Överlandsflöde (eller ytavrinning) förekommer i två fall:
1. när intensiteten av nederbörd som når ytan överstiger markens infiltrationskapacitet. Denna process är känd som Hortonian overland flow.
2. när kombinationen av nederbörd intensitet och varaktighet (och run-on från högre områden) mättar jorden och höjer grundvattennivån till ytan. Denna process är känd som mättnad över landflöde.
fallstudier: Nederländerna; Belgien; Spanien; Kenya; Ghana, Kenya och Mali
Se även:
- sänkor
- Hortonian och mättnad över landflöde (Infiltration)
teknisk Information
modellens erosions-och sedimenteringsmodul har två grundläggande antaganden: 1) den potentiella energin i ytvattenflödet är drivkraften för sedimenttransport och 2) skillnaden mellan sedimentingång och utmatning av en nätcell är lika med nettoökningen i lagring (kontinuitetsekvation för sedimentrörelse) (Schoorl et al., 2000). Processbeskrivningen härrör från tidiga verk av Kirkby (Kirkby, 1971) och Foster och Meyer (Foster och Meyer, 1972a; Foster och Meyer, 1972b), som använder 2D-formler för att beräkna vattenerosion och sedimentering. För LAPSUS-modellen är formlerna anpassade för att kunna simulera rumslig (3D) vattenerosion och sedimentering (Schoorl et al., 2000). Formlerna som diskuteras nedan är baserade på 2D-formlerna från Kirkby och Foster och Meyer och med de medföljande enheterna (Foster och Meyer, 1972a; Foster och Meyer, 1972b; Kirkby, 1971).
Efter beräkning av ansvarsfrihet Q sediment transport kapacitet C (m2 tid-1) i rutnätet cell kan beräknas som funktion av ansvarsfrihet och lutning följande:
(1.1) C = α·Qm·Λn
Där Λ är den lutning lutning (∂z/∂x) (-) och m (-) och n (-) är konstanter som ger en indikation av det undersökta systemet: m = 0 och n = 1 tyder på jorden krypa, medan m = n = 3 föreslår stora floder (Kirkby, 1971). Inga strikta gränser kan ges eftersom effekten av m och n beror på interaktioner med andra modellparametrar. Dummyvariabel VIII används för att korrigera enheterna.
sedimenttransporthastigheten S (m2 tid-1) beräknas enligt den integrerade kontinuitetsekvationen för sedimentrörelse (Eq. 1.2 och 1.3). Sammansättningen av den använda e-effekt termen i formeln beror på balansen mellan transporthastigheten av sediment redan i transport S0 (m2 tid-1) (inkommande sedimentflöden av alla högre grannar i nätcellen) och sedimenttransportkapacitet C: om S0 < C erosionsresultat, medan när S0 > C sedimenteringsresultat. När nätcellen eroderas används följande formel för sedimenttransporthastighet S:
(1.2) S = C + (S0 – C) * e-dx * D / C
när sediment deponeras i rutnätet används följande formel för sedimenttransporthastighet S:
(1.3) S = C +(S0 – C)·e-dx·T/C
varigenom transporthastigheten för sediment s över nätcellsstorlek DX (m) beräknas genom jämförelse av sedimenttransportkapacitet C med transporthastigheten för sediment som redan finns i transport S0 (m2 tid-1) minus sedimenttransportkapacitet C, reducerad med en e-effekt till följd av nätcellsstorlek, lösgöringskapacitet D eller avvecklingskapacitet T och sedimenttransportkapacitet C.
Detachment kapacitet D (M tid-1), som representerar hur lätt sediment eroderas av ytan, beräknas som funktion av urladdning och lutning efter:
(1.4) D = Kes * Q * 2045>
där Kes (m-1) är en klumpig ytfaktor som indikerar erodibilitet av ytan. Avvecklingskapacitet T (m time-1), som representerar hur lätt sediment deponeras på ytan, beräknas enligt följande:
(1.5) D = Pes * Q * 2045>
där Pes (m-1) är en ytfaktor som indikerar klumpade sedimenteringsegenskaper.
genom att jämföra sedimenttransporthastigheten S i nätcellen med sedimentet som redan finns i transport S0 kan förändringen i sedimenttransporthastigheten dS, och därmed erosion eller sedimentering, beräknas efter:
(1.6) dS = S-S0
dS kan omräknas till erosion eller sedimentering i meter genom att dividera den med rutnätets längd dx (m) och multiplicera den med tidssteget (tid). Det resulterande värdet används för att korrigera den digitala höjdmodellen och jorddjupskartan för följande tidssteg.
jämförelsen av e-kraften bestämmer hur mycket av skillnaden mellan transportkapacitet C och transporthastighet för sediment S kan ”uppfyllas” i nätcellen. Beroende på värdena för de involverade variablerna varierar resultatet av e-effekten mellan 0 och 1. I extrema situationer när DX och d / T kombineras är mycket stora än C, närmar sig e-kraften noll och transporthastigheten för sediment S är lika med sedimenttransportkapacitet C. då uppnås maximal erosion eller sedimentering. Men i den andra ytterligheten när DX och D/T kombineras är mycket mindre än C, närmar sig e-power 1 och transporthastigheten för sediment S är lika med transporthastigheten för sediment som redan finns i transport S0 och ingen erosion eller avsättning inträffar. I mindre extrema situationer kommer modellen sannolikt att simulera sedimenttransporthastighet S nära transportkapacitet C. Om S0 > C transporteras mer sediment än vad som skulle tillåtas baserat på rutnätscellerna ovan och mindre än det maximala sedimentet deponeras. E-power resulterar därför i underkoncentrerade och superkoncentrerade flöden i modellen, utjämning av erosion och avsättning över lutningen. Uppenbarligen är resultatet av e-power-jämförelsen mycket inflytelserikt för erosion och sedimentering. Jämför Eq. 1.1 och 1.4 / 1.5 det är uppenbart att urladdning och lutning är inblandade i både transportkapacitet C och i beräkningarna av lossningskapacitet D eller avvecklingskapacitet T. Detta innebär att i en situation när m = n = 1, termen i e-power minskar till dx ·Kes eller dx ·Pes. Eftersom rutnätscellstorleken är ett konstant värde är erodibility Kes och sedimentability Pes de viktigaste variablerna i en situation med låga m-och n-värden. När m och n är större ökar effekten av transportkapaciteten C på e-effektperioden. Resultatet av e-power-termen är i den situationen svårare att förutsäga.