HYdrokemisk interaktion mellem Grundvand og Overfladevand (HYGRO)
3 Processer i ådale
Ådale er beliggende langs vandløb i de laveste områder af landskabet. De er en del af det hydrologiske kontinuum. Fra indstrømningsområderne i oplandet passerer grundvandet igennem ådalssedimenterne på vej mod vandløbet. Ådalene er i Danmark oftest udstrømningsområder for grundvand. På grund af deres særlige geologiske og biogeokemiske forhold påvirker de vandkvaliteten af det gennemstrømmende vand.
3.1 Hydrologiske processer i ådale
3.1.1 Konceptuel ramme og anvendt nomenklatur
For at få indblik i styrende processer og parametre for vand- og stofomsætningen i ådale er det vigtigt at tage udgangspunkt i en forståelse af strømningsforholdene i ådalen. På figur 3.1(1) og 3.1(2) er konceptuelle skitser af en ådal illusteret med angivelse af anvendt nomenklatur for henholdsvis geomorfologiske og hydrologiske forhold. De naturlige og menneskeskabte varianter (figur 3.1(3)) er nærmere beskrevet i afsnit 4.2.5. Interaktionen mellem grundvand og overfladevand bliver i dette projekt betragtet som udvekslingen mellem tre magasiner: det tilgrænsende grundvandsmagasin, ådalsmagasinet og vandløbet.
Ådalsmagasinet består samlet af de vekslende lag af diluviale, alluviale, gytje- og tørveaflejringer, der delvist har opfyldt dalen efter de daldannende processer, har udformet selve dalnedskæringen i det ældre geologiske underlag. Under dette ligger det tilgrænsende grundvandsmagasin, der føder ådalen med grundvand. Hvorvidt grundvandstilstrømningen er af lokal, overfladenær oprindelse eller af regional, dyb oprindelse eller er en blanding af begge afgøres af geomorfologiske og hydrogeologiske forhold i oplandet omkring ådalen. Det sidste magasin udgøres af vandløbet. Hvorledes afstrømningen fra ådalsmagasinet til vandløbet forløber styres af grundvandets trykforhold i relation til vandstanden i vandløbet, jordoverfladens beliggenhed, fordelingen af høj- og lavpermeable lag i ådalsmagasinet, permeabiliteten af selve vandløbsbunden og endelig mængden af gennemstrømmende vand. Afstrømningen kan således finde sted overfladisk eller ved overfladenær (inkl. drænafstrømning og øvre grundvand) eller dyb grundvandsafstrømning.
Figur 3.1.
Konceptuel skitse over (1) ådalsmorfologiske forhold, (2) ådalshydrologiske
forhold med angivelse af anvendt nomenklatur, samt (3) menneskeskabte indgreb i det
hydrologiske kredsløb.
3.1.2 Grundvandstilstrømning til ådalsmagasinet
Overordnet set styres interaktionen mellem det tilstødende grundvandsmagasin og ådalsmagasinet af klimaet og af den geologiske og geomorfologiske opbygning i oplandet til ådalen.
Årsnedbøren varierer i Danmark mellem ca 700 mm i Storebæltsregionen til ca 1100 mm i midt Sønderjylland. Den aktuelle fordampning er af størrelsesordenen 450-500 mm på årsbasis overalt i Danmark. Det giver en positiv netto-nedbør (nedbør – fordampning) overalt i Danmark, og derfor en netto grundvandsdannelse i indstrømningsområderne i oplandet. Der er dog ret store regionale forskelle på netto-nedbøren indenfor landet, idet Storebæltsregionens netto-nedbør kun beløber sig til ca 200 mm årligt, mens midt Sønderjyllands netto- nedbør beløber sig til ca 600 mm årligt.
Ådalene er som hovedregel udstrømningsområder for grundvand i Danmark. Afgørende for størrelsesordenen af grundvandstilstrømningen til ådalene er imidlertid, hvor stor en andel af netto-nedbøren, der når grundvandsmagasiner, der har hydraulisk kontakt med ådalsmagasinet. På smeltevandssletterne i det vestlige Danmark når størsteparten af netto-nedbøren ådalens tilgrænsende grundvandsmagasin. Kun en lille del af netto-nedbøren vil imidlertid i det østlige Danmark nå ådalens tilgrænsende grundvandsmagasin på grund af den lagdelte geologiske opbygning her med skiftende lag af lerede moræneaflejringer og smeltevandsaflejringer. Der vil således være store regionale forskelle i mængden af tilstrømmende grundvand til ådalene i Danmark.
Mængden og stabiliteten af grundvandstilstrømningen afhænger endvidere af voluminet (mægtigheden og udbredelsen) af de magasiner, der føder ådalen. Afstrømningen fra regionale magasiner er stabil, mens den fra lokale magasiner er mere ustabil og nedbørsafhængig. Hastigheden af tilstrømningen afhænger af magasinets hydrauliske ledningsevne, der atter er afhængig af texturen (eller rettere pore- og sprækkestørrelsesfordelingen) samt af den hydrauliske potentialegradient mellem det tilgrænsende grundvandsmagasin og ådalsmagasinet. Sprækker, forkastninger, forskudte flager og andre mere eller mindre lokale forhold kan ligeledes påvirke tilstrømningen til ådalene og vandløbet drastisk.
3.1.3 Strømningsforhold i ådalsmagasinet
Strømningsmønstret i selve ådalen er i høj grad styret af den geologiske opbygning i selve ådalen. Den rumlige fordeling af høj- og lavpermeable aflejringer, samt eventuelle præferentielle strømningsveje er styrende for opbygningen af overordnede og lokale strømningssystemer. Aflejringernes hydrauliske ledningsevne er sammen med de hydrauliske potentialegradienter mellem det tilgrænsende grundvandsmagasin og ådalsmagasinet bestemmende for vandets strømningshastighed og -retning gennem ådalen. Sammen med ådalsmagasinets geometri og porøsitet styrer de vandets opholdstid i ådalen (magasinets volumen divideret med gennemstrømmende vandmængde per tidsenhed). Aflejringernes porøsitet, og særligt den effektive porøsitet er afgørende parametre for en eventuelt variabel magasinering af vand i ådalen og den efterfølgende afdræning heraf.
På grund af en overordentlig stor variabilitet i den geologiske opbygning i ådalsmagasinet indenfor selv meget små afstande er estimeringen af ovenstående hydrauliske parametre en meget svær opgave at udføre, idet både textur og organisk indhold i jorden varierer ekstremt i netop dette aflejringsmiljø.
De geomorfologiske forhold i og omkring ådalen kan have betydning på flere punkter. Stort relief og markant topografiske knæk, f.eks. ved skræntfoden og ved vandløbsbrinken, giver anledning til lokale strømningssystemer. Ådalens geometri er som ovenfor nævnt medbestemmende for vandets opholdstid i ådalen. En lille vandløbshældning medfører større hyppighed af oversvømmelser fra vandløbet. Ådalens mikrotopografi styrer overfladisk afstrømning, enten i velafgrænsede løb eller ved fladestrømning (sheet flow). Endelig giver ådalens eventuelle prækvartære og kvartære dalnedskæring mulighed for senere aflejring af ådalsmagasinets diluviale, alluviale og organiske aflejringer (se afsnit 2.1).
3.1.4 Grundvandsafstrømning fra ådalsmagasin til vandløb
Hvorledes afstrømningen fra ådalsmagasinet til vandløbet forløber styres af grundvandets trykforhold i relation til vandstanden i vandløbet, jordoverfladens beliggenhed, fordelingen af høj- og lavpermeable lag i ådalsmagasinet, permeabiliteten af selve vandløbsbunden og endelig mængden af gennemstrømmende vand.
Forskellige strømningsmekanismer finder sted i udvekslingen. Den overfladenære og dybe grundvandsafstrømning forløber enten ved diffus grundvandsstrømning (matrix strømning) med forskellige grader af kontakt afhængig af vandløbsbundens hydrauliske ledningsevne og tykkelse eller strømning gennem tynde sandlag/kildevæld (præferentiel strømning). Den overfladiske strømning forløber enten i veldefinerede løb eller over hele brinken. Endelig kan strømning i drænrør også forekomme forårsaget af menneskelig indgriben.
Kontakten (konnektiviteten) mellem grundvand og overfladevand karakteriseres ofte ved vandløbsbundens lækagekoefficient, der er bundens hydrauliske ledningsevne divideret med tykkelsen heraf. Desto mindre hydraulisk ledningsevne og desto tykkere lag, desto dårligere direkte kontakt er der mellem grundvandet og vandløbet. Lækagekoefficienten kan variere stærkt indenfor selv meget små afstande.
Lækagekoefficienten kan ligeledes variere gennem tid både på kort og længere sigt. På kort sigt ændres vandløbsbundens sedimenter som funktion af vandføringen. Ved lave vandføringer bundfældes finere materiale, som på grund af lav hydraulisk ledningsevne kan ’clogge’ bunden og mindske kontakten væsentligt. I Danmark menes dette ikke at have lige så stor betydning som i store vandrige floder på kontinenterne. På længere sigt kan vandløbsbundens hydrauliske egenskaber ændres ved klimaændringer, der medfører andre afstrømnings- og dermed sedimentationsforhold i vandløbet, ved ændring af vandløbets leje (mæandrering) og endelig ved menneskelig indgriben i form af afvandings- og dræningsaktiviteter.
Følgende karakteristiske kontakttyper mellem grundvand og overfladevand findes:
 | Direkte kontakt gennem vandløbsbunden(højpermeabel) |
| Delvis kontakt gennem vandløbsbunden (semipermeabel) |
| Dårlig kontakt gennem vandløbsbunden(lavpermeabel) |
| Præferentiel kontakt gennem vandløbsbund (’huller’) |
| Overfladekontakt (over brink) |
| Drænkontakt (drænrør udmunder direkte i vandløb) |
3.1.5 Vandbalance for ådalsmagasinet
Ådalsmagasinet kan således modtage vand (figur 3.2) via nedbør, via overfladenær (lokal) og dyb (regional) grundvandstilstrømning fra tilgrænsende grundvandsmagasiner og endelig fra oversvømmende vandløbsvand. Ådalsmagasinet afgiver vand ved fordampning og ved overfladisk, overfladenær og dyb grundvandsafstrømning til vandløbet. Der kan være strækninger eller tidspunkter af året, hvor grundvand strømmer fra ådalsmagasinet ned i det tilgrænsende grundvandsmagasin, og der kan være strømning i ådalsmagasinet langs vandløbet. Endvidere kan der være magasinering af vand i ådalen, enten overfladisk eller underjordisk. Der kan eventuelt også være både drænvandstil- og afstrømning i ådalen.
Figur 3.2.
Vandbalance for ådalsmagasinet
I bilag 2 er der opstillet en koncentuel model der regionaliserer betydningen af de forskellige led i vandbalancen indenfor et vandløbsopland med homogen geologi og ens nedbør.
3.1.6 Vandkvalitet i tilstrømmende grundvand
På grundlag af kendskab til hvilket strømningssystem, der bidrager med grundvand til ådalen (se bilag 2) kan vandkvaliteten i det tilstrømmende grundvand vurderes, idet strømningsdybden stiger med strømningssystemets størrelse. Hvis grundvandet på sin vej kun har løbet i den øverstbeliggende oxiderende zone vil det være aerobt, når det ankommer til ådalsmagasinet. Det kan da være nitratrigt og kan desuden indholde pesticider. Har grundvandet derimod krydset redoxgrænsen ned til det reducerende miljø, vil vandet, når det ankommer til ådalsmagasinet, derimod være anaerobt og nitratfattigt. Det vil endvidere sandsynligvis ikke indeholde pesticider, da det er dannet på en tid, hvor pesticider endnu ikke anvendtes.
Denne idealiserede fremstilling er imidlertid ikke altid anvendelig for danske forhold. Således viser f.eks. figur 3.3 og 3.4, at tilstrømningen af grundvand til vandløbenes delstrækninger varierer meget regionalt og også mellem oplande i samme region. Derfor understreger det, at en behandling af interaktionen mellem grundvand og overfladevand ikke kun kan udføres ved at benytte kendte metoder fra den internationale litteratur. På et vist niveau er det nødvendigt at inddrage oplandsspecifikke betragtninger.
3.1.7 Grundvandsudstrømning til danske vandløb
3.1.7.1 Medianminimumafstrømning relateret til topografisk delopland
Afstrømningsforholdene i danske vandløb for perioden 1971-98 er på basis af data fra 243 målestationer kortlagt af Danmarks Miljøundersøgelser (Ovesen et al, 2000). Som resultat af dette arbejde er der for Danmark optegnet kort over fordelingen af nedbør, potentiel fordampning, middelafstrømning, medianminimumafstrømning, medianmaksimumafstrømning og vandbalance. Alle relateret til det topografiske delopland, der bidrager til afstrømningen. Det samlede opland til målestationerne dækker ca 55 % af Danmarks areal.
Medianminimumafstrømningen (Clausen & Rasmussen, 1988) kan anses som et udtryk for den regionale, dybe grundvandsudstrømning til vandløbene. Kortet (gengivet i figur 3.3) viser en betydelig og systematisk variation i medianminimumafstrømning indenfor Danmark, hvor der er mere end en faktor 10 til forskel mellem de mindste og de største værdier. De mindste værdier (< 0.5 l/s/km2) findes på det sydøstlige Sjælland samt på Lolland, Falster og Bornholm. De største værdier findes i det centrale og vestlige Jylland (> 8 l/s/km2).
Fordelingen af medianminimumafstrømning afspejlet i mindre grad nedbørsfordelingen i landet. Den altovervejende årsag til fordelingen skal søges i den forskelligartede geologiske opbygning i Danmark. Den lille regionale grundvandsudstrømning findes da typisk i det østlige Danmark, hvor den geologiske opbygning består af vekslende lag af lerede moræneaflejringer og sandede smeltevandsaflejringer. De lavpermeable lerede aflejringer samt dræningen heraf hindrer grundvandets strømning til de sandede grundvandsmagasiner, der heller ikke har så stor rumlig udbredelse. Den dybe udstrømning herfra til vandløbene bliver da heller ikke særlig stor.
I det vestlige Danmark, hvor den store regionale udstrømning finder sted, består den geologiske opbygning af tykke lag højpermeabelt smeltevandssand med stor udbredelse. Her hindres grundvandet ikke i at nå grundvandsmagasinet. I områderne med den maksimale udstrømning sker der en yderligere tilstrømning til vandløbene forårsaget af, at det topografiske opland ikke er sammenfaldende med grundvandsoplandet. En væsentlig del af den nedbør, der falder umiddelbart vest for hovedopholdslinien strømmer via store regionale grundvandsmagasiner enten mod øst til de øverste dele af de vandløb, der udmunder ved Jyllands østkyst, eller mod vest til de nedre dele af de vandløb, der udmunder ved Jyllands vestkyst. Udstrømningen kommer derved til at ’mangle’ i områderne umiddelbart vest for hovedopholdslinien (Ovesen et al, 2000).
På grundlag af informationerne i figur 3.3, der relaterer til arealet af det bidragende topografiske delopland, er der ikke nogen systematisk fordeling af den regionale grundvandsudstrømning til vandløbene indenfor et vandløbsopland, der kan relateres til ’ideelle’ forhold (beskrevet i bilag 2), hvor der er homogen geologi og ens nedbør. Dette vil fremgå af følgende gennemgang af afstrømningsforholdene i danske vandløb.
Figur 3.3.
Medianminimumafstrømningskort (Ovesen et al, 2000)
3.1.7.2 Medianmunimumafstrømning relateret til vandløbsstrækningens længde indenfor topografisk delopland
Dahl et al (1998) har undersøgt grundvandsudstrømningen til fynske vandløb nærmere på basis af medianminimumafstrømning for 600 stationer for perioden 1971-90. Tilstrømningen mellem målestationerne er relateret til vandløbsstrækningens længde indenfor hvert topografiske delopland. Deloplandene blev inddelt i følgende kategorier: <0; 0-5; 5-10; 10-15; 15-20; 20-25 og større end 25 l/s/km.
Efterfølgende blev deloplandene slået sammen til 44 større delområder med sammenlignelige udstrømningsforhold (figur 3.4) og klassificeret i følgende tre typer: mindre end 1 l/s/ km (Low baseflow stream area), 1-7 l/s/km (Medium baseflow stream area) og større end 7 l/s/km (High baseflow stream area). Medianminimumafstrømningen i de tre klasser fordelte sig med nogenlunde samme samlede afstrømmende vandmængde for alle tre typer: 891 l/s (28 deloplande), 816 l/s (8 deloplande) og 822 l/s (8 deloplande).
Det overordnede geografiske mønster er, at der allerøverst i oplandene generelt ikke finder grundvandstilstrømning sted (0 l/s/km). Lidt længere nede i systemet finder der en lille tilstrømning sted (0-5 l/s/km). Midt i oplandene findes generelt de strækninger, hvor de større (5-15 l/s/km) og de største (>15 l/s/km) tilstrømninger finder sted. Delstrækninger med afstrømning fra vandløbet til grundvandsmagasinet findes ligeledes i de midterste strækninger. Nederst i oplandene falder tilstrømningen af grundvand atter til 0-5 l/s/km. Denne fordeling stemmer således fint overens med den i bilag 2 beskrevne fordeling under homogene forhold.
Disse forhold viser en tydelig sammenhæng med landskabets geomorfologi. I de tre højtliggende områder (30 - >105 m DNN) - i øst, i syd og i vest - finder den største grundvandsdannelse sandsynligvis sted. Vandløbene i disse områder modtager ingen eller kun en meget ringe grundvandstilstrømning (< 5 l/s/km).
Hovedudstrømningsområdet for grundvand (> 5 l/s/km) er den centrale del af Fyn langs den midterste del af Odense Å. Dette område er beliggende mellem de tre højestliggende områder. På yderflanken af de højtliggende områder ligger de øvrige strækninger, hvor en større udstrømning finder sted. Disse strækninger findes hovedsageligt i højdeintervallet 7.5-30 m DNN. Under 7.5 m DNN er tilstrømningen atter 0-5 l/s/km.
Figur 3.4
Grundvandstilstrømning til fynske vandløb fordelt på tre klasser.
Klasserne er beskrevet nærmere i teksten (Dahl et al, 1998).
3.1.7.3 Sammenhæng mellem geologi og grundvandstilstrømning til fynske vandløb
Kvartær geologi i og langs ådalene
På grundlag af det kort over jordarter i og langs ådalene på Fyn ses ingen entydig sammenhæng på Fyn mellem strækninger med større udstrømning (>5 l/s/km) og tilstedeværelsen af højpermeable sand- og grusaflejringer i og langs ådalene. Strækninger med lille tilstrømning (0-5 l/s/km) er heller ikke entydigt knyttet til områder med lavpermeable aflejringer som ferskvandstørv, gytje eller ler i eller langs ådalene.
Dybereliggende kvartær geologi
Strækninger med større tilstrømning (>5 l/s/km) findes derimod, hvor ådalene har kontakt med dybereliggende regionale sandmagasiner. På geologiske profiler (eksemplificeret i figur 3.5) er indtegnet, hvor de større udstrømninger finder sted. I alle profiler sker dette i niveauet 7.5-30 m DNN. I profil BB’ er der tillige en større udstrømning fra et sandmagasin i niveauet 45-60 m DNN. I øvrige profiler er der kun en lille udstrømning fra højereliggende sandmagasiner - sandsynligvis fordi der ikke er opstået en tilstrækkelig stor opadrettet trykgradient under ådalene.
Den prækvartære geologi, der under den østlige del af Fyn består af kalk og under den vestlige del af lavpermeabelt tertiært ler, synes ikke at have nogen indflydelse på, hvor den større grundvandstilstrømning til vandløbene finder sted på Fyn.
Figur 3.5.
Hydrogeologiske profiler tværs over Fyn (profillinier vist på fig. 3.4),
der viser modellag i DK-modellen, større udstrømningsområder og vandløb.
3.1.7.4 Samlet konceptuel model for grundvandstilstrømning til vandløb på Fyn
Grundvandet dannes sandsynligvis hovedsageligt i de tre højtliggende områder. Den største udstrømning af grundvand til vandløbene finder sted, hvor ådalene har kontakt med regionale sandmagasiner i niveauet 7.5-30 m DNN. Dette sker hovedsageligt i de centrale dele af Fyn langs den midterste strækning af Odense Å, der ligger mellem de tre højtliggende områder. Der sker dog også udstrømning på yderflanken af de højtliggende områder i dette niveau. Udstrømningen fra højereliggende sandmagasiner til vandløbene, hvor disse har kontakt med ådalene, er derimod lille - med undtagelse af et enkelt magasin i 45-60 m DNN. Dette skyldes sandsynligvis, at der ikke er opstået tilstrækkeligt store opadrettede trykgradienter under ådalene i dette niveau, bl.a. forårsaget af magasinets ringe udbredelse. De kvartære aflejringer i og langs ådalene samt den prækvartære geologi er tilsyneladende af underordnet betydning for, hvor udstrømningen af grundvand til vandløbene finder sted på Fyn. Denne konceptuelle model danner basis for opdelingen i hovedtyper i typologien for det østlige Danmark.
3.1.7.5 Fordeling af dybt grundvand og overnær afstrømning til vandløb på Fyn og Sjælland (DK-model)
Den mængdemæssige fordeling af dybt grundvand og overnær afstrømning til vandløb på Sjælland og Fyn er beregnet med den Nationale Vandressource model (DK-modellen). Tabel 3.1 viser modelsimulerede vandbalancer for Sjælland (GEUS, 1998) og Fyn (GEUS, 1997). Den beregnede overfladenære afstrømning til vandløb via dræn og afstrømning direkte på jordoverfladen varierer ca en faktor to mellem de forskellige egne i Østdanmark. Tilsvarende varierer den dybe grundvandstilstrømning med næsten en faktor 10 mellem Sjælland i syd (mindst grundvandstilstrømning) og i vest. Den overfladenære afstrømning udgør 94 % af vandløbets vandføring i Sydsjælland og 78-84 % i det øvrige Sjælland og på Fyn.
Tabel 3.1
Modelsimuleret vandbalance for Sjælland og Fyn med DK-modellen (GEUS, 1998
og 1999)
Alle tal i mm |
Sjælland |
Fyn |
||
Nord |
Syd |
Vest |
||
Netto-nedbør |
299 |
162 |
299 |
307 |
Overfladenær afstrømning til vandløb 1 |
139 |
103 |
195 |
195 |
Tilstrømning fra dybe grundvandsmagasiner til vandløb |
38 |
6 |
55 |
38 |
1
Afstrømning på overflade, samt via øvre grundvand, herunder dræn.3.2 Stoftransportprocesser i ådalsmagasinet
3.2.1 Indledning
Nogle af de stoffer, der transporteres med vandet gennem de vandførende lag i ådalsmagasinet, vil kunne blive ændret undervejs via forskellige biogeokemiske processer – især mikrobiologiske respirationsprocesser. Det drejer sig om nedbrydning og/eller transformation af et stof til et andet stof. Som eksempel på en vigtig nedbrydningsproces, når nitratberiget grundvand trænger gennem ådalsmagasinet, er denitrifikationsprocessen. Her omdannes nitrat under iltfrie forhold mikrobielt til frit kvælstof. Denne proces er udførligt beskrevet i dette kapitel og eksempler på dens betydning gennemgået i kapitel 5.
Andre nedbrydnings- og transformationsprocesser er eksempelvis nedbrydningen af miljøfremmede stoffer som pesticider til nedbrydningsprodukter (metaboliter), og/eller sorption og dermed delvis inaktivering af pesticidholdigt vand ved dets passage af det organisk rige ådalsmagasin. Et eksempel på vådområders betydning for omsætning og sorption af pesticiderne er vist i Dahl et al (2000). I et feltinjektionsexperiment med pesticiderne mechlorprop (MCPP) og isoproturon (IPU) ved Voldby Bæk viser forsøget, at der sker en nedbrydning og/eller sorption på henholdsvis 25-75% og 40-75% af de to pesticider ved passage af et vådområde.
Ådalsmagasinet virker også som en aktiv zone imellem grundvand og overfladevand hvad angår fosfor, som er det andet vigtige næringsstof i overfladevand hvad angår begrænsning af algevækst i vandløb, søer og fjorde. Ved passage af fosfatholdigt grundvand gennem den aerobe zone under vandløbsbunden eller i toppen af ådalsmagasinet kan der ske en udfældning og/eller sorption af fosfor til indholdet af jern- og aluminiumshydroxider og lersilikater. Disse minerogene forbindelser er ved naturligt forekommende oversvømmelser deponeret i ådalen og findes ofte som båndede indslag i de ellers tørveholdige ådalsaflejringer. Indholdet af opløst fosfat i grundvand kan også blive reduceret ved grundvandets strømning gennem ådalsmagasinet, idet der sker et optag af fosfor i ådalsvegetationen. Endelig kan der også ske en frigivelse af fosfor ved mineralisering af aflejringer i ådalsmagasinet. Dette er især tilfældet ved anthropogene indgreb som dræning og grøftning (se kapitel 2).
Den geologiske opbygning af ådalsmagasinet er ofte præget af stor variabilitet med vekslende indslag af minerogene og organogene jordlag og deraf følgende variation i de karakteristika, der har betydning for stofomsætning i ådalsmagasinet.
Nogle af de stoffer, der transporteres med vandet gennem de vandførende lag i ådalsmagasinet, vil kunne blive ændret undervejs via forskellige biogeokemiske processer – især mikrobiologiske respirationsprocesser. Nedbrydning af stof, transformation af et stof til et andet eller tilbageholdelsen af stof er betinget af både det kemiske og fysiske miljø, stoffet befinder sig i på det givne tidspunkt på vejen gennem ådalsmagasinet.
Kendskab til grundvandets sammensætning langs strømningsvejene og viden om de hydrogeologiske og arealanvendelsesmæssige forhold i såvel opland som ådal kan give information om kvaliteten af det grundvand, der tilføres vandløb (og søer) gennem ådalsmagasinet.
Nedenstående beskrivelse af typiske biogeokemiske processer, der kan foregå i ådalsmagasinet gennemgåes med udgangspunkt i et eksempel, hvor det antages at ådalen er udrænet og at grundvandet følger de naturlige strømningsveje, der er betinget af de givne hydrogeologiske og geomorfologiske forhold i opland og ådal, som er nærmere beskrevet i kapitel 3.1.
3.2.2 Biogeokemiske processer i ådalsmagasinet
Ådalsmagasinets lagvise opbygning af diluviale og alluviale ler-, silt- og sandlag og en større eller mindre tørvepakke øverst (eventuelt med minerogene indslag) dannet under vandmættede og iltfattige forhold, er rammen om en række oxidations- og reduktionsprocesser, der foregår, når aerobt vand fra grundvandsmagasinerne i det tilstødende opland ledes til ådalsmagasinet.
De faktorer, der overordnet har betydning for stofomsætning i ådalsmagasinet, er det store indhold af organisk bundet kulstof, også i minerogene lag, de overvejende reducerende forhold og den lagvise opbygning af profilet med heraf følgende variation i hydrogeologiske parametre. Hvis man skal vurdere betydningen af mulige biogeokemiske processer i ådalsmagasinet, er det nødvendigt med en systematisk beskrivelse, der omfatter følgende parametre:
| Beskrivelse af den geologiske lagsøjle – jordprofilbeskrivelse |
| Identifikation af vandførende lag – beliggenhed og udstrækning |
| Identifikation af vandstandsende lag, f.eks. gytjelag, ler-og siltlag |
| Identifikation af lag med potentiale for (nærings)stofomsætning |
| Grundvandets strømningsmønster |
| Alderen af det grundvand, der tilføres ådalsmagasinet via de forskellige strømningsveje |
For de vandførende lag bør man endvidere vurdere følgende parametre:
| Lagets hydrauliske ledningsevne |
| Opholdstid/kontakttid |
| Kulstofindhold i minerogene lag |
| Andre stoffer af betydning for stofomsætning – f.eks. pyrit |
| pH |
De stofomsætningprocesser i ådalsmagasinet, der har størst interesse, er først og fremmest mikrobielle respirationsprocesser (tabel 3.2) især denitrifikation af nitrat samt geokemisk og biologisk omsætning af fosfor.
Tabel 3.2
Oversigt over respirationsprocesser, der kan foregå i ådalsmagasinet. 1.
Iltrespiration. 2 og 3. Nitratrespiration med henholdsvis organisk stof og pyrit. 4.
Manganrespiration. 5. Jernrespiration. 6. Sulfatrespiration. 7. Metanogenese. (Efter Reddy
et al, 1986; Postma et al, 1991; Mitsch and Gosselink, 1986)
Baggrunden for og årsagen til, at de ovennævnte respirationsprocesser foregår, er opretholdelse af det mikrobielle nedbrydersamfund. Ved oxidation af organisk stof får nedbrydersamfundene energi og næringsstoffer til at opretholde cellemetabolismen og opbygge ny biomasse (heterotrofe bakterier). Visse mikroorganismer – chemolithotrofe bakterier – udnytter reducerede uorganiske stoffer som energikilde , f.eks. ved denitrifikation af nitrat med pyrit som energikilde (elektrondonor). En detaljeret gennemgang af ovenstående processer findes i bilag 2.
3.2.3 Denitrifikationsprocessen
Reduktion af nitrat, NO3-, til atmosfærisk kvælstof, N2, via denitrifikation er en bakteriel respirationsproces, der udføres af en række mikroorganismer, såkaldte denitrifikanter, der er fakultativt anaerobe. Denitrifikanterne er i stand til at respirere med ilt så længe det forefindes, men når iltindholdet falder til ca 0.2 - 0.3 mg O2 l-1 (Knowles, 1982; Tiedje, 1988) skifter de til nitratrespiration. Selve reduktionen af nitrat foregår trinvis i følgende sekvens:
NO3- ® NO2- ® (NO) ® N2O ® N2
De fleste denitrifikanter er i stand til at reducere nitrat hele vejen fra NO3- til N2, men der findes enkelte, der kun kan udføre et trin i sekvensen (NO3- ® NO2- eller N2O ® N2; Tiedje, 1988). Det første frie mellemprodukt nitrit træffes normalt kun i meget små mængder (0 – 10 µg l-1), men højere koncentrationer (50 – 100 µg l-1) tages som indikation på, at der foregår denitrifikation. Kvælstofilte, NO, anses ikke for at være et frit mellemprodukt ved biologisk denitrifikation (Firestone, 1982; Knowles, 1982; Tiedje, 1988), og hvis det træffes i målelige mængder, tilskives det tilstedeværelse af kemisk denitrifikation (Tiedje, 1988). Lattergas, N2O, der er en drivhusgas med en effekt, der er 310 gange stærkere end effekten af CO2 , kan derimod træffes i målelige mængder under særlige forhold. Ved lavt pH, dvs. omkring pH 4 er lattergas det primære produkt ved denitrifikation (Firestone, 1982; Knowles, 1982). Tilstedeværelse af små mængder ilt kan også øge andelen af lattergas som slutprodukt ved denitrifikationen (Knowles, 1982). Produktionen af lattergas afhænger endvidere af forholdet mellem nedbrydeligt organisk stof og nitrat, idet overskud af nitrat fører til ophobning af lattergas fremfor frit kvælstof (Firestone og Davidson, 1989).
I forbindelse med undersøgelse og diskussion af drivhusgassernes effekt på den globale opvarmning har det været diskuteret om produktion af lattergas via denitrifikation og efterfølgende emission af lattergas til atmosfæren, kan udgøre et væsentligt miljøproblem, når der tilføres nitrat til vådområder (Weller et al, 1994; Groffman et al, 2000). Der er imidlertid flere undersøgelser, der tyder på, at emission af lattergas fra vådområder, der tilføres nitrat, ikke udgør noget problem (Blicher-Mathiesen og Hoffmann, 1999; Fleischer et al, 1994; Weller et al, 1994). Både Blicher-Mathiesen og Hoffmann, 1999 og Fleischer et al, 1994, fandt, at der blev tilført lattergas til de respektive vådområder fra det tilstødende landbrugsopland (i landbrugsoplandet er lattergassen formentlig et biprodukt ved nitrifikation). Den tilførte lattergas blev reduceret til N2. I undersøgelsen af Blicher-Mathiesen og Hoffmann, 1999, angives, at der blev tilført ca 56 µg N2O-N l-1 med grundvandet (flowhastighed 8.46 l m-2 time-1) fra oplandet, hvoraf mindre end 5.9 % blev emitteret til atmosfæren. Hvis det pågældende vådområde havde været drænet, var der blevet tilført 1487 µg N2O m-2 time-1 til atmosfæren, hvilket er 17 gange mere end den aktuelle rate.
3.2.4 Faktorer af betydning for denitrifikationshastigheden
3.2.4.1 Nitrat, pH, temperatur og organisk stof
Denitrifikationshastigheden kan være begrænset af nitratkoncentrationen (Reddy & Patrick, 1984). Tilførsel af nitrat til de denitrificerende områder kan ske ved diffusion eller ved vandtransport (advektiv transport). Ved diffusion må nitrat tilføres fra områder med højere koncentration, og processen bliver herved begrænset af diffusionshastigheden, som igen afhænger af nitratkoncentrationen, temperaturen og diffusionsafstanden. Reddy & Patrick, 1984 angiver, at diffusionskoefficienten for nitrat i jorde under vanddækning ligger i intervallet 0.25 – 1.94 cm2 dag-1. Ved advektiv transport vil mængden af nitrat, der er tilrådighed for denitrifikationen være et produkt af vandets strømningshastighed og nitratkoncentrationen i vandet, der føres frem til de denitrificerende områder. Strømningshastigheden eller lave nitratkoncentrationer kan således være de begrænsende faktorer for denitrifikationshastigheden.
Denitrifikationsprocessen har sit pH-optimum i intervallet pH 6 - 8, men kan foregå i intervallet fra pH 4 til pH 9, afhængig af hvilken bakterietype, der måtte være til stede i det aktuelle miljø (Knowles, 1982). Ved denitrifikation med organisk stof som energikilde (tabel 3.2, ligning 2) sker en alkalinitetsdannelse (dvs. en pH stigning), som i visse tilfælde kan erkendes i den aktivt denitrificerende zone. Ved denitrifikation med pyrit som energikilde kunne man forvente en kraftig forsuring, idet der sker en kraftig brintionproduktion (H+), som det fremgår af reaktionsligningerne nedenfor (Kölle et al, 1983, 1985; Postma et al, 1991).
5 FeS2 + 14 NO3- + 4 H+ ® 7 N2 + 10 SO42- + 5 Fe2+ + 2 H2O (1)
5 Fe2+ + NO3- + 7 H2O ® 5 FeOOH + 0.5 N2 + 9 H+ (2)
De to processer er ikke nødvendigvis koblede dvs. trin 1 og 2 kan foregå uafhængigt af hinanden, og de udføres af forskellige bakterier. I ligning 1 frigives de dannede ferro-ioner ikke nødvendigvis til porevandet, men kan kompleksbindes til opløste kompleksdannende ligander (f.eks. humusstoffer; Vaughan og Ord, 1994), og i ligning 2 går de dannede ferri-ioner ikke nødvendigvis til goethitdannelse (FeOOH), men kan f.eks. eventuelt også binde sig til fosfat. Autotrof denitrifikation er bedst beskrevet for grundvandsmagasiner (Kölle et al, 1983, 1985; Postma et al, 1991), men er også fundet i vådområder (Hoffmann, 1998; Hoffmann et al 1998). I Danmark vil man kunne forvente at finde processen i de såkaldte okkerpotentielle områder i Jylland (dvs. fortrinsvis i Sønderjyllands Amt, Ribe Amt, Ringkøbing Amt og Nordjyllands Amt).
Hvorvidt der vil ske forsuring i vådområder, hvor tilført nitrat denitrificeres via pyrit samt efterfølgende udvaskning af okker til vandløb er dårligt undersøgt i vådområder. Men flere forhold taler imod. Det aktivt denitrificerende areal i et vådområde er af meget begrænset udstrækning, når man sammenligner med pyritoxidation med ilt i afvandede områder, hvor ilten har fri adgang til hele pyritlaget på grund af afvandingen. Endvidere indeholder de fleste vådområder store mængder organisk stof, hvilket formentlig betyder, at denitrifikation også foregår via oxidation af organisk stof, hvilket som nævnt ovenfor giver en alkalinitetsdannelse. En undersøgelse af Hoffmann, 1998 fra en lavmose (varianttype B og E; figur 4.4) i Gjern Å systemet, hvor også pyrit medvirkede ved denitrifikationen viste, at der skete en mindre pH stigning i det aktivt denitrificerende område. Da pyritdannelse formentlig er en langsom proces i ferske vådområder på grund af ringe tilførsel af udgangsprodukterne (Fe og SO42-) er pyrit en begrænset ressource på lang sigt modsat organisk stof, hvor der sker en stadig tilførsel via primærproduktionen.
Denitrifikation kan foregå ved temperaturer fra 0 ºC og helt op til 60 - 70 ºC (Firestone, 1982; Knowles, 1982). Temperaturafhængigheden er markant, idet denitrifikationshastigheden som tommelfingerregel fordobles hver gang temperaturen stiger 10 ºC (benævnt Q10; Knowles, 1982). I en undersøgelse af en eng med grundvandsgennemstrømning ved Stevns Å (varianttype C, figur 4.4) fandt Hoffmann et al (1993), for temperaturintervallet 2 -20 ºC, Q10 værdier, der varierede fra 1.98 til 3.13 for forskellige dybder af tørvepakken (0 – 160 cm).
Ved heterotrof denitrifikation afhænger hastigheden af kvaliteten af den kulstofkilde, der skal omsættes, det vil sige om den er let eller svær at nedbryde. Man kan ikke gå ud fra, at hele mængden af organisk materiale eller rettere indholdet af reduceret kulstof, der groft skønnet kan sættes til 50 % af tørvægten, kan bruges til denitrifikation, idet det organiske stof består af mange forskellige høj- og lavmolekylære stoffer (f.eks. proteiner, sukker- og stivelsesstoffer, syrer, m.m.), der har tjent forskellige formål mens planterne var i live (f.eks. strukturelle komponenter og fysiologiske komponenter) og derfor ikke nedbrydes lige nemt. Det har vist sig, at der er en positiv sammenhæng mellem denitrifikationsraten og størrelsen af forskellige organiske kulstoffraktioner. Her kan nævnes: Koncentrationen af vandopløseligt organisk kulstof (Burford & Bremner, 1975), mængden af ekstraherbar organisk kulstof (Stanford et al, 1975), mikrobielt tilgængeligt kulstof og anaerobt mineraliserbart kulstof (Bijay-Singh et al, 1988). Fælles for ovennævnte organiske fraktioner er, at de er en del af den letomsættelige organiske kulstofpulje, og jo større den er, jo hurtigere kan denitrifikationen forløbe - forudsat der ikke er andre begrænsende faktorer, der indvirker på processen. Ved et kulstofindhold på under 1 – 1.5 % (dvs. et glødetab < 3%) er denitrifikationen ikke målelig (Firestone, 1982; Hoffmann et al, 2000b), hvilket er vigtigt at bemærke, hvis grundvandet til eksempel løber gennem sandede lag i ådalsmagasinet. Ved en undersøgelse af Brede å (Hoffman et al, 1998) varierede indholdet af organisk stof i et af tracéerne mellem 0.1 og 0.8%, og der kunne ikke påvises nitratreduktion, men derimod en lille nitratudvaskning på 6 kg NO3—N ha-1 år-1.
3.2.5 Fosfor
De iltfrie forhold, som ofte er fremherskende i vådområder, betyder at betingelserne for tilbageholdelse af fosfor er dårligere end under iltrige betingelser. Reducerede fosforforbindelser er generelt lettere opløselige og mere mobile end oxiderede fosforforbindelser. I iltrige mineraljorde bindes den fosfor der tilføres villigt til jordens faste partikler og kun 0.01% af den totale fosforpulje findes i opløsning (Borggaard et al, 1991). Organiske jorde, der tilføres fosfor, kan derimod være dårlige til at binde fosfor, bindingskapaciteten er begrænset. Det skyldes, at indholdet af fosfatadsorbenter er lavt eller manglende. De vigtigste fosfatadsorbenter i organiske jorde er jern- og aluminiumoxider samt lersilikater (Richardson, 1985; Borggaard et al, 1991). Calcium er en dårlig adsorbent, men kan danne tungt opløselige forbindelser med fosfat ved pH > 7. I tørvejorde er den mikrobielle optagelse og planternes optagelse af fosfat væsentlige faktorer i fosforomsætningen, mens betydningen af den geokemiske adsorption af fosfat afhænger af tørvens indhold af jern- og aluminiummineraler (Richardson, 1985). Immobilisering af fosfor i plantebiomassen er kun temporær og ved vækstsæsonens afslutning frigives 35 - 75% af fosforen igen, når planterne henfalder. En del af det plantebundne fosfor kan tilbageholdes ved at blive omlejret til stabile organiske forbindelser eller ved, at der dannes nye tungt opløselige forbindelser, som f.eks. humussyre (Paludan, 1995). I områder hvor der foregår en netto tørvedannelse, vil der samtidig akkumuleres fosfor, omend mængderne er små. I det temperede klimabælte angives akkumuleringen af organisk fosfor via tørvedannelse at ligge i området 0.05 - 2.4 kg P ha-1 (Richardson, 1985; Nichols, 1983).