Your SlideShare is downloading. ×
  • Like
Ct2310 reader 3_4_kringloop
Upcoming SlideShare
Loading in...5
×

Thanks for flagging this SlideShare!

Oops! An error has occurred.

×

Now you can save presentations on your phone or tablet

Available for both IPhone and Android

Text the download link to your phone

Standard text messaging rates apply

Ct2310 reader 3_4_kringloop

  • 381 views
Published

 

  • Full Name Full Name Comment goes here.
    Are you sure you want to
    Your message goes here
    Be the first to comment
    Be the first to like this
No Downloads

Views

Total Views
381
On SlideShare
0
From Embeds
0
Number of Embeds
1

Actions

Shares
Downloads
15
Comments
0
Likes
0

Embeds 0

No embeds

Report content

Flagged as inappropriate Flag as inappropriate
Flag as inappropriate

Select your reason for flagging this presentation as inappropriate.

Cancel
    No notes for slide

Transcript

  • 1. HYDROLOGIE VAN NEDERLAND3. Hydrologie van Nederland3.1 GeologieIn 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 komenze op sommige plaatsen aan de oppervlakte. De mariene kleilagen uit het Tertiair liggenongeveer op 400 m diepte en vormen de ondoorlatende basis van de watervoerende lagen. HetKwartair bestaat uit het Pleistoceen, dat tussen de twee en drie miljoen jaar duurde, en hetHoloceen, dat pas 10.000 jaar geleden begon.PleistoceenIn de eerste honderdduizenden jaren van het Pleistoceen was Nederland nog zee; er werdengrote hoeveelheden mariene sedimenten afgezet. Vervolgens konden grote rivieren uit hetzuiden (Rijn, Maas, Schelde) en later verdwenen rivieren uit het oosten sedimenten afzettenop het nieuwe land. Zand had het grootste aandeel in deze continentale afzettingen. Dezezandlagen hebben een hoge porositeit en zijn goed doorlatend, ze worden daaromwatervoerende pakketten genoemd. Deze watervoerende pakketten worden onder anderegescheiden door beperkt doorlatende zandpakketten die door de Rijn zijn afgezet en doorondoorlatende potklei die tijdens verschillende ijstijden door het ijs uit Scandinavië ismeegevoerd.De voorlaatste ijstijd heeft de grootste invloed op de geologie van Nederland gehad. De ijskapvormde tongen die de bodem wegdrukten en zogenaamde tongbekkens creëerden, dieomgeven waren door opgestuwd land, de stuwwallen. De hoogste stuwwal, op de oostelijkeVeluwe, 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 tebouwen. Waar het keileem is opgestuwd, zoals op Texel en Wieringen, vormt het eennatuurlijke verdediging tegen het zeewater.Tijdens de laatste ijstijd bereikte het ijs Nederland niet, maar de ondergrond was welpermanent bevroren. Tijdens deze ijstijd was het land schaars begroeid en door de windwerden grote hoeveelheden zand verplaatst. Het zand bedekte de oude afzettingen en wordtdaarom dekzand genoemd. Bijna het gehele oosten en zuiden raakten met dit zand bedekt. Inhet Zuid-Limburgse heuvelland werd een fijner stofachtig materiaal afgezet door de wind: ditstaat bekend als löss. Het Pleistoceen is alleen in het oosten en het zuiden nog aan deoppervlakte te vinden. In het westen en noorden zijn hier afzettingen uit het Holoceenoverheen gekomen.HoloceenNa de laatste ijstijd brak ongeveer 10.000 jaar geleden een warmere periode aan: hetHoloceen. In het holoceen is er veel veen gevormd aangezien in Nederland deomstandigheden hiervoor ideaal waren. In natte en vochtige milieus met een gematigdetemperatuur wordt de afbraak van dode planten geremd. Bij een opeenhoping van dezeonverteerde plantenresten ontstaat er veen. Een hoge grondwaterstand zorgt er vervolgensvoor dat het veen snel aangroeit. Veen dat ontstaat uit plantenresten die contact hebben methet grondwater wordt laagveen genoemd. Laagveen kan bijvoorbeeld ontstaan in plassen diedoor de ophoping van veen verlanden. Hoogveen wordt gevormd uit planten die geheel vanregenwater afhankelijk zijn voor hun groei en dus geen contact maken met het grondwater. Erontstaat 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 dekustvlakte.Tijdens het Holoceen heeft de kustvlakte een sterke ontwikkeling doorgemaakt. Door hetsmelten van de ijskap tijdens het Holoceen begon de zeespiegel te stijgen, waardoor ook degrondwaterspiegel in de kustgebieden steeg. Hierdoor ontstonden er uitgestrekte moerassen, 23
  • 2. HYDROLOGIE VAN NEDERLANDwaaruit een brede strook laagveenlagen werd gevormd. De zee rukte steeds meer naar hetoosten op, zodat veenvorming ook steeds oostelijker plaatsvond. Langs de kust werden deveenlagen bedekt met zeeafzettingen, waardoor zogenaamde kustwallen ontstondenwaarachter klei werd gesedimenteerd. Tot 4000 jaar geleden verplaatste de kustlijn zich metzijn afzettingen steeds verder landinwaarts. Hierna nam de zeespiegelstijging af, maar de oudekustwallen (de Oude Duinen) bleven achter.Vanaf ongeveer het jaar 1000 veranderde de zeebodem langs de kust sterk. Aanvankelijk liepde zeebodem voor de kust geleidelijk af, maar doordat er kustafslag optrad werd hetbodemprofiel uitgediept en steiler. Het zand dat hierdoor beschikbaar kwam, vormdeverstuivingsvlakten langs de kust. Deze duinen worden de Jonge Duinen genoemd. Waar deoude 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 veenvan de kustvlakte.De rivieren hebben het meeste materiaal afgezet in een periode waarin overstromingenregelmatiger voorkwamen dan nu het geval is (er waren nog geen dijken). Langs de oeversvan de rivier werd eerst het grove materiaal afgezet (zand) en verder van de rivier het fijnemateriaal (klei). Zo ontstonden er natuurlijke oeverwallen en lagergelegen komgronden. Hetnatuurlijk sedimentatieproces heeft tot gevolg dat een rivierarm zich na enige tijd verlegt. Alseen rivier zijn bedding verlaten heeft blijven de oeverwallen zichtbaar in het landschap.3.2 Neerslag en verdampingDoordat Nederland een vlak land is, zijn de ruimtelijke verschillen in de gemiddelde neerslaggering. De natste gebieden zijn de heuvelachtige gebieden in het oosten en uiterste zuidenwaar zogenaamde stijgingsregens voorkomen. In een zeer droog jaar komt deneerslaghoeveelheid niet boven de 400 mm/jaar uit en in een zeer nat jaar kan meer dan 1100mm/jaar aan neerslag vallen. De gemiddelde neerslag bedraagt 750 mm/jaar en de gemiddeldeverdamping 475 mm/jaar. Het neerslagoverschot is dus gemiddeld 275 mm/jaar. Aangeziende gemiddelde verdamping vrij constant is, hangt het jaarlijkse neerslagoverschot dus vooralaf van de hoeveelheid neerslag. In de zomer is er door beperkte regenval en veel verdampingvaak sprake van een neerslagtekort. Dit tekort wisselt sterk van jaar tot jaar en soms kan erzelfs een neerslagoverschot ontstaan in een erg natte zomer.Figuur 3.1 - Verloop neerslag en verdamping3.3 OppervlaktewaterNederland heeft hydrologische condities die typisch zijn voor een kustgebied in de gematigdezone. Oppervlaktewater speelt hierin een belangrijke rol, een rol die niet overal in Nederlandhetzelfde is. In de lage poldergebieden komen vooral hoge, kunstmatig gecontroleerdewaterstanden voor. In de hogere gebieden echter zijn de waterstanden lager en vindt de 24
  • 3. HYDROLOGIE VAN NEDERLANDwaterafvoer door de zwaartekracht plaats. Een deel van de waterlopen kan hier s zomers zelfsdroog 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 hetgrondwater stroomt snel naar het afwateringsstelsel, terwijl de rest in de dieperewatervoerende lagen terecht komt en pas na een periode van maanden of jaren de rivieren kanbereiken.Figuur 3.2 - Bijdragen aan oppervlaktewater in NederlandRijn en MaasDeze twee rivieren zijn voor de waterhuishouding van Nederland van groot belang, omdat hetgrootste deel van het oppervlaktewater zich hierin bevindt. De Rijn en de Maas vertonenonderling nogal wat verschillen.De Rijn heeft over een periode van 50 jaar gerekend een gemiddelde afvoer bij Lobith van2200 m3/s. De variatie van de waterafvoer door het jaar heen is echter veel belangrijker (zieFiguur 3.3). In januari/februari vertoont de rivier een gemiddelde maximale afvoer van 2800m3/s en een gemiddeld minimum in oktober van 1600 m3/s. Doordat in de zomer de Rijn veelsmeltwater heeft, is de Rijn belangrijk voor de watervoorziening van Nederland in de drogezomerperiode. De Rijn is zowel een regen- als smeltwaterrivier. De hoeveelheid smeltwaterheeft een maximum in juni als het neerslagoverschot juist laag is, hierdoor is de afvoer vrijregelmatig. In december is de situatie andersom en wordt de rivier vooral gevoed door hetneerslagoverschot in het stroomgebied beneden Basel.De Maas is een typische regenrivier waarvan de gemiddelde afvoer bij Maastricht ongeveer250 m3/s bedraagt. In de zomer is de gemiddelde afvoer slechts 100 m3/s. In het verledenheeft de rivier s zomers hierdoor vaak bijna droog gestaan, zodat scheepvaart niet meermogelijk was. Ook kunnen plotseling hoge waterstanden ontstaan, de zogenaamdeMaasvloeden: de waterstand kan dan in enkele dagen tijd wel 4 m stijgen. De oorzaak hiervanis dat het stroomgebied van de Maas in België en verder stroomopwaarts uit slechtdoorlatende 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 deRijn en de Waal, omdat haar afvoeren veel kleiner zijn. 25
  • 4. HYDROLOGIE VAN NEDERLANDFiguur 3.3 - Afvoerverloop Rijn en Maas3.4 GrondwaterBijna 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 tevinden. De losse sedimenten waardoor het grondwater zich beweegt zijn tijdens hetPleistoceen als rivierafzetting ontstaan, deze watervoerende lagen worden onderbroken doorslecht doorlatende lagen. In het oosten van Nederland ontbreken de watervoerende lagen uithet Pleistoceen: hier bevindt zich grondwater in de matig watervoerende pakketten van hetlaat Tertiair.De hoeveelheid grondwater vanaf de grondwaterspiegel tot de slecht doorlatende lagen isenorm: naar schatting 3000 miljard m3. Niet al dit water is zoet: de grens tussen zoet en zoutgrondwater is gedefinieerd als het vlak waar het chloridengehalte 150 g/m3 bedraagt. In delagere gedeelten van het land ligt dit vlak dicht aan de oppervlakte. In bepaalde gebieden rondhet IJsselmeer, zoals de Flevopolder, is sprake van inversie: er bestaat hier een zone van brakgrondwater boven zoet grondwater. Aanvulling van zoet grondwater vindt in de hogeregebieden plaats door infiltratie van neerslag in de bodem. Deze aanvulling wordtgecompenseerd door afvoer via oppervlaktewateren of doordat water of direct vanuit debodem of via planten verdampt. In de lagere gedeelten van Nederland vindt naast infiltratie deaanvulling van het grondwater voornamelijk plaats door toestroming vanuit aangrenzendehogere gebieden. In de poldergebieden is deze grondwaterstroming bijna geheel kunstmatig.Door variatie van de peilen in verschillende polders kan de grondwaterstroming wordengecontroleerd. 26
  • 5. HYDROLOGIE VAN NEDERLAND3.5 De Noordzee en stormvloedenDe Noordzee is een ondiepe randzee van de Atlantische Oceaan en heeft een gemiddeldediepte van ongeveer 100 m. De getijdenbeweging zorgt ervoor dat door erosie en sedimentatieeen grillig patroon van geulen, platen en schorren ontstaat. De invloed van het astronomischegetij is voor Nederland vanwege de lage ligging en de lange kustlijn erg belangrijk. Detijdstippen van hoog en laag water en de verschillen tussen hoog en laag water verschillenplaatselijk. In het zuiden is het getijverschil groter dan in het noorden, wat te maken heeft metde vorm van de Noordzee.Een stormvloed is een abnormaal hoge waterstand op zee, die ver boven het hoogwaterniveauvan het astronomische getij uitkomt. Hij wordt opgewekt door landinwaarts gerichte stormendie het water tegen de kust opzetten. Noordwesterstormen zijn wat dit betreft het meestberucht; ten noorden van Schotland blijft door de grote diepte van de Atlantische Oceaan hetzeeniveau vrij constant. De Noordzee is ondiep en in het zuiden is de doorgang naar deAtlantische Oceaan erg smal, zodat weinig water in die richting kan wegstromen. Door dezefactoren 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 zeewatersamenvalt met het springtij van het astronomische getij. 27
  • 6. HYDROLOGIE VAN NEDERLAND 28
  • 7. DE KRINGLOOP VAN HET WATER4. De kringloop van het water4.1 Onderdelen en processenDe hydrologische kringloop van het landoppervlak is geschematiseerd in Figuur 4.1.Stralingsenergie van de zon is de drijvende kracht achter de kringloop. Het grootste gedeeltevan het water op aarde bevindt zich in zeeën en oceanen en we kunnen dus zeggen dat dekringloop begint met het effect van de zonnestraling op het zeeoppervlak. Hierdoor ontstaatverdamping (evaporatie), waarna het water in de gasfase deel uitmaakt van de atmosfeer, hierverblijft het water gemiddeld 10 dagen. Door koeling wordt de waterdamp weer vloeibaar(condensatie), waardoor wolken ontstaan. Afhankelijk van de atmosferische gesteldheidontstaat neerslag (precipitatie) in de vorm van regen, sneeuw of hagel. Uiteindelijk keert hetwater weer terug naar de oceaan, ofwel rechtstreeks, ofwel na een lange reis door en over hetland. Doordat een deel van het landwater ook weer verdampt, kan het water enkele malentussen land en atmosfeer circuleren (recycling) voordat het de zee bereikt.De neerslag (P) die valt, wordt eerst opgevangen door alles wat zich op het aardoppervlakbevindt: 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 tijdelijkeberging en verdamping noemen we interceptie (I). Het is een belangrijk proces dataanzienlijke hoeveelheden water kan verwerken, maar dat vaak in modellen wordtverwaarloosd of ondergebracht bij andere verdampingsprocessen. De neerslag die niet in hetinterceptieproces achterblijft (de netto neerslag Pn) kan afstromen via het landoppervlak(oppervlakkige afstroming) of infiltreren. Een deel van het geïnfiltreerde water kan op steilehellingen ook dicht onder de oppervlakte afstromen (snelle ondergrondse afvoer of fastsubsurface flow). Na infiltratie (F) in de onverzadigde zone, kan een deel van het water viapercolatie (R) de grondwaterspiegel bereiken (de verzadigde zone). Het water dat achterblijftin de onverzadigde zone (de bodem, bestaande uit vast materiaal, water en lucht) kan wordenopgenomen door vegetatie die het door transpiratie (T) weer in de atmosfeer brengt. Degrondwaterstroming kwelt uiteindelijk naar het oppervlaktewater, waar het samenkomt met desnelle afvoerprocessen (de oppervlakkige afvoer en de snelle ondergrondse afvoer). Samenvormen zij stroompjes en rivieren, het water hieruit kan tijdelijk worden vastgehouden inmeren 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 hogereintensiteit heeft dan de infiltratiecapaciteit (Hortonian overland flow), en de afvoer dieoptreedt als de ondergrond verzadigd is (Satuaration overland flow). De eerste treedt vooralop bij verharde oppervlakken zoals wegen, paden of dichtgeslagen grond, en de tweede vooralop natte grasvelden aan de voet van een helling.Verdamping (E) is een zeer belangrijk proces in de natuur, omdat het een zuiverende werkingheeft: opgeloste stoffen blijven na verdamping achter (destillatie), waardoor de neerslag weeruit zoetwater bestaat en het water op de continenten dus grotendeels zoet is. Een uitzonderinghierop vormt het grondwater dat door invloed van verdamping of zeewater indringing brakkan zijn.De oppervlakteafvoer verloopt zeer snel in verhouding tot ondergrondse afstroming. Debijdrage van het grondwater tot de rivierafvoer kan worden gesplitst in langzame en relatiefsnel reagerende componenten. Als de grondwaterspiegel daalt, en er meer greppels enstroompjes droogvallen, vallen eerst de snelreagerende en vervolgens de minder snelreagerende componenten af. De langzaam reagerende component heet de basisafvoer. Eenstrakke scheiding tussen oppervlakteafvoer en de verschillende ondergrondse bijdragen is ergmoeilijk te maken. 29
  • 8. DE KRINGLOOP VAN HET WATERFiguur 4.1 - Kringloop van het water over het landoppervlakZoet en zout waterTabel 4.1 geeft de verdeling van water over de verschillende vormen van berging in hetglobale hydrologische systeem. Hieruit blijkt dat 96,5% van het water op aarde zich in dewereldzeeën 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 hetzoutgehalte veel groter zijn dan in de oceaan en er kan zelfs verzadiging optreden, zoals in deDode Zee. Dat grondwater zout is, kan vaak verklaard worden uit de aanwezigheid vanmariene 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 vormvan ijs en sneeuw: voornamelijk de ijskappen bij de polen. Verder is 30% van dezoetwatervoorraad als grondwater geborgen. Slechts een heel klein gedeelte van het waterbevindt zich in de atmosfeer en in rivieren; hieruit blijkt dat bij de actieve hydrologischekringloop maar een relatief kleine hoeveelheid water betrokken is. De verblijftijden van hetwater in de verschillende bergingselementen (zee, bodem, ijskappen etc.) zijn gemiddeld danook zeer groot. 30
  • 9. DE KRINGLOOP VAN HET WATERTabel 4.1 - Waterhoeveelheden in verschillende fasen van de hydrologische kringloop Aard en Percentage van totale Percentage van Verblijfplaats watervoorraad Zoetwatervoorraad Oceanen 96,5 Grondwater: zoet 0,76 30,1 zout 0,93 Bodemvocht 0,0012 0,05 Poolijs 1,7 68,6 Ander ijs en sneeuw 0,025 1,0 Meren: zoet 0,007 0,26 zout 0,006 Rivieren 0,0002 0,006 Moerasland 0,0008 0,03 Atmosfeer 0,001 0,04Figuur 4.2 - Grootte en verdeling van de jaarlijkse gemiddelde neerslag en verdamping (wereldwijd)4.2 WaterbalansenDe hydroloog houdt zich meestal bezig met een open systeem waarvan de begrenzingenbijvoorbeeld de grenzen van een stroomgebied zijn. De kringloop van het water in zonsysteem is te kwantificeren met een eenvoudige massabalans. De verandering van de bergingis gelijk aan het verschil tussen de inkomende en de uitgaande fluxen. Hoewel de waterbalansis gebaseerd op het behoud van massa wordt in de praktijk altijd met volumes gewerkt. Deonnauwkeurigheid die hierdoor ontstaat, valt echter in het niet bij de onnauwkeurigheden inhet kwantificeren van de termen van een waterbalans. In formulevorm wordt de waterbalans:dS  Qin  Quit [L3T-1] dtWaarin:S berging [L3]Qin instromende fluxen [L3T-1]Quit uitstromende fluxen [L3T-1] 31
  • 10. DE KRINGLOOP VAN HET WATERIn de meeste stroomgebieden, bijvoorbeeld van rivieren, worden Qin en Quit gevormd door devolgende onderdelen:Qin  PA en Quit  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:A  As  Aw [L2]Waarin:As oppervlakte land [L2]Aw oppervlakte water [L2]De totale verdamping bestaat uit vier componenten:E  I  T  E s  Ew [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 deonverzadigde zone via de vegetatie. De bodemverdamping verdampt ook uit de onverzadigdezone, maar via de poriën in de grond. De open water verdamping verdampt uit de open waterberging. De totale berging bestaat dus uit vier componenten:S  S s  Su  S g  S w [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 bergingkan variëren. In Figuur 4.3 staan alle bergingselementen en fluxen tussen dezecompartimenten weergegeven. De gestippelde kaders stellen de systeemgrenzen voor van dedeelgebieden. Het doorgetrokken kader stelt de systeemgrens van de totale waterbalans voor. 32
  • 11. DE KRINGLOOP VAN HET WATER Atmosfeer Enet P Oce- I Ew anen en Oppervlakte Q zeeën Oppervlak Qs water F Qg Es R vernieuwbaar T Bodem grondwaterFiguur 4.3 - Fluxen en bergingselementen van de waterbalansUit Figuur 4.3 en met de verschillende elementen uit de balans, kunnen in formulevorm deonderstaande deelbalansen worden opgesteld. Dit zijn wel mondiale waterbalansen, maar inprincipe kan voor elk klein of groot systeemgebied op dezelfde manier een waterbalansworden opgesteld.d Ss  ( P  I  F ) As  Qs (oppervlak, horizontal gestreept) [L3T-1] dtWaarin:Qs oppervlakkige afstroming naar oppervlakte water [L3T-1]d Su  ( F  T  Es  R ) As (bodem, diagonaal geruit) [L3T-1] dtWaarin:R percolatie [LT-1]F infiltratie vanaf het oppervlak naar de onverzadigde zone [LT-1]d Sg  RAs  Qg (aanvulbaar of vernieuwbaar grondwater, diagonaal gestreept) [L3T-1] dtWaarin:Qg ondergrondse afstroming naar oppervlakte water [L3T-1]d Sw  ( P  Ew ) Aw  Q  Qs  Qg (oppervlakte water, recht geruit) [L3T-1] dt 33
  • 12. DE KRINGLOOP VAN HET WATERDoor al deze onderdelen samen te voegen, krijg je de totale waterbalans van het land:d( S s  Su  S g  S w )  ( P  I  T  Es ) As  ( P  Ew ) Aw  Q [L3T-1] dtAls je de totale waterbalans vergelijkt met de deelbalansen, zie je dat er een aantal termen nietmeer terug komen in de totale waterbalans. Dit zijn interne fluxen binnen het totalesysteemgebied en deze zorgen dus niet voor een verandering van de totale berging. Voor dedeelsysteemgebieden van elk bergingselement zijn deze interne stromingen natuurlijk wel vanbelang. Daarnaast zie je in Figuur 4.3 ook twee gebieden en een flux staan die helemaal nietin de totale waterbalans of de deelbalansen terug komen. Dit komt omdat deze elementen (deoceanen, de atmosfeer en de verdamping vanaf de oceanen naar de atmosfeer) niet binnen hetsysteemgebied van het land liggen.Voor de oceaan en de atmosfeer geldt respectievelijk:d So  Q  Po  Eo  Q  Enet [L3T-1] dtd Sa  ( I  T  Es ) As  Ew Aw  PA  Enet Ao [L3T-1] dtZe zijn in Figuur 4.3 weergegeven omdat ze de kringloop van het water compleet maken enbij de systeemomgeving horen.SysteemgrensEen waterbalans kan opgesteld worden als de grootte van de verschillende termen redelijk teschatten is. Om alle termen te kunnen schatten, moet eerst duidelijk de systeemgrens wordengedefinieerd, zodat duidelijk is welke termen wel en welke termen niet meegenomen wordenin de balans. Daarnaast is het belangrijk om na te gaan welke termen eventueel mogen wordenverwaarloosd.Voor de totale waterbalans zal men de systeemgrens meestal op een kleine hoogte boven hetterreinoppervlak van het gebied aanbrengen. De neerslag op het gebied en de verdamping vanhet oppervlak zijn namelijk gemakkelijker te bepalen dan de hoeveelheden water die indampvorm boven het gebied de atmosfeer in- en uitstromen. Daar komt nog bij dat ook dehoeveelheid water in de atmosfeer moeilijk nauwkeurig is vast te stellen.Bij verschillende waterbalansen, is de systeemgrens natuurlijk ook verschillend. Eenstroomgebied wordt bijvoorbeeld begrensd door een waterscheiding die bepaald wordt doorde topografie. Deze waterscheiding is bepalend voor de richting van de afstroming. Voorgrondwater kan soms een andere grens gelden dan de topografische grens zoals weergegevenin Figuur 4.4; via een watervoerende laag kan het water dat aan de ene kant van detopografische waterscheiding infiltreert (A) aan de andere kant (B) een bijdrage leveren aande instroming. 34
  • 13. DE KRINGLOOP VAN HET WATERFiguur 4.4 - Oppervlaktewater- en grondwaterscheidingMenselijke factorenDe waterbalans hoeft niet alleen uit natuurlijke factoren te bestaan; vaak wordt doormenselijke ingrepen zoals onttrekking van grond- en oppervlaktewater de natuurlijke balansbeïnvloed. Een goed voorbeeld hiervan is een polder. Polders kunnen worden opgevat als zeerspeciale stroomgebieden. De aan- en afvoer van water wordt kunstmatig geregeld met sluizenof gemalen. Als gevolg van de diepe ligging kan grondwater uit de omgeving toestromen datals kwel in de polder aan de dag treedt. Naast de natuurlijke termen moeten in dit geval eenaantal termen voor menselijke ingrepen aan de waterbalans worden toegevoegd.Vanzelfsprekend neemt de invloed van menselijke ingrepen op de waterbalans af naarmatehet systeem dat beschouwd wordt groter is.TijdsinvloedTijdens het opstellen en het werken met een waterbalans is het belangrijk om een goedetijdschaal te kiezen. Naarmate een langere periode wordt beschouwd nemen de ingestroomdeen uitgestroomde hoeveelheden van een systeem toe; de bergingsverandering zal echter zoweltoenemen als afnemen, zodat op langere termijn de invloed van de bergingsveranderingafneemt. Als bijvoorbeeld een periode van jaren wordt bekeken, kan de bergingsveranderingmeestal buiten beschouwing gelaten worden.Waterbalansen van stroomgebiedenVoor de waterbalans van stroomgebieden is het nuttig om naar het langlopende gemiddelde tekijken. Als we de waterbalans over langere tijd middelen wordt de bergingsterm klein tenopzichte 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 vande berging weinig van elkaar verschillen), dan kan de bergingsverandering (dS/dt)verwaarloosd worden. Table 4.2 geeft de waterbalans van een aantal geselecteerdestroomgebieden in de wereld. 35
  • 14. DE KRINGLOOP VAN HET WATERTabel 4.2 Indicatieve gemiddelde jaarlijkse water balansen voor de stroomgebieden van een aantalgrote rivieren Regen Afvoer Stroomgebied Verdamping Afvoer River hoeveelheid coëfficiënt Gm2 mm/a Gm3/a mm/a Gm3/a mm/a Gm3/a % Nijl 2803 220 620 190 534 30 86 14Mississippi 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 36
  • 15. DE KRINGLOOP VAN HET WATER 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 dS Q geldt dan dus:  PA  EA  Q  0 , daaruit volgt: E  P  . Door de gegeven waarden in te vullen dt A 9 3 *10 * 3600 * 24 * 365 volgt de waarde voor de verdamping: E  800  12  800  219  581mm/a 432 *10 dS b) Er wordt weer op jaarbasis gekeken, dus er geldt weer:  PA  EA  Q  0 , door de termen onder dt te verdelen volgt hier uit: P ( As  Aw )  Es As  Ew Aw  Q  0 . Door de gegeven waarden in te vullen (in 3 3 3 m3/a) volgt: 800 *10 (432 *10 )  581*10 (432 *10  Aw )  1181*10 Aw  2, 8 * 3600 * 24 * 365  0 , 6 6 hieruit volgt dat Aw  10, 5 Mm . 2 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. 0, 2 * 3600 * 24 * 365  Aw (1181  581) *10 . Ook hieruit volgt dat Aw  10, 5 Mm  10, 5  km  3 2 24.3 ModellenOmdat de hydrologische kringloop een fysisch proces is, kunnen de deelprocessen in principebeschreven worden met behulp van massabalansen en bewegingsvergelijkingen. Echter hettotale systeem en de deelprocessen zijn dusdanig complex dat het niet alleen lastig is om eenexacte berekening te maken, maar aantoonbaar onmogelijk. De hoofdreden hiervoor is deheterogeniteit van de fluxen en de media waardoor het water zich begeeft, maar ook demoeilijkheid om correcte parameters te vinden voor de vergelijkingen. De neerslagbijvoorbeeld is al dusdanig heterogeen in plaats en in tijd, en daarmee moeilijk exact tebepalen, dat modellen nooit nauwkeurige uitkomsten kunnen geven. Door de heterogeniteitvan de bodem en ondergrond zijn de precieze wetmatigheden waaraan waterstromen in deondergrond voldoen nog steeds niet helemaal bekend. Hetzelfde geld voor de parameterisatievan ruwheden, grenslagen, turbulentie, energie-uitwisseling, etc. Om toch tot bruikbareresultaten te komen, wordt de hydrologische werkelijkheid vaak vertaald naar een conceptueel 37
  • 16. DE KRINGLOOP VAN HET WATERmodel. Een model is een perceptie van de werkelijkheid, vertaalt in mathematische relaties. Inzon model wordt een (deel)gebied gekarakteriseerd door gebiedsparameters (oppervlakte,grondeigenschappen, begroeiing, etc.) en de massabalans en de bewegingsvergelijkingenworden hierin zo goed mogelijk weergegeven.Een model waarin het systeem wordt beschreven aan de hand van fysische relaties, wordt eendeterministisch model genoemd. Veel hydrologische processen vertonen echter een zekerestochastische variabiliteit (willekeurige variatie in grootheid en voorkomen), die niet altijdvoldoende beschreven kunnen worden met deterministische wetmatigheden. De metingenwaarmee gewerkt wordt, zijn dikwijls slechts een kleine steekproef uit een grote of oneindigepopulatie. Daarnaast zijn er onzekerheden door meetfouten of het verkeerd interpreteren vanprocessen. 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 stromingover 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 invoervoor het model, kan met behulp van methoden uit de stochastiek zon neerslagpatroon uitmeetreeksen worden bepaald. 38