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【2h】

Runoff Characteristics and Soil Moisture Variation of Topsoil in Headwaters of a Mountain Small Catchment : The Observation in Weathered Granitic Mountains at the South-east of Shiga Prefecture

机译：山区小流域上游河道表土的径流特征和土壤水分变化-滋贺州东南风化花岗岩山的观测。

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山地小流域源頭部の表層土における雨水移動の過程を明らかにすることを目的として, 滋賀県東南部の風化花崗岩山地にある桐生試験地内の源頭部に試験流域を設定し, 水文観測を行った。その結果, 得られた知見を要約すると以下の通りである。1. 試験流域における平均表層土厚は, ヒノキ沢右俣 : 57. 5cm, 同左俣 : 53. 6cmである。桐生試験地における表層土の間隙率は0. 55であるので, 表層土の最大保水容量は, 右俣 : 316. 3mm, 左俣 : 295. 1mmである。また桐生試験地の平均表層土厚, 最大保水容量はそれぞれ61. 0cm, 335. 5mmである。また, 表層土厚の頻度分布は, 対数正規分布と見ることができる。2. 右俣, 左俣における表層土厚分布の違いが, 流出特性に影響している。右俣は, 谷底部の表層土が薄いため, 表層土内に飽和水深が発生, あるいは増加し, 特に表層土厚が20個以下の下流部では, 飽和水面が土壌表面に達することにより, 表面流の発生が見られる。一方, 左俣は, 谷底部の表層土が厚いため, 降雨は貯留量の増加に消費され, 飽和水深の発生は, 降雨強度, あるいは総降雨量が特に大きい場合に限られる。通常の水分移動は, 不飽和状態での流動が支配的である。3. 左俣において, 圧力水頭の測定によって表層土内の水分貯留量を算定した。観測期間内の流域平均貯留量の最小値は, 59. 4mm, 飽和度0. 20, 最大値は185. 4mm, 0. 63であった。4. 左俣の流量と左俣下端部 (T-1) における貯留量との間には, 明確な対応が見られ次式により表わされた。Q=8. 76×S_T1_7. 4 Q : 流量 (mm/hr), S_T1 : 流域下端 (T-1) における貯留量 (飽和度) 左俣の流量と流域平均貯留量との間には, 5 - 10日間の無降雨による減水期間について検討したところ, 各減水期間毎に, Q=a×S_b Q : 流量 (mm/hr), S : 流域平均貯留量 (飽和度), a, b : パラメーター で表される対応関係が見られた。しかしながら, 流域平均貯留量が等しくとも減水期間毎に流量は異なっている。この原因としては, 流域平均貯留量が等しくても, 流域内の水分分布, 特に流域下端部における貯留量が異なることが考えられる。
机译：为了弄清小山区盆地顶部表层土壤中雨水的迁移过程，在滋贺县东南部风化花岗岩山的桐生试验场的顶部设置了试验盆，进行了水文观测。 ..所得结果总结如下。 1.试验盆地的平均表层土壤厚度为日之泽右Mata：57.5厘米，左左Mata：53.6厘米。由于桐生试验场的表层土壤孔隙率为0.55，因此表层土壤的最大保水能力为龙马：316.3毫米和索马塔：295.1毫米。 Kiryu试验地点的平均表层土壤厚度和最大保水能力分别为61.0 cm和335.5 mm。表层土壤厚度的频率分布可以看作是对数正态分布。 2.左右垫层之间的表层土壤厚度分布差异会影响径流特性。由于山谷底部的表层土壤很薄，因此表层土壤中会出现饱和水深度或增加饱和水深度，特别是在表层土壤厚度小于或等于20的下游区域，饱和水面会到达土壤表面，观察到流动。另一方面，由于谷底的表层土壤较厚，因此消耗了降雨以增加存储量，并且仅当降雨强度或总降雨特别大时才发生饱和水深。正常的水运动以非饱和状态下的流动为主。 3.在索马塔，通过测量压头计算出表层土壤中储存的水量。观测期间集水区平均储水量的最小值为59.4毫米，饱和度为0.20，最大值为185.4毫米，为0.63。 4.左手的流量与左手下端的存储量（T-1）之间存在明显的对应关系，用以下方程式表示。 Q = 8。76×S_T1_7。4 Q：流量（mm / hr），S_T1：盆底（T-1）的存储量（饱和度）。 -当我们检查由于10天没有降雨而导致的减水期时，我们发现Q = a×S_b Q：流量（毫米/小时），S：平均集水量（饱和度），a，b：每个减少期的参数。有一个对应的显示。然而，即使流域平均存储量相同，每个减少期的排放量也不同。其原因可能是，即使盆中的平均蓄水量相同，盆中的水分布，特别是盆下端的蓄水量也不同。

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