1 NEDBØR - AVLØP PROSESSER Relasjonen mellom nedbør og avløp i en elv kan studeres utfra ulike tidsperspektiv. Går vi ut fra tidsperioder på måneder, år eller lengre, vil oppgaven gå ut på å bestemme proporsjonene på de ledd som inngår i vannbalanselikningen. Det dynamiske forløpet når regn eller snøsmelting danner vannføring er det ikke nødvendig å ta hensyn til. Om vi på den andre siden ønsker å beskrive denne relasjonen i tidskala på timer eller dager, er det akkurat denne dynamiske prosessen som krever oppmerksomhet. Hovedtyngden i dette avsnittet er lagt på nedbør-avløp prosessen relatert til enkelte nedbørshendelser, og det gis redegjørelser for fysiske prosesser i ulike terrengtyper i Norden. Vannføringen i et vassdrag representerer en av de delene i det hydrologiske kretsløpet (vannbalansen) som er enklest å måle i feltet. Likevel utgjør den et komplisert samspill av ulike avløpsbidrag fra ulike deler av avløpsfeltet. En kurve som viser vannføringen som funksjon av tiden kalles hydrogram (fig. 1). Figur 1 Karakteristisk hydrogram som følge av kraftig bygenedbør.
2 Dersom det regnet eller den snøsmeltingen som opprinnelig genererer vannføringen i vassdraget ville fortsette i all uendelighet på et konstant nivå, ville vannføringen også oppnå og holde seg på et konstant nivå. Dersom vi for eksempel overser tap forårsaket av fordampning, ville 1 mm regn per time gi omtrent 28 m 3 /s fra et 100 km 2 stort avløpsfelt. Regn- og snøsmeltingstilfeller fortsetter imidlertid ikke i all evighet og slutter som regel lenge før en vedvarenhetstilstand er oppnådd. Et hydrogram viser derfor etter en stigende del en toppverdi som følges av en avtagende del (resesjon), med i mange tilfeller en nærmest eksponentiell form. Resesjonen fortsetter til neste regn eller snøsmelting setter inn. Transformeringen av et intensivt regntilfelle (snøsmelting) til et hydrogram som strekker seg over en lang tidsperiode i forhold til regnets varighet, er en følge av en transport og lagring av vannet i ulike deler av avløpsfeltet på vei til målepunktet i vassdraget. Grip og Rohde (1985) gir en utførlig beskrivelse av hva som skjer på vannets vei fra regn til bekk under nordiske forhold. Den reisetiden en regndråpe bruker for å nå utløpet kalles transittid. Fordi vannpartiklenes vei er forskjellig og fordi de beveger seg med ulik middelhastighet, har ulike partikler forskjellige transittider. Vi kan derfor snakke om en transittidfordeling. Omsetningstiden uttrykkes vanligvis som forholdet mellom det totale volumet vann og den totale gjennomstrømningen. I et vanlig avløpsfelt kan denne være vanskelig å få et klart begrep om. Det er enklere å angi omsetningstiden for f. eks. et sjømagasin. Oppholdstiden angir hvor lenge nettopp innkomne partikler i middel forblir i avløpsfeltet. Vi skal her merke oss at vi ved disse definisjonene bare tar hensyn til de regnpartiklene som faktisk før eller senere når fram til utløpspunktet. Det er et generelt utgangspunkt i dette kapittelet at vi bare betrakter den delen av nedbøren som resulterer i avløp. Uten å spesifisere hva som er den direkte årsaken til transittidfordelingen for vannet i avløpsfeltet, kan vi i et hydrogram alltid skille mellom rask avrenning som resulterer i en klar topp i samme tidsrom som et regntilfelle, og en langsom avrenning som fortsetter lenge etter at regnet har opphørt (fig. 1) Det senere avrenningsbidraget kalles også tørrværsavrenning.
3 1. Avløpsbidrag fra jord og grunn Vann som beveger seg gjennom et avløpsfelt ned mot et vassdrag, har generelt flere mulige transportveier (fig. 2). Vi kan skille mellom: 1) Hortonsk overflateavløp 2) Gjennomstrømning i gjennomtrengelige mettede eller nær mettede jordlag 3) Langsom grunnvannsstrøm og 4) Mettet overflateavløp hvis nærmere innhold forklares nedenfor. Figur 2 ' Mulige transportveier for en regndråpe fra regn til bekk.
4 Hver og en av disse prosessene svarer på forskjellige måter til regn eller snøsmelting med hensyn til avløpets volum, intensitet og tidsfordeling når det når vassdraget. Den relative andelen av en viss prosess i en region avgjøres av klima, geologi, topografi, jordegenskaper, vegetasjon og markklassifikasjon. Hortonsk overflateavløp At det eksisterer en maksimal grense for den intensiteten vann kan tilføres en gitt jordoverflate med er omtalt av Robert E. Horton (1933) som kalte denne grensen for jordas infiltrasjonskapasitet. Den avtar med tiden etter at regnet har begynt å falle og oppnår etterhvert en temmelig konstant verdi. På grunn av markmaterialets store variabilitet og innhomogenitet varierer infiltrasjonskapasiteten mye selv mellom meget nærliggende punkter på jordoverflaten. Der nedbørintensiteten overstiger infiltrasjonskapasiteten ved et bestemt tilfelle, vil vann samles på jordoverflaten og fylle mindre gropformasjoner (fig. 3). Vi kaller dette vannmagasinet for gropmagasin. Disse deltar ikke i overflateavrenningen. Vannet i disse fordamper eller infiltreres senere. Gropmagasinenes kapasitet overskrides eventuelt og vannet Figur 3 Overflateavrenning beveger seg unnabakke som uregelmessig skikt. kan flomme over og renne ned mot vassdraget i et tynt vannlag med uregelmessig mønster med tilskudd fra fler og fler liknende småbekker med større eller mindre bredde. Denne typen overflatestrøm som har sitt opphav i at nedbørintensiteten overskrider infiltrasjonskapasiteten har fått navn etter Horton. Tykkelsen på vannlaget øker nedover helningen. Hastigheten varie-
5 rer i følge Dunne og Leopold (1978) fra 10 til 500 m/h når vanndypet når opp til 1 cm. Volumet vann som lagres langs helningen som følge av friksjonsmotstanden fra jordoverflaten overflatestrømmen skal overvinne, kaller vi overflate- eller friksjonsmagasin (fig. 3). Figur 4 Nedbør, avløp, infiltrasjon og overflatelagring under en naturlig nedbørhendelse i en skråning. De skraverte arealene under nedbørgrafen representerer nedbør der nedbørintensiteten overstiger infiltrasjonskapasiteten. Det mørkegrå området representerer groplagring, gropene er fylt opp før avløp inntreffer. Lysegrå skravering representerer overflateavrenning. Den initielle infiltrasjons-kapasiteten er f 0 og f e er den endelige konstante infiltrasjonskapasiteten som nås ved kraftige nedbørhendelser. (Modifisert fra Horton, 1940). Beregning av overflateavrenning i overensstemmelse med Horton illustreres i fig. 4. Diagrammet i den øverste delen av figuren viser variasjonen i nedbørintensiteten respektive infiltrasjonskapasiteten som funksjon av tiden. Infiltrasjonskapasiteten følger et forløp som beskrives av Hortons infiltrasjonslikning, som initielt starter med verdien f 0 og deretter eksponentielt avtar mot en konstant verdi f c. Når nedbørintensiteten overstiger infiltrasjonskapasiteten, samles vann på overflaten, men til å begynne med skal gropmagasinene fylles opp.
6 Først deretter kan den delen av nedbøren som ikke kan infiltrere i jorda renne av på jordoverflaten. Horton forutsetter at infiltrasjonskapasiteten er konstant over avløpsfeltet, noe som med dagens kunnskap må betraktes som en grov forenkling. Fig. 5 skal illustrere situasjonen når vi har tatt hensyn til variasjonsfordelinger av infiltrasjonskapasiteten over hele arealet av avløpsfeltet. Videre er nedbørintensiteten markert. Den forutsettes konstant over området. Når nedbørintensiteten overskrider infiltrasjonskapasiteten får vi Hortonsk overflateavrenning. Fra figuren kan vi konstatere at dette bare skjer fra en del av det totale arealet, som vi kan kalle det aktive arealet for generering av overflateavløp. Betson (1964) var den første som innførte dette begrepet. I realiteten forklares tilblivelsen og forløpet av Hortonsk overflateavrenning som en kombinasjon av variasjon i infiltrasjons-kapasiteten både i tid og rom, dvs. en kombinasjon av situasjonene i fig. 4 og 5. Hortonsk overflateavrenning kan forekomme på områder som nesten ikke har vegetasjon, eller som bare har et tynt vegetasjonsdekke. Semi-aride beitemarker og oppdyrket mark i områder med høye nedbørintensiteter, er steder der denne typen avløp kan observeres. Vi kan også se dette fenomenet der jorda er blitt komprimert og helt åpenbart der jordoverflaten er ugjennomtrengelig som i tilfellet bart fjell, eller er tettet gjennom f.eks. asfaltering. Gjennomstrømning i porøse mettede eller nesten mettede jordlag Jordas infiltrasjonskapasitet i udyrket mark overstiger som regel med god margin forekommende regnintensiteter. Ved ett regntilfelle infiltreres således all nedbør når den når jordoverflaten. I Norden er dette den typiske situasjonen. Vannets fortsatte vei bestemmes av jordas egenskaper og da spesielt gjennomtrengeligheten (den hydrauliske konduktiviteten).
7 Figur 5 Fordeling av infiltrasjonskapasitet og nedbør over et nedbørfelt. Det aktive arealet defineres som det arealet der nedbørintensiteten overstiger infiltrasjonskapasiteten. Grunnvannsspeilets nivå og dets fluktuasjoner er en gjenspeiling av disse egenskapene. Vi kan grovt skille mellom terreng der grunnvannsspeilet på det dypeste er to til tre meter under jordoverflaten og dermed vil følge variasjonene i topografien, og terreng der grunnvannsspeilet ligger dypere. Førstnevnte er typisk for moreneområder som dekker den største delen av landoverflaten i Norden. Typisk for denne terrengtypen er også at jordas gjennomtrengelighet er meget høy nær jordoverflaten, men synker drastisk mot større dyp (fig. 6). I glasiofluviale avsetninger som åser og deltaer, ligger grunnvannsspeilet betydelig dypere med dominerende dyp på tre til ti meter. Grunnvannsspeilet følger ikke småskalavariasjoner i landskapet. Fluktuasjonene i grunnvannsstanden gjennom året er relativt små.
8 Figur 6 Generell variasjon i hydraulisk konduktivitet (K) med jorddybde i morene (Fra Lind & Lundin, 1990). Når grunnvannsspeilet ligger nær jordoverflaten er det også dette som vesentlig kontrollerer fuktighetsforholdene i den umettede sonen. En heving av grunnvannsspeilet innebærer samtidig at vannkapasiteten i den umettede sonen øker. Når hevingen er forårsaket av infiltrerende vann fra jordoverflaten, er det svært lite av dette vannet som virkelig når grunnvannssonen i den stigende fasen, men fanges opp i den umettede sonen. Hevingen av grunnvannsspeilet kan vesentlig tolkes som en endring av trykkfordelingen i jorda. Grunnvannssonen får naturligvis et tilskudd av vann, men dette er for det meste vann som fantes i markvannssonen før infiltrasjonen startet. Grunnvannsspeilet er ikke en veldefinert kontinuerlig overflate for karakterisering av vanninnhold i jorda. Spesielt gjelder dette jord med store variasjoner i kornstørrelsefordelingen, f.eks. morene. Grunnvannsobservasjoner i rør med diameter mange ganger større en den hos porene i jorda, gir et galt bilde. Jorda er mettet på begge sider av grunnvannsspeilet. Luft kommer inn i poresystemet et stykke ovenfor det som defineres som grunnvannsspeilet. I en nordisk morene utgjør avstanden 15-30 cm. Nær metning forekommer ingen drastiske endringer i den umettede hydrauliske konduktiviteten. Vannet er derfor like bevegelig på begge sider av grunnvannsspeilet. Vi noterte oss at jordas gjennomtrengelighet varierte drastisk med dypet. Ved en lav
9 grunnvannsstand er vannet derfor meget lite bevegelig. Med fordelaktige fuktighetsforhold i den umettede sonen kan infiltrerende regn forårsake en rask heving av grunnvannsspeilet. Nær jordoverflaten er den hydrauliske konduktiviteten høy. Det økte nivået kan gi opphav til en relativt rask gjennomstrømning og drenering av vann i de mettede eller nesten mettede porøse jordlagene, når de topografiske forholdene og dominerende gradientene tillater dette. Vann som når et vassdrag som resultat av gjennomstrømning i porøse mettede eller nesten mettede jordlag, har derfor ikke karakter av regnvann, men har fått sin signatur av mark- og grunnvannssonen. Når grunnvannsstanden igjen synker som følge av den horisontale dreneringen, skjer endringene i markvannssonen med en viss forsinkelse. Det er vesentlig på dette stadiet at vann dreneres vertikalt fra den umettede sonen til grunnvannssonen. Langsom grunnvannsstrøm I en akvifer med homogen sammensetning av grus, sand eller silt med grunnvannsstanden relativt dypt, er den dypere perkolasjonen en langsomt varierende prosess. I den øvre delen av den umettede sonen kontrolleres vannstrømmen av gradienten i fuktighetsforholdene og gravitasjonen. Fluktuasjonene i vanninnhold er store på grunn av vekslingen mellom infiltrasjon fra regn og uttørking forårsaket av evapotranspirasjon. Lengre ned i profilet stabiliseres vanninnholdet til et enhetlig langsomt varierende nivå, slik at den dypere perkolasjonen utelukkende styrt av gravitasjonen, balanseres av den umettede hydrauliske konduktiviteten ved det gitte vanninnholdet (Childs, 1967). Når grunnvannsspeilet stiger eller faller langsomt, noe som er tilfelle med denne typen akvifer, skjer det i samsvar med variasjonene i perkolasjonen. Den videre strømningen ut mot et tilgrensende vassdrag er beskrevet i kapitlet om grunnvannsstrøm. Om akviferens størrelse og geometri tillater det kan vi beskrive den som en Dupuit-strømning. Ellers må vi benytte et tradisjonelt strømningsbilde. Variasjonene i tilstrømningen til vassdraget følger som regel ikke enkelte nedbørtilfeller, men har et mønster som varierer med årstiden. Vannet har helt karakter av grunnvann. Akviferer med mindre gjennomtrengelighet som morene og oppsprukket fjell, i visse tilfeller
10 bør vi heller karakterisere dem som akvikluder, står også for en langsom grunnvannstilstrømning til vassdrag. Ofte har vi kombinasjonen av morenelag på det oppsprukne fjellet. Samtidig som vi i en morene kan ha en relativt rask gjennomstrømning av vann nær jordoverflaten, skjer en langsom grunnvannsstrøm i de dypere lagene. Den trykkforandringen som skjer som en følge av hevingen av grunnvannsspeilet oppstrøms og nær jordoverflaten, forplantes meget raskt, og medvirker til en heving av grunnvannsspeilet nedstrøms og dermed grunnvannsstrømmen. Strømmen er som en stempelstrøm slik at tilskuddet av vann oppstrøms kompenseres av en tilsvarende utstrømning av vann nedstrøms. Grunnvannsstrøm forsterkes i sammenheng med regn og dermed økt grunnvannsstand, men avtar langsommere enn gjennomstrømningen i de øverste jordlagene, og fortsetter å bidra til avløpet i vassdraget i lang tid. Den slutter når grunnvannsspeilet synker under nivået på bunnen i vassdraget, noe som ofte skjer i små vassdrag som en følge av lang sommertørke. Mettet overflateavrenning Nær et vassdrag avtar som regel helningsforholdene, gradientene minsker og vannet beveger seg langsommere. Normalt er grunnvannsstanden høy, og infiltrerende nedbør sammen med en oppstrøms indusert trykkøking og tilstrømmende grunnvann, kan raskt føre til at jorda mettes helt opp til jordoverflaten. Ytterligere regn og tilstrømning av grunnvann gir opphav til mettet overflateavrenning. Til forskjell fra Hortonsk overflateavrenning forårsakes den på denne måten av at jorda allerede er mettet med vann, og har ikke noe å gjøre med infiltrasjonskapasiteten. At regnet som faller på denne mettede jorda danner overflateavløp er åpenbart. Tilstrømmende vann, vesentlig gjennomstrømning fra mettede eller nesten mettede jordlag, tvinges opp til jordoverflaten når det når de lavereliggende partiene rundt vassdraget, og fortsetter mot dette som et mettet overflateavløp. Den mettede overflateavrenningen får på denne måten tilskudd fra to kilder; fra direkte nedbør og fra grunnvannsstrøm til jordoverflaten. Begrepet aktivt areal brukes også i denne sammenhengen, og betegner da den delen av avløpsfeltet som har meget høy vannstand og som ved et regntilfelle aktivt produserer tilstrømning til et vassdrag.
11 2. Avrenningsforløp fra noen ulike terrengtyper Vi skal illustrere bidragene fra de ulike transportveiene for noen nordiske terrengtyper. Avrenning fra en moreneskråning Moreneskråninger er et av de mest typiske innslagene i det nordiske landskapet. Fig. 7a viser et profil fra en slik skråning fra Brunkollen utenfor Oslo. Liksom all morenejord kjennetegnes den av stor heterogenitet i jordsammensetningen fra store blokker til silt og leire. I skråningens øvre del er fjellet i dagen på flere steder. Morenetykkelsen varierer derfor fra 0 til på enkelte steder flere meter. I fig. 7b vises samtidige målinger av nedbør og markvannspotensial i et punkt i skråningen, og i fig. 7c samtidige målinger av nedbør og grunnvannstand i flere punkt langs skråningen. Skråningen drenerer til en liten grøft. I sommermånedene når det ikke regner tørker jorda ut og markvannsinnholdet synker gradvis på samme måte som grunnvannsstanden (fig. 7b). Avløpet til den avgrensende grøften er meget lite med bidrag utelukkende fra den langsomme grunnvannsstrømmen. Et regntilfelle resulterer ikke umiddelbart i avløp. Først må den eksisterende vanninnholdsdefisiten i forhold til grunnvannsspeilets nivå (feltkapasitet) fylles opp. Først reagerer tensiometeret som måler markvannspotensialet på 45 cm dyp, deretter de dypere ned, og til sist grunnvannsstanden. Når fuktighetsnivået i jordprofilet er i likevekt med rådende grunnvannsstand, resulterer et regntilfelle i en nesten umiddelbar respons i form av heving av grunnvannsstanden (fig. 7c). Fluktuasjonene er størst lengst oppe i skråningen der nivået normalt er som dypest. Lengst nede mot grøften er grunnvannsstanden allerede meget høy og regnet resulterer bare i små nivåvariasjoner.
12 Figur 7a Målinger av markvannspotensial og grunnvannstand i en moreneskråning ved Brunkollen utenfor Oslo. Oversikt over topografi og målepunkter. Tallene på kanten av figuren viser h.o.h.
13 Figur 7b Samtidige målinger av nedbør og markvannspotential i et punkt i en skråning.
14 Figur 7c Samtidige målinger av nedbør og grunnvannstand i flere punkt langs en skråning.
15 I denne situasjonen demonstrerer skråningen alle de fire prinsippene om vanntransport vist i fig. 2. På flekker med bart fjell forekommer Hortonsk overflateavløp som infiltreres i det omgivende morenedekket. Den høye grunnvannsstanden gir mulighet for gjennomstrømning i porøse lag nær jordoverflaten. Mot det flate partiet av skråningen mot grøften, får vi en utstrømning av grunnvann som resulterer i mettet overflateavløp. Til dette overflateavløpet bidrar det regnet som direkte faller på dette området, som har grunnvannsspeilet opp til jordoverflaten. Den langsomme grunnvannsstrømmen er naturligvis virksom, men dens bidrag er lite relativt til de andre tilskuddene av vann. Den resulterende vannføringen i grøften følger ganske direkte fluktuasjonene i grunnvannsstanden. Vi kan notere oss at det er mulig å dele opp skråningen i to deler. Den øverste delen der vi observerer en innstrømning av vann til grunnvannssonen og den nederste delen av skråningen der det skjer en utstrømning fra grunnvannssonen. Dette eksemplisifiserer begrepene innstrømningsområde og utstrømningsområde (fig. 8) som først ble brukt av Gustafsson (1966). Landskapets høyere partier utgjør innstrømningsområdene mens vi finner utstrømningsområdene i senkninger og dalfører. Figur 8 Strømningslinjer for grunnvann i kupert terreng der grunnvannsspeilet helt følger jordoverflaten (fra Gustavsen, 1966). Gjennom intensive målinger av grunnvannsstanden kan vi direkte følge tilveksten av det området hvor grunnvannsstanden er nær jordoverflaten (< 1 dm) og som utgjør utstrømningsområdet, og dermed aktivt deltar i generering av rask avrenning (fig. 9). Andelen av det volumet med regn som faller over et moreneterreng som resulterer i rask avrenning i et vassdrag, som drenerer området, varierer drastisk avhengig av fuktighetsforholdene i jorda.
16 Ved stort vannunderskudd i markvannssonen og lav grunnvannsstand, kan andelen være så godt som null, dvs. det aktive arealet er null under hele regnets forløp. Når jorda allerede er gjennomfuktet kan andelen utgjøre 30-40%. Figur 9 Fuktighetsfordelingen i et mindre avrenningsfelt ved Brunkollen utenfor Oslo. a) Under en nedbørrik periode. b) Under en tørr periode. Glasifluvial avsetning Glasifluviale avsetninger bestående av silt, sand og grus er vanlige i det nordiske landskapet. Størrelsen på disse avsetningene er som regel begrenset, men lokalt kan de ha stor betydning for avløpsforholdene. I en glasifluvial avsetning er det vesentlig transportvei 3 på fig. 2, dvs. som en langsom grunnvannsstrøm fra avsetningen til tilgrensende vassdrag, som forekommer. Fig. 10a viser et eksempel på en slik avsetning av fluvial opprinnelse ved Haslemoen i Solør, vesentlig bestående av sand med en kappe av silt på toppen. Markvannsinnholdet viser store fluktuasjoner i den øverste meteren av jordprofilet der en transport bort av vann ved evapotranspirasjon veksler med episoder av infiltrasjon (fig. 10b). Under dette nivået er variasjonene mindre og skjer som en langsom parallellforskyving av vanninnholdet i overensstemmelse med variasjoner i den dypere perkolasjonen. Disse variasjonene er vesentlig sesongavhengige med maksimum i sammenheng med snøsmelting og høstregn og minimum i periodene mellom. Dette variasjonsmønsteret går igjen i fluktuasjonene i grunnvannsstanden som jo direkte svarer til øking respektive minsking i perkolasjonen. Fluktuasjonene innskrenker seg likevel til noen desimeter. Utstrømningen mot de tilgrensende vassdragene Glomma og Hasla er derfor relativt konstant over året. Til Hasla kan vi forvente oss et
17 betydelig stabilt bidrag til tørrværsavrenningen. Til Glomma er situasjonen mer kompleks da dette er en meget stor elv med store endringer i vannstanden. Ved høyvann i Glomma kan tilfeldig vann strømme fra elven til avsetningens randparti. Ved lavvann foregår en grunnvannsstrøm til elven. Det er åpenbart at lokalt i mindre vassdrag, kan en enkelt større glasifluvial avsetning ha stor påvirkning på vannføringens størrelse og variasjon. Vi kan ikke på samme måte som i tilfellet med moreneskråningen, angi volumandelen av enkelte nedbørtilfeller som bidrar til avløpet. På årsbasis kan perkolasjonen utgjøre 30-40%. Tilsvarende vannmengde, med en anseelig tidsforsinkelse, tilføres de tilgrensende vassdrag. Leireområder Leire karakteriseres av stor porøsitet og stor vannkapasitet samtidig som dens gjennomtrengelighet er lav. Områder som domineres av leire, har en avrenning som vesentlig skiller seg fra usorterte moreneskråninger respektive løsavsetninger av sand, silt eller grus. Den kapillære stigehøyden i leire er meget stor. Dermed er det bare direkte markvannsmålinger som kan gi informasjon om vanninnholdet. Målinger av grunnvannsstanden er en dårlig indikator, men normalt er denne høy hvis jorda ikke er drenert. Sistnevnte er den vanligste situasjonen i dag, ettersom leireområder utgjør den beste åkermarken som da gjennomskjæres av lukkede og/eller åpne dreneringer. I sommermånedene er avrenningen meget liten. Leirens store magasineringskapasitet kan helt inneholde vekslingene mellom regn og uttørking (fig. 11). Høstregn og snøsmelting resulterer i avløp, men volummessig utgjør dette sjelden mer enn 5-10%. Figur 10a Tverrsnitt av grunnvannsakviferen ved Haslemoen, Solør, som viser nitrat forurenset grunnvann p.g.a. jordbruksaktivitet. (Fra Jakobsen et.al. 1990).
18 Figur 10b Fuktighetsinnhold fra 40 cm dyp ned til grunnvannsnivå målt v.h.a. nøytronmeter. Figur 11 Markvannsinnhold som funksjon av tid i forskjellige dyp i leire.
19 Elvesletter Elvesletter har også en veldig spesiell hydrologi, fordi de gjennomskjæres av et eller flere større vassdrag. Det blir vannstanden i disse vassdragene som for det meste kontrollerer omgivende fluktuasjonsforhold og dermed avløpsdannelsen. Fig. 12 viser samvariasjonen mellom vannstanden i elven Jostedøla og grunnvannsstanden i punkter med ulik avstand fra elven. Samvariasjonen er åpenbar selv om vi kan notere oss en større og større demping desto lenger avstanden til elven er. Avrenningen til elven skjer som langsom grunnvannsstrømning, men vannstanden i elven kan på denne måten periodevis snu retningen på strømmen. Elvesletter utgjør som regel jordbruksareal med innslag av større eller mindre grad av åpne og lukkede dreneringer. Figur 12 Variasjoner i grunnvannstanden i en elveslette i Gaupne i Sogn med ulik avstand til elva (fra Beldring & Gottschalk, 1987).
20 Endring i markklassifisering og urbanisering Endring fra naturlandskap til kulturlandskap og til urbane områder har som regel som konsekvens, at avløpet øker mer eller mindre drastisk. Det første skrittet, å fjerne den naturlige vegetasjonen, fører til en minsket infiltrasjonskapasitet. Bruk av tunge arbeidsmaskiner forsterker denne effekten gjennom komprimering av jorda. Sluttresultatet er økt overflateavrenning. Tidsforløpet endres også slik at avrenningen foregår raskere og mer konsentrert i tiden. Ulike slag av dikningsanlegg anses å resultere i at avrenningen øker på bekostning av fordampningen. Snauhogst innebærer at den transpirerende vegetasjonen fjernes med en minsking av den totale fordampningen som resultat. Figur 13 Forandring i hydrogrammet ved økning i markanvendelsen. Fig. 13 viser det direkte avløpet ved et enkelt nedbørtilfelle for et naturområde som skal gjennomgå ulike stadier av menneskelig påvirkning. Hydrogram 1 viser det direkte avløpsbidraget som er et resultat av nedbøren P. Området er ennå ikke påvirket i noen større utstrekning. Aktiviteten i området er tenkt økt gjennom jordbruk med dertil hørende lukkede dreneringer. Transittidfordelingen i de utrettede og fortettede vassdragene forkortes og magasineringsmulighetene minsker i en viss utstrekning, noe som gir øking av såvel flomtopper som total avrenning i samsvar med hydrogram 2. En videre skjerping av områdeaktiviteten fås ved tetting av en del av området gjennom urbanisering, hvor påvirkningen på avløpsforløpet forsterkes kraftig, hydrogram 3.
21 Referanser: Beldring, S. & L.Gottschalk, 1987: An indirect method for determination of the parameters of a flood plain aquifer, Nordic Hydrology vol.18: s.65-78. Betson, R.P., 1964: What is watershed runoff?, Journal of Geophysical Research vol.68, ss.1541-1652. Childs, E.C., 1967: Soil moisture theory in Chow, V.T. (ed) Advances in Hydroscience vol.4, ss. 73-117, New York. Dunne, T. & L.B.Leopold, 1978: Water in environmental planning, W.H.Freeman & Co., San Fransisco. Grip, H. & A.Rohde, 1985: Vatnets veg från regn till bäck, Forskningsrådens forlagstjänst, Karlshamn. Gustafsson, Y., 1970: Topografiens inverkan på grundvattenbildningen, i E.Eriksson, Y.Gustafsson, og K.Nilsson (eds) Grundvatten, P.A.Nordsteds & Soners förlag, Stockholm, ss.15-33. Horton, R.E., 1938: The interpretation and application of runoff plot experiments with reference to soil erosion problems, Soil Sci.Soc.Amer.Proc. 3: ss.340-349. Horton, R.E., 1940: An approach toward a physical interpretation of the infiltration capacity. Soil Sci.Soc.Am.Proc.,5,399-417. Jakobsen, B., L.Gottschalk, S.Haldorsen & A.K.S.Høstmark, 1990: Groundwater recharge of fluvial deposits at Haslemoen, Solør, southeastern Norway, Norsk Geologisk Tidsskrift 70: ss.35-46. Lind, B.B. & L.Lundin, 1990: Saturated hydraulic conductivity of Scandinavian tills, Nordic Hydrology 21(2): ss.107-118.