Vedby, Steen 1978: Jordbundsgeografiske undersøgelser i Herlufmagle-Kirkelyng
Mose i relation til grundvandsstanden. Geografisk
Tidsskrift 17:36-42, København juni 1978.

In connection with terrestric-ecological investigations of possible consequences of an intensified exploitation of water in the Suså- Vendebcek area, a detailed study of the substratum has been performed.

Steen Vedby, M.Sc., Geographical Institute, University of Copenhagen,
Haraldsgade 68, DK-2100 Copenhagen 0.

I forbindelse med de terrestrisk-økologiske undersøgelser af
vandindvindingseffekterne i Suså-Vendebæk området, er et
detailstudie af et moseområdes undergrund udført (fig. 1).

Således vil den arealmæssige udbredelse samt nogle fysiske parametre for tørvelagenes substratum blive behandlet. Samtidig vurderes de ved fotointerpretationen (Sten Folving, 1978) udtegnede grænser for mose- og issøbassinkant, idet stereomodellens egnethed og nøjagtighed bliver sammenlignet med et detaljeret bore- og feltarbejde.

Som typelokalitet er valgt Herlufmagle-Kirkelyng mose,
fordi den er beliggende i den centrale del af det senglaciale
søkompleks set nord/syd.

MOSENS SUBSTRATUM

Til klarlægning af mosens randzone er boret en østlig og en vestlig linie beliggende vinkelret på terrængrænser og former. Disse er indlagt på et i forvejen udtegnet profil, baseret på et ældre målebordsblad med fodkurver (fig. 2).

Boresøjlerne er beskrevet efter Prof. N. Kingo Jacobsens klassifikationssystem, med vurderet andel for hver 10% vist med index, suppleret med von Post jordartsystem og dekomponeringsgrad fra 1-10. Farven er skønnet efter den japanske udgave af Munsells soil color charts, der for små »values« giver et mere nuanceret billede af »chroma« værdierne.

Af de to profillinier på fig. 2 ses, at morænen underlejrer et glacio-fluvialt bassin bestående af smeltevandssand og ler hvorpå mosen er beliggende. Morænen er som forventet meget kalkrig, idet prækvartæret umiddelbart syd for området består af Danien. I Wurm glaciationens slutfase løb smelte vandet fra Storebæltsgletscheren og den Midtsjællandske gletscher mod nord senere mod vest. Lokaliteten lå hen som et isdæmmet søsystem hvori et kalkrigt smeltevandsmateriale blev aflejret mellem NV-SØ liggende morænebakker, der formodentlig har ligget som øer i et komplekst opbygget glaciofluvialt

Det dynamiske miljø, hvorunder bassinets sedimenter blev aflejret, ses at have varieret en del. Den laterale succession fra heterogent blandet, grov-mellemkornet sand og morænemateriale, der snart afløses af mere udsorterede aflejringer mod bassinets midte, er iøjnefaldende. Således ses en udvikling fra mellem-grovkornet sand over finsand til silt, som sluttelig afløses af det centralt beliggende bassin med vårvigt

Vertikalt spores en overgang fra et israndnært miljø, hvorunder grov og mellemkomet glaciofluvialt sand aflejres, til et roligere dynamisk miljø, betinget af israndens tilbagerykning, eller ændring i afsmeltningsraten. Herunder blev et centralt bassin af stenfrit ler dannet, mens der i de randnære områder herskede vekslende strømforhold, hvorunder snart silt og finkornet sand snart ler blev aflejret. De lerrige sedimenter afluttes i de randnære områder af sandede, siltede aflejringer, der tolkes som lacustrint materiale, aflejret i en dengang eksisterende senglacial sø.

Det må pointeres, at det her skitserede billede af smeitevandssandet er groft, og at store variationer forekommer, beroende på smeltevandløbenes anastomoserende karakter. Samtidig sløres det generelle billede af den underliggende moræne, der i det vestlige område er højtliggende og betinger et mere randnært miljø, se f.eks. B₄ og 8₅.

Mosebassinets udstrækning er stort set identisk med lerbassinets maximale udbredelse. Dog underlejres mosen i de randnære områder overvejende af smeltevandssand, med sporadiske indslag af lerbånd i en ca. 10 cm tyk finsandhorisont. Bassinets midte repræsenteret ved boring 7 og 8 jævnfør tabel l, består som nævnt af varvigt ler. Lagtykkelsen udgør ca. 1,5 m for boring 7's vedkommende, mens den ved boring 8 er ca. 2,0 m.

Vertikalt spores ingen nævneværdig ændring i den teksturelle sammensætning jævnfør fig. 3 samt tabel 2. Stort set viser kornstørrelsesfordelingerne to populationer, henholdsvis sommer og vinteraflejringer. Middelkornstørrelsen (M_z) er efter Folk og Ward udregnet som gennemsnittet af 16.50 og 84% fraktilerne, idet man her tager hensyn til den teksturelle variation i fordelingens ender.

Af ovenstående tabel ses, at centralbassinets sediments middelkornstørrelse (M_z) ligger fra 2,1p til 4.7u, samt at kun 80% af prøven er beskrevet, til trods for, at der, i det givne tilfælde er anvendt centrifuge ned til o.lBp. Det har således ikke været muligt at regne sorteringsgraden (o) ud, idet 95% af fraktilen indgår i denne.

Ved at skille lerets to populationer fås, at sommerbåndene udgør ca 33% af sedimentet og har en M₂ på 42,4 p med moderat sorteringsgrad, endvidere at vinterbåndenes M_z = l,2|j. Denne opsplitning ses at svare nøje til de faktiske naturlige forhold, jævnfør fig. 4.

Fig. 4 viser en borekerne af det stenfrie ler, mørke bånd ses tydeligt i den uforstyrrede del (siltbånd). Den nederste del er vredet i illustrationsøjemed. Her ses en opsplitning langs sommerbåndene, samt at disse udgør ca. 33%

Under leret findes en ensartet sandhorisont tabel l 8₈8, svarende til smeltevandssandet i randzonen f.eks. B₁₆6. Ved at sammenholde B₈ og B]₆6 fig. 3 ses, at de to sandmassers fordeling svarer nøje til hinanden, blot er B₈8 relativt finere. Således formodes den samme smeltevandsstrøm af have aflejret B₁₆6 og 8₈8, dog således at B₁₆6 repræsenterer et mere randnært miljø (M_z = 225 p moderat sorteret), mens B₈8 er et mere velsorteret sediment (M_z = 141 u), svarende til de roligere strømforhold, der har hersket i den centrale del af bassinet.

Sammenholder man B₁₆6 og B₈8 med B₁₇3+6 ses, at mens førstnævnte repræsenterede rent smeltevandssand, er der for 8₁₇3+6 tale om mere heterogent materiale, betinget af morænens nære beliggenhed. Ganske vist er M_z værdier på 195 p og 134 p ikke overbevisende, men de relativt lave M_z værdier skyldes et større lerindhold, hvilket trækker M_z ned. Tager man derimod sorteringsgraden i betragtning ses, at 8₁₇ overvejende består af smeltevandssand iblandet grovere materiale fra den nærliggende moræne, samt finere materiale hidrørende fra central-bassinet.

Konklusionen må blive, at 8₁₇ repræsenterer et blandingssediment af den morænenære smeltevandsslette og centralbassinet som tiltager opefter, medens B₁₆6 og B₈8 repræsenterer rent smeltevandssand fra smeltevandssletten.

ZONERING AF PLEISTOCÆNET

Mosebassinet ligger i en lavning mellem SØ-NV gående drumlinoide morænebakker. Denne moræne omkrandser et ovalt smeltevandsbassin, med samme orientering som de omkringliggende bakker, men forlagt i nordvestlig retning betinget af smeltevandets afløb mod nord. Disse aflejringer består i de morænenære områder af heterogent materiale, dvs. nær mosens sydlige og nordlige kant. Mod mosekanten bliver sandet mere homogent smeltevandssand med størst udbredelse i øst-vestlig retning. Det glacio-fluviale materiale går gradvist over i smeltevandssand med større indhold af lerbånd, stanende fra mosekanten, for til slut at ende i et centralt beliggende bassin med varvigt ler.

På baggrund af ovennævnte kan foretages en zonering af
mosens undergrund.

Zoneringen er forsøgt udtegnet på fig. l hvor: Zone l = smeltevandssand heterogent. Zone 2 = smeltevandssand homogent. Zone 3 = smeltevandssand og ler.

Zone 4 = stenfrit ler med underlejrende smeltevandssand. Zonerne skal tages med et vist forbehold, da kun et intensiveret boreprogram vil kunne fastsætte zonegrænsernes forløb med større sikkerhed.

FYSISKE PARAMETRE FOR DET STENFRIE LER

Her skal kort omtales lerets fysiske forhold, da netop dette sediments tilstand og beskaffenhed er altafgørende for mosens nuværende hydrologiske tilstand og fremtidige udvikling. De teksturelle forhold og de øvrige sedimenters beskaffenhed er allerede behandlet tidligere, yderligere karakteristika kan aflæses af tabel 2 og boresøjler tabel I+3.

Overgangszonen mellem tørvemassen og leret er relativt sandet og gennemsat af rodkanaler, jævnfør volumenvægten. pH og CaCO₃ er lidt lavere end i det underliggende sediment, forårsaget af en nedsivning af vand med disperst humus fra de ovenliggende tørve-masser.

Vandindholdet er stort ca. 45% på volumenbasis, og ca. 30% på vægtbasis. De høje vandindhold er stabile ned igennem profilet med en lille stigning i omkring 1,50 m dybde, hvorfra der heller ikke er gleyfænomener. Dette viser, at der under 1,50 m året igennem hersker anaerobe forhold betinget af 100% vandmætning. Det organiske indhold er lille, glødetabene ligger på 2-3%. I glødetabene indgår ikke tab hidrørende fra brændt kalk, idet afbrændingen er foretaget ved 550° C. En iltning i H₂O₂ viser tab på 0,5% d.v.s. at ca. 1,5-2,5% af glødetabet stort set stammer fra kemisk bundet vand.

Kalkindholdet er stort, ca. 33% og holder sig bortset fra overgangszonen konstant ned igennem lersedimentet, mens kalkindholdet kun er ca. 7% i det underliggende smeltevandssand. Dette store kalkindhold kan forklare lerets ret høje reelle massefylde ca. 2,72 g/cm³.

Den hydrauliske ledningsevne er målt på to mættede prøver ~ tension 0. En prøve i overgangszonen mellem tørvemassen og det renere underliggende ler, samt en for 127-156 cm repræsenterende det vandfyldte ler jævnfør nedenstående tabel:

Målingerne er baseret på Darcy's lov Q = K x h, - h₂ x A/L hvor Q= gennemstrømningen cmVsek, (h! - h₂) er trykforskellen icm væskesøjle, A = tværsnitsarealet cm², L = sed. længde i cm over hvilke gradienten virker og K = hydraulisk ledningsevne cm/sek., hvori permabilitetskonstanten indgår. Da det er ønskeligt at komme de naturlige tilstande nærmest er anvendt 10~³ M CaCl₂ som væskemedium. Denne væske virker strukturstabiliserende, da 10~³M CaCl₇ er i lige vægt med lerets ionvæske og Ca⁺⁺ionen virker strukturdannende.

Til de to prøver er fundet en gennemsnitlig K-værdi, jævnfør tabel 4, svarende til middelværdien over tid og til forskellige gradienter. Det ses at K-værdierne varierer en faktor 10³ for de to prøver. Dette skyldes først og fremmest, at afdræningen i overgangszonen foregår gennem rodkanaler, dannet i forbindelse med vegetations indtrængning efter afgravning af tørvemassen og afdræning gennem kanalsystemet til Torpe kanal.

Den hydrauliske ledningsevne på ca. 3 x 10 7 cm/sek. er mere i overensstemmelse med sedimentets kornstørrelses fordeling (ca. 40% < 2u). Denne K-værdi svarer til praktisk talt uigennemtrængelig jord, hvor en K-værdi på 10~⁴ er grænsen for vandlidende jorde.

AFVANDINGSFORHOLD

På baggrund af den i tabel 4 fundne K-værdi for uforstyrret varvigt ler, er beregnet en ca. V-værdi lig med gennemstrømningshastigheden i mm/dg til forskellige cm væsketryk og sedimentsøjler jævnfør fig. 5. Dog med den begrænsning at lersedimentets højde -1-100 cm tension svarer til maksimal afdræning. Dette skyldes at ca 100 cm tension svarer til grænsen for luftindtrængning i sand med en middelkornstørrelse på 140 p og en porøsitet på ca. 40%.

Af figuren kan direkte aflæses gennemstrømningsraten ud fra kendskabet til lerets lagtykkelse ved forskellige sænkninger af grundvandsspejlet. Ved en grundvandssænkning på l m, vil der gennem en sedimentsøjle på 2 m afdrænes 0,12 mm/dg, ved en sænkning på 2 m - 0,24 mm/dg o.s.v.

Disse V-værdier kan sammenlignes med nedbørsoverskuddet på årsbasis for, i tænkte eksempler, at sammenligne mosens tilstand med en for mosen given vandmængde (= nedbørsoverskud - afdræning). Nedbørsoverskuddet i området er ca. 140 mm/år ~ 038 mm/dg, her regnet med

Ved at betragte afvandingsforholdene i dag, og ved at regne med en ligevægtssituation, hvor 50% af nedbørsoverskuddet afdrænes (d.v.s. at ca. 0,2 mm/dg er til rådighed) fås, at i områder hvor lerlagtykkelsen er mindre end 1,25 m vil hele 10% undervurdering for nedbøren d.v.s. 640 mm/år og en potentiel fordampning på 500 mm/år.

nedbørsoverskuddet gå til afdræning, blot ved at sænke grundvandsspeilet
l m.

I det givne tilfælde vil det betyde, at en stor del af mosen vil forsvinde, og at f.eks. B₈ vil miste (0,2 - 0,07) X 100 = 65% af nedbørsoverskuddet. Dette vil sige, at mosens substraturr med lerlagtykkelser på ca. 2 m ikke vil kunne virke som impermeabel skål. Således kan leret ikke opretholde et sekundært grundvandsspejl betinget af nedbørsoverskuddet, selv ved en ringe sænkning af det primære grundvandsspejl.

Det må pointeres, at den hydrauliske ledningsevne er fundet til tension O, og afvandingsmodellen kun betragter den situation, hvor det primære grundvandsspejl sænkes, med deraf følgende potentiale gradienter mellem det vandfyldte ler og det nye grundvandsspejl. Andre betragtninger er irrelevante, da kun vandmættede forhold i leret vil opretholde en aktiv tørvedannelse, idet permabiliteten i alle tilfælde er mindre i leret end både høj- og lavmosetørv. Desuden vil en afvanding af det underliggende ler forårsage en opsprækning af både gytje- og tørveaflejringer, således at et tertiært grundvandsspejl betinget af gytje og humusholdige tørvemasser kan lades ude af betragtning.

MOSE- OG GLACIO-FLUVIAL KANT

På baggrund af feltkartering og de i fig. 2 udtegnede profiler, kan foretages en grænsedragning af mose- og glacio-fluvial kant. Disse er sammenholdt med Sten Folving 1978 p. xx fig. 4, jævnfør fig. 1. Som det ses, er der en god overensstemmelse mellem de i fig. l udtegnede grænser sammenholdt med de ved boringer fremkomne grænser.

I den sydøstlige del er mosegrænsen sammenfaldende, mens der kun er 12 m forskel på den såkaldte issøkant og den ved boring fremkomne kant for maksimal udbredelse af smeltevandsmateriale. I den sydlige del er overensstemmelsen ligeledes slående, idet begge grænser er sammenfaldende. Derimod er der områder, særligt mod vest, men også visse mod nord, hvor overensstemmelsen er mindre god. Generelt er mosegrænsen her undervurderet med 15-20 cm. Smeltevandsslettens grænse er stort set sammenfaldende i disse områder.

Konkluderende kan bemærkes, at stereomodellens anvendelighed og nøjagtighed er rimelig til udtegning af smeltevandsslette - og mosekant i dette område. Dette gælder således især områder med stærkt relief, hvorimod metoden er mere usikker i områder med lav reliefenergi. Det vil i det foreliggende tilfælde sige den vestlige del af bassinet. Ud fra ovennævnte, er det hermed ikke givet, at alle grænser i hele mosekomplekset kompleksetmed sikkerhed kan sammenlignes, dertil kræves supplerende boringer fordelt i Suså syd området. Sammenligner man skift i arealanvendelsen i Herlufmagle- Kirkelyng mose tegnet ud fra stereomodellen med faktiske forhold, viser metoden en svaghed, hvor der er tale om moseområder under tilvoksning. Dette giver sig til kende ved, at kun få områder i Kirkelyng mose er karakteriseret som mose. Således vil generaliseringsniveauet medføre, at spredte trækroner samt kratbevoksning betegnes som skov, selv om tørvedannelsen stadig er aktiv, omend i stagnerende fase, og området derfor må betegnes som mose.

KONKLUSION

Efter den intensive dræning i forbindelse med afvandingen gennem Torpe kanal, er tørvedannelsen nu på retræte. Således indvandrer skov i størstedelen af mosen, mens kun den østlige del af Kirkelyng mose, har karakter af høj- og lavmose under tilvoksning, fig. 1.

Ved at sammenholde de under feltkarteringen indtegnede zoner for mosens undergrund med den aktuelle afvandingssituation ses, at område I og II fig. l er forholdsvis velafvandet, forårsaget af smeltevandssandets store permabilitet. Områderne ligger som ager og enge til græsning, tørvemassen er afdrænet og under stærk oxydation, hvilket fremgår af boring 2,3,11,16 og 17.

Zone 111, mosens randzone har stadig karakter af mose. omend tørvedannelsen er inaktiv. Årsagen til at mosen i dette område, til trods for kanalen, stadig ligger hen som inaktiv mose, skyldes indslagene af lerhorisonter. Imidlertid er det sikkert kun et spørgsmål om tid, før tørvemassen har samme karakter som i zone I og 11. Dekomponeringsgraderne viser at D-værdierne er på gennemsnitlig 10-8.

Zone IV kan deles i en for kanalen vestlig og østlig side. Den vestlige side er kun aktiv i små områder, og vil, selv ved en lille grundvandssænkning, skrumpe og oxyderes relativt hurtigt. Nedbørsoverskuddet kan ikke holde trit med en større afdræning forårsaget af en grundvandssænkning. Den østlige del af zone IV ligger i de centrale dele hen som højmose og lavmose. I de randnære områder af zonen er tørvemassen mere eller mindre aktiv. Substratum består af vandmættet ler, lagtykkelsen kan ikke med sikkerhed fastsættes, dertil kræves en mere vidtgående jordbundsundersøgelse, men skønnes større end 2m.1 B₈8 er lagtykkelsen 2m, den overliggende tørvemasse, er for en stor del afgravet, mens den resterende del er velomsat. Således kan B₈ ikke repræsentere pleistocænet under den centrale og østlige del af zonen, idet tørvemasserne her andrager 2 m og skønnes aktive. Derfor må de være mindre berørt af den nuværende afvanding igennem kanalerne.

Konkluderende kan nævnes, at de i FI rapporten omtalte (b) områder - højmose komplekset - ud fra foreløbige undersøgelser i høj grad vil blive berørt af en eventuel vandindvinding. Lerets lagtykkelse er i store områder utilstrækkelig og ikke impermeabel nok, til at opretholde moseområdets nuværende tilstand, selv ved en ringe sænkning afgrundvandsspejlet.

SUMMARY

On the basis of a detailed study of the substratum of the bog area at Kirkelyng-Herlufmagle, this paper presents a zoning of the area and some physical parameters. Finally, the possible consequences of an intensified exploitation of groundwater is evaluated.

The substratum consists of glacio-fluvial material from the late Wurm glaciation. A lateral succession can be followed, from meltwater sand (M_z = 200p) to a central basin with stratified clay (M_z = 4p), cf. table 2.

Under the present hydrological conditions the glacio-fluvial clay
is waterlogged (approximately 45% on volume basis), a value which
is maintained down through the profile.

The hydraulic conductivity has been measured on two saturated samples with tension 0. The mesurements were made in a laboratory and based upon Darcy's law: Q=KX (hi - h₂) X A/L, where K = hydraulic conductivity. For the waterlogged clay, an average K-value of 3 x 10~⁷ cm/sec, was found, corresponding to practically impermeable soil.

Based upon the measured K-value, the flow rate, V, has been

calculated for different centimetres of liquid pressure and sediment columns, fig. 5. By comparing V with precipitation surplus it is seen that in areas with a clay layer less than 1.25 m, draining will absorb the whole surplus in case the groundwater table is lowered only 1 meter.

By comparing the flow rate fig. 5 with the substratum zones in fig. 1, the drainage conditions in each zone can be determined. Thus zone I and zone II are pesently medium-drained due to the high permeability of the meltwater sand. Zone HI, the margin zone has an inactive peat formation, the humification has reached an advanced stage. Zone IV contains clay layers bigger than 1.25 m Under the present drainage conditions, the area can be characterized as raised bog and fen soils with an invading vegetation. On the basis of the investigations so far, it can be stated that a further drainage will be a menace for the present type of landscape, as to a great extent the clay layers will be insufficient to maintain a secondary groundwater table - even with a minor lowering of the primary groundwater table.

LITERATUR

D. H. Boelter (1965): Hydraulic conductivity of peats. Soil
Sei. vol. 100, nr. 4

W. Burghardt (1974): Beregnung von Anmoor und Niedermoor zur Erhaltung der Bodenfeuchte bei Grundwasserabsenkung. Mitt. der Deutschen Bodenkund. Gesellsch., 19.

Sten Folving (1977): Suså-Vendebæk projektet. Fotointerpretationsafsnittet.
Rapport til Miljøstyrelsen.

Sten Folving (1978): Terrestrisk-økologiske undersøgelser af
vandvindingseffekten i Suså-Vendebækområdet. Geografisk
Tidsskrift bd. 77.

N. Kingo Jacobsen (1964): Tøndermarskens naturgeografi.
Folia Geografica Danica TOM VII no. 1

T. J. Marshall (1963): Relations between water and soil.
Commonwealth agriculture bureaux.

Lennart von Post & Erik Granlund (1926: Södra Sveriges
torvtillganger. Sveriges geologiska undersökning. Ser. C.
No. 335.

M. Renger, R. Barteis, O. Strebel and W. Giesel (1976):
Kapillarer Aufstieg aus dem Grundwasser und Infiltration
bei Moorboden. Geol. J. B. F. 3.

A. Poulovassilis (1972): The changeability of the hydr. conductivity
of saturated soil samples. Soil Sei. vol. 113, nr. 2.