Дербенцева А.М. Эрозия и охрана почв (Механическая деградация почв)

Подождите немного. Документ загружается.

Чем крупнее частица, тем труднее подняться ей до поверхности потока.

Поэтому крупные частицы концентрируются преимущественно в придонной

области, а тонкие частицы относительно равномерно распределяются в

толще потока. Это приводи к увеличению суммарной концентрации наносов

(мутности) от поверхности потока ко дну.

Увеличение скорости потока сопровождается увеличением его

транспортирующей способности, а это приводит к увеличению размера

переносимых потоком частиц. Эта зависимость выражается формулой Эри:

Р = А * V

где Р – вес переносимой частицы; А – коэффициент, зависящий от уклона

дна, формы плотности частиц, глубины потока; V – средняя скорость потока.

При уменьшении скорости взвесенесущий поток начнет освобождаться

от влекомых частиц ввиду падения его транспортирующей способности.

Причем частицы разных размеров будут выпадать последовательно от

крупных к мелким по мере достижения потоком соответствующих им все

более низких незаиляющих скоростей. Гидравлической крупностью ω

называется скорость равномерного осаждения частиц ыв неподвижной воде.

Её значение зависит от диаметра частиц (табл.5).

Таблица 5

Гидравлическая крупность частиц ω диаметром d при температуре 9-12

d , мм 1,00 0,50 0,30 0,10 0,05 0,02 0,01 0,005

ω,мм/с 106,0 52,8 27,7 5,0 1,25 0,19 0,05 0,01

Для расчета незаиляющей скорости потоков с частицами разной

крупности И.И. Леви (1957) предложил следующую формулу:

нез.

= 0,01 * ω ( R/d )

0,5

* ( G / 0,01 )

0,25

* ( 0,025 / n) ,

где ω – гидравлическая крупность частиц диаметром d, мм/с; R –

гидравлический радиус, м; d – средний диаметр преобладающей массы

частиц взвешенных наносов, мм; G – степень насыщенности потока

наносами, %; n – коэффициент шероховатости.

Таким образом незаиляющая скорость увеличивается с увеличением

гидравлической крупности частиц, мутности потока, гидравлического

радиуса и при уменьшении шероховатости русла n.

Для дефляции характерными являются не только процессы отрыва

частиц, но и процессы их переноса и аккумуляции. При ветровой эрозии

всегда обнаруживается ; стадии: дефляция, трансформация, аккумуляция и

стабилизация, которые закономерно сменяют друг друга в пространстве и во

времени. Каждой стадии соответствует свой особый тип нарушения

почвенного покрова. На начальной стадии под действием пульсирующего

воздушного потока происходит ослабление и нарушение связей между

отдельными частицами поверхностного слоя почвы, сопровождающееся их

отрывом и переносом. На этой стадии начинается формирование

двухфазного потока воздух-почва. Далее наступает вторая стадия –

трансформации, когда твердая фаза потока представлена катящимися по

поверхности, скачущими или взвешенными в потоке почвенными частицами.

Характерным для этой стадии является то, что число отрывающихся от

поверхности частиц превышает число возвращающихся на поверхность за то

же время. Начинает формироваться зона выдувания с дефлированными

почвами. С течением времени интенсивность выдувания с наветренной части

первой зоны начинает уменьшаться вследствие падения скорости ветра и

вторая стадия переходит в третью стадии аккумуляции. Двухфазный поток и

почва находятся в состоянии, близком к динамическому равновесию: число

скачущих частиц, покинувших почвенную поверхность в единицу времени,

равно числу частиц, выпавших из потока за это же время.

Теоретически и экспериментально наиболее обоснованной для данной

стадии является модель переноса песка (Bagnold, 1941):

q = α * C * √ d / D * ρ / g ( V

- V

)

где q – расход твердой фазы через единицу ширины фронта в единицу

времени, г/(см * с); α – эмпирический коэффициент, зависящий от

параметров логарифмического профиля скорости ветра, равный (0,174/lg

z/к)

, где к –параметр логарифмического профиля скорости ветра для

взвесенесущего потока, равный 1 см при среднем размере зерен песка в

потоке 0,025 см; z – высота над поверхностью, для которой рассчитывают

скорость, см; С – коэффициент, зависящий от степени сортированности

песка ( 1.5 – для примерно однородного сортированного песка, 1.8 – для

сортированного ветром песка – песок дюн, 2.8 – для плохо сортированного

песка; d – средний размер песчинок в диапазоне 0,01 до 0,1 см; D – средний

размер частиц стандартного песка – 0,025 см; ρ – плотность воздуха, г/см

; g

– ускорение силы тяжести – 981 см/с

; V

– cкорость ветра на высоте z, см/с;

– критическая скорость ветра на высоте z , см/с.

Затем стадия аккумуляции сменяется стадией стабилизации, для которой

характерно преобладание процессов отложения твердой фазы из почво-

воздушного потока над процессами отрыва и выноса. Причиной этому

служит снижение транспортирующей способности ветра, которое

обусловлено уменьшением его скорости.

4. ПРИРОДНЫЕ И АНТРОПОГЕННЫЕ ПРИЧИНЫ, ВЫЗЫВАЮЩИЕ

ЭРОЗИОННЫЕ И ДЕФЛЯЦИОННЫЕ ПРОЦЕССЫ

Нарушение природного состояния почв вызывается различными

процессами: эрозией, дефляцией, засолением, загрязнением и др. Среди этих

процессов наиболее сильными являются эрозия и дефляция. Природные

условия создают предпосылки для проявления антропогенной ускоренной

эрозии и дефляции. М.Н. Заславский (1979) предложил формулу

потенциальной опасности проявления этих процессов: А = f (В, С, D, Е),

где А – потенциальная опасность проявления эрозии; В – фактор

влияния климата условной территории на проявление эрозии; С – фактор

влияния рельефа на проявление эрозии; D – фактор влияния почвенного

покрова и подстилающих пород на проявление эрозии; Е –фактор влияния

растительного покрова на предотвращение эрозии.

4.1. Климат

Из климатических факторов прямое воздействие на интенсивность

эрозионных процессов оказывают осадки, вызывающие сток. В районах, где

эрозия вызывается стоком талых вод, большое влияние на её развитие имеет

температурный режим, обусловливающий промерзание и оттаивание почв.

Ветры усиливают эрозионные процессы путем перераспределения снежного

покрова, создания волн на водной поверхности, изменения направления и

ударной силы ливней. Климатические условия оказывают влияние на

развитие растительности, на ее почвозащитную роль. При оценке эрозионной

опасности земель и при разработке системы почвозащитных мер нужно

учитывать характер проявления эрозии, возникающей в результате стока

талых вод и в результате ливневых осадков.

Для оценки эрозионной опасности дождевых осадков используется

эрозионный индекс осадков (ЭИО): ЭИО = (И

* КЭ) / 100,

где И

– максимальная интенсивность дождя за период 30 мин.; КЭ –

кинетическая энергия дождя.

Годовой эрозионный индекс осадков вычисляется суммированием

эрозионных индексов отдельных дождей.

Роль осадкой неоднозначна. Жидкие осадки, соприкасаясь с

поверхностью почвы в момент выпадения, вызывают разного рода

изменения. Дожди с малой интенсивностью Ии мелкими каплями

способствуют временному структурообразованию. Дожди с высокой

интенсивностью, наоборот, вызывают разрушение почвенных агрегатов. При

малом слое жидких осадков поверхностный сток не формируется и смыва

почвы не происходит. При большом слое дождя и особенно при высокой его

интенсивности не только формируется сток, но и начинается смыв и размыв

почв. Данные о количестве выпадающих осадков, а также о характере их

распределения во времени и пространстве дают возможность выявить

периоды, наиболее опасные в эрозионном отношении. Такая оценка сделана

А.М. Дербенцевой (1984) для условий Приморского края по величине

плювиометрического коэффициента месяца (Р). Этот коэффициент отражает

отношение среднесуточных осадков данного месяца к среднесуточным

осадкам года и вычисляется по формуле В.В. Сластихина (1980):

Р = К (m / M),

где К – показатель продолжительности расчетного месяца, имеющий

четыре значения (для месяца с 28 днями – 13; с 29 днями – 12,6; с 30 днями –

12,2; с 31 днем – 11,8); m – среднесуточные осадки данного месяца, мм; М –

среднесуточные осадки года, мм.

Среди климатических показателей, влияющих на развитие процессов

дефляции, которые разрушают почвенный покров, особое место отводится

ветру., его скорости и энергии. Скорость ветра – это вектор скорости

движения воздуха относительно земной поверхности. Выражается в м/с,

км/ч, узлах, баллах Бофорта – тогда говорят о силе ветра. Энергия ветра – это

куб скорости ветра. Ветер является сильно действующим фактором в

переносе тепла и влаги. Иссушая почву, он понижает её устойчивость к

выдуванию. Но самое сильное воздействие ветра – перенос илистых частиц

почв. Режим ветров обуславливает интенсивность развития процессов

дефляции. В результате разрушения гумусового горизонта почв возникают

мощные пылевые выносы, загрязняющие атмосферу и изменяющие её

оптические свойства.

Дефлирование почвы ветром представляет собой физический процесс,

протек5ающий при взаимодействии воздушного потока и поверхности

почвы. Проявление дефляции, её интенсивность при эрозионноопасном ветре

зависит от распыления верхнего слоя почвы, а также покрытия поверхности

растительностью или её остатками. Содержание в почве агрегатов размером

менее 1 мм зависит от времени года, свойств самой почвы. При наличии 50-

60 % этих агрегатов в верхнем слое почва наиболее устойчива. Чен ниже

механическая прочность ветроустойчивых фракций почвы, тем выше

распыленность и интенсивнее протекают эрозионные процессы. Огромное

влияние на дефляцию оказывает распаханность территории. Согласно

группировке почв по податливости дефляции (Лавровский, Другова,

Игуменцев, 1983), почвы Приморья объединены в четыре группы (табл. 6).

Кроме количественных показателей, существуют способы определения

опасности дефляции по косвенным показателям:

а) по розе ветров и их интенсивности;

б) по розе ветров и их интенсивности только в дефляционно-опасный

период;

в) по коэффициенту эрозионной опасности, основанному на

структурности верхнего (0-5 см) слоя почвы;

г) по сочетанию скорости ветра и относительной влажности воздуха;

д) по количеству выдутых посевов (акты о снижении –гибели посевов);

е) по непосредственным обследованиям территории после прохождения

пыльной бури.

Таблица 6

Группировка почв по потенциальной опасности дефляции

Группа

почв

Состав группы

Показатель

разрушае-

мости агре

гатов,%

Податли

вость

почв де

фляции

I Луговые перегнойно-глеевые, луговые

глеевые, луговые отбеленные глинистые и

тяжелосуглинистые

Менее 20 Слабая

II Лугово-бурые глееватые, лугово-бурые

отбеленные, буро-отбеленные глееватые

тяжело- и среднесуглинистые

20-45 Средняя

III Буро-отбеленные типичные среднесугли-

нистые

45-80 Сильная

IV Бурые лесные и остаточно-пойменные

суглинистые, торфянисто-глеевые,

торфяно-глеевые и торфяники осушенные

Более 80 Очень

сильная

Выделено 7 фаз развития дефляции: разрыхление; разрушение и

обнажение почвы; начало движения и перемещение; сортировка; истирание;

лавинный эффект; отложение.

Багнольд предложил различать 3 типа отложения:

1. сидементация – в результате снижения скорости ветра;

2. аккреция – уменьшение скорости переноса в результате явлений

ползучести и сальтации (скачкообразное движение частиц);

3. местное увеличение крутизны склона, при котором поверхностное

оползание замедляется, а процесс сальтации продолжает развиваться.

Исследователь Жак Греко (1983) при изучении дефляционных процессов

установил, что потеря почвы вследствие перемещения воздушных масс

содержит в себе 2 процесса. Сначала происходит распад иссушенных комков.

Мелкие вещества отделяются. Эти частицы усиливают шлифовальное

действие ветра: удар, который производят эти мелкие частицы, захваченные

быстрым перемещением воздушных масс, отрывает новые частицы.

Вследствие иссушения, вызванного ветром, почва также теряет свою

связность. Затем происходит перенос, который осуществляется тремя

разными способами в зависимости от материала.

а) Сальтаторным путём, или подскакиванием, переносятся 50-75 %

частиц на расстояние 0,3 м (для частиц крупностью 0,05-0,5 мм).

б) Сползанием, скольжением или вращением непосредственно по зеимле

перемещается от 5 до 25 % более крупных частиц.

в) Парением, которое соответствует плаванию в воздухе мелких частиц,

движение которых начато ударом частиц при сольтации. Подхваченные

возрастающими перемещениями воздушных масс в атмосфере песчинки

могут быть подняты и перемещены на большое расстояние.

После изучения процессов, возникающих при действии ветра на почвы,

начали заниматься вопросами классификации дефляции. Классификация

дефляции почв в России впервые была предложена Г.Г.Шенбергом (1915). В

основу ее положено расстояние переноса эрозионного субстрата от места

выдувания. П.С. Захаров (1965) пыльные бури назвал адвективными, которые

сопровождаются ветром со скоростью до 15 м/с. И.М. Островский (1963)

подразделял пыльные бури на местные, транзитные и смешанные. Г.Н

вседневную мало заметную эрозию и эрозионную позёмку. Для юга Дальнего

Востока разработана региональная классификация дефляции почв.

Специфика её в том, что названы и описаны наиболее результативные по

своему воздействию на почвы процессы (виды дефляции): нормальная,

вихревая, циклоническая, тайфунная.

Нормальная или типичная дефляция проявляется повседневно и

повсеместно, где устанавливается ветреная погода. Поэтому нормальную

дефляцию некоторые исследователи называют повседневной или местной.

Выражается нормальная дефляция в виде позёмки, при скорости ветра 5-7

м/с, на высоте флюгера 4-6 м, когда крупные частицы под воздействием

ветра перекатываются по поверхности почвы, а мелкие поднимаются в

воздух и переносятся по воздуху. Высота подъема частиц обычно небольшая

(10-15 см). Транспортируемые ветром почвенные частицы сильно

повреждают сельскохозяйственные культуры, особенно всходы, оголяя

корневую систему последних или засыпая полностью растения. Нормальная

дефляция постепенно приводит к обеднению верхних, пахотных горизонтов.

Вихревая дефляция возникает периодически, во время сильных

порывистых ветров, достигающих скорости 25 м/с. Под воздействием таких

ветров мелкие частицы поднимаются вертикально вверх в виде

перемещающегося столба, после прохождения которого остаются полегшие

растения. Такая форма дефляции получила в народе название смерча. По

побережьям же часто возникает другой подвид вихревой дефляции – шторм.

Он действует продолжительно, порывами, порой разрушая легкие постройки.

Циклоническая дефляция характеризуется интенсивным переносом

почвенных частиц, причем, на большие расстояния. Появляется эта форма

дефляции в периоды активного, циклонического перемещения воздушных

масс, когда скорость ветра составляет в среднем 25-40 м/с. Такие ветры

поднимают с поверхности почв большое количество пылевато-иловатых

частиц, которые образуют черное облако, Циклоническая дефляция и в

литературе, и в народе получила название «черный бурь». Черные бури

могут возникать в любое время года, где поверхность почв не защищена от

выдувания. Они могут появляться и в зимнее время, когда почвенные

частицы поднимаются в воздух вместе со снегом. Это наблюдается в местах,

где мощность снежного покрова небольшая, а почвы под снегом не

защищены стернёй или растительностью. Циклоническая дефляция в виде

черных бурь оказывает отрицательное воздействие и на растения. То есть в

местах прохождения циклонических ветров резко снижается влажность

воздуха (до 10-20 %), растения теряют влагу, у них падает тургор и они

гибнут. Циклоническая дефляция – крайне нежелательное явление, так как в

результате её воздействия снижается плодородие почв, загрязняется

атмосфера и природные воды.

Тайфунная дефляция – наиболее специфическая форма проявления на

юге Дальнего Востока ветров сильных и длительных. Приурочены такие

ветры в основном к периоду вегетации растений и уборке урожая. Скорость

движения ветра до 60-80 м/с (случаются и большей скорости). На побережьях

ветром уносятся деревянные постройки, выбиваются окна в зданиях,

вырываются с корнем растения, выворачиваются деревья. Связана тайфунная

дефляция со значительными суточными величинами им интенсивностью

осадков летом и обильными снегопадами зимой. Это вызывает наводнения,

обвалы, оползни, разрушения мостов, дамб.

4.2. Рельеф

Наиболее важными морфологическими показателями рельефа, которые

воздействуют на скорость эрозионных и дефляционных процессов, являются:

глубина местных базисов эрозии, расчлененность территории овражно-

балочной сетью, величина балочных водосборов, длина и крутизна склонов.

В связи с этим рассмотрим некоторые специальные термины и определения.

Базис эрозии – это горизонтальная поверхность, на уровне которой

прекращается эрозия: для оврага базисом эрозии является меженный уровень

реки или её пойма; для мелких рек – уровень реки, в которую они впадают.

Всеобщий базис эрозии – уровень Мирового океана.

Местный базис эрозии – базис эрозии, характерный для данной

конкретной местности.

Расчленённость территории овражно-балочной сетью. Этот показатель

находят: а) по суммарной протяженности оврагов на 1 кв. км; б) по

количеству оврагов, находящихся на площади 1 кв. км; в) по степени

расчлененности оврагами, определяемой по среднему расстоянию между

двумя оврагами. Примером может служить карта-схема густоты расчленения

рельефа на территории приморья. Линейное расчленение (км/км

) на этой

карте распределено по 15 группам:

1 группа – менее 0,4 9 группа – 1,6 – 1,8

2 группа – 0,4 – 0,5 10 группа – 1,8 – 2,0

3 группа – 0,5 – 0,6 11 группа – 2,0 – 2,2

4 группа – 0,6 – 0,8 12 группа – 2,2 -2,4

5 группа – 0,8 – 1,0 13 группа – 2,4 – 2,6

6 группа – 1,0 – 1,2 14 группа – 2,6 – 2,8

7 группа – 1,2 – 1,4 15 группа – более 2,8

8 группа – 1,4 – 1,6

Крутизна склонов один из важнейших факторов возникновения и

развития очагов эрозии, образования оврагов. С увеличением крутизны

возрастает скорость стекания воды. Для сравнительной оценки

распределения земель по уклонам пользуются формулой средневзвешенного

значения крутизны склонов (град.):

I ср. взв. = ( i

+ i

+ … ) / 100 ,

где i

, i

- уклоны выделенных контуров, град.; S

, S

–

площади выделенных контуров, % от общей площади.

На склонах крутизной менее 1

эрозия, как правило, отсутствует. Смыв

почвы начинается при крутизне склона выше 1,5-2

. На пологих склонах

эрозия выражена слабо. Слабо покатые и покатые склоны уже опасны в

эрозионном отношении. Рельеф местности, крутизна её уклона влияют на

скорость стекающей воды и возможность её концентрации в определенных

направлениях: чем больше уклон местности и больше расчленён рельеф, тем

больше скорость движения воды и большая возможность развития овражной

эрозии. Имеется несколько классификаций, разделяющих склоны по

крутизне, но наиболее удачной является классификация И.Д. Брауде (1959) –

табл.7. Большое влияние на смыв почвы оказывает длина склона, так как с

увеличением массы стекающей воды и нарастанием высоты её падения

усиливаются скорость и энергия потока. Она приводит к формированию

ложбинного микрорельефа и очень опасна для зяби и чистых паров, а также

для пропашных культур.

Таблица 7

Классификация склонов, берегов и откосов по крутизне

Склоны, откосы, берега Градусы Угол наклона в

натуральном

выражении

Слабо пологие

Пологие

Слабо покатые

Покатые

Крутые

Очень крутые

Чрезвычайно крутые

Обрывистые

Отвесные

до 1

до 2

2-5

5-9

9-20

20-30

30-45

45-70

70-90

до 0,052

0,070-0,-087

0,105-0,176

0,194-0,364

0,384-0,577

0,600-1,000

1,035-2,747

более 2,904

В зависимости от целого ряда условий эрозионная способность потока с

увеличением длины линии тока возрастает по-разному. Особенно резко

усиливается проявление эрозии с нарастанием длины линии тока при

увеличении слоя осадков и интенсивности их выпадения, а также при низкой

водопроницаемости почв, когда осадков поступает во много раз больше, чем

почва способна их поглотить. Если же осадки выпадают малым слоем

небольшой интенсивности или почвы обладают очень высокой

водопроницаемостью, то поверхностный сток и эрозия с нарастанием длины

склона могут и не увеличиваться.

Чтобы оценить степень опасности проявления эрозии в связи с

распределением склонов по длине, нужно вычислить средневзвешенное

значение длины склонов на данной территории (м):

L ср.взв. = (L

+ L

+ …) / 100 ,

где L

, L

– длина склонов, м; S

, S

– площади, занимаемые

склонами данной длины, % от общей площади склонов.

Форма поверхности склонов. Характер и интенсивность эрозионных

процессов, распределение их на местности в значительной степени зависят от

формы поверхности склонов. Различают следующие формы продольных

(вдоль склона) и поперечных (поперек склона) профилей склона: выпуклый,

вогнутый, прямой. При прямолинейном профиле, когда его крутизна не

меняется на всем протяжении, наибольшая опасность смыва почв возникает в

нижней части склона, где из-за отдаления от водораздела создаются условия

для увеличения массы стекающей воды и нарастания скорости стока. При

выпуклом профиле склона, кода крутизна увеличивается с отдалением от

водораздела, наибольшей угрозе интенсивного проявления эрозии

подвержена также нижняя часть склона, так как здесь действуют

одновременно два фактора: увеличение длины и крутизны склона. При

вогнутом профиле, когда крутизна уменьшается с отдалением от

водораздела, в нижней части склона создаются условия для аккумуляции

смытых с верхней части склона продуктов эрозии. При ступенчатом склоне,

где пологие участки чередуются с крутыми, возможность развития эрозии

резко уменьшается, так как террасы замедляют или приостанавливают

поверхностный сток и эрозию. Наиболее опасны продольно-выпуклые и

поперечно-вогнутые склоны.

Весьма важный показатель – экспозиция склона. В разных

климатических условиях влияние этого фактора различно. На склонах южной

экспозиции наблюдаются существенные колебания температуры и

влажности: весной более бурное таяние снега, приводящее к созданию

опасности развития эрозионных форм. На склонах южной экспозиции эрозия

больше от выпадения ливневых осадков, что связано с меньшим

содержанием в них гумуса, чем на склонах северной экспозиции.

Влияние экспозиции склонов на смыв почвы определяется по формуле:

СР.ВЗВ..

= (S

+ S

С-В

* K

+ S

С-З

* K

+ S

* К

+ S

Ю –З

* К

*… ) / 100,

где Э

СР.ВЗВ.

- средневзвешенное значение влияния экспозиции склонов на

смыв почвы; S

, S

С-В

, S

С-З

, S

… - распределение склонов по экспозициям, в

%; К

, К

… - коэффициенты влияния данной экспозиции на смыв

почвы.

Рельеф учитывают при разработке почвозащитных мероприятий. При этом

используются такие параметры как величина водосбора, объем стока,

коэффициент стока, модуль стока, максимальный секундный расход.

Рассчитывают эти показатели по следующим формулам.

Объём стока: Q = 10 * χ * Н * F,

где Q – объём стока, м

; χ – коэффициент стока; Н – величина слоя

стекающей воды (атмосферные осадки), мм; F – размер водосборной

площади, кв. км.

В свою очередь слой стока – это слой воды (h), получаемый при

равномерном распределении объема стока на всю площадь.

Коэффициент стока – отношение величины стекающей воды (слой

стока –h) к величине слоя выпавших осадков (Н): χ = h / H.

Модуль стока – это количество воды, стекающей с единицы площади в

единицу времени (литр за секунду с 1 кв. км): М = 1000 ( Q / F) л/с * км

Максимальный секундный расход – это количество воды (м)

протекающей через данный створ в единицу времени (секунда):

= ω * υ ,

где ω – площадь живого сечения потока, м

; υ – скорость потока, м/с.

Большое значение имеет расположение элементов рельефа

относительно ветра. Расположенные поперек основного направления

эрозионоопасных ветров как повышенные элементы рельефа (гривы,

террасы, увалы), так и пониженные (ложбины, балки, овражная сеть)

снижают скорость ветра. В понижениях же, вытянутых параллельно ветрам,

часто происходит усиление скорости ветра подобно тому, как это имеет

место в аэродинамической трубе, а следовательно, происходит усиление

эрозии.

На скорость ветрового потока оказывают также влияние массивы

лесов, сплошные или в виде колков, закустаренные поверхности, лесные

полосы и другие растительные и прочие препятствия (различные строения,

сооружения). На больших площадях выдувание почвы, начавшись на

участке, где наименьший порог скорости, увеличивается в направлении

движения ветропесчаного потока. В почвах, состоящий только из эрозийных

фракций (пески, супеси), расстояние, которое необходимо для проявления

максимальной интенсивности выдувания, колеблется от 2,4 до 9 м в

зависимости от неровности поверхности и размеров частиц. На почвах

среднего гранулометрического состава это расстояние намного больше и

может превышать 400-450 м.

Дефляция подчиняется законам донного движения большого

воздушного потока и усиливается снизу вверх пот мере повышения над

поверхностью земли и уменьшения трения воздушных масс. В связи с этим в

наибольшей степени ветровой поток оказывает разрушающее влияние на

формы рельефа – вершины бугров, грив, уступы террас, бровки склонов. Все

элементы рельефа по отношению к ветру имеют ветроударные и

ветротеневые поверхности. На ветроударных склонах происходит наиболее

интенсивное выдувание почвы ветром, а на ветротеневых, когда

ветропесчаный поток теряет скорость, наблюдается отложение эродируемого