水力侵蚀/土壤水文基础

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土壤水文基础

水力侵蚀的过程与水的运动路径密切相关。

• 直接穿透降雨

在暴雨期间，部分雨水直接降落到地面，要么是因为没有植被，要么是因为它穿过植物冠层的间隙。

• 叶片排水

部分雨水被冠层截获，从那里它通过从树叶上滴落到地面（或通过蒸发返回大气）的方式影响地面。

• 茎流

部分雨水通过沿着植物茎流下而到达地面。

直接穿透降雨和叶片排水的作用会产生雨滴溅蚀。到达地面的雨水可能储存在地表的小型凹陷或空洞中，或者可能渗入土壤，有助于土壤水分储存，通过土壤中的侧向水流向下坡移动，作为地下水或中间流，或者，通过渗透更深，变成地下水。从土壤无法再吸收更多水（饱和条件）的那一刻起，多余的水分会导致地表径流，从而导致细沟侵蚀、沟蚀或冲沟侵蚀。

渗透率

水进入土壤的速度被称为渗透率。这对地表径流的产生起着重要的控制作用。水被重力和毛细作用吸入土壤，在土壤颗粒周围形成薄的分子膜。在暴雨期间，土壤孔隙被填满，毛细作用减弱。因此，渗透率在暴雨开始时很高，并下降到代表水能够通过土壤到达更低层级的最大持续速率的水平。这种渗透能力或最终渗透率在理论上对应于土壤的饱和导水率 $k_{s}$。

图 1.1：各种土壤的渗透率随时间的变化

然而，在实践中，渗透能力低于$k_{s}$，因为随着润湿锋向下穿过土壤，土壤孔隙中会残留空气。土壤物理学知道已经建立了各种方法来数学描述渗透率随时间的变化。最广泛使用的方程之一是对Green 和 Ampt (1911) 方程 的修改，由 Mein 和 Larson (1973)提出

$i=k_{s}+{\frac {b}{I}}$   (1.3)

其中渗透性 $i$是瞬时渗透率，$k_{s}$是土壤的饱和导水率（当 $t$ 以及因此 $I$ 变大时达到的渐近稳态渗透通量），$I$ 是在时间 $t$ 内单位土壤表面积渗入的累积水量，b 是吸水率，由 Talsma (1969) 定义为当 $i$ 对时间 $t$（自降雨开始以来的时间）进行绘制时的直线的斜率。

Green-Ampt 方程以及 Philip (1957)提出的另一种方法都是从对渗透的定义明确的物理基础理论的数学解中得出的，将 Darcy (1856) 方程与连续性方程（质量守恒）相结合，得到土壤中水的一般一维流动方程。然而，这两个方程在用于估计饱和导水率时都会产生误差。原因之一是在土壤形成对气流的粘性阻力时，未能正确预测地表积水下的渗透。Morel-Seytoux 和 Khanji (1974) 开发了以下方程来克服这个问题

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

其中$k_{s}$ 为饱和导水率；$\beta$ 为粘性修正因子，其值在 1.1 到 1.7 之间变化，具体取决于土壤类型和积水深度，但平均值为 1.4；$\theta _{i}$ 为初始土壤体积含水率；$\theta _{t}$ 为地面至润湿锋之间区域的实际土壤体积含水率；$h_{0}$ 为积水深度；$\Delta \psi$ 为土壤表层与润湿锋之间$\psi$ 的变化；$\psi$ 为孔隙水与大气之间的压力差；$I$ 为已入渗的总水量。由于包含了粘性修正因子，公式 1.4 预测的入渗率低于公式 1.3 或菲利普方程。

入渗率的局部变异性可能相当高，因为存在以下差异：

• 土壤结构

• 土壤压实

• 初始土壤含水率

• 土壤剖面形式

• 植被密度

入渗率取决于土壤的特性 (参见图 1.1)。沙土和沙壤土等粗质地土壤的入渗率高于黏土，因为孔隙之间的空间更大。入渗能力范围可能从沙土的 200 mm h⁻¹ 以上到紧实黏土的 5 mm h⁻¹ 以下。

除了颗粒间距的作用外，较大的裂缝或大孔隙对入渗率也起着重要作用。它们可以传输大量的水，因此具有明确结构的黏土的入渗率可能远高于仅从其质地推测的入渗率。黏土表现出强烈的膨胀和收缩行为，具体取决于土壤含水率。

许多土壤的入渗行为也相当复杂，因为土壤剖面具有两个或多个不同导水率的层。例如，大多数农业土壤由扰动的耕作层和未扰动的底土组成。

石头或岩石碎片的存在也会以复杂的方式影响入渗率，具体取决于石头是位于地表上还是埋藏在土壤中。岩石碎片保护土壤免受物理破坏和结皮形成，因此入渗率高于类似的无石裸露土壤。然而，在容易结皮的土壤上，较高的岩石覆盖率会导致入渗率降低。在粉质壤土上，嵌入结皮表面的岩石碎片覆盖率为 75% 会使入渗率降低至无石土壤的 50% (Poesen 和 Ingelmo-Sanches, 1992)。

地表径流

地表径流

根据 Horton (1945)，如果降雨强度小于土壤的入渗能力$i$ (参见 1.2)，则不会产生地表径流，入渗率等于降雨强度。如果降雨强度超过入渗能力，则入渗率等于入渗能力，多余的雨水形成地表径流，即所谓的霍顿式径流。

然而，作为产生地表径流的机制，这种降雨强度和入渗能力的比较在实践中并不总是成立，因为土壤表层结皮和封闭会降低入渗率。根据 Boiffin (1985)，结皮是在土壤上原位形成的，是由于物理破坏、淋溶和随后的干燥 (结构结皮) 造成的，或由细颗粒在水坑中沉积而成 (沉积结皮)。

许多土壤径流产生的主要控制因素是限制性土壤含水率。当实际含水率低于此值时，土壤中的孔隙水压小于大气压，水以毛细管形式在拉伸应力或吸力下被保持。当达到限制性含水率，所有孔隙都被水充满时，孔隙水压等于大气压，吸力降至零，地表积水出现。例如，毛细管储量低的沙土即使降雨强度没有超过其入渗能力，也会很快产生径流。

由于导水率是受降雨强度部分控制的通量，强度的增加会导致导水率上升。因此，降雨强度的增加并不总是会导致径流的增加，尽管径流最初可能是在相对较低的强度下迅速形成的 (Nassif 和 Wilson, 1975)。此外，入渗能力可能会随着降雨强度的增加而增加，因为降雨强度能够破坏地表封层和结皮，否则这些封层和结皮会使入渗率保持较低 (Bowyer-Bower, 1993)。这两种机制解释了为什么入渗率有时会随着降雨强度的增加而增加。

一旦水开始在地表积水，它就会被保持在洼地或凹陷处，只有当这些洼地的储水能力被满足后才会开始径流。洼地储量会随着季节而变化，具体取决于所进行的耕作类型以及自耕作以来土壤表面粗糙度因风化和雨滴冲击而降低的时间。

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