GEO1-4410 Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1

GEO1-4410
Morfodynamiek van het aardoppervlak
deel 1: Massabeweging, afstroming en erosie
werkcollege
Table of contents
1
Massabeweging en helling instabiliteit in de Apenijnen ........................................................ 1
1.1
Inleiding
1
1.2
Het gebied
1
1.3
De wet van Coulomb
2
1.4
De invloed van grondwater op hellingstabiliteit
4
2 Afstroming en erosie in Noord China..................................................................................... 6
2.1
Achtergrond informatie
6
2.2
De neerslag en bodemsfysische eigenschappen
7
2.3
Infiltratie en runoff
10
2.4
Runoff snelheid en debiet
11
2.5
Erosie, sediment transport en sedimentatie
15
2.5.1
Kinetische energie regen en Splash detachment................................................... 15
2.5.2
Transport capaciteit en Flow detachment ............................................................. 17
3 Ruimtelijk modelleren van afstroming en erosie .................................................................. 22
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
1
1 Massabeweging en helling instabiliteit in de Apenijnen
1.1 Inleiding
Massabewegingen komen veel voor in Mediterrane reliefrijke gebieden zoals de Alpen en
Apenijnen. De hevige regenval, steile hellingen en relatief dunne bodems zorgen vaak voor
onstabiele situaties die aardverschuivingen (slides) en puinstromen (debris flows) veroorzaken.
Het dal van de rivier de Vezza in Toscane wordt vaak geteisterd door massa bewegingen, die
veel schade veroorzaken en soms slachtoffers eisen. De gegevens voor dit practicum zijn
gebasseerd op metingen aan meer dan 250 massa bewegingen die het gevolg waren van een
extreme regenbui op 19 juni 1996. Er viel in totaal van 478mm in ongeveer 15.5 uur, met
maximum intensiteiten van 158mm/h (Delmonaco et al., 2003).
Een van de dingen die de Italiaanse overheid graag zou weten is het risiko op massabewegingen.
Daartoe wordt de hellingstabiliteit berekend. Hierbij worden drijvende kracht (zwaartekracht)
vergeleken de weerstandskrachten, zoals de materiaal sterkte. Is de drijvende kracht groter dan
de sterkte, dan is de kans groot dat de helling binnen afzienbare tijd in beweging komt.
Gekoppeld aan een GIS kan men zo risico kaarten maken.
Het doel van dit practicum is om m.b.v. de wet van Coulomb de hellingstabiliteit voor enkele
situaties in het gebied van de Vezza te berekenen. Verder wordt het relatieve aandeel in de
stabiliteit van de verschillende bodem- en landschapsfactoren (bodem dikte, cohesie,
hellingshoek, rusthoek) en hydrologie (grondwater schommelingen) bekeken.
1.2 Het gebied
Figuur 1.1 laat enkele plaatjes zien van het dal van de Vezza. De debris flows komen vooral voor
in lithologische eenheden 2 en 4 (figuur 1.2), bestaande uit resp. metamorfe schisten, phyllieten
en zandsteen, en verweerde dolomitische kalken. Hellingen in varieren van 15-45o.
Figuur 1.1. Digitaal hoogte model (links) en hellinklasse kaart (rechts) van het Vezza dal.
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
2
1.3 De wet van Coulomb
De wet van Coulomb combineerd materiaal eigenschappen die samen de sterkte van de helling
bepalen:
S = c + σ ' tan φ
waarin:
C = cohesie (kPa)
φ = hoek van interne wrijving (-)
σ’ =effective normal stress (kPa)
De sterkte S is een maat voor de wrijvingskracht die een blok uit de helling met een gewicht W
op zijn plaats houden. Het eerste wat we moeten doen voor deze analyse is de basis gegevens
bekijken.
Opgave 1.1
Om een idee te krijgen van de materiaal eigenschappen waar we mee te maken hebben,
berekenen we eerst de gemiddelde waarden voor eenheden 2 en 4 uit de gegevens van tabel 1.1.
2) “Pseudomacigno a-g” 4) “dark grey Dolomite”
Cohesie (kPa)
Specifiek gewicht (kN/m3)
Hoek van interne wrijving (o)
Opgave 1.2
In de volgende berekeningen wordt aangenomen dat we te maken hebben met een
verweringslaag van 5 m dikte op hellingen in de Pseudomacigno.
a) Wat zijn de normaal spanningen σ = γh cos2θ van de Pseudomacigno op hellingen van 10,
20 en 30 graden?
zie excel file
b) Als we aannemen dat de effectieve normaal spanning σ’ gelijk is aan de normaal spanning σ
(normal stress) van deze helling wat is dan de sterkte volgens de wet van Coulomb bij elk
van deze combinaties?
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
3
zie excel file
c) Waarom neemt de sterkte af bij een steilere helling?
De zwaartekracht werkt sterker in de hellingafwaardse component dan de normaal component.
Opgave 1.3
Herhaal de berekeningen van de vorige opgave maar nu voor de Dolomite kalk.
a) Wat zijn nu de normaal spanningen σ van deze materialen op hellingen van 10, 20 en 30
graden?
zie excel file
b) Wat zijn de sterktes van de Dolomite bij deze hellingshoeken?
De Dolomite is sterker dan de Pseudomacigno bij dezelfde hellingshoeken. Om meer inzicht te krijgen in
het relatieve aaneel van de material sterkte factoren kunnen we een gevoeligheidsanalyse doen. Dit is
een serie berekeningen warbij steeds maar een parameter wordt veranderd. De parameters mogen
waarden hebben die extreem zijn maar niet “onrealistisch” t.o.v. je probleem.
Opgave 1.4
a) Verwacht je dat de cohesie van het materiaal een grote invloed heeft opde sterkte volgens de
wet van Coulomb? Waarom wel niet?
Nee, de cohesie wordt opgeteld, het gaat om getallen van 60-100 terwijl de cohesie varieert van 7-10. Dit
hangt wel af van de dikte: hoe dunner het materiaal des te minder zwaar en de cohesie heeft daarbij een
relatief groter aandeel.
b) Gegeven een hellingshoek van 30 graden, wat zijn de S waarden voor een materialen die een
dikte hebben van 5 m, een specifiek gewicht van 20 kN/m3 en een hoek van interne wrijving
van 30, 35 en 40 graden?
zie excel sheet
c) Voor ook drie berekeningen uit met drie materialen die een hoek van interne wrijving hebben
van 35 graden en een specifiek gewicht van 15, 20 en 25 kN/m3.
zie excel sheet
d) Welk van deze twee factoren lijkt het meeste invloed te hebben?
zie excel sheet: de relatieve verandering in hoek van interne wrijcing is kleiner dan die van het specifiek
gewicht en toch is het effect groter: hoe van interne wrijving heeft dus duidelijk meer effect
Tabel 1.2. Materiaal eigenschappen van de verschillende verweerde geologische lagen
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
4
Figuur .1. 3. Schema van het “infinite slope” model. De stabiliteitsanalyse wordt berekend voor een blok BFEC
evenwijdig aan het glijvlak. Omdat de diepte verticaal gemeten wordt (blok ABCD) moet men corrigeren voor de
hellingshoek θ (theta).
1.4 De invloed van grondwater op hellingstabiliteit
De materiaal sterkte kan deels opgeheven worden door het grondwater. Het grondwater wordt
direct in mindering gebracht op het gewicht van het materiaal.
Opgave 1.5
a) Wat zijn de meest gevoelige en minst gevoelige combinaties uit opgave 1.2 en 1.3?
steile helling met pseudomcigno is veel gevoeliger voor instabiliteit dan de dolomiet kalk op een zwakke
helling
b) Bereken voor deze twee situaties de sterkte bij volledige verzadiging van de 5 m dikke laag
(soortelijk gewicht water is 10 kN.m3).
zie excel sheet, makkelijk zelf te doen
Tegenover de sterkte staat de zn. “shear stress”, dwz de kracht evenwijdig aan de helling die het
materiaal naar beneden wil bewegen. Gegeven een ‘rechte helling die homogeen is naar alle
zijden’ kunnen we het “infinite slope model” maken om een stabiliteits analyse te doen (zie
figuur 1.3). De stabiliteitsfactor F wordt berekend door de sterkte S te delen door de zn.
spanning T, d.w.z. de kracht uigeoefend door de zwaartekracht op het blok:
S c + (γ − γ w m)h cos 2 θ tan ϕ
F= =
T
γh cos θ sin θ
Hierin is m de fractie van de dikte h die verzadigd is met water.
Opgave 1.6
a) Bij wat voor waarde is F onstabiel?
F<1
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
5
b) Bereken voor de twee situaties hierboven de shear stress.
zie excel sheet
c) Bereken nu de F-waarden voor de twee situaties. Welke helling heeft het meeste kans
onderuit te gaan?
zie excel sheet
Opgave 1.7
Hoe belangrijk is de dikte van het materiaal?
Relatief belangrijk, hoe dunner des te minder is de invloed van het gewicht ten opzichte van de cohesie.
Cohesie speelt een grotere rol bij dunne hellingen. Als de cohesie door vocht minder wordt zal een dunne
helling eerder onstabiel worden
Opgave 1.8
Kijkend naar de stabiliteits formule zijn er nog wat belangrijke dingen te zien! Stel de cohesie is
te verwaarlozen klein, dus c ≈ 0, en het materiaal is volledig droog (bijv. los zand). Bedenk ook
dat sin(θ)/cos(θ) = tan(θ)
a) Hoe ziet de vergelijking voor de stabiliteit er dan uit?
tan(phi)/tan(θ), de dikte doet er niet meer toe!
b) Wanneer is een helling van dit materiaal onstabiel? Waarom is dat logisch?
als de hoek van het schuifvlak groter is dan de hoek van interne wrijving. dat is logisch want dat is de rust
hoek van het materiaal. Zonder cohesie betekent los materiaal en dat rolt dus door tot de rust hoek
bereikt is.
c) Wat gebeurt er met de invloed van de hoek van interne wrijving (de rusthoek) als het
materiaal volledig verzadigd raakt?
De invloed wordt omgeveer gehalveerd: soortelijk gewicht van gesteente is ongeveer de helft van water
Lieratuur gebruikt voor dit practicum:
Delmonaco, G., Leoni, G., Margottini, C. Puglisi, C. and Spizzichino, D. 2003. Large scale debris-flow hazard
assesment : a geotechnical approach and GIS modelling. Natural Hazerds and Earth System Sciences 3:443-455.
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
6
2 Afstroming en erosie in Noord China
Het doel van dit werkcollege is om met reele gegevens van een erosie project in China
(http://www.erochina.alterra.nl) een beeld te krijgen van:
• de karakteristieken van de regenbui
• de rol van infiltratie in de bodem, en de belangrijkste factoren daarin
• de hoeveelheid afstroming die optreedt tijdens en na een regenbui
2.1 Achtergrond informatie
Het studie gebied in het Erochina project ligt in het Loess plateau in Noord China, waar de Gele
Rivier ontspringt. De rivier dankt zijn naam aan de enorme sediment last die meegevoerd wordt,
die tot de hoogste ter wereld behoord. De Gele Rivier wordt voor allerlei doeleinden gebruikt
(drinkwater, scheepvaart, elektriciteit opwekking, zou de Chinese regering de hoge sediment last
graag verminderen. Aangezien het meeste sediment al bij de oorsprong in het Loess plateau
gegenereerd wordt, wil men het probleem bij de bron aanpakken.
Figuur 2.1. Het onderzoeksgebied in noord China
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
7
Het Loess plateau beslaat een gebied van ongeveer 400.000 km2. Het is ontstaan aan het eind van
de laatste ijstijden: Loess is een materiaal dat door de wind verplaatst is uit het hoge noorden.
Het gebied is sterk versneden en het huidige klimaat is semi-aride met een neerslag van 400 mm
per jaar, droge koude winters en warme zomers. Het gebied wordt intensief gebruikt voor
kleinschalige landbouw al is de opbrengst niet hoog en bestemd voor eigen consumptie of de
lokale markt.
Bovenstaande foto laat een typisch beeld zien: bewoning in de hoofddalen, sterk versneden
zijdalen en landbouwvelden op de toppen van de heuvels en bovenaan de helling. De lage
bedekkingsgraad van de gewassen op de velden en de steile hellingen veroorzaken veel erosie.
In 1999 was de jaarlijkse neerslag maar 210 mm verdeeld in 6 grote buien die veel erosie
veroorzaakten. Als voorbeeld nemen we een van die buien om te kijken hoeveel water er
afstroomt tijdens zo’n bui, en met wat voor snelheden in de verschillende delen van het gebied.
Figuur 2.1 laat het gebied zien, een kaart van de hellingshoeken. De schaal laat de tangens van de
hellingshoek zien.
Figuur 2.2. Voorbeeld kaartje: hellingshoeken onderzoeksgebied
2.2 De neerslag en bodemsfysische eigenschappen
Tabel 2.1 laat een regenbui zien, de waardes in de kolommen geven de intensiteit van de regen in
mm/uur, in een tijdsinterval van 5 minuten tijdens de bui.
time
A
B
D
E Average
21:37
0.0
0.0
18.9
0.0
4.7
21:42
4.8
9.6
16.5
4.8
8.9
21:47
53.1
84.4
134.7
71.6
86.0
21:52
60.3
115.8
23.6
117.0
79.2
21:57
74.8
33.8
4.7
23.9
34.3
22:02
14.5
4.8
2.4
4.8
6.6
Tabel 2.1. Regenbui 20 aug 1999. De getallen zijn intensiteiten in mm/h,
gemeten in 5 minuten intervallen. A, B, D en E zijn regenmeters in het gebied.
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
8
Opgave 2.1
Tabel 2.1 laat de neerslag zien gemeten door 4 automatische regenmeters. Regemeter A bevindt
zich in het westen, B en E in het midden en regemeter D in het oosten van het gebied. Het is
duidelijk dat het niet overall even hard regent in het gebied.
a) Bedenk twee redenen waarom dit zou kunnen zijn.
De bui beweegt niet over het hele gebied maar slechts over een deel, regenmeters uit het centrum van
de bui vangen minder. De regemeters staan op verschillende plekken (in dalen en op hellingen) waardoor
ze verschillende hoeveelheden vangen.
b) Hoe is de bui dan over het gebied getrokken (en waarom)?
van D via B en E naar A: de piek komt steeds later en neemt ook af, van oost naar west dus.
c) Hoeveel mm regen viel er tijdens deze bui (gebruik de waarden in de laatste kolom). Laat
zien hoe je het totaal berekent.
tijdsinterval = 5 minuten * intensiteit en optellen: 18.31 mm, zie excel sheet
d) Het gebied heeft een grootte van 2.45 km2 (245 ha). Hoeveel m3 water is er op het gebied
terecht gekomen?
1 mm per m2 = 1 liter, 1mm/ha = 10 m3, 1mm/km2 = 1000 m3: 18.31mm*2.45*1000 = 44855 m3
Niet alle regen die op het gebied valt stroomt af. Een groot deel zal infiltreren in de bodem. Om
te berekenen hoeveel gaan we de infiltratie methode van Green en Ampt gebruiken. Hiertoe
moeten we eerst de bodemfysische parameters, zoals doorlatendheid en poriengehalte, van Loess
bij elkaar zoeken. Gebasseerd op een groot aantal metingen kun je de doorlatendheid en
poriengehalte afleiden van de textuur. De textuur van Loess is gegeven in onderstaande tabel. De
aanduideingen "yellow" en "red" slaan op het ontstaan van de Loess. De rode Loess is ouder en
wat meer verweerd.
Yellow Loess
Red Loess
Zand (%)
30.2
28.1
Silt (%)
60.4
55.3
Klei (%)
9.5
16.5
Tabel 2.2. Textuur gegevens van de gele en rode Loess.
Figuur 2.3. textuur riehoek gebasseerd op de USDA textuur klassen.
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
9
Opgave 2.2
a) Als je naar de korrelgrootte verdeling van de Loess kijkt in tabel 2.2, waaraan kun je dan zien
wat het voornaamste proces is bij het onstaan van het Loess gebied?
veel silt weinig zand, zand is te zwaar om ver door de wind vervoerd te kunnen worden er vindt dus
sortering plaats vanaf het brongebied
b) In figuur 2.3 is een "textuur driehoek" weergegeven die de textuur klassificeerd volgens
USDA klassen (US Department of Agriculture). Zoek in de textuur driehoek op tot welke
textuur klasse Loess behoort.
Silty Loam
In sommige delen van het gebied is in de bodem een Bt horizon onstaan in de bodem. Dit is een
2e laag met klei-inspoeling die onstaan is doordat de bodem zuurder werd bij toenemende
vegetatie bedekking na de ijstijd. De vegetatie heeft zuur strooisel en de verzuring zorgt ervoor
dat de klei mobiel wordt, met het infiltrerende water naar beneden getransporteerd wordt en daar
in een minder zure omgeving weer neerslaat.
c) Wat zouden de textuur klassen kunnen zijn van de A en Bt horzont als het percentage klei in
de Bt horizon is toegenomen tot 35%?
Bt: Silty Clay Loam, A: Silt Loam
Opgave 2.3
De doorlatendheid van een bodem hangt nauw samen met de textuur. Hoe kleiiger (ook wel
"zwaarder" genoemd) des te kleiner de waterdoorlatendheid.
a) Zoek op hoe groot de verzadigde doorlatendheid ksat (in mm/h) van de Loess is in tabel 2.3.
Doe hetzelfde voor de bodem met de Bt horizon en gebruik je textuur klasse schatting van
opgave 2.3.
silt loam = ksat = 6.5 mm/h
b) Bereken ook de gemiddelde intensiteit van de regebui en vergelijk deze met de ksat waardes.
Zal alle regen tijdens de bui infiltreren?
Pavg = 36.6 mm/h, nee zeer waarschijnlijk veel runoff
Opgave 2.4
Op dezelfde manier kunnen we het porienvolume opzoeken van de bodems. Dit is het percentage
of de fractie van een gegeven volume aan bodem dat met water gevuld kan worden.
a) Wat zijn de porien gehaltes die bij de bodems (Loess algemeen, A en Bt horizon).
0.501, 0.501, 0.471
b) Als het initieel vochtgehalte 30 % is hoe diep zal dan de regenbui van tabel 2.1 in de bodem
dringen als alle regen infiltreert?
0.501-0.3 = 0.201. Totale neerslag = 18.31: diepte = 18.31/0.201=91 mm
c) Kan er meer runoff ontstaan op een bodem met een Bt horizon die zich bijv 30 cm onder het
maaiveld bevindt? Wanneer zal een Bt wel en wanneer zal hij niet invloed hebben?
niet met dit vochtgehalte, alleen als de bodem zo nat is dat de regen de Bt bereikt: 18.31/x=300 -> x =
0.061. M.a.w. als de bergingscapaciteit 0.06 is zal de regen net de Bt horizon bereiken
Texture Class
Sand
Porosity
0.437
Suction head
mm
49.5
Ksat
mm/h
117.8
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
loamy sand
0.437
61.3
sandy loam
0.453
110.1
loam
0.463
88.9
silt loam
0.501
166.8
sandy clay loam
0.398
218.5
clay loam
0.464
208.8
silty clay loam
0.471
273
sandy clay
0.43
239
silty clay
0.479
292.2
clay
0.475
316.3
Tabel 2.3. gemiddelde bodemfysische waarden.
10
29.9
10.9
3.4
6.5
1.5
1
1
0.6
0.5
0.3
2.3 Infiltratie en runoff
De infiltratie methode van Green en Ampt (1913) is gebasseerd op een versimpeling van de
krachten die op het water in de bodem uitgeoefend worden. Dit zijn er twee: de zwaartekracht
die het water naar beneden beweegt en de zuigkracht van de bodem die het water “opzuigt” als
een spons. De zwaartekracht is constant, de zuigkracht van de bodem hangt af van de calillaire
werking van de porien in de bodem. Hoe kleiner de porien des te groter de capillaire werking. In
tabel 2.3 staat de gemiddlde capillaire zuigkracht van de verschillende bodems gegeven (suction
head). Over het algemeen wordt verondersteld dat het infiltrerende water een zn. “vochtfront”
vormt (zie figuur 2.4), een schijf van water die zich evenwijdig aan het oppervlak naar beneden
beweegt. De versimpeling van Green en Ampt bestaat eruit dat verondersteld wordt dat:
• de bodem homogeen en niet gelaagd is,
• de bodem boven het vochtfront verzadigd is: het poriengehalte wordt geheel gevuld met
water,
• de zuigkracht aan de onderkant het vochtfront gelijk blijft ook al komt het water dieper.
De capillaire werking (die de zuigkracht veroorzaakt) wordt in de hydrologie uitgedrukt in mm
waterdruk: bijv. een kolom van 1000 mm water op een oppervlak heeft een gewicht, en oefent
een dus druk uit van 1000 mm! Ter vergelijking 10 meter water is gelijk aan 1 atmosfeer of 105
Pa. Omgekeerd wordt de zuigspanning van de bodem uitgedrukt als een negatieve druk of
onderdruk: bijv -1000 mm. Een volledig verzadigde bodem heeft een zuigspanning van 0 mm,
een gemiddeld vochtige bodem heeft een zuigspanning of onderdruk zoals weergegeven in tabel
2.3, een zeer droge bodem van -100000 tot -200000 mm (10 tot 20 atmosfeer onderdruk).
Het water zakt natuurlijk ook naar beneden als gevolg van de zwaartekracht. De zwaartekracht is
per definitie evenredig met de afstand tot een referentie vlak en wordt aangeduidt met z, de
eenheid is ook in mm. De twee potentialen opgeteld (onderdruk h + zwaartekracht z) zorgen
voor de beweging van water in de bodem:
dh
dh + dz
) = ksat ⋅ ( + 1)
f = ksat ⋅ (
dz
dz
Waarbij f in dit geval de infiltratie snelheid is (in mm/h), dh het vershil in zuigspanning tussen
het oppervlak en de onderkant van de infiltrerende kolom (in mm) en dz de diepte van het
vochtfront (in mm) en ook het verschil in zwaartekracht tussem oppervlakte en vochtfront (het is
immers evenredig). De afstand dz wordt dus steeds groter, en is op ieder moment gelijk aan de
totale hoeveelheid regen F (in mm) die geinfiltreerd is (op dezelfde manier als in opgave 2.4b).
F = dz ⋅ M
waarin M de bergingscapaciteit van de bodem voorstelt, dwz M= (porienvolume-initieel vocht
gehalte) in mm. Gecombineerd geeft dit de volgende vergelijking voor de infiltratie snelheid:
M ⋅ dh
f = ksat ⋅ (
+ 1)
F
Dit geeft ons nu de mogelijkheid de infiltratie tijdens de regenbui te berekenen.
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
11
Opgave 2.5
a) Bereken nu de infiltratie snelheid aan het begin van de bui voor de Gele Loess: neem als
begin waarde van F een heel klein getal bijv. 0.001 mm. Gebruik de ksat en porienvolume
waarden die je hierboven gevonden hebt. Gebruik als initieel vochtgehalte de waarde 0.2
(een droge bodem).
zie excel sheet
b) Vergelijk de waarde van de infiltratie snelheid met de regen intensiteit van de eerste tijdstap
(gebuik gemiddelde neerslag in de laatste kolom in de tabel 2.1). Hoeveel water zal er
werkelijk infiltreren? (dit noemen we de actule infiltratiesneheid, f is de potentiele infiltratie
snelheid).
f is veel groter dan P, alleen P zal dus infiltreren, de actele infiltratie snelheid is gelijk aan de
regenintensiteit
c) Wat is dus de waarde van F aan het eind van de eerste tijdstap?
LET OP: de volgende vraag vergt nog al wat rekenwerk: doe dit in een groepje en verdeel de
taken!
d) Bereken met deze waarde van F opnieuw de infiltratie snelheid f, dit is de infiltratie snelheid
voor de tweede tijdstap. Vergelijk die met de regenintensiteit en bereken opnieuw F aan het
eind van de tweede tijdstap (LET OP: dit is dus de som van F van tijdstap 1 en van tijdstap
2). Ga zo door tot je alle tijdstappen gehad hebt.
zie excel sheet
e) Wat is de totale infiltratie F aan het eind van de bui?
15.45mm, zie excel sheet
Opgave 2.6
a) Noteer voor elk tijdstip de hoeveelheid water aan het oppervlak (dit je later nodig bij het
erosie deel). Op welk tijdstip treedt er runoff op?
Tussen 21:47 en 21:52 in het vierde tijdsinterval, en het vijfde
b) Hoeveel runoff vindt er in totaal plaats en wat is het runoff percentage van dit catchment
voor deze bui (vergelijk de resultaten hierboven met de totale neerslag).
P-F=18.31-15.45 = 2.85 mm, percentage = 2.85/18.3 = 15.6%.
c) Als alle runoff bij het uitstroompunt komt, hoe groot is dan de totale afvoergolf (in m3)?
2,.85mm * 2.45 km2 = 4.54 * 2.45*1000 = 7250 m3
d) Stel nu dat de waarden zoals gegeven in tabel 2.3 niet erg nauwkeurig zijn maar bijvoorbeeld
de ksat varieert tussen 4 en 10 mm/h voor Loess, heeft dit grote gevolgen voor de afvoer (je
hoeft niet alles opnieuw te berekenen!)? Waarom?
Ja, de runoff treedt op wanneer de infiltratie nadert naar ksat. Er is dus een direct verband tussen ksat en
de hoeveelheid runoff. Een verdubbeling van Ksat geeft meer dan een halvering van de RO (probeer zelf
3
in de excel sheet). Dit scheelt 1000-en m water in de afvoer golf.
2.4 Runoff snelheid en debiet
De regen die niet infiltreert gaat over het oppervlak afstromen. De sbelheid van die afstroming
verschilt van plaatst tot plaats en is afhankelijk van de hellingshoek (m.a.w. de zwaartekracht) en
de weerstand die de stroming ondervindt aan het oppervlak. Die weerstand wordt veroorzaakt
door bodemruwheid en het voorkomen van obstakels, zoals vegetatie en gewassen of stenen.
Voor oppervlakte afstroming gebruiken we de formule van Manning:
R2/3 S
V =
n
waarin: R = hydraulische straal (m), S=hellinghoek (sinus, dwz een fractie tussen 0-1, zie figuur
2.1), n = een empirische weerstandsparameter (in s/m-1/3). De hydraulische straal hangt van de
doorsnede en natte perimeter van een stroom, en wordt gedefinieerd als:
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
12
R = A/ P
waarin: A =hw, dwz de natte doorsnede is de hoogte maal de breedte van de stroom, P = w+2h,
dwz de natte perimeter van een rechthoekige stroom is de breedte+2 maal de hoogte. Omdat de
breedte van overland flow (een tot enkele meters) over het algemeen veel groter is dan de hoogte
(enkele mm) mag men de hydraulische straal in dit geval gelijk stellen aan de hoogte.
Opgave 2.7
a) Laat zien dat dit klopt: R ~ h.
h is verwaarloosbaar tov w dus de perimeter P is ongeveer gelijk aan de breedte w:
R=A/P=wh/(w+2h) ~ wh/w = h
b) Bereken nu voor een hellingshoek van 25% en de waterhoogte die je berekend hebt in
opgave 2.5 en 2.6 in het tijdsinterval 21:47 tot 21:52, de stroomsnelheid V in m/s. Doe dit
voor een kaal oppervlak met lage ruwheid, een oppervlak begroeid met Mais en een
oppervlak met gras. De gegevens voor de Manning's weerstand haal je uit tabel 2.4.
Waarom lijken de waarden voor kale bodem en Mais zoveel op elkaar?
zie excel sheet. Denk eraan: hellingshoek in formule Manning als sinus. Mais geeft nauwelijks weerstand,
het water stroomt tussen de maais planten door, ze staan meestal vrij ver uit elkaar.
Opgave 2.8
Het debiet Q (in m3/s) kan nu berekend worden uit de snelheid en de natte doorsnede:
Q=VA=Vwh
waarbij w de stroombreedte is (in m).
Bereken de debieten op de plekken uit de vorige opgave voor kale bodem en gras. Neem
a)
aan dat de stroombreedte van het water op de helling 5 m is.
zie excel sheet
b)
In de dalbodem is de hellingshoek veel kleiner (namelijk 2%) maar de waterdikte is
tijdens de piekafvoer veel groter: 50 cm. De breedte van de stroom is daar zo'n 5 meter.
Mag je nu aannemen dat R ≈h? De ruwheid van de bedding is vergelijkbaar met een kale
ruwe bodem. Bereken de snelheid en het debiet opnieuw en vergelijk met de helling
waarde.
zie excel sheet, de waardes zijn veel hoger ondanks een lagere hellingshoek: de water dikte bepaald
voor een groot deel het debiet. R is nu niet gelijk aan h maar R=wh/(w+2h)=0.416m
Hieronder zie je een foto genomen tijdens een piek afvoer. De standaard midden op het
meetschot is ultrasone sensor voor de waterhoogte.
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
13
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
14
Tabel 2.4. Manning's n waarden voor verschillende bodem oppevlakken (bron: Eurosem model)
Land use or cover
low
mean
high
Bare soil: roughness depth
< 25 mm
0.010
0.020
0.030
25-50 mm
0.014
0.025
0.033
50-100 mm
0.023
0.030
0.038
> 100 mm
0.045
0.047
0.049
> 50 mm
0.015
0.023
0.040
short grass
50-100 mm
0.030
0.046
0.060
medium grass
150-200 mm
0.030
0.074
0.085
long grass
250-600 mm
0.040
0.100
0.150
> 600 mm
0.060
0.150
0.200
Bermuda grass: dense cover
0.300
0.410
0.480
Other dense sod-forming grass
0.390
0.450
0.630
Bermuda grass: sparse to good cover
very short grass
very long grass
Dense bunch grasses
0.150
Annual grasses (e.g. Sudan grass)
0.200
Kudzu
0.070
Lespedeza (legumes)
0.150
0.230
0.100
Natural rangeland
0.100
0.130
0.320
Clipped range
0.020
0.150
0.240
2.5 t/ha
0.050
0.055
0.060
5.0 t/ha
0.075
0.100
0.150
7.5 t/ha
0.100
0.150
0.200
10 t/ha
0.130
0.180
0.250
2.5 t/ha
0.012
0.020
0.050
5.0 t/ha
0.020
0.040
0.075
10.0 t/ha
0.023
0.070
0.130
Cotton
0.070
0.080
0.090
Wheat
0.100
0.125
0.300
Sorghum
0.040
0.090
0.110
Wheat straw mulch
Chopped maize stalks
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
15
2.5 Erosie, sediment transport en sedimentatie
Er zijn twee mechanismen waardoor erosie kan optreden tijdens en vlak na een regenbui: spaterosie (splasgh detachment) en strommings-erosie (flow detachment). We zullen deze
achtereenvolgens berekenen en met elkaar vergelijken.
2.5.1 Kinetische energie regen en Splash detachment
Splash detachment is een gevolg van het inslaan van regendruppels op bodemdeeltjes. Het
voornaamste effect is het losmaken van bodemmateriaal en het kapot maken van bodem
aggregaten. Aggregaten zijn stukken bodem van allerlei formaat: van enkele mm tot enkele cm.
De runoff is vaak niet sterk genoeg om hele aggregaten mee te nemen maar wanneer deze eerst
door de regen kapot gemaakt zijn gaat dit wel. Regen zorgt ook nog voor transport doordat de
bodemdeeltjes wegspatten tot enkele tientallen cm van de plek van impact, maar dit is meestal te
verwaarlozen op grotere schaal, behalve in bepaalde omstandigheden.
Splash hangt samen met de sterkte van de bodem, de kinetische energie van de neerslag en en de
dikte van de waterlaag op de bodem. Een waterlaag kan de inslag van druppels bufferen en de
kinetische energie opnemen. Dit gebeurt meestal als de waterlaag de dikte heeft van de
gemiddelde druppelgrootte. Dit blijkt voor de meeste regenbuien 1.5 mm te zijn. Deze factoren
kunnen we samenvatten in de volgende formule:
Ds = k i ⋅ KE ⋅ e − bh
waarin: Ds = splash detachment, ki = empirische bodem sterkte "interrill erodibility" in (kg/J),
KE = kinetic energy in of the rainfall (in J/m2), h = dikte van de waterlaag in m, dempingsfactor
b = 1.5.
Opgave 2.9
Laat zien wat de eenheid van Ds is in bovenstaande formule?
2
KE heeft als eenheid J/m2, k is in g/J dus Ds is in g/m2 (of *0.001 zodat de waarde in kg/m gegeven
wordt, dat wordt in de literatuur meestal gegeven)
De kinetische energie van de neerslag hangt af van de intensiteit. Van Dijck (2002) heeft na een
revisie van data wereldwijd geconcludeerd dat de kinetische energie het best berekend kan
worden uit:
E = Emax ⋅ (1 − 0.52 ⋅ e −0.042⋅I )
waarin: de maximum kinetische energie Emax = 28.3 J/m2/mm en I is de intensiteit van de
neerslag in mm/h. LET OP: deze formule geeft de kinetische energie bij een bepaalde intensiteit
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
16
per mm neerslag. De kinetische energie van een hoeveelheid neerslag in een bepaald tijdsinterval
wordt gevonden door E te vermenigvuldigen met de hoeveelheid regen P in dat tijdsinterval:
KE = E ⋅ P
dus KE heeft als eenheid J/m2/mm * mm = J/m2
Opgave 2.10
a)
Bereken de kinetische energie voor elk van de tijdsintervallen van de regenbui uit tabel
2.1.
zie excel sheet
b)
Uitgaande van tabel 2.5, hoe groot is de totale splash detachment die geproduceerd wordt
tijdens deze bui (in kg/m2).
zie excel sheet, 0.444 kg/m2
c)
Wat gebeurt er met het splash materiaal in de eerste drie tijds intervallen?
komt dichtnij weer neer en blijft liggen, er is geen transport. Dit materiaal kan later wel makkelijker
verplaatst worden als er runoff optreedt.
d)
In figuur 2.4 staan de waarden van tabel 2.5 in een grafiek gerangschikt van klei naar
zand. Over het algemeen neemt de erosie gevoeligheid toe met het zand gehalte. Waarom
zou de laatste klasse zand weer juist een lage gevoeligheid hebben?
zand is te zwaar en te groot voor de regendruppels om ver verplaatst te worden, zowel door de dunne
water laag tijdens runoff op de hellingen (zie vorige opgaven), als door de grootte van de regendruppels
(zie college ppt). Let op dat de textuur klassen op de horizontale as min of meer logaritmisch verdeeld zijn
wat betreft korrelgrootte, zand is 1000000 maal groter dan klei.
Texture
interrill erodibility ki
mean
low
Clay
Clay loam
Silt
Silt loam
Loam
Sandy loam
Loamy sand
Fine sand
Sand
high
0.0017
0.002
0.0024
0.0014
0.0017
0.0019
0.0008
0.0012
0.0016
0.0008
0.0015
0.0023
0.001
0.002
0.0027
0.0017
0.0026
0.0031
0.0019
0.003
0.004
0.002
0.0035
0.006
0.001
0.0019
0.003
Tabel 2.5. Bodem sterkteparameter voor splash detachment
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
17
0.007
0.006
0.005
min
0.004
mean
0.003
max
0.002
0.001
Sa
nd
Lo
am
Sa
nd
y
lo
a
Lo
am m
y
sa
nd
Fi
ne
sa
nd
Si
lt
Si
lt
lo
am
lo
am
C
la
y
C
la
y
0
Figuur 2.4. Bodemsterkte versus textuur klassen.
2.5.2 Transport capaciteit en Flow detachment
De flow detachment Dr wordt berekend aan de hand van het transportcapaciteits evenwicht. Dit
principe zegt dat er niet meer flow detachment kan zijn dan het vermogen van de stroming om
deeltjes te transporteren: het losmaken van deeltjes gaat net zolang door totdat het water
‘verzadigd’ is met suspensie materiaal. We moeten dus eerst de transportcapaciteit TC berekenen
voordat we Dr kunnen berekenen.
Er zijn verschillende formules beschikbaar voor TC die getest zijn onder bepaalde
omstandigheden, meestal in stroomgoten in laboratoria. Deze vergelijkingen zijn meestal
gebasseerd op de shear stress τ van een stroom:
τ = ρ w gRS
waarin de soortelijke massa van water ρw = 1000 kg.m-3, g is de zwaartekracht constante (9.8), R
is de hydraulische straal (m) en S is de hellingshoek (sinus, -). Een andere variabele die vaak
gebruikt wordt is de “stream power” Ω:
Ω = τVw = ρ w gRSVw = ρ w gSQ
waarin V is de stroom snelheid (m/s). We kunnen Ω versimpelen door te delen door te delen
door de streampower uit te drukken per eenheid van gewicht en hoeveelheid van het water (delen
door ρgR). Dit levert de “unit streampower” op:
ϖ = VS
Govers (1990) heeft uit een 400 veldmetingen bepaald dat TC het best bepaald kan worden door
middel van de unit streampower ω. In de volgende opgaven berekenen we eerst de TC en
vervolgens de stromingserosie (flow detachment).
De transportcapaciteit (in kg/m3) hang als volgt af van de unit streampower:
TC = ρ s ⋅ c(100 ⋅ (ω − ω c )) d
waarin ωc is de kritische unit streampower, d.w.z. de minimum streampower waarbeneden geen
transport plaatsvindt (0.004 m/s), ρs is de soortelijke massa van vaste bodemdeeltjes (2650
kg/m3), en c en d zijn constanten die afhangen van de textuur:
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
18
1
0.2
0.18
c
0.9
0.16
d
0.8
0.14
0.7
0.12
0.6
0.5 d
c 0.1
0.08
0.4
0.06
0.3
0.04
0.2
0.02
0.1
0
0
50
100
150
200
0
250
D50 (mu)
Opgave 2.11
a) Geef de eenheden van τ, Ω en ω (bedenk dat kg*zwaartekracht is Newton N).
τ=N/m3*m=N/m2; kracht uitgeoefend per oppervlak
2
2
Ω=N/m *m/s=N/m/s; ofwel Nm/m /s -> arbeid per oppervlak per tijd
ω=m/s
b) Bereken de unit stream power ω met de gegevens en antwoorden van opgave 2.7.
c) Bereken de TC voor deze snelheden. De mediaan van de korrelgrootte van Loess D50=30
μm. Kun je meer materiaal transporteren bij een kale bodem of gras? Waarom?
c=0.06, d=0.6, zie excel sheet
bij kale bodem kun je meer transporteren: minder weerstand, meer snelheid, meer stream power.
d) Bereken ook de TC voor een grof zand van 200 μm. Van welk materiaal (Loess of zand) kun
je meer transporteren bij de gebruikte snelheden en waarom?
Morgan et al. (1998) beschouwen het losmaken, transporteren en bezinken van deeltjes als een
continu proces. Zij beschrijven een manier om de transport capaciteit te gebruiken om zowel de
erosie als de depositie te berekenen. Ze veronderstellen dat de flow detachment Df berekend kan
worden uit het verschil tussen een maximale detachment De die deeltjes in de stroom brengt, en
de depositie Dp waardoor deeltjes bezinken. De algemene formule voor depositie is:
Dp = C ⋅ v s
waarin C is de concentratie van het suspensie materiaal (kg/m3) en vs is de bezinkingssnelheid (in
m/s): m.a.w. de hoeveelheid depositie hangt af van de hoeveelheid materiaal (C) en de snelheid
waarmee dat materiaal bezinkt (vs). Gecombineerd geeft dit:
Df = De − Dp = De − C ⋅ v s
Als nu de stroom ‘vol’ is, is de concentratie gelijk aan de transportcapaciteit: TC = C. Er kan
geen erosie meer plaats vinden dus Df = 0. Als de stroom ‘leeg’ is kan er maximaal TC aan
deeltjes worden opgenomen. Hieruit kan worden afgeleid dat:
De = Df + Dp = 0 + Cv s = TC ⋅ v s
De bovenstaande vergelijkingen worden door Morgan gecombineerd in een formule voor zowel
depositie Dp als detachment Df:
Df = Dp = β (TC − C )v s
waarin β een ‘eficiëntie’ parameter is die afgeleid wordt van de sterkte van de bodem en waardes
heeft tussen 0 (maximum cohesie, geen erosie) en 1 (cohesieloos, maximum erosie). Hierbij
geldt dat depositie optreedt and C groter is dan TC en detachment als C < TC. Per definitie is β
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
19
gelijk aan 1 voor depositie en kleiner dan 1 voor een bodem met cohesie. Als laatste is met erosie
proeven vastgesteld dat de erosie efficientie β afhangt van de cohesie van de bodem volgens:
1
β=
0.56 + 0.87 * Coh
Waarin Coh is de cohesie in kPa. De cohesie hangt af van de textuur en van de vegetatie, omdat
de wortels van de planten de bodem extra versterken (enkele waarden zijn gegeven in de tabellen
hieronder).
We gaan nu deze vergelijkingen analyseren en vervolgens alles bij elkaar brengen tot één erosie
berekening voor een helling in het onderzoeksgebied in China.
Opgave 2.12
Hieronder zie je een grafiek die de korrelgrootte relateert aan de valsnelheid (log-log schaal).
a) Gezien de waterdieptes die je bij de vorige opgaven hebt gevonden, hoe lang duurt het dan
voordat Loess deeltjes bezinken (neem de mediaan D50 als maat)?
30 mu geeft een valsnelheid van ongeveer 5.10-4 =0.0005 m/s, bij een waterdiepte van bijv. 0.005m duurt
het dus 100 sec voordat de deeltjes weer bezonken zijn (bij stilstaand water). In feite worden deeltjes
voortdurend meegenomen en weer afgezet.
b) Loess bestaat in werkelijkheid natuurlijk uit klei, silt en zand. Gegeven een kleideeltje van 2
μm, hoe ver wordt dit getransporteerd bij de tot nu toe gevonden waterdiepte en snelheid van
kale bodem (bedenk dat er een voorwaardse snelheid is van het water)?
de valsnelheid van klei is 5.10-6 m/s, om bijv. 0.005 m te vallen zal ~1000 sec duren (ruim 16 minuten). Bij
een snelheid van het water van ongeveer 0.1-0.5 m/s, in 1000 sec kan het deeltje dus al 100 tot 500m
verplaatst zijn. In werkelijkheid zijn er natuurlijk helling en weerstand verschillen, maar een kleideeltje
wordt veel verder getransporteerd in de tijd dat het bezinkt.
c) Wat is de valsnelheid van een zand deeltje van 500 μm? Hoe lang blijft dit in de stroom?
Probeer te bedenken wat het transport mechanisme is van zand.
0.1 m/s, het zand zal zich rollend voortbewegen, of zal niet eens bewegen
d) Waarom wordt het kleideeltje op “landschapsschaal” waarschijnlijk nog verder meegenomen
(denk aan de berekening van 2.8c)?
De waterdikte neemt toe naarmate het water zich concenteert en dus duurt het nog langer voordat de
deeltjes bezinken
e) Wat betekent dit voor de samenstelling van het suspensie materiaal in de hoofdrivier waar het
catchment in uitmondt?
dat zal veel fijner zijn, bij idere bui worden de fijne deeltjes verder getransporteerd, en er komt relatief
meer klei in de rivier dan bijv. zand. Dit heet sortering
1.E+00
1.E-01
vs (m/s)
1.E-02
1.E-03
1.E-04
1.E-05
1.E-06
1.E-07
1
10
100
Diameter deeltjes (mu)
Valsnelheden in m/s en korrelgrootte in μm.
1000
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
20
Table 2.6. Bodem cohesie warden in kPa.
Table 2.7. Extra cohesie door vegetatie/gewas bedekking.
Opgave 2.13
Gebruik de tabellen en de valsnelheid hierboven voor deze opgave.
a) Leidt de eenheden af van Dp en Df.
Transport capaciteit en concentratie zijn in kg/m3, valsnelheid vs in m/s, beta is dimensieloos:
Dp en Df: m/s*kg/m3=kg/m2/s dus kg bodem erosie of depositie per oppervlak per tijd
b) In opgave 2.11 heb je TC waarden uitgerekend voor een helling met kale bodem en gras.
Bereken de flow detachment Df voor deze situaties. Ga ervan uit dat C = 0 kg/m3.
zie excel sheet
c) Vergelijk deze waarden met die van de splash detachment in de tijdsintervallen met runoff.
Welke van de twee processen geeft meer geërodeerd materiaal? Neem aan dat de flow erosie
5 minuten duurt (interval in regenbui)
flow erosie geeft meer materiaal bij steile helling en zeker als het water accumuleerd over grotere
afstanden. Splash domineert alleen boven aan de helling en in vlakke gebieden waar de stream power
laag is.
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
21
d) Als de waterdiepte en afvoer toeneemen naar de monding van het catchment, welk proces
neemt dan de overhand?
flow detachment neemt al heel snel de overhand, bij een accumulatie van water gebeurt dit al na enkele
tientallen meters. Daarbij komt dat de splash minder wordt naarmate de waterlaag dikker wordt.
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
22
3 Ruimtelijk modelleren van afstroming en erosie
Met behulp een erosie model gemaakt met de GIS-programmeer taal PCRaster gaan we
afstroming en erosie modelleren voor een catchment in Limburg. Dit catchment bij het dorp
Catsop is al een meet gebieden van het Waterschap Roer en Overmaas. Zij monitoren dit
catchment continu om een beeld te krijgen van de variabiliteit in tijd en ruimte van de afstroming
en erosie.
Het doel van dit practicum is:
• Calibreren van het erosie model zodat de gemeten afvoer gesimuleeerd wordt
• Inzicht krijgen in het aandeel van Ksat en Manning’s n bij een calibratie
• Waar in het catchment vindt erosie en depositie plaats
• Effecten van veranderingen in landgebruik op de ruimtelijke patronen van afstroming en
erosie
De dataset en model moet je eerst downloaden en installeren.
Voor AUB letterlijk uit wat hier staat en installeer de data in de hieronder aangeveven
directory. Doe je dat niet dan werkt het niet!
PCRaster commando’s
Model editor
Dubbel klikken
explorer
Het programma Nutshell
1. Open Internet Explorer en type als internet adres in:
ftp://ftp.geog.uu.nl/lisem/erosiesetup.exe
2. Dit is een installatie file die direct in jullie harde schijfruimte U:\ geinstalleerd dient te
worde. Er wordt nu een directory u:\erosie aangemaakt.
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
23
3. Kijk nu eerst of PCRaster geinstalleerd is: als je klikt op Start->All programs en PCRaster
bestaat dat kun je door met de volgende stap 4. Zo niet dan moet je PCRaster installeren:
Start->Practicum software->PCRaster. Dit kan enige tijd duren.
4. Ga nu met de Windows Explorer naar de directory erosie en klik op nutshell.exe. Dit is een
windows programma waarmee we het erosie model draaien en de Catsop kaarten en andere
data bekijken (zie de figuur hieronder). Het is belangrijk dat de werkdirectory bovenaan links
“U:\erosie” is. Dit doe je door dubbel te klikken op de directory in de explorer links onder.
In de rechter helft van NutShell is het erosie model geladen, in het linker boven deel kun je
PCRaster commando’s geven.
Opgave 3.1
Deze opgave is bedoeld on PCRaster en NutShell te leren kennen.
a) Bekijk eerst de hoogte kaart dem.map: zoek deze kaart op in het ‘explorer’ gedeelte
linksonder van NutShell en dubbel-klik op de kaartnaam. Dit opent het Display programma.
Je kunt meer informatie krijgen door dubbel te klikken op de legenda (en de kleuren
veranderen) en door het venster van de legenda groter te maken.
Dubbel
klikken
b) Als je de kaart in 3D wil zien klik je op het icoon:
. Dit roept het 3D display programma
‘aguila’ aan. Je kunt niet veel veranderen aan de weergave, draaien doe je met je pijltjes
toesen en ‘n’ en ‘m’.
c) Met PCRaster kunnen ook nieuwe kaarten gemaakt worden. Maak een helling kaart door
links boven achter de prompt ‘->’ in te typen:
pcrcalc helling.map=slope(dem.map)
en druk op ‘enter’. Er is nu een kaart ‘helling.map’ bijgekomen in het exporer venster links
onder. Zoek deze kaart op en bekijk hem (dubbel klikken op de kaart). Je kunt deze kaart in
3D bekijken op de DEM:
- wijs eerst de kaart dem.map aan
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
24
- klik vervolgens op het pijltje naast het ‘3D’ icoon:
en maak de
DEM de ‘base map’ waarop de helling kaart moet worden afgebeeld. Wijs vervolgens de
helling kaart aan en klik op het 3D icoon zelf:
helling kaart in 3D.
. Aguila wordt nu geopend met de
d) Tijd reeksen zoals regen en afvoer hebben vaak de extentie ‘tss’. Zoek de regen file
‘p300593.tss’ op en dubbel-klik op de file. Er opent zich nu een ‘timeplot‘ van de neerslag
die we gebruiken. De eenheden zijn: neeslag in mm/h en de tijdtappen zijn steeds 20 sec
(tijdstap 3 is dus 1 minuut, 6 is 2 minuten etc.). Als je in de grafiek klikt krijg je een lijn te
zien met loinks onder de legenda de waarde van de tijdserie. Zoek op wat de hoogste
neerslag is en hoe lang de bui duurt.
e) Heel handig om file te kunnen vinden is het gebruik van de file-filter:
hiermee kun je een selectie maken uit de files die zichtbaar zijn, zodat
je bijv. Alleen tijdseries ziet, kaarten (extentie “map”) etc.
Opgave 3.2
Voor we het model kunnen draaien is het verstandig het landgebruik te bekijken en de waarden
van de Ksat, Manning’s n en de cohesie. De eerste bepaalt hoeveel water er aan het oppervlak
stroomt, de tweede (samen met de hellingshoek) hoe snel het stroomt. De cohesie bepaalt mede
hoeveel erosie er plaatsvindt. Vul de tabel op je antwoord vel in (je haalt de waarden uit de
kaarten: landuse.map, ksat.map, n.map, coh.map, cohplant.map (deze laatste twee kunnen
opgeteld worden).
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
25
Opgave 3.3
Draai nu het model. Als het model erosie.mod nog niet geladen is in het rechter gedeelte van
NutShell, zoek de naam dan op in de explorer linksonder en dubbel-klik op de naam. Je draait
het model door op het icoon:
te klikken in de bovenste iconen balk van NutShell. Het model
simuleert de runoff en erosie in 200 tijdstappen van 20 sec (66 minuten). Doe niets in NutShell
als het model draait want dan kan NutShell vastlopen (dit komt door de drukte op de server
in de practicum zalen). Het draaien van het model kan enige tijd duren!
a) Bekijk ondertussen de grafiek hieronder en noteer de piek afvoer, de totale afvoer en de
responstijd van het gebied (tijd tussen de neerslag piek en de afvoer piek).
b) Als het model klaar is zoek dan de tijdserie afvoer.tss en bekijk deze (als je de file niet kunt
vinden gebruik dan de file filter en zet die op “*.tss;*.tbl;”). Afvoer.tss is de hydrograaf met
op ieder tijdstip de afvoer in l/s. De file Afvoerm3.tss is de cumulatieve afvoer in m3.
Wat is de piek afvoer (l/s)? Wat is de responstijd van het catchment? Wat is de totale afvoer
(m3)?
c) Gegeven dat het catchment 40 ha groot is en de totale neerslag 9.57 mm, wat is de het
gemeten en het gesimuleerde afvoer percentage (percentage regen dat wegstroomd)?
d) Hieronder zie je de werkelijke gemeten afvoer curve. Wat zijn de verschillen met de
gesimuleerde afvoer? Hoe zou dit komen?
Hydrograaf 30-05-93
400
200
3
Qtot = 280 m
175
300
150
250
125
200
100
150
75
100
50
50
25
0
0
0
10
20
30
40
50
60
P (mm/h)
Q (l/s)
350
70
time (min)
Opgave 3.4
We gaan nu proberen het model te calibreren, dwz de gesimuleerde hydrograaf te laten lijken op
de gemeten hydrograaf. Omdat we voor het practicum met een gridcell grootte van 20x20 m
werken om de simulatie tijd redelijk te houden zal dit niet precies lukken, daarvoor is het
catchment niet nauwkeurig genoeg weergegeven.
a) Stel Ksat is in begin mei voor het laatst gemeten en is aan het begin van de bui op 30 mei in
feite lager. Verklein ksat totdat de totale afvoer gelijk is aan de gemeten totale afvoer van
280 m3. Dit kun je doen door de model code aan te passen, voeg de volgende regel toe aan
het script op regel 38:
Ks=Ks*0.8;
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
26
Let op hoofd- en kleine letters en eindig de regel met ‘;’. Save het model (Ctrl-S) en draai
het opnieuw. Noteer de totale afvoer, de piek afvoer en de tijd van hoogste afvoer.
b) De timing van de afvoer piek is nog niet goed, de piek komt te laat. Verklein de manning’s n
door hem te halveren. Type onder de regel met Ks die je net hebt toegevoegd:
N = N * 0.5;
Draai het model opnieuw. Wat zie je gebeuren met de afvoer? Wat gebeurd er met de totale
afvoer vergeleken met het vorige antwoord? Waarom (bedenk wat de invloed van Maning’s
n op de verblijftijd van het water is en dus op de infiltratie)?
c) De ksat moet nu weer iets omhoog, verander de factor 0.8 voor de calibratie van Ks naar een
groter getal. Draai het model en noteer opnieuw de afvoer variabelen.
d) We kunnen de afvoer ook als ‘filmpje’ bekijken. Iedere tijdstap wordt een kaart gemaakt doe
Q0000000.001, Q0000000.002 etc heet. Zet de file filter op “Map Series”:
Hierdoor wordt van deze serie kaarten alleen de eerste getoond maar door hierop dubbel te
klikken wordt de complete serie in Display geladen. In Display is een ‘film’ icoon waardoor
je de afvoer (in m3/s) ziet stromen:
Je kunt ook de afvoer in 3D zien door de kaart serie aan te wijzen en op het icoon
te klikken. Je ziet nu de afvoer als een golf door het landschap gaan.
Opgave 3.5
Het model simuleert ook de erosie en depositie. Dit zijn de kaarten Ds.map (splash detachment),
Df.map (flow detachment), Dp.map (depositie) en neteros.map (som van Ds, Df en Dp). Het
makkelijkst is het de file-filter nu op “*.map” te zetten.
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
27
a) Waar komt vooral erosie voor en waarom (kijk naar landgebruik en helling)?
b) Hoe groot is de splash erosie t.o.v. de flow erosie? Je kunt dit bekijken door bijv een nieuwe
kaart te maken:
pcrcalc meersplash.map=ds.map > df.map
dit geeft een kaart met 1 (meer splash) en 0 (minder splash).
c) Waar komt vooral depositie voor en waarom?
d) Je ziet ook dat er in de winter tarwe steeds wat depositie is. Waar komt dit sediment
vandaan?
e) De tijdserie conc.tss geeft het concentratie verloop aan het uitstroom punt (in kg/m3 ofwel
g/l). Bereken met behulp van de afvoer grafiek de sediment flux (in g/s) op het moment van
de piek afvoer.
f) De tijdserie soilloss.tss geeft een grafiek van het cumulatieve sediment verlies uit het gebied?
Hoe groot is dit?
Opgave 3.6
In al zijn wijsheid besluit de Europeesche Unie Mais flink te subsidiëren ten koste van de winter
tarwe. De nieuwe landgebruikskaart ziet er uit als landuse2.map (bekijk deze). Deze kaart vormt
de basis van een nieuwe set parameters, die we gelukkig automatisch met PCRaster kunnen
genereren. Doe het volgende:
1. Zoek in de NutShell explorer links onder het PCRaster model variables.mod en laadt deze
file in de NutShell editor.
zodat de nieuwe kaarten worden gemaakt.
2. Klik nu op het icoon om dit model te “runnen”
3. Controleer dit door bijv. de manning’s n te bekijken
4. Klik nu op de tab van het erosie model zodat je deze weer ziet en verander de variabele
namen van de uitvoer gegevens door een ‘2’ toe te voegen aan de namen, zodat deze in
aparte kaarten en tabellen bewaard worden:
# OUTPUT
DischargeTSS = afvoer2.tss;
DischargetotTSS = afvoerm32.tss;
qs_tss = soilloss2.tss;
c_tss = conc2.tss;
Dst = Ds2.map;
Dft = Df2.map;
Dpt = Dp2.map;
neteros = neteros2.map;
a) Draai het model en noteer de nieuwe waarden voor de afvoer en bodem verlies. Heeft de
Mais veel effect?
b) Er treedt nog steeds depositie op, waar en waarom?
Er is een derde landgebruikskaart landuse3.map die dezelfde configuratie heeft als
landuse2.map maar daarbij een aantal grasstroken die dwars op de stroomrichting liggen om het
water en sediment tegen te houden. Volgens de regels van het Waterschap moeten grasstroken
bij steile hellingen om de 200 meter worden aangelegd en bij flauwe hellingen om de 400 m. Dit
resulteert in een kaart zoals landuse3.map. Ga naar het script variables.mod en verander de
regel:
# field id's
fields = landuse2.map;
in:
# field id's
fields = landuse3.map;
bewaar dit script door op “save” te klikken (of met Ctrl-S) en genereer de nieuwe dataset door
variables.mod uit te voeren. Ga nu naar het erosie model en verander de uitvoer variabelen in:
GEO 4410 - Morfodynamiek van het aardoppervlak deel 1 - werkcollege
28
# OUTPUT
DischargeTSS = afvoer3.tss;
DischargetotTSS = afvoerm33.tss;
qs_tss = soilloss3.tss;
c_tss = conc3.tss;
Dst = Ds3.map;
Dft = Df3.map;
Dpt = Dp3.map;
neteros = neteros3.map;
c) Wat zijn de Manning’s n, Ksat en totale cohesie van de grasstroken?
d) Bekijk eerst de piek en totale afvoer en de totale erosie. Wat is het effect van de grasstroken
bijv. Op de noordelijke helling? Vergelijk daartoe de kaarten df2.map en df3.map.