水土保持学绪 论.docx

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水土保持学绪论

绪论

一、水土保持学研究的对象、内容与特点

（一）水土保持学的研究对象和内容

《中国农业百科全书·水利卷》对水土保持学的定义是：

研究水土流失形式、发生的原因和规律，阐明水土保持的基本原理；据以制定规划和运用措施，防治水土流失，保护、改良和合理利用水土资源，维护和提高土地生产力；为发展农业生产，治理江河与风沙，建立良好的生态环境服务的一门应用技术科学。

这个定义决定了水土保持学的主要研究对象是地壳表层的水和土。

水和土是人类赖以生存的基本物质，是发展农业生产的基本要素。

可见，水土保持学在国民经济建设中具有十分重要的作用和意义。

由水土保持学的根本任务和当前学科发展状况来看，它的基本研究内容可归纳为以下几个方面：

1、研究水土流失的形式、分布和危害。

即研究地表土壤及其母质、基岩受水力、风力、重力、冻融和化学等作用所产生的侵蚀形式，以及被侵蚀物质的搬运、堆积形式及危害；研究径流的形成与损失过程；研究水土流失的分布情况，包括水土流失类型区的自然特点和水土流失特征；研究水土流失对国民经济，包括对农业生产、江河湖泊、工矿企业、水陆交通、城镇居民安全以及生态环境等方面的危害。

2、研究水土流失规律和水土保持原理。

即研究在不同气候、地形、地质、土壤、植被等多种自然因素综合作用下，水土流失产生和发展的规律，以及人类活动因素在水土流失和水土保持中的作用。

3、研究水土流失、水土资源调查和评价的方法及水土保持区划；研究合理利用土地，组织和运用工程、林草、农业耕作等措施保持水土，发展农业生产的规划原则与方法。

4、研究综合治理措施及效益评价

（二）水土保持学的特点

水土保持学（soilandwaterconservation）是集农、林、水、牧、地理、土壤、经济学等学科之大成而形成的一门新兴学科，因此，其特点主要体现在以下3个方面：

1、综合性

水土保持的综合性特点是由水土流失的原因所决定的。

造成水土流失的原因不仅有自然因素，还有社会因素，因此，防治水土流失的措施必须是综合的，而不是单一的。

水土保持是跨学科的，与其它学科互相渗透、互相影响、互相吸收。

但不能把多学科渗透的内容与某一学科等同。

水土保持是一项复杂的系统工程，应该以生态学观点、系统工程方法，在治理区因害设防，综合配置各种措施，措施间应是互为补充，达到高效、多功能，充分而合理利用水土资源，将水土流失减少到最低限度，从而使土地生产力达到最好的水平。

因此，其任务的完成，往往是要通过多个部门的联合攻关来实现。

2、水土保持监督

监督、预防水土流失是水土保持的又一个特点。

水土流失的形成除与自然因素有关外，还与社会因素关系密切，特别是现代加速侵蚀，多起因于人类对土地的不合理利用。

因此，预防人为造成新的水土流失是监督的主要任务。

监督要建设从工程设计审批阶段开始，负责审批与水土保持有关的生产建设项目中的水土保持方案。

此外，还必须建立监测站进行监测，以便掌握水土流失发展的趋势，提出合理的防治对策。

3、水土保持的效益

水土保持的第三个特点是不仅具有生态效益和社会效益，更重要的是有经济效益。

现阶段，在水土流失治理中，人们常将经济效益寓于治理措施之中，选择生态效益与经济效益兼优的措施。

特别是要把小流域建成为发展商品生产的基地，就是在保持水土的同时，培育再生资源和增加资源量，并使资源得到永续利用。

第一章水土保持基本原理

水土保持是一门综合性很强的学科。

它的主要功能是恢复生态、保护环境和促进农村经济健康持续发展。

因此，水土保持除依据本学科特有的基本原理展开工作外，还融汇了其他学科的基本原理。

第一节水土流失带性规律

自然地理要素在地球表面的规律性组合与分布导致了水土流失也出现了相应的差异，这样就使水土流失的研究和治理更具有针对性。

进一步来讲，就是区域不同，水土流失成因、类型、类型组合及侵蚀强度等不同，水土流失的治理也就不同。

一、自然地理环境的地域分异规律

由于地球的形状、自转和公转等特征，使到达地表的太阳辐射量按一定的顺序由北向南呈规律性的排列，从而可划分为若干热量带。

与之相应地气候、植物和动物也在地表形成了带状分布。

但是，地球表面不是一个连续的、均匀的、具有相同物质组成的行星，大陆占地表的29％，海洋占71％，这种面积的数量对比关系，使大陆与海洋以及大陆的东岸、西岸和内部的自然地理要素分布更为复杂。

地球表面最高处珠穆朗玛峰8848m，而最深的马里亚纳海沟深达海平面下10700m，高差的悬殊也使自然地理要素分布在垂直方向上出现了差异。

可见，各自然地理要素在地表有其特定的空间位置，这就是所谓的自然地理地带性（physicalgeographicdistrict），即：

地球表面的自然地理要素、过程和现象在空间分布上都依据各自所有的自然地理特点，呈有规律的带状排列。

各自然地理要素虽有其相对固定的空间位置，但也不是孤立存在的，而是某一要素与其他要素不断地进行着相互作用，他们有成生的联系。

这就构成了人们经常讲的“自然地理环境”（physicalgeographicenvironment）。

自然地理环境的整体性表现又可称为自然综合体（naturalcomplex）。

二者沿地理坐标确定的方向，从高级单位分化成低级单位的现象，可称为地域分异（differencesofgeographicregions）。

它既是自然界各种自然现象的综合体现，又是人们认识自然和改造自然的基础。

通常由高到低可将地域分异划分为以下等级：

（一）全球性的地域分异规律

地带性分异因素即太阳能按纬度分布不均和非地带性分异因素即地球内能引起的海陆分布是造成全球性地域分异规律的基本原因。

由于这种分异的规模是全球性的，故称为全球性的分异规律，它的表现有：

1、海陆对比

地球表面具有4个大洋和6个大陆之分，这是自然地理环境的基本分异，他除表现为海与陆的强烈对比外，还构成两种明显不同的陆地生态环境与海洋生态环境，并通过其间的相互影响，造成次一级的地域分异。

2、热力分带

太阳辐射随地理纬度不同而发生的热力分带性具有全球规模，是一种全球性的地域分异规律。

无论是在大陆还是在海洋，这种热力分带性都有明显的表现，它决定着气温、气压、湿度、降水、风向等要素在地表呈带状分布。

（二）大陆和大洋的地域分异规律

1、大陆地域分异规律

大陆的地域分异规律是贯穿整个大陆的。

可分为纬度地带和经度省性两类。

（1）纬度地带性分异规律

纬度地带性规律是指自然地理环境组成成分及自然综合体，大致按纬线方向延伸而按纬度方向有规律的变化。

这是太阳能按纬度呈带状分布所引起的温度、降水、蒸发、气候、风化和成土过程、植被等呈带状分布的结果。

当它的延伸遇到海洋时，就会被切断，并为大洋地带性规律所代替。

（2）经度省性

经度省性是指自然地理环境各组成成分和整个自然综合体从沿海向内陆按经度方向发生有规律的更替。

从海岸到大陆内部，气候状况、植被群落及土壤类型都有规律的变化。

在大陆东岸、大陆西岸和大陆内部各有自己独特的地带组合。

2、大洋地域分异规律

（1）大洋表层纬向自然带

大洋表层是指大洋表面以下200m深的范围。

由于太阳能按纬度方向分布不均引起的大洋温度、盐度和含氧量不同，以致海洋生物也有相应的区别，从而引起该层自然综合体按纬线方向延伸而按纬度方向有规律的变化。

这一分布规律虽受寒流、暖流影响而与纬线略有偏斜，但与大陆相比还是比较平直的。

（2）大洋低层自然区

大洋底层自然区域随海底地形及距岸远近，发生有规律的更替，底栖生物有机体和海底软泥也发生有规律的变化。

由于大洋底层太阳能的影响微弱，所以它不表现地带性规律，而海底地形是大洋底层自然区域分异的直接因素。

（三）区域性的地域分异规律

1、地带段性

地带段性是地带性分异规律受海陆分布影响及大地构造――地貌规律的作用在大陆东岸、大陆西岸和大陆内部的区域性表现。

在大陆东岸地段性十分明显，如欧亚大陆东岸和北美东岸由北向南，地带段性的排列顺序是：

温带针阔叶混交林暗棕壤地带――暖温带落叶阔叶林棕壤地带――亚热带常绿阔叶林红黄壤地带。

但他们都只延续于大陆的东部边缘。

在大陆内部，地带段性的表现是围绕大陆的干旱中心，大致呈马蹄形分布。

如欧亚大陆从北向南的地带段分布是：

温带森林草原黑钙土地带――温带草原栗钙土地带――温带干旱荒漠地带等。

在大陆西岸的欧亚大陆部分，地带段排列顺序则为：

温带针阔叶混交林暗棕壤地带――温带阔叶林棕壤地带――地中海常绿硬叶林褐土地带等。

2、地区性

地区性是由海陆分布带来的经度省性与大地构造――地势单元同热量带的相互作用形成的大陆内部、大陆东岸内部、大陆西岸内部的区域性的分异规律，如《中国自然区划草案》中所划分的兴安副区、东北平原副区等22个副区。

3、垂直带性

垂直带性是指自然地理综合体和它的组成成分大致沿等高线方向延伸，而随山势高度发生带状更替的规律。

这种分异现象只有当山体达到一定高度以后才可能出现。

在温带一般大于800m，热带在1000m以上。

（四）地方性的分异规律

地方地形的垂直分化、地面组成物质和地方气候的差异是造成地方性分异规律的主要原因。

地方性分异规律主要表现为：

①系列性。

即由于地方地形的影响，自然环境各组成成分及单元自然综合体，按确定方向从高到低或从低到高有规律的依次更替的现象。

②微域性。

由于受小地形和成土母质影响，在小范围内最简单的自然地理单元既重复出现又相互更替或呈斑点状相间分布的现象。

③坡向的分异作用。

坡向对光照、水文有再分配作用，故植被和土壤也会出现差异。

上述各等级的地域分异规律，相互间存在着密切的关系，如图1－1所示。

图1－1地域分异规律相互关系

二、土壤侵蚀的地理分布

土壤侵蚀（soilerosion）是各种侵蚀力与土壤（含母质）相互作用的产物，由于地表水、热状况的差异控制着其形式的地理分布不同。

（一）地表水、热状况与外营力的关系

地表水、热状况不同，决定了不同性质的外营力作用及其强度。

岩石的风化是侵蚀搬运的准备阶段，在不同水、热条件下，风化作用具有明鲜的地带性的特点。

物理风化以冻融崩解最强烈；其次是热力风化，它发生在中、低纬干旱地区；化学风化随温度升高、降水量增大而加快；生物风化与植被繁茂相一致。

坡面上块体运动与水、热关系十分密切。

土体岩屑的流动、滑动和蠕动都需水参加，因此干旱地区最弱，高温湿润区最强。

另外，在低温下，当有一定降水量时，由于地下冻土存在，地表水难以下渗，块体运动也有较大强度；在冻融交替频繁的地区，块体运动强度也是很大的。

流水作用与水、热关系更明鲜，在干旱地区流水作用最弱，但并不是在降雨最多的地带作用最强，因为那里植物非常茂密，阻碍了流水的侵蚀作用，所以流水作用最强烈的地方反而是雨量中等的地区。

风沙作用在干旱地区最强，在高温多雨地区最弱。

图1－2侵蚀形式与水、热关系

冰川、冻融等作用更是与水、热状况密不可分，冰川侵蚀只能发生在年平均气温在0℃以下，降雪量大于消融量和蒸发量的地区。

没有一定的水分和温度条件，冻融、溶蚀是不能发生的。

图1－2表示的是侵蚀形式与水、热状况的关系。

可以看出，不同气候下有不同的外营力组合，且在组合中各种侵蚀的相对重要性不同。

左上角是高温少雨地区，风化作用以物理风化为主，风蚀最突出，流水侵蚀次之；右上角是高温多雨地区，化学风化居首位，块体运动由于水分多而很活跃，水力侵蚀因植被茂密而较弱；左下角是低温少雨的干寒地区，只有风的作用；近左下角部分，虽寒冷但有一定的降水，若为冰川覆盖，则以冰川侵蚀为主；若无冰川覆盖，冻融风化突出，融冻泥石流活跃。

图的中部是湿润地区，物理风化、化学风化同等重要，水力侵蚀最突出、最强烈，块体运动也具有一定强度。

（二）侵蚀的地带性规律

从侵蚀来看，全球可划分为三个气候侵蚀带：

即

（1）冰雪气候侵蚀带；

（2）湿润气候侵蚀带；（3）干旱气候侵蚀带。

每一带内水、热状况不一，侵蚀营力、侵蚀强度及侵蚀方式组合不同

图1－3侵蚀与降水量关系

1、冰雪气候侵蚀带（erosionzoneofglacierandsnowclimate）

本带的气候特点是降雪量大于消融量，形成冰川，或融水下渗，结成冻土。

它包括两个侵蚀亚带：

极地和终年积雪的高山，为冰川侵蚀亚带；冰川外缘，在森林线以上的山地为冻融侵蚀亚带。

在冰川侵蚀亚带中，年平均气温在0℃以下，降水量大于消融量和蒸发量，形成冰川。

冰川的运动形成冰川侵蚀，其次还有冻融崩解及冰川融化形成的水力侵蚀。

它分布在地球表面的两极高纬度地区和部分高山地区。

冻融侵蚀亚带，年平均气温变动在0℃上下，固体降水不足以补偿消融与蒸发，形成冻土。

冻融交替过程的侵蚀成为主要侵蚀形式，其次为水蚀和风蚀，它分布在极地和亚极地，以及森林线以上亚高山降水少的地区。

2、湿润气候侵蚀带（erosionzoneofthemoistclimate）

湿润气候侵蚀带又称常态侵蚀带，其气候特点是，气温较高，降水量大于蒸发量，多余的水渗入地下成为潜水或地下径流，未渗入地下的水形成地表径流。

所以，以水力侵蚀为主。

本带根据水、热差异和侵蚀形式又分为：

湿润气候侵蚀亚带和湿热气候侵蚀亚带。

湿润气候侵蚀亚带，年平均气温在10℃左右，年降水在400－800mm左右，物理风化与化学风化同等重要，水力侵蚀最为活跃，尤其是植被遭到破坏的地区，如图1－3所示。

除降水量外，降水强度的变化也产生强烈的影响。

在水蚀的诱导下，重力侵蚀、混合侵蚀也十分严重。

主要分布在中纬地区，南北纬40°到南、北回归线之间的地区。

湿热气候侵蚀亚带，年均气温在18℃以上，降水量在800mm以上，分布在低纬赤道两侧南北回归线之间的地区。

区内化学风化十分强烈，由于植被作用，水力冲刷很弱，化学溶蚀占据优势，矿物质和有机质多呈分子溶液或胶体溶液随水流迁移。

在植被稀疏或遭破坏的地区，强大的暴雨会造成严重的水蚀、重力侵蚀和混合侵蚀。

3、干旱气候侵蚀带（erosionzoneofthedryclimate）

在地面蒸发量大于降水量的地区，空气十分干燥，植被生长受到限制，风力作用极为强烈，形成风沙流破坏地表。

本带依据水、热变化，可分为半干旱侵蚀亚带和干旱侵蚀亚带。

半干旱侵蚀亚带，降水量在400－250mm，年平均气温在10℃以下。

水力侵蚀为主，风蚀在干旱季节占优势，物理风化亦很强烈，尤其被开垦无植被的地区。

它分布在干旱侵蚀带与湿润侵蚀带之间，在雨季该带相对缩窄，在干季相对展宽。

干旱侵蚀亚带，年降水均在250mm以下，有的地区仅几毫米降水，蒸发远大于降水几十倍、几百倍。

在温带干旱侵蚀区，冬季酷寒，夏季炎热，年温差60－70℃，日温差35－50℃，在热带与副热带干旱侵蚀区，年温差相对小而日温差很大。

因此，植被极为稀少，地面裸露，物理风化剧烈，风力侵蚀突出，风蚀、搬运与堆积随处可见。

此外，洪流侵蚀、重力侵蚀在山地也十分发育。

N·W·哈德逊正是从上述分带规律出发，研究了水蚀和风蚀两个主要营力，在考虑了水、风活动情况之后，确定了全世界水蚀和风蚀的范围（如图1－4和图1－5）。

图1－4降雨侵蚀地理分布简图

图1－5风蚀分布简图

还应该说明，侵蚀的分带规律在地史时期，随着气候的多次变化，侵蚀营力及其组合也发生相应的变化，这种侵蚀的变化性质称为多代性。

因之，现代侵蚀是古代侵蚀多代性的又一表现，只是由于人为活动的影响，侵蚀强度远远超过古代侵蚀，并在时、空分布上更加复杂化了。

第二节水、沙平衡原理

水、沙平衡是水土保持措施布设的主要理论依据之一，概括起来主要包括了水量平衡、容许土壤流失量和冲淤平衡3个方面。

一、水量平衡

（一）水分循环（watercirculation）

地球表面的广大水体，在太阳辐射作用下，大量水分被蒸发，上升到空中，被气流带动送到各地。

在这个过程中，遇冷凝结而以降水形式落到地面上，再从河道或地下流入海洋。

水分这样往返循环不断转移交替的现象称为水分循环或水循环。

它一般包括3个阶段，即降水、径流和蒸发，又可分为两大部分，即水气阶段和降水阶段，以及径流阶段与蒸发阶段。

在每一部分中都包含了水分的输送、暂时储存与状态变换3个方面。

水分循环还可分为大循环和小循环。

大循环是海陆间的水分交换。

从海洋上升的水汽，被气流带至大陆上空，在一定条件下冷却凝结、成云致雨，降落到地面，除了一部分又重新蒸发外，其余部分或汇入河川、注入海洋，或渗入土壤后又以地下水形式注入海洋。

从海洋上蒸发的水汽，上升遇冷凝结后又降落在海洋上，或陆地上蒸发的水汽上升遇冷凝结后又降落到陆地上，这种局部的循环称为小循环。

可见，大循环是包含有许多水循环的复杂过程。

（二）水量平衡（waterbalance）

水量平衡是指对于任一自然区域（或某一水体），在给定的时段内，各种形式的输入水量应等于各种形式的输出水量与区域内在该时段的储量的增量之和。

通常用下式表示：

I=O+（W2-W1）=O+△W（1-1）

式中：

I为给定时段内输入区域的各种水量之和；O为给定时段内输出的各种水量之和；W1、W2为区域内给定时段始、末的储水量；△W为时段内储水量的增量，△W=W2-W1△W>0，区域内储水量增加，反之减少。

水量平衡的研究和表述可划分为全球水量平衡方程，区域水量平衡方程和流域水量平衡方程。

结合水土保持的需要，这里仅介绍后两者。

（三）区域水量平衡方程

区域水量平衡方程也称通用水量平衡方程，它是假定在陆地上任取某一区域，区域的地面和地下边界有河道和地下水流，可以进出水量，区域内有湖泊、水库、河道和地下含水层等蓄水体。

设想沿区域的边界作一个垂直的柱体，柱体底部为地面以下的某一水平面，假设在该水平面上下的水量不进行交换，则在计算时段内区域的水量平衡方程为：

P+＊Rs+Rg=E+

+

+qa+△W（1-2）

式中：

P为区域内计算时段的降水量；Rs、Rg为分别为计算时段内经地面、地下流入区内的径流量；E为区域内计算时段的净蒸发量，等于蒸发量与凝结量的差值；

、

分别为计算时段内经地面、地下流出的径流量；qa为区域内计算时段内的总用水量；△W为区域内计算时段的蓄水增量。

式（1-2）为任意区域、任意时段的通用水量平衡方程，式中各量可以统一用深度（mm）单位，也可统一用体积（m3）单位。

如果研究区域是包括大气层在内的空间，可将以上设想的柱体，向上延伸至对流层顶，则此柱体的水量平衡方程为：

Rs+Rg+D=

+

+

+qa+△W+△M（1-3）

式中：

D、

为分别为计算时段内输入、输出柱体的水汽量；△M为计算时段柱体内水汽含量的增量。

水量平衡方程中的各项，必须采用同一的单位，一般以水层深mm表示，这样可便于对不同区域的水平衡要素进行比较。

（四）流域水量平衡方程

对于一个天然流域，如果地面分水线与地下分水线一致（称为闭合流域），则不可能有水从外流域经地表或地下流入，故式（1-2）中的Rs、Rg均为0，再令流出的总水量为R=

+

，则式（1-2）可写为

P=E+R+qa+△W（1-4）

式中：

qa为流域内国民经济的净耗水量，其中灌溉耗水量消耗于蒸发，可计入流域总蒸发E之中；工业净耗水量一部分消耗于蒸发，一部分是产品带水，消耗于蒸发部分也计入E之中；而产品带水则数量相对很小，可略去不计。

于是对闭合流域给定时段的水量平衡方程可写为：

P=E+R+△W（1-5）

如果所取计算时段为一年，则上式为闭合流域年水量平衡方程。

此时P为流域平均年降水量，R为流域年径流深，△W为年终与年初流域蓄水量的增量。

如△W为正值，则表示年内的降水一部分消耗于径流和蒸发，其余则储蓄在流域之内；如△W为负值，表示年径流和蒸发不仅来源于降水，还有一部分取自流域原有的蓄水量。

由于年蓄水增量△W，对于不同的年份有正有负，所以对于多年平均情况，正负值可抵消，故△W的多年平均值近于零。

据此可得出闭合流域多年平均水量平衡方程：

（1-6）

式中：

、

、

——分别代表流域的多年平均降水量、径流量和蒸发量。

式（1-6）表明，对于闭合流域，多年平均流域的降水量等于多年平均径流量与多年平均蒸发量之和。

因此，降水、蒸发和径流是水量平衡中的三个基本要素。

由于降水和径流易通过观测取得比较可靠的数据，而流域蒸发是流域上水面蒸发，土壤蒸发和植物散发的综合值，一般难以直接观测，所以当已知流域多上平均降水和径流时，可以通过（1-6）式推求流域多年平均蒸发量。

对于非闭合流域或较小的流域，地面、地下分水线不一致，且小河的河床下切较浅，地下径流不完全通过流域出口断面，故有一部分水量以地下渗流方式流至外流域。

在这种情况下，式（1-6）不能成立。

对于内流区的河流，其径流最终全部消失在沙漠中，故

=0，水量平衡方程为：

表明内流河流域，多年平均降水量完全消耗于流域蒸发。

将式（1-6）方程的两端同除以

，则：

（1-7）

令

，

式中：

为多年平均径流系数；

为多年平均蒸发系数。

式（1-7）可写作

、

两个系数的数值变动在0与1之间，其大小反映了一个地区的气候和下垫面特性。

在湿润地区，

较大，如我国长江、珠江流域及浙、闽、台地区的河流，

一般都大于0.50；在半湿润地区及干旱地区

较小，如我国黄河流域

为0.15；沙漠地区

很小，几乎接近于零。

而蒸发系数的变化规律则相反，一般湿润地区

较小，而干旱地区较大。

二、容许土壤流失量

（一）概念

容许土壤流失量（soillosstolerance）的概念是在水土保持实践中逐渐形成并不断发展的。

初期，它被认为是可接受的土壤侵蚀率，或水土保持所能达到的最小土壤侵蚀率。

目前，多认为容许土壤流失量是指在维持土地高生产力水平的前提下，最大的土壤侵蚀速率，或与岩石的化学风化成土率保持平衡的侵蚀速度。

容许流失量是发展持续农业的重要条件。

因之，可以简称为维持土地持续高生产力的最大侵蚀量，又称T值。

该量值决定于某地的风化成土速度W和土壤可溶物质移动速度D。

可用公式表示为：

W=T+D

则T=W-D（1-8）

式中：

T为侵蚀率。

若用Ps表示风化成土原地保存率，即

，则

T=WPs（1-9）

（1-8）式表示基岩减少量与物质移动总量相等，（1-9）式表示基岩表面正以成土速率在降低。

将（1-9）式代入（1-8）式，得

D=W-T=W（1-Ps）

（1-10）

若能测定出D和Ps值，即可确定T值。

一般认为，当Ps=0.8左右时即可满足植物生长的需要；D值因各地条件差异，有所不同。

如美国东北部非Ca质岩石的溶解速度D=25µm/年，黄土区溶解速度D=50µm/年，由此计算出T=1/1000mm是非常有限的。

（二）美国确定的T值

本世纪70年代初，美国农业部召集有土壤、农艺、地质、水土保持专家，依据满足作物生长需要的土层深度、流失区域大小、保证下游的安全等条件，开会讨论提出不同情况下的T值。

（如表1-1，表1-2）。

表1-1不同根系土壤深度的T值

根系层深度（cm）

T（t/ha）

可更新土壤

不可更新土壤

0～25

2.2

2.2

25～50

4.5

2.2

50～100

6.7

4.5

100～150

9.0

6.7

>150

11.2

11.2

表1-2不同范围的T值

范围大小

T（t/ha）

范围大小

T（t/ha）

中等范围（农田）

深厚肥沃土壤

6-11

（农田）

土层深度50-100cm

5-7

薄层易蚀土壤

2-5

土层深度100-150

7-9

很深厚的土壤

13-15

土层深度>150

11

土层深度0～25cm

2

大范围（流域）