Jordprofilet er af stor betydning

Der er stor forskel på jordtypers og jordlags hydrauliske ledningsevne. Nogle jordtyper er vandførende (f.eks. grovkornet sand), mens andre er vandstandsende (f.eks. kompakt tørv, ler og kalkgytje).

Der er stor forskel på jordtypers og jordlags hydrauliske ledningsevne. Nogle jordtyper er vandførende (f.eks. grovkornet sand), mens andre er vandstandsende (f.eks. kompakt tørv, ler og kalkgytje).
Hydrauliske ledningsevner fra forskellige jordtyper:

Materiale

Mættet hydraulisk ledningsevne
(cm s -1 )

Svagt humificeret tørv

1·10 -2

Moderat humificeret tørv

5·10 -3

Stærkt humificeret tørv

1·10 -3

Kompakt tørv

5·10 -5

Grovkornet sand

1·10 -1

Mellemkornet sand

1·10 -2

Finkornet sand

1·10 -3

Gytjeholdigt sand

1·10 -4

Silt

1·10 -4

1·10 -7

Ler

1·10 -7

1·10 -9

Kalkgytje

1·10 -9


På vandløbsnære arealer er jordbunden sædvanligvis heterogen med mange tynde lag af sand, silt, ler og gytje. Der kan være større eller mindre mængder organisk stof samt selvstændige tørvelag eller tørvepakker af vekslende mægtighed (op til mange meter). Et rent tørveprofil kan også være heterogent. Udgangsmaterialet i lagene afspejler de vegetationssamfund og plantearter, som herskede på dannelsestidspunktet. Omsætningsgraden og fiberindholdet varierer også. Tørven kan være mere eller mindre kompakt og indholdet af uorganiske elementer (f.eks. mineraler og metaller) kan være forskelligt.
En jordbunds hydrauliske ledningsevne varierer med dybden. Det har stor betydning for transporten af vand og stoffer til vandløbet. Sammensætningen af jordmatrix i de vandførende lag bestemmer, hvor meget stof der tilbageholdes (f.eks. fosfor) eller kan fjernes ved f.eks. denitrifikation. I tørvejord er den hydrauliske ledningsevne og massefylden stærkt relateret til tørvens omsætningsgrad, der kan udtrykkes ved indholdet af fibre større end 0,1 mm. Et stort indhold af fibre giver en høj hydraulisk ledningsevne og en lille massefylde.
Stevns Å som eksempel
Herunder ses fire typiske strømningsmønstre fra en natureng ved Stevns Å. Strømningen gennem engen er diffus, men er alligevel meget variabel - afhængig af hvilken specifik situation der er fremherskende.

Ækvipotentialpunkter og grundvandsstrøm ved Stevns Å (Hoffmann et al., 1993)

De indtegnede linier er ækvipotentiallinier med samme hydrauliske tryk. Vandbevægelsen foregår vinkelret på linierne fra et højere til et lavere tryk, som pilene viser.
Om sommeren presses vandet op i tørven som trykvand nede fra de alluviale lag (vandløbssediment af sand, silt, ler og gytje). Længst ude (B2 - B1) løber grundvandet horisontalt eller skråt opad med retning mod Stevns Å. Det meste grundvand (98%) kommer nedefra. Kun en beskeden mængde (2 %) kommer fra skrænten, hvor jordlagene har lav ledningsevne. Fordampningen fra engens overflade øger den vertikale grundvandsbevægelse, fordi vandtabet erstattes nedefra. Det meste nitrat tilføres med grundvandet nedefra, hovedsagelig i området ved B5 og B3. Denitrifikationen foregår i overgangszonen mellem de alluviale sedimenter og tørven 2,5-5 meter nede i jorden. Tykkelsen af den denitrificerende zone er 25 til 50 cm (Hoffmann et al., 1993).
Om vinteren er strømningen mere horisontal, men der presses stadig grundvand op nedefra. Årsagen til den horisontale strømning er en tyk iskappe, der tvinger grundvandet ud mod vandløbet på samme måde som et vandstandsende jordlag. Et lignende mønster ses i perioder med kraftig nedbør. Den umættede zone øverst i engen fyldes med vand, som siver nedad for længere ude på engen at tage retning direkte mod Stevns å.
Det sidste kort viser, hvordan strømningen ser ud ved simuleret overrisling af den øvre halvdel af engen med drænvand. I udpumpningsområdet opstår en nedadgående strømning (B7 til B4). Længere ude på engen bliver strømningen mere horisontal, mens vandet til sidst løber svagt opad mod Stevns Å. Ved overrislingsforsøget blev der målt en denitrifikation svarende til 88 kg NO3-- N ha-1 måned-1. Den denitrificerende zone strakte sig 2,4 cm ned i jordbunden (den øverste del af rodzonen) og dækkede et areal på 400 m2.
Gudenåens kilder
Tilstrømningen af grundvand er ikke jævnt fordelt langs et vandløb. Det har betydning for, hvor det er hensigtsmæssigt at placere et nyt vådområde.
En figur over de hydrauliske potentialer langs Gudenåen ved Gudenåens kilder kan ses nedenfor. Transekt 1 ligger 600 m fra Gudenåens udspring. Afstanden mellem transekt 1 og 2 er 400 m, og afstanden mellem transekt 2 og transekt 3 er 230 m. Grundvandsstanden er målt på tværs af ådalen – henholdsvis på åens sydside og nordside i de tre transekter. Vandstanden er omregnet til hydrauliske potentialer (dvs. de har fået fælles referencepunkt) så man kan sammenligne målingerne og samtidig få oplysning om, i hvilken retning grundvandet løber. Grundvandet vil løbe fra et sted med højere tryk til et sted med lavere tryk. De viste hydrauliske potentialer fra de tre transekter på tværs af ådalen, går fra foden af skrænten på sydsiden til foden af skrænten på nordsiden. Målingerne er udført både før og efter restaurering af åen, som har fået nye slyngninger, hævet bund og et mere snævert leje. Desuden er dræn og grøfter langs vandløbet blevet sløjfet.
Langs de første to transekter (Transekt 1 og Transekt 2) er potentialeforskellene større på nordsiden end på sydsiden. Man kan f.eks. se, at ved station 18 i Transekt 1 Nord, der ligger 99 m fra vandløbet, svinger det hydrauliske potentiale omkring 67 m, og går man lidt tættere på vandløbet til station 17, der ligger 65 m fra vandløbet er potentialet faldet til ca. 65 m, og går man endnu tættere på vandløbet til station 16, der er placeret 19 meter fra vandløbet, er det hydrauliske potentiale faldet yderligere. Med andre ord løber grundvandet til vandløbet. Da jordprofilet på begge sider af åen har samme udseende og samme hydrauliske ledningsevne (det er helt overvejende mellemkornet sand) betyder det også, at der strømmer mere grundvand ud til vandløbet fra nordsiden end fra sydsiden. Potentialeforskellene falder fra transekt til transekt ned langs vandløbet, mest udtalt på nordsiden. Det betyder, at grundvandstilstrømningen i dette tilfælde aftager i nedstrøms retning. Langs det nederste transekt (Transekt 3) på nordsiden er potentialeforskellen mellem skrænten og vandløbet praktisk talt nul, og der løber stort set intet grundvand til åen på denne strækning.
Man kan yderligere se på figurerne, at der er et mere eller mindre udtalt knæk på kurverne lige midt imellem juni 95 og oktober 95, og det er præcis det tidspunkt hvor åen får sit slyngede forløb og de gamle naturlige dimensioner tilbage, hvilket også medfører at vandstanden i ådalen stiger. Det meget stereotype og vandrette forløb af kurverne fra omkring juni 95 til juni 97 skyldes dog ikke restaureringen, men en længerevarende tør periode (den tørreste periode, der nogensinde er målt i Danmark).

Synkronmålinger i Gjern Å
Samtidige målinger af vandføring i hele vandløbssystemet (synkronmålinger) kan oplyse om, hvor det meste vand strømmer til et vandløb.

Nedenfor er vist et synkronmålingskort for Gjern Å-oplandet. Oplandet er inddelt i klasser med forskellig vandføring pr. km 2 . Ved hjælp af kortet kan man vurdere, hvor det er bedst at genskabe nye vådområder med stor vandgennemstrømmning. De fleste amter har brugt synkronmålinger som en træfsikker metode til at udpege potentielle vådområder.

Vandføring målt ved synkronmåling i Gjern Ås opland (Temarapport nr. 13, DMU).

Referencer
Læs her .