Data Udgiver		Målestok	Reference /
Topografiske kort
-	Sognekort	1:20.000	KMS
-	Målebordsblade	1:20.000	KMS
-	4-cm kort	1:25.000	KMS
-	TOP10DK	1:10.000	KMS
-	Kurveplaner	Diverse	KMS og andre
Ortofoto		1:25.000	F.eks. Danmarks Digitale Ortofoto (DDO) fra Kampsax (1995 og 1999)
Luftfotos		1:25.000	F.eks. Danish Secret Service, 1954

4.4 Eksempler, Haller å oplandet

I dette afsnit gennemgås et eksempel på brug af metodik (afsnit 4.3) og arbejdsgang ved udarbejdelse af GOI-typer langs et vandløb.

Haller Å oplandets placering på Karup Hedeslette fremgår af Figur 4.7. Ådalens nedskæring begynder i et dødislandskab umiddelbart øst for Weichsel istidens Hovedopholdslinie gennem Jylland. Mod vest, på smeltevandssletten, skærer ådalen sig stadigt dybere ned i den øverste terrasse indtil udmunding på den nederste terrasse i Karup dalen. Den øverste del af vandløbet ved Hauge Sø er kun vandførende i vinterhalvåret. Resten af vandløbet er vandførende hele året fra ca 2 km vest for Hovedopholdslinien og indtil ca 10 km nedstrøms, hvor det støder til Karup Å. Grundvands-afstrømningen (baseflow), der er jævnt fordelt langs hele vandløbet, er på 42 l/s/km (Langhoff, 2001). Estimatet for grundvandsafstrømningen stammer fra en synkron vandføringskampagne, foretaget forud for klassificeringen (Langhoff, 2001). Grundvandsindvinding forekommer kun i ringe grad langs ådalen (Langhoff, 2001).

Figur 4.7.
Oversigtskort med Haller Å’s placering relativt til hovedopholdslinien gennem Danmark (sort/hvid linie) og det øvre Karup Å opland (nederste venstre hjørne).

Oprindeligt mæandrerede vandløbet i hele ådalens bredde, men ved menneskelig påvirkning i form af hovedafvanding og konstruktionen af dambrug blev vandløbet udrettet og fordybet, og der skete ændringer i den måde, hvorpå grundvandet løber til vandløbet. Detailafvanding er kun observeret enkelte steder, mens engvanding tidligere har foregået langs det meste af ådalen. Ved klassificeringen af interaktionen langs Haller Å var det derfor nødvendigt at indføre flere forskellige GOI-typer, hvis forskelle primært viser sig at bero på variant niveau. Klassificeringen følger kortlægningsmetodikken og typologiens hierarkiske enheder med løbende reference til datagrundlaget.

Tidsforbruget for klassificeringen af GOI ved Haller Å til og med variantniveau VI (jf. tabel 4.1), hvor de følgende anvendte data er let tilgængelige, estimeres til omtrent 2-3 arbejdsdage inklusiv en dags feltrekognosering og –verificering.

4.4.1 Geologisk aflejringsmiljø (niveau I)

Ved brug af kvartærgeologiske kort (Hansen, 1965) og prækvartærgeologiske kort (Sorgenfrei og Berthelsen, 1954) klassificeredes det geologisk aflejringsmiljø som sedimentært.

4.4.2 Landskabstype (niveau II)

Glacialmorfologien blev analyseret ud fra: Ussings (1903) og Milthers landskabsanlyser (1935)samt Krügers (1985) overvejelser vedrørende dannelse af dale på smeltevandssletter; Per Smeds Landskabskort (1982), figur 4.8; Jordartskort (GEUS, 1999); målebordsblade og 4-cm kort med kurveplaner; ortofotos (Kampsax, 1999). Endelig blev luftfotos (Danish Secret Service, 1954) gennemgået med spejlstereoskopi. Derved klassificeredes landskabstype som moræne og smeltevandslette for ådalen øst henholdsvis vest for Hovedopholdslinien.

Figur 4.8.
Glacialmorfologisk kort (Fra Langhoff, 2001).

4.4.3 Tilgrænsende grundvandsmagasin (niveau III)

Til den videre klassificering af enheden tilgrænsende grundvandsmagasin, blev eksisterende hydrogeologiske undersøgelser for ådalen og de omkring liggende oplande gennemgået (bl.a. Miljøstyrelsen, 1983; Nyholm, 1997 og 1999; Nyholm og Christensen, 2000; Nyholm og Rasmussen, 2000) og analyseret sammen med følgende data: jordartskort (GEUS, 1999); basisdatakort (Geodætisk Institut, 1979a og b); geologisk database ZEUS (JUPITER); geologiske kort (Hansen, 1995; Gravesen og Hansen, 1990); samt Prækvartære kort (Binzer og Stockmarr, 1994; Nyholm, 1997 og 1999). På figur 4.9. ses et stilistisk længdesnit, der sammenfatter tolkningen af de tilgrænsende aflejringer. Herved klassificeres tilgrænsende grundvandsmagasin som semipermeabel for enheden moræne og højpermeabel for enheden smeltevandsslette.

Figur 4.9.
Stiliseret princip skitse (længdesnit) fra Hauge Sø til Karup dalen

4.4.4 Hovedtype (niveau IV)

Til datagrundlaget for den videre analyse på ådalsniveau tilføjes digitalisering af forskellige geomorfologiske grænser (ådalsmorfologiske data) ud fra bl.a. kurveplaner og remote sensing. Her som ortofotos i et GIS miljø og luftfoto.

På figur 4.10. ses Haller Ådalen og de tilgrænsende korte erosionsrender og længere erosionskløfter. Ådalen skærer sig stadigt dybere ned i det øverste terrasseniveau, alt imens ådalsbredden øges fra 70 m til omkring 130 m ved udmunding til Karup dalen. Tilsvarende øges relieffet og bredden af erosionsrender henholdsvis erosionkløfter i det fossile vandløbssystems retning.

Figur 4.10.
Interval farvelagt kurveplan, 5 m ækvidistance, over Haller Å oplandet (Fra Langhoff, 2001). Koter er relativ til DNN.

Hovedtypefordelingen er givet ud fra hydrogeologiske og geomorfologiske kriterier. Den eksisterende analyse af det tilgrænsende grundvandsmagasin udvides med en vurdering af grundvandsmagasinets størrelse, samt geomorfologiske parametre i form af ådalens bredde, relief og nedskæring.

Relief og nedskæring blev bestemt ved hjælp af kurveplaner og den geologiske samt hydrogeologiske indsigt etableret tidligere under GOI-type klassificeringen. Skræntfodens placering langs ådalen blev digitaliseret på baggrund af ortofotos (målestok: 1:25.000), målebordsblade (målestok: 1:20.000), 4-cm kort (målestok: 1:25.000), samt spejlstereoskopi af luftfoto (målestok: 1:25.000). Endeligt blev den feltverificeret og rettet, hvor nøjagtigheden for skræntfodens placering var begrænset af f.eks. krat og træer eller, hvor overgangen fra ådalen til den tilgrænsende terrasse var jævn. Eksempler på digitaliserede geomorfologiske grænser ses på figur 4.11.

Figur 4.11.
Digitaliserede geomorfologiske grænser. A: Ravnholt lokaliteten. B: Stordal lokaliteten.

En oversigt over skræntfoden langs Haller Ådalen ses på figur 4.12

Figur 4.12.
Nordlig og sydlig skræntfod (savtakket linie, rød) langs Haller Å (linie, sort).

Hovedtyper, klassificeret indenfor oplandet samt deres relative udstrækning/placering langs Haller Å, fremgår af figur 4.13. Hovedtype 1 på morænen er karakteriseret ved: en lille smal dal med ringe relief og lille nedskæring med tilgrænsende semi- og lavpermeable aflejringer, bestående fortrinsvis af sandet eller leret moræne, hvorfor det tilgrænsende grundvandsmagasin er lille eller manglende. Hovedtype 1 strækker sig fra Hauge Sø til smeltevandssletten og er kun vandførende i vinterhalvåret. På smeltevandssletten nedstrøms for Hovedtype 1 er dalen lille og smal med ringe relief og et lille grundvandsmagasin. Vandløbet er kun vandførende i vinterhalvåret. De tilgrænsende aflejringer er højpermeable og består af sand og grus, så denne strækning klassificeres som Hovedtype 6. Nedstrøms herfra er vandløbet altid vandførende og indtil Karup-dalen ca 9 km længere nedstrøms er ådalen relativ dyb og bred med betydeligt relief. De tilgrænsende højpermeable aflejringers relative mægtighed går fra lille til større, Hovedtype 8. Før sammenløbet med Karup Å bliver dalen markant bredere, relieffet mindskes og de tilgrænsende højpermeable aflejringer får stor mægtighed, Hovedtype 9. To af erosionsdalene, som ses på kurveplanet langs Haller Ådalen, er fugtige eller våde hele året. De to erosionsdale tilhører Hovedtype 7, som er karakteriseret ved en ret dyb og bred dal med et relativt stort relief og et lille tilgrænsende grundvandsmagasin.

Figur 4.13.
Oversigt over Hovedtyper klassificeret indenfor Haller Å oplandet. Øverst til venstre ses et længdesnit genem Haller Ådalen (jf. figur 4.9). Talværdierne 1, 6, 8 og 9 svarer til hovedtype numre langs ådalen. Hovedtype 7 findes ikke i selve ådalen, men derimod i to til ådalen tilgrænsende erosionskløfter (ved bogstaverne "E" på længdesnittet).

4.4.5 Naturlig og menneskeskabt variant (niveau V & VI)

Ved Haller Å kan principskitser for strømningsmønstret opstilles for henholdsvis Ravnholt (A) og Stordal (B) (figur 4.5). I det følgende gennemgås de overordnede hydrologiske, hydrogeologiske og ådalsmorfologiske forhold ved de to lokaliteter.

Ved Ravnholt mæandrerede vandløbet oprindeligt i hele ådalens bredde, men i 1940’erne blev vandløbet reguleret og fordybet i forbindelse med en hovedafvanding (Hedeselskabet, 1942). Herved blev tørveaflejringerne gennemskåret, og vandløbet fik direkte kontakt til ådalsmagasinet. Herved er den menneskeskabte variant Hovedafvanding identificeret. I sommerhalvåret er vandløbets vandstand beliggende 1-1.5 m under engens niveau. Omkring 90% af grundvandet strømmer direkte til vandløbet gennem vandløbsbunden. De sidste 10% af grundvandet strømmer til vandløbet overfladisk fra tidligere tørvegrave og områder, hvor det oprindelige løb befandt sig (Langhoff m. fl., 2001).

Ved Stordal er engen flad (hældning < 1‰), og overgangen fra engen til vandløbet over brinkerne er jævn (Langhoff et al, 2002). Det kan ikke afgøres på baggrund af det givne datamateriale, i hvilken udstrækning vandløbet ved Stordal er blevet reguleret (om overhovedet). Omkring 10% af grundvandet strømmer direkte gennem vandløbsbunden, mens det resterende grundvand strømmer diffust til engen, hvorfra det følger engens mikrotopografi til vandløbet. Den mikrotopografiske afstrømning beskrives mere indgående senere i kapitlet. Ved Stordal er der observeret cementerede lag under vandløbsbunden (Langhoff, 2001). Herved er den naturlige variant Semi- eller lavpermeable lag direkte under vandløbsbunden identificeret.

På figur 4.11. ses eksempler på digitaliserede grænser for udbredelsen af den våde eng samt sumpede områder. Sumpede områder finder man ved Ravnholt, hvor tørvegravning tidligere fandt sted. Samme variant findes stedvist i områder, hvor det oprindelige vandløb befandt sig før hovedafvanding. Ved Stordal dækker de sumpede områder hele engen. Således falder skræntfoden, vegetationsgrænsen for den våde og grænsen for de sumpede områder sammen ved Stordal, mens den våde eng kun dækker dele af engen ved Ravnholt.

For hele ådalen blev grænsen mellem den våde og tørre eng digitaliseret ud fra ortofotos og senere feltverificeret. Feltverificering medførte kun enkelte mindre justeringer af grænsen mellem den våde og den tørre eng. Sumpede områder kunne derimod ikke kortlægges ud fra de eksisterende ortofotos eller luftfotos og blev derfor kortlagt ved feltrekognoscering. Efterfølgende blev den hydrauliske kontakt gennem vandløbsbunden mellem ådalsmagasinet og vandløbsbunden langs hele vandløbet tolket (Figur 4.14). Det fremgår, at grundvandstilstrømning til vandløbet foregår på lange stræk enten direkte gennem vandløbsbunden, diffust over hele ådalen, eller som en kombination af de to. For sidst nævnte er grundvandstilstrømningen gennem vandløbsbunden relativt større end for det helt diffuse tilfælde. Parameterværdier for bl.a. lækagekoefficienten gennemgås i kapitel 5.

Figur 4.14.
Udstrækning af områder med henholdsvis stor, intermediær og lille strømning gennem vandløbsbunden. Stjernerne angiver placeringen af de to recente dambrug.

Ud fra Nyholm’s (1997 og 1999) diskussion af ådalsmagasinets genese forventes det, at ådalsmagasinet tilhører den naturlige variant ’Gennembrudt lavpermeabelt lag i ådalsmagasinet’.

Den mikrotopografiske afstrømning ved Stordal følger primært fangrender orienteret vinkelret på skræntfoden (Langhoff, 2001). Fangrender blev brugt i forbindelse med afvanding under tidligere tiders engvanding (Rasmussen, 1964). To typer af engvandingsanlæg har gennem tiderne været anvendt i Danmark, ryganlæg og naturlig hæng (figur 4.15).

Figur. 4.15.
Principskitser over engvandinganlæg brugt i Danmark; ryganlæg og naturlig hæng (Rasmussen, 1964).

Ved engvanding stuves vandet op ved opstemninger og ledes videre i fordelingsgrøfter, hvorfra vandet ledes ud på engen via rislerender og videre til vandløbet via fangrender (Rasmussen, 1964). Ved brug af luftfotos, ortofotos, generalstabens kort og feltrekognoscering er der langs Haller Å identificeret 9 opstemninger med tilhørende fordelingsgrøfter (figur 4.16). Kun opstemning 9 er i dag delvist aktiv. Ved feltrekognoscering er kun ryganlæg identificeret (Langhoff, 2001). Herved er de menneskeskabte varianter ’Engvanding’ og ’Opstemning’ dokumenteret.

Figur. 4.16.
Position for oprindelige opstemninger og fordelingsgrøfter langs Haller Å (Langhoff, 2001).

De menneskeskabte varianter ’Detailafvanding’ i form af ’Grøftning’ og ’Dambrug’ recente såvel som nedlagte blev kortlagt ud fra generalstabens kort; 4-cm kort; ortofotos; og luftfotos. Grøfterne afvander enkelte lavtliggende marker samt enkelte dele af engen. Et eksempel på sidstnævnte ses ved Ravnholt på figur (4.11.A). Ved dambrugene er det døde vandløbsstræk reguleret og oftest fordybet. Der pumpes kun (koldt) grundvand til dammene i enkelte år, hvor temperaturen ellers ville blive ugunstig for produktionen af fisk.

4.4.6 Interaktionsenheder

Klassificering af GOI-typer, i Haller Å oplandet, fremstår som en kombination af forskellige interaktions enheder. En samlet oversigt over alle interaktionsenhederne ses i figur 4.17.

Figur 4.17.
Oversigt over klassificerede interaktionsenheder (niveau I-VI) indenfor Haller Å oplandet

5 Typiske parameterværdier i ådalen

I afsnit 4 er beskrevet en metodik til karakterisering af ådale i typeområder efter geologiske og ådals-morfologiske principper. Heraf fremgår, at den måde som grundvandsmagasin og vandløb udveksler vand på, varierer betydeligt fra det ene typeområde til det andet. Det samme gør sig gældende for det stof, som transporteres med vandet, og som kan omsættes i eller frigives fra de ånære sedimenter, som udvekslingen sker igennem. Hvis det er muligt, er det hensigten i en senere projektfase, at identificere de væsentligste parametre og værdisætte disse, samt at etablere operationelle metoder til estimering af vandstrømning og stofomsætning indenfor typiske ådalsstrækninger uden på forhånd at foretage detaljerede feltundersøgelser.

I afsnit 5.1 til 5.4 opsummeres, hvad man ifølge et begrænset litteraturstudie i dag har af kendskab til de grundlæggende parametre, som er bestemmende for de ånære aflejringers indflydelse på vand- og stofudvekslingen mellem grundvandsmagasin og vandløb. I afsnit 5.5 fremhæves som eksempel parameterværdier fra velundersøgte lokaliteter langs Haller Å.

5.1 Fysiske parametre som styrer vandstrømningen gennem ånære aflejringer

Grundvandsstrømning i ånære aflejringer styres af trykniveauforskelle samt af den rumlige fordeling af hydrauliske ledningsevner og magasinkoefficienter. Trykniveauforholdene varierer i både tid og sted, idet de styres af både klimatiske og hydrogeologiske forhold. Den hydraulisk ledningsevne, der kvantificerer, hvor let vand strømmer igennem et porøst materiale, varierer både mellem og indenfor de hydrogeologiske enheder (geomorfologiske lag) i ådalsmagasinet og kan for organiskholdige eller lerede aflejringer tæt på terræn formentlig også påvirkes af klimatiske variationer (f.eks. ved udtørring og opfugtning). Det samme er tilfældet med magasinkoefficienten, som kvantificerer størrelsen af den mængde vand, der afdrænes fra eller opmagasineres i en arealenhed af ådalsmagasinet, når vandspejlet i magasinet sænkes henholdsvis stiger en længdeenhed. Magasinkoefficienten afhænger først og fremmest af porøsiteten ved det frie grundvandsspejl i ådalsmagasinet. Afsnit 5.1.1 omtaler kendskabet til hydrauliske ledningsevner af de sedimenter, som kan forekomme i et ådalsmagasin, mens afsnit 5.1.2 omtaler kendskabet til porøsitet og magasintal

I forbindelse med modelberegning af grundvandsstrømning og stoftransport benyttes lækagekoefficienten ofte som en modelparameter, der er begrænsende for grundvandsudsivningen til vandløb og søer. I den aktuelle sammenhæng kan lækagekoefficienten defineres som forholdet mellem den hydrauliske ledningsevne og tykkelsen af det jordlag, som findes mellem det grundvandsførende lag og vandløbet. Hvordan lækagekoefficienten kan forstås og benyttes i forbindelse med modelbregning af vandudveksling mellem grundvand og overfladevand omtales nærmere i afsnit 5.1.3.

5.1.1 Hydraulisk ledningsevne

Det overordnede indtryk fra litteraturstudiet er, at der i litteraturen kun findes meget sparsomme oplysninger om hydraulisk ledningsevne i ånære sedimenter.

Calver (2001) har foretaget en systematisk indsamling og sammenstilling af hydrauliske ledningsevner for bundmaterialer i vandløb. Resultaterne, der er hentet fra såvel publicerede som upublicerede kilder, omfatter intervaller for hydraulisk ledningsevne på i alt 41 lokaliteter. På 17 lokaliteter er den hydrauliske ledningsevne bestemt ved numerisk modellering; på 16 lokaliteter er ledningsevnen bestemt ved feltmåling med seepage-meter, infiltrationsforsøg, slugtest, prøvepumpning, eller lignende; i 4 tilfælde er bestemmelsen sket ved laboratoriemåling på optagne kerner; og på 4 lokaliteter er der benyttet en kombination af metoder. For de førstnævnte lokaliteter, hvor ledningsevnen er bestemt ved numerisk modellering, er det ikke oplyst, på hvilken skala den numeriske modellering er foretaget, ligesom vandløbets bundmateriale i flere tilfælde enten er mangelfuldt beskrevet eller ubeskrevet.

Udover Calver (2001) har Desimone og Barlow (1999), Chen (2000), Landon et al (2001) og Langhoff et al (2001) videnskabeligt og internationalt publiceret feltmålinger af hydrauliske ledningsevner i beskrevne vandløbssedimenter. Hertil kommer danske publikationer af hydraulisk ledningsevne målt i ånære sedimenter af Dahl (1994) og Møller (2002). Tre undersøgte danske lokaliteter findes ved Stevns Å (Dahl, 1994), Haller Å (Langhoff et al, 2001) og Gjern Å (Møller, 2002). Desuden skal fremhæves Vedby (1984), som har foretaget et omfattende litteratur og feltstudie af bl.a. mættet hydraulisk ledningsevne i moseaflejringer. Feltstudiet er udført på lokaliteter indenfor Susåens opland.

Figur 5.1 opsummerer de ved felt- eller laboratoriemålinger bestemte hydrauliske ledningsevner, som er omtalt ovenfor. Resultaterne er grupperet efter sedimenttyperne: sand og grus; silt og ler; kalk og sandsten; samt tørv. Heraf fremgår følgende:

Den hydrauliske ledningsevne er bestemt i sand- og grusdominerede materialer på i alt 21 lokaliteter (Figur 5.1). På 6 af lokaliteterne er det beskrevet, at silt-, ler- eller cementeringslag er indeholdt i sand/gruslaget. Ledningsevneværdierne spænder over et meget bredt interval fra 10^-9-10^-1 m/s. I de tilfælde, hvor materialet er beskrevet som rent sand og grus, ligger hovedparten af værdierne i intervallet 10^-6-10^-3 m/s, hvilket er det interval, der i lærebøgerne (f.eks. Freeze og Cherry, 1979) angives som karakteristisk for rent sand. Når en del målte værdier ligger lavere, kan det skyldes, at der (selvom det tilsyneladende ikke er observeret) er indlejret finere eller cementerede lag i sand/gruslaget. Dette forekommer sandsynligt set i lyset af den forventede aflejringshistorie i en ådal, hvor vandløbet skifter løb, hvor det indimellem oversvømmer hele eller dele af ådalen, og hvor der kan ske f.eks. okkerudfældninger i veldefinerede horisonter. Indholdet af organisk stof kan også være højt, som beskrevet ved Gjern Å (Møller, 2002), hvilket også forventes at nedsætte aflejringens hydrauliske ledningsevne.

Der er kun fundet tre værdier for hydraulisk ledningsevne for finkornede lag af ler og silt , én for kalk, og to for sandsten. Alle værdier ligger indenfor de intervaller, der er opgivet i Freeze og Cherry (1979).

For tørvelag er der fundet værdier for 11 danske lokaliteter, dvs. 8 moseområder indenfor Susåens opland (Vedby, 1984), en lokalitet ved Stevns Å (Dahl, 1994), en lokalitet ved Gjern Å (Møller, 2002), samt en lokalitet ved Rabis Bæk (Brüsch og Nilsson, 1993). Ved alle lokaliteter er fundet, at den hydrauliske ledningsevne aftager jo mere omsat og kompakt tørven er. For let omsat, fibrøs tørv ligger værdierne i intervallet 10^-6-10^-4 m/s, mens den for kompakt, krafigt omsat, saprisk tørv ligger i intervallet 10^-8-10^-6 m/s. De målte værdier ligger dermed jævnt fordelt indenfor intervallet 10^-8-10^-4 m/s. Vedby (1984, s. 164) nævner med henvisning til internationale studier, at mættet hydraulisk ledningsevne for organiske aflejringer varierer mellem 10^-7 og 10^-4 m/s, hvilket er i rimelig god overensstemmelse med de værdier, der er fundet ved de danske studier.

Det er sandsynligt, at man ved et mere omfattende litteraturstudium og ved søgning udenfor videnskabeligt publiceret litteratur kan finde yderligere værdier for hydrauliske ledningsevne i ånære sedimenter. Den umiddelbare forventning er dog, at også disse værdier hovedsageligt vil repræsentere de mere permeable sand/grusaflejringer samt tørveaflejringer. For andre typer materiale må man i høj grad støtte sig til de typiske intervaller, der er opgivet i lærebøger.

Figur 5.1
Den hydrauliske ledningsevne bestemt i ånære sedimenter. Alle de viste hydrauliske ledningsevner er målte værdier.

5.1.2 Porøsitet, magasinkoefficient og effektiv porøsitet

Porøsitet er defineret som forholdet mellem en sedimentprøves porevolumen og totalvolumen, hvorimod man ved magasinkoefficienten i det følgende forstår forholdet mellem det volumen af vand, der ved gravitation kan afdrænes fra prøven, og prøvens totalvolumen (benævnes ofte som det frie magasintal). Magasinkoefficienten angiver dermed, hvor meget vand, der afgives eller opmagsineres fra en arealenhed af de ånære aflejringer, når vandspejlet sænkes eller stiger en længdeenhed. Magasinkoefficienten afhænger af porøsiteten ved det frie vandspejl i de ånære aflejringer, men da ikke alt vand kan afdrænes ved gravitation, er magasinkoefficienten mindre end porøsiteten. I beregningsmæssig sammenhæng har magasinkoefficienten primært betydning ved beregning af grundvandsstrømning indenfor kortere perioder med dynamiske klimaforhold og deraf følgende dynamiske vandspejlsforhold i det ånære område.

Når vand strømmer gennem et sediment, er der en del af det vandfyldte porevolumen, der udgør et dødvolumen, hvor vandet er stort set immobilt. Det effektive porevolumen er forskellen mellem totalt porevolumen og dødvolumen, og effektiv porøsitet defineres tilsvarende som forholdet mellem effektivt porevolumen og totalvolumen. Den effektive porøsitet er således mindre end den totale porøsitet og kan forventes at være af samme størrelse som magasinkoefficienten.

Det foretagne litteraturstudie har ikke givet megen specifik information om porøsitet og magasinkoefficient i ånære sedimenter. For minerogene sedimenter henvises derfor til erfaringsværdier givet i lærebøger og lignende. For sedimenter angiver Freeze & Cherry (1979) for eksempel porøsiteten til at ligge i intervallet 25-40% for grus, 25-50% for sand, 35-50% for silt, og 40-70% for ler. For sand og grus i ånære aflejringer forventes magasintallet og den effektive porøsitet at være 85-90% af porøsiteten. For silt- og lerholdige ånære aflejringer haves ingen erfaringer for størrelsen af magasintal og effektiv porøsitet, men det forventes, at de er væsentligt mindre end porøsiteten (måske ned til omkring 10% af porøsiteten). Har de minerogene sedimenter et indhold af organisk materiale, forventes porøsiteten at øges, mens magasinkoefficient og effektiv porøsitet formindskes med det organiske indhold.

Porøsiteten af tørv afhænger af, hvor kompakt og omsat den er. Ifølge Vedby (1984), angiver Boelter (1969), at porøsiteten er større end 85% for tørv, der lidt eller mellem omsat (fibric og hemic tørv), mens den for meget omsat (sapric) tørv er 60-80%. For lidt omsat, løs tørv forventes magasinkoefficienten og den effektive porøsitet at ligge i størrelseordenen 10-30% (Andersen, 2003). For stærkt omsat, kompakt tørv forventes derimod, at magasinkoefficienten og den effektive porøsitet er betydeligt mindre end porøsiteten. Gilman (1994) og Nyholm (2000) har for omsat kompakt tørv fundet magasintal på 10-20% henholdsvis 1-10%. I begge tilfælde blev magasinkeofficienten bestemt på grundlag af en analyse af samhørende tidsserier for nedbør og vandstand i et vådområde, bestående af kompakt omsat tørv. Vedby (1984) har ved måling på et større antal prøver, optaget i vådområder, fundet tilsvarende størrelser for porøsitet og magasinkoefficient i tørv af varierende omsætningsgrad (Vedby, 1984, Figur 6.4.6).

Porøsiteten af kalk er omkring 50%, mens den effektive porøsitet og magasintallet kan være betydeligt lavere (1-5 %). For sandsten kan porøsiteten være fra 1% til 35% afhængigt af omfanget af f.eks. diagenese.

Som det fremgår af ovenstående, er der tilsyneladende meget sparsomme oplysninger om størrelsen af porøsitet, magasinkoefficient og effektiv porøsitet i ånære aflejringer. Egenskaberne forventes at variere i tid for eksempel som følge af klimatiske variationer eller som følge af omsætning af organisk materiale indeholdt i aflejringerne, men hvor hurtige og hvor store variationerne er, kan ikke afgøres.

5.1.3 Lækagekoefficient

Lækagekoefficienten er en hydrogeologisk parameter, der defineres som forholdet mellem den vertikale, hydrauliske ledningsevne og tykkelsen af et geologisk lag. Lækagekoefficienten kvantificerer således, hvor meget vand, der vertikalt strømmer gennem laget per arealenhed ved en trykniveaugradient på 1.

Lækagekoeficienten er en størrelse, der hovedsageligt benyttes ved modelberegning af grundvandsstrømning i situationer, hvor nogle lag er vandførende med overvejende horisontalt rettet grundvandsstrømning, mens andre lag er semipermeable og derfor begrænser vandudvekslingen mellem over- og underliggende vandførende lag. I sådanne situationer er det som regel rimeligt at se bort fra horisontale strømningsbidrag fra det semipermeable lag og i modelsammenhæng blot repræsentere laget ved dets lækagekoefficient, som begrænser strømningen mellem de vandførende lag.

I beregningssituationer, hvor et grundvandsførende lag har mulighed for at udveksle vand med for eksempel et vandløb eller et vådområde, introduceres ofte også lækagekoefficienter, som begrænser vandudvekslingen mellem det grundvandsførende lag og vandløbet eller vådområdet. Størrelsen af lækagekoefficienten vil afhænge af tykkelsen og den gennemsnitlige hydrauliske ledningsevne af den zone under vandløbet eller vådområdet, hvor grundvandets strømningsretning er overvejende vertikal. Findes der semipermeable lag i denne zone, vil det være tykkelsen og den hydrauliske ledningsevne af disse lag, der er bestemmende for størrelsen af zonens lækagekoefficient. Det skal understreges, at lækagekoefficienten i sådanne situationer er modelafhængige størrelser, som for eksempel afhænger af hvor detaljeret de hydrogeologiske og strømningsmæssige forhold omkring vandløbet eller vådområdet beskrives i modellen.

Som beskrevet tidligere kan grundvandsstrømning fra grundvandsførende lag til vandløb ske enten direkte gennem bunden af vandløbet; diffust gennem ånære aflejringer og herfra henover vådområdet til vandløbet; som udstrømning ved skræntfoden og herfra henover vådområdet til vandløbet; eller ved en kombination af førnævnte. De tre forskellige bidrag er antydet som henholdsvis Q₁, Q₂ og Q₃ i figur 5.2. Størrelsen af hvert af de tre bidrag vil i det konkrete tilfælde afhænge dels af trykniveau- og terrænforhold i og omkring ådalen, og dels af tykkelse og hydrauliske ledningsevne af lag under vandløbet i vådområdet og ved skræntfoden. Man kan derfor forestille sig for eksempel Q₁ og Q₂ beregnet med en model, hvori indgår en lækagekoefficient, beregnet for zonen umiddelbart under vandløbet henholdsvis en lækagekoefficient for laget af vådbundsaflejringer omkring vandløbet (jf. figur 5.2).

Figur 5.2
Grundvandsstrømning fra grundvandsførende lag til vandløb kan ske enten direkte gennem bunden af vandløbet (Q₁); diffust gennem ånære aflejringer og herfra henover vådområdet til vandløbet (Q₂); som udstrømning ved skræntfoden og herfra henover vådområdet til vandløbet (Q₃).

5.2 Parametre som styrer omsætning og frigivelse af stof

I kapitel 3.3 er de overordnede stofomsætningsprocesser i ådalsmagasinet beskrevet. Det drejer sig om de processer, der kan påvirke, hvor meget af et givet stof, der under grundvandets passage af ådalsmagasinet omsættes eller tilbageholdes ved biogeokemiske processer. De vigtigste processer er:

	omsætning af nitrat ved denitrifikation til frit kvælstof
	nedbrydning og sorption af miljøfremmede stoffer som eksempelvis pesticider
	sorption/desorption af fosfor og optag i ådalsvegetationen

Ådalsmagasinet er i mange sammenhænge en buffer mellem fremtrængende grundvand og overfladevandet. I ådalsmagasinet kan stof enten blive omsat helt eller delvist til andre stoffer, tilbageholdt, optaget eller frigivet. De biogeokemiske processer, der styrer disse forhold, er ofte meget komplekse og i visse tilfælde endog ufuldstændigt kendte (især omsætning af miljøfremmede stoffer). Den bedst undersøgte og beskrevne proces er denitrifikation, som i de efterfølgende afsnit beskrives med udvalgte eksempler på denitrifikationens betydning for kvælstoffjernelse i ådalsmagasinet.

Stoftransport følger vandstrømningen og er derfor styret af de samme parametre som strømningen. Hertil kommer, at stof kan bindes til eller frigives fra de ånære aflejringer, og det kan omsættes eller omdannes ved en række forskellige processer. En af de meget vigtige processer er som omtalt i afsnit 3.2 denitrifikation. Parametre af betydning for denitrifikation omtales i det følgende.

5.2.1 Denitrifikation

I kapitel 3.2 blev der redegjort for forholdene omkring denitrifikationsprocessen, herunder de parametre der kontrollerer denitrifikationshastigheden og dermed mængden af nitrat, der kan fjernes, når der tilføres nitrat fra grundvandsmagasinet til ådalsmagasinet. I praksis er det imidlertid svært at give et helt eksakt svar på mængden af nitrat, der fjernes fra et givet vådområde uden at have præcis information om belastningen.

En del undersøgelser – både danske og udenlandske – viser, at stort set al nitrat fjernes fra grundvandet ved passage gennem ådalsmagasinet, og det gælder hvadenten belastningen er stor eller lille. Ved at anvende den typologi for ådalsstrækninger, der er opstillet i denne rapport, er det forsøgt at identificere de parametre, der bedst kan forklare nitratfjernelsen. Valget er faldet på grundvandets strømningsmønster, jordprofilet og indholdet af kulstof i de vandførende lag.

Ved nedenstående gennemgang er der taget udgangspunkt i danske undersøgelser, og resultaterne er grupperet/opdelt i henhold til de fem naturlige varianter, der er skitseret i figur 4.4. I tabel 5.1 er de forskellige varianters parametre angivet.

Tabel 5.1.
Danske undersøgelser af nitratfjernelse i forskellige varianttyper.

For varianttype A findes to danske undersøgelser, lokaliteten Anbæk ved Voldby Bæk i Gjern Å systemet og Gudenåen ved dens udspring i Tinnet Krat. For begge lokaliteter gælder, at jordprofilet overvejende består af sandede sedimenter med et lille indhold af organisk kulstof. Ved Anbæk er nitratfjernelsen i gennemsnit for 3 år (1992 – 1994) på 70% med lille variation mellem årene (68, 69 og 82%). Ved Gudenåen dækker undersøgelsen ligeledes 3 år, men med den ændring at målingerne de første ca 400 dage foregik før gensnoning af åen og hævning af vandløbsbunden med 0.5 – 1 m, og de efterfølgende ca 700 dage med åen i sit genskabte oprindelige forløb. Endvidere dækkede undersøgelsen en 860 m lang strækning af åens øvre løb med 3 traceer på begge sider af ådalen (i alt 57 ha). Nitratfjernelsen, som i gennemsnit lå på 57-62%, viste store variationer både mellem de enkelte traceer og for perioderne før og efter restaureringen. Målingerne i trace 1 (se figur 5.4), tættest ved Gudenåens udspring viste, at der før restaureringen blev tilført 363 kg NO₃^--N år^-1 til vestsiden og 498 kg NO₃^--N år^-1 til østsiden af ådalen. Under grundvandets passage af ådalsmagasinet skete der en nitratreduktion, og åen blev kun tilført 27 kg NO₃^--N år^-1 fra vestsiden og 197 kg NO₃^--N år^-1 fra østsiden. Den samlede nitratreduktion var på 74% svarende til 638 kg NO₃^--N år^-1 (20.6 kg NO₃^--N ha^-1 år^-1). Efter restaureringen blev der tilført ådalsmagasinet 49 kg NO₃^--N år^-1 fra vestsiden og 613 kg NO₃^--N år^-1 fra østsiden. Åen tilførtes 34 kg NO₃^--N år^-1 fra vestsiden og 60 kg NO₃^--N år^-1 fra østsiden. Den samlede nitratreduktion var på 86% svarende til 568 kg NO₃^--N år^-1 (18.3 kg NO₃^--N ha^-1 år^-1; viderebearbejdet efter Hoffmann et. al, 2000).

Figur 5.3
Jordprofil af Gudenådalen ved Tinnet Krat, trace 1, tættest ved Gudenåens udpring. Åens placering var uændret efter restaureringen, men vandløbsbunden blev hævet ca 0.5 m.

Målingerne i transect 2 (se figur 5.4) ca 250 m opstrøms Tinnet Bro aftegnede et andet billede. Før restaureringen blev der tilført ådalsmagasinet 38 kg NO₃^--N år^-1 fra vestsiden og 6 kg NO₃^--N år^-1 fra østsiden. Åen tilførtes 19 kg NO₃^--N år^-1 fra vestsiden og 12 kg NO₃^--N år^-1 fra østsiden. Trods en mindre udvaskning på 6 kg NO₃^--N år^-1 fra østsiden var den samlede nitratreduktion på 30% svarende til 13 kg NO₃^--N år^-1 (1.1 kg NO₃^--N ha^-1 år^-1). Gensnoningen af åen medførte, at åløbet nu kom til at ligge tæt på den østlige skræntfod (station 11 på figur 5.4). Efter restaureringen tilførtes ådalsmagasinet 62 kg NO₃^--N år^-1 fra vestsiden og 16 kg NO₃^--N år^-1 fra østsiden. Fra vestsiden tilførtes åen 25 kg NO₃^--N år^-1, og fra østsiden steg udvaskningen til 165 kg NO₃^--N år^-1. Der var ingen nitratreduktion, men en nettoudvaskning på 143% svarende til 112 kg NO₃^--N år^-1 (9.7 kg NO₃^--N ha^-1 år^-1; viderebearbejdet efter Hoffmann et al, 2000).

Figur 5.4.
Jordprofil af Gudenådalen ved Tinnet Krat, trace 2, ca 250 m opstrøms Tinnet Bro. Det skal bemærkes, at efter restaureringen lå det nye åløb tæt ved den østlige skræntfod (station 11).

Målingerne i transect 3, ved Tinnet Bro viste, at der før restaureringen blev tilført ådalsmagasinet 0.9 kg NO₃^--N år^-1 fra vestsiden og 55 kg NO₃^--N år^-1 fra østsiden (figur 5.5). Åen tilførtes 10.5 kg NO₃^--N år^-1 fra vestsiden og 98 kg NO₃^--N år^-1 fra østsiden. Der var ingen nitratreduktion, men derimod nettoudvaskning af nitrat på 95% svarende til 53 kg NO₃^--N år^-1 (3.7 kg NO₃^--N ha^-1 år^-1). Ved gensnoningen blev åløbet på dette sted flyttet ca 14 m mod øst. Efter restaureringen tilførtes ådalsmagasinet 2.1 kg NO₃^--N år^-1 fra vestsiden og 88 kg NO₃^--N år^-1 fra østsiden. Fra vestsiden af ådalen steg udvaskningen til åen til 24 kg NO₃^--N år^-1, mens der fra østsiden nu kunne konstateres nitratreduktion, idet åen kun blev tilført 45 kg NO₃^--N år^-1. Den samlede nitratreduktion var på 22% svarende til 20 kg NO₃^--N år^-1 (1.4 kg NO₃^--N ha^-1 år^-1). (Viderebearbejdet efter Hoffmann et al, 2000).

Figur 5.5.
Jordprofil af Gudenådalen ved Tinnet Krat, trace 3, ved Tinnet Bro. Genslyngningen medførte, at åløbet på dette sted blev flyttet ca 14 m mod øst.

For varianttype B er der data fra to danske lokaliteter. Indholdet af organisk kulstof er højere i de vandførende lag og denitrifikationen er markant højere – dvs. stort set 100% nitratreduktion). I figur 5.6 ses et eksempel fra en lavmose ved Voldby Bæk. Mosen er fulgt løbende over en årrække (1992-1998) og viser vedvarende høje denitrifikationsrater med ca 97% nitratreduktion (se f.eks. Blicher-Mathiesen. 1998; Hoffmann, 1998; Hoffmann et al, 2000b).

Figur 5.6.
Lavmose ved Voldby Bæk ved Sporup. Varianttype B. Nitratholdigt grundvand løber horisontalt til ådalsmagasinet ved skræntfoden. På grund af det impermeable gyttje-lag tvinges grundvandet opad (strømningningsretningen er angivet med pile), og samtidig sker en markant nitratreduktion i området nær skræntfoden. Dog er denitrifikationen først målelig, når kulstofindholdet i det sandede sediment er over 1.5%.

Den anden undersøgte varianttype B, ved Sminge Vad, ligger helt nedstrøms i Gjern Å systemet på grænsen til Gudenåen. Overordnet set er området domineret af overfladevand – herunder oversvømmelse af de vandløbsnære arealer – og udvekslingen af grundvand mellem grundvandsmagasinet og ådalsmagasinet er lille (se figur 5.7). Den meget effektive nitratreduktion på 100% dækker således over en denitrifikationsrate på 19 kg N ha^-1 år^-1 (Andersen, 2002), hvorimod ovennævnte lavmose ved Sporup har en denitrifikationsrate på 1000 – 2000 kg N ha^-1 år^-1 (Hoffmann, 1998; Hoffmann et al 2000).

Figur 5.7.
Vandbalance fra Sminge Vad, varianttype B. Balancen er opgjort i mm for kalenderåret 1999 (Andersen, 2002)

For varianttype C er der data fra 4 danske lokaliteter, Brede Å, Rabis Bæk, Stevns Å og Gjern Å ved Søby Vad. Det præferentielle strømningsmønster for denne varianttype afspejler sig også i omsætningen af nitrat, i det der er meget stor variation i nitratreduktionen. Ved Brede Å er en 4.5 km gensnoet strækning undersøgt. I et af traceerne var kulstofindholdet i de vandførende lag under 0.5%, og der var ingen nitratreduktion, men derimod en lille udvaskning på 6 kg NO₃^--N ha^-1 år^-1. Et andet trace havde højere indhold af organisk kulstof (dvs. op til 18.5 % org. C) og en nitratreduktion på 49% (figur 5.8). Nitratreduktionen i dette trace foregik kun fra den ene side af ådalen, formentlig fordi åløbet lå meget tæt på den ene skræntfod og kulstofindholdet samtidigt var lavt (figur 5.8, sydsiden). I et tredje trace var nitratreduktionen endnu højere, 83%, og samlet viste hele den gensnoede strækning en nitratreduktion på 71% (92 kg NO₃^--N ha^-1 år^-1).

Figur 5.8
Tværsnit af Brede å, tæt ved hovedvej 25 ved Ellum. Variantype C. I denne trace varierer kulstofindholdet mellem 0.1 og 7.5% og nitratfjernelsen er på 49%. Det er dog kun sydsiden, der viser nitratreduktion (Fra Hoffmann et al, 1998).

Ved Rabis Bæk kommer grundvandet frem ved ådalsskrænten og løber frem til bækken i jordoverfladen. På årsbasis denitrificeres ca 55% af den tilførte nitrat (Brüsch og Nilsson, 1990).

Figur 5.9.
Jordprofil fra Søby Vad, ved Gjern Å. Varianttype C. Grundvandet strømmer præferentielt i tørv og tørveholdige sandede sedimenter.

Søby Vad ved Gjern Å viser et kompliceret strømningsmønster. Visse steder træder grundvandet frem i ådalsskrænten, og siver gennem tørveholdige lag i området ved skræntfoden. En del af grundvandet løber endvidere præferentielt i vandførende lag, der er mere eller mindre adskilt af impermeable lag (figur 5.9).

Ved Stevns Å nær Hellested viste de hydrologiske undersøgelser, at grundvandet hovedsageligt løber ind i ådalsmagasinet fra de alluviale aflejringer under tørven. Ved grundvandets kontakt med de organogene aflejringer reduceres nitrat effektivt via denitrifikation, idet den vertikale udstrækning af denitrifikations- zonen kun er ca 45 cm.

For varianttype D findes der ikke data for denitrifikation. De lavpermeable lag under vandløbsbunden (figur 4.4 D) skaber strømningszoner, der til dels ligner de præferentielle strømningsmønstre fra varianttype C, og ved at vurdere indholdet af organisk kulstof i strømningszonerne kan man eventuelt bruge data fra denne type. Hvis udstrømningszonerne skaber overfladisk afstrømning til vandløbet, vil nitratfjernelsen formentlig være på samme niveau som ved Rabis Bæk, dvs. omkring 50%.

I tabel 5.2, varianttype E, er data fra Voldby Bæk ved Sporup (varianttype B) og Gjern å ved Søby Vad (varianttype C) medtaget, i det begge lokaliteter som et af deres karakteristika har en ådalsskrænt med et markant topografisk knæk og en udstrømningszone for grundvand (men samtidig også henholdsvis et gennemgående lavpermeabelt lag i ådalsmagasinet og et gennembrudt lavpermeabelt lag i ådalsmagasinet). Hvorvidt nitratfjernelsen i varianttype E vil nå 95-97% som for de to ovennævnte lokaliteter må afhænge af kulstofindholdet i udstrømningszonen og langs strømningsvejen. Hvis strømningsvejen er i overfladen ligesom ved Rabis Bæk, må nitratfjernelsen forventes at ligge omkring 50%.

Sammenfattende om nitratfjernelse i de forskellige varianttyper:

	Indholdet af organisk bundet kulstof i de vandførende lag skal som minimum være 1- 1.5% svarende til et glødetab på ca 3%.
	Ved overfladisk afstrømning af grundvand "gennem" ådalsmagasinet vil nitratfjernelsen ligge omkring 50% - medmindre særlige forhold omkring udstrømningszonen kan godtgøre, at der vil ske en højere fjernelse.
	Afstanden mellem skræntfod og åløb kan blive så kort, at der ikke er mulighed for nitratreduktion (Brede Å og Gudenåen).

Tabel 5.2.
Opsummering af den procentvise nitratfjernelse for varianttype A-E (jf. figur 4.4).

5.3 Opholdstider

Kontakttiden eller opholdstiden for grundvandet, der passerer gennem ådalens sedimenter inden det når vandløbet, varierer fra ådals type til ådals type afhængig af, hvor god hydraulisk kontakt der er mellem grundvandsmagasinet og vandløbet gennem ådalsmagasinet.

Skematisk kan grundvandets passager via eller udenom ådalsmagasinet inddeles i tre overordnede strømningsveje (se figur 5.2):

	Q1: En præferentiel strømning gennem ådalsmagasinet ved kildevæld eller en god (måske direkte) kontakt mellem grundvandsmagasinet og vandløbsbunden. Opholdstiden / kontakttiden T1 er moderat fra dage til få uger.
	Q2: En matrix strømning gennem ådalsmagasinets lavpermeable dele. Dvs. enten grundet en lavpermeabel vandløbsbund eller gennem de stærkt omsatte gytjelag i tørvepakken, der vil lade grundvandet strømme ganske langsomt igennem, hvorved der opnås en lang kontakttid mellem det stof, som transporteres med vandet, og som kan omsættes eller frigives fra de ånære sedimenter, som udvekslingen sker igennem. Opholdstiden T2 vil typisk variere mellem måneder til år.
	Q3: En overfladisk afstrømning på ådalens overflade eller i den øverste højporøse del af tørvepakken. En alternativ overfladisk afstrømning er gennem drænrør eller via grøfter, der skaber en direkte strømning fra grundvandsmagasinet til vandløbet udenom ådalsmagasinet. Opholdstiden / kontakttiden T3 er kort, dvs. typisk af få timers varighed.

5.4 Parameterværdier for Haller Å lokaliteter

I det følgende sættes talstørrelser på lækagekoefficienter på nogle få undersøgte danske vandløbslokaliteter. Lokaliteterne er ganske kort beskrevet, og det er kort refereret, hvordan lækagekoefficienten er bestemt for zonen under vandløbet henholdsvis for det tilgrænsende vådområde. Eksemplerne viser, at hvis der ikke er foretaget undersøgelser jordlagenes karakteristika, er der en meget stor usikkerhed omkring størrelsen af lækagekoefficienten. Usikkerheden kan være på flere størrelsesordener.

5.4.1 Lokaliteter ved Haller Å

Geologisk Institut, Aarhus Universitet har i samarbejde med Ringkjøbing og Viborg Amter undersøgt de hydrogeologiske forhold omkring en række vandløbslokaliteter indenfor Karup Å’s opland. For fire lokaliteter ved Haller Å foreligger der oplysninger, som gør det muligt at estimere lækagekoefficienter under bunden af vandløbet henholdsvis for laget af tørveaflejringer i det tilgrænsende vådområde. De fire lokaliteter benævnes Ravnholt, Sangildgård, Stordal og Vallerbækvej (figur 5.10). Vallerbækvej er beliggende ca 1 kilometer før Haller Å løber ud i Karup Å, mens Ravnholt er beliggende helt opstrøms (når man kommer godt en kilometer længere opstrøms end Ravnholt, er Haller Å kun vandførende i vinterhalvåret).

Figur 5.11.
Lokaliteter ved Haller Å

5.4.2 Ravnholt

Ved Ravnholt er ådalen omkring 100 m bred med stort relief. Det tilgrænsende grundvandsmagasin har en høj transmissivitet på omkring 10^-2 m²/s (Nyholm et al, 2002) og findes i vidt udstrakte smeltevandsaflejringer. Engen omkring åen er beliggende på et ca 1 m tykt lag af omsat kompakt tørv (Nyholm, 2000). På engen ses tydelige spor efter engvandingsanlæg. Åen blev på denne lokalitet udrettet og uddybet i første halvdel af forrige århundrede (hovedafvanding), hvorfor den har en god hydraulisk kontakt til det underliggende grundvandsmagasin (Nyholm et al, 2002). Materialet i vandløbsbunden er groft grus, men indenfor den første meter træffes enten mere finkornede eller organiskholdige lag på 10-20 cm tykkelse. Typen af interaktion mellem grundvand og vandløb kan jævnfør denne beskrivelse karakteriseres som værende af hovedtype 8 med væsentlig menneskelig påvirkning.

Langhoff et al (2001) har ved brug seepagemeter og piezometre installeret i bunden af vandløbet bestemt lækagekoefficienten på 12 lokaliteter indenfor en ca 400 m lang strækning. De fundne værdier (Langhoff et al, 2001, fig. 6) ligger mellem 3×10^-6 og 6×10^-5 s^-1 med en middelværdi på 3×10^-5 s^-1. De dybeste piezometre nåede en dybde af ca 1.5 m under bunden af vandløbet.

Nyholm et al (2002) bestemte lækagekoefficienten under vandløbet på den samme strækning ved kalibrering af en grundvandsmodel. Ved kalibrering på grundlag af trykniveauer og vandløbsafstrømninger i en quasi-stationær sommersituation bestemtes værdien af lækagekoefficienten til 4.4×10^-5 s^-1, mens man ved tilpasning til trykniveaudata fandt værdien 1.0×10^-4 s^-1. For tilgrænsende vandløbsstrækninger varierede de estimerede lækagekoefficienter mellem 9.2×10^-6 s^-1 og 5.0×10^-5 s^-1. Intervallet af værdier fundet ved modelkalibrering svarer således til intervallet af værdier for lækagekoefficient målt af Langhoff et al (2001).

Den hydrauliske ledningsevne af tørvelaget i det til vandløbet tilgrænsende vådområde blev bestemt af Nyholm (2000) ved analyse af tidsserier af nedbør og vandstandsvariationer i og under tørven på en enkelt position. Værdien blev estimeret til 1.4×10^-7 m/s. Da tykkelsen af tørvelaget her er 1.5 m, giver det en lækagekoefficient på omkring 10^-7 s^-1. Jensen (2002) udførte slugtest i tørven på et par andre positioner og fandt værdier for hydraulisk ledningsevne på 3-18×10^-6 s^-1. Disse værdier forventes at repræsentere horisontal hydraulisk ledningsevne i tørven, mens den vertikale hydrauliske ledningsevne formentlig kan være i hvert fald 10 gange lavere. Det forventes derfor, at lækagekoefficienten på engen vil variere mellem 10^-6 og 10^-7 s^-1.

På grund af forskellen i lækagekoefficient mellem vandløbsbund og tørv vil man forvente, at hovedparten (eller ihvertfald en betydelig del) af grundvandsudsivningen sker direkte gennem vandløbsbunden på trods af, at bredden af engen er omkring 100 m mod vandløbets bredde på ca 1.5 m. Dette bekræftes af opmålinger foretaget af Langhoff et al (2001), som viste, at kun ca 10% af tilvæksten i vandløbets vandføring i en tør sommersituation skete som følge af overfladenær tilstrømning fra engen.

5.4.3 Sangildgård

Ved Sangildgård er ådalen omkring 100 m bred med stort relief. Det tilgrænsende grundvandsmagasin er vurderet til at have en høj hydraulisk ledningsevne, samt at der findes i vidt udstrakte smeltevandsaflejringer (Bærentzen, 1997; Nyholm, 2000; Langhoff, 2001). Engen omkring åen er beliggende på et ca 1.5 m til 0.5 m tykt lag af tørv (M. Nauta, upubliceret). Der ses tydelige spor efter fordelingsgrøfter, hørende til engvandingsanlæg. Materialet i vandløbsbunden er domineret af sand, men cementerede grus-bænke er observeret (Langhoff, 2001). Indenfor den første meter træffes cementerede lag på omkring 10 cm tykkelse (Langhoff, 2001). Typen af interaktion mellem grundvand og vandløb kan jævnfør denne beskrivelse karakteriseres som værende af hovedtype 8 med moderat menneskelig påvirkning, samt at have semi-permeable aflejringer under vandløbsbunden.

Langhoff (2001) har som ved Ravnholt også udført seepagemeter og piezometermålinger i bunden af vandløbet på 3 positioner indenfor denne strækning af Haller Å. På grundlag heraf blev bestemt lækagekoefficienter på 1.0-1.6×10^-5 s^-1. Lækagekoefficienten under vandløbet synes derfor at være mindre ved Sangildgård end ved Ravnholt.

Tykkelsen af tørvelaget på den tilgrænsende engstrækning varierer som nævnt mellem 0.5 m og 1.6 m. Hvis det antages, at tørvelaget er mest kompakt og omsat, hvor laget er tykt, og kun lidt eller moderat omsat, hvor laget er tyndt, kan det ved brug af hydrauliske ledningsevner fra Figur 5.1 skønnes, at lækagekoefficienten på engen kan variere indenfor intervallet 10^-7-10^-4 s^-1. Variationen eller usikkerheden er altså ganske betydelig, fordi tørvens omsætnings- og kompakteringsgrad er ukendt.

Lækagekoefficient under vandløb og på eng kan altså ved Sangildgård være af samme størrelsesorden. Da engens bredde (ca 50 m) er betydelig større end vandløbets (ca 2 m), kan det forventes, at en betydelig del af grundvandsudsivningen sker på engen, hvorfra den overfladenært strømmer til vandløbet. At det forholder sig således, bekræftes af seepagemeter- og synkronmålinger i vandløbet. Målingerne tyder på, at kun ca 20% af vandføringstilvæksten sker ved opsivning direkte gennem vandløbsbunden.

5.4.4 Stordal

Ved Stordal er ådalen omkring 100 m bred med et stort relief. Det tilgrænsende grundvandsmagasin er som ovenfor vurderet til at have en høj hydraulisk ledningsevne og til at findes i vidt udstrakte smeltevandsaflejringer (Bærentzen, 1997; Nyholm, 2000; Langhoff, 2001). Engen omkring åen er beliggende på et ca 1.5 m til 0.2 m tykt lag af tørv (Langhoff et al, 2002). Der ses spor efter engvandingsanlæg i form af tydelige fordelingsrender, men kun fangrender styrer den mikrotopografiske afstrømning fra engen. Materialet i vandløbsbunden er domineret af sand, men indenfor den første meter træffes cementerede lag på omkring 10 cm tykkelse (Langhoff, 2001). Typen af interaktion mellem grundvand og vandløb kan jævnfør denne beskrivelse karakteriseres som værende af hovedtype 8 med moderat menneskelig påvirkning, samt har semi- eller lav-permeable aflejringer under vandløbsbunden.

På grundlag af seepagemeter- og piezometermålinger på 3 positioner i vandløbet fandt Langhoff (2001) værdier for lækagekoefficient under vandløbet på 4-10×10^-6 s^-1. Værdierne synes lidt lavere end for de to lokaliteter længere opstrøms (Sangilgård og Ravnholt).

Georadaropmåling, kartering og håndboring på den tilgrænsende eng viser, at tørvelaget i store områder kun er ca 20 cm tykt og kun ringe til moderat omsat. Lokalt (sandsynligvis i gamle afsnørede løb) er tykkelsen af tørven dog op til 1.6 m og tilsyneladende stærkt omsat og kompakt. På samme måde som ved Sangildgård forventes lækagekoefficienten på engen derfor at kunne variere indenfor flere størrelsesordener. Da arealer med tynde tørvelag dominerer, forventes den karakteristiske lækagekoefficient dog at være høj, måske 10^-5-10^-3 s^-1.

Da lækagekoefficienten på engen er ligeså stor eller større end lækagekoefficienten under vandløbet, og da vandløbet ikke ligger mere end ca 0.5 m lavere end engen, forventes en betydelig del af grundvandsudsivningen at ske på engen, hvorfra den overfladenært kan strømme til vandløbet. Langhoff’s (2001) synkron- og seepagemetermålinger synes at bekræfte dette, da opsivningen gennem vandløbsbunden kun svarer til ca 10% af tilvæksten i vandføring på den pågældende strækning.

5.4.5 Vallerbækvej

Ved Vallerbækvej er ådalen omkring 200 m bred med et lille relief. Det tilgrænsende grundvandsmagasin er også her vurderet til at have en høj hydraulisk ledningsevne og til at findes i vidt udstrakte smeltevandsaflejringer (Bærentzen, 1997; Nyholm, 2000; Langhoff, 2001). Engen udgøres af mineraljorde (Langhoff, upubliceret), og tydelige spor ses efter engvandingsanlæg (Langhoff, 2001). Materialet i vandløbsbunden er sand, og hverken finkornede, organisk holdige eller cementerede lag er observeret inden for den øverste 1.5 m under vandløbsbunden (Langhoff, 2001). Typen af interaktion mellem grundvand og vandløb kan jævnfør denne beskrivelse karakteriseres som værende af hovedtype 9 med moderat menneskelig påvirkning.

Langhoff (2001) fandt på grundlag af seepagemeter- og piezometermålinger på 3 positioner værdier for lækagekoefficient under vandløbet på 5-8×10^-5 s^-1. Seepagemeter- og synkronmåling viser, at ihvertfald en meget betydelig del af vandføringstilvæksten sker direkte gennem bunden af vandløbet. At formentlig hele tilvæksten sker på denne måde vurderes indirekte af, at der ikke er noget decideret vådområde omkring vandløbet på denne nedre strækning, og at der ikke kan ses nogen overfladenær vandtilstrømning.

5.5 Resume af styrende parametre – overordnet koncept

I tabel 5.3 er opsummeret de styrende typiske parameterværdier, som skal være kendt for de enkelte hovedtyper i typologi for grundvands- / overfladevandsinteraktionen. Som det fremgår af tabellen er det kun værdier for Haller Å lokaliteterne, der er kendt. Eksempelvis er oplysninger om strømningsfordeling, opholdstider/kontakttider og nedbrydningspotential for de enkelte hovedtyper ikke kendt for Haller Å lokaliteten. I forbindelse med testning og operationalisering af typologien for grundvand-overfladevand interaktion. Ved et muligt senere projekt i 2003 foreslås en lignende oversigt udført for en række kendte danske grundvand-overfladevandslokaliteter så værdispredningen på enkeltparametre kan opgøres på hovedtype niveau.

Tabel 5.3
Opsummering af styrende parametre ved Haller Å.

Se her!

6 Feltprogram til fastlæggelse af grundvand-overfladevand interaktionen i ådalstyperne

6.1 Introduktion

I dette kapitel beskrives et forslag til et feltprogram til fastlæggelse af grundvand-overfladevand-interaktion i ådalen. Programmet falder i to dele: en indledende, overordnet analyse, som i vid udstrækning kan gennemføres på eksisterende data og en egentlig felt- og laboratoriedel. Den overordnede analyse tager udgangspunkt i vandløbsstrækninger af længder på flere kilometer. Analysen resulterer i en sektionering af vandløbsstrækningerne i mindre stykker, som påhæftes en foreløbig variantbenævnelse. Længden af stykkerne er bl.a. afhængig af, hvor i systemet man befinder sig, men skalaen er fra hundrede meter til få hundrede meter. I den efterfølgende feltdel undersøges de foreløbigt udpegede varianters karakteristika, og der knyttes parameterværdier til varianterne.

Programmet tænkes gennemført på to feltafprøvningsområder, som udvælges blandt de i forvejen mest undersøgte vandløbssystemer. I hvert vandløbssystem udvælges en øvre, en mellem og en nedre vandløbsstrækning, og fra hver strækning udpeges igen en delstrækning af nogle kilometers længde til undersøgelsen.

6.2 Formål med feltprogrammet

Formålet med programmet er fire-delt:

1. At teste hvorvidt det er muligt ud fra en overordnet analyse at udpege varianter for en given vandløbsstrækning.
     
2. At måle parameterværdier for en række udpegede varianter.
     
3. At undersøge hvorvidt varianterne kan karakteriseres ved entydige parameterværdier.
     
4. I fald der ikke kan knyttes entydige parameterværdier til varianterne at pege på en operationel feltmetode til måling af parameterværdier.

Feltprogrammet er en eksploratorisk opfølgning på og en test af det koncept, der er udviklet i rapportens kapitel 4 – 6. Det er derimod ikke en beskrivelse af et undersøgelsesprogram til generel brug for vandområde-myndighederne.

Programmet retter sig i denne udgave mod N og P. Ønsker man at rette undersøgelsen mod andre stofgrupper – eksempelvis pesticider eller tungmetaller – skal analyserne i feltprogrammets boks 10 og boks 11 (se senere) suppleres eller erstattes af andre.

6.3 Beskrivelse af feltprogrammet

6.4 Resultater fra feltprogrammet

Efter gennemførelsen af programmet holdes resultaterne op mod formålet: er ideen bag konceptet bæredygtigt – kan man ud fra en overordnet analyse uden et tilhørende, omfattende feltprogram udpege varianter af grundvand-overfladevand-interaktionen i ådalen? Eller i benægtende fald: hvad er det ekstra minimum af undersøgelser, der skal til for at fastlægge varianter? Og videre: falder parameterværdierne for grundvand-overfladevand-interaktionen for varianterne på tværs af hovedgrupper i karakteristiske intervaller, som adskiller varianterne fra hinanden?

6.5 Forslag til aftestningsområder

I tabel 6.1 er anført en række vandløbssystemer, som vil være egnede til aftestningsområder, hvor udvalgte feltmetoder kan afprøves.

Tabel 6.1.
Oversigtlig gennemgang af vandløbssystemer, der egner sig som aftestningsområder

6.6 Georadarundersøgelser i ådale

Der er udført georadarundersøgelser i Gjern Å systemet med det formål at vurdere georadarmetodens egnethed til kortlægning af de øvre jordlag i en ådal. Georadarmetodens egnethed testes ud fra en vurdering af, at det er den geofysiske metode, der vil kunne bidrage med de mest detaljerede informationer om opbygningen af en ådal. Georadar er tidligere sammen med geoelektriske målinger anvendt til en kortlægning af et område i Store Åmose (Sten et al, 1996).

Georadarmetoden kan anvendes til kortlægning af sand- og grusaflejringer eller andre aflejringer med en forholdsvis høj elektrisk modstand. Metoden kan detektere laggrænser og lags interne sedimentære strukturer (f.eks van Overmeeren, 1998). Georadarsignalet dæmpes kraftigt af lerlag og andre aflejringer med høj elektrisk ledningsevne. Metoden kan bestemme en præcis dybde til lerlag, andre elektrisk godt ledende aflejringer og lag med salt porevæske, når disse er overlejret af aflejringer med høj elektrisk modstand.

6.6.1 Georadarmetoden

Georadarmetoden er en elektromagnetisk metode som bygger på bølgeudbredelse og refleksion (f.eks. Davis & Annan, 1989). Metoden fungerer ved, at en antenne udsender en kort puls (~ 1–100 ns) af højfrekvent elektromagnetisk energi, som breder sig ned gennem jorden. Signalet bliver dels reflekteret ved flader, hvor de dielektriske egenskaber ændrer sig, dels transmitteret videre ned i jorden. De reflekterede signaler opfanges af en modtagerantenne og signalets amplitude og polaritet registreres som funktion af tid. Der måles kontinuerligt med en pulsrepetitionsfrekvens på ca 30–100 kHz, medens sender og modtager trækkes hen over jorden.

De to væsentligste faktorer, som har indflydelse på indtrængningsdybden, er georadarens centerfrekvens og de geologiske aflejringers elektriske modstand. Indtrængningsdybden er ringe i aflejringer med høj elektrisk ledningsevne. Georadarens centerfrekvens influerer på indtrængningsdybden, således at en lav centerfrekvens giver en større indtrængning end en høj centerfrekvens.

Georadarundersøgelserne udføres med Sensors & Software pulseEKKO 100A georadarsystem med en 400 V sender og 100 eller 200 MHz antenner (Figur 6.1). Det er et moderne georadarudstyr, som hverken vejer eller fylder meget. Udstyret består af en senderenhed, modtagerenhed, kontrolenhed, antenner med forskellig frekvens, et odometer og en feltegnet computer. Dele af udstyret er monteret på en vogn, som trækkes af én person, der også bærer en del af udstyret (Figur 6.1). Det vil oftest være mest hensigtsmæssigt, at to personer udfører feltarbejdet.

Figur 6.1.
Sensors and Software pulseEKKO 100A georadarsystemet. a) Som systemet anvendes i reflektionsmode. b) Detailbillede af systemet påsat 100 MHz antenner, som er 1 m lange og placeres med en indbyrdes afstand på 1 m c) Detailbillede af systemet påsat 200 MHz antenner, som er 0,5 m lange og placeres med en indbyrdes afstand på 0,5 m.

6.6.2 Testkortlægning i Gjern Å systemet

På tre lokaliteter i Gjern Å systemet, hvor der tidligere er lavet boringer, er der udført georadarundersøgelser. De tre lokaliteter er dels beliggende ved Voldby Bæk ca 1 km vest for Anbæk, dels ved Gjern Å ved Søbyvad og ved Smingevad Bro tæt på udløbet i Gudenåen. Resultaterne fra alle tre lokaliteter præsenteres i Bilag 1.

Enkelte resultater, optaget med georadarsystemet med 200 MHz antenner fra Søbyvad, vises her som eksempel. Figur 6.2 viser placeringen af linier ned til Gjern Å. Georadarprofilerne vinkelret på åløbet præsenteres i Figur 6.3. Lithologiske logs fra boretransekter er sat ind på georadarprofilerne. Alle boringer ender i et lag, bestående af tynde vekslende sand- og siltlag. Dette lag absorberer hurtigt georadarsignalet, hvilket er tilfældet for data, optaget både med 100 MHz og 200 MHz antenner. Georadarprofilerne indikerer den strukturelle opbygning af dalbundens aflejringer. Flere ældre generationer af åløb kan ses i georadarprofilerne. Se f.eks. figur 6.3, hvor reflektioner, der indikerer afgrænsninger af tidligere åløb, er markeret med sorte streger. Der er overvejende en god korrelation mellem reflektioner i georadarprofilerne og de lithologiske logs. Da georadarprofilerne er tiddybde konverteret med konstant hastighed, kan nogle af uoverensstemmelserne skyldes varierende hastighed med dybden. De lithologiske logs fra station 6 på georadarlinie L01 og fra station 3 på geordarlinie L00 viser, at der ligger et tørvelag i ca 1 m dybde. Dette korrelerer med en lille bassinstruktur med meget svage eller ingen interne refleksioner. På flere af de resterende georadarprofiler kan gøres lignede observationer.

Figur 6.2.
Placering af georadarlinier i Gjern Ådal ved Søbyvad

6.6.3 Opsummering

Georadarmetodens anvendelse til kortlægning i en ådal begrænses af terrænet i ådalen. Det er ikke muligt at måle, hvor der er tæt bevoksning af bl.a. elletræer. Ligeledes vil de mest sumpede arealer være utilgængelige med mindre kortlægningen udføres, når disse er tilfrosset efter en længere periode med frost.

Testkortlægningen i Gjern Å systemet viser, at georadar kan anvendes til kortlægningen af de øverste 3 – 4 m af en ådals aflejringer og dens struktur. Georadarmetoden kan ikke påvise, hvilke aflejringer ådalen er opbygget af, men den kan bruges til korrelation mellem boringer og ekstrapolation fra boringer. Ved sammenligning med lithologiske logs indikeres i flere georadarprofiler, at det er muligt at erkende tørvebassiner.

Figur 6.3.
Georadarprofiler fra Søbyvad optaget med et georadarsystem med 200 MHz antenner. Lithologiske logs er indtegnet på georadarprofilerne. Georadarprofilerne er tiddybde konverteret med en radiobølgehastighed på 0.06 m/ns (ns=10^-9 s). Ud fra en sammenligning af refleksioner og lithologiske logs kan ses at den valgte hastighed ikke gælder i alle dybder. Reflektioner, der kan udgøre afgrænsninger af tidligere generationer af åløbet, er fremhævet med sorte streger. Georadarprofilerne kan ses i bilag 3 uden tolkninger.

7 Testning og operationalisering af typologi (senere faser)

7.1 Testning af typologi for grundvand-overfladevand interaktion på eksisterende data (Fase 1)

Estimering af parameterværdier for resterende typologi

Typologien for grundvand-overfladevand interaktion er udviklet i forbindelse med Miljøstyrelsens projekt "Metodik til karakterisering af ådale i typeområder" (afsluttes december 2002). I forbindelse med typologien er opstillet et antal hovedtyper og varianttyper af ådale. Typologien færdiggøres for resterende 3 landskabstyper. Estimeringen af parameterværdier tænkes udarbejdet for den resterende typologi ud fra eksisterende data. Dette vil blandt andet omfatte data fra danske ådalsprojekter ved Stevns Å/Tryggevælde Å, Rabis Bæk, Gjern Å, Langvad Å, Karup Å, Brede Å, Gudenåens kilder samt det ret omfattende Skov og Naturstyrelsen materiale, der omfatter retablering af vådområder ifm. VMPII.

Validering af ådalskonceptet

En validering af ådalskonceptet tænkes udført på repræsentative datasæt fra to amter (fx København og Viborg), der dækker hhv. sandede og lerede vandløbsoplande. Valideringen udarbejdes i tæt samarbejde med de to amter. Efterfølgende tilrettes konceptet.

Feltmåling af typiske parameterværdier

I et begrænset omfang indsamles feltdata i de to vandløbsoplande til kontrolmåling af forventede parameterværdier. Specielt mangler der i stort omfang viden om vandløbsbundens hydrauliske egenskaber, som den i mange tilfælde vigtigste kontaktzone mellem grundvand og overfladevand. Der mangler desuden viden om tykkelsen og den hydrauliske ledningsevne af vandløbsbunden set i forhold til udfældninger af stoffer i denne zone. Endelig mangler der viden om stofomsætningen i denne zone både, hvad angår fjernelse af nitrat, binding af fosfor og nedbrydning af miljøfremmede stoffer (f.eks. pesticider).

Feltmålinger af ovenstående forhold kan gennemføres i udvalgte ådalstyper ved at måle omfanget af indsivende grundvand efterfulgt af optagning af sedimentkerner til beskrivelse af lagtykkelse, hydraulisk ledningsevne, porøsitet, udfældningshorisonter, mv. Desuden kan der med mikropiezometre udtages vand til stofanalyse fra det indtrængende grundvand og i forskellige dybder med henblik på at kvantificere eventuelle stofomsætninger (denitrifikation, fosforsorption, mv).

7.2 Udvikling og test af operationelle værktøjer (Fase 2)

I fase 3 udvikles og testes operationelle værktøjer, som understøtter den senere implementering af typologi for grundvands-overfladevand interaktion. Det endelige indhold fastlægges i løbet af projektet i samråd med MST og efter inddragelse af synspunkter fra amterne. Der sigtes efter at udvikle værktøjer på faglige områder, hvor der er størst behov for operationelle hjælpeværktøjer. Hjælpeværktøjerne kan fx bestå af et eller flere af flg.:

	GIS baseret værktøj til at understøtte klassifikationen af de danske ådale i forskellige typologier.
	GIS baseret værktøj til at kombinere typologi for grundvand-overfladevand interaktion, grundvandsforekomst og ekstern belastning og herudfra sorteres ådale i områder hvor grundvandet forventes at have ingen/måske/betydelig negativ indflydelse på overfladevandets økologiske tilstand.
	Simple beregningsværktøjer til vurdering af følgevirkningerne af påvirkningen på vandløb.

8 Referencer

Andersen, S. og Sjørring S. 1992. Geologisk Set – Det nordlige Jylland. En beskrivelse af områder af national geologisk interesse.

Andersen, H.E. 2002. Hydrology and nitrogen balance of a seasonally inundated Danish floodplain. Hydrological Processes (submitted).

Andersen, H.E. 2003. Hydrology, nutrient processes and vegetation in floodplain wetlands. PhD Afhandling (in press).

Bijay-Singh, Ryden, J.C. and Whitehead, D.C. 1988. Some relationships between denitrification potential and fraction of organic carbon in air-dried and field-moist soils. Soil Biol. and Biochem., Vol. 20, pp. 737 - 741.

Binzer, K. and Stockmarr, J. 1994. Geological map of Denmark 1:500 000. Pre-Quaternary surface topogragraphy of Denmark. Geological Survey of Denmark, Map Series no. 44.

Blicher-Mathiesen, G. 1998. Nitrogen removal in riparian areas. PhD thesis, Aarhus University, Biological Institute, Department of Microbial Ecology and National Environmental Research Institute, Department of Streams and Riparian Areas, 94 pp.

Blicher-Mathiesen, G. and Hoffmann, C.C. 1999. Denitrification as a sink for dissolved nitrous oxide in a freshwater riparian fen. Journal of Environmental Quality, Vol. 28, no. 1, pp. 257-262.

Boelter, D.H. 1969. Physical properties of peat in relation to degree of decomposition. Soil Sci. Soc. Am. Proc., vol. 33, s. 606-614.

Borggaard, O.K., Møberg, J.P and Sibbesen, E. 1991. Indhold og mobilitet af fosfor i jord. I: Kvælstof, fosfor og organisk stof i jord og vandmiljøet (in Danish). Report of the Consensus Conference, 31 January, 1st and 4th February 1991. Ministry of Education Research Department, Copenhagen.

Brüsch, W. og B. Nilsson. 1990. Nitratomsætning og vandbevægelse i et vådområde. NPo-forskning fra Miljøstyrelsen, Nr. C15.

Brüsch, W.; Nilsson, B. 1993. Nitrate transformation and water movement in a wetland area. In: Hiilbricht-Ilkowska, A. & Pieczynska E. (Editors).Nutrient Dynamics and Retention in Land/Water Ecotones of Lowland, Temperate Lakes and Rivers. Kluwer Academic Publishers, Belgium. Hydrobiologia, 251, 103-111.

Burford, J.R. and Bremner, J.M. 1975. Relationships between the denitrification capacities of soils and total, water-soluble and ready decomposable soil organic matter. Soil Biol. Biochem., Vol. 7, pp. 389 - 394.

Bærentzen, R. 1997. Opstilling og kalibrering af en hydrogeologisk model ad dele af Karup og Tange Å. Specialerapport, Geologisk Institut, Århus Universitet.

Calver, A. 2001. Riverbed permeabilities: Information from pooled data. Ground Water 39, no. 4: 546-553.

Chen, X. 2000. Measurement of streambed hydraulic conductivity and its anisotropy. Environmental Geology, vol. 39, nr. 12, s. 1317-1324.

Clausen, B. og Rasmssen , K. R. 1988: Fysisk Hydrologi, Medianminimum. Geokompendier nr. 28. Geologisk Institut, Aarhus Universitet.

Dahl, M. 1994. Flow dynamics and water balance in two freshwater wetlands. Ph. D. afhandling, Danmarks Miljøundersøgelser, 325 s.

Dahl, M., Harrar, W.G., Henriksen, H.J. og Knudby, C.J. 1998 Integrated hydrological modelling of freshwater resources in Denmark – Distribution of aquifer-river exchange parameters. Proceeding fra ’Gambling with Groundwater – Physical, Chemical, and Biological Aspects of Aquifer-Stream Relations’, Minnesota, USA.

Dahl, M., Nilsson, B., Jacobsen, O.S., Aamand, J., Juhler. R.K., Larsen, L., Hoffmann, C.C., Jørgensen, C., Engesgaard, P., Christensen, B.S.B., Jensen, S., 2000. Transport, nedbrydning og sorption af pesticider i et vådområde. Miljøforskning, Det Strategiske Miljøforskningsprogram nr. 42, 29-31.

Danish Secret Service. 1954. Aerial photos.

Danmarks Natur, 1979. Landskabernes opståen. Nr 1.

Davis, J.L. & Annan, A.P. 1989. Ground-penetrating radar for high-resolution mapping of soil and rock stratigraphy. Geophysical Prospecting 37, 531–551.

Desimone, L.A. og P.M. Barlow. 1999. Use of computer programs STLK1 and STWT1 for analysis of stream-aquifer hydraulic interaction. Water Resources Investigations Report 98-4212, U.S. Geological Survey, Denver, Colorado, 61 s.

Firestone, M.K. 1982. Biological denitrification. In: F.J. Stevenson (Ed.), Nitrogen in agricultural soils. Agronomy Monographs, No. 22, American Society of Agronomy, Madison, Wis., pp. 289-326

Firestone, M.K. & Davidson, E.A. 1989. Microbiological basis of NO and N₂O production and consumption in soil, pp. 7-21. In: M.O. Andreae and D.S. Schimel (eds.) Exchange of trace gases between terrestrial ecosystems and the atmosphere. J. Wiley & Sons Ltd.

Fleischer, S., Gustavson, A., joelsson, J., Pansar, J. and Stibe,l. 1994. Nitrogen removal in created ponds. Ambio, Vol. 23, no. 6, pp. 349-357.

Freeeze, R.A. & J.A. Cherry 1979. Groundwater. Prentice-Hall, New Jersey, U.S.A, 604 s.

Fyns Amt (1995): Bestemmelse af medianminimum i Fyns Amt, 1995. Hedeselskabet.

Gambrell, R.P. and Patrick, W.H, Jr., 1978. Chemical and Microbiological Properties of Anaerobic Soils and Sediments. In: D.D. Hook and R.M.M. Crawford (Eds.), Plant Life in Anaerobic Environments, pp. 375 - 423. Ann Arbor Science.

Geodætisk Institut. 1979a. Jordklassificerings Danmark, Basisdatakort 1:50.000 JB 1215 IIISØ.

Geodætisk Institut. 1979b. Jordklassificerings Danmark, Basisdatakort 1:50.000 JB 1215 IIISV.

GEUS, 1997. Danmarks Vandressource. Geologi Nyt fra GEUS. Nr. 2/1997.

GEUS, 1998. Den Nationale Vandressourcemodel. DK-model Sjælland, Lolland, Falster og Møn. GEUS rapport nr. 109.

GEUS, 1999. Danmarks jordarter.

Gilman, K. 1994. Hydrology and Wetland Conservation. John Wiley and Sons, Chichester, 101 s.

Gravesen, P. and Hansen, M. 1990. Geologiske forhold i oplandene til Karup Å og Rabis Bæk, Jylland). NPO-Project 2.1. Internal report No. 35.

Gravesen, P. 1996. Red. Andersen, S. Geologisk Set – Bornholm. En beskrivelse af områder af national geologisk interesse.

Groffman, P.M., Gold, A.J. & Addy, K. 2000. Nitrous oxide production in riparian zones and its importance to national emission inventories. Chemosphere - Global Change Science 2, pp. 291-299.

Hansen, S. 1965. The Quaternary of Denmark, 1-90. I Rankama, K. (ed.): The geologic system. Interscience Publishers, New York.

Hansen, M. 1995. Geological map of Denmark, 1:50 000, Map sheet 1215 III Karup, Geological basic data map. DGU, Mapseries no. 33.

Hedeselskabet. 1942. Uddybning og Regulering af Haller Aa's øvre løb. Bilag II: Overfladekort (1:2000). Det danske Hedeselskabs Grundforbedringsvirksomhed, Mose- og Engafdelingen.

Hoffmann, C.C., Dahl, M., Kamp-Nielsen, L. and Stryhn, H. 1993. Vand- og stofbalance i en natureng. Miljøprojekt nr. 231. Miljøstyrelsen, 152pp.

Hoffmann, C.C. 1998. Nutrient retention in wet meadows and fens. PhD thesis, Københavns Universitet, Ferskvands-Biologisk Laboratorium, og Danmarks Miljøundersøgelser, Afdeling for Vandløbsøkologi, 134 pp.

Hoffmann, C.C., Pedersen, M.L., Kronvang, B.K. and Øvig, L. 1998. Restoration of the Rivers Brede, Cole and Skerne: A joint Danish and British EU-LIFE demonstration project, IV - Implications for nitrate and Iron transformation. Aquatic Conservation: Marine and Freshwater Ecosystems, 8, no 1, pp. 223-240

Hoffmann, C.C., Pedersen, M.L. and Laubel, A.L. 2000a. Headwater restoration of the river Gudenå – 2. Implications for nutrients in riparian areas. Verh. Internat. Verein. Limnol. 27 Vol. 1, pp.602-609.

Hoffmann, C.C., Rysgaard, S. and Berg, P. 2000b. Denitrification Rates Predicted by Nitrogen-15 Labeled Nitrate Microcosm Studies, In Situ Measurements, and Modeling. J. Environ. Qual. 29(6), 2020-2028.

Jensen, C.O. 2002. An assessment of the hydraulic properties of fen peat – A case study from Denmark. Specialerapport, Geologisk Institut, Aarhus Universitet, 99 s.

Jørgensen, F., & Sandersen, P. 2002. Karakteristik af begravede dales geologi – opbygning, aldre og dannelsesprocesser. Geologisk Tidsskrift. Nr. 2, 14-15.

Kampsax, 1995 & 1999. Danmarks Digitale Ortofoto (DDO).

Knowles, R. 1982. Denitrification. Microbiological Reviews, 46(1), pp. 43 - 70.

Korom, S.F. 1992. Natural denitrification in the saturated zone: A Review. Water Resources Research, Vol 28(6): 1657-1668.

Kronvang, B., Iversen, H.L., Pedersen, M.L., Müller-Wohlfeil, D.-I. & Larsen, S.E. 2000. Oplandsanalyse . I: Bøgestrand, J. (red.) : Vandløb og kilder 1999 . NOVA 2003 . Danmarks Miljøundersøgelser . - Faglig rapport fra DMU 336 :47-61 .

Kronvang, B., Falkum, Ø., Svendsen, L.M. and Laubel, A.R. 2002. Deposition of sediment and phosphorus during overbank flooding. Verh. Internat. Verein. Limnol. (In Print).

Krüger, J. 1985. Bemærkninger om dal-dannelser i smeltevandsterrasser med eksempler fra Island og Danmark. DGF -Årsberegning 7-13.

Kuehn, F.; King, T.; Hoerig, B.; Peters, D. (Eds). 2000. Remote sensing for site characterization. Springer.

Kölle, W., Werner, P., Strebel, O. and Böttcher, J. 1983. Denitrifikation in einem reduzierenden Grundwasserleiter. Vom Vasser, 61. Band: 126-147.

Kölle, W., Strebel, O. and Böttcher, J. 1985. Formation of sulfate by microbial denitrification in a reducing aquifer. Wat. Supply, Vol 3: 35-40.

Landon, M.K., D.L. Rus & F.E. Harvey. 2001. Comparison of instream methods for measuring hydraulic conductivity in sandy streambeds. Ground Water, vol. 39, nr. 6, s. 870-885.

Langhoff, J. 2001. Evaluation of ground water / stream interactions on an outwash plain using hydrological and geomorphological methods. Unpublished Progress Report, Department of Earth Sciences, University of Aarhus, Denmark. 2001.

Langhoff, J., Christensen, S. & Rasmussen, K.R. 2001. Scale dependent hydraulic variability of a stream bed on an outwash plain. Proceedings of a symposium held during the Sixth IAHS Scientific Assembly. IAHS Publ. no. 269, s. 205-212.

Langhoff, J., Christensen, S., Rasmussen, K.R. 2002. Groundwater seepage to a stream having a low-conductivity streambed and a wide, wet riparian zone. EGS XXVII General Assembly, Nice, France, April 2002. Oral Presentation.

Lykke-Andersen, H., Madirazza, I., Sandersen, P.B.E. 1996. Tektonik og landskabsdannelse i Midtjylland. Geologisk Tidsskrift. Hæfte 3.

Lykke-Andersen, H. 2002. Begravede dale til lands og til vands i Danmark – regionale og lokale mønstre. Geologisk Tidsskrift, nr. 2, 12-13.

Madsen & Holst. 1986. Miljøministeriets projektundersøgelser, Teknikerrapport nr. 1. 1986. Marginaljorder og Miljøinteresser.

Miljøstyrelsen. 1983. Karup Å undersøgelsen. 51. 1983. Miljø-Projekter.

Miljøstyrelsen 1987. Marginaljorder og miljøinteresser – Ådale og Ferske enge. Samlerapport nr. 5, 339 s.

Milthers, K. 1935. Landskabets Udformning mellem Alheden og Limfjorden. The Geological Survey of Denmark, II.Raekke. no 56, 1-30.

Mitsch, W.J. and Gosselink, J.G. 1986. Wetlands. Van Nostrand Reinhold Company Inc.

Møller, R.R. 2002. Model for grundvandsstrømninger og vandbalance for et vådområde ved Smingevad. Specialerapport, Geologisk Institut, Aarhus Universitet.

Målebordsblade: M2208 KARUP (målt i 1877; rettelse 1914; road-revision 1942); M2308 KOMPEDAL (målt i 1875; rettelse 1914; road-revision 1942).

Nichols, D.S. 1983. Capacity of natural wetlands to remove nutrients from wastewater. Journal WPCF, Vol. 55, No. 5, pp. 495 - 505.

Nyholm, T. 1997. Interaktion mellem hedeslettevandløb og det øverste regionale, frie grundvandsmagasin. Ikke publiceret Progress Report, Geologisk Institut, Aarhus Universitet.

Nyholm, T. 1999. Aquifer-Stream interaction on outwash plains: A case study from Denmark. Rapport vedlagt Ph. D. afhandlingen "Stream-flow depletion caused by groundwater abstraction near alluvial streams", Geologisk Institut, Aarhus Universitet. 2000.

Nyholm, T. 2000. On the interaction between the primary aquifer and the peat aquifer at Haller Å, Denmark. Rapport vedlagt Ph. D. afhandlingen "Stream-flow depletion caused by groundwater abstraction near alluvial streams", Geologisk Institut, Aarhus Universitet. 2000.

Nyholm, T. and Christensen, S. 2000. Stream-Flow depletion in a small alluvial stream caused by groundwater abstraction from wells. Rapport vedlagt Ph. D. afhandlingen "Stream-flow depletion caused by groundwater abstraction near alluvial streams", Geologisk Institut, Aarhus Universitet. 2000.

Nyholm, T. and Rasmussen, K. R. 2000. Interaction of ground water and surface water in a small alluvial stream. Rapport vedlagt Ph. D. afhandlingen "Stream-flow depletion caused by groundwater abstraction near alluvial streams", Geologisk Institut, Aarhus Universitet. 2000.

Nyholm, T., S. Christensen & K.R. Rasmussen 2002. Flow depletion in a small stream caused by ground water abstraction from wells. Ground Water, vol. 40, no. 4, s. 425-437.

Ovesen, N.B., Iversen, H.L., Larsen, S.E., Müller-Wohlfeil, D-I, Svendsen, L.M., Blicher, A.S. og Jensen, P.M. (2000): Afstrømningsforhold i danske vandløb. Faglig rapport fra DMU, nr 340.

Paludan, C. 1995. Phosphorus dynamics in wetland sediments. PhD thesis, Aaarhus University, Biological Institute, and National environmental Research Institute,Department of Freshwater Ecology, 106 pp.

Papadatos, I. & Sørensen, I. 1997. Neotectonic and glaciotectonic evolution of the broader area of Danish Basin during Quaternaty. In: Engineering Geology and the Environment, Marinos, Koukis, Tsiambaos & Stournaras. (eds). Balkema, Rortterdam.

Piotrowski, J.A., 1994. Tunnel-valley formation in northwestern Germany - geology, mechanisms of formation and subglacial bed conditions for the Bornhôved tunnel valley. Sedimentary Geology, Vol 89 (1/2), 107-142.

Ponnamperuma, F.N. 1984. Effects of Flooding on Soils. In: T.T. Kozlowski (Ed.): Flooding and Plant Growth. pp 10 - 45. Academic Press. Inc.

Postma, D., Boesen, C., Kristiansen, H. & Larsen, F. 1991. Nitrate Reduction in an Unconfined Sandy Aquifer: Water Chemistry, Reduction Processes, and Geochemical modeling. Water Resources Research. Vol 27, No. 8, pp. 2027 - 2045.

Rasmussen,S. 1964. Studier over Engvandingen i Danmark, specielt vedrørende Store Skjernå kanal. Særtryk af Geografisk Tidsskrift 63.

Reddy, K.R., Feijtel, T.C. and Patrick, W.H. Jr. 1986. Effect of soil redox conditions on microbial oxidation of organic matter. In: Y. Chen and Y. Avnimelech (Eds.), The Role of Organic Matter in Modern Agriculture, pp. 117 - 156. Martinus Nijhoff Publishers, AD Dordrecht, The Netherlands.

Reddy, K.R. and Patrick, W.J. 1984. Nitrogen transformations and loss in flooded soils and sediments. CRC Crit. Rev. Envir. Control, 13(4), pp. 273 - 309.

Refsgaard, J.C., henriksen, H.J., Nilsson, B., Rasmussen, P., kronvang, B., Skriver, J., Jensen, J.P., Dalsgaard, T., Søndergaard, M., Hoffmann, C.C. 2002. Vidensstatus for sammenhængen mellem tilstanden i grundvand og overfladevand. Arbejdsrapport fra Miljøstyrelsen. Nr. 21.

Richardson, C.J. 1985. Mechanisms Controlling Phosphorus Retention Capacity in Freshwater Wetlands. Science, Vol. 228, pp. 1424 - 1427.

Sandersen, P. og Jørgensen, F. 2002. Kortlægning af begravede dale i Jylland og på Fyn. Opdatering 2001-2002. De jysk-fynske amters grundvandssamarbejde. Vejle amt, Water-Tech a/s, 157 p.

Smed, P. 1991. Landskabskort over Danmark. Geografforlaget.

Sorgenfrei, Th. og Berthelsen, O. 1954. Geologi og vandboring. Danmarks Geologiske Undersøgelser, 3 Rk., 31, 106 pp.

Stanford, G., Vander Pol, R.A. and Dzienia, S. 1975. Denitrification rates in relation to total and extractable soil carbon. Soil Sci. Soc. Amer. Proc., Vol. 39, pp. 284 - 289.

Sten, E., Thybo, H. & Noe-Nygaard, N. 1996. Resistivity and georadar mapping of lacustrine and glaciofluvial sediments in the late-glacial to postglacial Store Åmose basin, Denmark. Bulletin of the Geological Society of Denmark, 43, 87-98.

Tiedje, J.M. 1988. Ecology of denitrification and dissimilatory nitrate reduction to ammonium, pp. 179-245. In: Alexander J.B. Zehnder (ed.) Biology of Anaerobic Microorganisms. John Wiley og Sons, U.S.A.

Tóth, J. 1963. A theoretical analysis of groundwater flow in small drainage basins. J. Geophys. Res., 68, pp. 4795-4812.

Trimble, S. W.; Mendel A. C. 1995. The cow as a geomorphic agent – A critical review. Geomorphology 13: 233-253.

Ussing, N. V. 1903. Om Jyllands Hedesletter og Teorierne for deres Dannelse. Vid. Selsk. Overs.

van Overmeeren, R. A., 1998: Radar facies of unconsolidated sediments in The Netherlands: A radar stratigraphy interpretation method for hydrogeology. Journal of Applied Geophysics 40 1–18.

Vaughan, D. and Ord, B.G. 1994. Influence of dissolved humic substances on the deposition of iron in field drains. The Science of the Total Environment 152, pp. 73-80.

Vedby, S. 1984. Vådbundsarealer I Suså-området – Hydrologi og Jordbund. Suså Undersøgelsen, Rapport Suså-T1, 332 s.

Weast, R.C. 1986. CRC Handbook of Chemistry and Physics. CRC Press, Inc. Boca Raton, Florida.

Weller, D.E., Correll, D.L. and Jordan, T.E. 1994. Denitrification in riparian forests receiving agricultural discharges. In: W.J. Mitsch (Ed.) Global Wetlands: Old World and New, pp.117-131.Elsevier Science B.V., Amsterdam, The Netherlands.

Wienberg Rasmussen, H, 1975. Danmsrks geologi. Gjellerups Forlag.

Winter, T.C. 1995a. Recent advances in understanding the interaction of groundwater and surface water. U.S. National Report to IUGG, 1991-1994 Rev. Geophys. Vol. 33 Suppl., © 1995 American Geophysical Union.

Winter, T.C. 1995b. A landscape approach to identifying environments where ground water and surface water are closely interrelated. Groundwater Management. Proceedings of the International Symposium, Water Resources Engineering Division / ASCE. Held August 14-16, 1995, San Antonio, Texas: 139-144.

Winter, T.C.; Harvey, J.W.;Franke, O.L.; Alley, W.M. 1998. Ground Water and Surface Water. A single resource. U.S. Geological Survey Circular 1139. Denver, Colorado.

Clausen, B. og Rasmssen , K. R. 1988: Fysisk Hydrologi, Medianminimum. Geokompendier nr. 28. Geologisk Institut, Aarhus Universitet.

Bilag 1 Ordforklaring

Bilag 2 Hydrologiske processer i ådalen

Inddeling af ådale i delstrækninger med karakteristisk hydrologi og geomorfologi

I et forsøg på at regionalisere betydningen af de forskellige led i vandbalancen for ådalsmagasinet er der i det følgende opstillet en konceptuel model, der opdeler ådalen indenfor et vandløbsopland, med homogen geologi og ens nedbør, i delstrækninger med karakteristisk geomorfologi, geologi, hydrologi og tilstrømmende vandkvalitet.

Strømningssystemer

Grundvand strømmer langs strømlinier, der rumligt er organiseret i strømningssystemer. I et landskab med bølget topografi, som det danske, vil der opstå flere strømningssystemer af forskellig størrelsesorden, som er hierarkisk koblet til hinanden. Toth (1963) udskilte tre distinkte typer af strømningssystemer: lokalt, intermediært og regionalt, der ligger ovenpå hinanden indenfor et grundvandsopland (se figur B2.1). Vand i et lokalt strømningssystem strømmer hurtigt til det nærmeste udstrømningsområde, som kan være en lille sø eller et lille vandløb. Vand i et regionalt strømningssystem rejser over længere afstande og tid og strømmer til hovedudstrømningsområdet for oplandet, for eksempel store vandløb, store søer eller havet. Et intermediært strømningssystem er karakteriseret ved et eller flere topografiske højdepunkter eller lavninger mellem systemets ind- og udstrømningsområder, men til forskel fra det regionale system indeholder det ikke både det øverste vandskel og bunden af oplandet. I landskaber med udtalt topografisk relief dominerer de lokale strømningssystemer, mens de intermediære og regionale dominerer i områder med lille relief.

Figur B2.1
Lokale, intermediære og regionale strømningssystemer.

I figur B2.2 er et længdesnit langs et vandløb illustreret sammen med et antaget lineært forløb af det regionale vandskel. Højdeforskellen mellem det topografiske vandskel og vandløbet langs en strømlinie kan give et indtryk af den drivende trykforskel for den regionale grundvandstilstrømning til ådalen, da grundvandsspejlets beliggenhed ofte afspejler jordoverfladens. Tilsvarende kan ådalens recente relief, det vil sige ådalsskræntens højde (se figur 3.1(1)), give et indtryk af trykforskellen for den lokale grundvandstilstrømning ved skræntfoden af ådalen.

Figur B2.2
Inddeling af vandløb i strækninger med karakteristiske hydrologiske, geomorfologiske, geologiske og grundvandskvalitetsmæssige forhold.

Ådalens hydrologi og geologi

Det fremgår af figur B2.2, at den største trykforskel for den regionale strømning forventeligt vil findes langs den midterste strækning af vandløbet. Det forventes derfor, at den største, mest stabile og mest regionale grundvandstilstrømning til vandløbet vil finde sted langs denne delstrækning. Opstrøms og nedstrøms langs vandløbet mindskes trykforskellen og den dybe grundvandstilstrømning aftager derfor langs disse strækninger. I udspringsområdet vil lokale strømningssystemer dominere og bidrage med ungt overfladenært grundvand til vandløbet. Strømningssystemet er meget nedbørsafhængigt og ustabilt. Langs det øvre løb vil lokale og intermediære strømningssystemer dominere. Langs den nedre strækning er den dybe grundvandstilstrømning aftaget, lokale og intermediære systemer kan stadig bidrage med mere overfladenært grundvand og endelig forekommer der også oversvømmelser fra vandløbet på grund af vandløbets lille hældning.

Disse forskellige hydrologiske forhold langs vandløbsstrækningerne giver sig udslag i, at den relative betydning af de forskellige led i vandbalancen for ådalsmagasinet ændres ned langs vandløbet.

På figur B2.2 er en typisk geologisk opbygning af ådalsmagasinet endvidere stiliseret langs et vandløb i det østlige Danmark. Dalene er under afsmeltningen fra den sidste istid blevet opfyldt af diluviale (se ordliste, bilag 1) aflejringer i bunden. Efterhånden som klimaet har nærmet sig det nuværende, og havspejlet (og dermed erosionsbasis for vandløbene) er steget, er dalen blevet fyldt yderligere op af alluviale aflejringer. De nedre strækninger af ådalene har i det østlige Danmark været oversvømmet af Stenalderhavet. Der er på disse strækninger aflejret gytje på bunden af det forholdsvis stillestående vand. Efter den seneste relative landhævning er ferskvandstørv afslutningsvis aflejret øverst. Den geologiske lagfølge, der resulterer heraf, er skitseret på figur B2.2 og B2.3.

Ådalens geomorfologi

På figur B2.3 er konceptuelle tværsnit af ådalen skitseret for de fire vandløbsstrækninger med angivelse af de strømningssystemer, der bidrager med grundvand til ådalen, som ovenfor beskrevet. Den generelle udvikling i ådalens geomorfologi er endvidere vist, idet ’ådalen’ i udspringsområdet kun består af selve vandløbets leje. I det øvre løb er der eroderet en lille smal dal, i det midterste en dyb og bred dal og endelig i det nedre en meget dyb og meget bred dal. Der er stort relief i udspringsområdet og langs det midterste løb, hvilket langs det sidste giver sig udslag i et tydeligt lokalt strømningsmønster ved ådalsskræntens fod.

Betydning af forskellige led i vandbalancen for ådalsmagasinet

Ovenstående forhold er sammenfattet i tabel B2.1. Her i er betydningen af de forskellige led i vandbalancen for ådalsmagasinet, beskrevet under afsnittet ’Ådalshydrologi’.

I tabel B2.1 er de forskellige karakteristika for ådalsstrækningerne i dette ’ideelle’ vandløbsopland med homogen geologi og ens nedbør beskrevet. Lokale geologiske og geomorfologiske forhold vil dog ofte kraftigt påvirke denne generelle konceptuelle model, ligesom et manglende sammenfald mellem topografisk opland og grundvandsopland også vil få modellen til at ’falde’.

Tabel B2.1
Ådalsstrækninger med karakteristisk geomorfologi, geologi, hydrologi og tilstrømmende vandkvalitet.

Figur B2.3
Karakteristiske ådalstværsnit i delstrækningerne vist i figur B2.2.

Bilag 3 Redoxprocesser

Elektrokemisk er genereringen af fri energi en redoxproces, hvor der overføres elektroner fra reduktanten (også kaldet elektrondonoren; f.eks. organisk stof) til oxidanten (også kaldet elektronacceptoren; f.eks. ilt). Energiudbyttet ved de forskellige bakterielt medierede redoxprocesser (tabel 1) er ikke det samme, men falder trinvis efterhånden som oxidanterne opbruges i sekventiel rækkefølge : O₂, NO₃^-, MnO₂, Fe³⁺, SO₄^2- (tabel B3.1)

Tabel B3.1
Oversigt over energiudbyttet ved nedbrydning af glukose med forskellige oxidanter (Efter Reddy et. al., 1986)

Den fri energi der dannes ved en given redoxproces kan udtrykkes ved reaktionens elektromotoriske kraft (redoxpotentialet, E_h), og det kan udnyttes til at få et generelt kvalitativt skøn over de biogeokemiske forhold i et givet punkt i ådalsmagasinet. Ved at måle redoxpotentialet (måles i millivolt) får man derved et skøn over hvilke processer der måtte være fremherskende i det givne punkt (tabel B3.2), idet de forskellige redoxprocesser foregår indenfor et bestemt interval.

Tabel B3.2
Oversigt over de E_h-intervaller målt i millivolt hvor de forskellige redoxprocesser foregår med de viste oxidanter. (Efter Reddy et. al., 1986; Gambrell and Patrick, 1978)

Selvom der er et stort potentielt behov for oxidanter (O₂, NO₃^-, Mn⁴⁺, Fe³⁺, SO₄^2-) på grund af ådalsmagasinets store indhold af reducerede forbindelser ikke mindst organisk stof, så er forbruget af især O₂ og NO₃^- begrænset af den eksterne tilførsel. Forbruget af ilt i ådalsmagasinet er begrænset dels af tilførsel med aerobt grundvand og dels af diffusion af ilt fra atmosfæren ned i det vandmættede sediment. Opløseligheden af ilt i vand er ringe (11.28 mg O₂ l^-1 ved 10° C) og da diffusionskoefficienten for ilt i vand og vandmættet jord er beskeden (vand: 2.267 x 10^-5 cm² s^-1, vandmættet jord: 1 x 10^-5 cm² s^-1 eller mindre; Ponnamperuma, 1984) betyder det, at der kun findes ilt i zonerne langs ådalsmagasinets grænseflader mod omgivende aerobe miljøer (dvs. den aerobe del af grundvandsmagasinet; mod atmosfæren; den aerobe del af det overfladisk afstrømmende vand på tørveoverfladen; samt i blandingszonen mellem vandløbsvand og ådalsmagasinet).

I modsætning til ilt er både nitrats opløselighed i vand og diffusionshastighed i vand høj. Der kan f.eks. opløses 133 g KNO₃ i 1 liter vand ved 0° C (dvs. 18 g NO₃-N l^-1; Handbook of Chemistry and Physics, 1986) og diffusionskoefficienten er 1.846 x 10⁵ cm² s^-1 (ved 25° C for 0.01 M KNO₃; Handbook of Chemistry and Physics, 1986) , og nitrat er derfor et glimrende alternativ for de fakultative (dvs. lejlighedsvise) anaerobe bakterier såfremt der er nitrat i grundvandet. Specielt når nitrat føres med grundvandet frem til de denitrificerende områder ved advektiv transport ses høje denitrifikationsrater.

Bilag 4 Testkortlægning med georadar i Gjern Å systemet

Der er udført testkortlægning med georadar på tre lokaliteter i Gjern Å systemet (Figur B4.1). Testkortlægningerne er udført på lokaliteter, hvor der tidligere er udført geologiske og hydrologiske undersøgelser, bl.a. boringer.

Figur B4.1
Oversigtskort over Gjern Å systemet med georadartestlokaliteterne.

Anbæk

Langs Voldby Bæk ved Anbæk er der optaget georadardata langs fire profillinier, hvoraf linie L00 er placeret langs en boretransekt (Figur B4.2 og B4.3). Der er optaget data med et georadarsystem påmonteret dels 100 MHz antenner, dels 200 MHz antenner. Der er opnået stort set samme penetration med de to antennefrekvenser, derfor er det kun 200 MHz dataene som præsenteres her. Figur B4.4 og B4.5 viser georadarprofilerne sammenstillet med lithologiske logs fra boringer.

Figur B4.2
Kort over georadarlinier ved Voldby bæk, Anbæk.
  

Figur B4.3
Dalbunden ved Voldby Bæk, som løber bag det store træ. Linie L00 markeret med landmålerstokke ender ved det store træ (Foto: Søren Nielsen).
  

Figur B4.4
Georadarprofilerne L00, L01 og L02 fra Anbæk optaget med et georadarsystem med en antennefrekvens på 200 MHz. Georadarprofilerne er tid-dybde konverteret med en radiobølgehastighed på 0.06 m/ns (ns= 10^-9 s). Lithologiske logs er påtegnet georadarprofilerne.
  

Se her!

Figur B4.5
Georadarprofilet L03 fra Anbæk optaget med et georadarsystem med en antennefrekvens på 200 MHz. Georadarprofilerne er tid-dybde konverteret med en radiobølgehastighed på 0.06 m/ns (ns= 10^-9 s).

Søbyvad

Langs Gjern Å ved Søbyvad er der optaget georadardata langs fire profillinier, hvoraf linie L00 og L01 er placeret langs boretransekter (Figur B4.6 og B4.7). Linie L01 udgør kun den del af en boretransekt, der ligger tættest ved åen, da transekten derefter går genem et sumpet ellekrat (Figur B4.7). Der er optaget data med et georadarsystem påmonteret dels 100 MHz antenner, dels 200 MHz antenner. Der er opnået stort set samme penetration med de to antennefrekvenser, derfor er det kun 200 MHz dataene som præsenteres her. Figur B4.8 og B4.9 viser georadarprofilerne sammenstillet med lithologiske logs fra boringer.

Figur B4.6
Kort over georadarlinier ved Gjern Å, Søbyvad.
  

Figur B4.7
Fotos fra Gjern Ådal ved Søbyvad. Fotoet til højre er taget langs georadarlinie L01. Det viser, at det er et vanskeligt terræn at udføre geordarmålinger i.
  

Figur B4.8
Georadarprofilerne L00, L01 og L03 fra Søbyvad optaget med et georadarsystem med en antennefrekvens på 200 MHz. Georadarprofilerne er tid-dybde konverteret med en radiobølgehastighed på 0.06 m/ns (ns= 10^-9 s). Lithologiske logs er påtegnet georadarprofilerne.
  

Se her!

Figur B4.9
Georadarprofilet L02 fra Søbyvad optaget med et georadarsystem med en antennefrekvens på 200 MHz. Georadarprofilet er tid-dybde konverteret med en radiobølgehastighed på 0.06 m/ns (ns= 10^-9 s). Lithologiske logs er påtegnet georadarprofilerne.

Smingevad

Langs Gjern Å ved Smingevad Bro er der optaget georadardata langs en profillinie placeret langs en boretransekt (Figur B4.10 og B4.11). Der er optaget data med et georadarsystem påmonteret dels 100 MHz antenner, dels 200 MHz antenner. Der er opnået en bedre penetration med 100 MHz antennefrekvensen, derfor præsenteres georadarprofiler for begge antennefrekvenser. Figur B4.12 illustrerer, at den bedre penetration opnået med 100 MHz antennefrekvensen, er på bekostning af en bedre opløselighed, som man får med 200 MHz antennefrekvensen. Figur B4.12 viser georadarprofilerne sammenstillet med lithologiske logs fra boringer.

Figur B4.10
Kort over georadarlinie ved Gjern Å, Smingevad Bro.
  

Figur B4.11
Foto fra Gjern Ådal ved Smingevad Bro langs georadarlinie L00.
  

Se her!

Figur B4.12
Georadarprofilerne L00 fra Smingevad Bro optaget med et georadarsystem med en antennefrekvens på 100 MHz (øverst) og på 200 MHz (nederst). Georadarprofilet er tid-dybde konverteret med en radiobølgehastighed på 0.07 m/ns (ns= 10^-9 s). Lithologiske logs er påtegnet georadarprofilerne.