Øvelse 10: Jordvand, grundvand og afstrømning

Transkript

1 Øvelse 10: Jordvand, grundvand og afstrømning Jordvand og grundvand Kendskab og data om jordvand og grundvand er vigtigt i for at kunne beskrive den hydrologiske cyklus. Jord- og grundvandet indgår i vandbalanceundersøgelser, hvor mængden af vand i jorden og ændringen i jordvandsmagasinet er vigtige i en lang række processer. Blandt andet er infiltrationen, der kontrollerer mængden af overflade afstrømning og nedsivning til grundvandet, bestemt af vandindholdet i jorden og jordtypen. I relation til grundvandet er drikkevandsforsyningen interessant. Kendskab til forekomsten af grundvand der kan bruges til drikkevand kræver, at vandets bevægelse i vandførende lag kan beskrives og det er derfor vigtigt at kende til de vandførende lags hydrauliske egenskaber. Planternes vandforsyning og vækst er i høj grad også afhængigt af jordens vandindhold og bestemmelsen af jordens plantetilgængelige vandmængde kan være afgørende for, om kunstig vanding er nødvendig. Desuden er biologiske processer i jorden styret af vandindholdet. Uden de biologiske processer ville planterne dø. Jordens vandindhold er altså omdrejningspunkt i planteproduktion og grundvandet Data Jordens vandindhold ved nogle IHD-stationer er angivet i Hydrological Data Norden. Tilsvarende oplysninger om grundvandstanden gives i samme publikation. Der kan i øvrigt henvises til GEUS, hvis borearkiv rummer mange værdifulde oplysninger. Målinger af vandets indhold af kemiske forbindelser udføres af GEUS m.fl. Kort over grundvandets potentiale udgives af GEUS og Amterne. Indholdet i kortene kan variere lidt, således findes der i GEUS s kort oplysninger om transmissiviteten, mens der i nogle amtskort findes oplysninger om vandindvindingsanlæg. Ved brugen af sådanne kort skal man være opmærksom på, at potentialet kan være målt i forskellige vandførende lag, hvis der er artesiske forhold. Målinger af potentialet er heller ikke altid udført samtidigt. Udtegningen af grundvandsvandskellet bliver derfor mindre nøjagtigt end det topografiske Måling af infiltration og hydraulisk ledningsevne Infiltrationskapaciteten måles med infiltrometre; én type er vist på fig De ydre ringe fyldes med vand for at sikre lodret nedsivning i den inderste ring, hvor målin-gen af infiltrationen foretages. Selve bestemmelsen foretages ved måling af den tilførte vandmængde i den inderste ring. Figur Bestemmelse af hydraulisk ledningsevne. Figur Måling af infiltration med infiltrometer. Hydraulisk ledningsevne, K, kan bestemmes i laboratoriet eller ved prøvepumpning i marken. Den hydrauliske ledningsevne, som er angivet i kompendiet og i eksempel 10.1., gælder for vandmættet 1

2 jord. Darcy's lov gælder imidlertid også for strømning i ikke-vandmættet jord. K erstattes så af den umættede hydrauliske ledningsevne, som er funktion af jordens vandindhold (mindre, jo lavere vandindhold) Vandbevægelse I jord Det vigtigste udtryk til beskrivelse af grundvandsstrømmen er Darcys lov der viser en lineær sammenhæng mellem den hydrauliske ledningsevne, K, potentialegradienten og vandføringen dϕ Q = K A [m 3 s -1 ] (10.1) dx hvor Q er vandføringen (m 3 /sek) K er den hydrauliske ledningsevne (m/sek) A er tværsnitsarealet af det betragtede jordlag (= 1 m 2 ) dϕ/dx er potentialegradienten (m/m) = (h o -h L )/L Figur Vandføringen i et vandførende lag som en funktion af potentiale forskellen (ho-hl)/l og den hydrauliske ledningsevne, K. Denne figur er en principskitse af Darcy s lov. 2

3 Den hydrauliske ledningsevne eller permeabilitetskoefficienten, K (m/sek), kan opfattes som en proportionallitetsfaktor, der hovedsageligt afhænger jordartens egenskaber (kornstørrelse, texturfordeling og texturformer samt evt. sprækkesystemers udformning), men også i mindre grad påvirkes også af vandets egenskaber (densitet, ρ, og viskositet, μ). Figur Jordartskort (GEUS) 1 Ved at sammenholde viden om jordens teksturforhold med nedenstående værdier for hydraulisk ledningsevne er det muligt at få et indtryk af, den hastighed hvormed et nedbørsoverskud vil betyde øget afstrømning i oplandets vandløb. 3

4 Eksempel Hydraulisk ledningsevne er et mål for den hastighed med hvilken vand kan transporteres gennem et vandførende lag med arealet 1 m² under en potentialegradient på 1. Permeabilitet er et andet ord for hydraulisk ledningsevne. I Danmark er den hydrauliske ledningsevne givet ved følgende værdier: fingrus m/s mellemsand m/s silt m/s ler < 10-9 m/s Jo mindre partikelstørrelse des mindre hydraulisk ledningsevne. Det ses, at den hydrauliske ledningsevne for ler er ekstrem lav. Det svarer til, at vandet igennem ler kan bevæge sig 0,08 mm pr dag! For fingrus kan vandet i mordsætning til leret bevæge sig op til 8640 m pr dag Hvor er det altså lettest at bore vand og i hvilke slags aflejringer findes de største vandreservoirer I Danmark? På kortene med grundvandspotentiale og transmissivitet er transmissiviteten ofte angivet i enheden T x 10 3 m²/sek, men det betyder blot at en kortværdi på 27 svarer til T=27/10 3 = m²/sek. Hvis man vælger at betragte et tværsnitsareal på 1 m 2, kan (K x m) erstattes med transmissiviteten, T (m 2 /sek), der kan aflæses direkte på de fleste amters grundvandskort, således at (10.1) bliver: dϕ Q = T 1 [m 3 s -1 ] (10.2) dx Formel 10.2 gælder for et rumfang på 1 meters bredde. Transmissiviteten skal opfattes, som vandføring pr. løbende meter. Typiske T-værdier i Danmark for ikke-konsoliderede aflejringer ligger mellem m 2 /sek for grusede materialer og m 2 /sek for sandede materialer, mens T-værdier for leraflejringer til sammenligning er forsvindende små omkring m 2 /sek. 4

5 Eksempel På ovenstående figur ses en potentialegradient dϕ/dx = (45-15)/500 = 30/500 = 0.06 m/m. Transmissiviteten i området ligger mellem 3/10 3 og 10/10 3, d.v.s. mellem og Det kunne være T = Dette giver Q = = m 3 /sek = m 3 /time eller 0.48 liter/sek = 1728 liter/time Vandføring og afstrømning Kendskab til og data om vandføring og afstrømning er vigtigt i forbindelse med 1) Drikkevandsforsyning, flodvanding, vandkraft, kølevand o.a. industriformål samt til opspædning af spildevand. 2) Vandbalancebestemmelser. 3) Varsling af oversvømmelseskatastrofer. 4) Flodtransport. 5

6 Måling Vandføringsmåling: Vandføringen kan måles på forskellige måder. I mindre vandløb kan man tvinge vandet gennem et veldefineret tværsnit, f.eks en V-formet udskæring i en plade. Vandføringen kan da angives som en funktion af vandets højde over spidsen. Et sådant arrangement kaldes et måleoverfald eller måleoverløb, nøjagtigheden er 1-2%. Almindeligvis bestemmes vandføringen ved måling af punkthastighederne i en række vertikaler. Punkthastigheden måles med en propelstrømmåler, hvor hastigheden er proportional med antallet af propelomdrejninger pr. tidsenhed. Kalibreringsfunktion kan f.eks se således ud: V = n [m s -1 ] (10.3) Hvor n er antallet af omdrejninger pr sekund. Den første konstant afhænger af propellens snoning, den sidste bestemmes af friktion i strømmåleren. For hver vertikal bestemmes vandføringen derefter pr. breddeenhed, og der integreres for hele bredden efter Harlachers metode, som omtales ved forelæsningerne. Andre beregningsmetoder findes med en nøjagtighed på 2-5 %. Hvor turbulensen er stærk og tværprofilet ujævnt, anvendes ofte måling ved hjælp af radioaktive tracere eller en saltopløsning. Eksempel 10.2: Middelvandføringen for Karup Å blev i 2002 målt ved Hagebro til 7.6 m 3 s -1 det tilhørende opland er 522 km 2. Beregn afstrømningen pr. m 2 for året: Samlet afstrømning for året = 7.6 m 3 x (60x60x24x365 sekunder) = mill. m 3 år -1 Afstrømning pr. m 2 = mill. m 3 / 522 mill. m 2 = m 3 m -2 år -1 = 459 mm Afstrømning: I bestemmelsen af afstrømningen indgår ud over ovennævnte vandføringsmåling også en bestemmelse af måletværsnittets topografiske opland (se øvelsesgang 1). Vandskellet er vanskeligt at bestemme i flade områder, ofte er det nødvendigt med undersøgelser i marken. Det er bedst at udføre disse i vinterperioden, hvor grøfterne ofte er vandførende. 6

7 Bearbejdning af data Som nævnt under de øvrige data, bør man også her se kritisk på de udførte målinger, inden de anvendes eller publiceres. Q,h-kurven angiver sammenhængen mellem vandføringen Q og vandstanden (dybden) h. De enkelte vandføringsmålinger og de tilhørende vandstande (dybder) indtegnes på millimeterpapir, evt. dobbeltlogaritmisk papir, hvor der ofte fås en ret linie, dvs: Q b = a h [m 3 s -1 ] (10.4) Hvor a og b er konstanter og h er vandstanden målt i m. Vandstanden kan måles med en selvregistrerende måler, som består af en svømmer, som trækker en pen op og ned, når vandstanden stiger eller synker; pennen tegner på en roterende tromle. Problemer ved behandlingen af Q,h kurven er beskrevet i Hedeselskabets 9. beretning, s ; se også figur 53 i hydrologikompendiet. Varighedskurven kan konstrueres efter forskellige principper: 1) Middel varighed for givne vandføringer, 2) Middel vandføring for given varighed, 3) Kurve baseret på data for et normalår. De i Danmark anvendte varighedskurver er af type 1. Varighedskurven for et år kan konstrueres ud fra kurver, der viser vandføringen som funktion af tiden. I en tabel kan opskrives det antal dage, hvor vandføringen er større end givne vandføringsværdier; eller en frekvenskurve kan tegnes. Dernæst tegnes varighedskurven med dage på den ene akse og vandføring på den anden, se figur 47 i hydrologikompendiet. Læg mærke til, at tidsskalaen ikke er lineær, men sandsynlighedsinddelt. Varighedskurver kan tegnes både for vandstande og vandføringer. Kurverne kan f.eks. anvendes til at vurdere risikoen for oversvømmelse eller til beregning af materialetransport for "gennemsnitsår". Nedbør og afstrømining Den simple vandbalance for at opland kan skrive som: N = Ea + ΔR + A (10.5) Det bør altså være muligt at give et bud på afstrømningen på årsbasis hvis man kender nedbør og fordampning eller omvendt, give et bud på fordampningen hvis nedbør og afstrømning kendes. ΔR kan sættes til 0 hvis der regnes på årsbasis, da jordvandmagasinet kan antages fyldt både ved årets start og årets slutning. 7

8 Eksempel 10.3 Regnearket vandbalance (G:\courses\2sem_klima_jord_vand\diverse\vandbalance_2008.xls) viser beregnet vandbalance for Lille Linde opland, Tryggevælde Å. I folderen Input Tables findes en oversigt over de inputdata som skal anvendes i folderen Netto Vandbalance. Ep, N og Q er taget fra griddata. Afgrøden er valgt til byg/vårsæd. Skaleringsfaktor, Roddybde og RZK er beregnet som i eksempel 4.2, øvelsesnote 4. Bemærk at denne vandbalance regner med variabel RZK afhængig af skaleringsfaktoren for den enkelte måned. Kc, JVM og Ea er beregnet som i eksempel 8.5, øvelsesnote 8. Afstrømningen er beregnet ved at dividere vandføringen i l/s med oplandsarealet i m , mm Danmark Roskilde Vestsjælland Storstrøm Fyn Ribe Vejle Ringkøbing Nordjylland Vandværksvand, husholdninger Vandværksvand, industri Vandværksvand, tab mv VANDFORSYNING I ALT Filterskylning mv VANDVÆRKSVAND I ALT Egenindvinding, industri Egenindvinding, vanding EGENINDVINDING I ALT DRIKKEVAND I ALT Tabel Gennemsnitligt vandforbrug for forskellige amter i perioden (Danmarks Statistik) 8

9 Nederst se output fra folderen Figures. Øverste tidsserie viser nedbør og nedbørskorrektion, potentiel og aktuel evapotranspiration for den valgte overfladetype. Midterste tidsserie viser målt og forsinket afstrømning, mens nederste tidsserie viser RZK og JVM. Lille Linde opland, Tryggevælde Å. Røde felter er områder hvor oplandet giver vand til naboerne, blå felter er hvor oplandet stjæler vand fra naboerne. 9

10 Input: Arealfordeling fra Tabel 2.3 (afgrødetype) og opgave 2.1.(Bebygget,Skov,Græs,Våd, Landbrug) Læklasse: A for skov og by, C åbne kystområder og B resten af landet (Tabel 1.4. eller 1.5.) Dominerende jordtype fra opgave 2.2 Max. Roddybde for given jordtype og afgrøde findes i tabel 4.2. og plantetilgængelig vandmængde for over- og underjord findes i tabel 4.1 Skaleringsfaktor findes i tabel 4.3 og afgrødekoefficienten i tabel 8.1. Nedbørskorrektion efter Allerup og Madsen 1979 (Tabel 1.5.) Der må ikke skrives i celler med gråbaggrund Total areal: 129 km 2 Cellenummer fra folder 'Netto Vandbalance' Areal Areal Areal Læklasse Jord (D252) (G251) (C251) (L251) (T251) Max max Roddybde Kc N N kor Ep ref Ep Ea RZK Nkor-Ea A % % km 2 Farvekode cm mm mm mm mm mm mm mm mm Bebygget A FK4/FK Skov A FK4/FK Græs B FK4/FK Våd B FK4/FK Landbrug - total 68.1 Landbrug - vår B FK4/FK Landbrug - vinter B FK4/FK Landbrug - græs B FK4/FK Landbrug - roer B FK4/FK Total Beregnet: 246 Tabel svarer til folderen Total og viser den samlede vandbalance for Lille Linde opland, Tryggevælde Å, hvor de enkelte arealklasser fra opgave 2.1 er repræsenteret med deres procentvise arealandel. Tabellen viser, at den samlede beregnede afstrømning ligger på 246 mm, men der er kun målt 219 mm, dvs den beregnede afstrømning er ca. 13 % for høj. Udover usikkerheden på de anvendte inputparametre kan forskellen mellem beregnet og målt afstrømning skyldes to ting. En del af forklaringen på forskellen kan findes ved at se på forskellen mellem topografisk opland og grundvandsopland. Da vi i Danmark stort set ingen overfladeafstrømning har, vil langt størstedelen af nedbøren nå grundvandet inden det løber til åen. Da grundvandsoplandet kun er 115km 2 sammenlignet med det topografiske opland på 129km 2 eller ca. 12 % mindre, må vi forvente at den målte afstrømning må ligger ca. 12 % under beregnet. Da afstrømningen tidligere er beregnet ved at tage vandføring/oplandsareal må den nye afstrømning fra grundvandsoplandet være lig 219*129/115 = 246 mm, hvilket er påfaldende lig den beregnede afstrømning. En anden og ikke ubetydelig forklaring kan være vandindvinding inden for oplandet. Tabel 10.2 viser vandforbruget til husholdninger, industri og vanding for forskellige amter i Danmark. Gennemsnitlig anvendes ca. 19 mm til vandindvinding men det bør bemærkes at vandforbruget til vanding ligger langt under det formodede vandforbrug til vanding i sandede områder skønnes vandingsforbruget at ligge på niveau med drikkevandforbruget eller lidt over. I Lille Linde s opland, som ligger på grænsen mellem Roskilde og Storstrøms Amt ligger vandforbruget mellem 25 og 7 mm. Målt:

11 10.3. Vandkraft Vandløbene har altid været en vigtig del af kulturlandskabet. Allerede i den tidlige middelalder satte den folkelige retstradition visse retningslinier for brug af vandløb. Specielt opstemningsretten blev en vigtig del af de såkaldte landskabslove, der senere blev fulgt op af Jydske Lov i Antallet af møller steg kraftigt frem til 1600-tallet, hvor kongen indførte begrænsninger for at sikre sine indtægter fra egne møller. I 1852 blev mølleriet atter givet frit. Dette skete i en periode, hvor høstudbyttet steg ret voldsomt. Fra at bruge korn til brød og øl begyndte bønderne også at fodre husdyr med sønderdelt korn. Mange virksomheder blev grundlagt omkring en mølle. Det være sig andelsmejerier såvel som papirfabrikker. Elektrifiseringen, der startede for ca. 120 år siden, medførte at en del vandhjul blev udskiftet med turbiner. I dag har vi 94 vandkraftværker, der samlet producerer 30 gigawatttimer eller ca. 1.2 promille af Danmarks elforbrug - svarende til det årlige elforbrug i 6000 boliger. Tabel De 7 største værker leverer over 80 % af denne elektricitet. Lokalitet Vandløb Produktion, kwh Tange Gudenå Karlsgårde Varde Å Holstebro Storå Vestbirk Gudenå Harteværket Kolding Å Brande Skjern Å Vilholt Gudenå Harteværket Karlsgårdeværket 11

12 Gudenåcentralen ved Tange er Danmarks største vandkraftværk, hvor man har fremstillet elektricitet siden Kraftværket producerer årligt ca. 11 mill. kwh. Det dækkede i 1920'erne 25% af hele Jyllands elforbrug. Det svarer i dag til ca danske familiers årlige elforbrug, ca. ½ promille af Danmarks samlede elforbrug. Vandkraft betragtes som en særdeles miljøvenlig vedvarende energi, da den ikke producerer CO 2. Gudenåcentralen sparer således atmosfæren for afbrænding af omkring tons kul, og dermed for tons CO 2. De store danske vandkraftværker anvender Francis turbiner, der har en kapacitet på 5 m 3 /sek. Energiproduktionen er givet ved hvor, m er vandets masse (kg) g er tyngdeaccelerationen (m sek -2 ) h er faldhøjden c er turbinernes udnyttelsesgrad (oftest = 0.8) E = m g h c [J] (10.6) Med en faldhøjde på 9 meter vil en Francis turbine ved Tange give E = = J/s = J/time = =11126 GJ/år E = /(3600*1000) = kwh Energiforbruget pr. husstand er ca kwh d.v.s. E = /5000 = 618 husstand 12

13 Opgaver Opgave A) Bestem grundvandets strømretning og potentialgradient på nedentående figur. Materialet forudsættes homogent. Hvide prikker er grundvandskoter, sorte prikker er overfladekoter. B) Find i jeres eget opland den største afstand til grundvandspejlet. Se GIS note bagerst i øvelsen for den praktiske udførelse. Opgave A) Vandføring. Hvor mange m 3 /sek udgør middelvandføringen i perioden ? Find de to måneder hvor der henholdsvis er maksimal og minimal vandføring for hele perioden. B) Vandkraft. Ved den hydrometriske station i eget nedbørsområde bygges en dæmning, således at man opnår en faldhøjde på 4 meter. En Francis turbine (max 5 m 3 /sek) installeres og udnyttelsesgraden er 0.8. Den månedlige energiproduktion ønskes beregnet for årene 1997, 1998 og 2000 i GJ år -1 og kwh. Yder turbinen en maksimal produktion? Opgave A) Ved hjælp af Darcys lov (i praksis benyt den afledte formel 10.2., hvor transmissiviteten indgår) findes grundvandsstrømmen for områder med største og mindste transmissivitet, samt største og mindste potentialegradient. Se eksempel 10.2 og GIS note bagerst i øvelsen for den praktiske udførelse B) I opgave 8.1 sammenlignede I beregnet forsinket afstrømning med den målte i åen. I opgaven blev det antaget at 50% af nedbøren i en given måned nåede at strømme af i samme måned, mens den anden halvdel førtes videre til næste måned. Forsinkelsen i afstrømingen er afhængig af jordens transmissivitet, og antagelsen om 50% forsinkelse skal derfor blot ses som et gennemsnit for Danmark. Overvej ud fra jeres dominerende jordtype og dennes transmissivitet (høj for sand og lav for ler) om forsinkelsen i jeres opland sandsynligvis vil være større eller mindre end 50%. Tag fat i vandbalancen fra øvelse 8.1 og prøv at variere forsinkelsen indtil den beregnede forsinkede afstrømning og den målte afstrømning passer bedst muligt. 13

14 Opgave Grundvandstyveri. Kom med et kvantitativt bud på hvor meget vand jeres opland stjæler og hvor meget det giver til andre. Se GIS note bagerst i øvelsen for den praktiske udførelse. Vandbalancen for et opland kan skrives som: N = Ea + ΔR + A Hvis vi ser vandbalancen over et år, kan ΔR leddet sættes lig nul, da vi regner med at jordvandsmagasinet er fyldt til markkapacitet både i starten og i slutningen af året. Forklar med ord hvordan et eventuelt grundvandstyveri/giveri vil påvirke den årlige vandbalance for jeres opland? 14

15 GIS note til opgave 10.1, 10.3 og 10.4 Grundvandsoplandet. Til denne øvelse bruges G:\courses\2sem_klima_jord_vand\GIS\opland_gis_kjv/oevelse10_ opland.mxd. Dokumentet indeholder: - Højdemodel for oplandet 30 x 30 m. - Opland_pot_linier: Potentialelinier for grundvand (fra amterne uden ansvar). - Opland_grund: Højdemodel for grundvandspotentialet skabt på baggrund af do. 30 x 30 m - Opland_topo_opland: Nedbørsopland. - Opland_grund_trans: Grundvandskort med potentialer og transmissivitet. - Opland_grund_opland: Grundvandsopland digitalisret på baggrund af do. Fuld legende for grundvandskortet findes på: G:\courses\2sem_klima_jord_vand\GIS\Grundvand\Grund_trans_Legende.tif NB: Oprindelsen af data om grundvandspotentialet (_pot_linier) varierer mellem de enkelte oplande. Det er derfor ikke sikkert at data stemmer (helt) overnes med grundvandskortene (_grund_trans). Særligt for Uggerby gælder at grundvandskortet er af ældre model (sort/hvid) hvor der ikke findes transmissivitet. Derfor er der i Uggerbys projekt tilføjet en ekstra shape fil med transmissivitetsdata digitaliseret med løs hånd ud fra underjorden. 1) Giv en kort beskrivelse af hvad potentialelinier er, og beskriv højdemodellen for grundvandspotentialet. Sammenlign gerne med den topografiske højdemodel Find største afstand til grundvandsspejlet. 1. Start med at tjekke om de to extensions Spatial analyst og 3D analyst er slået til. Hvis ikke gøres dette ved at vælge Tools Extensions. Lav en markering ved de to extensions. H-klik derefter på toolbaren og klik de til extensions synlige. 2. En måde at finde den største afstand mellem overfladen og grundvandspotentialet er ved at trække koterne i de to temaer fra hinanden - det resulterende tema beskriver højdeforskellen. Vælg Spatial analyst Raster calculator. 3. Indtast det udtryk som resulterer differencen imellem overfladen og grundvandspotentialet. Vær opmærksom på at det resulterende tema er temporært højreklik på temaet og vælg Make permanent for at gemme det! Kald det nye tema grund_diff og gem det i resultatfolderen på dit i-drev. 4. Åbn Properties i det resulterende raster tema og vælg Symbology. Sæt Show til Streched og vælg en fornuftig Color Ramp. 15

16 5. Prøv at lokalisere de områder som har størst afstand mellem overfladen og grundvandspotentialet. Hvad er karakteristisk for områderne? 6. Prøv at lokalisere de områder som har mindst afstand mellem overflade og grundvandspotentialet. Hvad er karakteristisk for områderne? 7. Marker evt. områderne med et grafisk element. 8. Gem dit kort-dokument i resultatfolderen på dit i-drev Beregning af potentialegradient. Grundvandskortet indeholder transmissiviteterne for oplandet, mens opland_grund indeholder potentialet. Hvis I er i tvivl om hvordan transmissivitetsværdierne skal aflæses, så se på eksempel 10.2 i noten. 9. I værktøjslinien sættes Layer højdemodellen for grundvandspotentialet. 10. Med værktøjet [Interpolate line] markeres en linie hen over det punkt hvor der er størst eller mindst afstand mellem overflade og grundvandspotentialet dvs. der hvor du ønsker at beregne potentialegradienten. 11. Klik herefter på [Create Profile Graph] for af laven en profillinie. NB: Linien fra pkt. 10 skal være aktiv for at grafen kan laves. h 0 - h L 12. Benyt grafen til at beregne potentialegradienten. 16

17 10.4 Grundvandstyveri. Kom med et kvantitativt bud på hvor meget vand jeres opland stjæler og hvor meget det giver til andre. Dette kan gøres med en overlay analyse. Metoden går ud på at vi først ligger grundvandsoplandet og det topografiske opland sammen, en såkaldt union, hvorefter vi trækker henholdsvis grundvandsoplandet og det topografiske opland fra sammenlægningen. Union Grundvandsopland = Område der giver grundvand til andre Union Topografisk opland = Område der stjæler grundvand fra andre Giver det ovenstående ikke umiddelbart mening, så kast jer blot ud i øvelsen. Det skulle gerne blive klart undervejs. 1) Tryk på ArcToolbox ikonet og gå til Analysis tools -> Overlay. 2) Start med at lave en Union. Tilføj temaerne indeholdende jeres to oplande, og vælg en passende folder og navn til det nye union tema under Output feature class. 3) Prøv at slå begge jeres oplande samt det nye union tema til. Passer det at union temaet svarer til det samlede areal dækket af begge jeres oplande? Virker det rigtigt at det areal der stjæler grundvand svarer til union temaet minus det topografiske opland? 17

18 4) Nu skal i beregne arealerne med henholdsvis grundvandstyveri og grundvandsgiveri. Vælg Erase fra Analysis tools -> Overlay. Som Input feature vælges den union i lige har lavet. Som erase feature vælges i første omgang jeres topografiske opland. Sørg for at vælge passende fold og navn under output feature class. Gentag samme manøvre hvor i trækker grundvandsoplandet fra. Hvor i oplandet stjæles der, hvor gives? Har det nogen sammenhæng med topografien? 5) Tilføj areal til alle de nye temaer med A/L funktionen. Lav lidt procentregning efter eget valg der illustrerer i hvor høj grad jeres opland er en grundvandstyv og i hvor høj grad det giver til de tørstige. Brug også de målte månedlige afstrømninger (Griddata) i mm (=L/m2) til at komme med et kvantitativt bud på det samlede tyveri eller giveri i 1999 og Lav et layout der indeholder områderne med grundvandstyveri og giveri, samt legende/tabel med resultaterne af beregningerne skitseret ovenfor. Gå nu tilbage til opgave