Eroderbarhet

Eroderbarhet (eller eroderbarhet ) är den inneboende eftergivande eller icke-resistens av jordar och stenar mot erosion . En hög eroderbarhet innebär att samma mängd arbete som utövas av erosionsprocesserna leder till ett större borttag av material. Eftersom mekaniken bakom erosionen beror på materialets kompetens och koherens, behandlas eroderbarheten på olika sätt beroende på vilken typ av yta som eroderats.

Jordar

Markens eroderbarhet är en klumpad parameter som representerar ett integrerat årligt värde av markprofilens reaktion på processen med markavskiljning och transport av regndroppar och ytflöde. Den mest använda modellen för att förutsäga jordförlust från vattenerosion är Universal Soil Loss Equation (USLE) (även känd som K-faktortekniken), som uppskattar den genomsnittliga årliga jordförlusten $A$ som:

A=RKLSCP

där R är erosivitetsfaktorn för nederbörden , K är markens eroderbarhet, L och S är topografiska faktorer som representerar längd och lutning, och C och P är odlingshanteringsfaktorer.

Andra faktorer som stenhalten (kallad stenighet ), som fungerar som skydd mot jorderosion, är mycket betydande i Medelhavsländerna. K-faktorn uppskattas enligt följande

K = [(2,1 x 10 ⁻⁴ M ^1,14 (12–OM) + 3,25 (s-2) + 2,5 (p-3))/100] * 0,1317

M: strukturfaktorn med M = (m _silt + m _vfs ) * (100 - m _c )

_av mc :lerfraktion (b0,002 mm);

m _silt : innehåll av siltfraktion (0,002–0,05 mm);

m _vfs : innehåll av mycket fin sandfraktion (0,05–0,1 mm);

OM: Innehåll av organiskt material (%)

s: markstruktur

p: permeabilitet

K-faktorn uttrycks i det internationella enhetssystemet som t ha h ha ⁻¹ MJ ⁻¹ mm ⁻¹

Stenar

Skjuvspänningsmodell

Geologiska och experimentella studier har visat att erosionen av berggrunden genom floder följer i det första tillvägagångssättet följande uttryck, känt som skjuvspänningsmodellen för erosion av strömkraft :

{dz \over dt}=-K_{\tau }(\tau \ -\tau \ _{c})^{a}

där z är flodbäddens höjd, t är tid, K_\tau är eroderbarheten, $\tau$ är den basala skjuvspänningen för vattenflödet och a är en exponent. För en flodkanal med en sluttning S och ett vattendjup D , kan $\tau$ uttryckas som:

\tau \ =\rho \ gDS

Observera att $K_{\tau }$ bäddar in inte bara mekaniska egenskaper som är inneboende i berget utan även andra faktorer som inte redovisats i de två föregående ekvationerna, såsom tillgängligheten av flodverktyg (stenar som dras av strömmen) som faktiskt producerar nötning av flodbädden.

$K_{\tau }$ kan mätas i labbet för svaga bergarter, men floderosionshastigheter i naturliga geologiska scenarier är ofta långsammare än 0,1 mm/år, och därför måste flodsnittet dateras över perioder längre än några tusen år för att göra exakta mätningar. K _e- värden sträcker sig mellan 10 ⁻⁶ till 10 ⁺² m yr ⁻¹ Pa ^−1,5 för a=1,5 och 10 ⁻⁴ till 10 ⁺⁴ m yr ⁻¹ Pa ⁻¹ för a=1. Emellertid är de hydrologiska förhållandena i dessa tidsskalor vanligtvis dåligt begränsade, vilket hindrar en god kvantifiering av D .

Enhetsströmseffektmodell

En alternativ modell för berggrundserosion är enhetens strömkraft , som antar att erosionshastigheterna är proportionella mot den potentiella energiförlusten för vattnet per ytenhet:

{dz \over dt}=-K_{\omega }\ \omega \

där $K_{\omega }$ är eroderbarheten och $\omega$ är enhetens strömeffekt, som enkelt beräknas som:

\omega \ =\rho \ gQS/W

där Q är flodens vattenutsläpp [m ³ /s] och W är bredden på flodkanalen [m].

Relativa skillnader i eroderbarhet på lång sikt kan uppskattas genom att kvantifiera erosionsresponsen under liknande klimatiska och topografiska förhållanden med olika bergartologi.

Se även