水力侵蝕/土壤水文基礎

← 上一頁

土壤水文基礎

水力侵蝕的過程與水的運動路徑密切相關。

• 直接穿透降雨

在暴雨期間，部分雨水直接降落到地面，要麼是因為沒有植被，要麼是因為它穿過植物冠層的間隙。

• 葉片排水

部分雨水被冠層截獲，從那裡它透過從樹葉上滴落到地面（或透過蒸發返回大氣）的方式影響地面。

• 莖流

部分雨水透過沿著植物莖流下而到達地面。

直接穿透降雨和葉片排水的作用會產生雨滴濺蝕。到達地面的雨水可能儲存在地表的小型凹陷或空洞中，或者可能滲入土壤，有助於土壤水分儲存，透過土壤中的側向水流向下坡移動，作為地下水或中間流，或者，透過滲透更深，變成地下水。從土壤無法再吸收更多水（飽和條件）的那一刻起，多餘的水分會導致地表徑流，從而導致細溝侵蝕、溝蝕或沖溝侵蝕。

滲透率

水進入土壤的速度被稱為滲透率。這對地表徑流的產生起著重要的控制作用。水被重力和毛細作用吸入土壤，在土壤顆粒周圍形成薄的分子膜。在暴雨期間，土壤孔隙被填滿，毛細作用減弱。因此，滲透率在暴雨開始時很高，並下降到代表水能夠透過土壤到達更低層級的最大持續速率的水平。這種滲透能力或最終滲透率在理論上對應於土壤的飽和導水率 $k_{s}$。

圖 1.1：各種土壤的滲透率隨時間的變化

然而，在實踐中，滲透能力低於$k_{s}$，因為隨著潤溼鋒向下穿過土壤，土壤孔隙中會殘留空氣。土壤物理學知道已經建立了各種方法來數學描述滲透率隨時間的變化。最廣泛使用的方程之一是對Green 和 Ampt (1911) 方程 的修改，由 Mein 和 Larson (1973)提出

$i=k_{s}+{\frac {b}{I}}$   (1.3)

其中滲透性 $i$是瞬時滲透率，$k_{s}$是土壤的飽和導水率（當 $t$ 以及因此 $I$ 變大時達到的漸近穩態滲透通量），$I$ 是在時間 $t$ 內單位土壤表面積滲入的累積水量，b 是吸水率，由 Talsma (1969) 定義為當 $i$ 對時間 $t$（自降雨開始以來的時間）進行繪製時的直線的斜率。

Green-Ampt 方程以及 Philip (1957)提出的另一種方法都是從對滲透的定義明確的物理基礎理論的數學解中得出的，將 Darcy (1856) 方程與連續性方程（質量守恆）相結合，得到土壤中水的一般一維流動方程。然而，這兩個方程在用於估計飽和導水率時都會產生誤差。原因之一是在土壤形成對氣流的粘性阻力時，未能正確預測地表積水下的滲透。Morel-Seytoux 和 Khanji (1974) 開發了以下方程來克服這個問題

$i={\frac {k_{s}}{\beta }}\left(1+{\frac {(\theta _{t}-\theta _{1})(h_{0}-\Delta \psi )}{I}}\right)$   (1.4)

其中$k_{s}$ 為飽和導水率；$\beta$ 為粘性修正因子，其值在 1.1 到 1.7 之間變化，具體取決於土壤型別和積水深度，但平均值為 1.4；$\theta _{i}$ 為初始土壤體積含水率；$\theta _{t}$ 為地面至潤溼鋒之間區域的實際土壤體積含水率；$h_{0}$ 為積水深度；$\Delta \psi$ 為土壤表層與潤溼鋒之間$\psi$ 的變化；$\psi$ 為孔隙水與大氣之間的壓力差；$I$ 為已入滲的總水量。由於包含了粘性修正因子，公式 1.4 預測的入滲率低於公式 1.3 或菲利普方程。

入滲率的區域性變異性可能相當高，因為存在以下差異：

• 土壤結構

• 土壤壓實

• 初始土壤含水率

• 土壤剖面形式

• 植被密度

入滲率取決於土壤的特性 (參見圖 1.1)。沙土和沙壤土等粗質地土壤的入滲率高於黏土，因為孔隙之間的空間更大。入滲能力範圍可能從沙土的 200 mm h⁻¹ 以上到緊實黏土的 5 mm h⁻¹ 以下。

除了顆粒間距的作用外，較大的裂縫或大孔隙對入滲率也起著重要作用。它們可以傳輸大量的水，因此具有明確結構的黏土的入滲率可能遠高於僅從其質地推測的入滲率。黏土表現出強烈的膨脹和收縮行為，具體取決於土壤含水率。

許多土壤的入滲行為也相當複雜，因為土壤剖面具有兩個或多個不同導水率的層。例如，大多數農業土壤由擾動的耕作層和未擾動的底土組成。

石頭或岩石碎片的存在也會以複雜的方式影響入滲率，具體取決於石頭是位於地表上還是埋藏在土壤中。岩石碎片保護土壤免受物理破壞和結皮形成，因此入滲率高於類似的無石裸露土壤。然而，在容易結皮的土壤上，較高的岩石覆蓋率會導致入滲率降低。在粉質壤土上，嵌入結皮表面的岩石碎片覆蓋率為 75% 會使入滲率降低至無石土壤的 50% (Poesen 和 Ingelmo-Sanches, 1992)。

地表徑流

地表徑流

根據 Horton (1945)，如果降雨強度小於土壤的入滲能力$i$ (參見 1.2)，則不會產生地表徑流，入滲率等於降雨強度。如果降雨強度超過入滲能力，則入滲率等於入滲能力，多餘的雨水形成地表徑流，即所謂的霍頓式徑流。

然而，作為產生地表徑流的機制，這種降雨強度和入滲能力的比較在實踐中並不總是成立，因為土壤表層結皮和封閉會降低入滲率。根據 Boiffin (1985)，結皮是在土壤上原位形成的，是由於物理破壞、淋溶和隨後的乾燥 (結構結皮) 造成的，或由細顆粒在水坑中沉積而成 (沉積結皮)。

許多土壤徑流產生的主要控制因素是限制性土壤含水率。當實際含水率低於此值時，土壤中的孔隙水壓小於大氣壓，水以毛細管形式在拉伸應力或吸力下被保持。當達到限制性含水率，所有孔隙都被水充滿時，孔隙水壓等於大氣壓，吸力降至零，地表積水出現。例如，毛細管儲量低的沙土即使降雨強度沒有超過其入滲能力，也會很快產生徑流。

由於導水率是受降雨強度部分控制的通量，強度的增加會導致導水率上升。因此，降雨強度的增加並不總是會導致徑流的增加，儘管徑流最初可能是在相對較低的強度下迅速形成的 (Nassif 和 Wilson, 1975)。此外，入滲能力可能會隨著降雨強度的增加而增加，因為降雨強度能夠破壞地表封層和結皮，否則這些封層和結皮會使入滲率保持較低 (Bowyer-Bower, 1993)。這兩種機制解釋了為什麼入滲率有時會隨著降雨強度的增加而增加。

一旦水開始在地表積水，它就會被保持在窪地或凹陷處，只有當這些窪地的儲水能力被滿足後才會開始徑流。窪地儲量會隨著季節而變化，具體取決於所進行的耕作型別以及自耕作以來土壤表面粗糙度因風化和雨滴衝擊而降低的時間。

next →