Overlandstrøm (eller overfladeafstrømning) forekommer i to tilfælde:
1. når intensiteten af nedbør, der når overfladen, overstiger jordens infiltrationskapacitet. Denne proces er kendt som Hortonian overlandstrøm.
2. når kombinationen af nedbørintensitet og varighed (og kørsel fra højere områder) mætter jorden og hæver vandbordet til overfladen. Denne proces er kendt som mætning over landstrøm.
casestudier: Holland; Belgien; Spanien; Kenya; Ghana, Kenya og Mali
se også:
- dræn
- Hortonian og mætning overlandstrøm (Infiltration)
Teknisk Information
modelens Vanderosion og sedimenteringsmodul har to grundlæggende antagelser: 1) den potentielle energi i overfladevandstrømmen er drivkraften for sedimenttransport og 2) forskellen mellem sedimentindgang og output fra en gittercelle er lig med nettostigningen i opbevaring (kontinuitetsligning for sedimentbevægelse) (Schoorl et al., 2000). Procesbeskrivelsen er afledt af tidlige værker af Kirkby (Kirkby, 1971) og Foster og Meyer (Foster og Meyer, 1972a; Foster og Meyer, 1972b), der bruger 2D-formler til at beregne Vanderosion og sedimentering. For LAPSUS-modellen er formlerne tilpasset til at kunne simulere rumlig (3D) Vanderosion og sedimentering (Schoorl et al., 2000). Formlerne diskuteret nedenfor er baseret på 2D formler af Kirkby og Foster og Meyer og med de ledsagende enheder (Foster og Meyer, 1972a; Foster og Meyer, 1972b; Kirkby, 1971).
efter beregning af udledning D sedimenttransportkapaciteten C (M2 time-1) i gittercellen kan beregnes som funktion af udledning og hældning efter:
(1.1) C = kr * km * kr
hvorved kr er hældningsgradienten (kr / kr) ( – ) og m ( – ) og n ( – ) er konstanter, der giver en indikation af det undersøgte system: m = 0 og n = 1 antyder jordkryb, mens m = n = 3 antyder store floder (Kirkby, 1971). Ingen strenge grænser kan gives, da effekten af m og n afhænger af interaktioner med andre modelparametre. Dummy variabel Kurt bruges til at korrigere enhederne.
sedimenttransporthastigheden S (m2 time-1) beregnes efter den integrerede kontinuitetsligning for sedimentbevægelse. 1.2 og 1.3). Sammensætningen af det anvendte e-effektudtryk i formlen afhænger af balancen mellem transporthastigheden for sediment, der allerede er i transport S0 (m2 time-1) (indgående sedimentstrøm af alle højere naboer i gittercellen) og sedimenttransportkapacitet C: hvis S0 < C erosionsresultater, mens når S0 > C sedimentation resultater. Når gittercellen eroderes, anvendes følgende formel for sedimenttransporthastighed S:
(1.2) S = C + (S0 – C)·e-D·D/C
når sedimenter deponeres i gittercellen, anvendes følgende formel for sedimenttransporthastighed S:
(1.3) S = C + ·S0-C)·E-DKs * T/C
hvorved transporthastigheden for sediment s over netcellestørrelse DKs (m) beregnes ved at sammenligne sedimenttransportkapacitet C med transporthastighed for sediment, der allerede er i transport S0 (m2 time-1) minus sedimenttransportkapacitet C, reduceret med en e-effekt som følge af netcellestørrelse, frigørelseskapacitet D eller afviklingskapacitet T og sedimenttransportkapacitet C.
Frigørelseskapacitet D (M time-1), der repræsenterer, hvor let sediment eroderet af overfladen, beregnes som funktion af udledning og hældning efter:
(1.4) D = Kes·K·liter
hvorved Kes (m-1) er en klumpet overfladefaktor, der indikerer erodibilitet af overfladen. Afregningskapacitet T (M time-1), der repræsenterer, hvor let sediment er deponeret på overfladen, beregnes som følger:
(1.5) D = Pes·K·liter
hvorved Pes (m-1) er en overfladefaktor, der indikerer klumpede sedimenteringsegenskaber.
ved at sammenligne sedimenttransporthastigheden S for gittercellen med sedimentet, der allerede er i transport S0, kan ændringen i sedimenttransporthastighed dS og dermed erosion eller sedimentering beregnes efter:
(1.6) dS = S-S0
dS kan genberegnes til erosion eller sedimentering i meter ved at dividere den med gitterlængden DH (m) og multiplicere den med tidstrinnet (tid). Den resulterende værdi bruges til at korrigere den digitale højdemodel og jorddybdekortet for det følgende tidstrin.
sammenligningen af e-effekten bestemmer, hvor meget af forskellen mellem transportkapacitet C og transporthastighed for sediment s kan “tilfredsstilles” i gittercellen. Afhængigt af værdierne for de involverede variabler varierer resultatet af e-effekten mellem 0 og 1. I ekstreme situationer, hvor D/T kombineret er meget store end C, nærmer e-effekten sig nul, og transporthastigheden for sediment S er lig med sedimenttransportkapacitet C. Derefter nås maksimal erosion eller sedimentering. Imidlertid, i den anden ekstreme, når d/t kombineret er meget mindre end C, E-effekten nærmer sig 1, og transporthastigheden for sedimenter S er lig med transporthastigheden for sedimenter, der allerede er i transport S0, og der forekommer ingen erosion eller aflejring. I mindre ekstreme situationer vil modellen sandsynligvis simulere sedimenttransporthastighed s tæt på transportkapacitet C. I tilfælde S0 > C transporteres mere sediment, end det ville være tilladt baseret på gittercellerne ovenfor og mindre end det maksimale sediment deponeres. E-effekten resulterer derfor i underkoncentrerede og superkoncentrerede strømme i modellen, hvilket udjævner erosion og aflejring over skråningen. Det er klart, at resultatet af e-effekt-sammenligningen er meget indflydelsesrig for erosion og sedimentering. Sammenligning Af EKV. 1.1 og 1.4 / 1.5 det er klart, at udledning og hældning er involveret i både transportkapaciteten C og i beregningerne af frigørelseskapacitet D eller afviklingskapacitet T. dette betyder, at i en situation, hvor m = n = 1, reduceres udtrykket i e-effekten til DH ·Kes eller DH ·Pes. Da gittercellestørrelsen er en konstant værdi, erodibilitet Kes og sedimentabilitet Pes er de vigtigste variabler i en situation med lave m-og n-værdier. Når m og n er større, øges effekten af transportkapaciteten C på e-effektperioden. Resultatet af e-magt sigt er i denne situation sværere at forudsige.