| Forside | | Indhold | | Forrige | | Næste |

HYdrokemisk interaktion mellem Grundvand og Overfladevand (HYGRO)

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 5.10.
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!

| Forside | | Indhold | | Forrige | | Næste | | Top |