日温变化大的情况下，相互挤压，摩擦而碎裂，一般风化殻较厚。在韩江上游的华城、新桥、油田一带，风化殻多在20 m以上，甚至达40 m以上的红壤和砖红壤层。当多年暴雨不断冲刷，石英砂被冲刷聚积，常形成白砂区，如韩江上游铁场经五华、新桥到华城，形成长70多 km，宽2 km的自色石英砂带，蔚为奇观。

　　1.1　形成崩岗的初始阶段

　　水流冲刷山坡面，形成了面蚀，加重后形成了冲沟，冲沟由于不同的花岗岩类型的土壤结构不同，出现了V型和U型冲沟。由于山坡坡度陡，暴雨形成的径流，在冲沟内流速快，如果土壤比较坚实，则下切力比旁蚀强，多形成V型沟，反之，土壤较松散，并含砂粒较多，则当下切到一定深度，明显地旁蚀力增大，便形成了U型沟，由于山坡坡度陡，当暴雨径流进入沟内，出现高速流或射流，常呈现交替状的波浪水面，当U型沟底沙粒或矿物结该层较厚，摩擦力加大，便会形成弯弯曲曲的水流路径，加上离心力和偏转力作用，使水流侧蚀力不断加强，慢慢生成了曲流冲沟，沟宽不断扩张，加上溯源侵蚀冲沟不断加长，最后邻近多条曲流合并而成大宽沟。另一方面，在高速流沟的上游水面和下游水面存在着动力差，和砂粒顶部和底部存在流速差，产生了伯努利理论的水流上升力，发生了许多涡流，将底砂带走，冲带到下游。多次暴雨不断发生，泥砂便不断被冲蚀带走，小崩岗的雏型便形成。

　　1.2　花岗岩风化区表层流的作用

　　花岗岩体本有许多节理，风化后，较大的节理变为孔隙，孔隙不断发育，当地表植被全部破坏后，降水时雨量大量从孔隙下渗，到达一定深度两层不接合面处，便形成表层流。我们在韩江、梅县、荷洒地区和五华地区测验与Beyen和Germamn的观察情况相同，在旧根孔和蚁穴等处都可形成表层流。在土壤合适的地方，水力侵蚀的能量可以把孔隙和裂隙扩大成能够通过表层流的管道。在土壤存在湿峰时，可使下渗水分在未达结构差异土壤界面，也会发生较大的横向流。这与Kirkby和Hooven论文中所提到的理论一致。因而表层流可以贯通了相连的土隙，使土隙不断扩大，特别是花岗岩成土所含松砂粒较多，下渗渐成渗漏，到一定程度，发生了大块土壤崩塌。

　　在清远82.5大洪水时，在暴雨山区中，不断发生大块的土块滑坡，形成大量崩塌现象，在表层流出口处，喷出白色水柱，接着声响如雷，几天内便形成了大小崩岗1万多个。

　　花岗岩有酸性也有中性，包括花岗岩，花岗斑岩，粗面花岗岩等，所含的伟晶岩，正长岩，云母也不同，因而风化所成的土壤结构也异，崩塌的情况也不同。

　　初期土壤下渗量可用Philip方程，Greem-AmPt方程或Horton方程计算：

　　f（下渗）=A+ Bt-1/2或f=fc+（fo -fc）e-k

　　但当形成贯通的裂隙，管道较大时，则管道中的水流可按管道流方程计算。邻近土壤，仍不断有下渗水量加以补充，壮大裂隙中的表层流，渐渐割裂开了陡坡上的土块，形成了崩塌条件。

　　Culling认为，表层流可带走土壤的土粒，土壤由低孔隙度向高孔隙度产生泄引速，泄引速度按斯托克斯定律定律所受的力，用下列公式计算

　　式中，u为水黏滞力；d为泥沙投影面积；v为流速。

　　因此，初下渗及渗漏的雨水不断增加，沿表层流路径的泥沙被泄引，不断排走，初期是颗粒较小的泥沙，渐次颗粒增大，这样，通道渐大，到一定程度，整块土块被割裂分离，在重力影响下，随之全块滑坡、崩塌，两侧也会发生同样现象，崩岗便分次形成，且每年随暴雨期而继续加大。这和在韩江上游和西江罗定地区所作的观测结果大体相若。

　　据廖安中的研究，崩岗崩塌土方很大。肇庆水保站资料，单个崩岗每年每平方公里崩下泥沙在2-6万m3，大部分是上述情况做成的。

　　1.3　地表径流的作用

　　当大暴雨发生，雨强超过下渗率，便产生径流，崩岗顶以上集水面积大，且坡度陡，产流大而急，水流沿坡面流入崩岗内，动能大，发生剧烈冲刷，它的剥蚀输沙量可用下述方程计算：

　　式中，r为水力半径，△为水中泥沙密度/水密度（石英U 1.56），d为粒径或当量颗粒糙率（即84%的颗粒或表面不规则性都小于它的粒径）

　　　SA(单宽体积的输沙量)=0.0158q1.75 K-1.0·S1.625　　　（3）

　　式中q为单宽流量，k与上式d同，S为坡度。

　　这样，将土壤层层剥蚀，呈片状剥离，顶部不断后退。侧面也有这种现象，而岗顶水流下泄时，使岗壁形成许多大小洞穴，水分不断渗入，成饱和状态，雨过天这样，将土壤层层剥蚀，呈片状剥离，顶部不断后退。侧面也有这种现象，岗顶水流下泄时，使岗壁形成许多大小洞穴，水分不断渗入，成饱和状态，雨过天晴，太阳辐射热强，土壤水蒸发而土壤收缩，会片状剥落（如图3）。特别在广东天气热，温度高亚热带区，在多处都有3种剥落情况。

　　1.4　崩岗泥沙的冲刷搬运

　　由于暴流集中在崩岗上部水流湍急，倾泻入崩岗内，流速已超过花岗岩风化土最大的石英砂粒起动流速，大量崩岗泥沙被水以半紊流跳跃状和推移质形式冲出崩岗口，有时一次暴雨可冲走10多吨至几十吨的塌方。当水挟泥沙到达崩岗口，由于坡度骤然减缓，且崩岗口开阔，水流流速减缓，根据艾里定律原理，必须有大量泥沙沉落在崩岗口，形成锥状洪积扇，其余泥沙则随水流排出崩岗口，淹盖口外农田，或进入河川，淤塞河道。

　　大量泥沙被冲带到崩岗口及口外的水力学解释如下：

　　1.5　崩岗的类型和逾分水岭侵蚀

　　在凸型山背上形成的崩岗，多成长条形，这是因为集水面积较小，而山背上的岩土构成比较紧密，故下切力和逆源力较强，成为条状，而在平缓开阔的凹形山谷坡，由于集水面积较大，而谷地岩土一般层次疏松，表层流较大，旁侧较多，故常生成腹大的崩岗，因而形成飘形崩岗和腹大口小的弧形崩岗。

　　当崩岗顶部贴近达到水岭时，因集水面积很小，径流量不多，故一般不再扩大。但个别地方，因另坡的花岗岩风化殻节理所形成的表层流隙道倾向崩岗这一面，因而当暴风暴雨时表层流割裂的土块，继续倾塌在崩岗内，变为越分水岭发展。如丰顺、德庆个别地方都有发生。

　　崩岗发展厉害时，常串通成大的连串崩岗群，支离破碎，连恒10多km，悬崖峭壁，如梅县荷泗以往便是这样，现已初步整治改变了面貌。

2　华南水土流失区产流产沙预报模型

　　2.1　概述

　　早在1965年，美国水土流失学家威斯米尔（W·H·Wisehmeier，1965）在研究东洛基山耕作区水土流失过程以后，提出了通用水土流失方程式（简称USLE），其表达式为

　　　Sp=RKLSCP　　　（4）

　　式中，Sp为年土壤流失量；R为降雨能量因子；K为土壤可蚀性因子；L为坡长因子，S为坡度因子，C为耕作制度因子；P为植被保护因子。

　　以后，威斯米尔与买尔（Meyer1969），将土壤侵蚀过程分成侵蚀和搬运两个阶段。更进一步将这两个阶段按运动作用力进行划分，并认为这些作用力主要是降雨和径流产生的。这一基本原理被弗斯特（Foston）和买尔（1972，1975）应用物质传输连续性方程及径流挟沙方程联解得到模拟结果。利夫和柏林克（C·F·Leaf&G·E·Brink1975）作出了LUMOD模型。诺握特尼（V·Novotng，1976）在通用水土流失方程式（USLE）的基础上，对土地利用影响水质的问题做了研究。西蒙斯李和史蒂文斯（D·B·Simons，R·M·Li，andM·A·Stevens，1975）。史密斯（R·E·Smith，1977）和威廉斯（J·R·Willams，1975）对通用水土流失方程式（USLE）进行改进，宾尼特（J·P·Bennett，1974）将侵蚀过程分为高地相和低地河槽相两类，对泥沙量进行模拟。

　　但是，无论是通用方程及其修改形式还是Grogory的土壤流失方程，都无法说明产沙过程。随着计算机技术的发展，概念性产沙模型逐步发展起来，它假定产沙过程分成四个相互独立的过程：降雨的击溅侵蚀量；降雨的击溅输移量；地表径流侵蚀量；地表径流输移量。可以对之分别计算，L·D·Meyer和W·H·Wischmeier（1969）建立了概念性坡面产沙模型。

　　国内对水土流失的模型研究刚刚开始。黄土高原是著名的水土流失区。50年代至60年代我国在黄土高原开展了小流域内沟谷地水土流失的研究，但半途而废。70年代才重新开始研究。目前我国对水土流失影响因素的单项研究做的工作比较多，多采用统计方法或一些新兴数学处理方法进行，很少将各水土流失因子的影响过程和规律与水土流失的整体效应综合起来进行研究，因而，建立概念性模型对水土流失规律及其作用进行模拟实属必要。

　　2.2　华南水土流失地区产流产沙预报模型（概念性模型）

　　作者工作多年，指导研究生（陈怀生）导出了华南水土流失区的产流产沙模型。

　　2.2.1　产流过程模拟

　　（1）下渗计算公式

　　式中，DFF（t）为t时段的下渗量（md）；DFFmin为土壤稳渗量（m3）；DFFmax为土壤最大下渗量（m3）；W3（t）为t时段土壤含水量。W3max为土壤持水能力（%）；FD为下渗指数常数（m）；TK3为土壤渗透系数（m）。

　　（2）地表径流公式

　　式中，RL（t）为t时段的产流区总出流量（m），H为产流区地表平均水层覆盖深度（m），B为产流区出流宽度（m）；TKKI为地表糙率系数；J为产流区平均坡度。

　　（3）地下径流计算公式（采用达西公式）

　　式中，R3（t）为t时段地下出流量（m3）；△H（t）为t时段地下水水头差（m），△L为产流区长度（m）；A为地下出流面积（m2）；TK3为地下土体渗透系数。

　　对于地质构造和岩性相对较为均一的同一类型产流区内，采用达西公式并相应对产流区作理想化处理是可行的。

　　（4）蒸发计算公式

　　式中，E（t）为t时段的水土流失区蒸发总量（m3）；EM（t）为时段的水面蒸发器实测值（m）；EEC为水面蒸发系数；A为产流区面积；BK为土体毛管下升系数；W3（t）为时段土壤含水量。

　　2.2.2　产沙过程模拟

　　（1）降雨反蚀计算。降雨侵蚀量可表达为

　　EPSP(t)=Cp·Vs·p2(t)·e-cr·Hα(t)[W3(t)β]·A

　　式中，ERSP（t）为t时段产流区A上的降雨侵蚀沙量；P（t）为t时段产流区的阵雨强度；α,β为参数，与流域地表情况有关；cr为地表水层削减降雨侵蚀指数；Vs为泥沙容量（取2650.0 t/m3）；H（t）为t时段地面覆盖水深；A为产流区面积，Cp为比例系数。

　　（2）径流侵蚀计算。径流侵蚀计算早在1969年买尔和威斯米尔脸提出过以下关系式（1969）：

　　ERSR(t)=Cr2·Vs·[H(t)·J]2/3·A/TKKL

　　式中，ERSR（t）为t时段土表径流侵蚀沙量；Cr2为比例系数；Vs为泥沙容量；H（t）为土表水层厚度；J为产流区平均坡度；A为产流区面积；TKKL为土表糙率。

　　（3）径流挟沙计算。买尔和威斯米尔也提出了径流挟沙计算的公式（1969）。

　　该公式改造成：

　　ECR(t)=Cr1·Vs·[Ht(·J)]5/3·A/TKKL

　　式中，Cr1为考虑了地表糙率后的比例系数；TKKI为地表糙率。

　　（4）产沙平衡方程。地表产沙过程是一个物质过程，同样满足质量守恒规律，因此产沙平衡方程为：

　　式中，ERS（t）为t时段土表泥土累积量；ERSP（t）为t时段降雨量侵蚀沙量；ERSP（t）为t时段土表径流侵蚀沙量；TRS（t）为t时段产流区沙量。

　　水土流失产流与产沙流模型在五华河河子口水文站模型中，33场洪水只有2场不合格，其合格率93.94%。在输沙模拟中，合格率为75.76%。

　　2.3　模型参数的代选

　　参数优选过程是一相当复杂的过程，优选过程借用了自选参数程序完成其中的一部分工作。但是，光靠计算选择参数其效果往往不理想，因为计算机选择参数带有很大的盲目性。常可以选择出不合理的参数值，甚至由于参数的不合理而出现模型发散，因此，要将人工调试参数与计算机自选参数两者结合起来，人工调试参数是根据模拟结果中不合理的地方从理论上进行综合的分析，追踪其原因所在，分析出该调试的参数值一级调试范围等，然后给参数赋予新值及新值量值范围，再次提交模型给计算机运算。

　　3　几点建议

　　（1）已形成的崩岗，防止其不断扩大，必须防止崩岗顶部的大块土块崩塌。故需先观察其土壤的结构，风化殻节理的大小和走向，设法减少表层流的通过量，减少裂隙泄沙引沙能力和表层流通道的扩大，保持土壤免其大块滑波崩塌，可试在崩岗顶坡上大片植草和灌林，以防止大量雨水下渗。开天沟也很重要，但应因地制宜，大小位置要适当，植物措施和工程措施配合，切忌所有的崩岗防治措施一刀切。

　　（2）为了使崩岗内的塌土不被大量冲刷出岗口外，覆盖农田，应当减少水流的挟沙能力。可在崩岗内建做层层谷坊，必须种上快长的草类与高杆草类和竹草。使每次塌土被层层拦截，渐渐纵向坡度减缓，到一定程度，到达安息角，滑坡塌土现状可减少。

　　（3）可在大的崩岗出口处建筑大的拦沙坝，堤内外种上植物，以固坝，当泥沙淤满，可再加建、崩岗内应因地制宜，种植多种类快速生长的植物，以能随泥沙壅高而增长的植物为佳，如葟草、象草……，这样泥沙不出崩岗，岗内植物多式多种，整治效果会较好，珠海市大境山的成功实验，便是一个好例子。

　　（4）水土流失区产流产沙过程比较复杂，因下垫面和气候的条件不同而异，故将模型移用到不同地理景观的流域时，应特别注意。

　　（5）在水土整治区，当工程措施与植物措施实施后，水土流失量减少，每到一个整治阶段，模型的各项和参数都发生变化，应加以调试。

　　（6）对崩岗崩塌产沙，模拟比较困难，但由于模型所用沙量数据已包括崩岗产沙在内，虽未能描述崩岗产沙过程，但预报沙值已包括崩岗的产沙量。

　　（7）水上流失区产流产沙研究是一门综合性学科，包括气象、水文、土壤、植物、地质和水力学。希望能组织综合科研队伍，进行研究，并从理论上加深探讨。

　　（原载：中山大学学报，自然科学版，1981。）