沈燦燊

　　廣東省崩崗較多，分佈面積廣，主要分佈在花崗岩地區。如韓江上游梅州市的梅縣、五華，東江上游的龍川和西江中下游的德慶、雲浮、羅定一帶，都是崩崗較多的地區。據不完全統計，單梅州市崩崗數量達51571個，崩崗面積達2467 km （1983年航片普查結果）。現經大力整治，已收到良好的治理效果。

　　廣東形成崩崗，除主要在花崗岩風化區外，在礫石區和砂岩地區也有發現。

　　1　花崗岩區崩崗形成過程

　　花崗岩主要由石英、長石、雲母、角閃石搆成，因其膨脹系數不同，在廣東高温，日温變化大的情况下，相互擠壓，摩擦而碎裂，一般風化殻較厚。在韓江上游的華城、新橋、油田一帶，風化殻多在20 m以上，甚至達40 m以上的紅壤和磚紅壤層。當多年暴雨不斷冲刷，石英砂被冲刷聚積，常形成白砂區，如韓江上游鐵場經五華、新橋到華城，形成長70多 km，寬2 km的自色石英砂帶，蔚爲奇觀。

　　1.1　形成崩崗的初始階段

　　水流冲刷山坡面，形成了面蝕，加重後形成了冲溝，冲溝由於不同的花崗岩類型的土壤結構不同，出現了V型和U型冲溝。由於山坡坡度陡，暴雨形成的逕流，在冲溝内流速快，如果土壤比較堅實，則下切力比旁蝕强，多形成V型溝，反之，土壤較鬆散，並含砂粒較多，則當下切到一定深度，明顯地旁蝕力增大，便形成了U型溝，由於山坡坡度陡，當暴雨逕流進入溝内，出現高速流或射流，常呈現交替狀的波浪水面，當U型溝底沙粒或礦物結該層較厚，摩擦力加大，便會形成彎彎曲曲的水流路徑，加上離心力和偏轉力作用，使水流側蝕力不斷加强，慢慢生成了曲流冲溝，溝寬不斷擴張，加上溯源侵蝕冲溝不斷加長，最後鄰近多條曲流合併而成大寬溝。另一方面，在高速流溝的上游水面和下游水面存在着動力差，和砂粒頂部和底部存在流速差，産生了伯努利理論的水流上昇力，發生了許多渦流，將底砂帶走，冲帶到下游。多次暴雨不斷發生，泥砂便不斷被冲蝕帶走，小崩崗的雛型便形成。

　　1.2　花崗岩風化區表層流的作用

　　花崗岩體本有許多節理，風化後，較大的節理變爲孔隙，孔隙不斷發育，當地表植被全部破壞後，降水時雨量大量從孔隙下滲，到達一定深度兩層不接合面處，便形成表層流。我們在韓江、梅縣、荷灑地區和五華地區測驗與Beyen和Germamn的觀察情况相同，在舊根孔和蟻穴等處都可形成表層流。在土壤合適的地方，水力侵蝕的能量可以把孔隙和裂隙擴大成能够通過表層流的管道。在土壤存在濕峰時，可使下滲水分在未達結構差异土壤界面，也會發生較大的横向流。這與Kirkby和Hooven論文中所提到的理論一致。因而表層流可以貫通了相連的土隙，使土隙不斷擴大，特别是花崗岩成土所含鬆砂粒較多，下滲漸成滲漏，到一定程度，發生了大塊土壤崩塌。

　　在清遠82.5大洪水時，在暴雨山區中，不斷發生大塊的土塊滑坡，形成大量崩塌現象，在表層流出口處，噴出白色水柱，接着聲響如雷，幾天内便形成了大小崩崗1萬多個。

　　花崗岩有酸性也有中性，包括花崗岩，花崗斑岩，粗面花崗岩等，所含的偉晶岩，正長岩，雲母也不同，因而風化所成的土壤結構也异，崩塌的情况也不同。

　　初期土壤下滲量可用Philip方程，Greem-AmPt方程或Horton方程計算：

　　f（下滲）=A+ Bt-1/2或f=fc+（fo -fc）e-k

　　但當形成貫通的裂隙，管道較大時，則管道中的水流可按管道流方程計算。鄰近土壤，仍不斷有下滲水量加以補充，壯大裂隙中的表層流，漸漸割裂開了陡坡上的土塊，形成了崩塌條件。

　　Culling認爲，表層流可帶走土壤的土粒，土壤由低孔隙度向高孔隙度産生泄引速，泄引速度按斯托克斯定律定律所受的力，用下列公式計算

　　式中，u爲水黏滯力；d爲泥沙投影面積；v爲流速。

　　因此，初下滲及滲漏的雨水不斷增加，沿表層流路徑的泥沙被泄引，不斷排走，初期是顆粒較小的泥沙，漸次顆粒增大，這樣，通道漸大，到一定程度，整塊土塊被割裂分離，在重力影響下，隨之全塊滑坡、崩塌，兩側也會發生同樣現象，崩崗便分次形成，且每年隨暴雨期而繼續加大。這和在韓江上游和西江羅定地區所作的觀測結果大體相若。

　　據廖安中的研究，崩崗崩塌土方很大。肇慶水保站資料，單個崩崗每年每平方公里崩下泥沙在2-6萬m3，大部分是上述情况做成的。

　　1.3　地表逕流的作用

　　當大暴雨發生，雨强超過下滲率，便産生逕流，崩崗頂以上集水面積大，且坡度陡，産流大而急，水流沿坡面流入崩崗内，動能大，發生劇烈冲刷，它的剥蝕輸沙量可用下述方程計算：

　　式中，r爲水力半徑，△爲水中泥沙密度/水密度（石英U 1.56），d爲粒徑或當量顆粒糙率（即84%的顆粒或表面不規則性都小於它的粒徑）

　　　SA(單寬體積的輸沙量)=0.0158q1.75 K-1.0·S1.625　　　（3）

　　式中q爲單寬流量，k與上式d同，S爲坡度。

　　這樣，將土壤層層剥蝕，呈片狀剥離，頂部不斷後退。側面也有這種現象，而崗頂水流下泄時，使崗壁形成許多大小洞穴，水分不斷滲入，成飽和狀態，雨過天這樣，將土壤層層剥蝕，呈片狀剥離，頂部不斷後退。側面也有這種現象，崗頂水流下泄時，使崗壁形成許多大小洞穴，水分不斷滲入，成飽和狀態，雨過天晴，太陽輻射熱强，土壤水蒸發而土壤收縮，會片狀剥落（如圖3）。特别在廣東天氣熱，温度高亞熱帶區，在多處都有3種剥落情况。

　　1.4　崩崗泥沙的冲刷搬運

　　由於暴流集中在崩崗上部水流湍急，傾瀉入崩崗内，流速已超過花崗岩風化土最大的石英砂粒起動流速，大量崩崗泥沙被水以半紊流跳躍狀和推移質形式冲出崩崗口，有時一次暴雨可冲走10多噸至幾十噸的塌方。當水挾泥沙到達崩崗口，由於坡度驟然减緩，且崩崗口開闊，水流流速减緩，根據艾裏定律原理，必須有大量泥沙沉落在崩崗口，形成錐狀洪積扇，其餘泥沙則隨水流排出崩崗口，淹蓋口外農田，或進入河川，淤塞河道。

　　大量泥沙被冲帶到崩崗口及口外的水力學解釋如下：

　　1.5　崩崗的類型和逾分水嶺侵蝕

　　在凸型山背上形成的崩崗，多成長條形，這是因爲集水面積較小，而山背上的岩土搆成比較緊密，故下切力和逆源力較强，成爲條狀，而在平緩開闊的凹形山谷坡，由於集水面積較大，而谷地岩土一般層次疏鬆，表層流較大，旁側較多，故常生成腹大的崩崗，因而形成飄形崩崗和腹大口小的弧形崩崗。

　　當崩崗頂部貼近達到水嶺時，因集水面積很小，逕流量不多，故一般不再擴大。但個别地方，因另坡的花崗岩風化殻節理所形成的表層流隙道傾向崩崗這一面，因而當暴風暴雨時表層流割裂的土塊，繼續傾塌在崩崗内，變爲越分水嶺發展。如豐順、德慶個别地方都有發生。

　　崩崗發展厲害時，常串通成大的連串崩崗群，支離破碎，連恒10多km，懸崖峭壁，如梅縣荷泗以往便是這樣，現已初步整治改變了面貌。

2　華南水土流失區産流産沙預報模型

　　2.1　概述

　　早在1965年，美國水土流失學家威斯米爾（W·H·Wisehmeier，1965）在研究東洛基山耕作區水土流失過程以後，提出了通用水土流失方程式（簡稱USLE），其表達式爲

　　　Sp=RKLSCP　　　（4）

　　式中，Sp爲年土壤流失量；R爲降雨能量因子；K爲土壤可蝕性因子；L爲坡長因子，S爲坡度因子，C爲耕作制度因子；P爲植被保護因子。

　　以後，威斯米爾與買爾（Meyer1969），將土壤侵蝕過程分成侵蝕和搬運兩個階段。更進一步將這兩個階段按運動作用力進行劃分，並認爲這些作用力主要是降雨和逕流産生的。這一基本原理被弗斯特（Foston）和買爾（1972，1975）應用物質傳輸連續性方程及逕流挾沙方程聯解得到模擬結果。利夫和柏林克（C·F·Leaf&G·E·Brink1975）作出了LUMOD模型。諾握特尼（V·Novotng，1976）在通用水土流失方程式（USLE）的基礎上，對土地利用影響水質的問題做了研究。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）對通用水土流失方程式（USLE）進行改進，賓尼特（J·P·Bennett，1974）將侵蝕過程分爲高地相和低地河槽相兩類，對泥沙量進行模擬。

　　但是，無論是通用方程及其修改形式還是Grogory的土壤流失方程，都無法説明産沙過程。隨着計算機技術的發展，概念性産沙模型逐步發展起來，它假定産沙過程分成四個相互獨立的過程：降雨的擊濺侵蝕量；降雨的擊濺輸移量；地表逕流侵蝕量；地表逕流輸移量。可以對之分别計算，L·D·Meyer和W·H·Wischmeier（1969）建立了概念性坡面産沙模型。

　　國内對水土流失的模型研究剛剛開始。黄土高原是著名的水土流失區。50年代至60年代我國在黄土高原開展了小流域内溝谷地水土流失的研究，但半途而廢。70年代才重新開始研究。目前我國對水土流失影響因素的單項研究做的工作比較多，多采用統計方法或一些新興數學處理方法進行，很少將各水土流失因子的影響過程和規律與水土流失的整體效應綜合起來進行研究，因而，建立概念性模型對水土流失規律及其作用進行模擬實屬必要。

　　2.2　華南水土流失地區産流産沙預報模型（概念性模型）

　　作者工作多年，指導研究生（陳懷生）導出了華南水土流失區的産流産沙模型。

　　2.2.1　産流過程模擬

　　（1）下滲計算公式

　　式中，DFF（t）爲t時段的下滲量（md）；DFFmin爲土壤穩滲量（m3）；DFFmax爲土壤最大下滲量（m3）；W3（t）爲t時段土壤含水量。W3max爲土壤持水能力（%）；FD爲下滲指數常數（m）；TK3爲土壤滲透系數（m）。

　　（2）地表逕流公式

　　式中，RL（t）爲t時段的産流區總出流量（m），H爲産流區地表平均水層覆蓋深度（m），B爲産流區出流寬度（m）；TKKI爲地表糙率系數；J爲産流區平均坡度。

　　（3）地下逕流計算公式（采用達西公式）

　　式中，R3（t）爲t時段地下出流量（m3）；△H（t）爲t時段地下水水頭差（m），△L爲産流區長度（m）；A爲地下出流面積（m2）；TK3爲地下土體滲透系數。

　　對於地質搆造和岩性相對較爲均一的同一類型産流區内，采用達西公式並相應對産流區作理想化處理是可行的。

　　（4）蒸發計算公式

　　式中，E（t）爲t時段的水土流失區蒸發總量（m3）；EM（t）爲時段的水面蒸發器實測值（m）；EEC爲水面蒸發系數；A爲産流區面積；BK爲土體毛管下昇系數；W3（t）爲時段土壤含水量。

　　2.2.2　産沙過程模擬

　　（1）降雨反蝕計算。降雨侵蝕量可表達爲

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

　　式中，ERSP（t）爲t時段産流區A上的降雨侵蝕沙量；P（t）爲t時段産流區的陣雨强度；α,β爲參數，與流域地表情况有關；cr爲地表水層削减降雨侵蝕指數；Vs爲泥沙容量（取2650.0 t/m3）；H（t）爲t時段地面覆蓋水深；A爲産流區面積，Cp爲比例系數。

　　（2）逕流侵蝕計算。逕流侵蝕計算早在1969年買爾和威斯米爾臉提出過以下關系式（1969）：

　　ERSR(t)=Cr2·Vs·[H(t)·J]2/3·A/TKKL

　　式中，ERSR（t）爲t時段土表逕流侵蝕沙量；Cr2爲比例系數；Vs爲泥沙容量；H（t）爲土表水層厚度；J爲産流區平均坡度；A爲産流區面積；TKKL爲土表糙率。

　　（3）逕流挾沙計算。買爾和威斯米爾也提出了逕流挾沙計算的公式（1969）。

　　該公式改造成：

　　ECR(t)=Cr1·Vs·[Ht(·J)]5/3·A/TKKL

　　式中，Cr1爲考慮了地表糙率後的比例系數；TKKI爲地表糙率。

　　（4）産沙平衡方程。地表産沙過程是一個物質過程，同樣滿足質量守恒規律，因此産沙平衡方程爲：

　　式中，ERS（t）爲t時段土表泥土累積量；ERSP（t）爲t時段降雨量侵蝕沙量；ERSP（t）爲t時段土表逕流侵蝕沙量；TRS（t）爲t時段産流區沙量。

　　水土流失産流與産沙流模型在五華河河子口水文站模型中，33場洪水只有2場不合格，其合格率93.94%。在輸沙模擬中，合格率爲75.76%。

　　2.3　模型參數的代選

　　參數優選過程是一相當復雜的過程，優選過程借用了自選參數程序完成其中的一部分工作。但是，光靠計算選擇參數其效果往往不理想，因爲計算機選擇參數帶有很大的盲目性。常可以選擇出不合理的參數值，甚至由於參數的不合理而出現模型發散，因此，要將人工調試參數與計算機自選參數兩者結合起來，人工調試參數是根據模擬結果中不合理的地方從理論上進行綜合的分析，追踪其原因所在，分析出該調試的參數值一級調試範圍等，然後給參數賦予新值及新值量值範圍，再次提交模型給計算機運算。

　　3　幾點建議

　　（1）已形成的崩崗，防止其不斷擴大，必須防止崩崗頂部的大塊土塊崩塌。故需先觀察其土壤的結構，風化殻節理的大小和走向，設法减少表層流的通過量，减少裂隙泄沙引沙能力和表層流通道的擴大，保持土壤免其大塊滑波崩塌，可試在崩崗頂坡上大片植草和灌林，以防止大量雨水下滲。開天溝也很重要，但應因地制宜，大小位置要適當，植物措施和工程措施配合，切忌所有的崩崗防治措施一刀切。

　　（2）爲了使崩崗内的塌土不被大量冲刷出崗口外，覆蓋農田，應當减少水流的挾沙能力。可在崩崗内建做層層谷坊，必須種上快長的草類與高杆草類和竹草。使每次塌土被層層攔截，漸漸縱向坡度减緩，到一定程度，到達安息角，滑坡塌土現狀可减少。

　　（3）可在大的崩崗出口處建築大的攔沙壩，堤内外種上植物，以固壩，當泥沙淤滿，可再加建、崩崗内應因地制宜，種植多種類快速生長的植物，以能隨泥沙壅高而增長的植物爲佳，如葟草、象草……，這樣泥沙不出崩崗，崗内植物多式多種，整治效果會較好，珠海市大境山的成功實驗，便是一個好例子。

　　（4）水土流失區産流産沙過程比較復雜，因下墊面和氣候的條件不同而异，故將模型移用到不同地理景觀的流域時，應特别注意。

　　（5）在水土整治區，當工程措施與植物措施實施後，水土流失量减少，每到一個整治階段，模型的各項和參數都發生變化，應加以調試。

　　（6）對崩崗崩塌産沙，模擬比較困難，但由於模型所用沙量數據已包括崩崗産沙在内，雖未能描述崩崗産沙過程，但預報沙值已包括崩崗的産沙量。

　　（7）水上流失區産流産沙研究是一門綜合性學科，包括氣象、水文、土壤、植物、地質和水力學。希望能組織綜合科研隊伍，進行研究，並從理論上加深探討。

　　（原載：中山大學學報，自然科學版，1981。）