土壤侵蚀原理4

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1、第 4 章风力侵蚀主要教学目标： 本章教学目的主要是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。使学生掌握风力侵蚀的发生机制及发展规律，掌握防治风力侵蚀的基本方法和 对策。主要内容：第一节 风沙运动第二节 风蚀与风积作用第三节 沙漠化成因与类型第四节 沙尘暴主要讲解内容第一节 风沙运动一、近地层风的性质1. 层流和紊流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

2、学研究的重 点。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。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1

3、400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。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。旋涡的大小各不相同， 可从几毫米到几百米。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

4、度而增大。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。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

5、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。2. 临界风速与起沙风风沙流中的沙粒是从运动气流中获取运动动量的，只有当风力条件能够吹动沙粒时，沙粒 才能脱离地表进入气流形成风沙流。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

6、。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。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。如中国黄土不但可从西北地区悬移到江南，甚至可悬浮到日本。悬浮沙量在风蚀总 量中所占比例很小，一般不足 5%，甚至 1%以下。沙粒在风力作用下

7、脱离地表进入气流后，从气流中取得动量而加速前进，又在自身的重力 作用下以很小的锐角落向地面。由于空气的密度比沙粒的密度要小的多，沙粒在运动过程中受到 的阻力较小，降落到沙面时有相当大的动能。因此不但下落的沙粒有可能反弹起来，继续跳跃前 进，而且由于它的冲击作用，还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0.10.15mm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

8、半以上的跃移质是在近地表5cm高度内活动。跳跃沙粒下落时的角度一般 保持在 1016，因此它的飞行距离与跃起高度成正比。在戈壁或砾质地面上，沙粒的跃起高 度可达到1m以上，沙粒的飞行距离更远。但是，戈壁风沙流一般是不会达到饱和的，除非风速 下降或地面状况发生大的变化。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 2025%。呈蠕移运动的沙粒都是粒径在0.52.0mm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。观测表明以高速运动的沙粒在跃移中通过对沙面的冲击， 可以推动6倍于它的

9、直径或200倍于它的重量的粗沙粒。随着风速的增大部分蠕移质也可以跃起 成为跃移质，从而产生更大的冲击力。可见在风沙运动中，跃移运动是风力侵蚀的根源。这不仅 表现在跃移质在运动沙粒中所占的比重最大，更主要的是跃移沙粒的冲击造成了更多悬移质和蠕 移质的运动。正是因为有了跃移质的冲击，才使成倍的沙粒进入风沙流中运动。因此防止沙质地 表风蚀和风沙危害的主要着眼点，应放在如何控制或减少跃移沙粒的运动方面。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。1. 含

10、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%），也就 是说风沙运动是一种近地面的沙粒搬运现象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。通过风洞对风沙流结构特征与沙粒吹蚀和堆积关系的实验研究发现，在不同风速下010cm气流层中沙 粒的分布特点为：地面以上01cm的第一层沙量随着气流速度的增加而减少；不管速度如何， 第二层（地面之上12cm）的沙量保持不变，等于010cm层总沙量的20%；平均沙量（10%）

11、在23cm层中搬运，这一高度保持不变，并不以速度为转移；气流较高层（从第三层起）中的 沙量随着速度的增加而增加。根据上述特点，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。在非堆积搬运情况下，S值对所有的粗糙表面平均等于2.6,在部分沙粒从风沙 流中跌落堆积的情况下，平均S值增大达到3.8。中国学者吴正、凌裕泉（1965）根据野外沙质地表的观测资料，查明在10cm气流层内的风 沙流结构有以下基本特征：（1）在各种风速和沙量条件下，高程与含沙量（或%）对数尺度之间具有

12、很好的线性关系， 表明含沙量随高度分布遵循着指数函数关系，沙量随高度呈指数规律递减。（2）随着风速的增加，下层气流中沙量（%）相对减少，相应地增加了上层气流中搬运的沙 量。（3）在同一风速条件下，随着总输沙量增大，下层气流中搬运的沙量增加，上层沙量相应 减少。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。 计算输沙率不仅有理论意义，而且是合理制定防止工矿、交通设施不受沙埋的措施的主要依据。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（表 4.6，表4.7）

13、，所以要精确表示风 速与输沙量的关系是较困难的。到目前为止在实际工作中对输沙率的确定，一般仍多采用集沙仪 在野外直接观测，然后运用相关分析方法，求得特定条件下的输沙率与风速的关系。第二节 风蚀与风积作用一、风蚀与风积作用的概念1. 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。其中风将地面的松散沉积物或基岩上的风化产物吹走，使地面遭到破坏称吹蚀作用。风沙 流以其所含沙粒作为工具对地表物质进行冲击、磨损的作用称磨蚀。如果地面或迎风岩壁上出现 裂隙或凹坑，风沙流还可钻入其中进行旋磨，其结果是大大加快了地面破坏速度。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

14、积时称 风积作用。经风力搬运、堆积的物质称为风积物。2. 搬运过程气流搬运沙量的多少是由风力大小决定的。在一定风力条件下气流可能搬运的沙量称为容 量（相当于水流的挟沙力），气流中实际搬运的沙量称风沙流的强度，容量和强度的单位可取 g/cm2h。强度与容量之比称为风沙流的饱和度，这也是一个无量纲参数。此比值越小风沙流的 风蚀能力就越大。若风沙流容量减小，则侵蚀力下降或发生沙粒的堆积。在风沙搬运过程中，当风速变弱或遇到障碍物（如植物或地表微小起伏），以及地面结构、 下垫面性质改变时，都会影响到风沙流容量而导致沙粒从气流中跌落堆积。如果地表具有障碍物， 气流在运行时会受到阻滞而发生涡漩减速，从而消弱

15、了气流搬运沙粒的能量（容量减小），使风 沙流中多余部分的沙粒在障碍物附近大量堆积下来，形成沙堆。这种因障碍（包括地表的急剧上 升或下降）形成的堆积，称之为遇阻堆积。堆积的强度取决于障碍物的性质和尺度，障碍物愈不 透风，涡流减速范围愈大，沙粒的堆积也愈强烈，形成较大的沙堆。地面结构、下垫面改变引起沙粒堆积，主要是由于不同表面结构具有不同的输沙率和不同 的风沙流结构所致。根据风洞实验和野外观察，沙粒在坚硬的细石床面（如沙砾戈壁）上运动和 在疏松沙床上运动是不同的。前者沙粒产生强烈地向高处弹跳（图 4.8），增加了上层气流搬运 的沙量，并且沙粒在飞行过程中飞得更远，在沿下风方向的一定范围内，和地面冲

16、撞的次数减少 了，因而气流因补给沙粒动量而消耗的能量也减少了，所以，对于气流的阻力减少。后者沙粒的 跃移高度和水平飞行距离都较小，在搬运过程中向近地面贴紧，下层沙量增加很大，也就增加了 近地面气流的能量消耗，减弱了气流搬运沙粒的能力。因此在一定风力作用下，松散沙床面上的输沙率比坚硬细沙床面上的输沙率要少得多。正 是由于松散的沙质床面上的输沙率低，风易被沙所饱和。所以我们在野外常会看到在疏松的沙土 平原上一般要比沙砾质戈壁上积沙多，易于形成沙堆。当然沙砾戈壁上在没有障碍物（地形起伏 或人为障碍）的情况下，一般不易于积沙的原因，还与其沙粒的供应不充分（沙粒因受细石的掩 护，在一般风力下不易起沙）、

17、风不易为沙粒所饱和有关。这种因地面结构改变，或由于外在阻 力的影响，地表风逐渐变弱，使容量减小而产生的堆积，称为停滞堆积。二、风沙蚀积作用与沙丘的运动沙漠中各种类型的沙丘都不是静止和固定不变的，而是运动和变化的。沙丘的移动是通过 沙粒在迎风坡风蚀、背风坡堆积而实现的。1. 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。例如新疆莎车阿瓦提地区沙丘移动的总 方向平均为南50东，而起沙风的年合成风向是北 40西。皮山地区沙丘移动的总方向平均为 南70东，而起沙风的年合成风向是北 70西。2. 沙丘移动方式

18、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。3. 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，如果沙丘在移动过程中，形状和大小保 持不变，则迎风坡吹蚀的沙量应该等于背风坡堆积的沙量。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。纵向沙丘除横向移动外，还有纵向移动的特点，以新月形沙垄为例， 它不仅沿着垂直于沙脊的方向移动，还

19、沿着脊线方向移动。在两个锐角相交风的作用下，运动的 总方向既不与沙垄垂直，也不单纯地沿着沙垄纵向伸展，而是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，根据航空相片 查明，整个复合型沙垄基本上平行于合成风向，或两者呈小角度的斜交关系，而其上叠加的次生 新月形沙丘和沙丘链，它们和整个垄体构成 90的交角，且与风向近于垂直。金字塔沙丘是多向风作用下的一种典型沙丘类型。它虽属裸露沙丘地貌形态，但因其形成 的动力条件是多方向风的作用，且各个方向风的风力较为均衡，故沙丘来回摆动，但总的移动量 并不大。复合

20、型横向沙丘(如复合型新月形沙丘和复合型新月形沙丘链等)表面层层叠置着次一级 的新月形沙丘和沙丘链，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。沙丘在湿润时，沙粒的粘滞性和团聚作用较强不易被吹扬 搬运，所以影响到沙丘移动的速度降低。沙丘下伏地面有起伏时也能降低其上沙丘移动的速度。 植被对沙丘移动速度的影响，在于沙丘上生长了植被后增加了其粗糙度而消弱了地表风速，减少 了沙粒吹扬搬运的数量，从而使沙丘移动速度大大减慢，甚至完全静止

21、。所以植物固沙是治理沙 漠的重要措施。第三节 沙漠化成因与类型一、荒漠化的概念1. 荒漠化(Desertification)19931994年，国际防治荒漠化公约政府间谈判委员会(INCD)经多次反复讨论，最后在 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。”“公约”明确了干旱、半干旱和亚湿润干旱区的 范围及“土地”和“土地退化”的定义。干旱、半干旱和亚湿润干旱地区是指年降水量与潜在蒸 发散之比在0.05-0.65之间的地区，但不包括极区和副极区。“土地”是指具有陆地生物生产力 的系统，由土壤、植被、其他生物区系

22、和该系统中发挥作用的生态及水文过程组成。“土地退化” 是指由于使用土地或由于一种营力或数种营力结合致使干旱、半干旱和亚湿润干旱地区的雨养 地、水浇地或草原、牧场、森林和林地的生物或经济生产力和复杂性下降或丧失，其中包括： 风蚀和水蚀致使土壤物质流失；土壤的物理、化学和生物特性或经济性退化；自然植被长期 丧失。2. 沙漠化(Desertization)中国科学家认为，沙漠化是荒漠化的一种表现形式，它是指在干旱多风的沙质地表条件下， 由于人为强度活动破坏脆弱生态平衡所造成的地表出现以风沙活动为主要标志的土地退化过程。 并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

23、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。并用英文“Desertization 或“Sandy Desertification”表示 之。本节中“荒漠化”不包括水蚀荒漠化和盐渍化，其含义与狭义“荒漠化”大体一致。3. 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（如北京永定河谷、滦河三角洲等地区）古河 谷和古代河流决口扇（如黄淮海平原）及海滨沙地

24、（如河北、山东、福建、台湾、海南及广东省 等地的沿海地段）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。风沙化土地与沙漠化土地主要是因自然环境、地理条件不同而存在显著的差异。由于地带 性、区域性等空间分异性，使湿润、半湿润地区具有较优越的自然条件。虽然在植被遭到破坏后 的沙质地表也会因风力作用产生风沙活动形成风沙地貌景观，但决不会形成类似荒漠或沙漠环 境。因此，按地带分异规律，区分出风沙化土地，既便于开展有针对性的科学研究，又便于结合 客观实际进行防止、治理、开发和利用风沙化土地，使已经退化的土地尽快恢复生产力。 二、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

25、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：1. 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。撒哈拉地区特别是它的中部和南部降水情况的变化，基本 上决定于地球表面冷暖变化导致的热带辐合带的位置和几内亚湾季风的进退。在全球气候变暖时 期，热带辐合带北移，几内亚湾的夏季风能更深地向北深入。全新世最佳期的夏季风可达到北纬 30，促使撒哈拉特别是它的南部区域有良好的湿润条件。但在53004900年以前、36003400 年以前、31002400年以前和21001800年以前的几次全球变冷时期（所谓“

26、新冰期”），热 带辐合带分布在赤道附近，因而撒哈拉南部区域（萨赫勒）就处在干燥性风的影响范围内，降水 剧减成为明显的干燥期，而地理和考古的证据则表明在这一干旱时期，沙漠化明显地加剧了。最近500年来在撒哈拉的南部地区（萨赫勒和苏丹地区）可划分出三个降水剧减期，即1681 1687年。 17381756年和18281839年，在这些干旱年份沙漠化几乎出现在整个苏丹萨赫勒地 区。在最近80100年来根据直接观测的大气降水资料，撒哈拉南部的苏丹萨赫勒地区，在1913 1916年、 19441948年、 19681973年出现了持续的干旱期，其中19681973年干旱尤为严 重，降水量比正常年份减少

27、1020%，个别年份的降水量甚至减少 50%以上，撒哈拉的界线向南 移动了几百公里。在个别最旱的个份，热带稀树草原带作为一个独立的地理气候带，在某些地方 已经消失了。也就是这次严重的沙漠化过程引起了国际社会的广泛关注，沙漠化作为一个社会问 题被提上了联合国的议事日程。近几年来我国学者对晚更新世以来我国北方东部沙区沙漠变动的研究证明，人类历史时期 以来，由于气候经历几次波动而使这一地区几经沙漠化和非沙漠化的一系列变迁。例如在内蒙古 东部呼伦贝尔沙地固定沙丘垂直剖面上，普遍存在三层有机质含量比较丰富的、并有很多根孔和 虫孔的埋藏黑沙土夹于黄色细沙中。据考古推测最下层埋藏黑沙土层形成的时代距今 70

28、00年左 右，也就是相当于全新世中期的高温期。这种埋藏黑沙土也曾在科尔沁沙地、松嫩平原和大兴安 岭东坡山麓台地上的固定沙丘剖面中看到，这说明它不是一个局部现象，而是由于气候变化引起 区域自然条件改变的结果。到了距今大约3000年前开始的晚全新世以来，气候又转为寒冷干燥。其中以公元前 100年、 公元400年、1200年和十七至十九世纪四次寒冷期最明显，气温普遍比现在低12C,旱灾暴 风频繁发生。在干冷多风环境下固定沙丘及发育的黑沙土，普遍受到风蚀破坏，流沙再起又一次 出现沙漠扩张，即产生所谓的沙漠化。基于上述的研究，众多学者断言，气候变化（包括长期的变迁和短期的波动），旷日持久 的干旱及是招致

29、沙漠化的主要因素。并且认为，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。2.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。这里气候干旱、降水多变、大风频繁，生物有机体与环境条件之间处于临界的相对平衡状态 之中，只要稍受人为活动干扰，就很容易引起生态平衡破坏，诱发和促进沙漠化的发生和发展。据在非洲沙漠的研究，萨赫勒苏丹地区人为活动导致沙漠扩张的原因主要有农牧交界 地带的开垦；过度放牧或牲畜管理不当；乔灌木的过度采伐利用；不负责任地任意烧毁植被，这 和我国常说的所谓滥垦、滥牧、滥伐“三滥”是一致的。所谓滥垦就

30、是指人为滥行放荒垦地，如清朝中叶以后，清政府以“借地养民”、“移民实 边”等名义，在毛乌素沙地的南部、科尔沁沙地的西拉木伦河以北等地招民滥行放荒垦地。据史 料记载仅1907年（光绪33年）一年中科尔沁右翼中旗就放荒 8万余垧，这些地区由于开垦的是 长草的沙地，地广人稀，农民种地不打井、不开渠灌溉，也不施肥，采用极其粗放的广种薄收方 式，因此一般经过二、三年，农民就因沙害或天然肥力衰退而被迫弃耕，另辟新地。弃耕的撩荒 地无植物保护，在干燥气候下，加速了风蚀过程，“暗沙”很快翻为“明沙”，导致流沙蔓延产 生沙漠化。所谓滥牧就是指过度放牧，在牲畜头数远远超过草地（生草沙地）载畜能力的情况下，由 于牲

31、畜的啃食和践踏（特别是山羊）造成草地植物的衰退和死亡，在干燥气候下，促使风蚀而引 起沙漠化。特别是在无人管理的自由放牧制度下，牲畜因受放牧半径的限制，终年在畜群点或水 井点周围采食践踏，造成更加严重的沙漠化。过度放牧引起的沙漠化，往往形成以畜井点为中心， 呈环状向外扩散（以畜圈和水井附近最为严重，愈往外破坏程度逐渐减低）的“光裸圈”。所谓滥伐就是指过度樵采，由于人口增加，燃料消耗量增大，据估计五口之家每日要烧沙蒿5kg以上，这样每户一年内等于破坏了 0.7hm2（10亩）固定沙地，滥樵柴破坏植被所造成的沙 漠化，主要发生在城镇和大居民点附近。除了上述情况之外，人为活动还包括不合理地利用水资源、

32、战争破坏水利设施、筑路、工 业建设、采矿、住宅兴建以及机动车辆运输等活动，在环境脆弱地区，它们也都能不同程度第导 致沙漠化。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。因为多年生植被减少，无疑地增加了地表对太阳辐射 的反射能力，促使地面和大气层相对变冷，减少了大气的对流，从而减少了降水，这就是所谓生 物地球物理反馈机制。因此有人把人类对萨赫勒地区下垫面的直接影响看作是 6070年代这一 地区发生旱灾的原因。大气数值模拟研究结果证实了地面特性的变化，对萨赫勒的持续干旱所起 的作用。总之沙漠化的原因很复杂，沙漠化过程通常是一

33、系列起因的结果，或者是由一种起因引起、 而由其它因素加剧的。对环境状况及有关因素进行具体分析，有可能得出防治沙漠化的合理方法 和恢复沙漠化地区生物潜力的途径。第四节 沙尘暴一、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。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（W50m），瞬间风速大于25m/s的一种灾害性天气现象。由于发生强度和特强沙尘 暴时天色昏暗，甚至伸手不见五指，所以人们又根据天色昏暗的程度形象地称为“黄风”和“

34、黑 风”。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。这种呈现不同颜色的天气现象主要与沙尘暴中悬浮颗粒对太阳光的反射、散射、 遮挡等作用有关。沙尘暴多发区是指沙尘暴发生的频率高、强度大、灾情重的地区。根据我国西北地区各气 象台站的沙尘暴日数，规定年平均沙尘暴日数接近或超过10天的地区为沙尘暴多发区，其中10 20 天为中频率区， 20 天以上的为高频率区。沙尘暴天气按其发生的范围可以分为区域性和局地性。区域性可以进一步分为小范围和大 范围。由系统性天气引发邻近地区 2站以上的沙尘暴天气，称为区域性沙尘暴天气；由非系统性 天气（如局地强对流等）引

35、发的零星12站沙尘暴天气，称为局地性沙尘暴天气。二、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。因此，可以说沙尘暴是特定 气象和地理条件相结合的产物。1. 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。大风是沙尘暴产生的动力，大风频繁是干旱地区的重要环境特点，由于具备了此环境特点， 才有利于沙尘暴的形成。据报道强沙尘

36、暴风速达30 m/s时，地面粗沙通过跃移进入地面以上数 厘米高度，细沙可进入地面高度2.0m以上，粉沙可带到1.5km以上，粉粒悬浮于整个对流层中， 可搬运到1.2km之遥。显而易见，大风可形成强沙尘暴。不稳定空气是沙尘暴产生的热力条件，在沙尘暴多发区局地不稳定的大气条件具有触发沙 尘暴的作用。如果低层空气稳定，受风吹动的沙尘将不会被卷扬得很高，如果低层空气不稳定， 那么风吹动后沙尘将会卷扬得很高。如果两个地方风力、沙源条件相同，那么空气是否稳定对黑 风暴发生与否起决定性作用。2. 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。我国沙尘暴路经一般分为 4条，西路、西北路沙尘

37、暴东移，主要是受秦岭及阴山纬向构造山系的导向作用。沿途所经过的下 垫面主要为戈壁、沙漠，不仅为沙尘暴提供丰富沙源，而且由于湍流热交换量的增加，造成强烈 热力对流，从而增强了沙尘暴动能，强化了沙尘暴强度。由于秦岭纬向山系及大兴安岭一一太行 山系斜接，形成沙尘暴的东壁南界，一般沙尘暴很难逾越这两条地形界线。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，肆虐于内蒙古高平原、鄂尔多斯高平原。但一般很难危害大兴安岭太行山以 东地区。3. 物质因素沙尘暴的沙尘源分为 2大类，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

38、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，如尾矿砂、废弃土堆积等。当发生沙尘暴滚滚而来的“黑风墙”过境时，这些物源类型将为 其提供大量尘埃。4. 人为因素沙尘暴乃系统性锋面大风天气过程与地形效应、地面沙尘物质相互作用而形成。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。人为建设绿洲边缘林带，在降风、固沙、积沙、阻沙方面作用显著。可见保护地面植被和 建设人工植被，对减缓、防御沙尘暴的形成有着重大作用。就目前而论，由于人类对系统性锋面 大风天气过程控制能力有限，而加强和诱发沙尘暴的人为不合理活动这

39、一重要因素是可以控制 的。所以防治沙尘暴灾害的实质是对人类活动的控制和管理。研究人为因素与沙尘暴的关系，尤 为重要。沙尘暴自古以来就存在，从历史上看16 世纪以前发生次数较少， 16世纪以后突然增多，到 20 世纪发展到高峰。这种现象同气候的周期性变化也许有一定联系，但与人类活动影响环境的 关系非常密切。这是由于在人类社会中人口的增长，在生产和生活过程中对自然资源的开发利用， 打乱和破坏了自然生态系统的正常运行，如森林的大量砍伐、土地的大规模开垦、工矿的开发、 交通道路的修筑等，都要大规模地破坏自然植被，使土地失去覆盖物的保护和水源涵养能力，从 而产生严重的环境问题，使得大面积土地沦为沙漠化土地，为沙尘暴的形成提供了物质基础。