Hydrologi

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
Gå til: navigasjon, søk

Hydrologi (fra gr. ὕδωρ: hydōr, «vatn» og λόγος: logos, «lære») er studiet av vannkretsløpet og vannressursene i hydrosfæren. Studiet av vann i berggrunn og jord kalles hydrogeologi. Faget er en disiplin av geovitenskapene.

Hydrologi defineres som en geofysisk vitenskapen om vannet på jorden, vannets opptreden, sirkulasjon og fordeling, samt fysiske egenskaper og omgivelsenes reaksjoner. Hele vannets sirkulasjonssyklus på jorden er omfattet i begrepet. Dette er en definisjon fra det amerikanske University Council on Water Resources fra 1967[1].

Disipliner[rediger | rediger kilde]

I prosesshydrologien inndeles studiene etter viktige faser i kretsløpet, se tabellen:

Underdisipliner
Lære Innhold
Limnologi Læren om innsjøer og rennende vann.
Kjemisk hydrologi
Økohydrologi
Hydrometeorologi Læren om overgangen vannet tar mellom stratosfæren eller troposfæren og jordskorpen.
Hydrogeologi Læren om vannet i fjellgrunn og løsmasser.
Hydroinformatikk
Hydrometorologi
Isotophydrologi
Overflatehydrologi
Relaterte disipliner
Lære Innhold
Biogeokjemi
Biogeografi Læren om organismers geografiske utbredning.
Oseanografi Læren om jordens hav og sjøer.
Meteorologi Læren om jordens atmosfære.

Operativ hydrologi[rediger | rediger kilde]

Operativ hydrologi er praktisk og ofte ingeniørmessig tilnærming til vannets kretsløp og er kvantitativ. Definisjonen av operativ hydrologi ble vedtatt på en «Technical Conference of Hydrological and Meterological Services» i Geneve i 1970[1]. Følgende temaer er inkludert:

  1. Måling av hydrologiske deler fra metrologiske og hydrologiske målestasjoner. Her foretaes det innsamling, overføring, behandling, lagring og publisering av hydrologiske data.
  2. Hydrologiske prognoser altså gjøre prognoser for fremtiden, som for eksempel flomvarsel.
  3. Forskning og utvikling av målemetoder, teknikker og fremgangsmåter for de aktivitetene som er nemt over.

Målinger og observasjoner[rediger | rediger kilde]

Hovedartikkel: Vannets kretsløp.

Vannbalanse[rediger | rediger kilde]

Et typisk arbeidsfelt i hydrologien er å kvantifisere hvor store mengder vann som transporteres, for eksempe over et landområde. Vannbalanseligningen for et landområde uttrykkes på sitt aller enkleste slik:

\ P=E+Q

Der:

  • P er nedbøren (i alle former) på overflaten.
  • E er summen av alle former for fordampning fra jordens overlate, inkludert vannflater.
  • Q er avløp fra jordoverflaten, både i elver og ned i grunnen.

Imidlertid vil denne sammenhengen gjelde over svært lang tid, og betraktes et kortere tidsavsnitt må også lagring av vann inkluderes. Ligningen over må da ha med et ledd for endring av nedbørfeltets vannmagasin:

 P=E+Q+\Delta M

Der:

  • \Delta M er endring av volum for alle vannmagasiner (innsjøer, snø, bre etc.).


En fullstendig vannbalanseligning for norske forhold blir som dette[2]:


 P_r+P_s=E_s+E_f+Q_o+Q_g+\Delta M_i +\Delta M_s +\Delta M_m +\Delta M_g

Der:

  • Pr er nedbør som regn.
  • Ps er snø.
  • Ee er evapotransmisjon.
  • Ef er fordamping.
  • Qo avreninng i form av overflatevann.
  • Qg er avreninng i form av grunnvann.
  • \Delta M_i er endring i magasin av snø og is.
  • \Delta M_s er endring i magasin av innsjøer.
  • \Delta M_m er endring i magasin av markvann.
  • \Delta M_g er endring i magasin av grunnvann.

I hydrologien er en interessert i å få kvantifisert alle disse ledene, eller indirekte ved at en bestemmer av noen av leddene, slik at andre kan utledes. Ofte vil magasinleddene være de vanskeligste å bestemme, og for å kunne anslå dette brukes ofte en måleperiode kalt et hydrologisk år. Det hydrologiske året har sint begynnelse og slutt når alle vannmagasineringer er på sitt laveste. I Norge er derfor det hydrologiske nyttåret satt til 1. september. Da regner en at mark- og grunnvannet er på sitt laveste etter vekstsesongens slutt, dessuten er som regel ikke snøen kommet enda. I andre land er det vanlig at denne datoen er 1. oktober.

Om målingene gjøres over en veldig lang periode som 30 år, vil alle magasinendringer fra år til år bli ubetydelige[2]. Dermed kan den første ligningen for vannbalanse brukes. Dette kalles for standard normalperiode, og den som gjelder for databehandling i dag er perioden 1961 – 1990. Neste standard normalperiode er 1991 – 2020.

Norges vannbalanse for normalperioden 1931 - 1960[2]
Landsdel Totalt areal [km2] P - precipitation [mm] E - evaporasjon [mm] Q - avløp [mm]
Østlandet 90 600 865 255 610
Sør- og Vestlandet 63 400 2170 285 1885
Møre - Trøndelag 57 900 1590 270 1320
Nordland 40 600 2035 200 1833
Troms og Finnmark 71 500 950 150 800
Hele landet 324 000 1415 235 1180

I et land som Norge der elektrisk kraftproduksjon skjer ved vannkraft er det av stor betydning å kunne anslå hva som er normal nedbør og avløp, da dette vil være det samme som normal energiproduksjon. Normalperioden har lenge vært basert på tall fra 1931-1990, imidlertid har klimaendringer ført til stadig større nedbør og påfølgende energiproduksjon. Som et eksempel var energiproduksjonen i 2000 på 143 TWh, mens det mot normalen skulle vært 113,4 TWh[2]. På grunn av denne økningen ble det i 2001 besluttet å bruke 1970-1999 som ny normalperiode[2]. Dermed er normal kraftproduksjon i Norge 118 TWh.

Kuriosa – Mot normalt![rediger | rediger kilde]

Leif Juster sitt berømte revyinnslag fra 1945 dreide seg om disse normalperiodene for metrologiske og hydrologiske observasjoner. I innslaget personifiserer han en oppbrakt mann som irriterer seg over at værvarslet i radioen har en henvisning til normal nedbørsmengde. Den aldrende mannen raljerer over det tilsynelatende ubegripelige i at det skal være noen normal mengde regn. Perioden som da ble henvist til var normalperioden 1901–1930.

Nedbørsmåling[rediger | rediger kilde]

Nedbørsmåling er viktig både i meteorologisk og hydrologisk sammenheng. I en nedbørmåler benyttes et kar eller annen oppsamler for regnvann. Det som blir målt er antall mm nedbør som faller, som er det samme som hvor mye nedbør vil legge seg på bakken om ikke noe renner vek, fordamper eller infiltreres. Nedbørobservasjoner gjøres med datainnsamling fra mange målestasjoner i hele verden og dataene registreres typisk pr. dag og pr. måned. Det gjøres også observasjoner for korter tidsperioder som minutter og timer[1].

Fordampning[rediger | rediger kilde]

Måling av fordamping direkte er vanskelig og matematiske modeller brukes derfor. En betrakter fordunstningen som en transportprosess av vanndamp fra et medium til et annet (vannoverflate og atmosfæren) når temperaturen er under kokepunktet. Det forutsettes at luftsjiktet over vannflaten er umettet, slik at det er en fuktighetsgradient fra dette luftsjiktet og lenger opp i luften (eller atmosfæren). Denne gradienten uttrykkes som differansen mellom metningstrykket ved den fordunstende flaten, og et referansenivå lenger opp (2 meter over vannflaten) henholdsvis es og xz. Generelt uttrykkes dette[2] [1]:

E = k\cdot f(u) (e_s-q_z)

Her er:

  • E fordunstet vannmengde.
  • f(u) er en funksjon av vinden u
  • es metningstrykket ved den fordunstende flaten
  • ez metningstrykket referansenivå lenger opp fra flaten.

Forøvrig er denne formelen basert på Daltons lov. Vind og temperatur har stor betydning for fordampningen. Ved sterk vind vil små vanndråper rives løs fra vannoverflaten når bølger dannes, disse dråpene vil igjen fordampe i luften og øke den totale fordampningen. Som eksempel nevnes det at fordampningen på Filefjell og Romerike er funnet til å være 105 mm og 375 mm som årsmiddel[2].

Avløp og vannføring[rediger | rediger kilde]

Limnigrafstasjon i Carnation, Washington

I en rekke vassdrag i Norge har det vært ført datainnsamling av målinger av vannstand av NVE. Slike målesteder kalles for vannmerker. Hensikten er å bestemme vannføringen i elva, som m3/s vann forbi et snitt, ved at det er et direkte forhold mellom vannføring og vannstand. Imidlertid er det et problem at vannstrømningen, og dermed vannføringen, er sterkt varierende i elvens tverrsnitt. Størst vil vannhastigheten være øverst og midt i elva, minst nede ved bunnen og ved breddene.

Den lengste måleserien i Norge er for Glomma ved Øyeren, der målingene startet i 1852[2]. Måling med en centimeterskala fastmontert og manuell avlesning har vært vanlig, men nå er mer automatiske metoder vanlige. En automatisk stasjon for avlesning kalles for en limnigrafstasjon. Nedenfor er det en lenke til en målestasjon i Junkerdalselva i Nordland Fylke med oppdatering flere ganger i døgnet. Målinger må foretaes ofte, typisk daglig og over flere år for å finne midlere vannføring, flomvannsføring, lavvannsføring og andre karakteristiske størrelser. En kurve som viser vannføringen som funksjon av tiden, for eksempel årets måneder, kalles hydrogram.

Oppsamlingmetoden[rediger | rediger kilde]

Er den aller enkleste måte å måle vannføringen i en liten bekk på. Det skjer ved at alt vannet i i bekken samles i en renne og et passe stort kar med kjent volum settes under. Med stoppeklokken måles tiden det tar å fylle opp karet.

Måledam[rediger | rediger kilde]

Brant Broughton Gauging Station - Målestasjon med måledam i elva River Brant i Lincolnshire, England. Oppdatert måledata for stasjonen kan finnes her: [1].

Måledam er en metode som også passer best for bekker, og går ut på at det lages en demning med en definert profil. I demningen settes en relativt tynn plate med skarpe kanter, og en spalte som alt vannet må renne gjennom. Typisk må spalten måtte være så stor at alt vann også med stor vannføring må gå gjennom den. Vannføringen vil være en direkte funksjon av vannhøyden bak dammen. Med rektangulær spalt blir sammenhengen mellom vannstand og vannstrønming[1]:

\  q= 2/3 \mu b h \sqrt{2gh}
\mu=0,6035 + 0,0813 h/H

Der symbolene betyr:

  • q er vannføringen, altså vannvolum per tidsenhet.
  • b og h er henholdsvis spaltens bredde og høyde.
  • g er tyngdens akselerasjon 9,81 m/s2.
  • H er overfallets høyde fra bunnen av dammen.

Måling med Flygel[rediger | rediger kilde]

Denne metoden brukes for store elevtverrsnitt, og går ut på at vannhastigheten på flere punkter i elevtverrsnittet måles med en liten propell. Poppelen står i på et lite torpedoformet hus med tellerverk eller generator for måling av omdreiningshastighet. Denne er igjen montert på en håndholdt stang eller wire. Målingene kan skje ved vading ut i elva, med båt eller fra en bru. Ved måling må vannhastigheten i punktene registreres for samme vannstand, i tillegg må hele tverrsnitt for elv måles slik at arealet er kjent. Målingene må foretaes flere ganger med forskjellige vannstander for vannmerket. Dataene bearbeides og det kan konstrueres en såkalt vannføringskurve som viser sammenheng mellom vannstand og vannføring. Kurven vil typisk vare parabelformet. Målingene må gjøres i et sted der elvevannet strømmer mest mulig jevnt, og der det ikke er innsnevringer nedenfor målestedet som påvirket vannstanden ovenfor.

Andre metoder[rediger | rediger kilde]

Det er utviklet metoder for vannføring ved hjelp av fargestoff, der konsentrasjonen av fargestoffet gir en sammenheng med vannføringen for en gitt mengde farge. Radioaktive isotoper har vært benyttet på samme måte[1]. Metoden med fargestoff eller radioaktive isotoper kalles den relative fortynningsmetoden og den utviklet av de norske hydrologene J. Aastad og R. Søgnen på 1920-tallet[2]. Det er i de senere årene også utviklet metoder der dopplerprinsippet tas i bruk.

Avrenning og spesifikt avløp[rediger | rediger kilde]

Vannføringsdatene brukes til å beregne spesifikt avløp for et nedbørfelt. Dette gjøres ved at vannføringen divideres på arealet av nedbørfeltet. En bruker da målenheten l/s km2. Er for eksempel årsmiddel for vannføringen i elva kjent finner, en midlere årlig spesifikt avløp med å dividere på nedbørfeltets areal. Om en da ønsker å finne vannføringen i en elv der en ikke har målinger, kan en benytte spesifikt avløp fra et nabovassdrag for å beregne dette. En trenger da kun å måle eller anslå nedbørfeltets areal og så multiplisere dette tallet med spesifikt avløp for naboelva. Dette kan gjøres ved hjelp av et kart der en ser på høydekotene for å bestemme hvor vannskillet til det aktuell nedbørfeltet går. Nedenfor viser tabellen spesifikt avløp for Norge delt inn i fem landsdeler, samt noen andre sentrale parametre for avløpet i normalperioden 1931-1960.

Avløp i normalperioden 1931 - 1960[1]
Landsdel Totalt areal km2 Registrert avløp fra område [ km2] Vannmengde [106 m3/år] Spesifikt avløp [l/s km2] Nedbør [mm/år]
Østlandet 90 600 78 203 55 293 19,3 610
Sør- og Vestlandet 63 400 30 749 119 644 59,8 1885
Møre - Trøndelag 57 900 24 974 76 533 41,9 1320
Nordland 40 600 15 654 74 576 58,2 1835
Troms og Finnmark 71 500 27 601 57 060 25,3 800
Hele landet 324 000 177 181 383 106 37,5 1180










Se også[rediger | rediger kilde]

Organisasjoner
Annet

Referanser[rediger | rediger kilde]

  1. ^ a b c d e f g Jakob Otnes og Erik Ræstad: Hydrologi i praksis, Ingeniørforlaget 1978. ISBN 82 524 0036 1.
  2. ^ a b c d e f g h i Arne Tollan: Vannressurser. Universitetsforlaget, 2002. ISBN 82-15-00097-5

Eksterne lenker[rediger | rediger kilde]