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 m3/s fra et 100 km2 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 infiltrasjons-

kapasitet. 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 jordoverfla-

ten. Der nedbørintensiteten overstiger infiltrasjonskapasiteten ved et bestemt tilfelle, vil vann

samles på jordoverflaten og fylle mindre gropformasjoner (fig. 3). Vi kaller dette vannmaga-

sinet 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 ien skråning. De skraverte arealene under nedbørgrafen representerer nedbør dernedbørintensiteten overstiger infiltrasjonskapasiteten. Det mørkegrå områdetrepresenterer groplagring, gropene er fylt opp før avløp inntreffer. Lysegråskravering representerer overflateavrenning. Den initielle infiltrasjons-kapasitetener f0 og fe er den endelige konstante infiltrasjonskapasiteten som nås ved kraftigenedbørhendelser. (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 f0 og deretter eks-

ponentielt avtar mot en konstant verdi fc. Når nedbørintensiteten overstiger infiltrasjons-

kapasiteten, 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 fore-

kommende 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 aktivearealet defineres som det arealet der nedbørintensiteten overstiger infiltra-sjonskapasiteten.

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 (FraLind & 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 grunn-

vannssonen 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 grunnvannstil-

strømning 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 jordover-

flaten, 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 infiltrasjons-

kapasiteten. 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 vedBrunkollen 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 jordov-

erflaten. 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 utstrømnings-

områdene i senkninger og dalfører.

Figur 8 Strømningslinjer for grunnvann i kupert terreng der grunnvannsspeilet helt følgerjordoverflaten (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 utstrøm-

ningsområdet, 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 variasjo-

nene er vesentlig sesongavhengige med maksimum i sammenheng med snøsmelting og høstregn

og minimum i periodene mellom. Dette variasjonsmønsteret går igjen i fluktuasjonene i grunnv-

annsstanden 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 tilfel-

dig 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 tidsfor-

sinkelse, tilføres de tilgrensende vassdrag.

Leireområder

Leire karakteriseres av stor porøsitet og stor vannkapasitet samtidig som dens gjennom-

trengelighet 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 magasinerings-

kapasitet kan helt inneholde vekslingene mellom regn og uttørking (fig. 11). Høstregn og snø-

smelting resulterer i avløp, men volummessig utgjør dette sjelden mer enn 5 - 10%.

Figur 10a Tverrsnitt av grunnvannsakviferen ved Haslemoen, Solør, som viser nitratforurenset 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 tilelva (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 overflateav-

renning. 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 avløpsbi-

draget 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 magas-

ineringsmulighetene 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, NordicHydrology 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, ogK.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 soilerosion problems, Soil Sci.Soc.Amer.Proc. 3: ss.340-349.

Horton, R.E., 1940:An approach toward a physical interpretation of the infiltration capacity. SoilSci.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.