水力侵蝕/細溝侵蝕

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細溝侵蝕

細溝侵蝕的起始

細溝是在臨界距離下坡處開始形成的，在那裡地面徑流變得集中。地面徑流分解成細小的微溝道（Moss 等人，1982）。除了主要的徑流路徑下坡，次生徑流路徑也隨著側向成分而發展。當這些路徑匯聚時，流量的增加會加劇顆粒的運動，並通過沖刷切割出小的溝道或溝渠。

從漫蝕到細溝侵蝕的過渡

在徑流的流體力學特徵（雷諾數和弗勞德數）方面，從漫蝕地面徑流到細溝徑流的轉變經歷四個階段（Merritt，1984）

• 未集中的地面徑流，

• 具有集中徑流路徑的地面徑流，

• 沒有頭切的微溝道，

• 具有頭切的微溝道。

在細溝侵蝕起始點，流動條件從亞臨界變為超臨界（Savat，1979）。弗勞德數 F 從大約 0.8 增加到 1.2 時，這四個階段的總體流動條件變化會平穩地進行，而不是在達到特定閾值時發生（Torri 等人，1987b; Slattery 和 Bryan，1992)。因此，試圖透過超過臨界弗勞德數來解釋細溝侵蝕的開始一直沒有成功，必須在定義其值時包含其他因素 - 例如粒徑的材料（Savat，1979） 和流體中的泥沙濃度（Boon 和 Savat，1981）。

在將細溝侵蝕的開始與流體力學剪下應力 $\tau$ 與抗剪強度 $\tau _{s}$ 之比超過臨界值方面取得了更大的成功。當 $\tau /\tau _{s}$ > 0.0001 − 0.0005 時，會形成細溝（Torri 等人，1987a）。

使用達西-魏斯巴赫 均勻流動方程並假設流量隨下坡距離 $x$ 線性變化，Nearing 等人（1989） 將 $\tau$ 描述為水的比重 $\rho _{w}$，峰值徑流率 $Q_{p}$，謝齊 排放係數 $C$ 和區域性坡度梯度 $s$ 的函式

$\tau =\rho _{w}{\Bigl (}{\frac {Q_{p}}{C}}xs{\Bigr )}^{\tfrac {2}{3}}$   (1.23)

其中 $C$ 與重力 $g$ 和總的溝壑摩擦係數 $f_{t}$ 有關。

$C={\frac {8g^{\tfrac {1}{2}}}{f_{t}}}$   (1.24)

溝壑起始的臨界剪下速度（方程 1.10，參見章節 → 土壤流失/溝間地表徑流剝蝕）與土壤的抗剪強度 $\tau _{s}$呈線性關係，土壤抗剪強度是在飽和狀態下使用 Torvane 裝置測量的（Rauws 和 Govers，1988）。

$u_{*crit}=0.89+0.56\tau _{s}$   (1.25)

當剪下應力或剪下速度完全作用於土壤顆粒時，兩者都應嚴格稱為顆粒剪下應力或顆粒剪下速度。

一旦溝壑形成，它們的向上坡延伸是由溝道頂部切口的退縮造成的。退縮速度受土壤的粘聚性、切壁的高度和角度、流量和流速的控制（De Ploey，1989）。溝壑的向下坡延伸受流速施加的剪下應力和土壤強度控制（Savat，1979）。

溝壑中的土壤剝蝕

溝壑中的剝蝕

當作用於土壤的液壓剪下應力 $\tau$ 超過土壤的臨界剪下應力 $\tau _{c}$，並且沉積物負荷小於沉積物輸送能力時，溝壑中的土壤剝蝕就會發生。對於溝壑侵蝕，剝蝕率 $D_{f,r}$ 由流速的剝蝕能力 $D_{c}$、流速的沉積物負荷 $G$ 和溝壑中的沉積物輸送能力 $T_{f}$ 決定（Nearing 等人，1989）。

$D_{f,r}=D_{c}{\Bigl (}1-{\frac {G}{T_{f}}}{\Bigr )}$   (1.26)

剪下應力也決定了土壤顆粒在溝壑中被流速剝蝕的剝蝕能力（Foster，1982），因為臨界剪下應力被超過了。

$D_{c}=K_{r}(\tau -\tau _{c})$   (1.27)

其中 $K_{r}$ 是土壤可剝離性的量度，而 $\tau _{c}$ 是土壤的臨界剪下應力。當實際剪下力小於土壤的臨界剪下力時，溝蝕剝離被認為為零。

泥沙沉積

泥沙沉積

當泥沙負荷 $G$ 大於泥沙輸運能力 $\tau _{f}$ 時，就會發生運輸土壤顆粒的沉積。在這種情況下，泥沙剝離速率 $D_{f,r}$ 變成負數，並且可以表示為沉積顆粒的有效沉降速度 $v_{s}$、單位寬度流量 $Q$ 的函式（Nearing 等人，1989）

$D_{f,r}={\frac {v_{s}}{Q}}{\Bigl (}T_{f}-G{\Bigr )}$   (1.28)

溝流的輸運能力 $\tau _{f}$ 可以用公式 1.19、1.21 或 1.20 近似表示（參見部分 → 水流對土壤顆粒的輸運）。

Govers (1992) 透過實驗發現溝流中的流速與溝流量 $Q$ 相關聯。

$v=3.52Q^{0.294}$   (1.29)

該公式比曼寧公式（公式 1.7，參見部分 → 土壤表層徑流的土壤剝離）能更好地預測。這是因為在 2 到 8 度的坡度範圍內，坡度對流速沒有影響，同樣地，顆粒粗糙度或土壤表面形態也沒有影響。Govers (1992) 因此對公式 1.21（參見部分 → 水流對土壤顆粒的輸運）進行了修改，用公式 1.29 中的速度項代替了速度項。

$C_{max}=a(3.52Q^{0.294}-\omega _{c})Q$   (1.30)

其中$a$取決於沉積物的粒徑，而$\omega _{c}$是單位流能的臨界值，約為0.0074。該方程表示了溝壑徑流所能攜帶的最大泥沙濃度。

實際的泥沙濃度，因此侵蝕量，可能與之有很大差異。這是因為溝壑中泥沙供應並不僅僅取決於水流對土壤顆粒的剝蝕。溝壑必須不斷適應脈衝式泥沙輸入

• 由於從溝間流入的沖刷，

• 由於溝壑頂壁的侵蝕和坍塌，

• 由於側壁的坍塌。

側壁的質量崩塌可能貢獻了溝壑中清除泥沙量的一半以上（Govers and Poesen，1988）。

由於溝壑流對顆粒大小沒有選擇性，它可以攜帶較大的顆粒，甚至直徑達9釐米的岩石碎塊（Poesen，1987），可以被移動。溝壑侵蝕佔山坡上清除泥沙量的很大一部分，除了土壤性質外，還取決於溝壑的間距和受影響區域的範圍。溝壑中運輸的物質可能佔總侵蝕量的54-78%（Govers and Poesen，1988）。

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