Gr. 150-69-03

Knudedybs tidevandsområde Morfologisk udviklingi Vadehavet Knudedybs tidevandsområde Knudedybs tidevandsområde eeee o Klagenberg, P. A.; Knudsen,S.B.; www.kyst.dk, Transportministeriet, Refereres som Vadehavet, Knudedyb,Sediment- Distribution Nøgleord Klagenberg PeterAlfred Morfologiskudvikling i Vadehavet Forfattere Rapport 07141 Timeregistrering dere (PM) CarloSørensen Projektmedarbej- Oktober2008 Projektleder (PL) Oktober2007 Vadehavet- klimaændringer (PA) Projektansvarlig Slutdato Startdato Projekt Knudedybs tidevandsområde Kystdirektoratet. 72s. Knudedybs tidevandsområde. Morfologisk udviklingi Vadehavet, Sørensen, C.ogP., 2008. www.dab.dk/anmeld.asp budget, Klimaændring Per Sørensen Carlo Sørensen Søren BjerreKnudsen Birgit Byskov Kloster Jens BechJørgensen Signe MarieIngvardsen Irene Andersen Per Sørensen Carlo Sørensen Søren BjerreKnudsen Klagenberg Peter Alfred Carl-Christian Munk-Nielsen 2 Knudedybs tidevandsområde 175 km udgør étafialtfi den overordnede formmæssigeudviklingafKnudedybstidevandsområde, der På baggrundafopmålingeri1966og2003erderforetaget enanalyseaf ratet. 72s. Morfologisk udviklingiVadehavet, Knudedybstidevandsområde.Kystdirekto- Klagenberg, P.; Knudsen,S.B.;Sørensen, C.,ogSørensen, P., 2008. Resumé beskyttelsen afbaglandetvilmindskesitaktmed,atvandstanden stiger. fornymarskdannelse, ligesomdigesikkerhedeni vil mindskemulighederne grafi en øgetstigningsratevildenobserverede udviklingforstærkes,hvordetopo- høje vandstande,ogdenholdersigsåledes”ung”ilængere tid.Itaktmed fører, atmarskenfårhyppigere tilførtsediment,nårdenoversvømmesunder serverede stigninggennemdeseneste35år. Enmoderatstigningsratemed- idennerapport viser,ning. Resultaterne atdetteertilfældet indenfordenob- særdeleshed eristandtilat følgemedenfremtidig accelereret havspejlsstig- Et centraltspørgsmåler, hvorvidt Vadehavet ialmindelighedogmarsken af denobserverede udvikling. Knudedybs tidevandsområde,erblevetstørre, hvilketkanforklare enstordel at denvandmængde,derihvertidevandsperiodetransporteres indogudaf (171 til184cm)iHavnebypåRømø.Denøgedetidevandsstørrelse medfører erøgetmed9cm(152til161cm)iEsbjergog13 Tidevandsstørrelsen Siden 1972harstigningenimiddelvandstandenværet på 4mmomåret. hvilket indikerer enøgetvandtransport mellemdetotidevandsområder. mod Grådybstidevandsområdeerrykketnord ogvanddybdenerøget, veauforskellene iområdetersåledesblevetmere markante.Tidevandsskellet fl sydøstforFanøsesenstortilvækst.Hererder fra Jyllandskystogpåvaderne derliggervinkelret stjerterne, ud lægges vedlavvande.Specieltpåvaderne, en nettoafl sion afdepermanentvanddækkededeletidevandsområdet.Omvendtses dyb generelt erblevetbåde dybere ogbredere, ogderersketennettoero- Området ermegetdynamisk,ogudviklingenkendetegnetvedatløb dringer iformafetstigendehavspejlogfl de hydrografi let, tilGrådybtidevandsområde.Udviklingensættesirelation tilændringeri nord udgøres grænsenafdenhøjestebeliggendedel afvaden,tidevandsskel- det optilJuvre DybstidevandsområdelangsLåningsvejentilMandøogmod ere stederetableret siden1966.Ni- vegetationogsmåklitterpåvaderne skeforskellemellemvaderogdyb/løbbliverendnumere udtalte.Dette 2 mellemJyllandsvestkystogFanø.Modsydgrænsertidevandsområ- ejringpåmarskfl skeforholdiperiodenogtilprognoser forfremtidige klimaæn- re tidevandsområderiVadehavet ogdækkeretområdepå aderne samt på størstedelen af vaderne, dertør- samtpåstørstedelenafvaderne, aderne ere ogkraftigere storme. 3 Knudedybs tidevandsområde prism from 143.3to153.5*10 One causeofthesubtidaldefi ter exchangebetweenthetwotidalareas. into theGrådybtidalarea overtheperiodleadingtoapotentiallylargerwa- Grådyb. Thetopographicdividehaslowered andhasmovedfurthernorth mulation onthetidalfl tion furtheroutinthetidalarea. Onearea thathasnotexperiencedaccu- Therefore, eroded sand from theinnerparts may haveexperienceddeposi- survey butaerialphotographyshowsabuildingoutoftheebb-tidal delta. calculated. Theouterpartsofthetidalarea were notcovered bythe1966 Wadden Sea(800km The Knudedybtidalarea (175km discussed inrelation toaclimatechangerelated future sealevelrise. dynamic forcing are investigatedfortheKnudedybtidal area andresults are App. 2)andin2003(Figure 4.28,App.3)andtheirrelationship tothehydro- Morphological changesbetweenbathymetricsurveysin1966(Figure 4.27, 72p. logisk udviklingiVadehavet, Knudedybstidevandsområde.Kystdirektoratet. Klagenberg, P.; Knudsen,S.B.;Sørensen, C.,andSørensen, P., 2008.Morfo- Sea; theKnudedybtidalarea. Morphological evolutionintheDanish Wadden English summary red andaneterosion intheinnerpartsoftidalarea of5.1mio.m a wideninganddeepeningofthemajoritytidalchannelshaveoccur- establishment ofvegetationandduneformationsince1966.Subtidally, both tidal fl ner fl and ofthetidalchannels.Theaccumulationismostpronounced onthein- intertidal andsupratidalfl The overalldevelopmentshowsatendencytowards accumulation onthe area. Stormsurgelevelsof upto5mhavebeenrecorded. a meantidalrangeof1.6mandtidesare ebb-dominatedwithinthetidal areawards are with (Figure theGrådybTidal semi-diurnal 1.1,App. 1).Tides wards theJuvre Dybtidalarea, andtothenorthbytidalwaterdivideto- Låningsvejen) totheislandofMandø,actingalsoasatidalwaterdivideto- Jutland, tothewestbyislandofFanø,southebbroad (Da.: Kystinspektoratet (1999).To theeastKnudedybtidalarea isbordered by Sea, seeIngvardsen etal.(2006), Ingvardsen, VølundandJensen(2006), carried outinvestigationsoftheotherthree tidalareas intheDanishWadden area, respectively. Therelative sealevelriseinEsbjergsince1972of4mm/y Havneby (from 171to184cm)thenorthandsouthof Knudedybtidal in thesameperiodof9cmatEsbjerg (from 152to161cm)and 13cmat 2003. Themajorityofthisincrease isduetoanincrease inthetidalrange to 189.9*10 atslyingperpendiculartothemainlandcoast(Da:stjerter)andon atssoutheastofFanø.Here, thesupratidalfl 6 m 3 fortheentire Knudedybtidalarea overtheperiod1970- 2 atsisthearea around thetidalwaterdividetowards ). TheDanishCoastalAuthority(DCA)haspreviously atsandadeepeningofthetidaldeep,Knudedyb, citofsedimentmaybetheincrease inthetidal 6 m 2 ) isoneoffourtidalareas intheDanish 3 fortheinnertidalarea andfrom 178.4 atshaveexperiencedthe 3 hasbeen 4 combined with the increased tidal range may explain the observed relatively large morphological changes.

One central question relating to the Wadden Sea in general is how the area will respond to a future climate change related sea level rise as projected e.g. by the IPCC. As the investigated area is experiencing minor vertical land movements only, the sea level rise is currently exceeding prognoses by the IPCC. The present accumulation rates on the marshes seem to keep up with the current rate of sea level rise. A sea level rise of this order may act positi- vely in keeping the existing marshes “younger” as the frequent fl oodings will enhance marsh growth for an extended period of time. There is, however, a tendency towards a decrease in the relative area covered by tidal fl ats in the period between the two surveys. This means that the establishment of new marsh areas may be inhibited as the rate of sea level rise increases further and where the observed tendency of a more pronounced topography be- comes more explicit.

Is may therefore be diffi cult to conclude on the overall development of the Knudedyb tidal area under a climate change scenario with rates of sea level rise signifi cantly larger than today. The development may vary even within individual tidal areas. There is no doubt, however, that both the tidal area and adjacent areas will be set under pressure from a possible future general climatic deterioration with an increased rate of sea level rise, stronger more frequent storms, increased precipitation etc.

The report and appendices are available at the DCA homepage www.kyst.dk

5 Knudedybs tidevandsområde 3 Beskrivelseafmetodeogdatagrundlag 19 . . 2 Konklusion 8 1 Indledning . 4 . English summary Resumé . . Indholdsfortegnelse nls fdt 24 4 Analyse afdata . 3.2 Hydrografiske data . 3.1 Pejlinger ognivellementer. . 2.2 Havspejlsstigningogklimaændringer 2.1 Knudedybstidevandsområde . 1.4 Beskrivelseafdekræfter, derstyrersedimenttransporten . 1.2 Beskrivelseaf Vadehavet . . 1.1 Formål Morphological evolutionintheDanish Wadden Sea; theKnudedybtidalarea. . . oflgseædigriKueystdvnsmåe. . 4.2 Morfologiske ændringeriKnudedybstidevandsområde 4.1 Hydrografiske data . 1.3 Teorier omkring Vadehavets udviklingoghavspejlsstigninger . eietrcse aeae . Sedimentprocesser i Vadehavet De hydrodynamiske faktorer . Vindenergien . . Bølger . . Tidevandsperioden . Tidevandsstørrelsen . Middelhøjvande . ogmiddellavvande . Maksimale vandstande Middelvandstande . . Bølgeenergi . Vinddata . Vandstandsdata . . eai aselsinn . Relativ havspejlsstigning Områdets geomorfologiske udviklingfra istidenogfrem . . Marsken Vaderne . Tidevandsrenderne . . Knudedybs tidevandsområde Pejleplanerne . . . 22 . . .8 . .34 ..11 . .23 . .23 . .24 ..23 . .41 ..12 . .36 . .32 . .22 . .8 . .23 ..33 ..11 . .24 ..13 ..19 . .15 . .26 ..20 ..16 ..9 . .30 ..15 . .13 ..13 . .40 .3 .4 6 Differensplan ...... 44 Tværprofi ler ...... 46

4.3 Mængdeberegning for Knudedybs tidevandsområde ...... 52 Tidevandsprismet ...... 56

4.4 Sedimentbudget for Knudedybs tidevandsområde ...... 56

4.5 Sammenfatning ...... 59

5 Vurdering af den fremtidige udvikling i Knudedybs tidevandsområde ...... 62

5.1 Konsekvenser af en forøgelse af havspejlsstigningen ...... 62

5.2 Konsekvenser af ændringer i tidevandsprismet ...... 63 Sammenhæng mellem tidevandsprismet og tværsnitsarealet på det smalleste sted i gabet...... 64 Sammenhæng mellem tidevandsprismet og den maksimale dybde i indløbet i meter ...... 66

5.3 Sammenfatning ...... 67

6 Referencer ...... 69

Bilag

Bilag nr. 1 Oversigtskort over tidevandsområdet

Bilag nr. 2 Pejleplan 1966

Bilag nr. 3 Pejleplan 2003

Bilag nr. 4 Differensplan 1966-2003

Bilag nr. 5 Tværprofi l-oversigt

Bilag nr. 6 Afgrænsning af indre tidevandsområde

Bilag nr. 7 Vandskel for 1966 og 2003

Bilag nr. 8 Tværprofi l nr. 1-3

Bilag nr. 9 Tværprofi l nr. 4-5

Bilag nr. 10 Kort over Darum Vade, 1964

Bilag nr. 11 Udvikling af Galgedyb og Keldsand, 1964-2000

7 Knudedybs tidevandsområde enkelte landskabsformer. ændringer forområdetsomhelhedognaturprocessernesbetydning forde Rapporten søgeratvurdere af formodedefremtidige konsekvenserne klima- øget vandudvekslingmedNordsøen ifremtiden føre tilyderligere erosion? dervære ercentralt.Vil nettoerosion ogvilen vandsområderne, påvaderne, let, omenaccelereret havspejlsstigningmedfører radikaleomlejringeritide- Vadehavet ermegetpåvirkeligoverforenrelativ havspejlsstigning.Spørgsmå- om f.eks.ændringeritidevandsprismeogvindklima. lingen ogidentifi ændringer iareal, sedimentmængdeog dybenesforløb.Itolkningafudvik- tidevandsområdes overordnede morfologiskeudviklingsiden1966;herunder På baggrundafopmålingeriVadehavet analyseres ogbeskrivesKnudedybs 1.1 Formål prep.). forVadehavetsammenfatning afanalyserne henvisestilSørensen etal.(in. 2006; Ingvardsen, Vølund og Jensen,2006;Kystinspektoratet,1999).Foren i ListerDybs,Juvre DybsogGrådybstidevandsområder (Ingvardsen etal., i detdanskeVadehav. Kystdirektoratet hartidligere beskrevet udviklingen Knudedybs tidevandsområdeerdetnæststørsteaffi tiden. klimaændringer giveetkvalifi kan deniagttagedeudviklingsammenholdtmedprognoser forfremtidige ved atsammenholdeældre opmålingerafVadehavet mednyere. Endvidere størrelsen. Landskabeterienevigudvikling.Udviklingenkantildelsbeskrives af blandtandetvariationerivindklimaet,havspejlsniveauet,ogtidevands- iagttages lokaltogpåkortsigt,skerderogsålangtidsændringersomfølge der entransportogafl i Vadehavet, atderskabesstormfl ind ogudafVadehavet. presser Vind indimellemså store mængdervandind påoptiltometersendergangeidøgnetstore vandmængder Tidevandet Det danskeVadehav eretuniktnaturområde ietmegetdynamiskmiljø. 1 Indledning landbrug oginfrastruktur modoversvømmelse iforbindelsemedstormfl ning aftidligere vandområdertillandbrug,ogdetjener beskyttelseaffolk, fl oplandsarealerne undernormalevandstandsforhold, medensdeunderstorm- består ofteafdigermedindbyggede sluser, dertillader, kanafvande at åerne grænset afca.20barriereøer, dereradskiltafdyb.Afgrænsningenmodland Vadehavet bestårafenrækketidevandsområder, sommodNordsøen eraf- Helder iHollandtilSkallingenDanmark. et samletareal påca.7.700km².Vadehavet dækkerNordsøkysten fraDen Det europæiske Vadehav erca.500kmlangt,maksimalt35bredt oghar 1.2 Beskrivelseaf Vadehavet od er lukkede. Digerne iVadehavet oderlukkede.Digerne er etresultat aflandvindingoginddæm- kationafdebestemmendefaktorer inddragesinformation ejringafler, siltogsand.Udoverdeændringerderkan ceret budpå,hvordan udviklingenvilskeifrem- od.Samtidigmedtransportenafvandsker re tidevandsområder oder. 8 Den danske del af Vadehavet har et areal på ca. 800 km² og strækker sig fra rigsgrænsen til Tyskland i syd over barriereøerne Rømø, Mandø og Fanø til Skallingen i nord.

Knudedybs tidevandsområde Knudedybs tidevandsområde er et relativt stort sedimentært tidevandsom- råde på ca. 175 km². Knudedybs tidevandsområde afgrænses mod vest af Fanø, mod syd af Mandø og den relativt nyetablerede ebbevej (Låningsvejen) og mod øst af Jyllands fastland med digerne ved Ribe og Darum-Tjæreborg; og med sluser ved Sneum Å, Darum Bæk, Kongeå og Ribe Å. Mod nord ud- gøres grænsen af tidevandskellet til Grådybs tidevandsområde, Figur 1.1 og Bilag 1. Over vandskellet sker der vandudveksling mellem de to tidevandsom- råder. Vandskellets placering kan forskydes f.eks. under storm, hvor der sker stor omlejring af sedimentet. Tilsvarende udgøres tidevandskellet mod syd af Låningsvejen, der oversvømmes ved højvande.

Visuelt kan det ydre Knudedyb tidevandsområde mod Nordsøen afgrænses af det store sandlegeme vest og sydvest for Mandø, Koresand, samt af det min- dre sandlegeme lige nord for det sejlbare indløb, Peter Meyers Sand. Ud fra et morfologisk synspunkt sættes en afgrænsning ved 10 meter dybdekurven.

Figur 1.1 Knudedybs tidevandsområde med arealfordeling ift. middelvandstand samt Grådybs og Juvre Dybs tidevandsområder (Fra Pedersen og Bartholdy, 2006)

9 Tidevandet er semidiurnalt med to højvande og to lavvande i døgnet. Middel- tidevandsstørrelsen er ca. 1,6 m, hvilket karakteriserer området som mikro- tidalt og bølgedomineret (Perillo, 1995). Udover det astronomiske tidevand kan storme ved lavtrykspassager medføre vindstuvning og vandstande på op til 5 meter.

Tidevandsprismet, der er vandmængden mellem middellavvande (MLV) og middelhøjvande (MHV) i tidevandsområdet, har traditionelt været beregnet til ca. 175 mio. m³ (Pedersen og Bartholdy, 2006). Denne vandmængde strøm- mer således i gennemsnit ind og ud af området via Knudedyb mellem Fanø og Mandø i hver tidevandsperiode.

Tidevandet har morfologisk betydning, og der er defi neret tre zoner inddelt efter MHV og MLV. Den permanent vanddækkede del af Knudedybs tide- vandsområde, der er under MLV, kaldes subtidal. Zonen mellem MLV og MLH kaldes intertidal. Området over normalt tidevandsniveau, der er tørt ved mid- delhøjvande, kaldes supratidal.

Eftersom Knudedyb tidevandsområde mod nord deler tidevandskel med Grå- dyb tidevandsområde, foregår der en del vandtransport henover vandskellet. Her skelnes mellem det topografi ske og det hydrografi ske tidevandskel. Det topografi ske vandskel defi neres af minimumsdybderne, og det hydrografi ske bestemmes af, hvor der er nul netto vandbevægelse mellem tidevandsområ- derne. Ved sydlige vinde kan vand presses fra Knudedybs tidevandsområde over vandskellet til Grådybs tidevandsområde, og ved andre vindforhold kan det omvendte være tilfældet.

Vadefl aderne omkring tidevandskellet til Grådybs tidevandsområde betegnes som blandede vader med et lerindhold på 30-65% (Pedersen og Bartholdy, 2006; Sørensen et al., 2006). Transporten over de naturlige tærskler bevirker, at tidevandsområdet kun kan afl ejre ca. 28 % af sit potentiale, og område har en ringe evne til at holde på sedimentet (Pedersen og Bartholdy, 2006). Det er således kun 4-5 % af det sediment, der bliver tilført området, der reelt afl ejres inde i Knudedybs tidevandsområde (Lumborg, 2008).

Undersøgelser af Knudedybs tidevandsområde fra satellitbilleder viser en for- deling med et subtidalt areal på 23,2 % og en samlet tidevandsfl ade (inter- og supratidalt) på 76,8 % (Sørensen et al., 2006).

Tidevandsfl aderne kan underinddeles ud fra sedimentsammensætning i rela- tivt højtliggende sandfl ader (19 %), relativt lavtliggende sandfl ader (64,2 %) samt miksede fl ader (sand, silt og ler) med 15,8 % af tidevandsfl aden. Area- landelen af ren mudderfl ade er kun omkring 1 % (Sørensen et al., 2006).

Et estimat for den totale netto sedimentationsrate for Knudedybs indre ti- devandsområde for fi nkornet sediment (<63µm) er 4,0 mm/år (Pedersen og Bartholdy, 2006), svarende til ca. 15 cm i perioden 1970-2008. Der sker dog en kraftig omlejring af sedimentet i tidevandsområdet, hvilket normalt tilskri- ves vindstuvning og atmosfæriske variationer, der påvirker det astronomiske tidevand.

10 Tidevandsrenderne Renderne i Vadehavet er hovedsagligt dannet af ebbestrømmen. Render kan morfologisk adskilles ved deres dimension, beliggenhed og evne til at modstå forskellige strømhastigheder. Renderne kan inddeles i tre hovedtyper: Loer, prieler og dyb (Jakobsen, 1969).

Loer: Loer er en betegnelse for tidevandsrender i marsken. Loer udgør et dræningssystem for større marskområder, hvor vandmængden er så stor, at ebbestrømmen kan danne erosionsrender. Strømregimet i loerne er domine- ret af både fl od og ebbe. Da marskens overfl ade ligger højere end middelhøj- vandet, vil fl oden ikke fordele sig udover marsken, men tvinges først gennem loerne og oversvømmer derpå marsken via loerne.

Prieler: Betegner strømrender i vaden. Små prieler løber sammen med større og afvander dermed dele af tidevandsområdet. Strømregimet er hovedsagligt domineret af ebbestrømmen, medens fl odstrømmen har mindre betydning. Størstedelen af en priel tørlægges ved lavvande.

Dyb: De største prieler løber sammen i dybene, der ligger mellem barriereø- erne og forbinder Vadehavet med Nordsøen. Dybene afvander således hele eller store dele af tidevandsområdet. Alt vand, som skal ind og ud af Vade- havet, passerer disse dyb, hvorfor de er meget dybe og permanent vand- dækkede. Strømningsmønstrene i dybene er komplicerede, men styres ofte ligeligt af fl od og ebbe.

Ud for dybene dannes ofte et ebbedelta (undersøisk sandlegeme). Deltaet opstår på grund af den pludselige ændring i tværsnittet fra dyb til åbent hav. Ebbestrømmens hastighed falder, og dermed mindskes også vandets evne til at transportere sediment, hvorved det afl ejres. Forholdet mellem den langs- gående sedimenttransport, sedimentmængden transporteret af ebbestrøm- men og tidevandsamplituden har betydning for, om der dannes et delta.

Overordnet set danner alle loer, prieler og dyb et vidt forgrenet drænings- system med glidende overgange fra mange små render længst inde i tide- vandsbassinet til få store render, der afsluttes med ét dyb yderst i tidevands- bassinet.

Vaderne Vaderne er den mest markante landskabsform i Vadehavet. De intertidale vader, som tørlægges i ebbeperioden og vanddækkes igen under fl od, udgør ca. 60 % af Vadehavets areal, medens resten er vanddækkede dyb, større prieler og vandfyldte lavninger i vaden (Ribe Amt og Sønderjyllands Amt, 2005). Overgangen fra intertidale vader til andre landskabsformer er gliden- de. Et af de få markante skel i landskabet, i form af en landpriel, er overgan- gen fra vade til marsk. Overordnet kan vaderne geografi sk inddeles i tre dele: Vaderne på læsiden af barriereøerne, vaderne på fastlandssiden samt stjerter og vandskelsbanker.

11 Vaderne på læsiden: Her er vadens højeste del umiddelbart ved foden af erosionskanten i marsken. Herfra skråner vaden jævnt mod lavere niveau. De højeste vaders overfl ade ligger i 0,5-0,6 m og ligger derved klart under mid- delhøjvandsniveauet på 0,8 m.

Vaderne på fastlandssiden er højere end vaderne på læsiden og når ofte op over middelhøjvandsniveauet. Disse supratidale vader skråner ikke jævnt ud fra fastlandet, men har tit udformning som kæmpe banker.

Stjerter og vandskelsbanker: Dette er en gruppe af ekstremt høje vadeban- ker, som oftest ligger vinkelret på kystlinjen. De største stjerter når helt ud til dybene. Mellem tidevandsområderne ligger vandskelsbanker, der ofte har en højde, at de ved lavvande benyttes som færdselsveje til barriereøerne, eksempelvis ebbevejen til Mandø. Både stjerter og vandskelsbanker er som udgangspunkt dannet som en levee, der er et vigtigt morfologisk land- skabselement i Vadehavet. En levee er et sedimentlegeme på kanten af en tidevandsrende. En levee dannes, når sedimentholdigt vand stiger op over kanten af løbet under højvande og oversvømmer vade og marsk. Vandets strømningshastighed falder, og det suspenderede sediment afl ejres; grus og sand afl ejres først, primært på leveen, hvorefter silt og ler afl ejres på vade og marsk.

Temmerman et al. (2004) fandt et ligevægtsforhold mellem sedimenttilførsel og ændring i MHV. Når levee’en er 20-30 cm højere end vaden eller marsken, indfi nder der sig en geomorfologisk ligevægt i sedimentafl ejringsraten med en ensartet udvikling af overfl adehøjden af levee og den lavere beliggende vade eller marsk. En acceleration i havspejlsstigningen vil resultere i en lavere ligevægtshøjde af vade og marsk ift. MHV og, mere vigtigt, føre til en øget højdeforskel mellem levee og vade/marsk. Dog kan en stigning i tilførslen af suspenderet sediment medføre en relativt større ligevægtshøjde.

Marsken Marsken er et marint forland, som dannes på kyster med tidevand. I det danske Vadehav forefi ndes marskområder ud for både fastlandet og på bag- siden af barriereøerne. Marsken etableres fra omkring middelhøjvandslinjen til en øvre grænse på et par meter bestemt af tilførslen af fi nkornet materiale (< 63 µm) under højvandssituationer, se evt. Pedersen og Bartholdy (2007). Marsken dannes ved kontinuerlig afl ejring af fi nkornet materiale i den øvre del af tidevandszonen. En forudsætning for marskdannelse er, at en del af vaden når et niveau, hvor salttålende planter kan få fodfæste. Planterne vil under de gentagne oversvømmelser grundet tidevandet indfange mere se- diment, og marsken vil således vokse i både højde og udbredelse (Jakobsen, 1969).

12 1.3 Teorier omkring Vadehavets udvikling og hav- spejlsstigninger

Områdets geomorfologiske udvikling fra istiden og frem Vadehavet var senest dækket af is under Saale istiden (380.000-130.000 år siden). I den efterfølgende mellemistid, Eem (130.000-117.000 år siden), lå den vestlige kystlinje omtrent som i dag. Området nord for Skallingen var sandsynligvis domineret af en landtunge, hvor Vejers Grund i dag befi nder sig. Resten af området var dækket af vand (Larsen og Leth, 2001). Under den seneste istid, Weichsel (117.000- 11.500 år siden), var området vest for isens hovedopholdslinje ned gennem Jylland et tundralandskab domineret af bakkeøer fra Saale, smeltevandsrender, samt afl ejringer skabt af fl oder af smeltevand fra ismasserne mod øst. Nordsøen var tørlagt, da vandet var bun- det i de store ismasser. Smeltevandet fra de store gletschere dannede kanaler gennem landet, og Vestslugen vest for Skallingen har sandsynligvis fungeret som afvandingskanal for området i denne periode. Nordsøområdet henlå derfor som et relativt fl adt område faldende mod vest med store fl oder og søer. Ved Weichsel istidens afslutning steg havspejlet ca. 25 meter på 1000 år. Den voldsomme havspejlsstigning medførte, at størstedelen af området var oversvømmet for omkring 8.500-8000 år siden. Ifølge den klassiske teori gav de store sandmængder, som blev frigivet i denne forbindelse, grobund for dannelsen af barriereøer som Fanø og Rømø (Aagaard et al., 1995).

I dag ligger Skallingen, Fanø, Koresand og Rømø som et nyt barrieresystem. Systemet ændrer sig stadig, da både Rømø, Fanø og Koresand er under opbygning, medens Skallingen og Sild (i Tyskland) er under erosion. De va- dehavsøer, der ligger i anden række (Langli, østlige del af Fanø, Mandø og Jordsand), menes at have udgjort et tidligere system af barriereøer (Bartholdy og Pejrup, 1994).

Relativ havspejlsstigning Som andre kyststrækninger har Vadehavet tilpasset sig det aktuelle havspejl gennem tiderne. Der fi ndes forskellige hypoteser om havspejlets bevægelser. Nogle viser en jævn stigning, andre en mere ujævn eller fl uktuerende stigning af havspejlet, Figur 1.2.

13 Dybde (m) 0

5

10

15 Efter Mörner (1976)

Louwe Kooijmans (1976) Jelgersma (1979) 20 Van de Plassche (1982)

0 Antal år før nu

8000 7000 6000 5000 4000 3000 2000 1000 Figur 1.2 Havspejlsstigninger gennem de seneste 8000 år (Efter Kystinspektoratet, 1999).

Den relative havspejlsændring består af isostatiske og eustatiske ændringer. Isostatiske ændringer er landsænkninger/-hævninger, som skyldes eftervirk- ningerne af sidste istid og/eller lokale sætninger i undergrunden. Eustatiske havspejlsændringer skyldes ændringer af vandvolumen i verdenshavene. De to fænomener er vanskelige at adskille. De isostatiske ændringer i Vadehavet er i dag mindre end de eustatiske, således at havspejlsændringer primært skyldes ændringer i vandvolumenet.

Siden 1972 er der i Esbjerg målt en gennemsnitlig stigning i middelvandstan- den på 4 mm/år og i perioden 1993-2003 har stigningen været på 5 mm/år. Gennemsnitsstigninger (1993-2003) på godt 3 mm/år globalt, 3,5 mm/år i Atlanterhavet (mest i den sydlige del) og på 2,3 mm/år i Nordsøen viser såle- des, at vandstanden i øjeblikket stiger mere i Vadehavet end globalt (Knud- sen, Sørensen og Sørensen, 2008; og referencer deri). Erfaringen er dog, at vandstanden i perioder stiger mere langs kysterne end på ”åbent hav”, og i andre perioder er det omvendt. I forhold til en stigningsrate på gennemsnit- ligt 1,35 mm/år i perioden 1889-2006 ses en accelereret havspejlsstigning i de senere år. Det er dog svært at afgøre, hvor stor en del af denne stigning er udtryk for klimaændringer eller skyldes periodiske svingninger.

Wakelin et al. (2003) fandt sammenhæng mellem middelvandstandene i Va- dehavet og et positivt NAO-index (et udtryk for fordelingen af højtryk og lav- tryk over Nordeuropa), hvor et index på +2 i 1990-erne svarer til en stigning i middelvandstanden i Vadehavet på 20 cm. Knudsen, Sørensen og Sørensen (2008) bekræfter denne positive sammenhæng mellem NAO-index og mid- delvandstandene.

Havspejlet stiger i øjeblikket også mere end i FN’s klimapanel’s prognoser (IPCC, 2007), hvor der forventes en stigning på 18-59 cm frem mod år 2100 og med de største stigningsrater i sidste halvdel af århundredet. Der er derfor fortsat alt mulig grund til løbende at følge vandstandsudviklingen i Vadeha- vet.

14 1.4 Beskrivelse af de kræfter, der styrer sediment- transporten Sedimenttransport er, når sand- og lerpartikler mv. fl yttes fra ét sted til et andet. Transporten kan deles op i en startfase, en transportfase og en afl ej- ringsfase. I startfasen vil eksempelvis vind, bølger eller en tidevandsstrøm på- virke sedimentkornet så meget, at det begynder at bevæge sig i kraftfeltets retning. Disse igangsætningskræfter kaldes under ét for de hydrodynamiske faktorer. Overgangen fra transport til afl ejring sker, når sedimentet ikke mere kan holdes i bevægelse på grund af mangel på energi til transport. Sedi- mentet falder nedad grundet tyngdekraften og afl ejres et nyt sted. Både de hydrodynamiske og biologiske faktorer samt de sedimentologiske processer er med til at bestemme, hvor og hvornår sedimentet falder ud af transport. Væsentligste faktorer og processer vil her kort blive gennemgået.

De hydrodynamiske faktorer

Vind Vinden virker både direkte og indirekte landskabsforandrende. Når vinden danner (vind-)bølger, vil vindretning og -styrke være afgørende for bølgernes påvirkning af landskabet. Knudedyb er relativt frit eksponeret for de fremher- skende vindretninger. Ved vindretninger fra nordvest kan vandet og derved også sediment blive presset ud gennem Knudedyb, medens vinde fra sydvest vil presse vand og sediment op i Grådybs tidevandsområde (Pedersen og Bartholdy, 2006).

Ved længerevarende vindpåvirkning fra én retning kan vindstuvning, eventu- elt i kombination med højvande, medføre forhøjet vandstand og problemer med digernes sikkerhed. Bølgeoverskyl af digets top kan afstedkomme dige- brud med oversvømmelser til følge.

Vinden er ansvarlig for klitdannelse og klitvandring på vadehavsøerne. På Rømø ses 4 distinkte klitrækker med stigende alder mod øst, hvor den yng- ste og vestligste klitrække er dannet for ca. 17 år siden, mens den ældste klitrække er dannet for ca. 207-360 år siden (Madsen, Murray og Andersen, 2007).

Vinden kan også fl ytte sedimentet på en indirekte måde. Når der om vinteren dannes is i Vadehavet, kan sediment fryse fast på isens underside. Vinden kan herefter transportere isfl agerne og lave isskruninger. Denne transport kaldes ”Ice-rafting”. Når isen smelter afl ejres sedimentet i en lagdelt og lettere rodet struktur. Der er iagttaget resulterende sedimentlag på op til 12 cm tykkelse, svarende til 40 års normal uforstyrret sedimenttilvækst (Pejrup og Andersen, 2000). Ofte går sedimenttransporten fra vest mod øst, altså fra de intertidale fl ader til den supratidale saltmarsk, fl ere kilometer væk i vindfeltets retning. Her medfører tilførte næringssalte ofte øget plantevækst med sediment-sta- bilisering til følge, så der ikke sker nogen ny fl ytning af sedimentet.

15 Bølger Bølger dannes ved vindens energioverførsel til vandoverfl aden. Størrelsen af bølgerne afhænger af vindhastigheden, vanddybden, det frie stræk og af, hvor lang tid det blæser. Jo større bølger, desto mere energi indeholder de, og desto mere sediment kan de fl ytte. I storme vil bølgerne kunne erodere marskkanterne, vadefl aderne og kysterne foran Vadehavet for derefter at transportere sedimentet og afl ejre det et andet sted, så landskabet derved ændrer udseende.

Tidevand Tidevandet medfører, at vandstanden i Vadehavet veksler gennem døgnet med højvande og lavvande to gange i døgnet. Tidevandet skabes primært af månens og solens tiltrækningskraft. Tidevandet er ofte asymmetrisk vertikalt og horisontalt. Vertikal asymmetri betyder, at fl od- og ebbeperioden ikke er lige lange, og man taler da om, at tidevandet er fl od- eller ebbedomineret. Da den mængde vand, der løber ind i Vadehavet under fl od svarer til den mængde, der løber ud under ebbe, vil der som følge af en vertikal asymmetri også opstå en horisontal asymmetri. Når ebbe- og fl odperioden ikke er lige lange, vil strømhastighederne blive større i den korte periode end i den lange. Desuden vil ebbeperioden være længere, jo længere man bevæger sig ind i et tidevandsområde grundet modstanden mod bunden og siderne af løbene.

Tidevandet er en vigtig faktor for erosion, transport og afl ejring af sedimen- ter i Vadehavet og bringer således både vand og især fi nkornede sedimenter frem og tilbage i en konstant udveksling med Nordsøen.

Sedimentprocesser i Vadehavet En række kilder tilfører Vadehavet sediment, hvor Nordsøen er den væsentlig- ste bidragyder (Bartholdy og Madsen, 1985). Der sker en naturlig sortering af sedimentet i Vadehavet, hvor tendensen er, at materialet bliver mere fi nkor- net, jo længere man kommer ind i tidevandsområdet. I dyb og prieler fi ndes næsten udelukkende sand, da strømhastighederne her er for store til, at fi nkornede partikler kan afl ejres. Vadefl aderne går fra at være sandede til at blive mere fi nkornede inde i området i takt med, at strømhastighederne fal- der til et niveau, hvor afl ejring af silt og ler kan fi nde sted. Lokalt kaldes det fi nkornede materiale for slik. Ofte vil sedimentet resuspendere og blive trans- porteret igen. Mængden af fi nkornet sediment med kornstørrelser under 63 µm (silt og ler) er relativ høj i Vadehavet, da primært nedenstående processer resulterer i en opkoncentrering.

Flokkulering En fl ok er en ”partikel” sammensat af mange små sedimentpartikler, hvis diameter og faldhastighed er væsentlig større end de enkeltpartikler, den er sammensat af. Det betyder, at fl okkene kan nå at afl ejres på vaderne i pe- rioden omkring højvande, hvor strømhastigheden er nul, og fl okkulering har således stor betydning for afl ejringen af fi nkornet sediment. Ler og siltpartik- lerne sammensættes grundlæggende på to måder; ved saltfl okkulering og ved biofl okkulering.

16 Saltfl okkulering sker, når ler- og siltpartikler, der ofte omgives af et elektrisk dobbeltlag, som gør partiklerne elektrisk ladede, tiltrækkes af hinanden. Når saltkoncentrationen i vandet stiger til et vist niveau, eller mængden af suspenderet sediment stiger, vil fl okkuleringsprocessen medføre et øget antal relativt store sedimentkerner.

Biofl okkulering sker som følge af levende organismer som orme og snegle, der fi ltrerer det omgivende vand for næring. Herved indtager de små sedi- mentpartikler, som ender i dyrenes ekskrementer, de såkaldte pellets. Pellets er indesluttet i bio-fi lm, der bevirker, at sedimentets faldhastighed og evne til at klistre til underlaget og til andre pellets stiger. Da biofl okkulering er en bio- logisk sedimentationsproces, vil netto transportretningen i Vadehavet være sæsonbestemt, Figur 1.3. Når den biologiske aktivitet om vinteren er minimal, udebliver bio-fi lm produktionen, og de intertidale mudderfl ader eroderes. Når vandtemperaturen stiger om foråret, accelereres biofl okkuleringen med netto afl ejring på muddervaderne til følge (Andersen et al., 2005).

Figur 1.3 Transportmodel for fi nkornet sediment via sæsonafhængig biolo- gisk aktivitet (Andersen et al., 2005).

Biologiske faktorer Både Vadehavets fl ora og fauna påvirker sedimenttransporten. En spred- ning af invasive arter i Vadehavet, her især stillehavsøsters og vadegræs, har udkonkurreret fl ere naturligt forekommende arter og har næsten kun mennesket som naturlig fjende. Vadegræs i marsken bevirker, at der fanges og afl ejres op til 50 % af det mulige fi nkornede materiale på marsken mod normalt kun 5 % i områder uden vadegræs. Vadegræs kan således bevirke en sedimentationsrate på ca. 10 mm/år mod ca. 1 mm/år udenfor vadegræs- områderne. Derfor er de invasive arter en vigtig faktor i forbindelse med sedi- menttransport vurderinger (Eisma, 1998).

Settling- og scour lag De fi nkornede sedimenters lave faldhastigheder bevirker en nettovandring indad i tidevandsområdet, da den indadrettede fl odstrøm oftest er kraftigere end ebbestrømmen. Sedimentet transporteres ind af fl odstrømmen men lidt kortere ud igen af ebbestrømmen og opnår derved en nettotransport ind ti- devandsområdet i hver tidevandsperiode. Dette kaldes settling lag.

17 Scour lag er effekten af, at sedimentets transporthastighed er lavere end dets igangsætningshastighed. Der skal med andre ord en større strømhastighed til at resuspendere en partikel end til at holde den svævende i vandet. Når fl odstrømmen har transporteret sedimentet indad i tidevandsområdet, vil det afl ejres ved tidevandets skift til ebbe, hvor strømhastigheden er lavest. Da sedimentet skal bruge en relativ større strømhastighed for at resuspenderes, bevirker det en indadrettet nettotransport.

Tidal pumping Deformationen af den indkommende tidevandsbølge grundet den øgede bundfriktion bevirker en tidal asymmetrisk fordeling mellem strømhastighed og suspenderet sedimentkoncentration. Disse faseforskelle medfører indad- rettet netto sedimenttransport og kaldes tidal pumping (Christiansen et al., 2006a).

18 Knudedybs tidevandsområde ført til,attidevandsprismeterøgetfra143,3 Esbjerg ogmed13cmfra171til184vedHavnebypåRømø.Dethar 2003 ertidevandsstørrelsen såledesvokset med9cmfra152til161ved har middelhøjvandstanden(MHV)været konstantstigende. Iperioden1970- middellavvandstanden (MLV) harværet konstantellerkunsvagtfaldende, stigersomfølgeafenøgettidevandsstørrelse. Medens Tidevandsprismet met, ihvertidevandsperiode. af enøgetgennemsnitligvandudskiftningitidevandsområdet,tidevandspris- bredere. Detsubtidalesedimentunderskudskalsandsynligvissessomfølge dimentunderskud, hvorprieler, løbogdybgenerelt erblevetbådedybere og veres Subtidaltsesetse- vegetationsindvandring ogklitdannelsepåvaderne. vader ervoksetivolumenoghøjde,såledesatder2003fl Der erblevetstørre terrænforskeliområdet. Deintertidaleogsupratidale Galgerevet. de supratidalevaderKeldsand,PeterMeyersSand,Peelrevet, MandøFlakog høje sedimentationsraterfi Fuglsand,PendersandogKnoppen.Relativt sion afsedimentpåisærvaderne sket fradeindre nordlige deletildesydligeogydre dele.Dersesennettoero- Transport afsedimentindenforKnudedybstidevandsområdeeroverordnet 2.1 Knudedybstidevandsområde me, derprimærterforårsagetafetstigendehavspejliVadehavet. både dybere ogbredere. Udviklingenkanrelateres tiletøgettidevandspris- vandsområdet sesderimoderosion, ligesomdybogrender generelt erblevet modnord modfastlandet.Påvaderne itide- mod dybetsamtpåstjerterne ud ning afebbedeltaetudforKnudedybogtilvækstpåmarsken,vaderne store morfologiskeændringeriKnudedybstidevandsområdemedenudbyg- ekkolods- ogprofi Der erforetaget enanalyseafKnudedybstidevandsområdepåbaggrund 2 Konklusion ført tilafl indgriben inaturen iformafetableringslikgårde langsfastlandetskysthar medført udfyldningaftidligere prielerhenovertidevandskellet.Menneskets dre vandudvekslingmedJuvre Dybstidevandsområdemodsyd.Dettehar afLåningsvejentilMandømed slikgårdeleringen i1970erne betydetmin- tidevandsområde, iperioderiagttagesatløbemodsyd.Omvendt haretab- også ved,atudløbetfraSneumÅ,dertraditioneltafvandesmod Grådybs mellem detotidevandsområder. Dynamikkenvedtidevandskelleterkendes tidevandskellet erblevetstørre medmulighedforenøgetvandudveksling rænet errykketnordpå modGrådybtidevandsområde.Vanddybden over og beliggenhediperioden,sålinjenmeddenhøjeste after- Det topografi hele Knudedybstidevandsområdeiperioden. Knudedybs indre tidevandsområde ogfra178,4 ejringaffi sketidevandskeltilGrådybstidevandsområdeharændret form lopmålingeri1966og2003.Iperiodenerdersketrelativt nkornet sedimentforandigerne. nkornet ndesidesydligedelepåbådeintertidaleog • 10 • 6 10 m³til153,5 6 m³til189,9 ere stederobser- • 10 • 6 10 m³for 6 m³for 19 Ifølge volumenberegninger for Knudedybs indre tidevandsområde er der sket en nettoerosion på 5.109.966 m³ sediment (157.847 m³/år) i løbet af perioden. Manglende opmåling i 1966 af de ydre dele af Knudedybs tide- vandsområde umuliggør dog en volumenberegning af ændringerne for hele Knudedybs tidevandsområde. En del af sedimentet, der eroderes i Knudedybs indre tidevandsområde vurderes dog at afl ejres i tidevandsområdets ydre dele. Samlet set sker således en nettoafl ejring af fi nkornet sediment på højt- liggende vader og forlande og en nettoerosion af sand fra de dybereliggende dele af tidevandsområdet.

2.2 Havspejlsstigning og klimaændringer Middelvandstandene i Esbjerg, lige nord for Knudedybs tidevandsområde, er stigende. I forhold til en stigningsrate på 1,35 mm/år i perioden 1889–2006, ses siden 1972 en gennemsnitlig stigning på 4 mm/år. Eftersom Esbjerg ikke vurderes at være udsat for nævneværdig landhævning/-sænkning, synes denne havspejlsstigning at være reel og er i øjeblikket større end det globale gennemsnit på godt 3 mm/år. I perioden er tidevandsstørrelsen vokset, even- tuelt som en følgevirkning af den accelererede havspejlsstigning, så middel- højvandsniveauet er ca. 10 cm højere end for 37 år siden. De stigende mid- delvandstande og tidevandsstørrelser kan være hovedårsag til de relativt store morfologiske ændringer i Knudedybs tidevandsområde.

Det større vandvolumen, der i hver tidevandsperiode strømmer ind og ud af Knudedyb, medfører en dynamisk tilpasning af løb, prieler og dyb. Knude- dybs meget åbne udformning kan over tid medføre, at tidevandsområdets evne til at indfange og fastholde sediment mindskes. Tilsyneladende kan marskvæksten følge med havspejlsstigningen, hvilket er i overensstemmelse med andre undersøgelser. For nye marskdannelser kan havspejlsstigningen have en positiv effekt. Dette ses især i områder, hvor vaderne er tæt på MHV- niveauet, og hvor der fl ere steder sker en betydelig opbygning af vaden og indvandring af vegetation. Idet afl ejringsraten generelt falder med øget højde (og alder) af marsken og dermed sjældnere oversvømmelsesepisoder, kan et stigende havspejl betyde, at afl ejringsraterne forbliver høje. Præcis hvor stor en stigningsrate, der skal til, før Knudedybs tidevandsområde drukner, vides ikke. Omvendt ses, at den arealmæssige vadeandel af det samlede tidevands- område er faldet. Dette gør, at der fremover kan blive færre områder, hvor marskdannelse fi nder sted. Herved vil Vadehavet gradvist ændre karakter un- der et fremtidigt scenarie med en større havspejlsstigning end i dag.

Ses den overordnede morfologiske udvikling i Knudedybs tidevandsområde som en tilpasning til det voksende tidevandsprisme, og i sammenligning med andre tidevandsområder i det danske og europæiske Vadehav, sker denne tilpasning løbende. Dette forstås således, at Knudedyb dels følger udviklingen i de andre tidevandsområder i Vadehavet, og dels er de observerede ændrin- ger foregået under en relativ havspejlsstigning på 4 mm/år i perioden. Eks- trapoleres denne stigningsrate lineært til år 2100, vil stigningen have samme størrelsesorden som IPCC’s (2007) A2-scenarie.

Andre faktorer med betydning for den morfologiske udvikling i Knudedybs tidevandsområde i fremtiden er middelvind, stormfrekvens, stormstyrke og

20 nedbør. Øget nedbør kan medføre, at der tilføres mere sediment til tide- vandsområdet dels fra de lokale åer og dels via Nordsøen. Hyppigere storme har den positive betydning, at marsken oftere oversvømmes, hvorved fi nkor- net sediment afl ejres, men kan omvendt også have betydning for hvor stor erosion, der fi nder sted andre steder i tidevandsområdet. Både stormenes hyppighed, styrke og middelvinden kan have betydning for vandets trans- portveje og dermed for sedimenttransport i tidevandsområdet. Endelig kan mere ekstremt vejr betyde kraftigere stormfl oder. Det betyder, i sammen- hæng med generelle vandstandsstigninger, at digernes sikkerhed i området mindskes.

21 Knudedybs tidevandsområde inspektoratet, 1999). For heledifferensplanen erstandardafvigelsen beregnet til20mio.m³(Kyst- Standardafvigelsen påmængdeberegningen ervurderet til21cmidybden. ge. Standardafvigelsen ergenerelt vurderet til 5cmfor2003-opmålingerne. fl ogstørremellem linjerne måletæthed.2003-opmålingenerforetaget med Vedmålepunkt ipejlelinjerne. krydsendepejlelinjererdernaturligtoverlap Der eri2003normalt200mmellemhverpejlelinjeog3,5 mellemhvert vest forMandøogdennordvestlige del afMandøFlak. det sydforsydligstepunktpåFanø,Hønen,samthøjsandetKoresand antal.Dererikkei1966opmåltområ- udgør 18%af2003-opmålingernes område udenpejlingeri1966-opmålingengør, i1966kun atpejlelinjerne eller ”2003-opmålingen”.Enøgetopmålingseffektivitet kombineret medet erforetagetmålingerne i2002og2003.Opmålingenrefereres som”2003” Den nyesteopmålingerforetaget iperioden 2001-2007,hvor76,3%af vurderet til20cm(Kystinspektoratet,1999). keltstråle ekkolodogtraditioneltnivellement.Standardafvigelsen ergenerelt kortbilag fraområdetinddraget.I1966eropmålingenforetaget meden- standsniveauet påtidspunktetforfotografi digitalisering afluftfotos,oggiveretkurveforløb,derslyngersigeftervand- vellementer erdermedtagetpunkterfraisokote-kurver. Disseerfastlagtvia ”1966” eller”1966-opmålingen”.Udoverdefysiskopmåltepunkterviani- erimidlertidfra1966,hvorfordennerefereres76,4 %afmålingerne som kampagner. Den ældre opmålingindeholderdatafraperioden1966-1974. De benyttedepejlingerognivellementererforskelligefordetoopmålings- 3.1 Pejlinger ognivellementer Alle højderelaterede målingerangivesihøjdesystemet DVR90. Knudedybs tidevandsområde. at undersøge,ihvilketomfangdissekanforklare denobserverede udviklingi Udviklingen erherefter analyseret irelation tildehydrografi sometudtrykfordenmorfologiskeudvikling. len mellemopmålingerne ser udidepågældendeår, ogvedattrækkedemfrahinandensesforskel- differensplaner. viser, Pejleplanerne hvordan tidevandsområdetdybdemæssigt 1966 og2003afKnudedybstidevandsområdeerderberegnet pejleplanerog skabsmæssige udvikling.UdfraKDI’s overfl tidevandsområder, itolkningenafdenland- kernen udgøropmålingerne området idesenere år. IdennesomideøvrigeKDIrapporteromVadehavets Kystdirektoratet (KDI)opmålteVadehavet oghargenopmålt sidsti1960erne 3 Beskrivelseafmetodeogdatagrundlag erstråleekkolodmedøgetpræcisionogdatatæthediforhold til1966føl- et.Desudenersamtidigtopmålte adenivellementerogpejlingerfra skefaktorer for 22 3.2 Hydrografi ske data

Vandstandsdata Der benyttes vandstandsmålinger fra Esbjerg Havn og fra Havneby på Rømø. I Esbjerg har DMI målt vandstande siden 1889 og den lange ubrudte måleserie giver mulighed for at vurdere langtidsudviklingen i middelvandstandene. KDI har målt vandstande i Esbjerg og Havneby siden 1972 og endvidere ved Ribe, Ballum og Højer (siden 1972), ved Grådyb (siden 1997) og ved Mandø og Brøns (siden 2000). Målerne ved Ribe, Ballum og Højer er imidlertid udeladt af de generelle vandstandsbetragtninger, da de ikke måler lavvandet korrekt, hvorimod de inddrages i relation til beregning af højvandsstatistikker. Målin- ger fra Grådyb, Mandø og Brøns udelades grundet de korte tidsserier.

Vinddata Der er primært anvendt vindmålinger fra DMI fra Sædenstrand (1968-1991) og Blåvand (1982-2007). Endvidere benyttes resultater fra beregninger af geostrofi ske vinde over Nordsøen og Danmark.

Bølgeenergi Kystdirektoratet havde i perioden december 1994 - januar 1996 en retnings- bestemt bølgemåler (Ident. 3061) udsat på 19 m dybde ved Røde Klitsand ud for det nordlige Rømø i Fanø Bugt. Måleren blev siden fl yttet og har siden april 1997 målt på 15,3 m dybde 12 km SV for Esbjerg Havn (Ident. 3071). Målinger herfra korreleres med bølgemåleren ved Fjaltring, midt på den jyske vestkyst, der har målt siden december 1991 på 17,5 m dybde. Der måles hver tredje time.

23 Knudedybs tidevandsområde foreløbige resultater fra DanskRumcenterbaseret påsatellitmålinger meden sig nævneværdigt. udviserdaogsågodoverensstemmelse Resultaterne med stigning, daVadehavet (EsbjergogHavneby)ikke vurderes athæve/sænke for perioden1993-2003.Disse stigningsratertilskrivesengenerel havspejls- fandt stigningerpåca.4mm/år forperioden1972-2007ogca.5mm/år enstordelafden lokalevindpåvirkning,og standene, efterathavefjernet perioden 1889-2006.Sammeforfattere undersøgteendvidere middelvand- og fandtengennemsnitligstigningimiddelvandstandenepå 1,35mm/åri 1972 ogfrem iår, hvordervarmåltunder350dageafDMIogfl Knudsen, Sørensen ogSørensen (2008)erstattedeDMImedKDI-målingerfra stor betydningforresultatet. tolkning påbaggrundafkortetidsserier, daperiodenslængdeogstartårhar iagttages enfaldendetendens.Derskalderforogsåudvisesforsigtighed ved Der sesstore udsvingimiddelvandstandenefraårtilår, ogderkaniperioder på 2,3mm/årforEsbjerg,Figur4.2,og1,3Havneby, Figur4.3. månedsmidler afmiddelvandstandeiperioden1973-2007viserenstigning beregning2,3 mm/åriperioden1973-2007(KDI),Figur4.1.Tilsvarende på viser engennemsnitligstigningpå1,2mm/åriperioden1889-2006(DMI)og manglende data,fl De årsmidledemiddelvandstandeforEsbjerg,hvorderikketageshensyntil porteret separatiKnudsen, Sørensen ogSørensen (2008). fl Ingvardsen etal.(2006).Endelig erderforetaget analyser, hvorvindens ind- er fremkommet vedopdatering afmåleseriergennemmetodenrefereret i middelvandstandene medantalletafmålinger. Nedenståenderesultater Endvidere erderforsøgtat tagehensyntilmanglendemålingervedatvægte over dennævnteperiode,ogugemidlerforventesatgivedetbedsteresultat. midler, månedsmidler ogårsmidlerafvandstandsdata.Vandstandene midles neby. Beregninger afudviklingenimiddelvandstandeerforetaget for uge- Analyse afmiddelvandstandeerforetaget påtidsserier fraEsbjergogHav- Middelvandstande vande samttidevandsstørrelse. Der erforetaget analyseafmiddelvandstande,højvande,MHVogMLV, lav- 4.1 Hydrografi afslutter kapitlet. præsenterede resultater diskuteres kortihvertafsnit,ogensammenfatning vurderet forderes repræsentativitet forKnudedybstidevandsområde.De i forløbeterfrasorteret grundetmangler. Dehydrografi ikke atgennemgåalleprocedurer forkvalitetssikringafdata,hvor endeldata Deanvendtedataerdemestplausible.Detvalgt men medopmålingerne. vet anvendesianalysenafudviklingenKnudedybstidevandsområdesam- Væsentlige datavedrørende vandstande,vindogbølgeriellernærVadeha- data af 4 Analyse ydelse på middelvandstandene er søgt fjernet. Sidstnævnteanalysererrap- ydelsepåmiddelvandstandeneersøgtfjernet. ytningafmålere, elleratder erbenyttetforskelligemålere, ske data skedataerendvidere ere afKDI, 24 stigningsrate på 4,5 mm/år for perioden 1993-2004 langs den jyske vestkyst. Den lidt højere målte rate af KDI ved Esbjerg kan muligvis forklares ved en mindre lokal indsynkning i området (O.B. Andersen pers. komm.). Konklude- rende for ovenstående, hvis der tages udgangspunkt i perioden 1972-2007, stiger middelvandstanden i Knudedybs tidevandsområde i øjeblikket med 4 mm/år. Set i forhold til perioden 1889-2006 er der sket en accelereret hav- spejlsstigning. Endvidere ligger stigningsraten i øjeblikket over det globale gennemsnit på 3,2 ± 0,4 mm/år i perioden 1992 til i dag (http://sealevel. colorado.edu/).

Vandstand i cm DVR90

25

Esbjerg (DMI) 20 Esbjerg (KDI) Lineær (Esbjerg DMI) y = 0,2287x - 446,68 15 Lineær (Esbjerg KDI)

10

5

0

-5

-10 y = 0,1202x - 234,33 -15 1880 1900 1920 1940 1960 1980 2000 2020 År Figur 4.1 Årsmidlede middelvandstande for Esbjerg.

Vandstand i cm DVR90

80 y = 0,2204x - 430,45 60

40

20

0

-20

-40 Esbjerg KDI Lineær (Esbjerg KDI)

-60 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010 År Figur 4.2 Middelvandstande for Esbjerg vist som månedsmidler.

25 Vandstand i cm DVR90

80 y = 0,1321x - 254,28 60

40

20

0

-20

-40 Havneby KDI Lineær (Havneby KDI)

-60 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010 År Figur 4.3 Middelvandstande for Havneby, månedsmidler.

Maksimale vandstande For at få et overblik over, hvornår der har været forhøjet vandstand i områ- det, er dage med vandstande ved Esbjerg over 125 cm, 150 cm, 175 cm og 250 cm for tre perioder 1899-1933, 1934 -1968 og 1969 -2003 opsumme- ret, Figur 4.4. Antallet af dage med høje vandstande er øget gennem tiden og er væsentligt højere i perioden 1969-2003 end i de foregående perioder af tilsvarende længde. Dette skal til dels ses som en naturlig konsekvens af, at både den relative vandstand og tidevandsamplituden stiger, dels klimatiske variationer, og dels et bedre datagrundlag med tiden, hvor målefrekvensen er øget. Fra at registrere vandstanden hver halve time i starten af perioden, er der målt hvert kvarter siden 1991 og hvert 10. minut siden 2001. Ved hyppigere målinger øges sandsynligheden for at registrere de aktuelt højeste vandstande, der i relation til antal dage med højvande øges med nogle pro- cent, Figur 4.5.

Der observeres ligeledes en stigning i antallet af dage med vandstande over 125 cm ved Esbjerg, Havneby (omend mindre tydeligt) og Højer i perioden 1972-2007, Figurer 4.6 - 4.8, og hvor antallet på henholdsvis 50, 70 og 100 dage/år forklares ved den stigende tidevandsamplitude mod syd. At antallet af højvande stiger med tiden skyldes hovedsagligt den stigende middelvand- stand og en tidsmæssig stigning i tidevandsamplituden, se nedenfor.

26 Antal episoder/år

60 y = 0,1321x - 254,28 1899 - 1933 1934 - 1968 50 1969 - 2003

40

30

20

10

0 1,25 1,50 1,75 2,50 m DVR90 Figur 4.4 Højvande i Esbjerg over 125, 150, 175 og 250 cm for tre forskellige perioder.

Antal dage/år 130 Alle reg 120 Hver halve time Lineær (Alle reg) 110 Lineær (Hver halve time) 100

90 y = 0,1707x - 259,78 80

70 y = 0,1022x - 124,36

60

50

40

30 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010 År Figur 4.5 Betydning af intervallet mellem vandstandsmålingerne over 110 cm i Esbjerg.

Antal dage/år

90 Alle målinger 80 Hver halve time Lineær (Alle målinger) Lineæ r (Hver halve t ime) 70

60 y = 0,106x - 159,42

50 y = 0,0892x - 126,05

40

30

20 1970 1980 1990 2000 2010 År Figur 4.6 Højvande over 125 cm ved Esbjerg 1972 til 2007.

27 Antal dage/år 140 Alle målinger Hver halve time 120 Lineær (Alle målinger) Lineæ r (Hver halve t ime)

100

y = 0,0082x + 52,969 80

y = 0,0421x - 13,987 60

40

20 1970 1980 1990 2000 2010 År Figur 4.7 Højvande over 125 ved Havneby 1972 til 2007.

Antal dage/år 160 Højer 140 Lineær (Højer)

120

100 y = 0,9967x - 1886,6

80

60

40

20

0 1970 1980 1990 2000 2010 År Figur 4.8 Højvande over 125 ved Højer 1972 til 2007.

Ved at udtage de højest registrerede vandstande ved de enkelte målestatio- ner kan udregnes, hvor ofte en given vandstand statistisk set vil forekomme. Statistikken siger dog ikke noget om, hvorvidt en given vandstand vil ind- træffe nu eller om 50 år. Den periode, der går mellem en given vandstand nås eller overskrides, kaldes middeltidsafstanden, Figur 4.9. Se Sørensen og Ingvardsen (2007) for metode, resultater og lister over de højeste målte vand- stande ved de pågældende stationer. Ved eksempelvis at følge 100 års-linjen på den vandrette akse og afl æse på den lodrette akse, hvor linjerne krydser, ses, at følgende vandstande kan forventes at indtræffe hvert 100. år: Esbjerg 406 cm, Havneby 440 cm, Højer 464 cm, Ballum 467 cm og Ribe 495 cm. Her bemærkes specielt forskellen i højvandsstatistikken mellem Esbjerg og Ribe for 100-års hændelsen. Denne er på 89 cm på trods af, at der er under 25 km mellem de to vandstandsmålere, og at Grådybs tidevandsområde (Es- bjerg) og Knudedybs tidevandsområde (Ribe) er forbundne over tidevandskel-

28 let. Dette må ses som resultat af målernes placering og topografi en, hvor vinden stuver vandet op i forskellig grad, af forskelle på tidevandsområdernes vandudveksling med Nordsøen og af atmosfæriske variationer i forbindelse med stormfl oderne, hvor en nordvestlig vind presser vand fra Grådybs tide- vandsområde over i Knudedybs tidevandsområde. Under stormfl oden den 3. december 1999 måltes således en forskel i maksimalvandstanden mellem Esbjerg (500 cm) og Ribe (381 cm) på 1,2 meter. Medens tidevandet, der kommer sydfra, normalt vil medføre, at der transporteres vand over tide- vandskellet til Grådybs tidevandsområde, vil der altså lejlighedsvis være en stor gradient i vandstanden, der medfører transport den modsatte vej.

Vandstand i forhold til DVR90 cm 600

580 Frekvensfunktioner for højvande, 560 LogNormal fordeling 540 Esbjerg Ballum Havneby Højer 520 Ribe 500 480 460 440 420 400 380 360 340 320 300 280 1 10 100 1000 Middeltidsafstand, År

Figur 4.9 Højvandsstatistikker for 5 målestationer i Vadehavet med anvendelse af trendfri data. Bemærk den logaritmiske tidsskala (Efter Sørensen og Ingvardsen, 2007).

Hvis middelvandstandsniveauet grundet klimaforandringer stiger med for ek- sempel 40 cm inden år 2100, vil det få store konsekvenser for stormfl oder og ekstreme vandstande i Vadehavet. Dette kan svare til at parallelforskyde kur- ven i højvandsstatistikken, Figur 4.10, idet der ses bort fra en klimatisk betin- get øgning i de fremtidige stormstyrker jf. Lowe, Gregory og Flather (2001). Hvor en 100-års vandstand i Esbjerg i dag kan beregnes til 406 cm (grøn pil i fi guren), vil denne i år 2100 (stiplet grøn) være 446 cm. Omvendt vil en vand- stand, der i dag gennemsnitligt forekommer 1 gang hver 100 år, i år 2100 forekomme hvert 22. år (lyseblå stiplet). Dette vil selvfølgelig have betydning både for udviklingen i Vadehavet og for sikkerhedsniveauet af digerne mv.

29 Vandstand i forhold til DVR90 cm 600

580 Frekvensfunktioner for højvande, 560 LogNormal fordeling 540 Standardafvigelse +40 cm vandstand 520 500 480 460 446 cm 440

420 406 cm 400 380 360 340 320 300 22 år 280 1 10 100 1000 Middeltidsafstand, År

Figur 4.10 Illustration af, hvordan en havspejlsstigning på 40 cm kan påvirke ekstreme vandstande ved Es- bjerg i fremtiden. Se tekst for forklaring.

Middelhøjvande og middellavvande I et tidevandsområde spiller såvel storme som tidevandsstørrelsen en væsent- lig rolle. Tidevandsstørrelsen benyttes til at beregne den vandmængde, der gennemsnitlig løber ind og ud af tidevandsområdet to gange om dagen. Ud- over korttidsvariationerne i tidevandet er der langtidsvariationer. En af disse er Saros-perioden på godt 18 år. For at fjerne langtidsvariationerne midles vandstanden over 19 år. Det kan derfor være uhensigtsmæssigt at tolke på under 19 års data, da en periodisk svingning kan forstærke eller formindske en tendens. MHV og MLV varierer fra år til år og er påvirket af vinden, Figurer 4.11 – 4.14. Her er det vanskeligere at konstatere langtidssvingningerne, me- dens de tydeligt fremgår af tidevandsstørrelsen, Figur 4.15.

MHV og MLV er beregnet for hvert år uden korrektion for manglende målin- ger. År 1990 er dog udeladt af beregningen for DMI måleserien. MLV er altid mere problematisk end MHV, da målere ikke altid er placeret, så de medtager de laveste lavvande. Dette er dog ikke tilfældet for Esbjerg og Havneby-må- lerne. I meget sjældne tilfælde har måleren i Havneby været helt eller delvist tørlagt, så et absolut lavvande ikke er målt, men det vurderes ikke at have indfl ydelse på beregningerne.

Middelhøjvandet stiger mere end middelvandstanden set over den lange tids- serie. I perioden 1889-2006 er der sket en stigning af MHV på 2,2 mm/år i Esbjerg, medens MLV er faldet med -0,3 mm/år. Som for middelvandstandene er analyseperioden afgørende. KDI’s målinger fra 1973-2006 viser en stigning af MHV på 2,5 mm/år, medens der for MLV ses en stigning på 0,3 mm/år. For Havneby stiger MHV med 3,2 mm/år, og MLV falder med -0,8 mm/år.

30 Til sammenligning med opmålingerne er den lineære udvikling fra Esbjerg og Havneby benyttet. Her er benyttet både DMI målinger og KDI målinger for de to perioder. I 1970 og 2003 er middelhøjvandet henholdsvis (70,2+80,2)/2 = 75 cm og (80,2+90,9)/2 = 85,6 cm. MHV er således vokset med 10,6 cm over de 33 år. Middellavvandet er steget med 1 cm fra (-81,8-90,9)/2= -86,3 cm til (-77,1 -93,4)/2 = -85,3 cm. For Vadehavet ses altså, at middelhøjvandet er steget med mellem 2,5-3,2 mm/år mellem 1970 og 2003, og at middellav- vandet er næsten konstant.

Vandstand i cm DVR90

100 HøjerEsbjerg (DMI) LineærEsbjerg (Højer)(KDI) 90 Lineær (Esbjerg DMI) Lineær (Esbjerg KDI) y = 0,248x - 416,55 19 pr. bev. gnsn. (Esbjerg DMI) 80

70

y = 0,2178x - 358,86 60

50

40 1880 1900 1920 1940 1960 1980 2000 2020 År Figur 4.11 Ændring af middelhøjvande ved Esbjerg i perioden 1889 til 2006, årsmiddel af årets højvande.

Vandstand i cm DVR90

-50 HøjerEsbjergEsbjerg (DMI)(DMI) LineærEsbjergLineærEsbjerg (Højer) (Højer)(KDI)(KDI) -60 LineærLineær (Esbjerg (Esbjerg DMI)DMI) LineærLineær (Esbjerg (Esbjerg KDI)KDI) 1919 pr.pr. bev.bev. gnsn.gnsn. (Esbjerg(Esbjerg DMI)DMI) y = 0,0324x - 142,03 -70

-80

y = -0,031x - 20,713 -90

-100

-110 1880 1900 1920 1940 1960 1980 2000 2020 År Figur 4.12 Ændring af middellavvande ved Esbjerg i perioden 1889 til 2006, årsmiddel af årets lavvande.

31 Vandstand i cm DVR90

100 HøjerHavneby Lineær (Højer)(Havneby) y = 0,3236x - 557,31

90

80

70

60 1970 1980 1990 2000 2010 År Figur 4.13 Ændring af middelhøjvande ved Havneby i perioden 1973 til 2006, årsmiddel af månedsmiddel.

Vandstand i cm DVR90

-70 HøjerHavneby lavvande Lineær (Højer)(Havneby lavvande)

-80

-90

y = -0,0781x + 63,007 -100

-110

-120 1970 1980 1990 2000 2010 År Figur 4.14 Ændring af middellavvande ved Havneby i perioden 1973 til 2006, årsmiddel af månedsmiddel.

Tidevandsstørrelsen Som nævnt bliver middelhøjvandet højere og middellavvandet lavere eller holdes konstant, hvilket medfører, at tidevandsstørrelsen (den dobbelte tide- vandsamplitude) vokser, Figurer 4.15 og 4.16. Den gennemsnitlige øgning af tidevandsstørrelsen er på 2,6 mm/år i perioden 1889 til 2007 i Esbjerg. Tidevandsstørrelsen er fra 1970 til 2003 øget fra 152 cm til 161 cm, hvilket vil sige 9 cm på 33 år. I Havneby ses en større stigning på 4 mm/år, hvor ti- devandsstørrelsen fra 1974-2006 voksede 171 cm til 184 cm, svarende til 13 cm på 33 år. For Vadehavet gælder altså, at tidevandsstørrelsen er øget med 9-13 cm i perioden.

32 Vandstand i cm DVR90

170 HøjerEsbjerg (DMI) LineærEsbjerg (Højer)(KDI) y = 0,2557x - 351,48 Lineær (Esbjerg DMI) 160 Lineær (Esbjerg KDI) 3 pr. bev. gnsn. (Esbjerg DMI) y = 0,2156x - 274,52

150

140

130

120 1880 1900 1920 1940 1960 1980 2000 2020 År Figur 4.15 Tidevandsstørrelsen ved Esbjerg 1889 til 2005.

Vandstand i cm DVR90

190 HøjerHavneby tidevandsstørrelse Lineær (Højer)(Havneby tidevandsstørrelse) y = 0,4016x - 620,31 185

180

175

170

165 1970 1980 1990 2000 2010 År Figur 4.16 Tidevandsstørrelsen ved Havneby 1974 til 2006.

Tidevandsperioden Tidevandsperioden er defi neret som tiden mellem to på hinanden følgende lavvande, hvor den samme mængde vand bringes ind i tidevandsområdet un- der fl od, som løber ud igen under ebbe. Hvis fl od- og ebbeperioderne var lige lange, og tidevandet var symmetrisk, var der ikke noget argument for, at der skulle ske en import eller eksport af sediment. I tilfælde, hvor ebbeperioden er kortest, er tidevandet ebbedomineret. Da den samme vandmængde skal ud af og ind i tidevandsområdet, vil ebbestrømmen blive forøget og dermed mere dominerende end den langsommere fl odstrøm, hvor den samme vand- mængde har mere tid til at fylde området (Duijts, 2002).

Hvidberg-Knudsen et al. (1994) analyserede tidevandet i Esbjerg og fandt 30 signifi kante tidevandskonstituenter, eller delbidrag. To væsentlige bidrag

33 er M2 med en periode på 12,42 timer og M4 med en periode på 6,21 timer. Er de to tidevandskonstituenter i fase, er tidevandet symmetrisk. Ofte er de ikke i fase, og der dannes en asymmetrisk tidevandskurve (Carter, 1993). Tidevandskonstituenterne bestemmer, om et tidevandsområde er ebbe- eller fl oddomineret. Ifølge Wang og Weck (2002) er tidevandet i Vadehavet fl od- domineret fra Den Helder i Holland til Sild i Tyskland, medens det nord for Sild bliver mere og mere ebbedomineret.

Som eksempel er vist tidevandskonstituenterne fra Esbjerg, 2006:

M2 amplitude 0,697 m og en fase 35,1°

M4 amplitude 0,068 m og en fase 228,3°

Asymmetrien eller den relative fase bestemmes ved (Duijts, 2002):

2*M2 fase – M4 fase

Er den relative fase mellem 0° og 180°, er tidevandet fl oddomineret, og mel- lem -180° og 0°er tidevandet ebbedomineret. Den relative fase for Esbjerg er -158,1°, og tidevandet er ebbedomineret. Tidevandet bruger således mere tid på at transportere en given vandmængde ind i tidevandsområdet end ud af tidevandsområdet. Asymmetrien afhænger af tidevandsområdets udformning og hvor i området, der måles. Asymmetrien ændres med tidevandsområdets dybde og form. Det betyder, at selvom de store dyb er ebbedominerede, vil de mindre prieler sandsynligvis være fl oddominerede. Tidevandskonstituen- terne kan, udover at forudsige den teoretiske vandstand i fremtiden, og af- gøre om et tidevandsområde er asymmetrisk, anvendes til beregning af mid- del springtids lavvande (MSLV). Her benyttes solens og månens største bidrag udtrykt som: MSLV= Z0 -(M2 +S2), hvor Z0 er middelvandstanden, M2 er må- nens største bidrag, og S2 er solens største bidrag (Huess, Nielsen og Nielsen, 2002). Beregnet for 1970 og 2003, Tabel 4.1, fås, at tidevandskonstituenten

M2 er øget med 3 cm og tidevandskonstituenten S2 er øget med 1 cm på 33 år ved Esbjerg. For Vadehavet er MSLV beregnet til ca. -80 cm i perioden.

1970 2003

M2 0,68 m 0,71 m

S2 0,17 m 0,18 m

Tabel 4.1 Tidevandskonstituenter fra henholdsvis månen, M2, og solen, S2, beregnet for 1970 og 2003 for Esbjerg Havn.

Bølger Sammenlignes Fanø-bølgemåleren med Fjaltring-bølgemåleren i perioden 1995 til 2007, ses, at bølgeenergifl uxen ved Fanø er 60 % af værdien ved Fjaltring, Figur 4.17. Den lavere bølgeenergifl ux ved Fanø kan skyldes læef- fekten af Horns Rev, der ligger som en undersøisk barriere mod nord. Des- uden ligger bølgemåleren ved Fanø på lavere vand end bølgemåleren ved Fjaltring. Til udfyldning af huller i data fra Fanø-bølgemåleren er der benyttet bølgeenergi beregnet som 60 % af bølgeenergien ved Fjaltring. Tilsvarende er huller i data ved Fjaltring beregnet som 1,66 gange bølgeenergien ved

34 Fanø. Årsagen til at der ikke er benyttet gennemsnitsværdier, er, at vindener- gien/bølgeenergien varierer voldsomt fra måned til måned, hvorved det kan være vildledende at udfylde huller med gennemsnitsværdier. Der iagttages en sammenhæng mellem hyppigheden af vinde fra SW og forskellen i bølge- energi mellem Fjaltring og Fanø, Figur 4.18. Stor vindenergi fra SW betyder mindre forskel mellem Fanø og Fjaltring og lidt vindenergi fra SW betyder større forskel. Ses der på den periode, hvor der er målt bølger ved Fjaltring og ved Fanø, er det mest karakteristiske, at bølgeenergien er lav i 1996 og 1997 og igen fra 2001 til 2003 samt i 2006. I den mellemliggende periode i slutningen 1990’erne er bølgeenergien høj.

Mia. (j/m)/år 700 Fjaltring (2031) 600 Fanø/ (3071)

500

400

300

200

100

0 1990 1992 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006 2008 År Figur 4.17 Bølgeenergifl ux ved Fanø og Fjaltring.

Procent

0,75 Vind (S_W) 0,7 Fanø/Fjaltring

0,65

0,6

0,55

0,5

0,45

0,4

0,35

0,3 1990 1992 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006 2008 År Figur 4.18 Forholdet mellem bølgeenergi ved Fanø og Fjaltring i sammenligning med hyppigheden af vinde fra SV.

35 Vindenergien Vinden er målt forholdsvis tæt på Knudedybs tidevandsområde siden 1910, hvor manuelle registreringer startede på fyrskibet Vyl ud for Grådyb. Herfra foreligger vindstatistikker for perioderne 1910-1916, 1921-1938 og 1946- 1978. Siden har DMI målt vinden fra Sædenstrand Fyr i perioden 1968 til 1991. Blåvand Fyr har målt fra 1990 og frem.

Den aktuelle vindenergi er udregnet for Sædenstrand Fyr og Blåvand Fyr, Figur 4.19, og desuden er vindenergien fordelt på vindretningerne S, SW, W og NW beregnet, Figurer 4.20 og 4.21. De forskellige beliggenheder af må- lestationerne gør, at der ikke vises en sammenhængende kurve. De første års målinger fra Sædenstand Fyr er ikke medtaget, da de skønnes at være upå- lidelige. Dette kan skyldes målefejl, eller at afstanden fra fyret til kystklinten ændres over perioden.

Vindenergi (MJ)

25000 HøjerSædding Strand (6150) LineærBlåvand (Højer) (6200) 20000

15000

10000

5000

0 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010 År Figur 4.19 Den aktuelle vindenergi ved Sædenstrand Fyr (ID 6150) og Blåvand Fyr (ID 6200).

Vindenergi (MJ)

8000 6150_NW 6200_NW 7000 6150_W 6200_W 6150_SW 6200_SW 6000 6150_S 6200_S

5000

4000

3000

2000

1000

0 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010 År Figur 4.20 Den procentvise fordeling af vindenergi fordelt på vindretninger for Sæden- strand Fyr (ID 6150) og Blåvand Fyr (ID 6200).

36 Vindenergi i procent

0,60 6150_NW 6200_NW 6150_W 6200_W 0,50 6150_SW 6200_SW 6150_S 6200_S 0,40

0,30

0,20

0,10

0,00 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010 År Figur 4.21 Vindenergien fordelt på vindretninger for Sædenstrand Fyr (ID 6150) og Blå- vand Fyr (ID 6200). Bemærk, at de to målestationer ikke bør sammenlignes.

Sammenlignes bølgeenergien med vindenergien viser begge beregninger, at energipåvirkningen fra vest i 1996 var lav. Desuden ses, at forskellen mellem bølgeenergien ved Fanø og Fjaltring er stor, når der er meget vind fra NW og forholdsvis mindre, når der er meget vind mellem S og W. Det er naturligvis muligt at sammenligne observationerne fra Vyl fyrskib med målingerne fra Sædenstrand Fyr, men KDI’s erfaring med at sammenligne vurderinger med målinger af vindstyrker og retninger er dårlige. Erfaringen med at benytte an- dre målestationer er heller ikke god, Figur 4.22.

Middel vindhastighed m/sek

9

8 y = 0,0094x - 11,189

7 Lineær (Aalborg) Lineær (Tirstrup) y = 0,066x - 124,14 Lineær (Skagen) Lineær (Skrydstrup) 6 Lineær (Thyborøn) y = -0,0276x + 59,501 Lineær (Karup) 5 y = 0,001x + 2,9985

y = 0,0115x - 18,224 4 y = 0,0043x - 4,3154

3 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 År Figur 4.22 Udvikling i middelvindhastighed for 6 målestationer i perioden 1970-2000.

Heraf fremgår, at vindstyrken er steget ved 5 ud af 6 DMI stationer i Jylland fra 1970 til 2000. En øget vindstyrke ses også i målingerne fra Sædenstrand Fyr og Blåvand Fyr, men ikke hvis målingerne fra Blåvand og Sædenstrand blandes sammen.

Udover at se på lokale målinger af vind, kan udviklingen vurderes ud fra be- regninger af vindstyrke og vindretning på grundlag af målinger af lufttryk.

37 Måling af lufttryk har i lang tid været let og præcist. Siegismund og Schrum (2001) viste, at middelvindstyrken i Nordsøen steg fra ca. 7,5 m/s i 1960 til 8,0 m/s i 1998, Figur 4.23.

Vindhastighed (m s-1)

8.5

8.0

7.5

7.0 1958 1968 1978 1988 1998 År Figur 4.23 Ændring i middelvindstyrke i Nordsøen (Fra Siegismund og Schrum, 2001).

Endvidere viste undersøgelsen, at vinden i perioden 1958-1967 var meget sydlig omkring 210°-240°. I perioderne 1968-1977 og 1978-1987 var vinden mere vestlig omkring 240°-210° for derefter igen i 1988-1997 at dreje mere mod syd omkring 230°-220° Figur 4.24. Christiansen et al. (2006b) fandt ved beregninger ud fra trykforskelle mellem hjørnerne i trekanten Hammershus, Nordby og Vestervig, Figurer 4.25 og 4.26, at perioden 1925 -1949 var mere blæsende end andre perioder, idet antal dage med vindstyrker under middel falder, medens antallet af dage med vindstyrker over middel stiger. Desuden ses fra 1950-1977 til 1978-1987 et fald i antal målinger med 5 m/s og en stigning i antal målinger over 10 m/s. Heraf ses, at middelvinden er øget fra 1950-1977 til 1978-1987. Dette er i overensstemmelse med Siegismund og Schrum (2001). Andre undersøgelser har vist, at der optræder perioder med øget stormfrekvens men også, at vindklimaet udviser stor naturlig variation. Det er derfor svært at konkludere noget om langtidsudviklingen i vindklimaet på baggrund af foreliggende undersøgelser. Flere modelleringer viser, at der kan forventes en øget stormfrekvens og mere vind i fremtiden som følge af klimaændringer, medens andre modelleringer ikke viser nogen entydig udvik- ling, se f.eks. IPCC (2007).

38 Figur 4.24 Normaliseret sum af vinde fra forskellige vindretninger inddelt i 5° intervaller for vinterperioden (oktober-januar) i årene 1958-1967 (rød), 1968-1977 (sort), 1978-1987 (blå) og 1988-1997(lyserød) (Fra Siegismund og Schrum, 2001).

Frekvens (%)

1874-1899 30 1900-1924 1925-1949 25 1950-1977 1978-1987

20

15

10

5

0 0 5 10 15 20 25 30 35 40 Vindhastighed (m/s) Figur 4.25 Vindhastigheder i frekvens fordelt på fem tidsperioder (Fra Christiansen et al., 2006b).

39 Figur 4.26 Vindroser for middelvinde for fem tidsperioder (Fra Christiansen et al., 2006b).

4.2 Morfologiske ændringer i Knudedybs tide- vandsområde Analyserne af de to opmålingskampagner i 1966 og 2003 præsenteres, sam- menlignes, og den formmæssige udvikling beskrives. Forskellene mellem ter- rænoverfl aderne for Knudedybs tidevandsområde i 1966 og 2003, vist i form af et differensplan, diskuteres. Gennem en række lodrette tværsnit frem- hæves forskelle mere detaljeret. Der foretages desuden i afsnit 4.3 og 4.4 mængdeberegninger af tidevandsområdets sedimentbudget og beregninger af tidevandsprismet for de to opmålingsperioder. Resultaterne diskuteres og

40 sættes i relation til de tidligere gennemførte analyser af Lister Dybs, Grådybs og Juvre Dybs tidevandsområder.

For både tværsnitsprofi ler og de efterfølgende beregninger gælder, at den manglende opmåling af Knudedybs ebbedelta i 1966 bevirker, at der kun medtages målinger i Knudedybs indre tidevandsområde.

Lokalitetsnavne i Knudedybs tidevandsområde følger kortet i Bilag 1. Områ- det opdeles i ”Knudedybs indre tidevandsområde”, der er beliggende øst for Fanøs sydspids, og i ”Knudedybs Vadehavsfront” beliggende vest for Hønen. Herved er der en entydig opdeling af Knudedyb tidevandsområde.

Pejleplanerne Som det fremgår af pejleplanet for opmålingsperioden 1966, Figur 4.27 og Bilag 2, er der stor terrænvariation i et ellers tilsyneladende fl adt vadehavs- landskab. Især dybets tilstedeværelse med de skarpt aftegnede skel mellem vade og dyb er iøjefaldende. Her er der ofte kun 30 m fra vaden i f.eks. kote 1 m til dyb i kote -15 m.

Figur 4.27 Pejleplan 1966 for Knudedybs tidevandsområde.

Knudedybs indre tidevandsområde kan opdeles i tre tidevandszoner: den vanddækkede (subtidale), den landdækkede (supratidale) og zonen mellem middelhøjvande og middellavvande (intertidale), jf. afsnit 1.2. På den vand- dækkede del er dybets tilstedeværelse dominerende med forgreninger af prieler med aftagende vanddybder. På den landdækkede del er de højtlig- gende vader iøjefaldende, særligt når de er vegetationsdækkede eller med klitvækst. Den intertidale zone er meget dynamisk og er karakteriseret ved vader, prieler og stjerter.

41 Den høje vade, Keldsand, øst for Sønderho på Fanø er iøjnefaldende. Mod syd og øst afgrænses denne vade af dybet, medens den mod vest gennem- skæres af den nordligste del af Galgerevet. Mod nord afgrænses Keldsand af den NV-orienterede priel, Lundvig Løb, der ved Albuen på Fanø har vand- udveksling med Grådybs tidevandsområde, da prielen når dybere end den intertidale zone.

Den nordlige og relativt højtliggende del af det indre tidevandsområde kaldes Pendersand, og denne vade virker som naturlig vanddeler, tidevandskel, mel- lem Knudedybs og Grådybs tidevandsområder. Mellem Pendersand og Knop- pen i øst ligger den nordligste del af dybet i form af Kelding Lo. Via denne lo sker den største vandudveksling med Grådybs tidevandsområde ved mid- delvande til lavvande, da der her er relativt dybest, og loen således virker som korridor for vandtransport mellem tidevandsområderne.

Langs digerne i den østlige del af tidevandsområdet er de intertidale vader gennemskåret af åudløbene fra Sneum Å, Kongeå og Ribe Å og af Jørgens Lo, der afvander området lige nord for Mandø Låningsvej, samt står for vand- udveksling med Juvre Dybs tidevandsområde. Disse vader kaldes stjerter, og i Knudedybs tidevandsområde er de orienteret tilnærmelsesvis vinkelret på kysten og er relativt smalle.

Den nordligste stjert langs fastlandets kyst er Læggen. Syd for Læggen er Ribe åens udløb i den sejlbare Ribe Strøm. Syd for Ribe Strøm ses stjerten Peelrevet. Den strækker sig langt ud i tidevandsområdet og adskiller udløbet fra Ribe Å fra Jørgens Lo.

Indtegningen af Mandø Låningsvej er misvisende, idet Låningsvejen indtil 1974 ”kun” dannede et naturligt tidevandskel til Juvre Dyb. Tidevandskellet ligger lidt nord for Ebbevejen, der traditionelt har fungeret som forbindelses- vej til Mandø. Som led i en landvindingsstrategi påbegyndtes i 1974 etable- ring af slikgårde fra Mandø og fra fastlandet til fastholdelse af fi nkornet se- diment. Projektet var færdiganlagt i 1978 med slikgårde langs hele Lånings- vejen, der udover at fungerede som entreprenørvej, også kunne benyttes af Mandø-boere. I 1990 blev Mandø Låningsvej offentlig tilgængelig, så andre også kunne benytte den (Karsten Jensen, pers. komm.).

På Mandø Flak og Knoben nord for Mandø er der store områder med interti- dale og supratidale vader. Ligesom for Keldsand er der en brat overgang fra vade til dyb. Dette store vadekompleks strækker sig mod sydvest og dækker højsandet Koresand kun gennemskåret af Mandø Gyde. En stor del af Kore- sand og Mandø Flak mangler i 1966-opmålingerne.

Fra sydspidsen af Fanø, Hønen, er Galgerevet adskilt fra Indre Knude og Peter Meyers Sand af Galgedyb. Fra dette vadekompleks mangler også målinger fra 1966 til at vise de morfologiske karakteristika.

Den ydre del af tidevandsområdet, ebbedeltaet, er næsten lige stort nord og syd for Knudedybs udløb, således at dybet rent geometrisk virker som en symmetriakse i ebbedeltaet. Ebbedeltaet har sin ydre afgrænsning i området indenfor 10-meter dybdekurven, da dettes dybdekurve-mønster er næsten

42 upåvirket af Knudedybs tidevandsområde. Til gengæld er Knudedybs indre tidevandsområde orienteret næsten ensidigt mod nord.

2003-opmålingen, Figur 4.28 og Bilag 3, viser tydelige morfologiske ændrin- ger af Knudedybs tidevandsområde i forhold til 1966-opmålingen. En af de overordnede ændringer er ved Keldsand øst for Sønderho, hvor den supra- tidale vade har udviklet sig med store sedimentafl ejringer. Sedimentafl ejring er sket på den centrale del, hvor der er etableret klitvækst op til kote 1,8 m, og hvor stabiliserende vegetation er indvandret. Desuden er den omgivende supratidale vade vokset i udbredelse og når ud til dybet mod øst.

Figur 4.28 Pejleplan 2003 for Knudedyb Tidevandsområde

I modsætning til denne sedimentafl ejring er vandtransportvejene i Knude- dybs indre tidevandsområde, overordnet set, ekspanderet både vertikalt og horisontalt og med lokal erosion til følge. Den NV-orienterede priel nord for Keldsand, Lundvig Løb, er således blevet både dybere og bredere, og dette mønster er relativt ens for samtlige dyb, prieler og loer i Knudedyb.

Pendersand er eroderet, og især den nordlige del af vaden er påvirket af sedimenttab sammenlignet med 1966. Tidevandskellet mellem Knudedybs og Grådybs tidevandsområder går henover Pendersand. Der foregår ofte vandudveksling mellem de to tidevandsområder henover skellet, hvor f.eks. vindstuvning fra SV medfører en maksimal tidevandsudbredelse, der er nord- ligere end det topografi ske vandskel. En indtegning af det topografi ske vand- skel i 1966 og 2003 viser, Bilag 7, at vandskellet har bevæget sig mod nord i perioden. Endvidere erkendes en yderligere forfl ytning af tidevandskellet af det bagvedliggende ortofoto fra 2005. Flytningen af det topografi ske tide- vandskel mod nord indikerer ændringer i de dynamiske forhold mellem Knu- dedybs og Grådybs tidevandsområder. En årsag kan være, at større tidevand

43 kombineret med vind, der transporterer vand over vandskellet til Grådybs tidevandsområde, forekommer relativt hyppigere.

Kongeåens udløb ligger mellem den nordligste del af tidevandsområdet, Knoppen, og den største stjert, Læggen. I udløbet sker der sedimentafl ejring, og tidligere blev kanalen regelmæssigt oprenset for at fremme afstrømningen fra åen og afdræningen af områder indenfor digerne (Ribe Amt 2006). Det opgravede materiale, der oftest blev lagt på kanterne af kanalen, blev dog hurtigt genafl ejret under de efterfølgende storme og gjorde oprensningen næsten virkningsløs. Siden 2003 er der ikke foretaget oprensning af Konge- åens udløb. Kongeåen har det største indhold af sediment opslæmmet i van- det af åerne i Knudedybs tidevandsområde (Søren Vinsløv, pers. komm.).

Marsken foran digerne på østsiden af tidevandsområdet er til dels dannet som resultat af menneskets arbejde for landvinding og digebeskyttelse. Af- lejringen af fi nkornet sediment sker primært i faskingårde, eller slikgårde, hvor vandstrømningen bremses, og sedimentet har øget tid til at falde ud af suspension. Ved at vaderne derved forhøjes og vegetationen kan indvandre, giver dette en øget sikkerhed af digerne mod bølger under stormfl od. I 2003 ses en tydelig vækst af marsk og stjerter langs den østlige del af tidevands- området. Især er stjerten Læggen lige nord for Ribe Å’s udløb ekspanderet si- den 1966. Ligeledes er marsken syd for Ribe Å vokset. Både området nord og nordøst for Mandø samt den sydlige del af Keldsand, lige nord for Knudedyb indløbet, bærer præg af en høj sedimentationsrate i løbet af de 37 år mellem opmålingerne.

Den indre del af ebbedeltaet er ikke opmålt i 1966, og en reel sammenlig- ning er ikke mulig. På pejleplanen 2003 ses en relativt stor sedimentakkumu- lation på den nordlige del af Knudedyb indløbet. Den sydlige del af det ydre ebbedelta er drejet mod nord, hvilket kan indikere en nordgående sediment- transport langs kysten. Nord for ebbedeltaet er vadehavsfronten ud for det sydlige Fanø vokset. Kystlinjen er rykket frem som følge af en stor sedimen- takkumulation.

Differensplan Ved at beregne forskellene mellem pejleplanerne for opmålingerne i 1966 og 2003 fås et differensplan, Figur 4.29 og Bilag 4. Differensplanet viser således, hvor der er sket erosion, og hvor der er sket afl ejring af sediment i de 37 år mellem opmålingerne. Knudedybs tidevandsområde ændrer sig hele tiden, og pejleplanerne kan derfor ses som to øjebliksbilleder og differensplanet som forskelle mellem billederne. Differensplanet kan derfor heller ikke anven- des til tolkning af små ændringer, der indtræffer hele tiden, men er meget anvendeligt i tolkningen af den overordnede udvikling over en årrække.

Idet orange og rødlige farvenuancer afspejler afl ejring og blå afspejler ero- sion, ses af differensplanet, at Knudedybs tidevandsområde har gennemgået betydelige ændringer i perioden 1966-2003. Gule og grønne nuancer må tolkes med forbehold, da ændringer kan være udslag af måle- og beregnings usikkerheden på ca. ± 10 cm. I perioden er der lokalt sket vertikale sedimen-

44 tændringer på over 5 m, ligesom dyb og større prieler har undergået relativt store terrænændringer.

Figur 4.29 Differensplan mellem opmålingsperioderne 1966 og 2003.

Knudedybs indre tidevandsområde er karakteriseret af både erosion og afl ej- ring. Erosionsområderne (blå) følger primært dyb og prieler, samt større vade- arealer i den intertidale del af tidevandsområdet, der har haft relativt mindre erosionsrater. Især har sandvaderne og de blandede vader såsom Pendersand, Knoppen og området nord for Læggen været udsat for erosion. Ligeledes bærer store områder vest og sydvest for Knudedyb indløbet præg af erosion, ofte i dybder under -4 m.

Den største akkumulation koncentrerer sig om Knudedyb indløbet samt hele den sydlige del af Fanø. På Keldsand er der afl ejret så meget sediment, at der nu er dannet en vegetationsdækket ø med klitdannelse og med en maksimal højde i 2003 på 1,88 m. I hele området nord for Knudedyb indløbet ses ver- tikal afl ejring; intertidale vader fra 1966 er siden vokset ind i det supratidale område fl ere steder.

Langs de indre vestvendte kyster ses en fortsat marskdannelse, der ofte kan sættes i relation til slikgårde, grøbling og anden menneskelig indgriben. Væksten af marskoverfl aden kan også ses ved sammenligning med kort fra opmåling af vaderne ved Kongeå og Darum (Møller med fl ere, 1964) i mid- ten af 1960erne, Bilag 10. Især i den sydøstligste del, syd for Ribe Å’s udløb, er der relativt høje akkumulationsrater, medens slikgårdene langs Mandø Låningsvej ikke bærer præg af de forventede høje akkumulationsrater. Dog ses i området nordøst for Mandø akkumulation op til på 0,19 m siden 1966, og hvor den største akkumulationsrate forventes at have fundet sted efter slikgårds-anlæggelsen i 1974-1978. Endvidere ses, at de tidligere prieler over

45 tidevandskellet mellem Juvre Dybs og Knudedybs tidevandsområder er op- fyldt af sediment.

Udbygningen af stjerter er tydelig, og på Læggen og især på den yderste del af Peelrevet ses kraftig afl ejring. Mod land er stjerterne ofte bagskåret af en landpriel mellem den inderste og højeste del af stjerten og den bagvedlig- gende marsk mod fastlandet. Disse stjerter har punktvis begyndende vegeta- tionsdække, og når højder op til 2,0 m.

Da 1966-opmålingerne er mangelfulde ved den yderste del af Knudedyb indløbet, i den indre del af ebbedeltaet samt både på Peter Meyers Sand og i Galgedybs udmunding, er området ikke medtaget i differensplanet. Store halvmåneformede afl ejringsområder nordvest for Knudedyb indløbet, der indikerer en transportretning mod nord, ses dog tydeligt, Figur 4.29, og er sandsynligvis forårsaget af Den Jyske Kyststrøm, se evt. Nielsen (2000).

Pejleplanerne for 1966 og 2003 samt differensplanet viser overordnet ten- dens til arealmæssig erosion på de nordligt beliggende intertidale vader samt i dyb og prieler. Afl ejring ses mod syd i Knudedybs indre tidevandsområde ved indløbet samt øst, syd og vest for Fanøs sydlige spids, således at udbyg- ning af barriereøen i længderetningen har mulighed for at fortsætte.

Tværprofi ler For et mere detaljeret indtryk af Knudedybs tidevandsområde er der lavet 14 tværsnit af overfl aden i 1966 henholdsvis i 2003. Tværsnitsprofi lerne er opdelt i 5 lange tværsnit fra kystlinje til kystlinje i retningen vest mod øst i Knudedybs indre tidevandsområde (Bilag 8 og Bilag 9) og i 9 mindre tværsnit, der viser specifi kke morfologiske ændringer over tid (Figurer 4.30 - 4.38). Bemærk at skalaen på længde- og højdeakserne varierer. Tidevandsstørrelsen har afgørende betydning for mange af de morfologiske processer, hvorfor højderne for middellavvande (MLV) og middelhøjvande (MHV) for 2003 er indsat i tværprofi lerne. Placering og orientering af tværsnitsprofi lerne frem- går af Bilag 5.

Profi l 1 går fra Fuglsand lige syd for Albuen på Fanøs østkyst over Pendersand og Kelding Lo til Knoppen, Bilag 5 og Bilag 8. Her ses først opfyldning af den nordligste del af Galgedyb-prielen fra 1966 til 2003, derefter uddybning af Lundvig Løb med ca. en meter til -3,2 m. Både Pendersand og Knoppen viser, at der har været erosion i perioden med mulighed for øget vandgennem- strømning mellem Grådybs og Knudedybs tidevandsområder til følge. Der er lokale levee-afl ejringer ved Kelding Lo samt sedimenttilvækst på den interti- dale vade nær diget syd for Sneum Å’s udløb.

Profi l 2 (Bilag 5 og Bilag 8) går fra Fuglsand på Fanøs østkyst, over Trinden, med lettere erosion, til Lundvig Løb, der udviser stor sedimentvariation i længderetningen grundet lokale forfl ytninger af løbet. Hovedløbet er blevet udvidet i både dybden og bredden, hvor løbssiderne er stejlere. Sedimentaf- lejring i randzonen af løbet er en horisontal forskydning af den eksisterende levee. De næste 3000 m er der generelt erosion af den sydlige vade på Knoppen. På vadens højeste punkt (0,79 m i 2003) er dannet en lille ø med

46 begyndende vegetationsindvandring. Bag øen er der en erosionsrende, eller landpriel, der dræner det højere beliggende område med marsk og faskiner og det bagvedliggende dige nord for Kongeåens udløb.

Profi l 3 (Bilag 5 og Bilag 8) går henover Keldsand, hvor den store sedimentaf- lejring tydeligt ses. Den nordlige del af Galgerev prielen er næsten opfyldt, og ved det højest beliggende punkt (1,43 m i 2003) er der vegetationsdannelse med lo-mæandrering samt lidt klitvækst. Indtil dybet er der næsten ingen ændring af den intertidale vade fra omkring 3 km fra referencepunktet. Dy- bet er blevet bredere og har stejlere sider, og der er tendens til en østgående forskydning med lokal afl ejring i den vestlige del af dybet. Der er en lille le- vee-dannelse på østsiden af dybet, men ellers er der næsten ingen sedimen- tændring de næste 5000 m. Den ovenfor omtalte landpriel ses tydeligt foran det højere liggende marskområde nord for Ribe Å’s udløb.

Fra Sønderho på Fanø går profi l 4 (Bilag 5 og Bilag 9) først over det suprati- dale vadekompleks med op til en meters afl ejring og klitdannelse. Indtil dybet er der ikke sket store ændringer på den intertidale vade, hvorimod dybets sider og bund viser tydelige tegn på erosion, der formentlig kan forklares ved det øgede tidevandsprisme. Den ydre del af Peelrevet, der ligger mellem Dybet og Jørgens Lo, har en nettoafl ejring på op til en meter i dette tvær- snitsprofi l, medens Jørgens Lo er blevet uddybet med lokal erosion til følge. Udover lidt levee-dannelse er Mandø Flaks overfl adeniveau næsten uændret, og etableringen af slikgårde ved Mandø Låningsvej har kun bidraget med begrænset afl ejring.

Det sidste lange tværsnitsprofi l, profi l 5 (Bilag 5 og Bilag 9), viser den syd- vestlige afgrænsning af den indre del af Knudedybs tidevandsområde, og går fra Hønen på Fanøs sydspids i nord til Mandø ud for Mandø mølle mod syd. Her ses tydelig afl ejring ud for Hønen på Fanøs sydspids samt opfyldning af den dybereliggende del af Galgerevet. Der er også tendens til afl ejring på de intertidale vader Indre Knude og Peter Meyers Sand. Dybet er på begge sider blevet udvidet med op til 100 m i bredden, og også her ses stejlere løbssider. I den dybe del af Knudedyb er der afl ejret sediment fra 1966 til 2003, så dyb- den er reduceret fra -19 m til -14 m. Over hele det viste profi l af Mandø Flak ses vertikal erosion i størrelsesordenen 0,3 m.

Samlet viser de fem lange tværsnitsprofi ler tendens til erosion i den nordlige del og i løb, prieler og dyb, samt afl ejring i den sydlige del og i randområ- derne af Knudedybs indre tidevandsområde.

Keldsand, Profi l 6 (Bilag 5 og Figur 4.30), udviser så stor afl ejring, at niveauet nu er over MHV over det meste af tværsnittet. Den maksimale højde er dog 15 cm under den vegetationsdækkede, nordligere beliggende del af Kelds- and. Et studie af Skov (2008) beskriver den morfologiske udvikling af Kelds- and og Galgedybet i detaljer på baggrund af blandt andet fl yfotos, Bilag 11.

Modsat Keldsand er området ud for Albuen ved Fanøs østkyst, Profi l 7 (Bilag 5 og Figur 4.31) overordnet erosionspræget med erosion på op til en halv meter samt forskydning af løbet mod øst med ca. 77 m.

47 Højde (m DVR90) 4

Mhv 0 Mlv

-4

-8

2003 Aflejring 1966 Erosion -12 0 1000 2000 3000 4000 Afstand (m) Figur 4.30 Profi l 6: Sedimentafl ejring på Keldsand fra Fanø i vest til Dybet mod øst

Højde (m DVR90) 1 Mhv 2003 Aflejring 0.5 1966 Erosion

0

-0.5

Mlv -1

-1.5 0 1000 2000 3000 Afstand (m) Figur 4.31 Profi l 7: Erosion ved Albuen og Pendersand

På den vestlige side af Lundvig Løb ses dog afl ejring med op til 0,4 m. Dette stemmer godt overens med afl ejringsraten af ler på 13,2 ±3,3 mm/år i en se- dimentprøve fra området (Pedersen og Bartholdy, 2006).

Pendersand er topografi sk tidevandskel mellem Knudedybs og Grådybs ti- devandsområder, og Profi l 8 (Bilag 5 og Figur 4.32) viser den mindre højde henover vandskellet, der giver mulighed for øget vand- og sedimenttransport mellem de to tidevandsområder. Den vertikale erosion er op til 0,6 m, og der er erosion af næsten hele de 2,3 km af Pendersand vaden. Profi let tegner ikke hele billedet af vandskellets forfl ytning mod nord, men viser dog, at der er sket store ændringer af vadens niveau her.

48 Højde (m DVR90) 1 Mhv 2003 Aflejring 0.5 1966 Erosion

0

-0.5

Mlv -1

-1.5 0 1000 2000 3000 Afstand (m)

Figur 4.32 Profi l 8: Erosion på Pendersand.

Profi l 9 (Bilag 5 og Figur 4.33) viser et tværsnit af den nordligst beliggende del af Kelding Lo, der adskiller Pendersand fra Knoppen. Her er dannet en stor levee med en udstrækning på over 600 m og en højdeforskel til vaden på over 0,5 m. Dette indikerer en accelereret havspejlsstigning ifølge Tem- merman et al. (2004), se se afsnit 1.2. Selve Kelding Lo er mæandreret ca. 200 m mod øst, men er stadig i kote -1,35 m. På Knoppen vaden ses erosion på op til 0,4 m i hele profi let fra Kelding Lo til midt på Knoppen.

Højde (m DVR90) 1 Mhv 2003 Aflejring 0.5 1966 Erosion

0

-0.5

Mlv -1

-1.5 0 1000 2000 3000 Afstand (m) Figur 4.33 Profi l 9: Kelding Lo med erosion af vade og levee-dannelse.

Et tværsnitsprofi l af den centrale del af Knoppen viser næsten ingen udvikling på den intertidale vade, Profi l 10 (Bilag 5 og Figur 4.34), og medens den sub- tidale del af vaden er eroderet op til 0,5 m, er der sket en relativ stor afl ejring i bunden af loen, hvor maksimumsdybden er faldet fra -9,08 m til -7,56 m.

49 Højde (m DVR90) 2 Mhv 0 Mlv -2

-4

-6

-8 2003 Aflejring 1966 Erosion -10 0 1000 2000 3000 4000 5000 Afstand (m)

Figur 4.34 Profi l 10: Knoppen fra marskens kant til Kelding Lo.

Profi l 11 (Bilag 5 og Figur 4.35) er et tværsnitsprofi l af den højest beliggende del af Læggen. Det eneste erosionsområde i profi let er en sydgående fl ytning af udløbet fra Kongeå sluse. Der er sedimentafl ejring på Læggen og især i Kongeå Løb og Ribe Løb. Det bemærkes, at Læggens toppunkt (0,79 m i 2003) er meget tæt på MHV, hvorved den lettere kan stabiliseres af indvan- drende vegetation, ligesom tilfældet er længere mod øst.

Højde (m DVR90) 1.2 Mhv 0.8

0.4

0

-0.4

-0.8 2003 Aflejring Mlv 1966 Erosion -1.2 0 500 1000 1500 2000 2500 Afstand (m)

Figur 4.35 Profi l 11: Læggen mellem Kongeåens udløb og Ribe Løb

Toppunktet på den midterste del af Peelrevet, Profi l 12 (Bilag 5 og Figur 4.36) har fl yttet sig 268 m nordpå i perioden uden at toppunktet har ændret høj- de. Som andre prieler har Jørgens Lo udvidet sig i tværprofi let, mens Mandø Flak næsten er uændret over 1,5 km.

Den gamle landpriel er fl yttet 252 m mod vest, hvor dybden er formindsket med 0,15 m. I det bagvedliggende område ses afl ejring på op til 0,7 m i form af slikgårde og Mandø Låningsvej.

50 Højde (m DVR90) 2

1 Mhv

0

Mlv -1 2003 Aflejring 1966 Erosion -2 0 1000 2000 3000 4000 5000 Afstand (m)

Figur 4.36 Profi l 12: Jørgens Lo og Mandø Låningsvej.

I retning fra Mandø viser Profi l 13 (Bilag 5 og Figur 4.37) udviklingen på henholdsvis Mandø Flak nord for Mandø, Jørgens Lo og den ydre del af Peelrevet. På Mandø Flak ses afl ejring på op til 0,5 m med gennemskærende landprieler fra både øst og vest og en mulig levee ved Loen. Jørgens Lo er ikke blevet dybere, kun bredere, og den dybeste del af loen er forfl yttet 165 m mod nord. Hele Peelrevets yderste del er kraftigt udbygget med op til 0,98 m afl ejring.

Højde (m DVR90) 1.2 Mhv 0.8

0.4

0

-0.4

-0.8 2003 Aflejring Mlv 1966 Erosion -1.2 0 500 1000 1500 2000 2500 Afstand (m) Figur 4.37 Profi l 13: Mandø Flak, Jørgens Lo og Peelrevet.

Tværsnitsprofi let for den smalleste del af den sejlbare del af Knudedyb ses af Profi l 14 (Bilag 5 og Figur 4.38). Vaderne på begge sider er i den intertidale zone, og løbet har en maksimaldybde på henholdsvis -18,0 m (1966) og -19,2 m (2003). På den nordlige vade lige sydvest for Sønderkeldsand Løb ses afl ejring på op til 0,83 m. Dybet er blevet udvidet med 1,2 m i maksimal dybde, og bredden er øget op til 51 m, således at tværsnitsarealet er øget med i alt 814 m² i perioden. Derimod er den sydligt beliggende vade, Kno- ben, næsten uændret i perioden med maksimal erosion på 0,11 m.

51 Højde (m DVR90) 5

Mhv 0 Mlv

-5

-10

-15 2003 Aflejring 1966 Erosion -20 0 1000 2000 3000 Afstand (m)

Figur 4.38 Profi l 14: Dybet samt Peter Meyers Sand og Knoben.

Overordnet er der sandsynligvis sket en nettosedimenttransport fra de indre nordlige dele af tidevandsområdet til området mellem Mandø og det sydlige Fanø, således at der primært mangler sediment på de nordlige vader og i lø- bene; her især på Fuglsand, Pendersand, Knoppen og Læggen. Modsat dette lokale sedimenttab er der relativt høje sedimentationsrater på både suprati- dale og intertidale vader nær den sejlbare del af Knudedyb; såsom Keldsand, Peter Meyers Sand, Peelrevet, Mandø Flak og Galgerevet. Desuden er der subtidale afl ejringsområder nordvest for udløbet fra Knudedyb samt på Fanøs sydvestlige kyst med fl ere revler og generel kystopbygning.

I den nordlige del af det indre tidevandsområde har Pendersand vaden mel- lem Grådybs og Knudedybs tidevandsområder ændret form og beliggenhed af de højeste dele. Der iagttages erosion på tidevandskellet, og det topografi - ske tidevandskel har fl yttet sig i nordlig retning, Bilag 7, hvilket indikerer øget vandgennemstrømning mellem de to tidevandsområder. Som en mulig kon- sekvens af dynamikken omkring tidevandskellet ses fl uktuationer af Sneum Å’s udløb. Fra ”normalt” at løbe mod nord til Grådybs tidevandsområde, jf. Bilag 1, løber vandet tilsyneladende fra tid til anden mod syd ind i Knudedybs tidevandsområde, jf. Bilag 5. Ud fra forskellige fl yfotos og satellitbilleder fra årene 1990-2007 er det iagttaget, at der sandsynligvis sker et skift mod syd i udløbsretningen omkring 2003. På senere fotos er udløbsretningen dog ofte nordlig igen.

4.3 Mængdeberegning for Knudedybs tidevands- område Det indre tidevandsområde, Bilag 6, er anvendt til mængdeberegninger og afgrænses mod nord af det topografi ske vandskel mellem Grådybs og Knu- dedybs tidevandsområder. Kystlinjen langs Fanøs østkyst og fastlandets vest- kyst defi nerer afgrænsningen indtil henholdsvis Hønen på Fanø og Mandø Låningsvej (1966-opmålingen medtog ikke diger og marskområder). Mod syd er det topografi ske vandskel i 1966, der ligger lidt sydligere end Mandø Låningsvej, afgrænsningen til Juvre Dybs tidevandsområde. Mellem Hønen på Fanø og Mandø defi neres afgrænsningen af den rette linje mod ebbedeltaet, hvor der er opmålinger i begge perioder.

52 For hvert valgt højdeinterval er beregnet den samlede mængde sediment for henholdsvis 1966 og 2003, hvor forskellen viser ændringer i sedimentvolu- men mellem opmålingerne, Figur 4.39, jf. Ingvardsen et al. (2006) for meto- de. Heraf ses, at der sker tilvækst over og erosion under middelvandstanden, og der tegnes et overordnet billede af netto erosion i området. Den kraftigste tilvækst fi ndes i intervallet 1 m (0,01-1,00 m DVR90) og udgør 4,9 mio. m3. Da MHV er henholdsvis 0,75 m (1966) og 0,85 m (2003), sker sedimentafl ej- ring på vaderne primært som funktion af tidevandets transport af sediment.

Sedimentvolumenændring i mio. m³ 5 4

3 2

1

0

-1

-2

-3 5 2 1 0 -1 -2 -5 -7 -10 -15 Koteinterval i m DVR90

Figur 4.39 Volumenberegninger for Knudedybs indre tidevandsområde, der viser udvik- lingen fra 1966 til 2003.

De største erosionsmængder ses i intervallerne -1 m (-1,00 til -1,99 m DVR90) og -2 m (-2,00 til -4,99 m DVR90). Erosionen er af samme størrel- sesorden indenfor de to intervaller og udgør samlet 6,2 mio. m3. Fordelingen mellem afl ejring og erosion afspejler selvfølgelig den arealmæssige fordeling i Knudedybs indre tidevandsområde, hvor størstedelen netop ligger inden- for de nævnte intervaller, Bilag 2. Der iagttages også en betydelig erosion i de dybereliggende områder. Samlet ses erosion af de subtidale vader, dyb, prieler og løb, og afl ejring på intertidale og supratidale vader samt forlands- vækst, Figur 4.40. Som det også fremgik af gennemgangen af den morfolo- giske udvikling, er erosionen stor i løb, prieler og dyb samt på vaderne i især den nordlige del af tidevandsområdet.

Ud fra volumenændringerne kan en total nettoerosion af sediment beregnes til 5,1 mio. m³ for Knudedybs indre tidevandsområde uden specifi kt at kvan- tifi cere, hvor sedimentet kommer fra. Der er dog god overensstemmelse mel- lem erosionen i de subtidale områder og afl ejringen i de supratidale og inter- tidale områder. Eftersom sedimentbudgettet for Knudedybs Vadehavsfront mangler, skal den beregnede nettoerosion tages med forbehold.

I en sammenligning med de tilstødende tidevandsområder, Grådybs og Juvre Dybs (Ingvardsen, Vølund og Jensen, 2006; Ingvardsen et al., 2006), ses kun tilnærmelsesvis en korrelation mellem de beregnede volumenændringer, hvorimod den overordnede tendens er klar med afl ejring i de supratidale og intertidale områder og subtidal erosion, Figur 4.41. Listerdybs tidevandsområ- des nettoerosion er med 13,0 mio. m³ (Kystinspektoratet, 1999) tæt på Grå- dybs, så overordnet set er den danske del af Vadehavet erosionspræget.

53 Mio. m³

4

2

0

-2

-4

-6

Supratidale vader og forland -8 Intertidale vader Subtidale dyb, prieler og løb -10 5 til 1 1 til -1 -1 til -25 Koteinterval i m DVR90 Figur 4.40 Sedimentvolumenændring for karakteristiske landskabstyper, hvor det interti- dale område for beregningen er mellem -0,99 og 1,0 m.

Mio. m³

10

5

0

-5

Knude dyb -10 Grådyb Juvre dyb -15 Supratidal vader Intertidale vader Subtidale dyb, Total nettoaflejring og forland (1 til -1 m DVR90) prieler og løb (5 til 1 m DVR90) (-1 til - 25 m DVR90) Landskabstype interval (Bemærk inddeling i intervaller efter koter) Figur 4.41 Volumenændringer i det nordlige danske vadehav mellem 1966 og 2003.

Ved at anvende koterne til at adskille de enkelte arealandele kan den areal- mæssige fordeling og udvikling beregnes for Knudedybs indre tidevandsom- råde. Det samlede areal er uændret mellem 1966 og 2003 i beregningen, hvilket giver den reelle procentvise arealfordeling og udvikling, Figur 4.42, og den absolutte arealfordeling, Figur 4.43.

54 Kote niveau i m DVR90 20

5 1966 i % 2 2003 i % 1,5 1 0,5 0 -0,5 -1 -1,5 -2 -3 -4 -5 -10 -20 0 5 10 15 20 25 30 Procentvis andel af hele Knudedyb-arealet

Figur 4.42 Arealfordeling i procent af Knudedybs indre tidevandsområde.

I 1966 havde den intertidale zone den største arealmæssige udbredelse, hvor summen af arealandelene fra -0,99 til 1 m DVR90 udgjorde 73,5 % af hele arealet. Den intertidale andel var 3,5 %-point mindre i 2003. Derimod er de supratidale vader og marsk vokset fra 0 % til 2,1 %, medens summen af de subtidale ændringer udgør 1,4 % af den samlede arealfordeling, hvilket sam- let giver de resterende 3,5 %-point.

Arealfordelingsændring i mio. m² 4

2

0

-2

-4

-6

-8 20 5 2 1,5 1 0,5 0 -0,5 -1 -1,5 -2 -3 -4 -5 -10 -15 -20 Kote niveau i m DVR90

Figur 4.43 Arealfordelingsændring for Knudedyb tidevandsområde.

Den største ændring i arealfordelingen har fundet sted i og nær den inter- tidale zone, der er mindsket med 3,5 %-point, medens de supratidale og subtidale zoner samlet set er vokset tilsvarende. Især erosion af løb og vader er ansvarlige for den negative ændring i den intertidale zone. Tilvæksten om- kring 0 m DVR90 (0,0 - -0,49 m) på 1,8 mio. m² tilskrives til dels levee-dan- nelse langs løbene.

Som beskrevet er arealet med marsk og supratidale vader vokset, og det er det subtidale areal i intervallet fra -1,5 m til -2,99 m også. Afl ejringen er pri- mært sket som udfyldning af tidligere løb og prieler, f.eks. Galgerevet, samt ved sedimentafl ejring i eksisterende løb.

55 Tidevandsprismet Tidevandsprismet angiver det vandvolumen, der gennemsnitligt løber ind og ud af tidevandsområdet i løbet af en tidevandsperiode. Det bestemmes som vandvolumenet mellem MHV og MLV. Tidevandsprismet er tidligere beregnet til 175 mio. m³ (Bartholdy og Pejrup, 1994; Lundbak, 1947). Det manglende opmålingsområde i 1966 medfører, at der kun kan beregnes et volumen- mæssigt korrekt tidevandsprisme for Knudedybs indre tidevandsområde. Derved bliver volumenet for lille i forhold til den morfologiske grænse mod Nordsøen.

Som beskrevet er der sket en stigning i tidevandsstørrelsen i perioden 1970- 2003 på 9,6 cm fra 1,613 m til 1,709 m, karakteriseret ved en større middel højvandstand og en nogenlunde konstant middel lavvandstand, Tabel 4.2. De 9,6 cm stigning i tidevandsstørrelsen giver et øget tidevandsprisme på 11,5 mio. m³, svarende til ekstra 11,5 mia. liter vand, der gennemsnitligt løber ind og ud af Knudedybs tidevandsområde i hver tidevandsperiode. Tidevandspris- met er både angivet som det opmålte indre tidevandsprisme og det tilnær- mede morfologiske tidevandsprisme ud fra øgningen af middel højvandstan- den. Det ses, at tidevandsprismet for Knudedybs tidevandsområde i dag er af en størrelsesorden på 190 mio. m³.

1970 2003 Ændring

Middel højvandstand (m DVR90) 0,75 0,856 0,106 Middel lavvandstand (m DVR90) -0,863 -0,853 0,010

Indre tidevandsprisme (mio. m³) 143,3 153,5 10,3 Morf. tidevandsprisme (mio. m³) 178,4 189,9 11,5

Tabel 4.2 Tidevandstand og tidevandsprisme for Knudedyb tidevandsområde.

Det forøgede tidevandsprisme forklarer en del af den observerede morfo- logiske udvikling i Knudedybs tidevandsområde. Sammenholdes det øgede tidevandsprisme med Knudedybs tidevandsområdes volumenændringer, kan den subtidale erosion til dels forklares som en morfologisk konsekvens af den øgede vandgennemstrømning, ligesom dele sedimentafl ejringen i de suprati- dale og intertidale zoner kan henføres hertil.

4.4 Sedimentbudget for Knudedybs tidevandsom- råde Sedimentbudgettet påvirkes dels af de sedimenttransporterende kræfter som tidevandsstrømme og vindgenererede bølger, der omlejrer sedimentet og dels af de forskellige sedimentkilder, Figur 4.44. Sedimentbudgettet er lavet på baggrund af andres undersøgelser i området.

Atmosfærisk nedfald ses ofte i form af partikler af ler eller aske, der falder som regn eller støv med et lille sedimenttilskud. Der er ikke målt atmosfærisk nedfald i Knudedybs tidevandsområde. Ud fra estimater fra hele Nordsøen på 2,78 t/km²/år (McCave, 1973, refereret i Pedersen og Bartholdy, 2006) og fra Königshafen i Tyskland på 2,2 t/km²/år (Larsen, Pejrup og Edelvang, 1996), fås for Knudedybs tidevandsområde som gennemsnit af ovenstående et input på 2,49 t/km²/år ±12 %. For Knudedybs indre tidevandsområde med et areal på 134,66 km², svarer det til 335,30 t/år.

56 Atmosfærisk nedfald Transport Forland til/fra forland

Erosion

Dige

Nordsøen Aflejring Sediment- transport fra vandløb Forland

Primær produktion

Figur 4.44 Skematisk diagram over sedimentkilder for Knudedybs tidevandsområde.

Transport til og fra forlandet er vanskelig at kvantifi cere for Knudedybs indre tidevandsområde, da forlandet ikke blev opmålt i 1966, hvilket ellers kunne understøtte et netto sedimentations estimat. Pedersen og Bartholdy (2006) fandt for perioden 1964-1999 en kystlinjefremrykning og afl ejring pri- mært i form af slikgårde, på totalt 4,8•10³ t/år fi nkornet sediment, svarende til 13% af den beregnede totale mængde. Flyfoto-studier af forlandsudvik- lingen i Knudedybs tidevandsområde bekræfter ovenstående tendens, idet store dele af forlandsarealerne er vegetationsdækkede og med synlige præg af faskiner. Et studie af det naturlige forlandsområde Råhede 4 km syd for Mandø Låningsvej viser samme tendens med kraftig udbygning og stabilise- ring af forlandsarealet (Pedersen og Bartholdy, 2007).

Sedimenttransport fra vandløb til Knudedybs tidevandsområde stam- mer fra Ribe Å, Kongeåen og til dels fra Sneum Å, hvis udløb fl uktuerer mellem afvanding til Knudedybs og Grådybs tidevandsområder. Sneum Å’s bidrag anslås derfor til 25% af åens sedimenttransport, Tabel 4.3. Ribe Å’s oplandsareal er dobbelt så stort som de to øvrige, men åen har den laveste middelkoncentration af sediment. Erosionsraten er størst for Kongåen, så ved f.eks. en tidobling af vandføringen vil Kongeåen, alt andet lige, have næsten dobbelt så stor erosion som Ribe Å. Vandføringen (Q) er gennemsnitlig størst i Ribe Å og mindst i Sneum Å, Tabel 4.3.

Oplandsareal Middelkonc. Erosionsrate Vandføring Denudation Sedimentinput (Km²) (mg/l) (mg/l) (m³/s) (t/Km²/år) (10³ t/år)

Sneum Å 504 11,75 ± 2,25 2,36Q0,8323 3,51 6,7 (3,36 ± 0,67)/4 (25%): 0,84

Kongeåen: 446 9,25 ± 1,85 2,98Q0,6152 6,78 5,9 2,64 ± 0,53

Ribe Å: 950 8,85 ± 1,77 2,07Q0,5669 10,39 5,2 4,96 ± 0,99 I alt: 1522 12,8 8,44

Tabel 4.3 Fluvial tilførsel af fi nkornet materiale (<63 µm) til Knudedybs tidevandsområde (Fra: Pedersen, 2004; Pedersen og Bartholdy, 2006)

57 Denudationen er et udtryk for sedimentets transport væk fra kildeområdet ved vandets kraft, og er nogenlunde lige stor for de tre åer. Den samlede sedimenttilførsel fra de tre åer til Knudedyb tidevandsområde er beregnet til 8,44 * 10³ t/år.

Tilskuddet fra primær produktion er beregnet til 7,74 ± 3,25 * 10³ t/år (Pedersen og Bartholdy, 2006).

Da Nordsøen bidrager med næsten halvdelen af den samlede sedimenttilfør- sel, er det en meget vigtig bidragsyder. Ifølge Pedersen og Bartholdy (2006) er input fra Nordsøen beregnet til 19,03 ± 12,86 * 10³ t/år. Forfatterne peger dog på, at Knudedybs tidevandsområde kun akkumulerer 28 % af det mu- lige sedimenttilskud fra Nordsøen; primært grundet det topografi sk meget åbne tidevandsområde. Ved storme fra NV presses vand og dermed sediment ud gennem Knudedybs ebbedelta, og under storme fra SV strømmer vand og sediment ud i Grådybs tidevandsområde. Derved er muligheden for fasthol- delse af fi nkornet sediment lille i Knudedyb tidevandsområde.

Total sedimenttilskud i t / år Netto akkumulation i % Atmosfærisk nedfald 335 0,8 Forlands interaktion 4.800 11,9 Tilskud fra åerne 8.440 20,9 Primær produktion 7.740 19,2 Nordsøens tilskud 19.030 47,2 I alt: 40.345 100

Tabel 4.4 Sedimentbudget for Knudedybs tidevandsområde for fi nkornet sediment (Mo- difi ceret fra Pedersen og Bartholdy 2006).

Sedimentbudgettet for fi nkornet sediment viser et netto tilskud på 40.345 t/år, Tabel 4.4. Tilskuddet fra Nordsøen er det største og har potentiale til at være større. De næststørste bidrag er den fl uviale tilførsel og primærproduk- tionen. De er internt forbundne, således at øget nedbør giver højere vand- føring og derved øget erosion. Når åerne går over brinkerne, stiger denuda- tionsraten, hvor meget fi nkornet sediment udvaskes og ender på vaderne. Primærproduktionen stiger ved den øgede næringstilførsel, hvorved andre biologiske sedimentstabiliserende arter opblomstrer og fører til, at mere sedi- ment bliver bundet i tidevandsområdet.

På de 37 år mellem opmålingerne burde der altså være akkumuleret omkring 1,49 mio. tons fi nkornet sediment i Knudedybs tidevandsområde. Da det fi nkornede sediment ikke har mulighed for at afl ejres i den subtidale zone grundet de vedvarende vandbevægelser, må tilvæksten fi ndes i de intertidale og supratidale zoner, der, jf. ovenstående areal- og mængdeberegninger, også udviser en nettotilvækst i perioden. Derved vil den samlede nettoerosion på over 5 mio. m³ for Knudedybs indre tidevandsområde for en stor dels vedkommende være i sandfraktionen, og hvor en del af sandet fi ndes i den uopmålte del af det ydre Knudedybs tidevandsområde, som fl yfotos indikerer.

58 4.5 Sammenfatning Overordnede træk fra analysen af udviklingen i Knudedybs tidevandsområde 1996-2003 sammenfattes som følger:

• Set over hele perioden 1889-2006 har den gennemsnitlige relative hav- spejlsstigning været på 1,35 mm/år i Esbjerg. I perioden 1972-2007 ses en gennemsnitlig relativ havspejlsstigning på 4 mm/år, og for perioden 1993-2003 ses en stigning på 5 mm/år, når en væsentlig del af vindens indfl ydelse på vandstanden er fjernet.

• Der er sket en accelereret havspejlsstigning i de seneste 35 år i forhold til hele perioden 1889-2006.

• Knudedybs tidevandsområdes nærhed ved Esbjerg gør, at havspejlsstig- ningen i øjeblikket vurderes til 4 mm/år, da lodrette landbevægelser vur- deres at være minimale.

• Havspejlsstigningen i Vadehavet er i øjeblikket større end det globale gen- nemsnit og større end forudsagt af prognoser fra IPCC.

• Antal dage med højvande over forskellige niveauer er øget gennem tiden; hovedsagligt som følge af den stigende middelvandstand og en stigning i tidevandsamplituden.

• Vandstandene i Knudedybs tidevandsområde kan nå op på 4-5 meter, og hvor de højest målte vandstande ved Esbjerg og Ribe er 4,22 m henholds- vis 5,00 m.

• Statistisk set vil vandstande på eller over 4,06 m ved Esbjerg og 4,95 m ved Ribe indtræffe en gang hvert hundrede år.

• I forbindelse med storme er der målt forskelle i samtidige vandstande ved Esbjerg og Ribe på 1,2 m.

• En generel havspejlsstigning vil betyde, at det, der i dag er en ekstrem vandstand, vil forekomme langt hyppigere i fremtiden.

• Middelhøjvandet stiger mere end middelvandstanden og stigningen for perioden 1889-2006 er på 2,2 mm/år. Sammenholdt med et konstant til faldende middellavvande, betyder dette, at tidevandsstørrelsen er øget.

• Tidevandsstørrelsen er gennemsnitligt øget med 2,6 mm/år i perioden 1889 til 2006 i Esbjerg. Fra 1970 til 2003 er stigningen på 9 cm fra 152 til 161 cm og altså sige 9 cm på 33 år. I Havneby ses en stigning på 4 mm/år, fra 171 cm til 184 cm, svarende til 13 cm på 33 år.

• Tidevandet i Knudedyb tidevandsområde er ebbedomineret. Idet asym- metrien mellem fl od og ebbe afhænger af tidevandsområdets form, kan nogle områder være fl oddominerede.

• Vinden er i perioden fra 1925 til 1949 kraftigere end i de 3 andre un- dersøgte perioder i det 20. århundrede. Hvis der alene ses på vinden fra 1950 og frem, har vinden taget til i styrke gennem perioden.

• 5 ud af 6 DMI stationer i Jylland viser, at vinden tiltager i styrke fra 1970 til 2000, og trykmålinger viser, at middelvinden stiger fra 7,5 m/s til 8,0 m/s i perioden 1970-1998.

59 • Udvikling i vindenergi og bølgeenergi følges ad, således at perioder med høj vindenergi fra især sydvestlige retninger er sammenfaldende med pe- rioder med høj bølgeenergi.

• Knudedybs indre tidevandsområde er orienteret ensidigt mod nord.

• Den ydre del af tidevandsområdet, ebbedeltaet, er næsten lige stort nord og syd for Knudedybs udløb, således at dybet rent geometrisk virker som en symmetriakse i ebbedeltaet i 1966. I 2003 er sket en forlægning mod nord. Ebbedeltaet har sin ydre afgrænsning i området indenfor 10-meter dybdekurven, da dette dybdekurve-mønster er næsten upåvirket af Knu- dedybs tidevandsområde.

• Morfologisk tegnes et billede af tendens til erosion på den nordlige del af vaderne og i løb, prieler og dyb, og afl ejring på de sydlige dele af vaderne og i randområderne af Knudedybs indre tidevandsområde.

• Dyb, prieler er generelt blevet dybere.

• Selve Knudedyb er blevet bredere og der er sket afl ejring i de dybere dele, hvorved dybden nogle steder er mindsket med op til 5 meter. Maksimal- dybden er dog øget.

• Knudedyb har eroderet i ebbedeltaets midte, således at dybet nu synes mere markant mod vest.

• Nord for ebbedeltaet er Vadehavsfronten ud for det sydlige Fanø vokset. Kystlinjen er rykket frem som følge af en stor sedimentakkumulation.

• Der er sket stor sedimentafl ejring på den centrale del af Keldsand med indvandret vegetation og klitdannelse op til kote 1,8 m.

• Tydelig tilvækst på marsk og udbygning af stjerter, hvor der fl ere steder ses begyndende vegetationsdække.

• Pendersand er eroderet, og især den nordlige del mod Grådybs tidevands- område er påvirket af sedimenttab. Det topografi ske tidevandskel mellem Knudedybs og Grådybs tidevandsområder har bevæget sig mod nord i perioden 1966-2003.

• Det topografi ske tidevandskel mod Juvre Dybs tidevandsområde udgøres i dag af Låningsvejen til Mandø, der blevet etableret 1974-1978. Her ses kun begrænset tilvækst. Prieler, der før etablering af Låningsvejen for- bandt tidevandsområderne, er blevet udfyldt af sediment. Etableringen af Låningsvejen har betydning for vandudvekslingen mellem tidevandsområ- derne.

• Der ses forskydninger af løb og øget mæandrering mange steder.

• Der observeres store levee-dannelser langs loer og dyb.

• Sneum Å ses i perioder at afvandes mod syd i modsætning til et traditio- nelt udløb mod Grådybs tidevandsområde.

• Tidevandsprismet er vokset i perioden 1970-2003. Øgningen fra 143,3 til 153,5 mio. m³ beregnet for Knudedybs indre tidevandsområde og 178,4 til 189,9 mio. m³ anslået for Knudedybs tidevandsområde kan for største-

60 delens vedkommende tilskrives stigningen i tidevandsstørrelsen på 9,6 cm i den tilsvarende periode.

• Der er beregnet en netto erosion for Knudedybs indre tidevandsområde på 5,1 mio. m3 sediment i perioden 1966-2003. Dette kan opdeles i et positivt materialebudget på en del af vaderne og forlandet af fi nkornet sediment, og et stort negativt budget for sand, der transporteres ud af området.

• Sedimentbudgettet for Vadehavsfronten og det ydre ebbe delta mangler. Udbygningen kan ses som resultat af, at eroderet sand fra længere inde i tidevandsområdet afl ejres her.

• I sammenligning med de øvrige tidevandsområder i Vadehavet er den overordnede tendens klar med afl ejring i de supratidale og intertidale om- råder og subtidal erosion.

61 Knudedybs tidevandsområde Enmaksimalvandstandsstigningved Vestkysten iA2 scenariet (IPCC, • Engenerel stigningivindefravestligeretninger medenlillestigningi • stigertilmellem120-140 %ogsommerned- Nedbørivintermånederne • Årligmiddeltemperaturstigermedoptil4,6°C,ogfordampningen stiger • gende overordnede konsekvenserirelation til1990forA2ogB2scenarierne: resultater (DMI,2008),derskitserer etfremtids-scenario forår2100medføl- maekstremer, medensandre ikkegørdet.Hertagesudgangspunktimodel- Nogle modellerviser, atder ifremtiden vilforekomme fl forventes, ialtfaldpålængere sigt,enstørre stigningsrateendidag. celereret stigningfrem modslutningenafårhundredet iprognoserne fraIPPC globalt iøjeblikketkanvære udtrykforenkorttidsvariation,menmedac- Rahmstorf etal.,2007).Denrelativt større havspejlsstigningiVadehavet end da ogsåbetydeligtstørre havspejlsstigninger (sef.eks.Rahmstorf,2007; ske områder, hvorvedstigningen kanblivebetydeligstørre. Andre forudser I IPCC’s prognoser erderusikkerhedomdenfremtidige afsmeltningiarkti- 1999 ift.perioden2090-2099)forventesvandstandenogsåatstigefremover. IPCC på18-59cm(dengennemsnitligemiddelvandstandiperioden1980- 2007 på1,35mm/år. Medenhavspejlsstigningidesenesteprognoser fra 35 år, hvilket erenklarforøgelseafstigningsratensetoverperioden1889- Udviklingen imiddelvandstandenharværet på4mm/år gennemdeseneste ningen 5.1 Konsekvenser afenforøgelsehavspejlsstig- spejlsstigningen. hvorvidt oghvorlængeopbygningenafvadermarskkanfølgemedhav- udvikling underdenneperiodeshydrografi Vadehavet viludviklesigfremover. Herkandeseneste40årsmorfologiske afstrømning, fl matiske ændringerer, sammenmedandre effekter iformaføgetnedbørog liggende områder. Defremtidige formodedehavspejlsstigningergrundetkli- end idagmedkonsekvenserfordigesikkerhedenogbefolkningenlavt- Vadehavet underpres ogvilføre til,atstormfl ændrede klimatiskeforudsætninger. Enstigenderelativ vandstandvilsætte Et kystområdesomKnudedybstidevandsområdevilforsøgeattilpassesig i tidevandsområdetervigtigforatkunnevurdere den fremtidige udvikling. Samspillet mellemdehydrografi Knudedybs tidevandsområde 5 Vurdering afdenfremtidige udviklingi 2007) påmellem0,6og0,9m, somersummenafenstigningpå0,3m, stormaktiviteten. på 20%ellermere. Ivækstsæsonenerderøgettørkerisiko. regn isæromefteråret ogmedforventetøgningafkraftigstedagsnedbør børen faldertil75-90%afnuværende niveau.Flere episodermedstyrt- 0-6 % ere ogkraftigere stormemv., vigtigeivurderingen af,hvordan skefaktorer ogdenmorfologiskeudvikling skeforholdbidragemedvidenom, oderpotentieltbliverkraftigere ere ogkraftigere kli- 62 som skyldes ændringer i vindretning og stormstyrke, og en global hav- spejlsstigning på 0,3-0,6 m.

Konsekvenser for Knudedybs tidevandsområde kan blive:

• Atmosfærisk sedimentinput vil stige pga. øget nedbør, og øget tørkerisiko giver øget antal aerosoler, som regn kan dannes fra.

• Forlandsinteraktionen vil stige, da stigning i middeltemperatur vil accele- rere de biologiske processer, der derved fastholder mere sediment i slik- gårde m.v. Samtidig vil det kraftigere vindklima kunne medføre øget lokal erosion af forlandskanter m.v.

• Den fl uviale tilførsel vil stige, da kombinationen af tørke i sommermåne- derne, det øgede antal episoder med styrtregn om efteråret, og op til 40 % mere vinternedbør vil få å-systemerne til at gå over deres bredder. En ekstremepisode med 169 mm regn på 24 timer vil medføre en maksimal sedimenttilførsel til Knudedybs tidevandsområde på 53•10³ tons fi nkor- net sediment, jf. Tabel 4.3.

• Primærproduktionen øges, da vækstklimaet optimeres med højere tempe- ratur og fl ere tilgængelige næringsstoffer i det fi nkornede materiale.

• Nordsøens sedimentinput af fi nkornet materiale stammer delvist fra de store fl oder sydpå, og vil givetvis også øges.

• Med øgede vindstyrker fra vestlige retninger vil der være mulighed for øget sedimentomlejring med lokal erosion og en mindre kompetence for fastholdelse af sedimentet i tidevandsområdet.

De mulige konsekvenser af klimaændringer i Knudedybs tidevandsområde vil muligvis kunne afdækkes ved fremtidige målekampagner i området.

Der eksisterer fl ere empiriske modeller om kystområders tilpasning til et sti- gende havspejl (se f.eks. Duijts, 2002; Wang og Weck, 2002; Bijsterbosch, 2003). Fælles for dem er, at det nordlige Vadehav under ét efter al sandsyn- lighed vil påvirkes med havspejlsstigninger, der er større end de nuværende. Bijsterbosch (2003) beregnede den kritiske havspejlsstigning for den nordlige del af Vadehavet til 14,5 mm/år. Selvom der muligvis er store beregningsusik- kerheder, er det dog 10 mm/år over den nuværende havspejlsstigning. Andre forfattere har konstateret, at marskopbygningen ser ud til at holde trit med havspejlsstigningen i øjeblikket. En konsekvens af havspejlsstigningen kan dog være at den arealmæssige udbredelse af marsk bliver relativt mindre.

5.2 Konsekvenser af ændringer i tidevandsprismet Tidevandsprismet er vokset de seneste 37 år i Knudedybs tidevandsområde, ligesom det er det for de øvrige tidevandsområder i det danske Vadehav. For en række tidevandsområder i det europæiske Vadehav er der lavet sammen- ligninger af morfologiske sammenhænge med lokalitetens tidevandsprisme ud fra en række empiriske formler (Bijsterbosch, 2003; Duijts, 2002; Louters og Gerritsen, 1994; Wang og Weck, 2002). Afhængig af de undersøgte sammenhænge anvendes her enten de beregnede tidevandsprismer for

63 Knudedybs indre tidevandsområde (143,27•106 m³ i 1966; 153,52•106 m³ for 2003), eller det beregnede (189,89•106 m³ i 2003) og det estimerede (178,39•106 m³ i 1966) for hele Knudedybs tidevandsområde.

Sammenhæng mellem tidevandsprismet og tværsnitsarealet på det smalleste sted i gabet. Der er morfologisk ligevægt i et tidevandsområde, når følgende sammen- hæng med hældningskoeffi cienten A= 70•10-6 [m-1] er til stede:

A Formel 5.1 α = msl A P hvor Amsl er tværsnitsarealet ved middelvandstand på det smalleste sted i dy- bet, og P er tidevandsprismet for området (Duijts, 2002).

Ved at benytte det morfologisk afgrænsede tidevandsprisme for de to år, bur- de tværsnitsarealet for på det smalleste sted i Knudedyb teoretisk set være 12.487 m² (1996) og 13.292 m² (2003). Reelt er de mindre med 11.054 m² (1966) og 11.873 m² (2003), Figur 5.1.

Tværsnitsareal af det smalleste sted i "indløbet" målt i 1000 m²

100 Marsdiep Channel Vlie Gat 50 Lister Dyb (1994) Borndiep Ems-Dollard Bay 30 Channel Frisian Gat efter inddæmning (1969) Frisian Gat før inddæmning (1969) 20 Frisian Gat (1987) Eijerlandsche Gat Lauwers Gat Knudedyb Juvre Dyb (1970) Grådyb (1967) Juvre Dyb Eijerlanderbalg Knudedyb (2003) 10 Grådyb Creek Knudedyb (1966) Pinke Gat Grådyb (2002) Lister Dyb Juvre Dyb (2001) Øvrige lokaliteter i Vadehavet 5 Schild Konsekvens af inddæmning 3 20 50 100 200 500 1000 2000 Tidevandsprisme mio m³

Figur 5.1 Sammenhæng mellem indløbets smalleste sted og det morfologiske tidevands- prisme for tidevandsområder i det europæiske Vadehav (Efter Kystinspektora- tet, 1999).

Tværsnitsarealerne for Grådyb, Juvre Dyb og Knudedyb er relativt ens trods forskellige tidevandsprismer. Knudedyb er længst væk fra trendlinjen og skul- le derfor kunne vokse i dybdetværsnittet ved uændret tidevandsprisme. Lister Dyb ligger på trendlinjen og skulle derved være i morfologisk ligevægt.

Sammenhæng mellem volumen af tidevandsbassinet under mid- delvandstanden og tidevandsprismet

Med stigende tidevandsprisme, er hastigheden af volumenudvidelsen under middelvandstanden (bathymetrien) afgørende for, om tidevandsområdet vil

64 drukne eller følge med i form af morfologisk udvikling. En fordobling af tide- vandsprismet vil give en vandvolumenforøgelse på 70%:

-6 -1,55 1,55 Vløb = 16 • 10 [m ] • P Formel 5.2

Hvor Vløb er vandvolumen under middelvandstand og P er tidevandsprismet (Duijts, 2002).

Da der skal bruges et målbart vandvolumen, anvendes tidevandsprismet fra Knudedybs indre tidevandsområde. Knudedybs indre tidevandsområde ligger, sammen med Listerdybs tidevandsområde, tæt på trendlinjen, medens Juvre Dybs og især Grådybs tidevandsområder har relativt større vandvolumen, end tidevandsprismet forudsætter, Figur 5.2.

Volumen af tidevandsbassinet under middelvandstand målt i mio. m³

5000 Marsdiep Channel (efter 1932) 2000 Ems-Dollard Bay Vlie Gat 1000 (efter 1932) Lister Dyb (1968) Lister Dyb (1994) 500 Frisian Gat efter Borndiep Channel inddæmning (1969) Frisian Gat før Grådyb (2002) inddæmning (1969) Grådyb (1967) 200 Lauwers Gat Eijerlandsche Gat Knudedyb 100 Knudedyb (2003) Juvre Dyb Knudedyb (1966) Grådyb Juvre Dyb (2001) Lister Dyb 50 Pinke Gat Juvre Dyb (1970) Eijerlanderbalg Øvrige lokaliteter Creek i Vadehavet 20 Konsekvens af Schild inddæmning 10 20 50 100 200 500 1000 2000 Tidevandsprisme mio. m³

Figur 5.2 Sammenhæng mellem volumen under middelvandstand og tidevandsprisme (Efter Kystinspektoratet, 1999).

Med en øget vindenergi fra vestlige retninger i fremtiden kan denne sam- menhæng rykke væk fra trendlinjen med relativt større vandvolumen i for- hold til tidevandsprismet grundet den naturligt åbne topografi i Knudedyb tidevandsområde.

Sammenhæng mellem tidevandsprismet og forholdet mellem va- dernes areal og arealet af det totale tidevandsbassin

Den relative ”vade-andel”, der er forholdet mellem vadernes areal og arealet af det totale tidevandsbassin, kan kun beregnes for det indre tidevandsom- råde, hvor arealerne er kendte størrelser. For Knudedybs tidevandsområde udgør vader 73,5 % af det totale areal i 1966 og 70,1 % i 2003, Figur 4.42.

65 Vadernes areal i forhold til tidevandsbassinets totale areal

1

Schild 0,8 Knudedyb (2003) Eilanderbalg Lauwers Gat Creek Pinke Gat Frisian Gat før inddæmning Knudedyb (1966) Juvre Dyb 2001 Borndiep Channel 0,6 Juvre Dyb 1970 Eijerlandsche Gat Ems-Dollard Bay Lister Dyb 1968 Grådyb 1967 0,4 Vlie Gat Knudedyb Grådyb 2002 Juvre Dyb Lister Dyb 1994 Grådyb 0,2 Lister Dyb Øvrige lok aliteter Marsdiep Channel efter i Vadehavet inddæmning Zuiderzee

0 20 50 100 200 500 1000 2000 Tidevandsprisme mio. m³ Figur 5.3 Sammenhæng mellem den relative "vade-andel" og tidevandsprismet (Efter Kystinspektoratet, 1999).

Knudedybs indre tidevandsområde ligger tættest på trendlinjen, medens Grådybs tidevandsområde kun har godt halvt så meget relativt vade-areal i forhold til dets tidevandsprisme, Figur 5.3. Ligeledes viser udviklingen for de fi re danske tidevandsområder, at kun Juvre Dyb har forøget sin relative vade- andel i forhold til et forøget tidevandsprisme mellem de to opmålinger.

Sammenhæng mellem tidevandsprismet og den maksimale dybde i indløbet i meter Dybene i Knudedybs tidevandsområde har over perioden vist tegn på erosion af sider og bund; sandsynligvis som følge af et øget tidevandsprisme. Sam- menhæng mellem tidevandsprismet og den maksimale dybde er relativ enkel at vise ved det morfologisk afgrænsede tidevandsprisme, Figur 5.4.

Idet maksimaldybden stiger med øget tidevandsprisme, ses, at Knudedyb ligger tæt på trendlinjen for sammenhængen for de hollandske tidevands- områder. Maksimaldybden i Knudedyb, der er steget i perioden i overens- stemmelse med den generelle trend, vil i fremtiden forventes at kunne stige yderligere i takt med øgning af tidevandsprismet.

Medens Grådyb har en relativt lille maksimal dybde i forhold til tidevandspris- met, og med mindre maksimal dybde i 2002 end i 1967 grundet gentagne uddybningsarbejder, har Juvre Dyb en maksimal dybde over trendlinjen. Lister Dyb har, ligesom Knudedyb, den ældste opmålingsperiodes maksimale dybde under trendlinjen og den yngste over trendlinjen.

66 Maksimum dybde i indløbet i meter 50 Texel 45 Terschelling

40

Lister Dyb 1994 35

Lister Dyb 1968 30

Ameland 25 Rottumerplaat Knudedyb Juvre Dyb 1970 Knudedyb (2003) Juvre Dyb 2001 Schiermonnikoog Juvre Dyb Knudedyb (1966) Vlieland Grådyb Simons Zand Engelsmanplaat-Pinkegat Lister Dyb 15 Grådyb 1967 Øvrige lokaliteter Grådyb 2002 i Vadehavet Rottumeroog 10 0 200 400 600 800 1000 Tidevandsprisme i mio. m3

Figur 5.4 Sammenhæng mellem dybets maksimumdybde og tidevandsprismet (Efter Ky- stinspektoratet, 1999).

5.3 Sammenfatning Selvom ovenstående morfologiske sammenhænge med tidevandsprismet er udviklet af hollændere for det europæiske Vadehav, synes relationerne også at gælde for det danske Vadehav. Knudedyb/Knudedybs tidevandsområde, såvel som de øvrige danske tidevandsområder, placerer sig enten tæt på trendlinjerne eller med et morfologisk kendt svar på afvigelsen fra trendlin- jen. Tidevandsamplituden vokser mod syd i det europæiske Vadehav, og de enkelte tidevandsområders bassindimensioner er meget forskellige. Den be- grænsede variation er således interessant for de morfologiske sammenhænge med tidevandsprismet.

En fortsættelse af den nuværende trend er sandsynlig for Knudedybs tide- vandsområde: Øget sedimenttilførsel medfører kystlinjefremrykning mod Nordsøen. Der kommer en mere markant topografi sk zone-inddeling, hvor både supratidale og intertidale vader vokser i især de nuværende afl ej- ringsområder som f.eks. Keldsand. I subtidale prieler, løb og dyb samt over vandskellet ved Pendersand forventes yderligere erosion. Volumen under middelvandstand vokser, medens den relative vade-andel falder for stigende tidevandsprisme, jf. Figurer 5.2 og 5.3.

Med en mulig vindklimaudvikling med mere vestenvind og fl ere storme med øget intensitet, vil den nuværende åbne bathymetri sandsynligvis blive mere åben. Den centrale del af Knudedybs indre tidevandsområde vil sandsynligt blive dybere beliggende, og der vil ske øget vandudveksling gennem Knude- dyb og over tidevandskellet til Grådybs tidevandsområde.

67 En øget bølgeaktivitet og strømme i det indre tidevandsområde vil sandsyn- ligvis forringe sedimentfastholdelses-kompetencen, hvorved der kun vil ske afl ejring i de nuværende lavenergizoner. Dog vil afl ejringsområder som fx Fanø’s sydspids sandsynligvis vokse mod syd, da der her er målt stor afl ejring fra 1966 til 2003.

I relation til ovenstående står spørgsmålet om, hvorvidt marskvæksten er i stand til at følge med havspejlsstigningen. Under en relativ stigning på 4 mm/år de seneste 35 år synes vaderne og marsken at kunne følge med den nuværende havspejlsstigning, hvilket også understøttes af andre undersøgel- ser. I nogle områder vil havspejlsstigningen formentlig have en gavnlig effekt ved at mere materiale tilføres marsken, medens andre områder vil opleve at komme under pres fra det stigende havspejl med f.eks. erosion af marskkan- ten til følge. Endvidere kan en mindre vade-andel medføre, at ny marsk får sværere ved at etablere sig.

Overordnet ses en havspejlsstigning, der er accelereret i forhold til perioden 1889-2006, et forøget tidevandsprisme, og at Knudedybs tidevandsområde morfologisk tilpasser sig de ændrede dynamiske forhold. I et større perspektiv udviser Knudedybs tidevandsområde morfologiske ændringer, der er i over- ensstemmelse med den overordnede udvikling for det europæiske Vadehav.

68 Knudedybs tidevandsområde Christiansen, T.; Christensen,T.J.; Markager, S.;Petersen,J.K.,ogMouritsen, Christiansen, C.;Vølund,G.;Lund-Hansen,L.C.,ogBartholdy, J.,2006a. Carter, R.W.G., 1993.CoastalEnvironments –AnIntroduction tothePhysical, Bijsterbosch, L.W.W., 2003.Infl Bartholdy, J.ogPejrup,M.,1994.HoloceneevolutionoftheDanishWadden Bartholdy, J.ogMadsen,P.P., 1985.Accumulationoffi Andersen, T.J.; Lund-Hansen,L.C.;Pejrup,M.;Jensen,K.T., ogMouritsen, Andersen, O.B.,2008.Personligkommunikationvedr. middelvandstande.10. 6 Referencer Ingvardsen, S.M.;Vølund,G.,ogJensen,L.B.,2006.Morfologisk Udvikling Hvidberg-Knudsen, M.;Bolding,K.;Nielsen,J.W., ogBrink-Kjær, O.,1994. Huess, V.; Nielsen,P.B., ogNielsen,J.W., veddedanske 2002.Tidevand Flats andCoastal Eisma, D.,1998.IntertidalDeposits:RiverMouths,Tidal Duijts, R.W., asymmetryintheDutchWadden 2002.Tidal Sea,amodelstudy konsekvenserforDanmark.DanmarksMete- DMI, 2008.Klimaændringernes bundfauna ogfi L.T., 2006b.Limfjorden i100år. Klima,hydrologi, næringsstoftilførsel, Ho Bugt,DanishWadden Sea.MarineGeology, 235,75-86. infl Wind 191. Ecological andCulturalSystemsofCoastlines.AcademicPress, pp. 151- logy &WL,DelftHydraulicsReportZ2958.123p. Global Vulnerability Assessment.M.Sc.-thesis,DelftUniversityofTechno- Sea. SenckenbergianaMaritima,24(1/6),187-209. a Danishtidalarea. MarineGeology, 68,121-137. ofMarineSystems,55,123-138. ges insedimentdeposition.Journal of subtidalandintertidalsediments:apossiblecauseforseasonalchan- K.N., 2005.Biologicallyinduceddifferences inerodibility andaggregation marts 2008.DTU-Space. 87p. i Vadehavet. GrådybstidevandsområdeogSkallingen. Kystdirektoratet. Analyse aftidevandiEsbjerg.DanskHydrauliskInstitut. 02-21. vandstandsstationer. DanmarksMeteorologiske Institut.Technical Report Lagoons. CRCPress LLC(MarineScienceSeries),Florida.pp.1-525. of morphodynamicequilibiriumtidalbasins.DelftCluster. Z2822.50. ma-2.pdf 2/aendringer_i_danmark.htm el.http://www.dmi.dk/dmi/fremtidens_kli- orologiske Institut.http://www.dmi.dk/dmi/index/viden/fremtidens_klima- riet. 85p. søgelser. Miljøministeriet. FagligRapportfraDMUnr. 578.Miljøministe- uenceontidalfl skiLimfjorden fra1897til2003.Danmarks Miljøunder- atsedimentdynamics:Fieldinvestigationsinthe uence of Relative Sea-level Rise on Tidal Inlets, uenceofRelativeSea-levelRiseonTidal ne-grainedmaterialin 69 Ingvardsen, S.M.; Piontkowitz, T.; Madsen, H.T.; Søndberg, M.L.; Knudsen, S.B., og Jensen, L.B., 2006. Morfologisk Udvikling i Vadehavet. Juvre Dybs tidevandsområde. Kystdirektoratet. 85p.

IPCC, 2007. Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Forth Assessment Report of the Intergovern- mental Panel on Climate Change. Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M. Tignor and H.L. Miller (red.). Cam- bridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, 996 p.

Jacobsen, B., 1969. Tidevandskysterne. Politikens Forlag. Danmarks Natur, bind 4. 86-106.

Jensen, K., 2008. Pers. komm. vedr. etableringen af Mandø Låningsvej, Sous- chef, Miljøkontoret, Direktoratet for Fødevare Erhverv. Ministeriet for Fø- devarer, Landbrug og Fiskeri.

Knudsen, S.B.; Sørensen, C., og Sørensen, P., 2008. Analyse af Middelvand- stande i Vadehavet. Kystdirektoratet. 38p.

Kystinspektoratet, 1999. Morfologisk Udvikling i Vadehavet. Lister Dybs tide- vandsområde og vadehavsfronten. Kystinspektoratet. 39p.

Larsen, M.; Pejrup, M., og Edelvang, K., 1996. A Fine-grained Sediment Bud- get for a small Tidal Area, Königshafen, Sylt, Germany. Geografi sk Tids- skrift, 96, 1-10.

Larsen, B. og Leth, J.O., 2001. Geologisk Kortlægning af Vestkysten. Regio- nalgeologisk tolkning og en samlet vurdering af afl ejringsforholdene i området mellem Nymindegab og Horns Rev. Udført for Kystdirektoratet i 2000 og 2001. Volumen 1(2). GEUS rapport 2001/96.

Louters, T. og Gerritsen, F., 1994. The Riddle of the Sands. Ministry of Trans- port, Public Works and Water Management, Directorate-General of Public Works and Water Management, National Institute for Coastal and Marine Management (RIKZ), ReportRIKZ-94.040.

Lowe, J.A.; Gregory, J.M., og Flather, R.A., 2001. Changes in the occurrence of storm surges around the United Kingdom under a future climate sce- nario using a dynamic storm surge model driven by the Hadley Centre climate models. Climate Dynamics, 18, 179-188.

Lumborg, U.; Andersen, T.J., og Pejrup, M., 2006. The effect of Hydrobia ulvae and microphytobenthos on cohesive sediment dynamics on an in- tertidal mudfl at described by means of numerical modelling. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 68, 208-220.

Lumborg, U., 2008. Vurdering af rentabilitet for genåbning af Sønderho Havn. Hydrografi sk modellering og vurdering, Del 1. Udført for Forenin- gen Sønderho Havn. Dansk Hydraulisk Institut.

Lundbak, A., 1947. Det sydvestjydske Vadehavs Hydrografi . Upubliceret rap- port fra Geologisk Institut, Aarhus Universitet, Aarhus C, Danmark. pp. 1-172.

70 Madsen, A.T.; Murray, A.S., og Andersen, T.J., 2007. Optical Dating of Dune Ridges on Rømø, a Barrier Island in the Wadden Sea, Denmark. Journal of Coastal Research, 23, 1259-1269.

McCave, I.N., 1973. Mud in the North Sea. In: Gordberg, E.D. (Editor): North Sea Science. MIT Press, Cambridge, Mass., pp. 75-100.

Møller, J.T., 1964. Jens Tyge Møller med fl ere. Kort over Kongeå Vaden og Kort over Darum Vade. Københavns Universitets Geografi ske Institut.

Nielsen, M.H., 2000. Dynamisk beskrivelse og hydrografi sk klassifi kation af Den jydske kyststrøm. Danmarks Meteorologiske Institut. Videnskabelig rapport 00-15.

Pedersen, J.B.T., 2004. Sedimentbudgetter for fi nkornet materiale i Grådybs, Knudedybs og Juvredybs tidevandsområder, det danske vadehav. Prisop- gave i Naturgeografi , Københavns Universitet.

Pedersen, J.B.T. og Bartholdy, J., 2006. Budgets for fi ne-grained sediment in the Danish Wadden Sea. Marine Geology, 235, 101-117.

Pedersen, J.B.T. og Bartholdy, J., 2007. Exposed salt marsh morphodynamics: An example from the Danish Wadden Sea. Geomorphology, 90, 115-125.

Pejrup, M. og Andersen, T.J., 2000. The infl uence of ice on sediment trans- port, deposition and reworking in a temperate mudfl at area, the Danish Wadden Sea. Continental Shelf Research, 20, 1621-1634.

Perillo, G.M.E. (ed.), 1995. Geomorphology and sedimentology of estuaries. Development in Sedimentology, Vol. 53, Elsevier Science BV, Amsterdam. 471 pp.

Rahmstorf, S., 2007. A semi-empirical approach to projecting future sea-level rise. Science, 315, 368-370.

Rahmstorf, S.; Cazenave, A.; Church, J.A.; Hansen, J.E.; Keeling, R.F.; Parker, D.E., og Somerville, R.C.J., 2007. Recent climate observations compared to projections. Science, 316(5825), 709.

Ribe Amt, 2006. Lov om Miljømål, Vandrammedirektivet. Basisanalyse del 2 Vanddistrikt 55. Ribe Amt, Teknik- og Miljøområdet.

Ribe Amt og Sønderjyllands Amt, 2005. Natur i Vadehavsområdet – beskri- velse af nuværende og potentielle naturværdier. Udarbejdet af Sønderjyl- lands Amt, Teknisk Forvaltning og Ribe Amt, Teknik- og Miljøområdet.

Siegismund, F. og Schrum, C., 2001. Decadal change in the wind forcing over the North Sea. Climate Research, 18, 39-45.

Skov, M., 2008. The geomorphological evolution of Galgedyb, a backbarrier tidal channel in the Danish Wadden Sea. B.Sc. Thesis. Dep. of Geography and Geology, University of Copenhagen. 62p.

Sørensen, C. og Ingvardsen, S.M., 2007. Højvandsstatistikker 2007. Kystdi- rektoratet. 245p.

Sørensen, C.; Sørensen, P.; Knudsen, S.B., Klagenberg, P.A. og Piontkowitz, T., in prep. Vadehavets morfologiske udvikling gennem de seneste 40 år. Kystdirektoratet.

71 Sørensen, T.H.; Bartholdy, J.; Christiansen, C., og Pedersen, J.B.T., 2006. Inter- tidal surface type mapping in the Danish Wadden Sea. Marine Geology, 235, 87-99.

Temmerman, S.; Govers, G.; Meire, P., og Wartel, S., 2004. Simulating the long-term development of levee-basin topography on tidal marshes. Geo- morphology, 63, 39-55.

Vinsløv, S., 2008. Personlig kommunikation vedrørende Kongeåens udvikling. Natur- og Miljøområdet, Vejen Kommune.

Wakelin, S.; Woodworth, P.; Flather, R., og Williams, J., 2003. Sea-level de- pendence on the NAO over the NW European Continental shelf. Geophy- sical Research Letters, 30, 1403.

Wang, Z.B. og van der Weck, A., 2002. Sea-level rise and Morphological de- velopment in the Wadden Sea, a desk study. WL Delft Hydraulics. Report Z3441.

Aagaard, T.; Nielsen, J., og Nielsen, N., 1995. Skallingen – Origin and Evolu- tion of a Barrier Spit. Geografi sk Institut, Københavns Universitet. Med- delelser fra Skalling-Laboratoriet, XXXV. Geografi sk Institut, Københavns Universitet.

72 Morfologisk udvikling i Vadehavet Mål: 100.000 Bilag. nr. 1 Projekt: PAK/RK Nr. 100 Knudedyb tidevandsområde Rev.: Gr. 150-51-2008-01

KYSTDIREKTORATET Søkort 60 2004 (kilde: Kort & Matrikelstyrelsen) Godkendt: 14.03.2008 PAK



Copyright, DTK, Kort & Matrikelstyrelsen

Morfologisk udvikling i Vadehavet Mål: 1:40000 Bilag nr. 7 Projekt: PAK Nr. 106 Knudedyb tidevandsområde Rev.: Gr. 150-51-2008-01

KYSTDIREKTORATET Vandskel 1966 (rød) og 2003 (blå) Godkendt: 14.03.2008 PAK Profil 1 Højde (m DVR90)

1 Mhv

0

2003 Aflejring 1966 Erosion Mlv -1

-2

-3

-4 0 2000 4000 6000 8000 10000 12000 Afstand (m)

Profil 2 Højde (m DVR90)

2

Mhv

0

Mlv

-2

-4

-6

-8 0 2000 4000 6000 8000 10000 12000 Afstand (m)

Profil 3 Højde (m DVR90)

2

Mhv

0

Mlv

-2

-4

-6

-8 0 2000 4000 6000 8000 10000 12000 Afstand (m) Morfologisk udvikling i Vadehavet Mål: Bilag nr. 8 Projekt: PAK/RK/ima Nr. 107 Knudedyb indre tidevandsområde Rev.: Gr. 150-51-2008-01

KYSTDIREKTORATET Tværprofiler 1966 - 2003 Godkendt: 14.03.2008 PAK 5

0

-5

Profil 4 Højde (m DVR90)

2003 Aflejring 1966 Erosion -10

Mhv

Mlv

-15

-20

5

0 2000 4000 6000 8000 10000 12000 Afstand (m) 0 Profil 5 Højde (m DVR90)

Mhv -5 Mlv

-10

-15

-20 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 Afstand (m)

Morfologisk udvikling i Vadehavet Mål: Bilag nr. 9 Projekt: PAK/RK/ima Nr. 108 Knudedyb indre tidevandsområde Rev.: Gr. 150-51-2008-01

KYSTDIREKTORATET Tværprofiler 1966 - 2003 Godkendt: 14.03.2008 PAK Kort: Jens Tyge Møller

Morfologisk udvikling i Vadehavet Mål: Bilag. nr. 10 Projekt: CAS/ima Nr. Knudedybs tidevandsområde Rev.: Gr. 150-69-03

KYSTDIREKTORATET Darum vade 1964 Godkendt: 18.08.2008 CAS 1964 1968 1974

1976 1984 1990

Flyfotos over udviklingen omkring Keldsand i perioden 1964-2000. Specielt siden 1980 er vaden vokset i både højde og omfang, hvor vegetation har etableret sig. (Efter Skov, 2008; Fotos fra Kort- og Matrikelstyrelsen og COWI A/S).

Morfologisk udvikling i Vadehavet Mål: Bilag. nr. 11 Projekt: CAS/ima Nr. Knudedybs tidevandsområde Rev.: Gr. 150-69-03

1995 2000 KYSTDIREKTORATET Flyfotos Godkendt: 18.08.2008 CAS