Ct2310 reader 3_4_kringloop

HYDROLOGIE VAN NEDERLAND

23

3. Hydrologie van Nederland

3.1 Geologie In Nederland liggen voornamelijk de geologische lagen van het Kwartair aan de oppervlakte. De oudere lagen uit het Tertiair liggen op grotere diepte; alleen in het zuiden en oosten komen ze op sommige plaatsen aan de oppervlakte. De mariene kleilagen uit het Tertiair liggen ongeveer op 400 m diepte en vormen de ondoorlatende basis van de watervoerende lagen. Het Kwartair bestaat uit het Pleistoceen, dat tussen de twee en drie miljoen jaar duurde, en het Holoceen, dat pas 10.000 jaar geleden begon.

Pleistoceen

In de eerste honderdduizenden jaren van het Pleistoceen was Nederland nog zee; er werden grote hoeveelheden mariene sedimenten afgezet. Vervolgens konden grote rivieren uit het zuiden (Rijn, Maas, Schelde) en later verdwenen rivieren uit het oosten sedimenten afzetten op het nieuwe land. Zand had het grootste aandeel in deze continentale afzettingen. Deze zandlagen hebben een hoge porositeit en zijn goed doorlatend, ze worden daarom watervoerende pakketten genoemd. Deze watervoerende pakketten worden onder andere gescheiden door beperkt doorlatende zandpakketten die door de Rijn zijn afgezet en door ondoorlatende potklei die tijdens verschillende ijstijden door het ijs uit Scandinavië is meegevoerd. De voorlaatste ijstijd heeft de grootste invloed op de geologie van Nederland gehad. De ijskap vormde tongen die de bodem wegdrukten en zogenaamde tongbekkens creëerden, die omgeven waren door opgestuwd land, de stuwwallen. De hoogste stuwwal, op de oostelijke Veluwe, heeft een hoogte van 100 m +NAP. Door het ijs werd ook veel keileem afgezet, keileem spoelt lastig weg en wordt sinds de aanleg van de Afsluitdijk gebruikt om dijken te bouwen. Waar het keileem is opgestuwd, zoals op Texel en Wieringen, vormt het een natuurlijke verdediging tegen het zeewater. Tijdens de laatste ijstijd bereikte het ijs Nederland niet, maar de ondergrond was wel permanent bevroren. Tijdens deze ijstijd was het land schaars begroeid en door de wind werden grote hoeveelheden zand verplaatst. Het zand bedekte de oude afzettingen en wordt daarom dekzand genoemd. Bijna het gehele oosten en zuiden raakten met dit zand bedekt. In het Zuid-Limburgse heuvelland werd een fijner stofachtig materiaal afgezet door de wind: dit staat bekend als löss. Het Pleistoceen is alleen in het oosten en het zuiden nog aan de oppervlakte te vinden. In het westen en noorden zijn hier afzettingen uit het Holoceen overheen gekomen.

Holoceen

Na de laatste ijstijd brak ongeveer 10.000 jaar geleden een warmere periode aan: het Holoceen. In het holoceen is er veel veen gevormd aangezien in Nederland de omstandigheden hiervoor ideaal waren. In natte en vochtige milieus met een gematigde temperatuur wordt de afbraak van dode planten geremd. Bij een opeenhoping van deze onverteerde plantenresten ontstaat er veen. Een hoge grondwaterstand zorgt er vervolgens voor dat het veen snel aangroeit. Veen dat ontstaat uit plantenresten die contact hebben met het grondwater wordt laagveen genoemd. Laagveen kan bijvoorbeeld ontstaan in plassen die door de ophoping van veen 'verlanden'. Hoogveen wordt gevormd uit planten die geheel van regenwater afhankelijk zijn voor hun groei en dus geen contact maken met het grondwater. Er ontstaat dan een voedselarm veen dat vele meters boven de omgeving kan uitgroeien. Hoogveen komt zowel op de pleistocene gronden in het oosten en zuiden voor, als in de kustvlakte. Tijdens het Holoceen heeft de kustvlakte een sterke ontwikkeling doorgemaakt. Door het smelten van de ijskap tijdens het Holoceen begon de zeespiegel te stijgen, waardoor ook de grondwaterspiegel in de kustgebieden steeg. Hierdoor ontstonden er uitgestrekte moerassen,


24

waaruit een brede strook laagveenlagen werd gevormd. De zee rukte steeds meer naar het oosten op, zodat veenvorming ook steeds oostelijker plaatsvond. Langs de kust werden de veenlagen bedekt met zeeafzettingen, waardoor zogenaamde kustwallen ontstonden waarachter klei werd gesedimenteerd. Tot 4000 jaar geleden verplaatste de kustlijn zich met zijn afzettingen steeds verder landinwaarts. Hierna nam de zeespiegelstijging af, maar de oude kustwallen (de Oude Duinen) bleven achter. Vanaf ongeveer het jaar 1000 veranderde de zeebodem langs de kust sterk. Aanvankelijk liep de zeebodem voor de kust geleidelijk af, maar doordat er kustafslag optrad werd het bodemprofiel uitgediept en steiler. Het zand dat hierdoor beschikbaar kwam, vormde verstuivingsvlakten langs de kust. Deze duinen worden de Jonge Duinen genoemd. Waar de oude duinen gespaard waren gebleven voor de kustafslag liggen de jonge duinen er overheen, op de plaatsen waar dit niet het geval was liggen de jonge duinen direct op de klei en het veen van de kustvlakte. De rivieren hebben het meeste materiaal afgezet in een periode waarin overstromingen regelmatiger voorkwamen dan nu het geval is (er waren nog geen dijken). Langs de oevers van de rivier werd eerst het grove materiaal afgezet (zand) en verder van de rivier het fijne materiaal (klei). Zo ontstonden er natuurlijke oeverwallen en lagergelegen komgronden. Het natuurlijk sedimentatieproces heeft tot gevolg dat een rivierarm zich na enige tijd verlegt. Als een rivier zijn bedding verlaten heeft blijven de oeverwallen zichtbaar in het landschap.

3.2 Neerslag en verdamping Doordat Nederland een vlak land is, zijn de ruimtelijke verschillen in de gemiddelde neerslag gering. De natste gebieden zijn de heuvelachtige gebieden in het oosten en uiterste zuiden waar zogenaamde stijgingsregens voorkomen. In een zeer droog jaar komt de neerslaghoeveelheid niet boven de 400 mm/jaar uit en in een zeer nat jaar kan meer dan 1100 mm/jaar aan neerslag vallen. De gemiddelde neerslag bedraagt 750 mm/jaar en de gemiddelde verdamping 475 mm/jaar. Het neerslagoverschot is dus gemiddeld 275 mm/jaar. Aangezien de gemiddelde verdamping vrij constant is, hangt het jaarlijkse neerslagoverschot dus vooral af van de hoeveelheid neerslag. In de zomer is er door beperkte regenval en veel verdamping vaak sprake van een neerslagtekort. Dit tekort wisselt sterk van jaar tot jaar en soms kan er zelfs een neerslagoverschot ontstaan in een erg natte zomer.

Figuur 3.1 - Verloop neerslag en verdamping

3.3 Oppervlaktewater Nederland heeft hydrologische condities die typisch zijn voor een kustgebied in de gematigde zone. Oppervlaktewater speelt hierin een belangrijke rol, een rol die niet overal in Nederland hetzelfde is. In de lage poldergebieden komen vooral hoge, kunstmatig gecontroleerde waterstanden voor. In de hogere gebieden echter zijn de waterstanden lager en vindt de


25

waterafvoer door de zwaartekracht plaats. Een deel van de waterlopen kan hier 's zomers zelfs droog komen te staan. Een klein gedeelte van de neerslag stroomt over het landoppervlak direct naar de waterlopen. Het grootste gedeelte infiltreert echter en voegt zich bij het grondwater. Een deel van het grondwater stroomt snel naar het afwateringsstelsel, terwijl de rest in de diepere watervoerende lagen terecht komt en pas na een periode van maanden of jaren de rivieren kan bereiken.

Figuur 3.2 - Bijdragen aan oppervlaktewater in Nederland

Rijn en Maas

Deze twee rivieren zijn voor de waterhuishouding van Nederland van groot belang, omdat het grootste deel van het oppervlaktewater zich hierin bevindt. De Rijn en de Maas vertonen onderling nogal wat verschillen. De Rijn heeft over een periode van 50 jaar gerekend een gemiddelde afvoer bij Lobith van 2200 m3/s. De variatie van de waterafvoer door het jaar heen is echter veel belangrijker (zie Figuur 3.3). In januari/februari vertoont de rivier een gemiddelde maximale afvoer van 2800 m3/s en een gemiddeld minimum in oktober van 1600 m3/s. Doordat in de zomer de Rijn veel smeltwater heeft, is de Rijn belangrijk voor de watervoorziening van Nederland in de 'droge' zomerperiode. De Rijn is zowel een regen- als smeltwaterrivier. De hoeveelheid smeltwater heeft een maximum in juni als het neerslagoverschot juist laag is, hierdoor is de afvoer vrij regelmatig. In december is de situatie andersom en wordt de rivier vooral gevoed door het neerslagoverschot in het stroomgebied beneden Basel. De Maas is een typische regenrivier waarvan de gemiddelde afvoer bij Maastricht ongeveer 250 m3/s bedraagt. In de zomer is de gemiddelde afvoer slechts 100 m3/s. In het verleden heeft de rivier 's zomers hierdoor vaak bijna droog gestaan, zodat scheepvaart niet meer mogelijk was. Ook kunnen plotseling hoge waterstanden ontstaan, de zogenaamde Maasvloeden: de waterstand kan dan in enkele dagen tijd wel 4 m stijgen. De oorzaak hiervan is dat het stroomgebied van de Maas in België en verder stroomopwaarts uit slecht doorlatende rotsachtige bodem bestaat. Het water stroomt daardoor snel naar de rivier. Daarnaast heeft de Maas tot Venlo een groot verval, waardoor het water snel stroomt. Ondanks deze effecten heeft de Maas toch veel minder overstromingen veroorzaakt dan de Rijn en de Waal, omdat haar afvoeren veel kleiner zijn.


26

Figuur 3.3 - Afvoerverloop Rijn en Maas

3.4 Grondwater Bijna overal in Nederland wordt enkele meters onder het maaiveld grondwater aangetroffen. In de lagere gedeelten van Nederland is grondwater vaak zelfs binnen een meter diepte te vinden. De losse sedimenten waardoor het grondwater zich beweegt zijn tijdens het Pleistoceen als rivierafzetting ontstaan, deze watervoerende lagen worden onderbroken door slecht doorlatende lagen. In het oosten van Nederland ontbreken de watervoerende lagen uit het Pleistoceen: hier bevindt zich grondwater in de matig watervoerende pakketten van het laat Tertiair. De hoeveelheid grondwater vanaf de grondwaterspiegel tot de slecht doorlatende lagen is enorm: naar schatting 3000 miljard m3. Niet al dit water is zoet: de grens tussen zoet en zout grondwater is gedefinieerd als het vlak waar het chloridengehalte 150 g/m3 bedraagt. In de lagere gedeelten van het land ligt dit vlak dicht aan de oppervlakte. In bepaalde gebieden rond het IJsselmeer, zoals de Flevopolder, is sprake van inversie: er bestaat hier een zone van brak grondwater boven zoet grondwater. Aanvulling van zoet grondwater vindt in de hogere gebieden plaats door infiltratie van neerslag in de bodem. Deze aanvulling wordt gecompenseerd door afvoer via oppervlaktewateren of doordat water of direct vanuit de bodem of via planten verdampt. In de lagere gedeelten van Nederland vindt naast infiltratie de aanvulling van het grondwater voornamelijk plaats door toestroming vanuit aangrenzende hogere gebieden. In de poldergebieden is deze grondwaterstroming bijna geheel kunstmatig. Door variatie van de peilen in verschillende polders kan de grondwaterstroming worden gecontroleerd.


27

3.5 De Noordzee en stormvloeden De Noordzee is een ondiepe randzee van de Atlantische Oceaan en heeft een gemiddelde diepte van ongeveer 100 m. De getijdenbeweging zorgt ervoor dat door erosie en sedimentatie een grillig patroon van geulen, platen en schorren ontstaat. De invloed van het astronomische getij is voor Nederland vanwege de lage ligging en de lange kustlijn erg belangrijk. De tijdstippen van hoog en laag water en de verschillen tussen hoog en laag water verschillen plaatselijk. In het zuiden is het getijverschil groter dan in het noorden, wat te maken heeft met de vorm van de Noordzee. Een stormvloed is een abnormaal hoge waterstand op zee, die ver boven het hoogwaterniveau van het astronomische getij uitkomt. Hij wordt opgewekt door landinwaarts gerichte stormen die het water tegen de kust opzetten. Noordwesterstormen zijn wat dit betreft het meest berucht; ten noorden van Schotland blijft door de grote diepte van de Atlantische Oceaan het zeeniveau vrij constant. De Noordzee is ondiep en in het zuiden is de doorgang naar de Atlantische Oceaan erg smal, zodat weinig water in die richting kan wegstromen. Door deze factoren kan de opwaaiing langs de zuidelijke kusten van de Noordzee meer dan 4 m. bedragen. De hoogste peilen treden op als de maximale opwaaiing van het zeewater samenvalt met het springtij van het astronomische getij.


28

DE KRINGLOOP VAN HET WATER

29

4. De kringloop van het water

4.1 Onderdelen en processen De hydrologische kringloop van het landoppervlak is geschematiseerd in Figuur 4.1. Stralingsenergie van de zon is de drijvende kracht achter de kringloop. Het grootste gedeelte van het water op aarde bevindt zich in zeeën en oceanen en we kunnen dus zeggen dat de kringloop begint met het effect van de zonnestraling op het zeeoppervlak. Hierdoor ontstaat verdamping (evaporatie), waarna het water in de gasfase deel uitmaakt van de atmosfeer, hier verblijft het water gemiddeld 10 dagen. Door koeling wordt de waterdamp weer vloeibaar (condensatie), waardoor wolken ontstaan. Afhankelijk van de atmosferische gesteldheid ontstaat neerslag (precipitatie) in de vorm van regen, sneeuw of hagel. Uiteindelijk keert het water weer terug naar de oceaan, ofwel rechtstreeks, ofwel na een lange reis door en over het land. Doordat een deel van het landwater ook weer verdampt, kan het water enkele malen tussen land en atmosfeer circuleren (recycling) voordat het de zee bereikt. De neerslag (P) die valt, wordt eerst opgevangen door alles wat zich op het aardoppervlak bevindt: de grond, de vegetatie, het verharde oppervlak, bebouwing, afgevallen bladeren etc. Voor een gedeelte van het water geldt dat het in korte tijd vanaf het natte oppervlak verdampt, nog voordat het de kans heeft gekregen te infiltreren of af te stromen. Dit proces van tijdelijke berging en verdamping noemen we interceptie (I). Het is een belangrijk proces dat aanzienlijke hoeveelheden water kan verwerken, maar dat vaak in modellen wordt verwaarloosd of ondergebracht bij andere verdampingsprocessen. De neerslag die niet in het interceptieproces achterblijft (de netto neerslag Pn) kan afstromen via het landoppervlak (oppervlakkige afstroming) of infiltreren. Een deel van het geïnfiltreerde water kan op steile hellingen ook dicht onder de oppervlakte afstromen (snelle ondergrondse afvoer of fast subsurface flow). Na infiltratie (F) in de onverzadigde zone, kan een deel van het water via percolatie (R) de grondwaterspiegel bereiken (de verzadigde zone). Het water dat achterblijft in de onverzadigde zone (de bodem, bestaande uit vast materiaal, water en lucht) kan worden opgenomen door vegetatie die het door transpiratie (T) weer in de atmosfeer brengt. De grondwaterstroming kwelt uiteindelijk naar het oppervlaktewater, waar het samenkomt met de snelle afvoerprocessen (de oppervlakkige afvoer en de snelle ondergrondse afvoer). Samen vormen zij stroompjes en rivieren, het water hieruit kan tijdelijk worden vastgehouden in meren en daaruit weer verdampen, maar komt uiteindelijk in zee terecht. Er zijn twee vormen van oppervlakkige afvoer: de afvoer die optreedt als de regen een hogere intensiteit heeft dan de infiltratiecapaciteit (Hortonian overland flow), en de afvoer die optreedt als de ondergrond verzadigd is (Satuaration overland flow). De eerste treedt vooral op bij verharde oppervlakken zoals wegen, paden of dichtgeslagen grond, en de tweede vooral op natte grasvelden aan de voet van een helling. Verdamping (E) is een zeer belangrijk proces in de natuur, omdat het een zuiverende werking heeft: opgeloste stoffen blijven na verdamping achter (destillatie), waardoor de neerslag weer uit zoetwater bestaat en het water op de continenten dus grotendeels zoet is. Een uitzondering hierop vormt het grondwater dat door invloed van verdamping of zeewater indringing brak kan zijn. De oppervlakteafvoer verloopt zeer snel in verhouding tot ondergrondse afstroming. De bijdrage van het grondwater tot de rivierafvoer kan worden gesplitst in langzame en relatief snel reagerende componenten. Als de grondwaterspiegel daalt, en er meer greppels en stroompjes droogvallen, vallen eerst de snelreagerende en vervolgens de minder snel reagerende componenten af. De langzaam reagerende component heet de basisafvoer. Een strakke scheiding tussen oppervlakteafvoer en de verschillende ondergrondse bijdragen is erg moeilijk te maken.


30

Figuur 4.1 - Kringloop van het water over het landoppervlak

Zoet en zout water

Tabel 4.1 geeft de verdeling van water over de verschillende vormen van berging in het globale hydrologische systeem. Hieruit blijkt dat 96,5% van het water op aarde zich in de wereldzeeën bevindt en dus door het hoge zoutgehalte niet geschikt is voor direct gebruik. Behalve in de oceanen bevindt zich ook zout water in binnenzeeën zonder uitstroming (bv. Kaspische Zee, Dode Zee, Great Salt Lake) en in de grond. In binnenzeeën kan het zoutgehalte veel groter zijn dan in de oceaan en er kan zelfs verzadiging optreden, zoals in de Dode Zee. Dat grondwater zout is, kan vaak verklaard worden uit de aanwezigheid van mariene afzettingen of het binnendringen van zeewater in een watervoerende bodemlaag. Van de totale watervoorraad is maar ongeveer 2,5% zoet, waarvan ruim tweederde in de vorm van ijs en sneeuw: voornamelijk de ijskappen bij de polen. Verder is 30% van de zoetwatervoorraad als grondwater geborgen. Slechts een heel klein gedeelte van het water bevindt zich in de atmosfeer en in rivieren; hieruit blijkt dat bij de actieve hydrologische kringloop maar een relatief kleine hoeveelheid water betrokken is. De verblijftijden van het water in de verschillende bergingselementen (zee, bodem, ijskappen etc.) zijn gemiddeld dan ook zeer groot.


31

Tabel 4.1 - Waterhoeveelheden in verschillende fasen van de hydrologische kringloop

Aard en Verblijfplaats

Percentage van totale watervoorraad

Percentage van Zoetwatervoorraad

Oceanen 96,5 Grondwater: zoet zout

0,76 0,93

30,1

Bodemvocht 0,0012 0,05 Poolijs 1,7 68,6 Ander ijs en sneeuw 0,025 1,0 Meren: zoet zout

0,007 0,006

0,26

Rivieren 0,0002 0,006 Moerasland 0,0008 0,03 Atmosfeer 0,001 0,04

Figuur 4.2 - Grootte en verdeling van de jaarlijkse gemiddelde neerslag en verdamping (wereldwijd)

4.2 Waterbalansen De hydroloog houdt zich meestal bezig met een open systeem waarvan de begrenzingen bijvoorbeeld de grenzen van een stroomgebied zijn. De kringloop van het water in zo'n systeem is te kwantificeren met een eenvoudige massabalans. De verandering van de berging is gelijk aan het verschil tussen de inkomende en de uitgaande fluxen. Hoewel de waterbalans is gebaseerd op het behoud van massa wordt in de praktijk altijd met volumes gewerkt. De onnauwkeurigheid die hierdoor ontstaat, valt echter in het niet bij de onnauwkeurigheden in het kwantificeren van de termen van een waterbalans. In formulevorm wordt de waterbalans: d

din uit

SQ Q

t [L3T-1]

Waarin: S berging [L3] Qin instromende fluxen [L3T-1] Quit uitstromende fluxen [L3T-1]


32

In de meeste stroomgebieden, bijvoorbeeld van rivieren, worden Qin en Quit gevormd door de volgende onderdelen:

inQ PA en uitQ EA Q [L3T-1]

Waarin: P neerslag [LT-1] A oppervlakte [L2] E verdamping [LT-1] Q rivierafvoer [L3T-1] De oppervlakte, de verdamping en de berging bestaan vaak uit verschillende onderdelen:

s wA A A [L2]

Waarin: As oppervlakte land [L2] Aw oppervlakte water [L2] De totale verdamping bestaat uit vier componenten:

s wE I T E E [LT-1]

Waarin: I interceptie [LT-1] T transpiratie [LT-1] Es bodemverdamping [LT-1] Ew openwater verdamping [LT-1] De interceptie verdampt van de oppervlakteberging kort nadat de regen op het land is gevallen (een kwestie van één of twee dagen). De transpiratie verdampt vanuit de berging in de onverzadigde zone via de vegetatie. De bodemverdamping verdampt ook uit de onverzadigde zone, maar via de poriën in de grond. De open water verdamping verdampt uit de open water berging. De totale berging bestaat dus uit vier componenten:

s u g wS S S S S [L3]

Waarin: Ss berging op het landoppervlak [L3] Su berging in de bodem (bodemwater in de onverzadigde zone) [L3] Sg berging in de verzadigde zone (grondwater) [L3] Sw berging in het open water [L3] Van al deze compartimenten kunnen deelbalansen worden gemaakt waarbinnen de berging kan variëren. In Figuur 4.3 staan alle bergingselementen en fluxen tussen deze compartimenten weergegeven. De gestippelde kaders stellen de systeemgrenzen voor van de deelgebieden. Het doorgetrokken kader stelt de systeemgrens van de totale waterbalans voor.


33

Atmosfeer

Oce-anenen

zeeënOppervlakOppervlakte

water

BodemEs

F

R

Qs

Enet

P

Q

I Ew

Qg

Tvernieuwbaargrondwater

Figuur 4.3 - Fluxen en bergingselementen van de waterbalans Uit Figuur 4.3 en met de verschillende elementen uit de balans, kunnen in formulevorm de onderstaande deelbalansen worden opgesteld. Dit zijn wel mondiale waterbalansen, maar in principe kan voor elk klein of groot systeemgebied op dezelfde manier een waterbalans worden opgesteld. d

( )d

ss s

SP I F A Q

t (oppervlak, horizontal gestreept) [L3T-1]

Waarin: Qs oppervlakkige afstroming naar oppervlakte water [L3T-1] d

( )d

us s

SF T E R A

t (bodem, diagonaal geruit) [L3T-1]

Waarin: R percolatie [LT-1] F infiltratie vanaf het oppervlak naar de onverzadigde zone [LT-1] d

dg

s g

SRA Q

t (aanvulbaar of vernieuwbaar grondwater, diagonaal gestreept) [L3T-1]

Waarin: Qg ondergrondse afstroming naar oppervlakte water [L3T-1] d

( )d

ww w s g

SP E A Q Q Q

t (oppervlakte water, recht geruit) [L3T-1]


34

Door al deze onderdelen samen te voegen, krijg je de totale waterbalans van het land: d( )

( ) ( )d

s u g w

s s w w

S S S SP I T E A P E A Q

t

[L3T-1]

Als je de totale waterbalans vergelijkt met de deelbalansen, zie je dat er een aantal termen niet meer terug komen in de totale waterbalans. Dit zijn interne fluxen binnen het totale systeemgebied en deze zorgen dus niet voor een verandering van de totale berging. Voor de deelsysteemgebieden van elk bergingselement zijn deze interne stromingen natuurlijk wel van belang. Daarnaast zie je in Figuur 4.3 ook twee gebieden en een flux staan die helemaal niet in de totale waterbalans of de deelbalansen terug komen. Dit komt omdat deze elementen (de oceanen, de atmosfeer en de verdamping vanaf de oceanen naar de atmosfeer) niet binnen het systeemgebied van het land liggen. Voor de oceaan en de atmosfeer geldt respectievelijk: d

do

o o net

SQ P E Q E

t [L3T-1]

d( )

da

s s w w net o

SI T E A E A PA E A

t [L3T-1]

Ze zijn in Figuur 4.3 weergegeven omdat ze de kringloop van het water compleet maken en bij de systeemomgeving horen.

Systeemgrens

Een waterbalans kan opgesteld worden als de grootte van de verschillende termen redelijk te schatten is. Om alle termen te kunnen schatten, moet eerst duidelijk de systeemgrens worden gedefinieerd, zodat duidelijk is welke termen wel en welke termen niet meegenomen worden in de balans. Daarnaast is het belangrijk om na te gaan welke termen eventueel mogen worden verwaarloosd. Voor de totale waterbalans zal men de systeemgrens meestal op een kleine hoogte boven het terreinoppervlak van het gebied aanbrengen. De neerslag op het gebied en de verdamping van het oppervlak zijn namelijk gemakkelijker te bepalen dan de hoeveelheden water die in dampvorm boven het gebied de atmosfeer in- en uitstromen. Daar komt nog bij dat ook de hoeveelheid water in de atmosfeer moeilijk nauwkeurig is vast te stellen. Bij verschillende waterbalansen, is de systeemgrens natuurlijk ook verschillend. Een stroomgebied wordt bijvoorbeeld begrensd door een waterscheiding die bepaald wordt door de topografie. Deze waterscheiding is bepalend voor de richting van de afstroming. Voor grondwater kan soms een andere grens gelden dan de topografische grens zoals weergegeven in Figuur 4.4; via een watervoerende laag kan het water dat aan de ene kant van de topografische waterscheiding infiltreert (A) aan de andere kant (B) een bijdrage leveren aan de instroming.


35

Figuur 4.4 - Oppervlaktewater- en grondwaterscheiding

Menselijke factoren

De waterbalans hoeft niet alleen uit natuurlijke factoren te bestaan; vaak wordt door menselijke ingrepen zoals onttrekking van gronden oppervlaktewater de natuurlijke balans beïnvloed. Een goed voorbeeld hiervan is een polder. Polders kunnen worden opgevat als zeer speciale stroomgebieden. De aan- en afvoer van water wordt kunstmatig geregeld met sluizen of gemalen. Als gevolg van de diepe ligging kan grondwater uit de omgeving toestromen dat als kwel in de polder aan de dag treedt. Naast de natuurlijke termen moeten in dit geval een aantal termen voor menselijke ingrepen aan de waterbalans worden toegevoegd. Vanzelfsprekend neemt de invloed van menselijke ingrepen op de waterbalans af naarmate het systeem dat beschouwd wordt groter is.

Tijdsinvloed

Tijdens het opstellen en het werken met een waterbalans is het belangrijk om een goede tijdschaal te kiezen. Naarmate een langere periode wordt beschouwd nemen de ingestroomde en uitgestroomde hoeveelheden van een systeem toe; de bergingsverandering zal echter zowel toenemen als afnemen, zodat op langere termijn de invloed van de bergingsverandering afneemt. Als bijvoorbeeld een periode van jaren wordt bekeken, kan de bergingsverandering meestal buiten beschouwing gelaten worden.

Waterbalansen van stroomgebieden

Voor de waterbalans van stroomgebieden is het nuttig om naar het langlopende gemiddelde te kijken. Als we de waterbalans over langere tijd middelen wordt de bergingsterm klein ten opzichte van de gemiddelde fluxen. Dit komt omdat de berging toe- en afneemt over de tijd (een alternerende reeks) terwijl de fluxen accumuleren. Als we bovendien middelen over hydrologische jaren (waarbij de begin- en eindwaarde van de berging weinig van elkaar verschillen), dan kan de bergingsverandering (dS/dt) verwaarloosd worden. Table 4.2 geeft de waterbalans van een aantal geselecteerde stroomgebieden in de wereld.


36

Tabel 4.2 Indicatieve gemiddelde jaarlijkse water balansen voor de stroomgebieden van een aantal grote rivieren

River Stroomgebied

Regen hoeveelheid

Verdamping Afvoer Afvoer

coëfficiënt Gm2 mm/a Gm3/a mm/a Gm3/a mm/a Gm3/a %

Nijl 2803 220 620 190 534 30 86 14 Mississippi 3924 800 3100 654 2540 142 558 18

Paraná 975 1000 980 625 610 382 372 38 Orinoco 850 1330 1150 420 355 935 795 70 Mekong 646 1500 970 1000 645 382 325 34 Amoer 1730 450 780 265 455 188 325 42 Lena 2430 350 850 140 335 212 514 60

Jenisej 2440 450 1100 220 540 230 561 51 Ob 2950 450 1350 325 965 131 385 29 Rijn 200 850 170 500 100 350 70 41

Zambezi 1300 990 1287 903 1173 87 114 12


37

Voorbeeld 4.1 - waterbalans Van een stroomgebied zijn de volgende gegevens verzameld:

- gemiddelde jaarlijkse neerslag = 800 mm/a - gemiddelde jaarlijkse afvoer = 3,0 m3/s - oppervlakte = 432 Mm2 = 432 (km)2

De topografische waterscheiding komt overeen met de grondwaterscheiding

a) Bepaal de gemiddelde jaarlijkse verdamping E in mm/a In het stroomgebied wordt een reservoir aangelegd. De gemiddelde jaarlijkse verdamping E0 van het reservoir wordt geschat op 1181 mm/a. Na constructie van het reservoir blijkt de gemiddelde jaarlijkse afvoer uit het stroomgebied 2,8 m3/s te zijn.

b) Bepaal de oppervlakte van het reservoir in km2. Uitwerking: a) Omdat er op jaarlijkse basis wordt gekeken, mag bergingsverandering = 0 worden verondersteld. Er

geldt dan dus: d

0d

SPA EA Q

t , daaruit volgt:

QE P

A . Door de gegeven waarden in te vullen

volgt de waarde voor de verdamping: 9

12

3*10 *3600 * 24 *365800 800 219 581mm/a

432 *10E

b) Er wordt weer op jaarbasis gekeken, dus er geldt weer: d

0d

SPA EA Q

t , door de termen onder

te verdelen volgt hier uit: ( ) 0s w s s w w

P A A E A E A Q . Door de gegeven waarden in te vullen (in

m3/a) volgt: 3 6 3 6 3800 *10 (432 *10 ) 581*10 (432 *10 ) 1181*10 2,8*3600 * 24 *365 0w w

A A ,

hieruit volgt dat 210, 5 Mmw

A .

Een andere mogelijkheid is te rekenen met het feit dat de afname van het afvoervolume gelijk is aan de toename van het verdampingsvolume uit het reservoir.

30, 2 *3600 * 24 *365 (1181 581) *10w

A . Ook hieruit volgt dat 2210, 5 Mm 10, 5 kmw

A

4.3 Modellen Omdat de hydrologische kringloop een fysisch proces is, kunnen de deelprocessen in principe beschreven worden met behulp van massabalansen en bewegingsvergelijkingen. Echter het totale systeem en de deelprocessen zijn dusdanig complex dat het niet alleen lastig is om een exacte berekening te maken, maar aantoonbaar onmogelijk. De hoofdreden hiervoor is de heterogeniteit van de fluxen en de media waardoor het water zich begeeft, maar ook de moeilijkheid om correcte parameters te vinden voor de vergelijkingen. De neerslag bijvoorbeeld is al dusdanig heterogeen in plaats en in tijd, en daarmee moeilijk exact te bepalen, dat modellen nooit nauwkeurige uitkomsten kunnen geven. Door de heterogeniteit van de bodem en ondergrond zijn de precieze wetmatigheden waaraan waterstromen in de ondergrond voldoen nog steeds niet helemaal bekend. Hetzelfde geld voor de parameterisatie van ruwheden, grenslagen, turbulentie, energie-uitwisseling, etc. Om toch tot bruikbare resultaten te komen, wordt de hydrologische werkelijkheid vaak vertaald naar een conceptueel


38

model. Een model is een perceptie van de werkelijkheid, vertaalt in mathematische relaties. In zo'n model wordt een (deel)gebied gekarakteriseerd door gebiedsparameters (oppervlakte, grondeigenschappen, begroeiing, etc.) en de massabalans en de bewegingsvergelijkingen worden hierin zo goed mogelijk weergegeven. Een model waarin het systeem wordt beschreven aan de hand van fysische relaties, wordt een deterministisch model genoemd. Veel hydrologische processen vertonen echter een zekere stochastische variabiliteit (willekeurige variatie in grootheid en voorkomen), die niet altijd voldoende beschreven kunnen worden met deterministische wetmatigheden. De metingen waarmee gewerkt wordt, zijn dikwijls slechts een kleine steekproef uit een grote of oneindige populatie. Daarnaast zijn er onzekerheden door meetfouten of het verkeerd interpreteren van processen. Om deze reden worden in de hydrologie ook veel stochastische modellen gebruikt. Dit zijn modellen die gebruik maken van statistische kenmerken van hydrologische gegevens. Hydrologische processen bezitten dus zowel deterministische als stochastische componenten. Zo kan bijvoorbeeld een neerslag-afvoer model met behulp van fysische relaties de stroming over en door het land naar de rivier beschrijven als functie van een bepaald neerslagpatroon. Als men vervolgens de kans van optreden van dit neerslagpatroon wil meenemen als invoer voor het model, kan met behulp van methoden uit de stochastiek zo'n neerslagpatroon uit meetreeksen worden bepaald.

Ct2310 reader 3_4_kringloop

Documents

Transcript of Ct2310 reader 3_4_kringloop