Knudedybs tidevandsområde

Knudedybs tidevandsområde Morfologisk udvikling i Vadehavet Knudedybs tidevandsområde Gr. 150-69-03

Knudedybs tidevandsområde Projekt Vadehavet- klimaændringer Startdato Oktober 2007 Slutdato Oktober 2008 Projektansvarlig Carl-Christian Munk-Nielsen (PA) Projektleder (PL) Carlo Sørensen Projektmedarbejdere (PM) Timeregistrering 07141 Rapport Forfattere Nøgleord Distribution Refereres som Peter Alfred Klagenberg Søren Bjerre Knudsen Carlo Sørensen Per Sørensen Irene Andersen Signe Marie Ingvardsen Jens Bech Jørgensen Birgit Byskov Kloster Morfologisk udvikling i Vadehavet Knudedybs tidevandsområde Peter Alfred Klagenberg Søren Bjerre Knudsen Carlo Sørensen Per Sørensen Vadehavet, Knudedyb, Sedimentbudget, Klimaændring www.kyst.dk, Transportministeriet, www.dab.dk/anmeld.asp Klagenberg, P. A.; Knudsen, S.B.; Sørensen, C. og Sørensen, P., 2008. Morfologisk udvikling i Vadehavet, Knudedybs tidevandsområde. Kystdirektoratet. 72s. 2

Resumé Knudedybs tidevandsområde Klagenberg, P.; Knudsen, S.B.; Sørensen, C., og Sørensen, P., 2008. Morfologisk udvikling i Vadehavet, Knudedybs tidevandsområde. Kystdirektoratet. 72s. På baggrund af opmålinger i 1966 og i 2003 er der foretaget en analyse af den overordnede formmæssige udvikling af Knudedybs tidevandsområde, der udgør ét af i alt fire tidevandsområder i Vadehavet og dækker et område på 175 km 2 mellem Jyllands vestkyst og Fanø. Mod syd grænser tidevandsområdet op til Juvre Dybs tidevandsområde langs Låningsvejen til Mandø og mod nord udgøres grænsen af den højeste beliggende del af vaden, tidevandsskellet, til Grådyb tidevandsområde. Udviklingen sættes i relation til ændringer i de hydrografiske forhold i perioden og til prognoser for fremtidige klimaændringer i form af et stigende havspejl og flere og kraftigere storme. Området er meget dynamisk, og udviklingen er kendetegnet ved at løb og dyb generelt er blevet både dybere og bredere, og der er sket en nettoerosion af de permanent vanddækkede dele af tidevandsområdet. Omvendt ses en nettoaflejring på marskfladerne samt på størstedelen af vaderne, der tørlægges ved lavvande. Specielt på vaderne, stjerterne, der ligger vinkelret ud fra Jyllands kyst og på vaderne sydøst for Fanø ses en stor tilvækst. Her er der flere steder etableret vegetation og små klitter på vaderne siden 1966. Niveauforskellene i området er således blevet mere markante. Tidevandsskellet mod Grådybs tidevandsområde er rykket mod nord og vanddybden er øget, hvilket indikerer en øget vandtransport mellem de to tidevandsområder. Siden 1972 har stigningen i middelvandstanden været på 4 mm om året. Tidevandsstørrelsen er øget med 9 cm (152 til 161 cm) i Esbjerg og 13 cm (171 til 184 cm ) i Havneby på Rømø. Den øgede tidevandsstørrelse medfører at den vandmængde, der i hver tidevandsperiode transporteres ind og ud af Knudedybs tidevandsområde, er blevet større, hvilket kan forklare en stor del af den observerede udvikling. Et centralt spørgsmål er, hvorvidt Vadehavet i almindelighed og marsken i særdeleshed er i stand til at følge med en fremtidig accelereret havspejlsstigning. Resultaterne i denne rapport viser, at dette er tilfældet indenfor den observerede stigning gennem de seneste 35 år. En moderat stigningsrate medfører, at marsken får hyppigere tilført sediment, når den oversvømmes under høje vandstande, og den holder sig således ung i længere tid. I takt med en øget stigningsrate vil den observerede udvikling forstærkes, hvor de topografiske forskelle mellem vader og dyb/løb bliver endnu mere udtalte. Dette vil mindske mulighederne for ny marskdannelse, ligesom digesikkerheden i beskyttelsen af baglandet vil mindskes i takt med, at vandstanden stiger. 3

English summary Knudedybs tidevandsområde Morphological evolution in the Danish Wadden Sea; the Knudedyb tidal area. Klagenberg, P.; Knudsen, S.B.; Sørensen, C., and Sørensen, P., 2008. Morfologisk udvikling i Vadehavet, Knudedybs tidevandsområde. Kystdirektoratet. 72p. Morphological changes between bathymetric surveys in 1966 (Figure 4.27, App. 2) and in 2003 (Figure 4.28, App. 3) and their relationship to the hydrodynamic forcing are investigated for the Knudedyb tidal area and results are discussed in relation to a climate change related future sea level rise. The Knudedyb tidal area (175 km 2 ) is one of four tidal areas in the Danish Wadden Sea (800 km 2 ). The Danish Coastal Authority (DCA) has previously carried out investigations of the other three tidal areas in the Danish Wadden Sea, see Ingvardsen et al. (2006), Ingvardsen, Vølund and Jensen (2006), and Kystinspektoratet (1999). To the east the Knudedyb tidal area is bordered by Jutland, to the west by the island of Fanø, to the south by the ebb road (Da.: Låningsvejen) to the island of Mandø, acting also as a tidal water divide towards the Juvre Dyb tidal area, and to the north by the tidal water divide towards the Grådyb Tidal area (Figure 1.1, App. 1). Tides are semi-diurnal with a mean tidal range of 1.6 m and tides are ebb-dominated within the tidal area. Storm surge levels of up to 5 m have been recorded. The overall development shows a tendency towards accumulation on the intertidal and supratidal flats and a deepening of the tidal deep, Knudedyb, and of the tidal channels. The accumulation is most pronounced on the inner flats lying perpendicular to the mainland coast (Da: stjerter) and on the tidal flats southeast of Fanø. Here, the supratidal flats have experienced the establishment of vegetation and dune formation since 1966. Subtidally, both a widening and deepening of the majority of the tidal channels have occurred and a net erosion in the inner parts of tidal area of 5.1 mio. m 3 has been calculated. The outer parts of the tidal area were not covered by the 1966 survey but aerial photography shows a building out of the ebb-tidal delta. Therefore, eroded sand from the inner parts may have experienced deposition further out in the tidal area. One area that has not experienced accumulation on the tidal flats is the area around the tidal water divide towards Grådyb. The topographic divide has lowered and has moved further north into the Grådyb tidal area over the period leading to a potentially larger water exchange between the two tidal areas. One cause of the subtidal deficit of sediment may be the increase in the tidal prism from 143.3 to 153.5 * 10 6 m 3 for the inner tidal area and from 178.4 to 189.9 * 10 6 m 3 for the entire Knudedyb tidal area over the period 1970-2003. The majority of this increase is due to an increase in the tidal range in the same period of 9 cm at Esbjerg (from 152 to 161 cm) and 13 cm at Havneby (from 171 to 184 cm) to the north and south of Knudedyb tidal area, respectively. The relative sea level rise in Esbjerg since 1972 of 4 mm/y 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 positively in keeping the existing marshes younger as the frequent floodings 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 flats 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 becomes more explicit. Is may therefore be difficult to conclude on the overall development of the Knudedyb tidal area under a climate change scenario with rates of sea level rise significantly 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

Indholdsfortegnelse Knudedybs tidevandsområde Resumé.............................................................3 English summary..................................................... 4 Morphological evolution in the Danish Wadden Sea; the Knudedyb tidal area............................4 1 Indledning......................................................... 8 1.1 Formål...............................................................................8 1.2 Beskrivelse af Vadehavet.................................................................8 Knudedybs tidevandsområde..............................................................9 Tidevandsrenderne.....................................................................11 Vaderne.............................................................................11 Marsken............................................................................12 1.3 Teorier omkring Vadehavets udvikling og havspejlsstigninger....................................13 Områdets geomorfologiske udvikling fra istiden og frem.........................................13 Relativ havspejlsstigning................................................................13 1.4 Beskrivelse af de kræfter, der styrer sedimenttransporten.......................................15 De hydrodynamiske faktorer..............................................................15 Sedimentprocesser i Vadehavet...........................................................16 2 Konklusion....................................................... 19 2.1 Knudedybs tidevandsområde.............................................................19 2.2 Havspejlsstigning og klimaændringer......................................................20 3 Beskrivelse af metode og datagrundlag................................. 22 3.1 Pejlinger og nivellementer...............................................................22 3.2 Hydrografiske data.....................................................................23 Vandstandsdata.......................................................................23 Vinddata............................................................................23 Bølgeenergi..........................................................................23 4 Analyse af data.................................................... 24 4.1 Hydrografiske data.....................................................................24 Middelvandstande.....................................................................24 Maksimale vandstande.................................................................26 Middelhøjvande og middellavvande........................................................30 Tidevandsstørrelsen....................................................................32 Tidevandsperioden.....................................................................33 Bølger..............................................................................34 Vindenergien.........................................................................36 4.2 Morfologiske ændringer i Knudedybs tidevandsområde........................................40 Pejleplanerne.........................................................................41 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 Tværprofil-oversigt Bilag nr. 6 Afgrænsning af indre tidevandsområde Bilag nr. 7 Vandskel for 1966 og 2003 Bilag nr. 8 Tværprofil nr. 1-3 Bilag nr. 9 Tværprofil nr. 4-5 Bilag nr. 10 Kort over Darum Vade, 1964 Bilag nr. 11 Udvikling af Galgedyb og Keldsand, 1964-2000 7

1 Indledning Knudedybs tidevandsområde Det danske Vadehav er et unikt naturområde i et meget dynamisk miljø. Tidevandet på op til to meter sender to gange i døgnet store vandmængder ind og ud af Vadehavet. Vind presser indimellem så store mængder vand ind i Vadehavet, at der skabes stormflod. Samtidig med transporten af vand sker der en transport og aflejring af ler, silt og sand. Udover de ændringer der kan iagttages lokalt og på kort sigt, sker der også langtidsændringer som følge af blandt andet variationer i vindklimaet, i havspejlsniveauet, og i tidevandsstørrelsen. Landskabet er i en evig udvikling. Udviklingen kan til dels beskrives ved at sammenholde ældre opmålinger af Vadehavet med nyere. Endvidere kan den iagttagede udvikling sammenholdt med prognoser for fremtidige klimaændringer give et kvalificeret bud på, hvordan udviklingen vil ske i fremtiden. Knudedybs tidevandsområde er det næststørste af fire tidevandsområder i det danske Vadehav. Kystdirektoratet har tidligere beskrevet udviklingen i Lister Dybs, Juvre Dybs og Grådybs tidevandsområder (Ingvardsen et al., 2006; Ingvardsen, Vølund og Jensen, 2006; Kystinspektoratet, 1999). For en sammenfatning af analyserne for Vadehavet henvises til Sørensen et al. (in. prep.). 1.1 Formål På baggrund af opmålinger i Vadehavet analyseres og beskrives Knudedybs tidevandsområdes overordnede morfologiske udvikling siden 1966; herunder ændringer i areal, sedimentmængde og dybenes forløb. I tolkning af udviklingen og identifikation af de bestemmende faktorer inddrages information om f.eks. ændringer i tidevandsprisme og vindklima. Vadehavet er meget påvirkelig overfor en relativ havspejlsstigning. Spørgsmålet, om en accelereret havspejlsstigning medfører radikale omlejringer i tidevandsområderne, er centralt. Vil der være nettoerosion på vaderne, og vil en øget vandudveksling med Nordsøen i fremtiden føre til yderligere erosion? Rapporten søger at vurdere konsekvenserne af formodede fremtidige klimaændringer for området som helhed og naturprocessernes betydning for de enkelte landskabsformer. 1.2 Beskrivelse af Vadehavet Det europæiske Vadehav er ca. 500 km langt, maksimalt 35 km bredt og har et samlet areal på ca. 7.700 km². Vadehavet dækker Nordsøkysten fra Den Helder i Holland til Skallingen i Danmark. Vadehavet består af en række tidevandsområder, som mod Nordsøen er afgrænset af ca. 20 barriereøer, der er adskilt af dyb. Afgrænsningen mod land består ofte af diger med indbyggede sluser, der tillader, at åerne kan afvande oplandsarealerne under normale vandstandsforhold, medens de under stormflod er lukkede. Digerne i Vadehavet er et resultat af landvinding og inddæmning af tidligere vandområder til landbrug, og de tjener til beskyttelse af folk, landbrug og infrastruktur mod oversvømmelse i forbindelse med stormfloder. 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 tidevandsområde 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 udgøres grænsen af tidevandskellet til Grådybs tidevandsområde, Figur 1.1 og Bilag 1. Over vandskellet sker der vandudveksling mellem de to tidevandsområder. 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 mindre 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. Middeltidevandsstørrelsen er ca. 1,6 m, hvilket karakteriserer området som mikrotidalt 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 strømmer således i gennemsnit ind og ud af området via Knudedyb mellem Fanø og Mandø i hver tidevandsperiode. Tidevandet har morfologisk betydning, og der er defineret tre zoner inddelt efter MHV og MLV. Den permanent vanddækkede del af Knudedybs tidevandsområde, der er under MLV, kaldes subtidal. Zonen mellem MLV og MLH kaldes intertidal. Området over normalt tidevandsniveau, der er tørt ved middelhøjvande, kaldes supratidal. Eftersom Knudedyb tidevandsområde mod nord deler tidevandskel med Grådyb tidevandsområde, foregår der en del vandtransport henover vandskellet. Her skelnes mellem det topografiske og det hydrografiske tidevandskel. Det topografiske vandskel defineres af minimumsdybderne, og det hydrografiske bestemmes af, hvor der er nul netto vandbevægelse mellem tidevandsområderne. Ved sydlige vinde kan vand presses fra Knudedybs tidevandsområde over vandskellet til Grådybs tidevandsområde, og ved andre vindforhold kan det omvendte være tilfældet. Vadefladerne 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 aflejre 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 aflejres inde i Knudedybs tidevandsområde (Lumborg, 2008). Undersøgelser af Knudedybs tidevandsområde fra satellitbilleder viser en fordeling med et subtidalt areal på 23,2 % og en samlet tidevandsflade (interog supratidalt) på 76,8 % (Sørensen et al., 2006). Tidevandsfladerne kan underinddeles ud fra sedimentsammensætning i relativt højtliggende sandflader (19 %), relativt lavtliggende sandflader (64,2 %) samt miksede flader (sand, silt og ler) med 15,8 % af tidevandsfladen. Arealandelen af ren mudderflade er kun omkring 1 % (Sørensen et al., 2006). Et estimat for den totale netto sedimentationsrate for Knudedybs indre tidevandsområde for finkornet 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 tilskrives 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 domineret af både flod og ebbe. Da marskens overflade ligger højere end middelhøjvandet, vil floden 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 flodstrømmen har mindre betydning. Størstedelen af en priel tørlægges ved lavvande. Dyb: De største prieler løber sammen i dybene, der ligger mellem barriereøerne og forbinder Vadehavet med Nordsøen. Dybene afvander således hele eller store dele af tidevandsområdet. Alt vand, som skal ind og ud af Vadehavet, passerer disse dyb, hvorfor de er meget dybe og permanent vanddækkede. Strømningsmønstrene i dybene er komplicerede, men styres ofte ligeligt af flod 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 aflejres. Forholdet mellem den langsgående sedimenttransport, sedimentmængden transporteret af ebbestrømmen og tidevandsamplituden har betydning for, om der dannes et delta. Overordnet set danner alle loer, prieler og dyb et vidt forgrenet dræningssystem med glidende overgange fra mange små render længst inde i tidevandsbassinet til få store render, der afsluttes med ét dyb yderst i tidevandsbassinet. Vaderne Vaderne er den mest markante landskabsform i Vadehavet. De intertidale vader, som tørlægges i ebbeperioden og vanddækkes igen under flod, 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 glidende. Et af de få markante skel i landskabet, i form af en landpriel, er overgangen fra vade til marsk. Overordnet kan vaderne geografisk 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 overflade ligger i 0,5-0,6 m og ligger derved klart under middelhøjvandsniveauet 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 vadebanker, 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 landskabselement 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 aflejres; grus og sand aflejres først, primært på leveen, hvorefter silt og ler aflejres 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, indfinder der sig en geomorfologisk ligevægt i sedimentaflejringsraten med en ensartet udvikling af overfladehøjden 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 forefindes marskområder ud for både fastlandet og på bagsiden af barriereøerne. Marsken etableres fra omkring middelhøjvandslinjen til en øvre grænse på et par meter bestemt af tilførslen af finkornet materiale (< 63 µm) under højvandssituationer, se evt. Pedersen og Bartholdy (2007). Marsken dannes ved kontinuerlig aflejring af finkornet 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 sediment, og marsken vil således vokse i både højde og udbredelse (Jakobsen, 1969). 12

1.3 Teorier omkring Vadehavets udvikling og havspejlsstigninger 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 befinder 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 aflejringer skabt af floder af smeltevand fra ismasserne mod øst. Nordsøen var tørlagt, da vandet var bundet 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 fladt område faldende mod vest med store floder 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 vadehavsøer, 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 findes forskellige hypoteser om havspejlets bevægelser. Nogle viser en jævn stigning, andre en mere ujævn eller fluktuerende stigning af havspejlet, Figur 1.2. 13

Dybde (m) 0 5 10 15 20 Efter Mörner (1976) Louwe Kooijmans (1976) Jelgersma (1979) Van de Plassche (1982) 8000 7000 6000 5000 4000 3000 2000 1000 0 Antal år før nu 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 eftervirkningerne 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 middelvandstanden 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 således, at vandstanden i øjeblikket stiger mere i Vadehavet end globalt (Knudsen, 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 gennemsnitligt 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 Vadehavet og et positivt NAO-index (et udtryk for fordelingen af højtryk og lavtryk 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 middelvandstandene. 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 Vadehavet. 14

1.4 Beskrivelse af de kræfter, der styrer sedimenttransporten Sedimenttransport er, når sand- og lerpartikler mv. flyttes fra ét sted til et andet. Transporten kan deles op i en startfase, en transportfase og en aflejringsfase. I startfasen vil eksempelvis vind, bølger eller en tidevandsstrøm påvirke 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 aflejring sker, når sedimentet ikke mere kan holdes i bevægelse på grund af mangel på energi til transport. Sedimentet falder nedad grundet tyngdekraften og aflejres 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 fremherskende 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, eventuelt i kombination med højvande, medføre forhøjet vandstand og problemer med digernes sikkerhed. Bølgeoverskyl af digets top kan afstedkomme digebrud 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 yngste 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 flytte sedimentet på en indirekte måde. Når der om vinteren dannes is i Vadehavet, kan sediment fryse fast på isens underside. Vinden kan herefter transportere isflagerne og lave isskruninger. Denne transport kaldes Ice-rafting. Når isen smelter aflejres 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 flader til den supratidale saltmarsk, flere kilometer væk i vindfeltets retning. Her medfører tilførte næringssalte ofte øget plantevækst med sediment-stabilisering til følge, så der ikke sker nogen ny flytning af sedimentet. 15

Bølger Bølger dannes ved vindens energioverførsel til vandoverfladen. 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 flytte. I storme vil bølgerne kunne erodere marskkanterne, vadefladerne og kysterne foran Vadehavet for derefter at transportere sedimentet og aflejre 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 flod- og ebbeperioden ikke er lige lange, og man taler da om, at tidevandet er flod- eller ebbedomineret. Da den mængde vand, der løber ind i Vadehavet under flod 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 flodperioden 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 aflejring af sedimenter i Vadehavet og bringer således både vand og især finkornede sedimenter frem og tilbage i en konstant udveksling med Nordsøen. Sedimentprocesser i Vadehavet En række kilder tilfører Vadehavet sediment, hvor Nordsøen er den væsentligste bidragyder (Bartholdy og Madsen, 1985). Der sker en naturlig sortering af sedimentet i Vadehavet, hvor tendensen er, at materialet bliver mere finkornet, jo længere man kommer ind i tidevandsområdet. I dyb og prieler findes næsten udelukkende sand, da strømhastighederne her er for store til, at finkornede partikler kan aflejres. Vadefladerne går fra at være sandede til at blive mere finkornede inde i området i takt med, at strømhastighederne falder til et niveau, hvor aflejring af silt og ler kan finde sted. Lokalt kaldes det finkornede materiale for slik. Ofte vil sedimentet resuspendere og blive transporteret igen. Mængden af finkornet sediment med kornstørrelser under 63 µm (silt og ler) er relativ høj i Vadehavet, da primært nedenstående processer resulterer i en opkoncentrering. Flokkulering En flok 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 flokkene kan nå at aflejres på vaderne i perioden omkring højvande, hvor strømhastigheden er nul, og flokkulering har således stor betydning for aflejringen af finkornet sediment. Ler og siltpartiklerne sammensættes grundlæggende på to måder; ved saltflokkulering og ved bioflokkulering. 16

Saltflokkulering 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 flokkuleringsprocessen medføre et øget antal relativt store sedimentkerner. Bioflokkulering sker som følge af levende organismer som orme og snegle, der filtrerer det omgivende vand for næring. Herved indtager de små sedimentpartikler, som ender i dyrenes ekskrementer, de såkaldte pellets. Pellets er indesluttet i bio-film, der bevirker, at sedimentets faldhastighed og evne til at klistre til underlaget og til andre pellets stiger. Da bioflokkulering er en biologisk sedimentationsproces, vil netto transportretningen i Vadehavet være sæsonbestemt, Figur 1.3. Når den biologiske aktivitet om vinteren er minimal, udebliver bio-film produktionen, og de intertidale mudderflader eroderes. Når vandtemperaturen stiger om foråret, accelereres bioflokkuleringen med netto aflejring på muddervaderne til følge (Andersen et al., 2005). Figur 1.3 Transportmodel for finkornet sediment via sæsonafhængig biologisk aktivitet (Andersen et al., 2005). Biologiske faktorer Både Vadehavets flora og fauna påvirker sedimenttransporten. En spredning af invasive arter i Vadehavet, her især stillehavsøsters og vadegræs, har udkonkurreret flere naturligt forekommende arter og har næsten kun mennesket som naturlig fjende. Vadegræs i marsken bevirker, at der fanges og aflejres op til 50 % af det mulige finkornede 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 vadegræsområderne. Derfor er de invasive arter en vigtig faktor i forbindelse med sedimenttransport vurderinger (Eisma, 1998). Settling- og scour lag De finkornede sedimenters lave faldhastigheder bevirker en nettovandring indad i tidevandsområdet, da den indadrettede flodstrøm oftest er kraftigere end ebbestrømmen. Sedimentet transporteres ind af flodstrømmen men lidt kortere ud igen af ebbestrømmen og opnår derved en nettotransport ind tidevandsområdet 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 flodstrømmen har transporteret sedimentet indad i tidevandsområdet, vil det aflejres 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 indadrettet netto sedimenttransport og kaldes tidal pumping (Christiansen et al., 2006a). 18

2 Konklusion Knudedybs tidevandsområde Der er foretaget en analyse af Knudedybs tidevandsområde på baggrund af ekkolods- og profilopmålinger i 1966 og i 2003. I perioden er der sket relativt store morfologiske ændringer i Knudedybs tidevandsområde med en udbygning af ebbedeltaet ud for Knudedyb og tilvækst på marsken, på vaderne ud mod dybet samt på stjerterne mod fastlandet. På vaderne mod nord i tidevandsområdet ses derimod erosion, ligesom dyb og render generelt er blevet både dybere og bredere. Udviklingen kan relateres til et øget tidevandsprisme, der primært er forårsaget af et stigende havspejl i Vadehavet. 2.1 Knudedybs tidevandsområde Transport af sediment indenfor Knudedybs tidevandsområde er overordnet sket fra de indre nordlige dele til de sydlige og ydre dele. Der ses en nettoerosion af sediment på især vaderne Fuglsand, Pendersand og Knoppen. Relativt høje sedimentationsrater findes i de sydlige dele på både de intertidale og de supratidale vader Keldsand, Peter Meyers Sand, Peelrevet, Mandø Flak og Galgerevet. Der er blevet større terrænforskel i området. De intertidale og supratidale vader er vokset i volumen og højde, således at der i 2003 flere steder observeres vegetationsindvandring og klitdannelse på vaderne. Subtidalt ses et sedimentunderskud, hvor prieler, løb og dyb generelt er blevet både dybere og bredere. Det subtidale sedimentunderskud skal sandsynligvis ses som følge af en øget gennemsnitlig vandudskiftning i tidevandsområdet, tidevandsprismet, i hver tidevandsperiode. Tidevandsprismet stiger som følge af en øget tidevandsstørrelse. Medens middellavvandstanden (MLV) har været konstant eller kun svagt faldende, har middelhøjvandstanden (MHV) været konstant stigende. I perioden 1970-2003 er tidevandsstørrelsen således vokset med 9 cm fra 152 til 161 cm ved Esbjerg og med 13 cm fra 171 til 184 cm ved Havneby på Rømø. Det har ført til, at tidevandsprismet er øget fra 143,3 10 6 m³ til 153,5 10 6 m³ for Knudedybs indre tidevandsområde og fra 178,4 10 6 m³ til 189,9 10 6 m³ for hele Knudedybs tidevandsområde i perioden. Det topografiske tidevandskel til Grådybs tidevandsområde har ændret form og beliggenhed i perioden, så linjen med den højeste beliggenhed af terrænet er rykket nordpå mod Grådyb tidevandsområde. Vanddybden over tidevandskellet er blevet større med mulighed for en øget vandudveksling mellem de to tidevandsområder. Dynamikken ved tidevandskellet erkendes også ved, at udløbet fra Sneum Å, der traditionelt afvandes mod Grådybs tidevandsområde, i perioder iagttages at løbe mod syd. Omvendt har etableringen i 1970erne af Låningsvejen til Mandø med slikgårde betydet mindre vandudveksling med Juvre Dybs tidevandsområde mod syd. Dette har medført udfyldning af tidligere prieler henover tidevandskellet. Menneskets indgriben i naturen i form af etablering af slikgårde langs fastlandets kyst har ført til aflejring af finkornet sediment foran digerne. 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 tidevandsområde umuliggør dog en volumenberegning af ændringerne for hele Knudedybs tidevandsområde. En del af sedimentet, der eroderes i Knudedybs indre tidevandsområde vurderes dog at aflejres i tidevandsområdets ydre dele. Samlet set sker således en nettoaflejring af finkornet sediment på højtliggende 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, eventuelt som en følgevirkning af den accelererede havspejlsstigning, så middelhøjvandsniveauet er ca. 10 cm højere end for 37 år siden. De stigende middelvandstande 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. Knudedybs 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 MHVniveauet, og hvor der flere steder sker en betydelig opbygning af vaden og indvandring af vegetation. Idet aflejringsraten generelt falder med øget højde (og alder) af marsken og dermed sjældnere oversvømmelsesepisoder, kan et stigende havspejl betyde, at aflejringsraterne 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 tidevandsområde er faldet. Dette gør, at der fremover kan blive færre områder, hvor marskdannelse finder sted. Herved vil Vadehavet gradvist ændre karakter under 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 ændringer foregået under en relativ havspejlsstigning på 4 mm/år i perioden. Ekstrapoleres 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 tidevandsområdet dels fra de lokale åer og dels via Nordsøen. Hyppigere storme har den positive betydning, at marsken oftere oversvømmes, hvorved finkornet sediment aflejres, men kan omvendt også have betydning for hvor stor erosion, der finder sted andre steder i tidevandsområdet. Både stormenes hyppighed, styrke og middelvinden kan have betydning for vandets transportveje og dermed for sedimenttransport i tidevandsområdet. Endelig kan mere ekstremt vejr betyde kraftigere stormfloder. Det betyder, i sammenhæng med generelle vandstandsstigninger, at digernes sikkerhed i området mindskes. 21

3 Beskrivelse af metode og datagrundlag Knudedybs tidevandsområde Kystdirektoratet (KDI) opmålte Vadehavet sidst i 1960erne og har genopmålt området i de senere år. I denne som i de øvrige KDI rapporter om Vadehavets tidevandsområder, udgør opmålingerne kernen i tolkningen af den landskabsmæssige udvikling. Ud fra KDI s overfladenivellementer og pejlinger fra 1966 og 2003 af Knudedybs tidevandsområde er der beregnet pejleplaner og differensplaner. Pejleplanerne viser, hvordan tidevandsområdet dybdemæssigt ser ud i de pågældende år, og ved at trække dem fra hinanden ses forskellen mellem opmålingerne som et udtryk for den morfologiske udvikling. Udviklingen er herefter analyseret i relation til de hydrografiske faktorer for at undersøge, i hvilket omfang disse kan forklare den observerede udvikling i Knudedybs tidevandsområde. Alle højderelaterede målinger angives i højdesystemet DVR90. 3.1 Pejlinger og nivellementer De benyttede pejlinger og nivellementer er forskellige for de to opmålingskampagner. Den ældre opmåling indeholder data fra perioden 1966-1974. 76,4 % af målingerne er imidlertid fra 1966, hvorfor denne refereres som 1966 eller 1966-opmålingen. Udover de fysisk opmålte punkter via nivellementer er der medtaget punkter fra isokote-kurver. Disse er fastlagt via digitalisering af luftfotos, og giver et kurveforløb, der slynger sig efter vandstandsniveauet på tidspunktet for fotografiet. Desuden er samtidigt opmålte kortbilag fra området inddraget. I 1966 er opmålingen foretaget med enkeltstråle ekkolod og traditionelt nivellement. Standardafvigelsen er generelt vurderet til 20 cm (Kystinspektoratet, 1999). Den nyeste opmåling er foretaget i perioden 2001-2007, hvor 76,3 % af målingerne er foretaget i 2002 og 2003. Opmålingen refereres som 2003 eller 2003-opmålingen. En øget opmålingseffektivitet kombineret med et område uden pejlinger i 1966-opmålingen gør, at pejlelinjerne i 1966 kun udgør 18 % af 2003-opmålingernes antal. Der er ikke i 1966 opmålt i området syd for det sydligste punkt på Fanø, Hønen, samt på højsandet Koresand vest for Mandø og den nordvestlige del af Mandø Flak. Der er i 2003 normalt 200 m mellem hver pejlelinje og 3,5 m mellem hvert målepunkt i pejlelinjerne. Ved krydsende pejlelinjer er der naturligt overlap mellem linjerne og større måletæthed. 2003-opmålingen er foretaget med flerstråle ekkolod med øget præcision og datatæthed i forhold til 1966 til følge. Standardafvigelsen er generelt vurderet til 5 cm for 2003-opmålingerne. Standardafvigelsen på mængdeberegningen er vurderet til 21 cm i dybden. For hele differensplanen er standardafvigelsen beregnet til 20 mio. m³ (Kystinspektoratet, 1999). 22

3.2 Hydrografiske 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. Målinger 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 geostrofiske vinde over Nordsøen og Danmark. Bølgeenergi Kystdirektoratet havde i perioden december 1994 - januar 1996 en retningsbestemt bølgemåler (Ident. 3061) udsat på 19 m dybde ved Røde Klitsand ud for det nordlige Rømø i Fanø Bugt. Måleren blev siden flyttet 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

4 Analyse af data Knudedybs tidevandsområde Væsentlige data vedrørende vandstande, vind og bølger i eller nær Vadehavet anvendes i analysen af udviklingen i Knudedybs tidevandsområde sammen med opmålingerne. De anvendte data er de mest plausible. Det er valgt ikke at gennemgå alle procedurer for kvalitetssikring af data, hvor en del data i forløbet er frasorteret grundet mangler. De hydrografiske data er endvidere vurderet for deres repræsentativitet for Knudedybs tidevandsområde. De præsenterede resultater diskuteres kort i hvert afsnit, og en sammenfatning afslutter kapitlet. 4.1 Hydrografiske data Der er foretaget analyse af middelvandstande, højvande, MHV og MLV, lavvande samt tidevandsstørrelse. Middelvandstande Analyse af middelvandstande er foretaget på tidsserier fra Esbjerg og Havneby. Beregninger af udviklingen i middelvandstande er foretaget for ugemidler, månedsmidler og årsmidler af vandstandsdata. Vandstandene midles over den nævnte periode, og ugemidler forventes at give det bedste resultat. Endvidere er der forsøgt at tage hensyn til manglende målinger ved at vægte middelvandstandene med antallet af målinger. Nedenstående resultater er fremkommet ved opdatering af måleserier gennem metoden refereret i Ingvardsen et al. (2006). Endelig er der foretaget analyser, hvor vindens indflydelse på middelvandstandene er søgt fjernet. Sidstnævnte analyser er rapporteret separat i Knudsen, Sørensen og Sørensen (2008). De årsmidlede middelvandstande for Esbjerg, hvor der ikke tages hensyn til manglende data, flytning af målere, eller at der er benyttet forskellige målere, viser en gennemsnitlig stigning på 1,2 mm/år i perioden 1889-2006 (DMI) og 2,3 mm/år i perioden 1973-2007 (KDI), Figur 4.1. Tilsvarende beregning på månedsmidler af middelvandstande i perioden 1973-2007 viser en stigning på 2,3 mm/år for Esbjerg, Figur 4.2, og på 1,3 mm/år for Havneby, Figur 4.3. Der ses store udsving i middelvandstandene fra år til år, og der kan i perioder iagttages en faldende tendens. Der skal derfor også udvises forsigtighed ved tolkning på baggrund af korte tidsserier, da periodens længde og startår har stor betydning for resultatet. Knudsen, Sørensen og Sørensen (2008) erstattede DMI med KDI-målinger fra 1972 og frem i år, hvor der var målt under 350 dage af DMI og flere af KDI, og fandt en gennemsnitlig stigning i middelvandstandene på 1,35 mm/år i perioden 1889-2006. Samme forfattere undersøgte endvidere middelvandstandene, efter at have fjernet en stor del af den lokale vindpåvirkning, og fandt stigninger på ca. 4 mm/år for perioden 1972-2007 og ca. 5 mm/år for perioden 1993-2003. Disse stigningsrater tilskrives en generel havspejlsstigning, da Vadehavet (Esbjerg og Havneby) ikke vurderes at hæve/sænke sig nævneværdigt. Resultaterne udviser da også god overensstemmelse med foreløbige resultater fra Dansk Rumcenter baseret på satellitmålinger med en 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.). Konkluderende 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 havspejlsstigning. 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 20 15 Esbjerg (DMI) Esbjerg (KDI) Lineær (Esbjerg DMI) Lineær (Esbjerg KDI) y = 0,2287x - 446,68 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 60 y = 0,2204x - 430,45 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 60 y = 0,1321x - 254,28 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 området, 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 opsummeret, 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 procent, 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 middelvandstand og en tidsmæssig stigning i tidevandsamplituden, se nedenfor. 26

Antal episoder/år 60 50 y = 0,1321x - 254,28 1899-1933 1934-1968 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 130 120 110 100 90 80 70 Alle reg Hver halve time Lineær (Alle reg) Lineær (Hver halve time) y = 0,1707x - 259,78 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 80 70 Alle målinger Hver halve time Lineær (Alle målinger) Lineær (Hver halve time) 60 50 y = 0,106x - 159,42 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 140 120 Alle målinger Hver halve time Lineær (Alle målinger) Lineær (Hver halve time) 100 80 y = 0,0082x + 52,969 60 y = 0,0421x - 13,987 40 20 1970 1980 1990 2000 2010 År Figur 4.7 Højvande over 125 ved Havneby 1972 til 2007. Antal dage/år 160 140 Højer 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 målestationer kan udregnes, hvor ofte en given vandstand statistisk set vil forekomme. Statistikken siger dog ikke noget om, hvorvidt en given vandstand vil indtræffe 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 vandstande ved de pågældende stationer. Ved eksempelvis at følge 100 års-linjen på den vandrette akse og aflæse 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 (Esbjerg) og Knudedybs tidevandsområde (Ribe) er forbundne over tidevandskel- 28

let. Dette må ses som resultat af målernes placering og topografien, hvor vinden stuver vandet op i forskellig grad, af forskelle på tidevandsområdernes vandudveksling med Nordsøen og af atmosfæriske variationer i forbindelse med stormfloderne, hvor en nordvestlig vind presser vand fra Grådybs tidevandsområde over i Knudedybs tidevandsområde. Under stormfloden 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 tidevandskellet 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 600 580 560 540 520 500 480 460 440 420 400 380 360 340 320 300 280 Frekvensfunktioner for højvande, LogNormal fordeling Esbjerg Ballum Havneby Højer Ribe 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 eksempel 40 cm inden år 2100, vil det få store konsekvenser for stormfloder og ekstreme vandstande i Vadehavet. Dette kan svare til at parallelforskyde kurven i højvandsstatistikken, Figur 4.10, idet der ses bort fra en klimatisk betinget 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 figuren), vil denne i år 2100 (stiplet grøn) være 446 cm. Omvendt vil en vandstand, 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 600 580 560 540 520 500 480 460 440 420 400 380 360 340 320 300 280 446 cm 406 cm Frekvensfunktioner for højvande, LogNormal fordeling Standardafvigelse +40 cm vandstand 22 år 1 10 100 1000 Middeltidsafstand, År Figur 4.10 Illustration af, hvordan en havspejlsstigning på 40 cm kan påvirke ekstreme vandstande ved Esbjerg i fremtiden. Se tekst for forklaring. Middelhøjvande og middellavvande I et tidevandsområde spiller såvel storme som tidevandsstørrelsen en væsentlig rolle. Tidevandsstørrelsen benyttes til at beregne den vandmængde, der gennemsnitlig løber ind og ud af tidevandsområdet to gange om dagen. Udover 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, medens de tydeligt fremgår af tidevandsstørrelsen, Figur 4.15. MHV og MLV er beregnet for hvert år uden korrektion for manglende målinger. 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-målerne. 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 indflydelse på beregningerne. Middelhøjvandet stiger mere end middelvandstanden set over den lange tidsserie. 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 middellavvandet er næsten konstant. Vandstand i cm DVR90 100 90 80 Højer Esbjerg (DMI) Lineær Esbjerg (Højer) (KDI) Lineær (Esbjerg DMI) Lineær (Esbjerg KDI) 19 pr. bev. gnsn. (Esbjerg DMI) y = 0,248x - 416,55 70 60 y = 0,2178x - 358,86 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 -60-70 Højer Esbjerg (DMI) Lineær Esbjerg (Højer) (KDI) Lineær (Esbjerg DMI) Lineær (Esbjerg KDI) 19 pr. bev. gnsn. (Esbjerg DMI) y = 0,0324x - 142,03-80 -90 y = -0,031x - 20,713-100 -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 Højer Havneby 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 Højer Havneby 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 tidevandsamplitude) 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 tidevandsstørrelsen 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 170 160 150 Højer Esbjerg (DMI) Lineær Esbjerg (Højer) (KDI) Lineær (Esbjerg DMI) Lineær (Esbjerg KDI) 3 pr. bev. gnsn. (Esbjerg DMI) y = 0,2557x - 351,48 y = 0,2156x - 274,52 140 130 120 1880 1900 1920 1940 1960 1980 2000 2020 År Figur 4.15 Tidevandsstørrelsen ved Esbjerg 1889 til 2005. Vandstand i cm DVR90 190 185 Højer Havneby tidevandsstørrelse Lineær (Højer) (Havneby tidevandsstørrelse) y = 0,4016x - 620,31 180 175 170 165 1970 1980 1990 2000 2010 År Figur 4.16 Tidevandsstørrelsen ved Havneby 1974 til 2006. Tidevandsperioden Tidevandsperioden er defineret som tiden mellem to på hinanden følgende lavvande, hvor den samme mængde vand bringes ind i tidevandsområdet under flod, som løber ud igen under ebbe. Hvis flod- 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 flodstrøm, hvor den samme vandmængde har mere tid til at fylde området (Duijts, 2002). Hvidberg-Knudsen et al. (1994) analyserede tidevandet i Esbjerg og fandt 30 signifikante tidevandskonstituenter, eller delbidrag. To væsentlige bidrag 33

er M 2 med en periode på 12,42 timer og M 4 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 floddomineret. Ifølge Wang og Weck (2002) er tidevandet i Vadehavet floddomineret 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: M 2 amplitude 0,697 m og en fase 35,1 M 4 amplitude 0,068 m og en fase 228,3 Asymmetrien eller den relative fase bestemmes ved (Duijts, 2002): 2*M 2 fase M 4 fase Er den relative fase mellem 0 og 180, er tidevandet floddomineret, og mellem -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 floddominerede. Tidevandskonstituenterne kan, udover at forudsige den teoretiske vandstand i fremtiden, og afgøre om et tidevandsområde er asymmetrisk, anvendes til beregning af middel springtids lavvande (MSLV). Her benyttes solens og månens største bidrag udtrykt som: MSLV= Z 0 -(M 2 +S 2 ), hvor Z 0 er middelvandstanden, M 2 er månens største bidrag, og S 2 er solens største bidrag (Huess, Nielsen og Nielsen, 2002). Beregnet for 1970 og 2003, Tabel 4.1, fås, at tidevandskonstituenten M 2 er øget med 3 cm og tidevandskonstituenten S 2 er øget med 1 cm på 33 år ved Esbjerg. For Vadehavet er MSLV beregnet til ca. -80 cm i perioden. 1970 2003 M 2 0,68 m 0,71 m S 2 0,17 m 0,18 m Tabel 4.1 Tidevandskonstituenter fra henholdsvis månen, M 2, og solen, S 2, beregnet for 1970 og 2003 for Esbjerg Havn. Bølger Sammenlignes Fanø-bølgemåleren med Fjaltring-bølgemåleren i perioden 1995 til 2007, ses, at bølgeenergifluxen ved Fanø er 60 % af værdien ved Fjaltring, Figur 4.17. Den lavere bølgeenergiflux ved Fanø kan skyldes læeffekten af Horns Rev, der ligger som en undersøisk barriere mod nord. Desuden 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 vindenergien/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 bølgeenergi 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 700 600 Fjaltring (2031) Fanø/ (3071) 500 400 300 200 100 0 1990 1992 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006 2008 År Figur 4.17 Bølgeenergiflux ved Fanø og Fjaltring. Procent 0,75 0,7 Vind (S_W) 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 målestationerne gør, at der ikke vises en sammenhængende kurve. De første års målinger fra Sædenstand Fyr er ikke medtaget, da de skønnes at være upålidelige. Dette kan skyldes målefejl, eller at afstanden fra fyret til kystklinten ændres over perioden. Vindenergi (MJ) 25000 20000 Højer Sædding Strand (6150) Lineær Blåvand (Højer) (6200) 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 7000 6000 5000 4000 3000 2000 1000 6150_NW 6150_W 6150_SW 6150_S 6200_NW 6200_W 6200_SW 6200_S 0 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010 År Figur 4.20 Den procentvise fordeling af vindenergi fordelt på vindretninger for Sædenstrand Fyr (ID 6150) og Blåvand Fyr (ID 6200). 36

Vindenergi i procent 0,60 0,50 0,40 6150_NW 6150_W 6150_SW 6150_S 6200_NW 6200_W 6200_SW 6200_S 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 Blåvand 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 andre målestationer er heller ikke god, Figur 4.22. Middel vindhastighed m/sek 9 8 y = 0,0094x - 11,189 7 6 5 y = 0,066x - 124,14 y = -0,0276x + 59,501 y = 0,001x + 2,9985 Lineær (Aalborg) Lineær (Skagen) Lineær (Thyborøn) Lineær (Karup) Lineær (Tirstrup) Lineær (Skrydstrup) 4 y = 0,0115x - 18,224 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 beregninger 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 udvikling, 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 (%) 30 25 1874-1899 1900-1924 1925-1949 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 tidevandsområde Analyserne af de to opmålingskampagner i 1966 og 2003 præsenteres, sammenlignes, og den formmæssige udvikling beskrives. Forskellene mellem terrænoverfladerne for Knudedybs tidevandsområde i 1966 og 2003, vist i form af et differensplan, diskuteres. Gennem en række lodrette tværsnit fremhæves 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 tværsnitsprofiler 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. Området 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 fladt vadehavslandskab. 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 vanddækkede del er dybets tilstedeværelse dominerende med forgreninger af prieler med aftagende vanddybder. På den landdækkede del er de højtliggende 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 gennemskæres af den nordligste del af Galgerevet. Mod nord afgrænses Keldsand af den NV-orienterede priel, Lundvig Løb, der ved Albuen på Fanø har vandudveksling 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, mellem Knudedybs og Grådybs tidevandsområder. Mellem Pendersand og Knoppen i øst ligger den nordligste del af dybet i form af Kelding Lo. Via denne lo sker den største vandudveksling med Grådybs tidevandsområde ved middelvande 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 vandudveksling 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 forbindelsesvej til Mandø. Som led i en landvindingsstrategi påbegyndtes i 1974 etablering af slikgårde fra Mandø og fra fastlandet til fastholdelse af finkornet sediment. Projektet var færdiganlagt i 1978 med slikgårde langs hele Låningsvejen, 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 intertidale 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 Koresand 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 ændringer af Knudedybs tidevandsområde i forhold til 1966-opmålingen. En af de overordnede ændringer er ved Keldsand øst for Sønderho, hvor den supratidale vade har udviklet sig med store sedimentaflejringer. Sedimentaflejring 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 sedimentaflejring er vandtransportvejene i Knudedybs 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 nordligere end det topografiske vandskel. En indtegning af det topografiske vandskel i 1966 og 2003 viser, Bilag 7, at vandskellet har bevæget sig mod nord i perioden. Endvidere erkendes en yderligere forflytning af tidevandskellet af det bagvedliggende ortofoto fra 2005. Flytningen af det topografiske tidevandskel mod nord indikerer ændringer i de dynamiske forhold mellem Knudedybs 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 sedimentaflejring, 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 genaflejret under de efterfølgende storme og gjorde oprensningen næsten virkningsløs. Siden 2003 er der ikke foretaget oprensning af Kongeåens udløb. Kongeåen har det største indhold af sediment opslæmmet i vandet 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. Aflejringen af finkornet 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 stormflod. I 2003 ses en tydelig vækst af marsk og stjerter langs den østlige del af tidevandsområdet. Især er stjerten Læggen lige nord for Ribe Å s udløb ekspanderet siden 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 sammenligning er ikke mulig. På pejleplanen 2003 ses en relativt stor sedimentakkumulation på den nordlige del af Knudedyb indløbet. Den sydlige del af det ydre ebbedelta er drejet mod nord, hvilket kan indikere en nordgående sedimenttransport langs kysten. Nord for ebbedeltaet er vadehavsfronten ud for det sydlige Fanø vokset. Kystlinjen er rykket frem som følge af en stor sedimentakkumulation. 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 aflejring 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 anvendes 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 aflejring og blå afspejler erosion, 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 aflejring. Erosionsområderne (blå) følger primært dyb og prieler, samt større vadearealer 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 aflejret 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 vertikal aflejring; intertidale vader fra 1966 er siden vokset ind i det supratidale område flere 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 marskoverfladen kan også ses ved sammenligning med kort fra opmåling af vaderne ved Kongeå og Darum (Møller med flere, 1964) i midten 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 opfyldt af sediment. Udbygningen af stjerter er tydelig, og på Læggen og især på den yderste del af Peelrevet ses kraftig aflejring. Mod land er stjerterne ofte bagskåret af en landpriel mellem den inderste og højeste del af stjerten og den bagvedliggende marsk mod fastlandet. Disse stjerter har punktvis begyndende vegetationsdække, 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 aflejringsområder 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 tendens til arealmæssig erosion på de nordligt beliggende intertidale vader samt i dyb og prieler. Aflejring ses mod syd i Knudedybs indre tidevandsområde ved indløbet samt øst, syd og vest for Fanøs sydlige spids, således at udbygning af barriereøen i længderetningen har mulighed for at fortsætte. Tværprofiler For et mere detaljeret indtryk af Knudedybs tidevandsområde er der lavet 14 tværsnit af overfladen i 1966 henholdsvis i 2003. Tværsnitsprofilerne 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 specifikke 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 tværprofilerne. Placering og orientering af tværsnitsprofilerne fremgår af Bilag 5. Profil 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 vandgennemstrømning mellem Grådybs og Knudedybs tidevandsområder til følge. Der er lokale levee-aflejringer ved Kelding Lo samt sedimenttilvækst på den intertidale vade nær diget syd for Sneum Å s udløb. Profil 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 forflytninger af løbet. Hovedløbet er blevet udvidet i både dybden og bredden, hvor løbssiderne er stejlere. Sedimentaflejring 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. Profil 3 (Bilag 5 og Bilag 8) går henover Keldsand, hvor den store sedimentaflejring 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. Dybet er blevet bredere og har stejlere sider, og der er tendens til en østgående forskydning med lokal aflejring i den vestlige del af dybet. Der er en lille levee-dannelse på østsiden af dybet, men ellers er der næsten ingen sedimentændring 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 profil 4 (Bilag 5 og Bilag 9) først over det supratidale vadekompleks med op til en meters aflejring 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 nettoaflejring på op til en meter i dette tværsnitsprofil, medens Jørgens Lo er blevet uddybet med lokal erosion til følge. Udover lidt levee-dannelse er Mandø Flaks overfladeniveau næsten uændret, og etableringen af slikgårde ved Mandø Låningsvej har kun bidraget med begrænset aflejring. Det sidste lange tværsnitsprofil, profil 5 (Bilag 5 og Bilag 9), viser den sydvestlige 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 aflejring ud for Hønen på Fanøs sydspids samt opfyldning af den dybereliggende del af Galgerevet. Der er også tendens til aflejring 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 aflejret sediment fra 1966 til 2003, så dybden er reduceret fra -19 m til -14 m. Over hele det viste profil af Mandø Flak ses vertikal erosion i størrelsesordenen 0,3 m. Samlet viser de fem lange tværsnitsprofiler tendens til erosion i den nordlige del og i løb, prieler og dyb, samt aflejring i den sydlige del og i randområderne af Knudedybs indre tidevandsområde. Keldsand, Profil 6 (Bilag 5 og Figur 4.30), udviser så stor aflejring, 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 Keldsand. Et studie af Skov (2008) beskriver den morfologiske udvikling af Keldsand og Galgedybet i detaljer på baggrund af blandt andet flyfotos, Bilag 11. Modsat Keldsand er området ud for Albuen ved Fanøs østkyst, Profil 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 Profil 6: Sedimentaflejring på Keldsand fra Fanø i vest til Dybet mod øst Højde (m DVR90) 1 Mhv 0.5 2003 1966 Aflejring Erosion 0-0.5 Mlv -1-1.5 0 1000 2000 3000 Afstand (m) Figur 4.31 Profil 7: Erosion ved Albuen og Pendersand På den vestlige side af Lundvig Løb ses dog aflejring med op til 0,4 m. Dette stemmer godt overens med aflejringsraten af ler på 13,2 ±3,3 mm/år i en sedimentprøve fra området (Pedersen og Bartholdy, 2006). Pendersand er topografisk tidevandskel mellem Knudedybs og Grådybs tidevandsområder, og Profil 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. Profilet tegner ikke hele billedet af vandskellets forflytning mod nord, men viser dog, at der er sket store ændringer af vadens niveau her. 48

Højde (m DVR90) 1 Mhv 0.5 2003 1966 Aflejring Erosion 0-0.5 Mlv -1-1.5 0 1000 2000 3000 Afstand (m) Figur 4.32 Profil 8: Erosion på Pendersand. Profil 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 Temmerman 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 profilet fra Kelding Lo til midt på Knoppen. Højde (m DVR90) 1 Mhv 0.5 2003 1966 Aflejring Erosion 0-0.5 Mlv -1-1.5 0 1000 2000 3000 Afstand (m) Figur 4.33 Profil 9: Kelding Lo med erosion af vade og levee-dannelse. Et tværsnitsprofil af den centrale del af Knoppen viser næsten ingen udvikling på den intertidale vade, Profil 10 (Bilag 5 og Figur 4.34), og medens den subtidale del af vaden er eroderet op til 0,5 m, er der sket en relativ stor aflejring 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 -10 2003 Aflejring 1966 Erosion 0 1000 2000 3000 4000 5000 Afstand (m) Figur 4.34 Profil 10: Knoppen fra marskens kant til Kelding Lo. Profil 11 (Bilag 5 og Figur 4.35) er et tværsnitsprofil af den højest beliggende del af Læggen. Det eneste erosionsområde i profilet er en sydgående flytning af udløbet fra Kongeå sluse. Der er sedimentaflejring 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 indvandrende vegetation, ligesom tilfældet er længere mod øst. Højde (m DVR90) 1.2 Mhv 0.8 0.4 0-0.4-0.8 Mlv -1.2 2003 Aflejring 1966 Erosion 0 500 1000 1500 2000 2500 Afstand (m) Figur 4.35 Profil 11: Læggen mellem Kongeåens udløb og Ribe Løb Toppunktet på den midterste del af Peelrevet, Profil 12 (Bilag 5 og Figur 4.36) har flyttet sig 268 m nordpå i perioden uden at toppunktet har ændret højde. Som andre prieler har Jørgens Lo udvidet sig i tværprofilet, mens Mandø Flak næsten er uændret over 1,5 km. Den gamle landpriel er flyttet 252 m mod vest, hvor dybden er formindsket med 0,15 m. I det bagvedliggende område ses aflejring 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 Profil 12: Jørgens Lo og Mandø Låningsvej. I retning fra Mandø viser Profil 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 aflejring 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 forflyttet 165 m mod nord. Hele Peelrevets yderste del er kraftigt udbygget med op til 0,98 m aflejring. Højde (m DVR90) 1.2 Mhv 0.8 0.4 0-0.4 2003 Aflejring -0.8 Mlv 1966 Erosion -1.2 0 500 1000 1500 2000 2500 Afstand (m) Figur 4.37 Profil 13: Mandø Flak, Jørgens Lo og Peelrevet. Tværsnitsprofilet for den smalleste del af den sejlbare del af Knudedyb ses af Profil 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 aflejring 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, Knoben, 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 Profil 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 løbene; her især på Fuglsand, Pendersand, Knoppen og Læggen. Modsat dette lokale sedimenttab er der relativt høje sedimentationsrater på både supratidale og intertidale vader nær den sejlbare del af Knudedyb; såsom Keldsand, Peter Meyers Sand, Peelrevet, Mandø Flak og Galgerevet. Desuden er der subtidale aflejringsområder nordvest for udløbet fra Knudedyb samt på Fanøs sydvestlige kyst med flere revler og generel kystopbygning. I den nordlige del af det indre tidevandsområde har Pendersand vaden mellem Grådybs og Knudedybs tidevandsområder ændret form og beliggenhed af de højeste dele. Der iagttages erosion på tidevandskellet, og det topografiske tidevandskel har flyttet sig i nordlig retning, Bilag 7, hvilket indikerer øget vandgennemstrømning mellem de to tidevandsområder. Som en mulig konsekvens af dynamikken omkring tidevandskellet ses fluktuationer 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 flyfotos 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 tidevandsområde Det indre tidevandsområde, Bilag 6, er anvendt til mængdeberegninger og afgrænses mod nord af det topografiske vandskel mellem Grådybs og Knudedybs tidevandsområder. Kystlinjen langs Fanøs østkyst og fastlandets vestkyst definerer afgrænsningen indtil henholdsvis Hønen på Fanø og Mandø Låningsvej (1966-opmålingen medtog ikke diger og marskområder). Mod syd er det topografiske vandskel i 1966, der ligger lidt sydligere end Mandø Låningsvej, afgrænsningen til Juvre Dybs tidevandsområde. Mellem Hønen på Fanø og Mandø defineres 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 sedimentvolumen mellem opmålingerne, Figur 4.39, jf. Ingvardsen et al. (2006) for metode. 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 findes i intervallet 1 m (0,01-1,00 m DVR90) og udgør 4,9 mio. m 3. Da MHV er henholdsvis 0,75 m (1966) og 0,85 m (2003), sker sedimentaflejring 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 udviklingen 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 størrelsesorden indenfor de to intervaller og udgør samlet 6,2 mio. m 3. Fordelingen mellem aflejring og erosion afspejler selvfølgelig den arealmæssige fordeling i Knudedybs indre tidevandsområde, hvor størstedelen netop ligger indenfor 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 aflejring på intertidale og supratidale vader samt forlandsvækst, Figur 4.40. Som det også fremgik af gennemgangen af den morfologiske 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 specifikt at kvantificere, hvor sedimentet kommer fra. Der er dog god overensstemmelse mellem erosionen i de subtidale områder og aflejringen i de supratidale og intertidale 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 aflejring i de supratidale og intertidale områder og subtidal erosion, Figur 4.41. Listerdybs tidevandsområdes nettoerosion er med 13,0 mio. m³ (Kystinspektoratet, 1999) tæt på Grådybs, så overordnet set er den danske del af Vadehavet erosionspræget. 53

Mio. m³ 4 2 0-2 -4-6 -8-10 Supratidale vader og forland Intertidale vader Subtidale dyb, prieler og løb 5 til 1 1 til -1-1 til -25 Koteinterval i m DVR90 Figur 4.40 Sedimentvolumenændring for karakteristiske landskabstyper, hvor det intertidale område for beregningen er mellem -0,99 og 1,0 m. Mio. m³ 10 5 0-5 -10 Knude dyb Grådyb Juvre dyb -15 Supratidal vader og forland (5 til 1 m DVR90) Intertidale vader (1 til -1 m DVR90) Subtidale dyb, prieler og løb (-1 til - 25 m DVR90) Total nettoaflejring 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 arealmæssige fordeling og udvikling beregnes for Knudedybs indre tidevandsområde. 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 samlet 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 intertidale 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 omkring 0 m DVR90 (0,0 - -0,49 m) på 1,8 mio. m² tilskrives til dels levee-dannelse 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. Aflejringen er primært sket som udfyldning af tidligere løb og prieler, f.eks. Galgerevet, samt ved sedimentaflejring 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 volumenmæssigt 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. Tidevandsprismet er både angivet som det opmålte indre tidevandsprisme og det tilnærmede morfologiske tidevandsprisme ud fra øgningen af middel højvandstanden. 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 morfologiske 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 sedimentaflejringen i de supratidale og intertidale zoner kan henføres hertil. 4.4 Sedimentbudget for Knudedybs tidevandsområde 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 til/fra forland Forland Erosion Dige Nordsøen Aflejring Sedimenttransport fra vandløb Forland Primær produktion Figur 4.44 Skematisk diagram over sedimentkilder for Knudedybs tidevandsområde. Transport til og fra forlandet er vanskelig at kvantificere 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 aflejring primært i form af slikgårde, på totalt 4,8 10³ t/år finkornet sediment, svarende til 13% af den beregnede totale mængde. Flyfoto-studier af forlandsudviklingen 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 stabilisering af forlandsarealet (Pedersen og Bartholdy, 2007). Sedimenttransport fra vandløb til Knudedybs tidevandsområde stammer fra Ribe Å, Kongeåen og til dels fra Sneum Å, hvis udløb fluktuerer 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 (Km²) Middelkonc. (mg/l) Erosionsrate (mg/l) Vandføring (m³/s) Denudation (t/km²/år) Sedimentinput (10³ t/år) Sneum Å (25%): 504 11,75 ± 2,25 2,36Q 0,8323 3,51 6,7 (3,36 ± 0,67)/4 0,84 Kongeåen: 446 9,25 ± 1,85 2,98Q 0,6152 6,78 5,9 2,64 ± 0,53 Ribe Å: 950 8,85 ± 1,77 2,07Q 0,5669 10,39 5,2 4,96 ± 0,99 I alt: 1522 12,8 8,44 Tabel 4.3 Fluvial tilførsel af finkornet 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 sedimenttilførsel, 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 mulige sedimenttilskud fra Nordsøen; primært grundet det topografisk 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 fastholdelse af finkornet 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 finkornet sediment (Modificeret fra Pedersen og Bartholdy 2006). Sedimentbudgettet for finkornet 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 fluviale tilførsel og primærproduktionen. De er internt forbundne, således at øget nedbør giver højere vandføring og derved øget erosion. Når åerne går over brinkerne, stiger denudationsraten, hvor meget finkornet sediment udvaskes og ender på vaderne. Primærproduktionen stiger ved den øgede næringstilførsel, hvorved andre biologiske sedimentstabiliserende arter opblomstrer og fører til, at mere sediment bliver bundet i tidevandsområdet. På de 37 år mellem opmålingerne burde der altså være akkumuleret omkring 1,49 mio. tons finkornet sediment i Knudedybs tidevandsområde. Da det finkornede sediment ikke har mulighed for at aflejres i den subtidale zone grundet de vedvarende vandbevægelser, må tilvæksten findes 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 findes i den uopmålte del af det ydre Knudedybs tidevandsområde, som flyfotos 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 havspejlsstigning 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 indflydelse 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 havspejlsstigningen i øjeblikket vurderes til 4 mm/år, da lodrette landbevægelser vurderes at være minimale. Havspejlsstigningen i Vadehavet er i øjeblikket større end det globale gennemsnit 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 henholdsvis 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 asymmetrien mellem flod og ebbe afhænger af tidevandsområdets form, kan nogle områder være floddominerede. Vinden er i perioden fra 1925 til 1949 kraftigere end i de 3 andre undersøgte 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 perioder 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 Knudedybs tidevandsområde. Morfologisk tegnes et billede af tendens til erosion på den nordlige del af vaderne og i løb, prieler og dyb, og aflejring 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 aflejring i de dybere dele, hvorved dybden nogle steder er mindsket med op til 5 meter. Maksimaldybden 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 sedimentaflejring 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 flere steder ses begyndende vegetationsdække. Pendersand er eroderet, og især den nordlige del mod Grådybs tidevandsområde er påvirket af sedimenttab. Det topografiske tidevandskel mellem Knudedybs og Grådybs tidevandsområder har bevæget sig mod nord i perioden 1966-2003. Det topografiske 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 forbandt tidevandsområderne, er blevet udfyldt af sediment. Etableringen af Låningsvejen har betydning for vandudvekslingen mellem tidevandsområderne. 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 traditionelt 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. m 3 sediment i perioden 1966-2003. Dette kan opdeles i et positivt materialebudget på en del af vaderne og forlandet af finkornet 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 aflejres her. I sammenligning med de øvrige tidevandsområder i Vadehavet er den overordnede tendens klar med aflejring i de supratidale og intertidale områder og subtidal erosion. 61

5 Vurdering af den fremtidige udvikling i Knudedybs tidevandsområde Knudedybs tidevandsområde Samspillet mellem de hydrografiske faktorer og den morfologiske udvikling i tidevandsområdet er vigtig for at kunne vurdere den fremtidige udvikling. Et kystområde som Knudedybs tidevandsområde vil forsøge at tilpasse sig ændrede klimatiske forudsætninger. En stigende relativ vandstand vil sætte Vadehavet under pres og vil føre til, at stormfloder potentielt bliver kraftigere end i dag med konsekvenser for digesikkerheden og for befolkningen i lavtliggende områder. De fremtidige formodede havspejlsstigninger grundet klimatiske ændringer er, sammen med andre effekter i form af øget nedbør og afstrømning, flere og kraftigere storme mv., vigtige i vurderingen af, hvordan Vadehavet vil udvikle sig fremover. Her kan de seneste 40 års morfologiske udvikling under denne periodes hydrografiske forhold bidrage med viden om, hvorvidt og hvor længe opbygningen af vader og marsk kan følge med havspejlsstigningen. 5.1 Konsekvenser af en forøgelse af havspejlsstigningen Udviklingen i middelvandstanden har været på 4 mm/år gennem de seneste 35 år, hvilket er en klar forøgelse af stigningsraten set over perioden 1889-2007 på 1,35 mm/år. Med en havspejlsstigning i de seneste prognoser fra IPCC på 18-59 cm (den gennemsnitlige middelvandstand i perioden 1980-1999 ift. perioden 2090-2099) forventes vandstanden også at stige fremover. I IPCC s prognoser er der usikkerhed om den fremtidige afsmeltning i arktiske områder, hvorved stigningen kan blive betydelig større. Andre forudser da også betydeligt større havspejlsstigninger (se f.eks. Rahmstorf, 2007; Rahmstorf et al., 2007). Den relativt større havspejlsstigning i Vadehavet end globalt i øjeblikket kan være udtryk for en korttidsvariation, men med en accelereret stigning frem mod slutningen af århundredet i prognoserne fra IPPC forventes, i alt fald på længere sigt, en større stigningsrate end i dag. Nogle modeller viser, at der i fremtiden vil forekomme flere og kraftigere klimaekstremer, medens andre ikke gør det. Her tages udgangspunkt i modelresultater (DMI, 2008), der skitserer et fremtids-scenario for år 2100 med følgende overordnede konsekvenser i relation til 1990 for A2 og B2 scenarierne: Årlig middeltemperatur stiger med op til 4,6 C, og fordampningen stiger 0-6 % Nedbør i vintermånederne stiger til mellem 120-140 % og sommernedbøren falder til 75-90 % af nuværende niveau. Flere episoder med styrtregn især om efteråret og med forventet øgning af kraftigste dagsnedbør på 20 % eller mere. I vækstsæsonen er der øget tørkerisiko. En generel stigning i vinde fra vestlige retninger med en lille stigning i stormaktiviteten. En maksimal vandstandsstigning ved Vestkysten i A2 scenariet (IPCC, 2007) på mellem 0,6 og 0,9 m, som er summen af en stigning på 0,3 m, 62

som skyldes ændringer i vindretning og stormstyrke, og en global havspejlsstigning 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 accelerere de biologiske processer, der derved fastholder mere sediment i slikgårde m.v. Samtidig vil det kraftigere vindklima kunne medføre øget lokal erosion af forlandskanter m.v. Den fluviale tilførsel vil stige, da kombinationen af tørke i sommermånederne, 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 finkornet sediment, jf. Tabel 4.3. Primærproduktionen øges, da vækstklimaet optimeres med højere temperatur og flere tilgængelige næringsstoffer i det finkornede materiale. Nordsøens sedimentinput af finkornet materiale stammer delvist fra de store floder 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 flere empiriske modeller om kystområders tilpasning til et stigende havspejl (se f.eks. Duijts, 2002; Wang og Weck, 2002; Bijsterbosch, 2003). Fælles for dem er, at det nordlige Vadehav under ét efter al sandsynlighed 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 beregningsusikkerheder, 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 sammenligninger 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 10 6 m³ i 1966; 153,52 10 6 m³ for 2003), eller det beregnede (189,89 10 6 m³ i 2003) og det estimerede (178,39 10 6 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 sammenhæng med hældningskoefficienten A= 70 10-6 [m-1] er til stede: A msl Formel 5.1 α A = P hvor A msl er tværsnitsarealet ved middelvandstand på det smalleste sted i dybet, og P er tidevandsprismet for området (Duijts, 2002). Ved at benytte det morfologisk afgrænsede tidevandsprisme for de to år, burde 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 50 30 20 10 Frisian Gat efter inddæmning (1969) Eijerlanderbalg Creek Frisian Gat (1987) Eijerlandsche Gat Juvre Dyb (1970) Pinke Gat Marsdiep Channel Vlie Gat Lister Dyb (1994) Borndiep Ems-Dollard Bay Channel Frisian Gat før inddæmning (1969) Lauwers Gat Grådyb (1967) Knudedyb (2003) Knudedyb (1966) Grådyb (2002) Juvre Dyb (2001) Knudedyb Juvre Dyb Grådyb Lister Dyb Øvrige lokaliteter 5 Schild i Vadehavet 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 tidevandsprisme for tidevandsområder i det europæiske Vadehav (Efter Kystinspektoratet, 1999). Tværsnitsarealerne for Grådyb, Juvre Dyb og Knudedyb er relativt ens trods forskellige tidevandsprismer. Knudedyb er længst væk fra trendlinjen og skulle 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 middelvandstanden 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 tidevandsprismet vil give en vandvolumenforøgelse på 70%: V løb = 16 10-6 [m -1,55 ] P 1,55 Formel 5.2 Hvor V løb 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) 200 Grådyb (1967) Lauwers Gat Eijerlandsche Gat Knudedyb 100 Knudedyb (2003) Juvre Dyb Knudedyb (1966) Grådyb Juvre Dyb (2001) Lister Dyb 50 Eijerlanderbalg Pinke Gat Juvre Dyb (1970) 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 sammenhæng rykke væk fra trendlinjen med relativt større vandvolumen i forhold til tidevandsprismet grundet den naturligt åbne topografi i Knudedyb tidevandsområde. Sammenhæng mellem tidevandsprismet og forholdet mellem vadernes 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 tidevandsområde, 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 0,8 0,6 0,4 0,2 Schild Knudedyb (2003) Eilanderbalg Lauwers Gat Creek Pinke Gat Frisian Gat før inddæmning Knudedyb (1966) Juvre Dyb 2001 Juvre Dyb 1970 Eijerlandsche Gat Borndiep Channel Ems-Dollard Bay Lister Dyb 1968 Grådyb 1967 Vlie Gat Knudedyb Grådyb 2002 Juvre Dyb Lister Dyb 1994 Grådyb Lister Dyb Øvrige lok aliteter i Vadehavet Marsdiep Channel efter 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 fire danske tidevandsområder, at kun Juvre Dyb har forøget sin relative vadeandel 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. Sammenhæng 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 tidevandsområder. Maksimaldybden i Knudedyb, der er steget i perioden i overensstemmelse 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 tidevandsprismet, 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 45 Terschelling Texel 40 35 Lister Dyb 1994 30 Lister Dyb 1968 Ameland 25 Rottumerplaat Juvre Dyb 1970 Knudedyb (2003) Juvre Dyb 2001 Schiermonnikoog Knudedyb (1966) Vlieland Simons Zand Engelsmanplaat-Pinkegat 15 Grådyb 1967 Grådyb 2002 Rottumeroog 10 Knudedyb Juvre Dyb Grådyb Lister Dyb Øvrige lok aliteter i Vadehavet 0 200 400 600 800 1000 Tidevandsprisme i mio. m3 Figur 5.4 Sammenhæng mellem dybets maksimumdybde og tidevandsprismet (Efter Kystinspektoratet, 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 trendlinjen. Tidevandsamplituden vokser mod syd i det europæiske Vadehav, og de enkelte tidevandsområders bassindimensioner er meget forskellige. Den begrænsede variation er således interessant for de morfologiske sammenhænge med tidevandsprismet. En fortsættelse af den nuværende trend er sandsynlig for Knudedybs tidevandsområde: Øget sedimenttilførsel medfører kystlinjefremrykning mod Nordsøen. Der kommer en mere markant topografisk zone-inddeling, hvor både supratidale og intertidale vader vokser i især de nuværende aflejringsområder 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 flere 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 Knudedyb og over tidevandskellet til Grådybs tidevandsområde. 67

En øget bølgeaktivitet og strømme i det indre tidevandsområde vil sandsynligvis forringe sedimentfastholdelses-kompetencen, hvorved der kun vil ske aflejring i de nuværende lavenergizoner. Dog vil aflejringsområder som fx Fanø s sydspids sandsynligvis vokse mod syd, da der her er målt stor aflejring 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 undersøgelser. 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 marskkanten 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 overensstemmelse med den overordnede udvikling for det europæiske Vadehav. 68

6 Referencer Knudedybs tidevandsområde Andersen, O.B., 2008. Personlig kommunikation vedr. middelvandstande. 10. marts 2008. DTU-Space. Andersen, T.J.; Lund-Hansen, L.C.; Pejrup, M.; Jensen, K.T., og Mouritsen, K.N., 2005. Biologically induced differences in erodibility and aggregation of subtidal and intertidal sediments: a possible cause for seasonal changes in sediment deposition. Journal of Marine Systems, 55, 123-138. Bartholdy, J. og Madsen, P.P., 1985. Accumulation of fine-grained material in a Danish tidal area. Marine Geology, 68, 121-137. Bartholdy, J. og Pejrup, M., 1994. Holocene evolution of the Danish Wadden Sea. Senckenbergiana Maritima, 24(1/6), 187-209. Bijsterbosch, L.W.W., 2003. Influence of Relative Sea-level Rise on Tidal Inlets, Global Vulnerability Assessment. M.Sc.-thesis, Delft University of Technology & WL, Delft Hydraulics Report Z2958. 123p. Carter, R.W.G., 1993. Coastal Environments An Introduction to the Physical, Ecological and Cultural Systems of Coastlines. Academic Press, pp. 151-191. Christiansen, C.; Vølund, G.; Lund-Hansen, L.C., og Bartholdy, J., 2006a. Wind influence on tidal flat sediment dynamics: Field investigations in the Ho Bugt, Danish Wadden Sea. Marine Geology, 235, 75-86. Christiansen, T.; Christensen, T.J.; Markager, S.; Petersen, J.K., og Mouritsen, L.T., 2006b. Limfjorden i 100 år. Klima, hydrologi, næringsstoftilførsel, bundfauna og fisk i Limfjorden fra 1897 til 2003. Danmarks Miljøundersøgelser. Miljøministeriet. Faglig Rapport fra DMU nr. 578. Miljøministeriet. 85p. DMI, 2008. Klimaændringernes konsekvenser for Danmark. Danmarks Meteorologiske Institut. http://www.dmi.dk/dmi/index/viden/fremtidens_klima- 2/aendringer_i_danmark.htm el. http://www.dmi.dk/dmi/fremtidens_klima-2.pdf Duijts, R.W., 2002. Tidal asymmetry in the Dutch Wadden Sea, a model study of morphodynamic equilibirium of tidal basins. Delft Cluster. Z2822.50. Eisma, D., 1998. Intertidal Deposits: River Mouths, Tidal Flats and Coastal Lagoons. CRC Press LLC (Marine Science Series), Florida. pp. 1-525. Huess, V.; Nielsen, P.B., og Nielsen, J.W., 2002. Tidevand ved de danske vandstandsstationer. Danmarks Meteorologiske Institut. Technical Report 02-21. Hvidberg-Knudsen, M.; Bolding, K.; Nielsen, J.W., og Brink-Kjær, O., 1994. Analyse af tidevand i Esbjerg. Dansk Hydraulisk Institut. Ingvardsen, S. M.; Vølund, G., og Jensen, L.B., 2006. Morfologisk Udvikling i Vadehavet. Grådybs tidevandsområde og Skallingen. Kystdirektoratet. 87p. 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 Intergovernmental Panel on Climate Change. Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M. Tignor and H.L. Miller (red.). Cambridge 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, Souschef, Miljøkontoret, Direktoratet for Fødevare Erhverv. Ministeriet for Fødevarer, Landbrug og Fiskeri. Knudsen, S.B.; Sørensen, C., og Sørensen, P., 2008. Analyse af Middelvandstande i Vadehavet. Kystdirektoratet. 38p. Kystinspektoratet, 1999. Morfologisk Udvikling i Vadehavet. Lister Dybs tidevandsområde og vadehavsfronten. Kystinspektoratet. 39p. Larsen, M.; Pejrup, M., og Edelvang, K., 1996. A Fine-grained Sediment Budget for a small Tidal Area, Königshafen, Sylt, Germany. Geografisk Tidsskrift, 96, 1-10. Larsen, B. og Leth, J.O., 2001. Geologisk Kortlægning af Vestkysten. Regionalgeologisk tolkning og en samlet vurdering af aflejringsforholdene 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 Transport, 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 scenario 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 intertidal mudflat 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. Hydrografisk modellering og vurdering, Del 1. Udført for Foreningen Sønderho Havn. Dansk Hydraulisk Institut. Lundbak, A., 1947. Det sydvestjydske Vadehavs Hydrografi. Upubliceret rapport 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 flere. Kort over Kongeå Vaden og Kort over Darum Vade. Københavns Universitets Geografiske Institut. Nielsen, M.H., 2000. Dynamisk beskrivelse og hydrografisk klassifikation af Den jydske kyststrøm. Danmarks Meteorologiske Institut. Videnskabelig rapport 00-15. Pedersen, J.B.T., 2004. Sedimentbudgetter for finkornet materiale i Grådybs, Knudedybs og Juvredybs tidevandsområder, det danske vadehav. Prisopgave i Naturgeografi, Københavns Universitet. Pedersen, J.B.T. og Bartholdy, J., 2006. Budgets for fine-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 influence of ice on sediment transport, deposition and reworking in a temperate mudflat 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 beskrivelse af nuværende og potentielle naturværdier. Udarbejdet af Sønderjyllands 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. Kystdirektoratet. 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. Intertidal 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. Geomorphology, 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 dependence on the NAO over the NW European Continental shelf. Geophysical Research Letters, 30, 1403. Wang, Z.B. og van der Weck, A., 2002. Sea-level rise and Morphological development in the Wadden Sea, a desk study. WL Delft Hydraulics. Report Z3441. Aagaard, T.; Nielsen, J., og Nielsen, N., 1995. Skallingen Origin and Evolution of a Barrier Spit. Geografisk Institut, Københavns Universitet. Meddelelser fra Skalling-Laboratoriet, XXXV. Geografisk Institut, Københavns Universitet. 72

KYSTDIREKTORATET Morfologisk udvikling i Vadehavet Knudedyb tidevandsområde Søkort 60 2004 (kilde: Kort & Matrikelstyrelsen) Mål: 100.000 Projekt: PAK/RK Rev.: Bilag. nr. 1 Nr. 100 Gr. 150-51-2008-01 Godkendt: 14.03.2008 PAK

Copyright, DTK, Kort & Matrikelstyrelsen KYSTDIREKTORATET Morfologisk udvikling i Vadehavet Knudedyb tidevandsområde Vandskel 1966 (rød) og 2003 (blå) Mål: 1:40000 Projekt: PAK Rev.: Godkendt: 14.03.2008 PAK Bilag nr. 7 Nr. 106 Gr. 150-51-2008-01

Profil 1 Mhv Højde (m DVR90) 1 0 2003 Aflejring Mlv -1 1966 Erosion -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) KYSTDIREKTORATET Morfologisk udvikling i Vadehavet Knudedyb indre tidevandsområde Tværprofiler 1966-2003 Mål: Projekt: PAK/RK/ima Rev.: Godkendt: 14.03.2008 PAK Bilag nr. 8 Nr. 107 Gr. 150-51-2008-01

Profil 4 5 Højde (m DVR90) 2003 1966 Aflejring Erosion Mhv 0 Mlv -5-10 -15-20 Profil 5 5 0 2000 4000 6000 8000 10000 12000 Højde (m DVR90) Afstand (m) Mhv Mlv 0-5 -10-15 -20 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 Afstand (m) KYSTDIREKTORATET Morfologisk udvikling i Vadehavet Knudedyb indre tidevandsområde Tværprofiler 1966-2003 Mål: Projekt: PAK/RK/ima Rev.: Godkendt: 14.03.2008 PAK Bilag nr. 9 Nr. 108 Gr. 150-51-2008-01

Kort: Jens Tyge Møller KYSTDIREKTORATET Morfologisk udvikling i Vadehavet Knudedybs tidevandsområde Darum vade 1964 Mål: Projekt: CAS/ima Rev.: Godkendt: 18.08.2008 CAS Bilag. nr. 10 Nr. Gr. 150-69-03

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). 1995 2000 KYSTDIREKTORATET Morfologisk udvikling i Vadehavet Knudedybs tidevandsområde Flyfotos Mål: Projekt: CAS/ima Rev.: Bilag. nr. 11 Nr. Gr. 150-69-03 Godkendt: 18.08.2008 CAS