Hydrologi

Opprydning: Denne artikkelen trenger en opprydning for å oppfylle Wikipedias kvalitetskrav. Du kan hjelpe Wikipedia ved å forbedre den.

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]

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

Underdisipliner

Relaterte disipliner

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 Genève i 1970.^[1] Følgende temaer er inkludert:

1. Måling av hydrologiske deler fra meteorologiske og hydrologiske målestasjoner. Her foretas 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.

Hovedartikkel: Vannets kretsløp.

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:

${\displaystyle \ P=E+Q}$

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:

${\displaystyle P=E+Q+\Delta M}$

Der:

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

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

${\displaystyle P_{r}+P_{s}=E_{s}+E_{f}+Q_{o}+Q_{g}+\Delta M_{i}+\Delta M_{s}+\Delta M_{m}+\Delta M_{g}}$

Der:

• P_r er nedbør som regn.
• P_s er snø.
• E_e er evapotransmisjon.
• E_f er fordamping.
• Q_o avreninng i form av overflatevann.
• Q_g er avreninng i form av grunnvann.
• ${\displaystyle \Delta M_{i}}$ er endring i magasin av snø og is.
• ${\displaystyle \Delta M_{s}}$ er endring i magasin av innsjøer.
• ${\displaystyle \Delta M_{m}}$ er endring i magasin av markvann.
• ${\displaystyle \Delta M_{g}}$ 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.

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.

Leif Juster sitt berømte revyinnslag fra 1945 dreide seg om disse normalperiodene for meteorologiske 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 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]

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 e_s og x_z. Generelt uttrykkes dette:^[1][2]

${\displaystyle E=k\cdot f(u)(e_{s}-q_{z})}$

Her er:

• E fordunstet vannmengde.
• f(u) er en funksjon av vinden u
• e_s metningstrykket ved den fordunstende flaten
• e_z 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]

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.

Er den aller enkleste måte å måle vannføringen i en liten bekk på. Det skjer ved at alt vannet 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 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]

${\displaystyle \ q=2/3\mu bh{\sqrt {2gh}}}$

${\displaystyle \mu =0,6035+0,0813h/H}$

Der symbolene betyr:

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

Denne metoden brukes for store elvetverrsnitt, og går ut på at vannhastigheten på flere punkter i elvetverrsnittet måles med en liten propell. Propellen står 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.

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.

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.

Organisasjoner

• Vannets kretsløp
• Norsk hydrologiråd
• Norsk institutt for vannforskning
• Norges vassdrags- og energidirektorat

Annet

• FTU

• Vannføring for Junkerdalselv Nr:163.5.0 [2] Arkivert 3. januar 2014 hos Wayback Machine.
• Utdanning.no sin yrkesbeskrivelse av hydrolog