Grafik
Grafik
IGN*Geologisk Museum*Institut for Geoscience*GEUS
Om centret
Publikationer og geofakta
Kurser
Projekter
 Til forsiden > Publikationer og geofakta > Geoviden > Geoviden 2009, nr. 1
SitemapUdskriftsvenlig

Geoviden 2009, nr. 1

background image
Vadehavet
· Dannelse, historie og processer
· Vadehavets barrierekyster
· Marsken - landet der lever af at drukne
· Vadehavets udvikling ved et stigende havspejl
2009
GEOLOGI OG GEOGRAFI NR. 1
background image
V
adehavet er et af verdens vigtigste
kystnære vådområder. Det er dan-
net i forbindelse med den hav -
spejls stigning, der efterfulgte afsmeltnin-
gen af isen fra den seneste istid, Weichsel.
Det er et vigtigt opvækstområde for fisk og
et vigtigt fourageringsområde for fugle.
De sidste 6000 år har aflejringen af sedi-
ment kunnet følge med havspejlsstignin-
gen. Det store spørgsmål er, om dette kan
fortsætte i fremtiden, hvor havets niveau
ventes at stige væsentligt hurtigere.
Indledning
Vadehavet er beliggende langs Hollands, Tysk-
lands og Danmarks kyster i den sydøstlige del
af Nordsøen. Vadehavet dækker et areal på ca.
8000 km2. Omkring 2/3 af det samlede areal er
vadeflader, som tørlægges ved lavvande og den
sidste 1/3 er lavtliggende vadeflader, der ikke
tørlægges ved almindelige lavvander, samt ti-
devandsløb og -render. Da Vadehavet er et af
verdens største og vigtigste kystnære vådområ-
der med store naturværdier, har Danmark, Tysk-
land og Holland etableret et samarbejde med et
fælles sekretariat. Samarbejdet omkring Vade-
havet drejer sig primært om natur- og miljøover-
vågning, administration og planlægning, men
også kystbeskyttelse, kulturhistoriske og be-
folkningsmæssige forhold inddrages i samar-
bejdet. Hele Vadehavet er udpeget som NATURA
2000 område (www.blst.dk/Natura2000), som
i EU anses for et vigtigt initiativ til beskyttelse af
biodiversiteten. I Holland og Tyskland har Vade-
havet i en årrække haft status af nationalpark,
hvilket man ikke har kunnet finde politisk til-
slutning til i Danmark før i januar 2008. Proces-
sen mod etableringen af en nationalpark i Va-
dehavet i Danmark sættes i gang i foråret 2009.
Vadehavet
Vadehavssystemet afgrænses mod Nordsøen af
en række på 25 barriereøer, hvoraf de 17 er be-
boede. Hertil kommer ca. 15 større sandlegemer
uden vegetation, se ovenfor. Mellem barriere -
øerne og fastlandet finder man en kystlagune.
Det er denne lavvandede lagune, som kaldes
Vadehavet, fordi vidtstrakte vadeflader tør læg -
ges hver gang, der er lavvande. Barrierekyster i
mindre skala findes adskillige andre steder i
Danmark fx i Sejerø Bugt og i Køge Bugt. På ver-
densplan er barrierekysten meget udbredt og
dækker op mod 15 % af verdens kyststræknin-
ger. Da barriereøer altid er opbygget af marint
sand uden større sten, er de næsten altid at-
traktive for turister pga. de vidtstrakte sand
-
strande samt de store sammenhængende klit-
områder, der indbyder til en frisk spadseretur i
naturen. Flere steder åbner de attraktive natur-
forhold endvidere mulighed for de lokale myn-
digheder og private initiativtagere til at etablere
anlæg for rekreative aktiviteter som fx golfba-
ner, hesteridning eller kite-surfing på stranden.
De største øer i Vadehavet har således alle en
stor turistindustri med mange ferieboliger og
hoteller. De rekreative aktiviteter kan være en
trussel mod øernes natur og de miljømæssige
værdier.
....................................
2
NR. 1 2009
Vadehavet: Dannelse,
historie og processer
Marsk
Mudderflade
Land
Å
Blandet mudder/sandflade
Sandflade
Tidevandsdyb,
mere end
6 m dybe
5 km
55°N
9°Ø
9°Ø
Danmark
Tyskland
Nordsøen
250 km
Fanø
Rømø
Sylt
Mandø
Juvre Dyb
Listerdyb
Nordsøen
Skallingen
Knudedyb
Grådyb
Ho Bugt
Vadehavet
Det danske Vadehav med fordeling af sedimenttyper og tidevandsdyb. Hovedlandet øst for lagunen (Jylland) be -
står af istidsaflejringer. Vadehavets udstrækning fra Den Helder i Holland til Blåvands Huk i Danmark er vist i den
indsatte figur.
T
e
gnin
g: Jet
t
e
Halsk
o
v
,
GE
U
S, ef
t
e
r
Johann
e
ssen
et
al
. (2008), modific
er
et
fr
a P
ejr
up (2006) og Sør
ensen
et
al
. (2006).
background image
Dannelse
Vadehavet er dannet i forbindelse med den stig -
ning i det relative havniveau, som fandt sted i
tilknytning til afsmeltningen af isskjoldet fra
den seneste istid, Weichsel. Den syd lige del af
det Skandinaviske Isskjold begyndte at smelte
tilbage for ca. 13.000 år siden, og der blev
blandt andet aflejret vidstrakte smeltevands
-
sletter bestående af sand foran den tilbage
-
smeltende isrand. Der findes mange forskellige
bud på, hvordan havspejlets niveau har ændret
sig siden afsmeltningen af isskjoldet begyndte.
Et af disse bud er vist ovenfor, hvor ændringen i
havniveau gennem de sidste ca. 10.000 år er
vist. Det ses, at havets niveau er steget ca. 50 m
i den pågældende periode.
I kortere perioder har der været fluktuationer
på havniveaukurven, som formodentlig skyldes
bevægelser i jordskorpen, fx i form af indsynk-
ning af de landområder, som blev presset op
foran isranden. Den relative ændring af havni-
veauet i den danske del af Vadehavet gennem
det seneste årti anser Kystdirektoratet for, med
rimelig sikkerhed, at ligge på omkring 4 mm/år.
...................................
NR. 1 2009
3
Morten Pejrup
..............................................................
Professor, IGG, Københavns Universitet
(mp@geo.ku.dk)
Peter N. Johannessen
..............................................................
Seniorforsker, GEUS
(pjo@geus.dk)
Anni T. Madsen
..............................................................
Ph.d.-studerende, IGG, Københavns Universitet
(atm@geo.ku.dk)
Lars Henrik Nielsen
..............................................................
Statsgeolog, GEUS
(lhn@geus.dk)
Thorbjørn J. Andersen
..............................................................
Lektor, IGG, Københavns Universitet
(tja@geo.ku.dk)
55°N
and
-9000
-8000
-7000
-6000
-4000
-3000
-2000
-1000
+1000 +2000
f.Kr e.Kr.
+2
-2
-4
-6
-8
-10
-12
-14
-16
-18
-20
-22
-24
-26
-28
-30
-32
-34
-36
-38
-40
-42
-44
-46
-48
-50
Præboreal
Boreal
Atlantikum
Subboreal
Subatlantikum
m
(
m.
o
.
h
.)
Kalibrerede år
-5000
5000 til 1000 f.Kr.
gennemsnitlig stigning 0.14 m/100 år
1000 f.Kr. til e.Kr. 2000
gennemsnitlig stigning 0.11 m/100 år
7000 til 5000 f.Kr.
gennemsnitlig stigning 1.25 m/100 år
Her ses stigningen i havets niveau gennem de sidste
ca. 10.000 år. Kurven viser middelhøjvandsniveauet
i den sydlige Nordsø. Den er baseret på 14C daterin-
ger af tørvelag, pollenanalyser, arkæologiske date-
ringer og på de århundreder gamle hydrografiske
målinger. I begyndelsen fra 7000 til 5000 f.Kr. steg
havet ca. 12 mm/år, men i perioden 5000-1000 f.Kr.
aftog stigningen til ca. 1,4 mm/år. De sidste 3000 år
har stigningen gennemsnitlig været ca. 1,1 mm/år.
Inden for de sidste årtier har stigningen i havets ni-
veau målt i Esbjerg været ca. 4 mm/år. De lodrette
markeringer viser perioder med fald i havniveauet.
Den yngste af disse falder samtidig med `Den lille Is-
tid'. Kurven slutter i niveauet omkring +2 m. Dette
hænger sammen med, at det er niveauet af højvand-
standen, der er målt.
T
e
gning: Annabeth Andersen, GE
U
S, ef
ter
Behr
e
2007.
background image
Den stratigrafiske opbygning
af en barriereø
Når det relative havniveau stiger, vil havet lang-
somt skylle ind over land. I områder med svagt
hældende strandplan og rigelige mængder af
sand i kystzonen, vil der ofte dannes en række
af barriereøer et stykke fra fastlandskysten.
Samtidig med dannelsen af disse øre opstår en
lagune mellem barriereøerne og fastlandet. En
skitse af den morfologiske og stratigrafiske op-
bygning af en barriereø og lagune er vist på fi-
guren øverst.
Barriereøer, eksempelvis Rømø, er opbygget
af sand aflejret på det sub-marine strandplan.
Sand og grus er aflejret i strandzonen i form af
strandvolde; mudder og tørv er aflejret i små
søer eller sumpede områder i lavninger mellem
strandvolde eller klit rækker (se foto) og sand er
aflejret mellem strandvolde og lagunen af over-
skylsfaner der bliver dannet, når havet bryder
gennem barriereøens klitrækker under storm-
floder. Den øverste del af barriereøen er opbyg-
get af sand aflejret af vinden i form klitter.
Samtidig med dannelsen af barriereøen og i
takt med den relative havniveau-stigning, vil
grundvandstanden i de lavtliggende landområ-
der landværts for barrierøen stige. Og fordi
grundvandet har vanskeligt ved at strømme
væk, vil områderne forsumpe. Forsumpningen
fører til dannelsen af tørvelag, der kan være fle-
re meter tykke. Ved en fortsat relativ havniveau-
stigning vil havet oversvømme disse tørvelag,
og dermed dannes en lagune mellem barriere -
øen og fastlandet. Lagunens sedimenter består
af ler, silt og sand aflejret på tidevandsfladerne
langs lagunens bredder. Der vil også blive aflej-
ret sand i tidevandskanaler og floddeltaer. Et
profil gennem et lagunesystem vil således vise
et tørvelag nederst, der overlejres af vekslende
lag af ler og sand, se figuren øverst. I artiklen
`Vadehavets udvikling ved et stigende hav spejl'
kan man læse mere om tørven og sedimenterne.
I takt med at det relative havniveau stiger, vil
barriereøer ofte rykke ind over de ældre lagu-
nesedimenter samtidig med, at kysten på fast-
landet rykker landværts. Et profil gennem så-
dan et system viser lagunesedimenter (tørv, ler
og sand) overlejret af barriereø-sand. I områder
med endnu større sandmængder i kystzonen vil
barriereøen ikke rykke mod land, men vil i ste-
....................................
4
NR. 1 2009
N
S
Nordsøen
Barriereøer
Tidevandsfloder
Marsk
Hav-dige
Middel højvande
Middel lavvande
i dag
7500 før nu
25 m
10-20 km
Strandsand
Klitsand
Sand og silt,
tidevandsdybenes
aflejringer
Sand, silt og ler,
intertidale
aflejringer
Silt og ler,
brakvandslagune
aflejringer
Tørv
Pleistocæne
istidsaflejringer
Skitseprofil fra Nordsøen, ind over en barriereø og på tværs af lagunen ind til hovedlandet. Man ser, at barriereøen er placeret på et fundament af marint sand. Samtidig ses
det, at der gennem de sidste 7500 år er aflejret ca. 20 m sediment i lagunen bag barriereøen. Nederst finder man tørv dannet oven på de gamle istidsaflejringer og tørven
overlejres af sand og mudder. De brune bånd af tørv, som forløber vandret gennem dele af lagunen, er dannet i forbindelse med de sænkninger af havniveauet inden for de
seneste 3-4000 år, som fremgår af figuren på side 3.
Den centrale del af Rømø. Rømø er de sidste 2000 år bygget ca. 3 km ud i Nordsøen, og der er dannet nye kli-
trækker i forbindelse med denne udbygning. De lavtliggende områder mellem klitrækkerne er ofte vandlidende,
og i visse tilfælde finder man små søer, som vist her.
Foto: M
orten P
e
jr
up
, IGG, Københavns
Universitet.
T
e
gning: Annabeth Andersen, GE
U
S, ef
ter
S
t
r
e
if 2004.
background image
det bygge opad (aggradere) i takt med den rela-
tive havniveau-stigning. Det er det, der er vist i
figuren på side 4. Et profil gennem et sådant sy-
stem vil vise tykke lag af barriereø-sand, der lig-
ger havværts for tykke lag af lagunesedimenter.
Hvis der er endnu større overskud af sand i kyst -
zonen vil barriereøen ikke blot bygge opad,
men også bygges ud i havet (progradere). Et
profil gennem et sådan system vil vise mægtige
lag af barriereø-sand overlejret af klitter.
Der er foretaget en række kerneboringer på
Rømø. Figuren ovenfor viser lagfølgen fra den
centrale del af Rømø. Ved at sammenligne stra -
ti grafien mellem de forskellige kerneboringer i
et øst-vest profil kan det vises, at Rømø først ag-
graderede og nu prograderer.
Morfologi
Betragtes den synlige del af barriereøen fra ha-
vet og ind mod lagunen vil den typisk indeholde
de morfologiske hovedzoner, som er vist på fi-
guren på side 6. Længst ude mod havet finder
man tidevandsforstranden, der afløses af en el-
ler flere kystparallelle klitrækker. I læ bag klit -
rækkerne finder man en næsten vandret vegeta -
tionsdækket marskoverflade, der har et niveau
på 0,5­1,0 m over det daglige højvandsniveau.
Herefter bevæger man sig ud i lagunen, hvor
områderne bliver vanddækket dag ligt og består
af vadeflader opbygget af sand og/eller mud-
der. Sedimentdynamikken omkring barriere øen
er behandlet i den efterfølgende artikel, mens
aflejring af sediment på marsken og i la gunen er
behandlet i de efterfølgende artikler i dette
nummer af Geoviden.
Tidevand
Barriereøer finder man ofte i områder med tide-
vand. Tidevand skyldes månens og solens til-
trækning af jordens vandmasser, samt jord/
måne-systemets rotation omkring deres fælles
tyngdepunkt. Hver tidevandsperiode varer i gen -
nemsnit 12 timer og 25 minutter og består af en
flodperiode, hvor vandet stiger og løber ind i
Vadehavet efterfulgt af en ebbeperiode, hvor
vand standen falder igen og vandet løber ud.
Forskellen mellem højvande og lavvande kal-
des tidevandsstørrelsen, se figuren nederst på
næste side. I det åbne hav er den ikke så stor,
men tæt på land grunder tidevandsbølgen op og
bliver højere. Det er ikke nødvendigt at have ti-
devand i et kystområde for at få dannet barriere -
øer, hvilket Sejerø Bugt og Køge Bugt er eksem-
pler på. Men når der er tidevand, har det stor
S
Pleistocæne
istidsaflejringer
...................................
NR. 1 2009
5
Rømø-4
S
il
t
Sand
Sten
Indre strandplan.
Vertikalt opbyggende og
horisontalt udbyggende sand
Øvre del af
indre strandplan.
Horisontalt udbyggende sand
Klitsand
Overskylsfaner ?
Fugtig-
lavning
Holocæn
W
eichsel
W
e
ichsel
Holocæn
­
1
­
2
­
3
­
4
­
5
­
6
­
7
­
8
­
9
­
10
­
11
­
12
Marin
transgressiv
overflade
meter
4
3
2
1
meter
Rømø-1
Dæmning
Lagune på bagsiden
af barrieren, med
mudder- og sandflader
Kanalsand, skabt
af floder
Lagune
Lagunens
transgressive
overflade
Tørv
Mytilus
Mytilus
Mytilus
Mytilus
Gytje
­11
­10
­12
­13
1.9
1
0.0
­1
­2
­3
­4
­5
­6
­7
­8
­9
Signaturforklaring
Sedimenttype
Strukturer
Fossiler
Biogene strukturer
Tørv
Ler
Blandet ler (80 %)
og sand (20 %)
Sand
Siltet sand
Sten
Ler-fragment
Krydslejring
Parallel lamination
Strømribbe
Krydslamination
Rødder
Skaller
Søpindsvin
Fragment,
rigt på organisk materiale
Sediment, der er gennem-
rodet af dyr og planter
Snegle
Ler
M
e
g
e
t
fin
t
Fin
t
M
e
dium
Gr
oft
M
e
g
e
t
Groft
S
il
t
Sand
Sten
Ler
M
e
ge
t
fin
t
Fin
t
M
e
dium
Gr
oft
M
e
ge
t
Groft
Tolkning og beskrivelse af sedimenterne i de øverste 12-14 meter kerner fra boringerne Rømø-1 og Rømø-4. Rømø-1 er placeret i lagunen og Rømø-4 er placeret i centrum af
Rømø. Den venstre søjlehalvdel viser sedimenttyper: fx sand, ler og tørv. Den højre søjlehalvdel viser den eksakte kornstørrelse, der aflæses på korn størrelsesskalaen under
søjlen. Man kan fx se, at sand er inddelt i 5 kornstørrelser, fra meget fint sand til meget groft sand. Symbolerne i højre søjlehalvdel viser forskellige sedimentstrukturer, fx pa-
rallel lamination (lagdeling) og krydslejring (skrå lejring) der bl.a. andet bruges til at bestemme i hvilket miljø, sedimenterne er aflejret, fx om sandet er aflejret i klitter på land
eller på havbunden nær stranden.
Tegning: Jette Halskov, GEUS, efter Johannessen et al. (2008).
background image
betydning for, hvordan barriereøerne kommer
til at se ud, såvel morfologisk som stratigrafisk.
I den sydlige del af Nordsøen varierer tidevands-
størrrelsen i dag fra ca. 1,3 m ved Den Helder i
Holland til omkring 3,5 m i Tyske Bugt og er igen
aftagende til 2,0 m ved Sylt-Rømø og 1,4 m ved
Esbjerg. I hver tidevandsperiode udveksles der
således store mængder vand mellem Nordsøen
og Vadehavet. Transporten af disse vandmæg-
der forårsager kraftige tidevandsstrømme. Det
er disse kraftige strømme, der holder tide
-
vands dybene mellem barriereøerne åbne, så
de ikke sander til af det sand, som transporte-
res med de bølge drevne strømme langs kysten.
Man kan se på kortet på side 2, at jo større tide -
vandsforskellen er, jo kortere er der mellem øer-
ne. Og der, hvor tidevandsforskellen er størst i
Tyske Bugt, forsvinder de helt. Forklaringen er,
at jo større tide vandsforskel, der er i et givent ti-
devandsområde, jo mere vand skal der trans-
porteres frem og tilbage i hver tidevandsperio-
de. Den mængde vand, som transporteres ind i
et område i flodperioden er omtrent tidevands-
størrelsen multipliceret med arealet af det tide-
vandsbassin, som fyldes med vand. Tidevands-
bassinets areal er proportionalt med barriere-


øens længde og et tidevandsdyb kan kun trans-
portere en be grænset mængde vand. Så gene-
relt gælder det, at jo større tidevandsstørrelsen
er, jo kortere bliver der mellem de enkelte tide-
vandsdyb. Og jo kortere bliver således barriere-
øerne. Dette ses tydeligt på den aftagende
længde af øerne, når man bevæger sig fra de
Vestfrisiske øer i Holland mod de Østfrisiske øer
i Tyskland.
Processer
I hver tidevandsperiode udveksles der store
mængder vand mellem Vadehavet og Nord-
søen. I alt bliver det til ca. 14 km3 vand pr. tide-
vandsperiode. Dette er så stor en vandmæng-
de, at den samlede vandføring på ca. 36 døgn
svarer til den vandmængde, som findes i hele
Kattegat. Til sammenligning kan det anføres, at
der årligt tilføres Vadehavet ca. 60 km3 fersk -
vand gennem et stort antal floder, hvoraf Elben,
Weser og Ems er de 3 største.
Sammen med de meget store mængder
vand, der dagligt udveksles mellem Nordsøen
og Vadehavet, transporteres der store mængder
sediment opslemmet i vandet. En almindelig
koncentration af sediment i den kystnære del af
Nordsøen er 5 g/m3. Så i hver tidevandsperiode
transporteres der omkring 70 mio. tons sedi-
ment ind i Vadehavet. Hvis alt dette sediment
blev aflejret inde i Vadehavet, ville det hurtigt
blive fyldt op med sediment. Men langt det me-
ste føres med vandet ud igen i ebbeperioden.
Dette kan illustreres ved et eksempel fra den
danske del af Vadehavet: Listerdybs tidevands -
område.
....................................
6
NR. 1 2009
Hav
Strand
Strandvolde og klitter
Lagune
Marsk
Bagland
Profil af et barrieresystem med de morfologiske hovedzoner.
80
60
40
20
-80
-60
-40
-20
-100
-120
Tidevandsperiode
Flod
Ebbe
MSL = middel springtids lavvande (Søkortets nul)
DNN = dansk normal nul
MSL
DNN
cm
kl.
Højvande
Lavv
ande
amplit
ude
tidev
andets
størrelse
den døgnlige ulighed
24 t. 50 min.
23
1
3
5
7
9
11
13
15
17
19
21
23
Tidevandsstørrelsen, tidevandsperiodens længde og dens opdeling i flod- og ebbeperiode.
T
e
gning: Annabeth Andersen,
GE
U
S, ef
ter
www
.scienc
e
.
hows
tuff
works. c
om/
barrier
-is
land2.htm
T
e
gnin
g: Annabeth An
dersen, GE
U
S, ef
t
e
r
Nielsen & Nielsen 1982.
background image
Listerdybs tidevandsområde har et areal på
ca. 400 km2. I hver tidevandsperiode transpor-
teres der ca. 620 mio. m3 vand ind i området,
og i denne vandmængde er der opslemmet fin-
kornet sediment: silt og ler. Ved anvendelse af
en hydrodynamisk model, der beskriver trans-
porten af vand og sediment, er det beregnet, at
der i hele året 2002 blev transporteret ca. 1 mio.
tons sediment ind i området. Ved at datere se-
dimentkerner i tidevandslagunen kan det sam-
tidig beregnes, at der hvert år kun aflejres ca.
45.000 tons sediment i området, hvilket svarer
til 4-5 % af den samlede transporterede sedi-
mentmængde. Det er altså kun en ganske lille del
af den sedimentmængde, som er i bevægelse,
der aflejres. Resten føres tilbage til den kyst nære
del af Nordsøen. Forholdene kan illustreres som
vist på figuren til højre, hvor den summe rede
transport ind og ud af Listerdybs tidevandsom-
råde er vist. Når kurven bevæger sig opad, er
det udtryk for, at vand og sediment transporte-
res ind i området i flodperioden. Og når kurven
efterfølgende bevæger sig nedad igen, er det
udtryk for at vand og sediment transporteres ud
i ebbeperioden.
Man kan se, at der i hver enkelt tidevands-
periode efterlades en lille smule sediment inde
i området, som aflejres på bunden. Nettoaflej-
ringen kan illustreres af forbindelseslinjen mel-
lem de enkelte minimumsværdier på kurven.
Det er altså det lille daglige bidrag, der giver
den årlige aflejring. Dette bidrag er primært be-
stemt af, hvor meget sediment der kan aflejres
på de vidtstrakte vadeflader og på marsken.
Inddigning af sådanne områder er foregået
langs Vadehavet lige siden 1500-tallet, hvilket
har ført til, at der i flere tidevandsområder i dag
aflejres langt mindre sediment, end tidligere. Jo
flere diger der etableres, jo mindre sediment til-
bageholdes i systemet, fordi de områder, hvor
der kan aflejres sediment blive mindre.
Det er også værd at bemærke, at der er me-
get store forskelle på hvor meget sediment, der
transporteres i forskellige nærliggende tide-
vandsperioder. Forklaringen er, at vindens aktu-
elle hastighed i meget høj grad er bestemmen-
de for vandets indhold af sediment og dermed
for, hvor meget sediment der transporteres og
aflejres i de enkelte tidevandsperioder i Vade-
havet. Det bør også bemærkes, at meget kraf -
tige storme oftest fører til et stort momentant
tab af sediment ved erosion fra Vadehavet, som
det kan tage måneder at genopbygge med den
lille men kontinuerlige daglige sedimenttilførsel.
Vadehavets fremtid
Hvad vil der ske med Vadehavet, hvis havniveau-
et bliver ved med at stige som følge af den globa-
le opvarmning og deraf følgende afsmeltning af
de globale iskapper? Ifølge FN's Klimapanel, IPCC
(Intergovernmental Panel on Climate Change)
tyder alt på, at havniveauets stig ningsrate i frem-
tiden vil være væsentligt højere end den, der har
været gældende de seneste ca. 6000 år (IPCC
2007). Betyder det så, at Vadehavet vil drukne og
forsvinde hurtigt, som det har været fremført i
medierne? Nej, det vil sandsynligvis ikke ske.
Vadehavet vil vedblive med at eksistere. Svaret
på hvorfor, gives i de 3 efterfølgende artikler,
der omhandler de morfologiske hovedelemen-
ter i et vadehav: Barriereøen, marsken og tide-
vandslagunen, og deres udvikling i tid og rum.
Den største trussel mod Vadehavets fortsatte
eksistens synes at være alle de diger, som er
etableret gennem det sidste halve årtusinde,
fordi de betyder, at de områder, der kan over -
svømmes og modtage sediment, blive mindre.
Kurven viser den summerede transport af finkornet sediment ind og ud af Listerdybs tidevandsområde i en 18 da-
ges periode fra maj/juni 2002. Når kurven stiger, transporteres sediment ind i området i flodperioden, og når det
transporteres ud igen i ebbeperioden, falder kurven igen. Men man kan se, at der aflejres en lille smule sediment
inde i området i hver tidevandsperiode, så derfor stiger kurven jævnt. Det er dette lille daglige bidrag, der har ført
til aflejring af ca. 20 m sediment i Vadehavet gennem de sidste 6-8000 år.
Maj 2
7
Maj 2
9
Maj 31
Ju
ni 0
2
Ju
ni 0
4
Ju
ni 06
Ju
ni 08
Ju
ni 10
Ju
ni 12
Ju
ni 14
-4000
-3000
-2000
-1000
1000
2000
3000
År 2002
S
ummer
et
tr
an
s
por
t
af
sediment
(t)
Nettotransport
T
e
gnin
g: Annabeth An
dersen, GE
U
S, ef
t
e
r
L
u
mbor
g og P
ejr
up 2005.
...................................
NR. 1 2009
7
T
e
gning: Annabeth Andersen,
GE
U
S, ef
ter
www
.scienc
e
.
hows
tuff
works. c
om/
barrier
-is
land2.htm
background image
....................................
8
NR. 1 2009
S
Vadehavets
barrierekyster
er man på et kort, fremtræder Vade-
havets barriere-række (Skallingen,
Fanø, Koresand / Mandø, Rømø,
Sylt) overordnet set som en homogen,
konkavt buet kystlinje med sit dybeste
punkt ved Rømø. Besøger man disse loka-
liteter, er det dog indlysende, at dette ind-
tryk er meget forenklet. Barriereøer-
ne/halvøerne fremstår derimod yderst
forskelligt. I de to ender af systemet (Sylt
og Skallingen) rykker kystlinjen tilbage
med op til 2, hhv. 3 (og visse steder 5) me-
ter om året. Klit- og klintfronterne frem -
står her uden vegetation og ofte med ned-
skredet materiale ved klitfoden. Skallin-
gens klitrække er efterhånden blevet uhy-
re tynd. Rømø, derimod, er præget af en
meget bred strand med lave, bevoksede
forklitter, og kystlinjen rykker frem med
en hastighed på knap 3 m om året. Der
sker stor tilsanding på Fanøs nord- og
navnlig sydspids. Kystlinjen på Koresand
rykker visse steder frem, og andre steder
tilbage, men er samtidig under opvækst,
uden at der dog endnu er etableret perma-
nente klitter. Disse forskellige tendenser
skyldes sedimenttransport-forholdene i
barriere-rækken.
Tværtransport
Barriereøerne er grundlæggende dannet ved, at
sand er blevet transporteret fra relativt dybt
vand ind imod land, hvor sandet er blevet stab-
let op som en ryg ­ barrieren. Denne proces er
blevet studeret på Skallingen, hvor revler dan-
nes på ca. 4 meters vanddybde, og derefter be-
væger sig østpå mod land med en hastighed på
20-30 meter om året, indtil de vandrer ind på
kysten og smelter sammen med strandbredden
(se Geoviden 2005, nr. 3).
En lignende proces er dokumenteret på
Rømø, og fra georadar-profiler fra både Rømø
og Sylt ved vi, at store dele af disse barriereøer
udgøres af sandlegemer fra sådanne indvan-
drende revler. Når revlen er smeltet sammen
med stranden, udgør den et sanddepot, som,
når vandstanden falder, tørrer ud, hvorefter
sandet kan blæse fra forstranden, ind på bag-
stranden og op i klitten.
Her fanges sandet i vegetationen, som pri-
mært udgøres af hjelm og marehalm. Begge
planter udtrækker de næringsstoffer, der sidder
på sandskornene, og de vokser kraftigere, jo
mere sand der tilføres. Grænsen for klitplanter-
nes udbredelse afgøres af højeste bølgeopskyl,
så efterhånden som stranden tilføres mere
sand, spreder vegetationen sig længere ud mod
kystlinjen. Det fygende sand fanges hovedsage-
ligt i den yderste rand af vegetationen, således
at der opstår en ryg langs med denne yderste
rand ­ en begyndende forklit. Denne proces
fortsætter i takt med, at kystlinjen rykker frem,
og på denne måde er Rømøs kystparallelle klit -
rækker opstået.
Langstransport
Fra tid til anden er udviklingen blevet afbrudt af
stormfloder, hvor bølgerne har gnavet i forklit-
terne og transporteret store mængder sand ud
Skallingen
Fanø
Mandø
Koresand
Rømø
Sylt
Horn
s
Re
v
Oversigtskort over Vadehavet mellem Horns Rev og Sylt. Pilene angiver retningen af sedimenttransporten på langs
og på tværs af kysten. Pilenes tykkelse angiver det relative størrelsesforhold af transporten.
K
i
lde: Google E
arth.
background image
på strandplanet. Dette har ikke været ­ og er ik-
ke - noget stort problem på f.eks. Rømø, hvor
sandet returneres til stranden, når energini-
veauet falder igen. Her er kystlinjens position
således rykket jævnt mod vest, kortvarigt af-
brudt af pludselige tilbagerykninger under og
kort efter stormfloder.
Sådan forholder det sig ikke på Skallingen og
på Sylt, hvor kystlinjen i gennemsnit rykker tilba-
ge (mod øst). Det skyldes, at der udover sand-
transporten på tværs af kysten, også er en trans-
portkomponent på langs af kysten på grund af
bølgestrømmen. Bølgestrømmens styrke, og der -
med langstransportens størrelse, bestemmes
dels af bølgehøjden, dels af den vinkel, som
bølgefronterne udgør med kystlinjen. Da de do-
minerende bølger kommer fra vest, er Rømøs
kyst (og Koresand) altså orienteret stort set pa-
rallelt med bølgefronterne og her er langstrans-
porten, set som netto gennem et år, derfor lille.
Både Skallingen, Fanø og Sylt er orienteret
skævt på den dominerende bølgeindfaldsret-
ning. Her er netto-langstransporten derfor rela-
tivt stor.
Af kortet på side 8 fremgår det, at netto-
langstransporten er nul ved Horns Rev, og den
øges til en sydgående nettotransport på ca.
600.000 kubikmeter per år ved Skallingens
sydspids. Denne materialemængde kommer
altovervejende fra erosion af selve Skallingen.
Tidligere transporteredes sand fra Skallingen vi-
dere sydpå ad naturlig vej, men i takt med
Grådybs uddybning er stigende mængder i ste-
det blevet oprenset fra sejlrenden. Langstrans-
portens størrelse på Fanø kendes ikke i detaljer,
men er formentlig en del mindre end 600.000
kubikmeter. Hovedparten af den sydgående
langstransport aflejres ved Rømøs og Kore-
sands kyster, hvor netto-langstransporten er
stort set nul. På Sylt er nettotransporten nord-
gående; den stiger fra nul midt på Sylt, til ca.
1.000.000 kubikmeter på den nordlige del af
øen. Denne mængde sand havner også omkring
Rømøs og Koresands kyster og udgør ­ for-
mentlig ­ nu om dage hovedtilførslen til disse
kyster.
Regressive og
transgressive kyster
Kombinationen af tværtransporten og langs-
transporten udgør kystens husholdningsregn-
skab, kaldet sedimentbudgettet. Hvis der over
et år tilføres mere sand, end der fjernes, er bud-
gettet positivt, og kystlinjen rykker frem, som
på Rømø, som dermed kan betegnes som en
re-
...................................
NR. 1 2009
9
Troels Aagaard
..............................................................
Lektor, IGG, Københavns Universitet
(taa@geo.ku.dk)
Aart Kroon
..............................................................
Lektor, IGG, Københavns Universitet
(ak@geo.ku.dk)
Indvandring af tidevandsrevle på Skallingen. De to bil-
leder er taget samme sted med fem dages mellemrum
i august 2002. Bemærk træpælen i højre side af fotos;
den blev gravet ned ved klitfoden i 1989. I perioden
1989-2008 er klitfoden på dette sted rykket ca. 100 m
tilbage. (Fotos er taget ved samme vandstand).
Foto: Jør
gen Nielsen.
Foto: S
t
effen Andersen.
background image
gressiv barriere. Omvendt er tilfældet med et
negativt sedimentbudget. Her taber stranden
sand gennem langstransporten, kystlinjen ryk-
ker tilbage, og barrieren er derfor
transgressiv.
Dette er tilfældet på Skallingen og på den nord-
lige del af Sylt.
Hvor den regressive barriere altså rykker
frem i form af successive udenpå hinanden lig-
gende forklitrækker, så bevæger den transgres-
sive barriere sig ­ i sin naturlige tilstand ­ tilba-
ge ved at barrieren overskylles i storm
situa-
tioner. Udover en stor langstransport er der og-
så en transport fra strandbredden og længere
ind på barrieren i form af overskylsfaner (hav -
rendinger).
Overskylsfaners
naturlig dynamik
Overskylsprocesser på den transgressive barri-
ere optræder i forbindelse med storme. Langs
Vadehavets barrierekyst stiger vandspejlet ek-
straordinært under storme fra vestlige retninger.
Det normale tidevand når ved højvande et ni-
veau omkring 1 m over middelvandstanden. Der-
udover opstår der en ekstra vandstandsstig-
ning, dels fordi vinden presser ekstra vand i
retning mod kysten, dels fordi passagen fra et
atmosfærisk lavtryk medfører en stigning i hav -
spejlet på 1 cm per hPa trykfald. Summen af dis-
se komponenter kan resultere i vandstande, der
overstiger 4 m i forhold til middelvandstanden.
Vandstandsstigningen i sig selv påvirker ik-
ke kysten i nævneværdig grad. Men det højere
vandspejl resulterer i, at bølgerne så at sige
'løftes' ind på stranden. Afgrænses strandbred-
den bagtil af en klitrække eroderer bølgerne di-
rekte i klitfoden, som det ses på foto ovenfor.
Og som nævnt ovenfor bliver sedimentet bragt
ud fra stranden, hvorefter det forsvinder med
langstransporten. Men hvis klitrækken er lav og
tynd, opstår der gennembrud i lavningerne mel-
lem klitterne, sand transporteres ind gennem
klitrækken, og lægges som et 'tæppe' ovenpå
den oprindelige overflade, hvorved en over-
skylsfane er dannet.
Sådanne overskylssituationer har tidligere
været et hyppigt fænomen på Skallingen. På fly-
fotos kan man observere kystnormale (vinkelret
på kysten) skår i klitterne, både på de nordlige
og centrale dele, hvor skårene er brede, og på
den sydlige del, hvor skårene er smallere, men
tætliggende. Overskylsfanerne rækker ind over
de indre dele af marsken og man får en klar for-
nemmelse af, hvordan disse processer har op-
bygget Skallingens overflade. I sin naturlige til-
stand vandrer den transgressive barriere så
-
ledes ved at sand kontinuerligt flyttes fra stran-
....................................
10
NR. 1 2009
Bølger slår mod klitfronten og slynges tilbage under storm på Skallingen, 30. oktober 2000.
Et par timer efter, at billedet blev taget, blev klitten gennembrudt af bølgerne.
Overskyl på den nordlige del af Skallingen. Lange, lave bølger
løber langsomt energien af ind over overskylsfanen.
Foto: Brian Greenwood.
Foto: T
r
oels
Aagaar
d, IG
G, Københavns
Universitet.
background image
den ind på marsken. Men på Skallingen stand-
sedes denne naturlige proces ved, at man i
1930erne byggede havdiger. Først for nylig er
disse diger ­ og klitterne, der voksede op foran
digerne ­ begyndt at blive gennembrudt, såle-
des at overskylsfaner igen kan dannes. Der lig-
ger en overskylsfane på den nordlige del af Skal -
lingen, lige syd for høfdefeltet ved Hvidbjerg, se
det lille foto på side 10. Den blev dannet ved dige -
gennembrud under stormfloden i januar 1990, og
har siden da været aktiv, se foto ovenfor.
Morfologien på en overskylfane ændrer sig
også efter en stormsituation med høj vand-
stand. Umiddelbart efter stormen er fanen stort
set bar og vegetationsløs. Når fanen tørrer ud,
får vinden frit spil, og sandet, som bølgerne har
bragt ind på fanen, blæser op i vegetationen,
der vokser langs fanens rand. Der dannes derfor
nye klitter langs kanterne af overskylsfanen,
som er orienteret vinkelret på kystlinjen og den
gamle klitrække, se højdemodellen ovenfor. Ve-
getationen vokser hastigt i disse nye klitter,
hvorved sedimentationen accelereres.
I perioder, hvor overskyl er sjældne, lejres
sandet efterhånden også på selve fanen, som
derved kommer op i et niveau, hvor klitplanter-
ne kan overleve. Nu dannes små tueklitter på fa-
nens overflade, som derefter vokser endnu
højere op i niveau. Jo længere tid denne proces
fortsætter, jo større stormflod kræves for at fa-
nen påny aktiveres. Det sker dog før eller siden.
Således foregår der på den transgressive
barriere en kontinuerlig recirkulation af sand.
Sand transporteres ind på kysten gennem revle-
vandringen, hvorved strandbredden bygges op.
Sandmængden, der bringes ind, er dog for lille
til at kompensere for tabet gennem langstrans-
porten. Klitter og strandbred bygges derfor ikke
op i et niveau, der kan forhindre overskyl og der-
for bringer overskylsprocesser sandet længere
ind på barrieren, hvor vindens aktivitet danner
klitter. Samtidig rykker kystlinjen landværts, og
hele processen starter forfra, når havspejlsstig-
ningen eller stormfloder når op i et niveau, hvor
bølger atter kan aktivere overskylsfanen. På
denne måde flytter hele barrieren landværts.
...................................
NR. 1 2009
11
100
80
-80
120
140
160
180
200
-80
80
100
120
Overskylsfanen på den nordlige del af Skallingen. Billedet er taget 10. januar 2005. Få dage før (8. januar)
var vandstanden i Esbjerg +3,45 m DNN (dansk normal nul). I denne situation blev fanen, hvis overflade lig-
ger imellem 2 og 2,5 m DNN, overskyllet. De få, lave tueklitter på fanen overlevede stormen. Strandbredden
ses til venstre i billedet.
Højdemodel af overskylsfanen på den nordlige del af Skal-
lingen, sommeren 2007. Længde/højdeskala er i meter.
Fanen ses fra vest; nord er til venstre i billedet og strand-
bredden ses i forgrunden. Bemærk de høje klitter, der er
dannet langs fanens nordlige og specielt sydlige rand.
Foto: Troels Aagaard, IGG, Københavns Universitet.
background image
....................................
12
NR. 1 2009
M
Marsken ­ landet der
lever af at drukne
arsk er en aflejringstype som
repræsenterer et samspil mel-
lem tidevandets dynamik og
salttålende planter. Der er overordnet set
tOForskellige marsktyper: (i) læmarsk som
mere eller mindre kontinuerligt breder sig
ud over vadefladerne, når betingelserne er
til stede og (ii) luvmarsk som på ekspone-
rede strækninger dannes i sekvenser.
Mennesket har gennem tiderne flittigt for-
søgt at fremme marskvæksten for at skabe
landbrugsland, og store dele af marsken i
det danske Vadehav er i dag inddiget.
Marskaflejringerne er finkornede, og kan
binde bl.a. tungmetaller. Herved udgør
marsken et værdifuldt arkiv til fx doku-
mentation af forurening med disse stoffer.
Marskdannelse
Marsk-aflejringer består af finkornede sedimen-
ter aflejret i den øvre del af den såkaldte interti-
dale zone. Det er den zone, som består af om-
råder, der er tørre ved lavvande, og kan være
oversvømmet ved højvande. Marsken danner
grænseområde mellem vaderne - som også lig-
ger i denne zone - og baglandet, som er højere.
I det danske Vadehav består baglandet typisk
enten af istidsaflejringer eller klitter. Når mar-
sken dannes her skyldes det, at niveauet i zo-
nen er lidt under middelhøjvande og det giver
mulighed for, at salttålende planter kan få fod-
fæste. Planternes tilstedeværelse fremmer af-
lejringen af det sediment, som opslæmmet i
vandet bringes ind over marsken ved højvande.
Det er fordi planterne dæmper påvirkningen fra
strøm og bølgeslag. Uden planter ville aflejret
materiale relativt nemt efterfølgende kunne
resuspenderes og føres væk af bølger og strøm.
Der er overordnet set to typer af marsk i Va-
dehavet: læmarsk og luvmarsk. I det danske Va-
dehav dannes læmarsken typisk på den øst-
vendte side af barriereøerne. Det sker ved at
mindre forhøjninger skabt af bølger og strøm gi-
ver fodfæste til pionerplanter som fx
Kveller, Spartina og Annelgræs. Med
tiden vokser de resulterende tuer af
marsk sammen, hvorved marsken
breder sig ud over den nærmestliggende del af
vadefladen. Langs den eksponerede vestvend-
te kyst af hovedlandet dannes der luvmarsk.
Den vokser i sin naturlige form i sekvenser, der
også involverer dannelsen af tuer, men adskil-
ler sig ved at være kraftigt påvirket af bølgeero-
sion og kystparallelle løb.
Uden for marskkanten, som pga. bølgeero -
sion består af en lille klint, dannes der - på
langs af denne - et strømløb kaldet
landpriel.
Det skyldes at vandudvekslingen under forhøjet
vandstand tvinges til at løbe parallelt med den
barriere, som marsken udgør.
Når vandet strøm-
mer over landprielens
bredder, vil der være
en tendens til, at su-
spenderet materiale
aflejres tæt ved kanten i form af en
levee se (A)
i figuren ovenfor. Det skyldes at strømmen her
formindskes kraftigt med afstanden til strøm-
løbet. Med levee-aflejringerne fremmes marsk-
dannelse mellem landprielen og marsken (B).
På ydersiden af landprielen aflejres ligeledes
sedimenter, men her vil der være en øget ten-
dens til omlejring pga. bølger. Det giver anled-
A
Marsk platform
Levee
Landpriel
Marsk
Vade
Sand
B
Fotos: Jesper
Bartholdy
,
IGG, Københavns
Universitet.
C
background image
ning til mere spredte små forhøjninger, som igen
giver mulighed for, at pionerplanterne kan van-
dre ind og fremme marskdannelse i tuer. Efter-
hånden vokser disse tuer sammen til en lang-
strakt ryg på ydersiden af landprielen, som så
giver anledning til
dannelse af en ny
landpriel (C). Den
nye marsk angri-
bes af bølger og danner en lille klint, så områ-
det her kommer til at ligne udgangspunktet i A
(D). Herved er næste sekvens skabt og udviklin-
gen fortsætter, mens området omkring den
gamle landpriel gror til og står tilbage som en
svagt markeret lavning i marskplatformen, af -
grænset indadtil af den gamle marskklint (E).
Store dele af marsken i det danske Vadehav
er i dag inddiget. Herved er tilførslen af sedi-
...................................
NR. 1 2009
13
der
Jesper Bartholdy
..............................................................
Lektor, IGG, Københavns Universitet
(jb@geo.ku.dk)
Jørn Bjarke Torp Pedersen
..............................................................
Post doc, IGG, Københavns Universitet
(jtp@geo.ku.dk)
Sekvenser i dannelse af luv -
marsk. Se teksten for en be-
skrivelse af udviklingen.
D
E
Tegning: Jørn Bjarke Torp Pedersen og Jesper Bartholdy, IGG, Københavns Universitet.
Fotos: Jesper
Bartholdy
,
IGG, Københavns
Universitet.
Luvmarsk.
Læmarsk.
Luvmarsk.
Ovenfor (og på side 12) ses eksempler på læmarsk, der med en front af bevoksede tuer breder sig ud over den for-
anliggende vadeflade. Samtidig med marskvæksten dannes strømløb i marskoverfladen (loer) som et resultat af
tidevandets virke. På billedet ovenfor ses en sådan vidt forgrenet lo i Skallingmarsken.
background image
ment og dermed marskvæksten stoppet. Før
disse inddigninger har marskområderne for-
mået at holde trit med havspejlsstigningen ef-
ter den sidste istid. Det er foregået siden havet
for ca. 8000 år siden nåede frem til de lavest-
liggende dale i området med et niveau på ca. -12
m DNN. Den kombinerede effekt af gentagne
inddigninger og havspejlsstigningen betyder,
at de inddigede områder kaldet
Kog typisk lig-
ger lavere end niveauet for marsken uden for
digerne. Således ligger de først inddigede kog i
Tøndermarsken (det første større dige blev etab-
leret her i 1436) op mod 1 m lavere, end det na-
turlige niveau for marsken uden for digerne.
Uden for digerne gøres der store anstrengel-
ser for at øge marskvæksten. Det sker i dag pri-
mært for at beskytte digerne, idet en bevokset
flade foran digerne mindsker bølgepåvirkningen
under storm. Før i tiden blev marskdannelsen
uden for digerne også betragtet som begyndel-
sen til det næste kog i en evig jagt på mere land-
brugsland.
Marskvæksten fremmes bl.a. ved etablering
af
faskingærder, som omkranser såkaldte slik-
gårde. De giver læ for bølgepåvirkningen og
fremmer aflejring af marsk-sedimenter. Det er
nødvendigt at etablere sluser, der hvor åerne
skal passere diget. For at øge aflejringen af det
finkornede sediment (lokalt kaldt for
slik) er
arealerne uden for diget ofte udsat for såkaldt
grøbling. Det er gentagne oprensninger af pa-
rallelle grøfter, som fremmer dræningen og der-
med muligheden for at planter kan få fodfæste
og danne marsk. Grøbling var før i tiden meget
mere anvendt, end tilfældet er i dag, men spor -
ene herfra er stadig tydelige mange steder.
Hvad marsken kan fortælle
I 1930erne etablerede stifteren af Skalling Labora-
toriet, Niels Nielsen, flere flader bestående af rødt
farvet sand på halvøen Skallingen. Marskdannel-
sen var her startet omkring forrige århundredskif-
te, og marskdækket var stadig tyndt.
Udlægningen af sandet betyder, at vi i dag
med sikkerhed kender årstallet for denne røde
horisont, når vi finder den i marsken. Dermed
kan vi kontrollere de dateringsmetoder, som
anvendes på denne aflejringstype. Det drejer
sig primært om en metode, der bygger på for-
ventningen om et konstant aktivitetsniveau af
isotopen 210Pb i det sediment, der aflejres på
marskoverfladen. Det har ud fra denne metode
været muligt at skabe et meget detaljeret bille-
de af alder og vækstrater i marskaflejringerne.
Som alle andre sedimentationsområder op-
lagrer marsken den information, der er knyttet
til de sedimenter, der aflejres. En detaljeret da-
tering og analyse af marsken ved et af Niels
Niel sens testfelter på Skallingen har således
muliggjort en relativt præcis beskrivelse af ned-
....................................
14
NR. 1 2009
Slikgårde omkranset af faskingærder uden for diget ved Kongeåslusen.
Grøblet marsk foran dige.
Fotos: Jesper
Bartholdy
,
IGG, Københavns
Universitet.
background image
faldet af den menneskeskabte isotop 137Cs,
som stammer fra atombombe-sprængninger og
udslip fra atomkraftværker. Det kan lade sig
gøre, fordi marskens finkornede sedimenter
binder tungmetaller, så de ikke vandrer i sedi-
mentet efter aflejring. Derfor er det også muligt
via marskens sedimenter at påvise tungmetal-
forureninger som fx udledningen af kviksølv fra
Grindsted Værket til Varde Å systemet og der-
med til Vadehavet (se Geoviden nr. 3, 2005).
...................................
NR. 1 2009
15
1930
1940
1950
1960
1970
1980
1990
2000
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
110
120
År
13
7
C
s
aktiv
it
et
(B
q k
g
-1
)
Aktiviteten af 137Cs i en dateret marskkerne fra Skallin-
gen. Bemærk stigningen som følge af atombombe -
sprængningerne i atmosfæren med toppunkt i slutningen
af 1960erne og den kraftige top som stammer fra Tjerno-
byl-katastrofen i 1986.
Udgravning af en af Niels Nielsens rødsandsflader på Skallingen i 2003. Fladen blev udlagt
i 1936 på toppen af marsken, der lå nogle få cm over det underliggende lysegrå sand. I dag
er der aflejret ca. 22 cm klæg oven på sandet og 16 cm oven på det røde sand, der stadig
fremtræder som en stærkt rødfarvet horisont i marskklægen.
Fotos: Jesper
Bartholdy
og Jør
n Bjark
e T
orp P
e
dersen, IGG, Københavns
Universitet.
T
e
gning: Jør
n Bjark
e T
orp P
e
dersen, Jesper
Bartholdy
og C. C
h
ris
t
iansen, IGG, Københavns
Universitet.
background image
....................................
16
NR. 1 2009
V
adehavet med dets tidevands-
flader, marskområder og tide-
vandsløb er levested for en rig
flora og fauna og er samtidig et meget dy-
namisk naturelement, som konstant ud-
sættes for skift i de processer, som driver
landskabsudviklingen. Det må forudses,
at der i fremtiden vil komme yderligere
fart over specielt én af disse drivere, hav -
spejlsstigningen. Indtil nu har udviklin-
gen af Vadehavet kunnet følge med det
stigende havspejl, men det er spørgsmå-
let, om det også vil være tilfældet i frem -
tiden. Der er derfor betydelig interesse for
at klarlægge, hvordan Vadehavet reage-
rer på ændringer i havniveauet.
Vadehavet
Det dominerende landskabselement i vade-
havsområdet er de vidtstrakte tidevandsflader.
I lagunerne, som ligger beskyttet bag barriere -
øerne, udgør disse flader typisk omkring 2/3 af
arealet, og de er kendetegnet ved at være vand-
dækkede ved højvande og tørlagte ved lavvan-
de. I modsætning til de indre danske far vande,
er der i Vadehavet et betydeligt tidevand, i den
danske del mellem 1,5 og 2 m, og da vadefla-
derne kun hælder ganske svagt, så strækker de
sig op til et par km ud fra kysten. Vadefladerne
kan ved første øjekast virke som golde og ufrugt-
bare landskaber, men tilstedeværelsen af store
mængder af fugle afslører, at der må være rige -
lige mængder føde at komme efter. Der er da og-
så et rigt dyreliv, som bl.a. består af muslinger,
slikkrebs, orme og snegle. Den primærproduk -
tion, som giver grundlaget for dette dyreliv, ska-
bes hovedsageligt af alger, både de, der lever frit
i vandmassen (planktoniske) og de, der er bund-
levende (bentiske).
Vadehavet er i landskabsmæssig forstand
meget dynamisk og tidevandet danner kraf tige
vandstrømme, som er i stand til at forme land-
skabet på ret kort tid. Det oplever man fx når
mennesket griber ind i systemer, der ellers er i
ligevægt og tidevandsløbene derfor begynder
at forrykkes. Bølger er også meget vigtige for dy-
Danmark
Tyskland
Nordsøen
250 km
Vadehavet
Marsk
Mudderflade
Land
Blandet mudder/sandflade
Sandflade
Tidevandsdyb,
mere end
6 m dybe
We
ste
r L
ey
Pandertief
Irrtief
Vidå
Sylt
Kongsmark
Rømø
8°30'E
55°N
5 km
Brede Å
Lister
dyb
Rømø Dyb
Højer
Dyb
Lis
ter
L
ey
Vadehavets udvikling
ved et stigende havspejl
Vadeflade med alge be -
lægning og huller skabt
af hjertemuslinger.
Sedimentologisk kort over Listerdyb tidevandsområde.
Foto: Thor
bjør
n J. Andersen
, IGG, Københavns
Universitet.
T
e
gning: Annabeth Andersen, GE
U
S, ef
ter
Thor
bjør
n J. Andersen
og M
orten P
e
jr
up
, IGG, Københavns
Universitet.
background image
namikken i vadehavsområdet. På dybt vand når
bølgernes påvirkning ikke helt ned til bunden,
men ved de mindre vanddybder over vadefla-
derne vil bølgerne kunne erodere og mobilisere
bundmaterialet. Da vadehavsområdet generelt
er lavvandet, er bølger derfor meget vigtige for
udviklingen af landskabet.
Vandstanden i havet forventes at stige i
fremtiden pga. øget afsmeltning fra gletsjere og
iskapper og termisk ekspansion. Den termiske
ekspansion skyldes, at varmt vand fylder mere
end koldt, og denne udvidelse vil formentlig
være direkte årsag til omkring halvdelen af den
havspejlsstigning, som vi forventer at se i det
21. århundrede. De fleste modeller angiver typisk
en stigning i den globale vandstand på omkring
40 cm de næste 100 år. Da vadehavsområdet
med sine tidevandsflader og marsk områder lig-
ger i et snævert højdeinterval på få meter lige
omkring middelvandstanden, siger det sig selv,
at området potentielt vil kunne opleve store for-
andringer ved ændringer i vandstanden. Disse
mulige forandringer og sandsynligheden for at
de opstår, er centrale forsknings områder for Geo-
center Danmark.
Respons på havspejlsstigning
Der findes flere forskellige tilgange til studiet af
lagunernes respons på en havspejlsstigning.
Målinger af havniveauet i vadehavsområdet af-
slører, at havet i øjeblikket stiger, så en af de
oplagte metoder er simpelthen at forsøge at
klarlægge, hvordan systemet udvikler sig nu og
her. Det er lettere sagt end gjort, bl.a. fordi net-
to-transporten af materiale kun udgør en gan-
ske lille andel (omkring 3­5 %) af bruttotrans-
porten. En af de metoder, der bliver anvendt, er
at måle hvordan niveauet af vadeflader udvikler
sig over tid og afgøre, i hvor høj grad dette er
styret af fx havspejlsstigning, årstid og vejreks-
tremer. Figuren ovenfor viser, hvordan en finkor-
net vadeflade - lad os bare kalde det en mud-
derflade - har udviklet sig over en 10-års peri -
ode. Der er betydelige udsving over året og også
en ret tydelig årstidsbetonet variation. Der er
bl.a. en tendens til aflejring forår, sommer og ef-
terår og erosion om vinteren. Desuden ses der
en tydelig tendens i data, nemlig at niveauet på
denne vadeflade øges med typisk omkring 15
mm om året (vist med den stiplede linje), hvilket
er 7 gange! så meget som den gennemsnitlige
havspejlsstigning, der har været på ca. 2,2 mm
om året de seneste 100 år, se figuren på side 3.
...................................
NR. 1 2009
17
Thorbjørn J. Andersen
..............................................................
Lektor, IGG, København Universitet
(tja@geo.ku.dk)
Morten Pejrup
..............................................................
Professor, IGG, Københavns Universitet
(mp@geo.ku.dk)
Peter N. Johannessen
..............................................................
Seniorforsker, GEUS
(pjo@geus.dk)
Lars Henrik Nielsen
..............................................................
Statsgeolog, GEUS
(lhn@geus.dk)
Anni T. Madsen
..............................................................
Ph.d.-studerende, IGG, Københavns Universitet
(atm@geo.ku.dk)
Vidå
5 km
Brede Å
b
g
pejl
Jan-97
Jan-98
Jan-99
Jan-00
Jan-01
Jan-02
Jan-03
Jan-04
Dec-04
Dec-05
1997
1998
1999
2000
2001
2002
2003
2004
2005
-10
-5
5
10
15
20
B
u
ndniv
e
au (c
m)
Vadeflade rørskov og marsk
på østsiden af Rømø.
Ændringer i bundniveau på en finkornet tidevandsflade øst for Kongsmark, Rømø målt over en periode på 9 år. Ca. 10 cm tilvækst siden 1997.
Foto: Thor
bjør
n J. Andersen,
IGG, Københavns
Universitet.
T
e
gning: Thor
bjør
n J. Andersen og M
orten P
e
jr
up
,
IGG, Københavns
Universitet.
background image
På tidevandsfladen ved Kongsmark er der også
udført talrige målinger af de parametre, der er
vigtige for transporten af sediment. Af de vigtig-
ste parametre kan nævnes:
·
faldhastigheden af det materiale, der er
opslæmmet i vandet
·
den bundforskydningsspænding (fremkaldt
af bølger og strøm) som skal til for at erodere
bundmaterialet
·
den rate, hvormed materialet eroderes
ved en given påvirkning af strøm og bølger.
Disse målinger har givet et godt indblik i dyna-
mikken på sådan en tidevandsflade og er derfor
værdifulde i sig selv, men målingerne indgår og-
så som input-parametre i numeriske modeller
af tidevandsområdet. Med disse modeller er vi
bl.a. i stand til at undersøge effekten af forskel-
lige biologiske scenarier på sedimenttranspor-
ten og dermed udviklingen af området i et æn -
dret klima. Anvendelsen af disse modeller er
dog begrænset til korte perioder, både fordi de
- som alle andre modeller - er grove tilnærmel-
ser til en meget kompleks virkelighed og fordi
de randdata, som skal anvendes som input til
modellerne, varierer over tid og generelt er
dårligt kendte. Sætter man fx en numerisk mo-
del til at regne på, hvordan responsen på en
havspejlsstigning vil foregå over de næste 100
år, er det dømt til at mislykkes; vores viden om
systemet og dets omgivelser er simpelthen for
mangelfuld. Skal vi give kvalificerede bud på
meter
(havniveau)
2.1
1.1
0.1
-0.9
-1.9
-2.9
-3.9
-4.9
-5.9
-6.9
-7.9
-8.9
-9.9
-10.9
-11.9
-12.9
-13.9
-14.9
-15.9
-16.9
-17.9
-18.9
-19.9
-20.9
-21.9
-22.9
Rømø-2
?
?
?
?
?
Flod-
sedimenter
Lagune mudder
Lagunens
transgressive
overflade
(sætninger i
sedimentet)
Marine
sedimenter
Marine
sedimenter
?
Dæmning
Lagune på bagsiden
af barrieren, med
sand- og mudderflader
Holocæn
Saale
Sen Saale
Weichsel
Miocæn
Tidlig Saale
Cardium
Signaturforklaring
Sedimenttype
Strukturer
Fossiler
Biogene strukturer
Ler
Blandet ler (80 %)
og sand (20 %)
Sand
Siltet sand
Sten
Ler-fragment
Krydslejring
Parallel lamination
Strømribbe
Krydslamination
Rødder
Skaller
Søpindsvin
Fragment,
rigt på organisk materiale
Sediment, der er gennem-
rodet af dyr og planter
Snegle
Silt
Sand
Sten
Ler
Meget fint
Fint
Medium
Groft
Meget Groft
....................................
18
NR. 1 2009
Log over boring, der er udført igennem Rømø-dæmningen. Hjælp til læsning af loggen kan fås i figurteksten til
de to logs på side 5.
Fotos: L
a
sse C
h
ris
t
iansen, IGG, Københavns
Universitet.
Tegning: Jette Halskov, GEUS, efter Peter Johannessen og Lars Henrik Nielsen, GEUS.
Foto: L
ars
Henrik
Nielsen, GE
U
S
.
Borekerne fra vadefladen
mellem Rømø og Jylland.
Prøvetagning med vibrocore på tidevandsfladen
ved Brede Å. Prøven forsegles og beskyttes mod
sollys, så lyset ikke påvirker efterfølgende OSL-da-
teringer.
background image
udviklingen over længere tidsrum, er vi derfor
nødt til primært at bygge vores svar på viden
om, hvordan området tidligere har reageret på
havspejlsændringer.
Boring i tidevandsflader
Den danske del af vadehavsområdet var tørlagt
under den seneste istid, Weichsel, hvor hav -
spejlet stod omkring 120 m lavere end i dag, og
der aflejredes store mængder af smeltevands-
sand, hvis overflade havde en svag hældning
ud mod Nordsøen. For omkring 8000 år siden
blev de lavest liggende dele af smeltevandsfla-
den oversvømmet og siden er der så dannet
barriereøer, tidevandsløb, marsk og tidevands-
flader, som man kan læse om i dette nummer af
Geoviden. Lagunernes udvikling kan undersøges
ved at beskrive og datere de sedimenter, som er
aflejret i området. Et eksempel fra en vadeflade
mellem Rømø og Jylland er vist i figuren på side
18. Ovenpå smeltevandssandet finder man ty-
pisk tørv, som blev dannet i rørskovene, der
fandtes i meget store dele af den sydlige Nord-
sø. Over tørven findes så vekslende lag af sand
og finkornet materiale. Vekslen mellem groft og
fint materiale er typisk for tidevandsområder,
hvor fint materiale kan aflejres ved strømstille,
og sand aflejres under indflydelse af strøm og
bølger. Nogle steder finder man også rester af
rødder, som indikerer tilstedeværelsen af vege-
tation, altså marsk. Tilstedeværelsen af finkor-
net sediment i hele sekvensen over tørven indi-
kerer, at området hele tiden har været beskyttet
fra direkte eksponering mod Nordsøen - der har
altså hele tiden været en barriere vest for borin-
gen. Dette bekræftes også af detaljerede under-
søgelser af Rømøs dannelse og udvikling, se ar-
tiklen side 2-7.
Sedimenterne kan dateres enten ved brug af
den velkendte 14C metode eller OSL-metoden
(optisk stimuleret luminescens). Den sidste me-
tode udnytter det fænomen, at kvartskorn op-
lagrer energi, når de bliver udsat for naturlig ra-
dioaktiv bestråling. Mængden af oplagret energi
er proportional med den tid, der er gået, siden
materialet blev aflejret. Energien frigives ved be-
lysning og kan måles i specialiserede labora -
torier. Ved at bestemme denne energimængde
kan man afgøre, hvornår materialet sidst blev
udsat for lys og dermed hvor gammel aflejringen
er. OSL-dateringerne fra boringen viser, at den
ældste del af lagune-sedimenterne er godt
5000 år gamle på dette sted, og at sedimenter-
ne bliver gradvist yngre op mod overfladen.
Sammenlignes dateringerne af sedimenterne
med en kurve over udviklingen i havspejlsni-
veau, er det tydeligt, at opfyldningen stort set er
foregået i samme tempo, som stigningen i hav-
niveauet. Dette indikerer, at der har været til-
strækkeligt materiale til rådighed, til at havbun-
dens og tidevandsfladernes niveau har kunnet
følge med det stigende havniveau. Forsøger vi
at fremskrive udviklingen, så tyder data fra den-
ne boring på, at området vil kunne følge med en
havspejlsstigning på i hvert fald omkring 2 mm
om året, som var gældende på dette sted, da
stigningen var størst. Det svarer omtrent til den
stigning, som vi oplever i området i øjeblikket.
Men stigningen er kun halvt så stor, som den
man må forvente at se inden år 2100 ifølge de
fleste beregninger. Så selvom vores under-
søgelser måske giver grund til forsigtig optimis-
me mht. Vadehavets fremtid, så giver de endnu
ikke svar på om landskabet, som vi kender det i
dag, vil kunne følge med en markant forøget
stigning i havniveauet.
...................................
NR. 1 2009
19
Biologi og landskabsudvikling
Man antager normalt, at havspejlsændringer og sedimenttilførsel er de faktorer, der
på længere sigt primært bestemmer stabiliteten og udviklingen af tidevandsområder;
men biologi og biologiske processer har også stor indflydelse på udviklingen af disse
områder. Uden de store mængder af filtrerende bunddyr - bl.a. blåmuslinger og hjerte-
muslinger - ville der tilbageholdes en langt mindre mængde af fint materiale i lagunerne
og sedimentsammensætningen ville være forrykket mod et grovere materiale. Uden
ålegræs ville store lavvandede områder blive ustabile og være udsat for erosion.
Dette er i øvrigt formentlig hvad der er sket i det 20. århundrede, hvor ålegræsset
- af ikke helt klarlagte årsager - gik kraftigt tilbage i de danske farvande. Og uden
marskvegetationen ville lagunernes middelvanddybde øges betragteligt, da planterne
beskytter aflejringerne mod erosion. Denne beskyttelse er stort set total og erosion af
marsk foregår derfor kun ved kanterosion langs vandløb i marsken (loer) og erosion
langs randen mod tidevandsfladerne. I en situation, hvor sedimenttilførslen kan følge
med et stigende havniveau, kan marskvegetation faktisk opfattes som en trussel
mod stabiliteten af tidevandsområder - forstået på den måde, at vegetationen under
gunstige forhold kan brede sig ud over vadefladerne. Slutresultatet er i så fald vidstrakte
marsk- og sumpområder, som man fx ser det på dele af den amerikanske østkyst.
Fotos: P
e
ter
W
a
r
n
a-M
oors, GE
U
S
.
background image
Schultz Portoservice
Postboks 9490
9490 Pandrup
Ændring vedr. Abonnement
ring venligst tlf.: 38 14 29 31
Returneres ved varig adresseændring
Afsender:
Magasinpost
ID-nr.
Geocenter Danmark
Er et formaliseret samarbejde mellem de fire selvstændige institutioner De Nationale Geologiske
Undersøgelser for Danmark og Grønland (GEUS), Geologisk Institut ved Aarhus Universitet samt Institut
for Geografi og Geologi og Geologisk Museum begge ved Københavns Universitet. Geocenter Danmark
er et center for geovidenskabelig forskning, uddannelse, rådgivning, innovation og formidling på højt
internationalt niveau.
udgiver
Geocenter Danmark.
Redaktion
Geoviden - Geologi og Geografi redigeres af Senior-
forsker Merete Binderup (ansvarshavende) fra GEUS i
samarbejde med en redaktionsgruppe.
Geoviden - Geologi og Geografi udkommer fire gange
om året og abonnement er gratis. Det kan bestilles ved
henvendelse til Finn Preben Johansen, tlf.: 38 14 29 31,
e-mail: fpj@geus.dk og på www.geocenter.dk, hvor man
også kan læse den elektroniske udgave af bladet.
ISSN 1604-6935
(papir)
ISSN 1604-8172
(elektronisk)
Produktion: Annabeth Andersen, GEUS.
Tryk: Schultz Grafisk A/S.
Forsidebillede: Skalling-marsken ved Ho Bugt.
Foto: Peter Warna-Moors, GEUS.
Reprografisk arbejde: Benny Schark, GEUS.
Illustrationer: Forfattere og Grafisk, GEUS.
Eftertryk er tilladt med kildeangivelse.
De Nationale Geologiske Undersøgelser
for Danmark og Grønland
(GEUS)
Øster Voldgade 10
1350 København K
Tlf: 38 14 20 00
E-mail: geus@geus.dk
Institut for Geografi og Geologi
Øster Voldgade 10
1350 København K
Tlf: 35 32 25 00
E-mail: info@geo.ku.dk
Geologisk Museum
Øster Voldgade 5-7
1350 København K
Tlf: 35 32 23 45
E-mail: rcp@snm.ku.dk
Geologisk Institut
Høegh-Guldbergs Gade 2, B.1670
8000 Århus C
Tlf: 89 42 94 00
E-mail: geologi@au.dk
Rav er harpiks, der er forstenet efter at have ligget mere end 30 millioner år i havet. Rav er lettere og mere
blødt end de sten, som det let forveksles med. Rav kan brænde og der udvikles statisk elektricitet, når man
gnider på det. Verdens rigeste ravforekomst findes ved Kaliningrad, og det skønnes, at omkring 80 % af al
forarbejdet rav stammer derfra. Men der findes også rav langs de danske kyster, ikke mindst langs Jyllands
vestkyst. Særligt på rolige dage, der følger efter en ordentlig pålandsstorm, kan man være heldig at finde ra-
vet, der typisk ligger skyllet op sammen med kulstykker og andet organisk materiale med samme vægtfylde.
På billedet ses rav, der er fundet ved Vesterhavet, på Møn, Mols, Bornholm, i Sverige og ved Østersøkysten
tæt ved Kaliningrad. Ravkæden er fra Polen og mon ikke også det er forekomsten i Kaliningrad, der er kilden
til dette rav?
Foto: P
e
ter
W
a
r
n
a-M
oors, GE
U
S
.
T
e
ks
t: M
e
r
e
te Binder
u
p
,
GE
U
S
.
Rav
Grafik
© Geocenter Danmark Øster Voldgade 10, 1350 København K Tlf.: 38 14 20 00 E-mail:
Sidst ændret : Fredag 13. Marts, 2009
* Valid HTML 4.01!Valid CSS!