四、土壤侵蚀分析

(一)全球范围的土壤侵蚀

　　整个地球陆地表面，无时无刻不在遭受着地质循环的正常侵蚀与加速侵蚀这两种过程的影响。在绝大多数情况下，加速侵蚀过程发生在斜坡上，侵蚀过程通过人为活动而加速。这些侵蚀过程给水土保持带来了极大威胁。

　　前已述及，土壤是农作物生长和生物量累积的基础。在这里，死亡的有机物发生分解，养分一直保留到新的作物再利用时为止，直接或间接地流通于生物循环之中。同时，土壤本身实质上是无机界与有机界相互交会和渗透的场所，许多微生物生活于其中，而绝大多数与农业关系密切的昆虫，至少在其生活史中的一部分时间也存在于土壤之中；更有一些生物，例如某些蠕虫类就在土壤中活动；土壤状况对于养分的供给速率形成了一种“瓶颈”作用。通过对土壤的改造，可以调节作物所需养分，改变养分有效性的程度和控制进入组建生物物质的转移速率。因此，土壤存在时间的长短，直接关系到自然环境的变化以及农业的成败。

　　在自然状况下，土壤层是绝对不可能永远保留它的初始状态的。它要经受风蚀、水蚀，还要不断地被人类的耕作措施所疏松，同时又在风和水的携带下离开原来的位置，参与整个地质循环过程。土壤这种被输运的速率，取决于诸多因子，而最主要的莫过于土壤自身的物理化学性质、地形特点、气候条件(尤其是水和风的条件)、地表覆盖状况以及人类的生产活动。这最后一项，又常常是加速土壤侵蚀十分关键的因子。中国西北地区，尤其是黄土高原，水土流失严重的原因自然很多，但人为的农业活动与非农业活动，不能不占据十分主要的地位。

　　巴拉顿湖是中欧一个最大的湖泊，面积约为600平方公里，深度仅约3.5米，而且由于它所在流域内的土壤流失，在水的携带下，土壤颗粒不断地充填该湖，因而使它仍在慢慢地变浅。因为巴拉顿湖是匈牙利最著名的疗养区，这种不断恶化的状况受到了严重的关切。匈牙利的安德拉斯·托兹(AndrasTóth)等人，在研究人类活动所引起的水土流失及其对自然环境的影响，尤其是对农业影响的总计划中，分析了这种令人不安的状况。巴拉顿湖所在流域的面积为5340平方公里，其中14.2％为森林，57.6％为农田，12.2％为草地，11.1％为牧场，2.3％为葡萄种植园，1.6％为果园，0.8％为花园、公园及疗养区等。这种土地利用状况的组成，在全球来说还是比较典型也是比较理想的，但是其土壤损失仍然十分严重，请看表9-10的数字。

　　在最大坡度25～50％时，由于坡度过陡，土层很薄，养分含量甚少，因此土壤损失总量与养分损失总量反而并不太大。

　　水土流失对农业的威胁，随着人类活动范围的扩大，更加日趋严重。荷兰的詹森(Jansen)和联邦德国的帕特(Painter)于1974年列出了世界上79个大于5000平方公里流域面积的河流，计算了它们年平均悬移质沉积物的数量，并且把这种数量表示成为与气候、地形等参数有关的函数，即与径流量、流域面积、河源至河口的总高度、高度与长度之比、降雨量、年平均气温、植被状况和流域的基岩状况等因素的关系。他们在分析水的土壤侵蚀力方面有其独特之处。现列出世界上流域面积大于100万平方公里的著名河流对土壤的侵蚀状况(表9-11)。

　　表中，S代表河流悬移质沉淀物数量(吨/公里2)；D代表河流流量(103立方米/公里2)；A代表所计算的流域面积(平方公里)；H代表河源至计算处的高度(米)；R代表高度与长度之比(米/公里)；P代表该流域的降雨量(毫米)；T代表该流域面积内的年平均温度(℃)；V代表植被状况，其中森林=4，森林草原=3，草原=2，荒漠=1；G代表流域中的基岩状况，其中古生代=3，中生代=5，新生代=6，第四纪=2。

　　根据上述基本实测资料，他们二人分别计算出全球陆地上4个不同气候带中单位面积的剥蚀量和剥蚀率，如表9-12(基本上可以看做为土壤的剥蚀量)。其中A代表热带多雨的气候带，最冷月气温＞18℃；B代表干燥气候带；C代表地中海型气候带；D代表湿润微热的气候带，最冷月平均气温＜0℃，最热月平均气温高于10℃。

　　但是，在本表中极地气候带未予考虑，这是因为对农业生产来说，极地气候带的价值极小。由此，基本上可以得出这样一个具有代表性的数值，即全球陆地上的平均剥蚀量(如果从第一近似的意义上考察，它也代表着土壤的平均剥蚀量)为26.7×109吨/年，即每年约270亿吨的土壤被流水侵蚀并搬运到低洼的地方沉积起来。实际的数值比此还要高一些，一方面上述的数字未考虑流水所携带的溶解质；另一方面也未包括侵蚀土壤的短途迁徙，而这两项往往是不可低估的数字。

　　尽管詹森和帕特二人所获得的数值是一个被低估了的数值，然而综观近30年来世界各国学者所公布的数值，并对它们作了比较之后，就不难发现，詹森等的数值还是比较适中的。

　　一般说来，土壤侵蚀量在大陆热带森林中最小，在干燥与半干燥气候区域中较大，而在地中海气候带内最高。这种被剥蚀的数量，随着河川径流量的增大，河源到河口高度的增高，地形起伏的加大，降雨量的增大，以及年均气温的升高等而加大；但是土壤侵蚀量随着流域面积的增大，流域内植物覆盖度的增加和岩石土壤抗蚀力的增强而减小。尤其是与土壤表面植被覆盖程度有着十分密切的关系。据摩尔根(R.Morgan)1979年的报道，对马来西亚半岛上不同植被类型的观测资料见表9-14。

　　由水所引起的土壤流失过程，可以9-31模型图表示，本图式是对土壤侵蚀过程的相当精确的模拟，同时在定量计算上，亦可获得比以前更加接近实际的结果。

　　图中：

　　DR=K1AI2 (9.99)

　　A为流域面积；I为降雨强度；S为地面坡度(Sinθ)；Qw为径流量；Ki为系数，i=1，2，3，4。

　　上述模式使用了4个方程式，描述4个独立过程，并且遵循着：

(输入)-(输出)=土壤损失或物质的盈余

　　这是一个“黑箱”型的系统模式，在某一段由于降雨或径流所造成的土壤损失，如避开系统内部的互相作用规律，只从输入输出关系上判断，可以表达成：

　　Qs=aQwb (9.103)

　　Qs为该地段的土壤流失量(公斤/秒)；Qw为水的流量。a和b均为系数，在某种意义上它们是反映系统“频率域分析”中的传递函数。

　　约瓦诺维奇和维克谢维奇(Javanovic andVukcěvic)在1968年应用南斯拉夫16个观测站，计算出式9.103中的b=2.25(利用了Leopold，Wolman和Miller等在1964年所公布的方法)，同时得出b的数值范围为2.0～3.0；而a的数值则明1968确地标志着该地段土壤侵蚀的严重程度。仍以南斯拉夫为例，a＞0.0007就意味着过量的土壤侵蚀，而当a＜0.0003时，标志着该地段的土壤侵蚀速率较低。上式中，Qs与Qw之间的关系，可以随着径流量和季节的改变而变化。上述模式简单明了，但其主要缺陷在于不可能指出为什么土壤侵蚀将要发生。

　　于是，土壤侵蚀原因的较深入理解，就必然深入到对系统内部结构与功能的分析。这通常可通过“灰箱”模型(greybox)去实现，但这些模型在目前还都是经验性的，缺乏严密的理论推导。例如，1960年富尼尔(Fournier)提出，某地段上年平衡土壤流失量，同降雨量、地形因素(高度与坡度间的关系)等相关，他引入P2m/P的指标，得出：

　　Qs为某流域年平均土壤侵蚀量(克/米2)；H为平均高度(米)；S为该流域的平均坡度；P为年平均降雨量；Pm为最大月平均降雨量；P2m/P为降雨指标。

　　瓦林(Walling)于1974年建议使用多元分析中的主成分分析方法减少变量的数目。据道格拉斯(Douglas)1968年对澳大利亚昆士兰北部河流的研究，对于悬移物质的统计分析方法是，将原先可能控制土壤流失量的因子从10个变量成功地减少到4个基本变量，即水分状况、集水面积的形状、岩石和坡地地形的粗糙程度。他获得的年平均悬移质数量表达为：

　　logSS=-8.73+3.81logQwA

　　-1.54logR/L+4.82logDD (9.105)

　　其中，SS代表年平均悬移质数量(立方米/公里2)；QwA为流域A内的年平均径流(毫米)；R/L为流域面积内的“高长比”(米/公里)；DD为流域面积内的排水密度(米/公里)。

　　可是上述这些经验方程的共同缺陷在于：千万不允许外推到所获实际资料的范围之外，同时亦不可应用到另外不同的区域，否则将会冒极大的风险(甚至会得到十分错误的结果)。一般而论，富尼尔公式是真确的，但是其限制也是一目了然的。这通过建立4个不同条件下的回归方程(即土壤流失量与P2m/P对于不同的地形因素和气候条件的关系)，这里参照图9-32可以得出。

　　曲线Ⅰ：相对于低起伏地形(谷地平均坡度＜1：100)及P2m/P≤20时，则

　　土壤流失量=6.14P2m/P-49.78

　　曲线Ⅱ：相对于低起伏地形及P2m-49.78时，则

土壤流失量=27.12P2m/P-475.40

　　曲线Ⅲ：相对于高起伏地形(谷地平均坡度≥1：100)及P＞600毫米时，则

土壤流失量=52.49P2m/P-513.20

　　曲线Ⅳ：相对于高起伏地形及200≤P≤600毫米时，则

土壤流失量=91.78P2m/P-737.62

　　上述方法对于降雨量＜200毫米的区域是完全不适用的。

　　在目前，世界上与此方法最为接近的是道格拉斯所使用的适于全球范围的基本方程，它建立了年平均剥蚀量(米3/公里2)与有效降雨(PE)之间的关系：

　　式中分子部分表达了降雨时土壤表面的直接侵蚀效应；分母部分则企图描绘出植被对土壤的保护效应。

　　土壤侵蚀不仅移走了地表生物层中的土壤基础，而且由于土壤流失并淤积于低地、水库和湖塘中，减少了贮水量，进而引起了水的流失。一个十分有名的事例发生在坦桑尼亚的穆萨拉图水库(图9-33)。水土流失的直接结果，造成了世界范围内的地理环境退化。

(二)小面积内的水土流失

　　在第一节中所叙述的土壤侵蚀，是针对大区域乃至全球范围内的估算。各种估算方法都不适用于在某个小区域，例如某个山坡或某块农田。第一个企图解决小区域内土壤流失的人，大概是金格(Zingg)，他把在一个小范围内的土壤侵蚀量，主要与地形因素中的坡度与坡长因素间建立了函数关系，即

　　Qs=tan1.4θL0.6 (9.106)

　　θ为斜坡的坡度，L为坡长，这是根据在美国5个水土保持试验站的观测资料得出的。

　　对于小面积的土壤侵蚀，近年来在世界各地的研究中，逐步发展了一个包括气候因素、土壤抗蚀力因素、地形因素、作物因素与水土保持因素在内的普适土壤侵蚀方程(UniversalSoil-LossEquation)，这是由威什曼依尔和斯密斯(WischmeierandSmith)在1962年最终提出的，该方程表达为：

　　E=R，K，LS，C，P (9.107)

　　此处E为年平均土壤损失量(吨/英亩·年)，等式右边的5个变数中，R为降雨侵蚀力指数；K为土壤抗蚀力指数；LS为地形指数，L为斜坡的坡长，S为斜坡的坡度；C为作物因素；P为水土保持措施因素。

　　从1962年至现在，人们详细地分析了土壤侵蚀普适方程的每一个变量，并且在世界各地尤其是热带地区作了广泛试验，取得了十分丰富的数据和结果，现分述如下。

　　1.降雨侵蚀力指数R

　　土壤侵蚀数量的大小，与降雨强度直接相关，试举1934～1942年，在美国俄亥俄州的测定资料，即可判定出该结论的真确性。

　　另据在英国比德福德郡的观测，摩尔根对坡度为11°时的裸土，在不同的降雨强度下所发生的土壤侵蚀资料如表9-16。

　　可见降雨量的多少，并不是唯一决定土壤侵蚀量数值大小的因子，还必须考虑降雨的强度与其他有关因子。经过综合分析，发

　　现影响降雨侵蚀力指数的基本因素为：

　　(1)降雨强度：拉尔(R.Lal)在分析热带地区的降雨强度时，曾经列举了目前世界上已经记录到的降雨强度特例(表9-17)。

　　降雨强度I可以动能表征，依照

　　Ek=210.3+89logI (9.107)

　　式中Ek为降雨强度所转换的动能数量，单位为吨/厘米·公顷；I的单位是厘米/小时。

　　降雨侵蚀力的最好表达，乃是应用降雨所产生的动能值去衡量。这样，一次暴雨的侵蚀力即为其强度和历时长短的函数。但是降雨的侵蚀力绝不仅仅与强度有关，它还与下述其他因素有直接的联系。

　　(2)雨滴的大小分布：一次降雨雨滴的大小、分布和形状，均影响该次暴雨的能量、动量和侵蚀力。拉斯和帕桑斯(LawsandParsons)在1943年就报道了随着降雨强度的增加，中等雨滴的大小趋于增加，并且得出中等雨滴大小(D50，毫米)与降水强度之间的关系为：

　　D50=2.23I0.182 (9.108)

　　天然降雨中所观测到的最大雨滴直径大约接近7毫米。哈德逊(Hudson)在1971年指出，对于热带地区的暴雨，上式中D50与aIb这种关系仅对低强度降雨范围才是适用的。

　　英国利物浦大学的科瓦尔(Kowal)和印度的卡萨姆(Kassam)在尼日利亚北部萨玛鲁的一次实测，为降雨雨滴的分布状况提供了一个很好的例子(表9-18)。

　　(3)降雨的终止速度：暴雨的动能数值，与雨滴同土壤相接触时的终止速度有关。暴雨的动能与雨滴终止速度关系的数学表达为：

　　Ek为动能(瓦/米2)；I为降雨强度(毫米/秒)，V为接触地面一瞬间，降雨的终止速度(米/秒)。

　　爱里松(Ellison)在1947年就发现了土壤被雨滴的溅蚀程度，

　　同其终止速度、雨滴的直径和降雨强度呈如下关系：

　　Es=KV4.33d1.07I0.65 (9.110)

　　为土壤被溅蚀的相对数量；K为与土壤状况有关的常数；V为雨滴终止速度(英尺/秒)；d为雨滴的直径(毫米)；I为降雨强度(厘米/小时)。在自然界中，各种不同形式降水的基本特性，集于表9-20。

　　(4)降雨时的风速：伴随着暴雨下落时的地表风速，通过影响降雨的动能进而影响其侵蚀能力。强风是暴雨尤其是热带暴雨的一个重要特点。莱利斯(Lyles)等人在1969年报道了“风驱雨”(Wind-driverain)在破碎土块时比原先估计的还要强，每秒13.4米的风速，比无风时同样降雨强度下所剥离的土壤量多达73％以上。

　　(5)坡向：在非平坦地区中，坡向对于降雨侵蚀力指数有一定的作用，因为它关系到暴雨下落的具体方向，因此可以改变雨滴打击土壤时所产生的实际动能数量。正由于它可以改变暴雨打击时的角度，因此以最大打击角度90度为标准，随着坡向的不同，产生了不同程度的变化。

　　以上5个基本要素制约着降雨侵蚀力指数的大小。最近在温带区域的降雨研究中，揭示出每次降雨时，中等雨滴直径的大小(D50)与降雨强度之间的关系并不是常数。对于不同来源的同一强度的降雨，D50与雨滴大小分布等均会发生变化。例如，对流雨与锋面雨的雨滴大小分布频率特点就很不相同。过去所谓的“雨滴大小分布随着降雨强度变化”的规律，在热带地区仅仅当降雨强度低于100毫米/小时才成立，在更大强度的降雨中，中等雨滴直径大小随着强度的加大而趋向于减小，这很可能是由于在雨滴的下降过程中，有较大的翻滚扰动，从而使得较大雨滴产生不稳定状态而引起的。

　　已如上述，尽管暴雨的动能与许多要素有关，但是从近似的角度看，仍可获得动能数量与降雨强度间的一般关系：

　　KE=13.32+9.78log10I (9.111)

　　这是威什曼依尔等在1958年获得的公式，与前述的一些公式具有相同的形式。但对于热带降雨来说，则采用下式更为合理：

　　为了计算第一次暴雨所产生的动能数量，可以使用自动雨量记录装置，追索降雨过程并进行分析，同时可将这次暴雨区分成均匀强度的很小时间间隔。对于每一个小的时间间隔，只要知其降雨强度，则其动能值可由上列方程计算，再将此乘以所接受到的降雨量，即可获得该时间间隔内的动能量；对于全部时间间隔动能量的总和，即为该次暴雨的总动能。

　　i=1，2…n，是所划分的时间间隔；ri为i时段内的降雨量；Ii为i时段内的降雨强度；a、b为系数。

　　表9-22为一个计算实例。

　　通过以上各个要素的综合考虑，发现暴雨的动能量与该暴雨下降时头30分钟降雨最大强度(EI30)，与土壤损失量有着本质意义上的相关。这种关系，事实上已经被推广应用，主要用来预报小区域内土壤的损失量。有关降雨侵蚀力指数的获得，将在后面一个综合例子中得到。这个指数除采用EI30外，还有的人如哈德逊采用暴雨动能KE＞1，即相当于降雨强度＞2.5厘米/小时的暴雨动能量，这是由在津巴布韦的试验得出的。

　　2.土壤抗蚀力指数K

　　土壤流失除了与降雨侵蚀力指数有关外，还与土壤本身的抗蚀程度有直接关系。为了确定不同土壤类型的相对侵蚀程度，威什曼依尔建议使用一个标准设计作为比较的基准，这个标准设计为长22.2米的处理，具有9％的坡度并保持土壤的裸露，为了避免表面结壳的形成，还需要将该设计地段的表面进行耕翻。于是土壤抗蚀力指数K可以依照下式：

　　A为土壤的损失量(吨/公顷·年)，R为降雨侵蚀力指数，LS为地形因子，而2.24为一转换单位的系数(用于将英制单位转换为公制单位)。在美国，K数值对于大多数土壤来说，变动于0.03～0.6之间。

　　土壤的抗蚀力，即指土壤对外力剥蚀和输运的阻抗。土壤对于遭受侵蚀的阻抗，虽然部分地取决于所在的地形位置、坡度以及人类活动的干扰程度(如耕作等)，但起决定作用的还在于土壤本身的特性。抗蚀力明显地随土壤的质地、团粒稳定性、剪切强度、入渗能力以及土壤有机质含量等的变化而变化。

　　表达土壤抗蚀力指数的方法很多，如波尼欧·考司在1935年提出的粘土率，安得利等1961年提出的表面团聚率，乔莱1959年基于静态田间试验所提出的抗蚀指数，威什曼依尔等1969年提出的K指数等。而布里昂十分欣赏使用团聚体稳定性作为最有效的指数，他应用土壤中所含有的＞0.5毫米的次生水稳性团聚体所占的比例，作为土壤抗蚀力的指标，该比例越大，则土壤对于侵蚀的阻抗能力也越大。

　　为了更方便地估算出土壤抗蚀力指数K，威什曼依尔等在1971年又曾拟定了一个诺模图对K进行了列线估算。

　　3.地形指数LS

　　一般说来，坡度在接近于2％时即可发生侵蚀。而且许多学者认为，土壤的损失总量随着坡度的增加而呈指数增长。相对于坡度来说，斜坡的长度L不象坡度S的影响那样重要。土壤损失与坡长的关系，随着土壤性质的不同以及时间的变化而有不同的表现。根据威什曼依尔等的建议：地形指数的大小(从0.1～0.9)除了坡度、坡长外，它还是土壤特性、植被覆盖度、作物残留物等因子的函数。并且规定：对于9％坡度和72.6英尺的标准设计来说，LS=1。

　　鉴于斜坡对于土壤侵蚀的巨大影响，可以表达成：

土壤侵蚀量=GSk

　　G、K均为系数；S为以百分比表示的地形坡度。在裸露的休闲地，系数K值的范围居于1.1～1.2之间；而水的径流状况，更多地取决于土壤水文特性而较少地取决于斜坡的陡度，这从表9-23已可看出。

　　为了说明地形指数LS，特别是坡度对于土壤侵蚀量的影响，同时还要考虑其它有关因子。现举出国际热带农业研究所(IITA)的测试资料，在一次降雨为105.4毫米时，于连续种植玉米(并带有护根物)及裸土上分别测得的土壤侵蚀量(表9-24)。

　　4.作物因素C

　　土壤上有无作物生长，生长作物的类型和生育期等，对于土壤侵蚀也有明显的效应。因此，许多水土保持措施，均把植被作为有效的生物措施。如森林可以截留降雨量，缓冲降水对地面的冲击力；作物也可程度不同地起到这种减缓土壤侵蚀的作用。据1971年哈德逊在津巴布韦一个研究站的实验，1953～1956年，裸地上年平均土壤损失量为4.63公斤/米2，而带有马唐属(Digitaria)密布的地面，土壤损失仅为0.04公斤/米2，不到裸地的1％，同时作物收割后在农田中的残余物(根及枯叶等)，对于有效地防止侵蚀也有相当大的作用，在美国伊利诺斯州中部就有一个极好的例子(表9-25)。试验地点的土壤为淤积壤土，具有91米长，6％坡度的地形，其上的耕作制度为连续玉米种植。这是在1974年的试验结果。

　　经过大量的实际试验，可以直接获得作物覆盖因子对于土壤侵蚀效应的数值，例如罗斯在1975年报道，对于玉米来说，C值在0.4～0.9之间。之所以产生变动，主要取决于作物对农田的覆盖

　　度。据在西非条件下的实验，得出表9-26所列数值。

　　安娜等在1976年进一步试验了单一种植卡萨瓦和混合种植卡萨瓦与玉米后，对于土壤侵蚀和径流量的作用，这是在植物因素中，从植被结构对土壤侵蚀影响的角度考虑的。试验结果证明，其影响程度也是不可忽略的。

　　世界粮农组织在1965年公布了植被因素对于防止土壤侵蚀的效应状况。不同的耕作制度，如连作、轮作等，对于不同的植物类型如作物、牧草等，其效应均是不相同的。美国1933～1942年近10年的试验数据是在淤泥壤土上，并且具有9％的斜坡和72.6英尺长的地形设计处理上进行的，其试验结果如表9-28。

　　引起不同的土壤损失量，部分是因种植时破坏土壤的程度不同，部分是因作物生长的时期不同，从而留下了程度不同的裸土空间。作物的有益效应并不限于活的正在生长着的作物，作物的秸秆及残余的覆盖物，如玉米茎等亦能够保护土壤免受雨蚀的作用，一旦这些残留物分解后，亦可促进土壤团聚物的形成，从而增加土壤的抗蚀能力。

　　5.水土保持措施因素P

　　水土保持措施的防侵蚀作用，如等高线种植、梯田、护根物的应用、化学物质覆盖、工程措施、生物措施等，都是十分重要的。在斜坡上种植草带，除可抗蚀外，其发育很好的根系可以维持较高的渗透性，可以吸收更多的水分，亦可拦截径流沿斜坡的流量，从而起到保持水土的目的。从象牙海岸的试验中看出，5年时间由于草带的作用，产生了50厘米厚度的天然土壤淤积。

　　几厘米厚的草质护根物，其消耗降雨的动能正如一些次生林一样有效，从而起到防止土壤损失的功效。在耕地上喷洒一层很薄的具渗透性的聚乙烯醇薄膜，即可减少土壤损失40～90％，同时减少径流25～55％。这种化学物质覆盖土壤的效应虽然是高度有效的，可是目前并不经济。

　　在完全没有水土保持措施时的P值为1，其他一些基本措施的P值经一般试验为表9-29所列。

　　6.应用普适土壤侵蚀方程的计算实例

　　在靠近英国库拉鲁伯的地区，以等高带的形式在土壤中种植玉米。在100米长和坡度为7度(相当于12％)的地形条件下，预测该地段的年平均土壤侵蚀量，其计算实例如下：

　　(1)基本方程：土壤侵蚀量=R，K，LS，C，P

　　(2)对于R的估算：方法A：年平均降雨量=2695毫米

　　由Roose获得EI20=2695×50=134750

　　降雨侵蚀指数R=134750÷100=1347.5

　　方法B：由Morgan得年平均侵蚀力(KE＞25)

　　=9.28×年平均降雨-8838

　　=16171.6焦耳/米2

　　换算成千克厘米=1649.5

　　乘以年平均的I30=1649.5×85

　　=140207.5

　　降雨侵蚀指数R=140207.5÷100

　　=1402.1

　　将两种方法实施算术平均，得出R=

　　(3)对于K的估算：由惠特曼等在1969年的调查，该区域的土壤组成为：43％的粘土、8％的淤泥土、9％的细砂和4％的粗砂，有机质含量约为3％。采用上述的数据，应用威什曼依尔等制定的诺模图，查出K的近似值为：

　　K＝

　　(4)对于LS的估算：利用公式

　　代入L=100米，S=12％

　　则LS=

　　(5)对于C的估算：依照罗斯的方法，在玉米3个月的生长期内，它的覆盖度在第一个月从9％到45％，第二个月从55％到93％，第三个且为45％到57％，因而在3个月中，C的值分别为0.9，0.4及0.7，再根据降雨状况，最后得C的平均值为：

　　C=

　　(6)对于P的估算：由罗斯对于等高带种植的水土保持因素，

　　P=

　　(7)土壤侵蚀量的估算：

　　年平均土壤侵蚀量(吨/英亩·年)

　　=1370×0.05×3.3×0.208×0.3

　　=

　　上述计算实例，为我们在估算较小面积的土壤侵蚀程度及预测可能发生的土壤侵蚀，提供了参考。针对所预测出的土壤侵蚀状况，并且对照历年来的土壤侵蚀平均水平，可以进行符合实际的评价，并据此提出恰当的措施。