GRÅDYBS TIDEVANDSOMRÅDE...16

Indholdsfortegnelse: 1 INTRODUKTION... 3 2 SEDIMENTTRANSPORT... 4 2.1 VANDDREVET SEDIMENTTRANSPORT... 4 2.1.1 Kræfter på et sedimentkorn... 5 2.2 VINDBÅRET SEDIMENT... 7 2.3 BØLGETEORI... 8 2.4 TIDEVAND... 10 3 VADEHAVET...11 3.1 BARRIEREKYSTER... 11 3.1.1 Barrierekysters dannelsesproces... 12 3.2 VADEHAVET OMKRING DANMARK... 13 3.2.1 Teorier om Vadehavets dannelse... 13 4 GRÅDYBS TIDEVANDSOMRÅDE...16 4.1 SKALLINGEN... 16 4.1.1 Sedimenttransport omkring Skallingen... 17 4.2 GRÅDYB... 19 4.2.1 Tidevandsbevægelser i Grådyb... 19 4.2.2 Sedimenttransport omkring Grådyb... 19 4.3 SEDIMENTBUDGET... 24 4.3.1 Finkornet sediment... 25 4.3.2 Grovkornet sediment omkring Skallingen og Grådyb... 27 4.4 EFFEKTVURDERING AF OPRENSNING... 29 4.4.1 Ændring af sejlrendens dybde... 29 4.4.2 Ændring af sejlrendens placering... 30 4.4.3 Ændringer af Tørre Bjælke... 30 4.4.4 Høfder og diger... 30 4.4.5 Klappladser... 30 4.4.6 Faskiner... 31 5 FREMTIDSPERSPEKTIVERING...31 5.1 KLIMAÆNDRINGER... 31 5.1.1 Global opvarmning og havspejlsstigning... 32 5.1.2 Ekstrem vejr... 33 5.2 FAUNAÆNDRINGER... 33 6 KONKLUSION...34 7 KILDER...35 8 BILAG...37 8.1 GRÅDYBS TIDEVANDSOMRÅDE FRA 1842-1899... 37 8.2 GRÅDYBS TIDEVANDSOMRÅDE 1954... 38 8.3 GRÅDYBS TIDEVANDSOMRÅDE 2001... 39 Side 2 af 39

1 Introduktion Esbjerg havn blev anlagt omkring 1870, fordi man manglede en eksporthavn på vestkysten, som kunne dække det engelske og tyske marked. Igennem 1900 tallet oplevede både Esbjerg by og havnen en eksplosiv vækst på grund af industrialiseringen af det danske landbrug. Havnen er derfor blevet udvidet af flere omgange (figur 1) og i dag besøges havnen af flere end 4000 skibe årligt (Portesbjerg, 2010). Havnen blev bygget midt i det lavvandede Vadehav og ligger beskyttet bag en række barriereøer langs kysten. Denne beliggenhed kunne medføre en række problemer med adgangen til havnen specielt for større skibe. Dog er de naturlige kanaler, kaldet dyb, som er skabt af tidevandets bevægelser ind og ud af Vadehavet, et naturligt valg som sejlrender. Grådyb fungerede dermed som adgangsvej til Esbjerg havn. Vadehavet er i konstant forandring pga. erosion og sedimentbevægelser styret af tidevandet. Derfor ville den naturlige udvikling i Grådyb resultere i sedimentering af kanalen og at Grådyb ville rykke længere og længere mod syd. Disse processer kombineret med en øget trafik i sejlrenden medførte et behov for at bibeholde Grådybs nuværende position og at øge dybden. Derfor oprenser man løbende Grådyb og flytter det oprensede sediment til andre steder i Vadehavet. Figur 1: udvikling af Esbjerg havn fra 1874-2014 (Portesbjerg, 2010). Denne menneskelige indgriben i Vadehavets naturlige processer har rejst en række naturlige spørgsmål i forhold til den nutidige og fremtidige forvaltning af Grådyb og Esbjerg havn bl.a. skal man fortsat oprense Grådyb og vil det være et problem, hvis Grådyb sander til eller hvis Grådyb får lov til at følge sin naturlige udvikling? Oprensningen medfører store forstyrrelser i det naturlige sedimentbudget, idet det oprensede sediment flyttes fra Grådyb til faste klappladser andre steder i området. Denne forstyrrelse rejser også spørgsmål om, hvilken betydning valget af klappladser har for Grådybs tidevandsområde? Det kan desuden diskuteres, hvilken effekt oprensningen af Grådyb og Esbjerg havn har på Skallingen og sedimenttransporten i området. I det tyvende århundrede har vi observeret ændringer i det globale klima, og fremtidsmodeller spår om ydereligere global opvarmning og dermed stigninger i verdens havspejle. Der er dog stor tvivl om, hvor store disse ændringerne vil være, og det er derfor naturligt at diskutere, hvilken betydning de forskellige scenarier kan have for Vadehavet og mere specifikt Grådybs tidevandsområde. Formålet med denne rapport er, at besvare ovenstående problemstillinger, ved at analysere tidligere publiceret litteratur om emnet og diskutere heri opstillede modeller og data. Side 3 af 39

2 Sedimenttransport De enorme mængder sedimenter, der findes på jorden, er i konstant bevægelse. Denne sedimenttransport er med til at skabe landskaber og kystlinjer og gøre disse til dynamiske områder, der er under konstant morfologisk udvikling. Luften og vandets bevægelser giver anledning til, at sedimentkornene bliver påvirket af en række kræfter, der styrer, hvor store sedimentkorn og hvor meget sediment, der kan komme i bevægelse. 2.1 Vanddrevet sedimenttransport Når vand bevæger sig ved lave hastigheder, vil der opstå en laminær strømning, hvor vandmolekylerne bevæger sig i samme retning. Når vandets hastighed bliver større, vil der opstå turbulente strømninger, hvor vandmolekylerne bevæger sig i et mere kaotisk mønster. Bevæger vand sig henover en overflade, vil denne blive påvirket af strømningen, der afhænger af bundens hældning, vanddybden og bundmaterialet. Hvis der ligger sedimentkorn på bunden, kan disse blive revet med af strømningen og jo hurtigere vandet strømmer, des større sedimentkorn kan blive revet med. Opnår strømningshastigheden en størrelse, hvor sedimentkornet netop kan fjernes fra bundens overflade, har man overvundet Shear-stresstærsklen. Et sedimentkorn kan fjernes fra overfladen ved tre forskellige mekanismer: ved svæv (suspension), ved hop (saltation) og ved rul (creep). Figur 2: Figuren viser henholdsvis partikler der fjernes fra en overflade vha. rul, hop og svæve (Wikipedia1) På figur 2 ses de tre mekanismer, hvor partiklerne i situation 1 ruller væk, i situation 2 hopper de væk og i situation 3 svæver de væk. Små partikler kan fjernes vha. svæv, hvis kornpartiklerne er større, kan de kun fjernes ved at rulle væk. Hvis sedimentkornene skal fjernes ved at rulle væk, kræver det, at strømningshastigheden overstiger rulletærsklen. Hvis sedimentkornenes størrelse er en mellemting mellem ovenstående, kan de fjernes ved at rulle eller hoppe væk, hvis strømningshastigheden er stor nok til at overvinde hoppetærsklen (Galsgaard, 1998). Hvis partiklerne har samme størrelse og strømhastigheden øges, vil partiklerne først begynde at rulle. Når hoppetærsklen nås, vil Side 4 af 39

partiklerne både kunne rulle og hoppe og hvis strømningshastigheden øges yderligere, vil svævetærsklen overvindes og partiklerne vil kunne rulle, hoppe og svæve (Figur 3). Figur 3: Figuren viser, at ved stigende strømhastigheder, vil først rulletærsklen overvindes, herefter hoppetærsklen og endelig svævtærsklen (Nielsen og Nielsen, 1974). 2.1.1 Kræfter på et sedimentkorn Et sedimentkorn, der ligger på bunden, påvirkes af tyngdekraften, adhæsionskraften og dragkraften. Tyngdekraften afhænger af partiklens størrelse og massefylde og adhæsionskraft afhænger af partiklens størrelse og materiale. Dragkraften skabes ved vandets turbulens og afhænger af partiklens størrelse og væskens massefylde. Dragkraften kan opløses i to komponenter, så man får henholdsvis en kraft, der løfter partiklen og en kraft, der får partiklen til at rulle (figur 4). Side 5 af 39

Figur 4: Kræfter på et sedimentkorn, der fjernes vha. en strømning Lige når Shear-stresstærsklen nås, kan følgende ligevægt opstilles: F tyn +F adh = F løft + F rul Hvor F tyn = (tyngdekraften), F adh =C. adh r (adhæsionskraften), hvor C adh er en konstant, F løft =C. løft ρ. r 2. u *2 og F rul = C. rul ρr 3. u *2, hvor C i er konstanter, ρ er væskens massefylde, r er sedimentkornets radius og u * er friktionshastigheden, der er en størrelse der afhænger af strømningens hastighed og havbundens modstand Indsættes ovenstående størrelser i ligevægten, får man følgende udtryk: Sh u * 4 2 3 C r løft p r 2 3 C C rul adh r r 3 Hvor Sh er den shear-stresstærskel, der skal overvindes for at fjerne et sedimentkorn fra havbunden. Udtrykket viser, at jo større strømningshastigheden er, des nemmere er det at overvinde tærsklen. Man ser samtidig, at jo større massetæthed væsken har, des nemmere er det at fjerne et sedimentkorn. Det er bl.a. derfor det er nemmere at fjerne sedimentpartiklen med vand end med vind. Det er heller ikke overraskende, at tærsklen bliver større, hvis man har en tungere partikel eller hvis partiklen adherer stærk til havbundens overflade (Greeley & Iversen, 1985). Figur 5: Kræfter på en partikel i svæv. Når en partikel først er kommet i svæv, virker kun tyngdekraften (F g ) og dragkraften (F D ) på partiklen (figur 5). I svæv afhænger dragkraften af partiklens terminale hastighed, væskens massefylde, væskens strømning og størrelsen af partiklen. Partiklens terminale hastighed er den hastighed partiklen opnår, når den falder med konstant hastighed (dragkraften er lig tyngdekraften). Side 6 af 39

Hermed kan man konkludere, at det er nemmere at holde en partikel i suspension end at bringe den i suspension. Dette er afbilledet i Hjulströms diagram (figur 6), hvor det ses, at det er nemmere at holde små partikler i suspension end store partikler. Samtidigt fremgår det, at det er sværere at fjerne partikler end at holde dem i svæv. Jo mindre partikel, des mindre forskel er der på at holde den svævende og at fjerne en partikel fra bundens overflade. Figur 6: Hjulströms diagram (Carleton, 2010) På erosionskurven (figur 6) fremgår det, at den har et lokalt minimum for silt, hvilket skyldes, at små partikler adherer kraftigere til bundens overflade end store partikler og dermed vokser den tærskel, der skal overvindes for at fjerne partiklen. Når partiklerne bliver store, bliver deres masse også stor og så stiger den tærskel, der skal overvindes. Det er derfor nemmest at fjerne siltpartikler, da de ikke adherer så kraftigt til overfladen som små partikler og de er mindre end sandpartikler, hvorved de ikke skal overvinde så stor en tyngdekraft. Ler- og siltpartikler er oftest omgivet af et elektrisk dobbeltlag, som gør dem i stand til at indgå i flokkuleringsproccer, hvor flere partikler sætter sig sammen til større enheder. Dette sker når partiklernes tiltrækningskræfter er større end deres frastødningskræfter. Flokkuleringen fremmes bl.a. af stigende salinitet og af stigende sedimentkoncentration i vandet. Denne flokkulering har en stor betydning for aflejring af finkornet materiale da flokkerne har højere faldhastighed end de enkeltpartikler, som flokkene består af (Jensen og Jensen, 2001). 2.2 Vindbåret sediment I ovenstående afsnit beskrives de mekanismer der styrer den vanddrevne sedimenttransport. Hvis man udskifter strømningshastighed i ovenstående med vindhastighed og husker, at luftens masse- Side 7 af 39

fylde er noget mindre end vands massefylde, så har man en beskrivelse af den vinddrevne sedimenttransport (Galsgaard, 1998). Der foregår en omfattende vinddrevet erosion på land, hvilket har stor betydning langs kyststrækninger. Man kan overbevise sig om den vindbårne sedimenttransports betydning, hvis man går en tur langs stranden på en dag med kraftig blæst og mærker sandpartiklerne slå mod ansigtet. Denne sedimenttransport kan foregå over store afstande, og bevirke store ændringer i landskabet. 2.3 Bølgeteori Når vinden blæser, kan noget af vindenergien forplante sig i havet, hvorved vandbølgerne kan opstå. Bølgerne har en væsentlig betydning for sedimenttransporten i havet. Betragtes en bølge på dybt vand med bølgelængden L og hastigheden c, kan man opstille følgende relation mellem de to størrelser: L=T. c Hvor T er bølgens periode. Vandpartiklerne bevæger sig i en cirkel, der er aftagende med dybden og er nul, når dybden er større end L/2 (figur 7 og 8). Man kan altså konkludere, at det ikke er vandpartiklerne, der bevæger sig, men udelukkende bølgens form. Figur 7: Partikelbanens radius som funktion af dybden ( Nielsen og Nielsen, 1974). Når afstanden til bunden bliver mindre en L/2, har man en grundtvandsbølge (figur 8). Side 8 af 39

Figur 8: Dybvandsbølger, hvor L/2 er større end afstanden til bunden og grundtvandsbølger, hvor L/2 er mindre end afstanden til bunden ( Nielsen og Nielsen, 1974). Når vanddybden bliver mindre, bliver også bølgens hastighed mindre, hvorved også bølgelængden bliver mindre (figur 8). Vandpartiklernes bevægelse bliver dermed mere og mere ellipseformet, hvorved man vil opleve, at partiklerne kun bevæger sig frem og tilbage på bunden. Når en bølgetop passerer (2), vil vandpartiklerne bevæge sig ind mod kysten og når en bølgedal passerer (4), så bevæger vandpartiklerne sig væk fra kysten. Strømmen indad er hurtigere, men mere kortvarig end strømmen udad, hvilket betyder, at strømmen indad kan flytte større partikler end strømmen udad. Herved opnår man en sortering af sedimentet, så de store partikler bliver ført ind mod kysten og de små partikler bliver ført væk fra kysten. Figur 9: Tværsnit vinkelret på kystlinjen (Galsgaard, 1998) Når bølgerne nærmer sig kysten, så falder bølgens hastighed, hvorved bølgen bliver højere (figur 9). Bølgen bliver udsat for friktion mod bunden, hvormed den mister noget af sin energi. Når bølgelængden og vanddybden bliver lige store, vil toppen af bølgen bevæge sig hurtigere end bunden, Side 9 af 39

hermed brækker bølgen (brændingen). Herefter forsætter bølgen op på opsylsryggen og løber tilbage som tilbageskyl. Bølgens evne til at transportere sediment stiger ind mod kysten og er maksimal i brændingszonen, hvorefter dens evne falder igen. Der foregår en omfattende sedimenttransport parallelt langs kysten, da bølgerne ofte slår skævt ind på kysten i opskylszonen, hvorefter det pga. tyngdekraften løber lige tilbage som tilbageskyl, hvormed der sker en zigzagbevægelse langs kysten (Galsgaard, 1998) 2.4 Tidevand En af de væsentligste mekanismer bag dannelsen af Vadehavet er tidevandet. Tidevandet opstår ved, at månen (og solen) rykker i vandet i havene. Flod er ved højvande og ebbe er ved lavvande. Når solen, jorden og månen står på linje, har man et særligt kraftigt tidevand (springflod) og når solen og månen modvirker hinanden, har man nipflod (svageste tidevand). Der er højvande to gange i døgnet og lavvande to gange. Figur 10: Jorden og månens rotation om deres fælles tyngdepunkt (Nielsen og Nielsen, 1974). Jorden og månen bevæger sig en gang rundt om deres fælles tyngdepunkt på 24 timer og 50 minutter. Denne cirkelbevægelse gør, at man på jorden vil opleve en centrifugalkraft, der er konstant over hele jorden. Derudover vil man opleve en massetiltrækning fra månen, der ifølge Newtons love aftager med afstanden fra månen (figur 10). Side 10 af 39

Figur 11: Resulterende kræfter på jorden (Nielsen og Nielsen, 1974). På figur 11 er indtegnet den resulterende kraft mellem månens tiltrækning og centrifugalkraften fra jordens cirkelbevægelse om månen og jordens fælles tyngdepunkt. I punktet B er tiltrækningen til månen stor (lille afstand) og derfor bliver den resulterende kraft væk fra jordens centrum. Ved A er månens tiltrækning lille, hvorved den resulterende kraft peger væk fra centrum. Ved C og D peger den resulterende kraft ind mod centrum. Det betyder, at ved A og B vil månen trække i vandet og der vil være højvande, hvor der ved D og C vil være lavvande. 3 Vadehavet Verdenshavenes sedimenter bliver konstant mobiliseret af de bevægelser i vandsøjlen, som er styret af tidevandet, bølger og vindkraft. Disse processer er de drivende kræfter i dannelsen af verdens kyststrækninger. Morfologien af kyststrækningerne er afhængigt af tidevandets størrelse og den mængde sediment, der er til rådighed. I tilfælde med en betydelig tidevandsstørrelse og en stor mængde sediment kan der dannes lavvandede kyststrækninger som eksempelvis barrierekyster. Vadehavet er et eksempel på en sådan barrierekyst. 3.1 Barrierekyster 15 % af verdens kyststrækninger er såkaldte barrierekyster, hvor selve kyststrækningen ligger beskyttet bag en række aflange øer, kaldet barriereøer. Området mellem rækken af øer og fastlandskysten er meget lavvandet og store dele af område tørlægges ved lavvande. Områderne som tørlægges skaber gode lysforhold for alger og det samme gør de mange tilgængelige næringsstoffer. Der foregår derfor en stor biologisk produktion på vadefladerne som gør barrierekyster til nogle af verdens største og vigtigste kystnære vådområder med en stor økologisk værdi. Det danske Vadehav er opvækstområde for en stor del af Nordsøens fiskeyngel og er spisekammer for millioner af vade- og trækfugle. Derfor samarbejder Danmark med Tyskland og Holland om natur og miljøovervågning, administration, kystbeskyttelse og kulturhistoriske forhold. Sidste nye Side 11 af 39

tiltag fra dansk side er at udnævne området til nationalpark, hvilket den tyske og hollandske del har været gennem længere tid (Sand-Jensen og Larsen, 2006a). 3.1.1 Barrierekysters dannelsesproces Der er mange faktorer, der påvirker dannelsen af disse barrierekyster bl.a. tidevandsforskellen, bølgeenergien ved den pågældende kyst, sedimentbevægelser og sedimenttilgængelighed samt havdybden. For at øerne kan dannes skal tidevandsforskellen være af en vis størrelse men ikke for voldsom. Disse unikke landskaber er blevet dannet i områder med flad kyststrækning og rigelige mængder finkornet sediment til rådighed til at opbygge barriereøerne. Områderne er påvirket af tidevandets rytme, sådan at kystlinien dagligt flytter sig frem og tilbage over ganske store afstande (Galsgaard, 1998). Tidevandets bevægelser medfører dannelsen af strandvolde, som er aflange volde af sand, grus og sten parallelt med kysten. Hvis sedimenttilførslen med tidevandet er særligt stor, sker der en naturlig landhævning. Denne fører til permanent tørlagte områder, der begynder at blive bevoksede og til sidst udvikles barriereøer ud fra strandvoldene (figur12) (Sand-Jensen og Larsen, 2006b). Figur 12: Barrierekyst (Nielsen og Nielsen, 1974) Imellem barriereøerne og fastlandskysten dannes en kystlagune, der i stedet for en almindelig strand, består af vidstrakte tidevandsflader eller vader, som er oversvømmet ved højvande og tørlagte ved lavvande. Ved flod føres store mængder havvand ind over vaderne via dybe render, kaldet dyb. Dybenes retning er oftest vinkelret på kysten og er ofte meget dybere end det omkringliggende hav. Dybene forgrenes ud i mindre render kaldet prieler og vandet fordeles således ud over vaderne. Det medbragte sediment er oftest meget finkornet og vaderne består primært af den sedimenttype man kalder slik. Slik er meget finkornet og indeholder mere organisk materiale end normalt strandsand. Vaderne er udsat for naturlig landhævning ved denne sedimentaflejring, og når en vade med tiden kommer op omkring koten for middelhøjvande, vil den gradvist begynde at blive dækket af vegetation, som øger aflejringen og området bliver forvandlet til et marsklandskab. Vandets skiftende strømretning på vaden fører til at vadesedimenter ofte er cykliske, nemlig bygget af lag som skiftevis består af finkornet og organisk sediment fra tidsrum med næsten stillestående vand (ved højvande) og lidt grovere sediment fra tidsrum med kraftigere strøm (Galsgaard, 1998). Dybene adskiller barriereøerne og det er gennem disse vandudskiftningen mellem det åbne hav og lagunen sker. Jo større tidevandsforskel der er i et område, des kortere er der mellem dybene. Derfor ser man lange barriereøer i områder med lille tidevandsforskel og korte øer i områder med store forskel (Kystdirektoratet, 2006). Side 12 af 39

Disse dyb kan forstyrre den langsgående materialetransport og indvirke på sedimentbalancen på tilstødende kyster, idet der kan dannes barrer både indenfor og udenfor dybene. Disse barrer dannes, hvor strøm eller bølger mister evnen til at transportere sediment og sedimentet aflejres (Sand-Jensen og Larsen, 2006b). 3.2 Vadehavet omkring Danmark Ud for Danmarks sydvestkyst ligger Vadehavet, som strækker sig ca. 500 km fra Blåvands Huk nord for Esbjerg, langs den tyske og hollandske kyst. Området dækker et areal på 8000 km 2, hvoraf den danske del udgør 800 km 2 (figur 13). Omkring 2/3 af det samlede areal er vaderne som tørlægges ved lavvande mens den sidste 1/3 er lavereliggende vader, dyb og render som ikke tørlægges ved almindelige lavvander. Vadehavet afgrænses mod Nordsøen af en række på 4 barriere øer, hvoraf de fleste er beboede. Mellem øerne og hovedlandet ligger den lavvandede kystlagunen, som er det, vi kalder Vadehavet. Tidevandsstørrelsen i den danske del af Vadehavet varierer fra ca. 2 meter ved den dansk-tyske grænse i syd til ca. 1,3 meter ved Skallingen i nord. Derfor ser vi de længste barriereøer ved Skallingen og de korteste ved den dansk-tyske grænse. Dog kan vandstanden nå op over 4 meter over middelvandstanden på grund af vindpåvirkningen i stormsituationer (Pejrup et al., 2009). 3.2.1 Teorier om Vadehavets dannelse Under Saale istiden for ca. 140.000 år siden var det nuværende vadehav dækket af is for sidste gang. (Larsen og Leth, 2001). Under den seneste istid Weichsel (120.000 10.000 år siden) var Nordsøen tørlagt, da vandet var bundet i de store ismasser. Nordsøområdet har i denne periode været en stor flade med store floder og søer af smeltevand fra gletcherne. Det er efter denne seneste istid, at Vadehavet er blevet dannet. Figur 13: Vadehavet (Sand-Jensen og Larsen, 2006a) Der har dog længe været stor debat om den præcise dannelse af Vadehavet, men mange af teorierne har dog en del ting til fælles. En af disse fællestræk er, at det er stigninger i havets relative niveau, som har været den udløsende faktor. Der har gennem hele jordens historie været mange ændringer i havniveauet (figur 14), men ved dannelsen af Vadehavet er det havspejlsstigninger i forbindelse med afsmeltning af isskjoldet fra den seneste istid, der er tale om. Siden da er havniveauet steget over 50 meter, og de første 25 meters stigning skete allerede i de første 1000 år efter istiden. Side 13 af 39

Figur 14: Ændringer i havniveau over tid (Pejrup, et al. 2009) Afsmeltningen har taget flere tusind år med en gennemsnitlig havsspejlsstigning på ca. 12 mm/år indtil for 5000 år siden. Siden da er afsmeltningen aftaget og har vekslet en del. I dag er den gennemsnitlige havniveaustigning ca.2-4 mm/år (figur 14). Foran den tilbageværende isrand blev der aflejret store mængder sand, der dannede store smeltevandssletter. Disse store sletter har haft en lav hældning og masser af sand til rådighed til at opbygge vader og barriereøer. Havspejlet steg og havet skyllede langsomt ind over land. I områder hvor kysterne var flade med lav hældning og rigelige mængder sand, var der mulighed for dannelse af en strandvold, som langsomt blev udviklet til barriereøer. Lagunens sedimenter består af ler, silt og sand aflejret på tidevandsfladerne langs lagunens bredder. Der vil også blive aflejret sand i tidevandskanaler og å- deltaer og en profil af jordbunden vil således vise et tørvelag nederst der er overlejret af vekslende lag af ler og sand (Pejdrup et al., 2009). Side 14 af 39

Figur 15: Grådybs tidevandsområde Side 15 af 39

4 Grådybs tidevandsområde Grådybs tidevandsområde er det nordligste i Vadehavet og er den del af Vadehavet, som forsynes af vand gennem tidevandskanalen Grådyb. Tidevandsområdet har et areal på 135 km 2 (Kystdirektoratet, 2006) og afgrænses mod vest af barriere-halvøen Skallingen samt barriereøen Fanø og mod øst af det jyske fastland. På figur 15 ses Grådybs tidevandsområde, hvor man kan se Grådyb, barriereøerne Skallingen og Fanø, Esbjerg Havn, Ho Bugt, og de 3 sandflakker: Langli Sand, Tørre Bjælke og Våde Bjælke. Våde bjælke fungerer som klapplads for sedimentoprensningen af Grådybs sejlrende. En af de værste stormfloder i tusind år ramte vadehavet i 1600-tallet. På Skallingen forsvandt store mængder af klitter, mens klitterne på Fanø var mindre påvirket. På kort fra 1800 tallet ses Skallingen derfor kun indtegnet som en større sandflade (bilag 1). På bilag 2 og 3 kan man se, at den centrale inderste del af Skallingen er mere eller mindre uændret frem til i dag. Nord og syd for den centrale del af Skallingen var barriereryggen lav, og derfor blev barrierehalvøen overskyllet af mindre stormfloder. En forstærkning kunne reducere erosionen af de ramte strækninger og kunne samtidig give bønder mulighed for at forøge græsningsarealerne, derfor blev der bygget diger og anlagt høfder på den nordlige og den sydlige del af Skallingen. Stormflodernes ødelæggelser blev betydeligt reduceret. Selv om Skallingens placering stort set har været uændret gennem de sidste 300 år, er Skallingen overordnet rykket tættere på fastlandet i denne periode (Skov- og Naturstyrelsen, 2007). En sammenligning af kortene på bilag 1, bilag 2 og bilag 3 viser desuden, hvordan Grådybs tidevandsområde har ændret sig fra 1842 og frem til 2001. Foruden den tydelige forandring af Skallingen ses det, at Grådyb sejlrende er rykket længer sydpå. 4.1 Skallingen Umiddelbart skulle man tro, at Vadehavets barriereøer bliver påvirket af erosion i samme omfang, men det er ikke nødvendigvis tilfældet. Nogle steder rykker kystlinien frem, og andre steder tilbage. Disse forskellige tendenser skyldes sedimenttransport-forholdene i barriereørækken. Nord for Grådyb ligger Skallingen. Her rykker kystlinien tilbage med op til 3 (og visse steder 5) meter om året (Aagaard et al., 2004). Klit- og klintfronterne fremstår her uden vegetation og ofte med nedskredet materiale ved klitfoden. Som følge af den sparsomme vegetation er Skallingens klitrækker efterhånden blevet mindre på grund af sandflugt/sandfygning. Syd for Grådyb ligger barriereøen Fanø, hvor der modsat Skallingen sker en stor tilsanding på Fanøs nord- og navnlig sydspids. Generelt er kystområderne langs Jyllands vestkyst præget af klitlandskaber. Klitterne dannes, når vinden transporterer tørt sand fra stranden og ind på land. Mange af klitterne langs vestkysten er i dag inaktive (stabile), hvilket skyldes at klitterne er beplantet, og sandet derfor er dækket af tæt vegetation. For bare nogle få hundrede år siden var det vestjyske klitlandskab meget aktivt, på grund af sparsom vegetation. Dengang var der meget sandflugt og klitterne kunne bevæge sig. Denne dynamik var et stort problem for enkelte områder, da eksempelvis god landbrugsjord blev dækket med sand, noget som kunne have stor betydning for lokalsamfund. Det var især meget sandflugt mellem 1550 og 1850, som var en periode med kølige somre og kolde vintre, hvor hyppige storme ramte vestkysten og var en medvirkende årsag til den voldsomme sandflugt. Samtidig blev sandflugten Side 16 af 39

værre som følge af, at man udnyttede klitområdernes sparsomme plantedække blandt andet til kreaturgræsning (Clemmensen, 2005). 4.1.1 Sedimenttransport omkring Skallingen Tværtransport forgår ved, at sand er blevet transporteret fra relativt dybt vand ind imod land. Der hvor sandet er blevet stablet op som en barriere, har man fået dannet barriereøer. På Skallingen har man studeret denne proces, hvor sandrevler dannes på ca. 4 meters vanddybde. Disse revler bevæger sig østpå mod land med en hastighed på 20-30 meter om året, indtil de når kysten og smelter sammen med strandbredden (Aagaard, 2005). På Skallingen rykker kystlinien i gennemsnit tilbage med 3 meter om året mod øst (Skov- og Naturstyrelsen, 2007). Det skyldes, at der udover sedimenttransporten på tværs af kysten, også transporteres sand på langs af kysten. Den langsgående transport af sand langs Skallingen sker formentlig ad to veje : 1. langs med kysten med havstrømme (figur 16) og 2. ved langstransport, som er kystnær sedimenttransport (figur 16), som følge af kystens orientering i forhold til bølgerne fra Nordsøen. Bølgestrømmens styrke, og dermed langstransportens størrelse, bestemmes dels af bølgehøjden, og dels af den vinkel, som bølgefronterne udgør mod kystlinjen. Både Skallingen og Fanø er orienteret skævt på den dominerende bølgeindfaldsretning, og netto-langstransporten er derfor relativt stor. Af figur 16 fremgår det, at nettolangstransporten er nul ved Horns Rev, og den øges til en sydgående nettotransport på ca. 600.000 kubikmeter per år ved Skallingens sydspids (2). Denne materialemængde kommer primært fra erosion af selve Skallingen, da der ved denne langstransport ikke passerer sediment rundt om Blåvands Huk. Materialet, som indgår i denne sedimenttransport, eroderes fra selve Skallingen, og kysten rykker tilbage. De nordligste ca. 2 km bidrager dog ikke med sediment til langstransporten, da de ligger i læ af det lavvandede område syd for Blåvands Huk. Tilbagerykningen er størst i den centrale og nordlige del af Skallingen, men aftager mod syd. Længst mod syd afløses tilbagerykningen periodevis af fremrykning (Skov- og Naturstyrelsen 2007). Figur 16: Sedimentbudget for 2001, hvor erosion, transport og aflejring er opgivet i m3/år (Kystdirektoratet, ref. Skovog Naturstyrelsen, 2007). Tidligere transporteredes sandet fra Skallingen forbi Grådyb og videre sydpå ad naturlig vej, men i takt med Grådybs uddybning havner stigende mængder i stedet i Grådyb og bliver oprenset fra sejlrenden. Langstransportens størrelse på Fanø kender man ikke i detaljer, men er antageligvis noget mindre end 600.000 kubikmeter (Skovog Naturstyrelsen, 2007). Sedimentet der transportes langs kysten (figur 16, nr.1) på lidt dybere vand (ca. 6 m) stammer fra erosion af aflejringer syd for Blåvands Huk. Kystdirektoratet har på grundlag af modelberegninger og oplysninger om oprensningsmængder i Grådyb anslået denne transport til ca. 200.000 m3 pr. år (Skov- og Naturstyrelsen, 2007). Side 17 af 39

Kombinationen af tværtransporten og langstransporten udgør kystens husholdningsregnskab, kaldet sedimentbudgettet (se afsnittet sedimentbudget 4.3). Hvis der over et år tilføres mere sand, end der fjernes, er budgettet positivt, og kystlinjen rykker frem, dette betegnes som en regressiv barriere. Omvendt er tilfældet med et negativt sedimentbudget. Her taber stranden sand gennem langstransporten, kystlinjen rykker tilbage, og barrieren er derfor transgressiv, som det er tilfældet på Skallingen (Skov- og Naturstyrelsen, 2007). Mens den regressive barriere bevæger sig frem i form af etapevis dannelse af forklitrækker, så flytter den transgressive barriere sig tilbage ved at barrieren overskylles i stormsituationer. Foruden en stor langstransport foregår der også en transport fra strandbredden og længere ind på barrieren i form af overskylsfaner (havrendinger). Overskylsprocesser var tidligere et naturligt fænomen på Skallingen og har haft stor betydning for barriere-halvøens morfologiske udvikling. Overskylsprocesser på denne transgressive barriere optræder i forbindelse med storme. Under storme fra vestlige retninger stiger vandspejlet ekstraordinært langs Vadehavets barrierekyst og sådanne overskyl har tidligere været et hyppigt fænomen på Skallingen. Disse overskylsfaner kan man observere på flyfotos, idet man kan se vinkelrette indhug i klitterne, både på de nordlige og centrale dele, hvor de er brede, og på den sydlige del, hvor de er smallere, men tætliggende. I sin naturlige tilstand vandrer Skallingens transgressive del af kystlinien således ved at sand kontinuerligt flyttes fra stranden ind på marsken og kysten rykker tilbage. Denne naturlige proces blev kraftigt reduceret i 1930erne, da man byggede havdiger. Foran disse diger blev der aflejret sediment, som udviklede sig til klitter og digerne beskyttede dermed kysten for yderligere erosion. Først for nylig er disse diger og klitter begyndt at blive gennembrudt, således at overskylsfaner igen kan dannes, eksempelvis ses en overskylsfane på den nordlige del af Skallingen. Dette skyldes at man siden ca. 1980 ikke har repareret eller genopført digerne. Man forsøgte dog uden held at bevare klitfronten ved hjælp af beplantning (Skov- og Naturstyrelsen, 2007). Morfologien på en overskylfane ændrer sig efter en stormsituation med høj vandstand, idet fanen stort set vil være bar og vegetationsløs umiddelbart efter stormen. Vinden får derfor frit spil, når fanen tørrer ud, og sandet, som bølgerne har bragt ind på fanen, blæser op i vegetationen, der vokser langs fanens rand. Dette medfører derfor, at der dannes nye klitter langs kanterne af overskylsfanen. Skallingens tilbagerykning foregår ikke jævnt, men i ryk, som er direkte relateret til stormflodsaktiviteten (Skov- og Naturstyrelsen, 2007). På et tidspunkt bliver fanen igen overskyllet, og dette gør, at der på den transgressive barriere foregår en kontinuerlig recirkulation af sand. Hvis sandmængden, der bringes ind til kysten er lille, kan den ikke kompensere for tabet gennem langstransporten. Klitter og strandbred bygges derfor ikke op i et niveau, der kan forhindre overskyl og derfor bringer overskylsprocesser sandet længere ind på barrieren, hvor vindens aktivitet danner klitter. Samtidig rykker kystlinjen landværts, og hele processen starter forfra, når havspejlsstigningen eller stormfloder når op i et niveau, hvor bølger atter kan aktivere overskylsfanen. På denne måde flytter hele barrierekysten landværts (Aagaard og Kroon, 2009) Side 18 af 39

4.2 Grådyb Grådyb er en naturlig tidevandsrende, som forbinder Grådybs tidevandsområde med Nordsøen (figur 15). Grådyb er ca. 1 km bred og har en naturlig dybde på ca. 3,5 m. Der udveksles der ca. 160 mio. m 3 vand i hver tidevandsperiode, som forekommer to gange om dagen. 4.2.1 Tidevandsbevægelser i Grådyb Tidevandsområdet omkring Grådyb er et såkaldt mikro-tidalt område med en middeltidevandsforskel på 1,5 m, som svinger mellem et nip-tidevand (ved halvmåne) på 1,3 m og spring-tidevand (omkring ny- og fuldmåne) på 1,7 m. Den højest målte vandstand ved Esbjerg igennem de sidste 100 år var under en stormflod i 1981, hvor der blev målt en vandstand på 4,4 m over DNN (Dansk Normal Nul) (Kystdirektoratet, 2010). Vandstande i Vadehavet over 3 m DNN betegnes som stormfloder, mens vandstande over 2,4 m DNN er interessante for Skallingen. Overskrider vandstanden dette niveau sker der erosion af klitfronten (jf. 4.1.1). Alle vandstande, der har overskredet 2,4 m DNN i Esbjerg gennem de seneste 100 år (frem til 2002), er vist på figur 17. De sidste registrerede stormfloder ved Esbjerg er registreret i 1999, 2002 og 2005, hvor der blev målt henholdsvis 3,9 m DNN, 3,3 m DNN og 3,5 m DNN (Kystdirektoratet, 2010). Figur 17: Stormflodshændelser med tilhørende vindretning registreret i Esbjerg frem til 2002. Kun den højeste vandstand under hver stormflod er angivet (Kystdirektoratet 2010, ref. Skov- og Naturstyrelsen, 2007). 4.2.2 Sedimenttransport omkring Grådyb Vaderne i Grådybs tidevandsområde består mest af enten finkornet sand eller af endnu finere materiale, som silt og ler. Sedimentet der aflejres på Tørre Bjælke og Våde bjælke kommer fra nordvest, hvor det drejes af bølgerne mod nordøst omkring Skalling Ende (se figur 18). Her vil sedimentet aflejres i Hobo Dyb. Ebbestrømen fra Hobo Dyb vil transportere sedimentet mod sydøst ud mod Grådyb og danne et ebbedelta (Grådyb Barre). Deltaet opstår på grund af den pludselige ændring i tværsnittet fra dyb til åbent hav. Når ebbestrømmen løber mod sydvest ud i havet, falder strømhastigheden pludseligt, og dermed falder sedimenttransportkapaciteten også. Dette giver mulighed for, Side 19 af 39

at der kan aflejres sediment og herved er Tørre Bjælke mod nord og Våde Bjælke mod syd dannet. Tørre Bjælke fungerer som en bølgebryder, der beskytter Skalling Ende (Skov- og Naturstyrelsen, 2007; Kystdirektoratet, 2006). Den maksimale strømhastighed i tidevandsrenden er ca. 1,5 m/s og den er så kraftig, at der bliver transporteret store mængder sand langs bunden og i suspension. Den høje strømhastighed i dybene medfører, at der aflejres næsten udelukkende sediment i sandfraktionen, og derved kan der dannes op til 5 m høje sandbanker i den centrale del af Grådyb. Sedimenterne aflejres i takt med, at strømhastigheden falder, så oftest bliver kornstørrelsen i et tidevandsområde mindre, jo længere ind i området man kommer. I 1874 startede man oprensningen af Grådyb, og indtil i dag er dybden forøget af flere omgange til de nuværende 10,3 m ved MSLV (middelspringlavvande, skrives også MSL). På figur 19 vises udviklingen af minimumsdybden under MSLV i Grådyb sejlrende 1840 til 2005. Figur 18: Naturlig sedimenttransport omkring Skalling Ende (Skov-og Naturstyrelsen, 2007) Figur 19: Udviklingen af minimumsdybden under lavvande (MSLV) i Grådyb sejlrende 1840 til 2005. Usikkerheden omkring 2. verdenskrig er angivet ved at kurven er brudt i denne periode (Kystdirektoratet, 2006) Grådyb sejlrende er omkring 200 m bred og er udvidet af flere omgangen, så der er plads til de store skibe, der besøger havnen i dag. I starten af sidste århundrede blev der oprenset ca. 30.000 m 3 /år for hver meter vanddybde, i dag er tallet oppe på 120.000 m 3 /år for hver meter vanddybde (Kystdirek- Side 20 af 39

toratet, 2006). Igennem historien har der være perioder hvor Grådyb ikke er blevet oprenset, som under 1. og 2. verdenskrig. Efter den lange pause under 2. verdenskrig blev det sværere at fastholde løbet på den position, som den havde før krigen, da sedimentet fra Tørre Bjælke blev transporteret ned i sejlrenden (Esbjerg Havn, 1975, ref. Kystdirektoratet, 2006). Sejlrenden er rykket mod syd (jævnfør bilag 1, 2 og 3). Den årlige oprensning fra Grådyb kan ses på figur 20. Figur 20: Den gennemsnitlige vanddybde og oprensningsmængde fra Grådyb sejlrende i perioden 1898 til 2002 (Kystdriektoratet, 2006). Da man begyndte uddybning af Grådyb lavede man nogle klappladser hvor det overskydende sediment kunne aflejres. På figur 21 ses de forskellige klappladser i Grådybs tidevandsområde, både de nuværende, men også klappladser, der tidligere har været brugt. På klapplads E og F aflejres finkornet sediment oprenset fra havnebassinerne. Klapplads Grisen og Købmandssand bliver ikke brugt længere, men her aflejrede man det finkornet sediment fra havnebassinerne før E og F blev taget i brug. Klappladserne 2b og 3b har været anvendt til klapning af oprenset sediment, især finsand, fra Grådyb og Havneløbet samt til klapning af uddybningsmateriale fra såvel havnebassinet som sejlrende. I dag er det kun klapplads 2b, der bliver anvendt og modtager uddybningsmateriale og finkornet sand fra den yderste del af Grådyb Barre. Klapplads 3b bliver opretholdt som reservemulighed. Klapplads Våde Bjælke har været anvendt som klapplads siden sejlrenden blev uddybet til de nuværende 10,3 m MSLV, dvs. i godt 20 år og modtager grovkornet sand fra den inderste del af Grådyb Barre. Grunden til at Våde Bjælke bruges som klapplads er, at sejlafstanden er kortere end til 2b, og at sandet, der normalt skulle passerer Grådyb Barre naturligt, men nu fanges i sejlrenden, hjælpes via Våde Bjælke ud på sin naturlige transportvej. Uddybningen af sejlrenden har haft en stor indflydelse på sedimenttransporten i Grådybs tidevandsområde. Sandet kan ikke passere uhindret fra nord mod syd i Nordsøen, da det bliver fanget i Grådybs sejlrende. Hvis man ikke opretholdt en kunstig sejlrende ville Grådyb langsomt svinge sydover på grund af den nordfra kommende sandmængde. Denne udvikling ville gøre Grådyb længere og mindre effektiv som dræningskanal, især i stormflodssituationer. Det er vigtigt, at det sand der oprenses fra Grådyb bliver i tidevandsområdet således at den sydgående transport af sand opretholdes. Dette kan bedst sikres ved at forsætte med klapning af det oprensede sand på Våde Bjælke. Side 21 af 39

Hvis man stopper klapningen af sand på Våde Bjælke har en matematisk model vist, at sandtilførslen til Fanø nordfra vil stoppe, hvilket med tiden vil forårsage betydelig erosion af kystområder på Fanøs vestkyst (Kystdirektoratet, 2006). Figur 21: Klappladser i Grådybs tidevandsområde (Kystdirektoratet, 2006). Nettosedimenttransporten i Grådyb sejlrende er udadrettet mod Nordsøen, da ebbestrømmen er den dominerende. På figur 22 kan man se middelhastigheder ved flodstrøm og på figur 23 kan man se middelhastigheder ved ebbestrøm. Ud fra figurerne ses, at middelhastigheden ved ebbestrøm er kraftigere i store dele af sejlrenden og aftager langsomt ud mod Vesterhavet, hvorimod middelhastigheden ved flodstrøm er kraftigst i den del af sejlrende, som er begrænset af vaderne og aftager hurtigt ind mod det indre Vadehav. Denne forskel i hastighed på ebbe- og flodstrøm sker på grund af tidevandet. I de indre dele af tidevandsområdet er tidevandsbølgen asymmetrisk med en flodperiode, der er kortere end ebbeperioden. Det gør, at flodstrømmens styrke øges, da der er kortere tid til at transportere den samme mængde vand. Strømhastigheden i flodperioden kan derfor overstige strømhastigheden i ebbeperioden, især i de indre dele af tidevandsområdet. Det finkornede sediment, som ler og silt har derfor en nettobevægelsesretning, der er indadrettet mod de indre dele af tidevandsområdet, da den maksimale strømhastighed generelt aftager ind gennem et tidevandsområde. Sand har derimod en nettobevægelsesretning, der er udadrettet mod Nordsøen (Statshavnsadministrationen, 1993). Side 22 af 39

Figur 22: Fordelingen af flodstrømmens middelhastighed og retning i Grådybs tidevandsområde. De lysegrå områder er de tørlagte områder (Statshavnsadministrationen, 1993). Figur 23: Fordelingen af ebbestrømmens middelhastighed og retning i Grådybs tidevandsområde (Statshavnsadministrationen, 1993). Side 23 af 39

Oprensningen af Grådyb sker hovedsageligt ved Grådyb Barre og efterhånden som sejlrenden er blevet gravet dybere er behovet for oprensning øget. Dette kan tyde på, at en større andel af sedimentet bliver oprenset i stedet for at indgå i det naturlige sedimentkredsløb. Som følge af dette tilføres Tørre Bjælke mindre materiale og dennes beskyttende virkning derved nedsættes. Derved eroderes Skalling Ende. Over en periode på 10 år fra 1971-1981 ses, at Skalling Ende har trukket sig ca. 1,4 km mod nordvest, hvilket svarer til en erosion på ca. 200.000 m 3 pr. år (figur 24). Figur 24: kystudviklingen for Skallingen ( Skov- og Naturstyrelsen, 2007) 4.3 Sedimentbudget Når man opstiller et sedimentbudget, er man interesseret i, om der aflejres eller eroderes sediment fra et område, samt de forskellige kilder til sedimentet. At der er en nettoaflejring af sediment i Grådyb tidevandsområde, skyldes at flodperioderne er kortere end ebbeperioderne (figur 22 og 23). Det betyder, at vandhastigheden er lavest i ebbeperioden. Derfor vil en del af de partikler, der strømmede med tidevandet ind i tidevandsområdet bundfælde, inden tidevandet strømmer ud i Nordsøen. Tidevandsområderne tilføres også partikler fra andre kilder. Det kan for eksempel være DOM (dødt organisk materiale), intern erosion (erosion indenfor det enkelte tidevandsområde), atmosfærisk deposition og tilførsel via vandløb. Denne transport og aflejring af partikler er vigtig for udformningen af landskabet i tidevandsområdet. I undersøgelser af sedimenttransport skelnes der typisk mellem to størrelser af sediment. Finkornet sediment har en diameter under 63 µm, og grovkornet sediment som er over 63 µm. Fordelingen mellem finkornet og grovkornet sediment varierer alt efter, hvor eksponeret for vandstrømme kysten er. Andelen af finkornet materiale i overflade sedimentet i Lister dybs tidevandsområde er af Austen (1994) bestemt til vade I (sandy tidal flats) 10%, vade II (muddy tidal flats) 10-50% og marsk (salt marsh) 93-95%. Der er ikke lavet tilsvarende undersøgelser for Grådyb tidevandsområde. Side 24 af 39

4.3.1 Finkornet sediment Det finkornede sediment aflejres typisk i den indre del af tidevandsområdet. Det er f.eks. i Ho Bugt, langs kysterne og i vandskellet mellem Grådyb og Knudedyb tidevandsområde (figur 25). Der er primært tre processer, der fremmer sedimentationen: 1. salt flokkulering, 2. sedimentet spises af dyr og kittes sammen i ekskrementer (bioflokkulering) og 3. vegetation som skaber læ. Figur 25: Fordelingen af grove og finkornede sediment i tidevandsområdet. Sorte områder er finkornet sediment, mens de lodret skraverede områder består af en blanding af finkornet sediment og sand og de vandret skraverede områder er våde sandvader (Statshavnsadministrationen, 1993). I det vand, der føres ud og ind gennem Grådyb, er der gennemsnitligt ca. 20 mg/l ler og silt. En lille del af det fine sediment fanges inde i den indre del af Vadehavet, hvor det blandt andet danner grundlag for opbygningen af vaderne. Den samlede mængde finkornet sediment, der aflejres i Grådybs tidevandsområde udgør ca. 90.000 140.000 tons pr. år, hvilket svarer til ca. 5 % af bruttotransporten (DHI, 2005). Langt den største del af aflejringen kommer fra vandudvekslingen med Nordsøen og kun en mindre del stammer fra ferskvandstilløb, lokal omlejring og primærproduktion i tidevandsområdet. For at få en fornemmelse af forholdet mellem disse puljer er resultaterne fra tre undersøgelser vist i tabel 1. Side 25 af 39

Grådyb 1985 1 Del af Lister dyb 1996 2 Grådyb 2006 3 Nordsøen 85 76 60 Vandløb 5-6 - 12 Erosion fra kyster 4 16 16 Primærproduktion * 7 10 Diverse 5-6 1 2 Tabel 1: Den procentuelle fordeling af kilder til finkornet sediment. Der er vist tal fra tre forskellige undersøgelser, to fra Grådyb og en fra Königshafen, Sylt. * Denne post findes under diverse. Kilder: 1: Bartholdy og Madsen (1985), 2: Larsen et al (1996) og 3: Pedersen og Bartholdy (2006) De enkelte poster i de tre undersøgelser er enten direkte målt eller estimeret ud fra andre undersøgelser. Her under er en kort gennemgang af de enkelte poster: Primærproduktionen er estimeret ud fra tidligere undersøgelser af primærproduktionens størrelse i tilsvarende områder. I ovenstående undersøgelser er primærproduktionens bidrag til sedimentet sat til 10 % af netto primærproduktionen i området, ud fra en antagelse af at 90 % respireres. På baggrund heraf er primærproduktionens bidrag til sedimenterne beregnet til 5-10% i de tre artikler. Denne del findes primært bundet i ekskrementer fra muslinger og snegle. Diverse dækker over atmosfærisk desposition og spildevand (waste). De er generelt så små, at de ikke omtales yderligere. Ifølge Pedersen og Bartholdy (2006) er der to større vandløb, der løber til Grådyb tidevandsområde. Det er Varde Å og Sneum Å. Fra tidligere undersøgelser kender man relationen mellem vandføring og indholdet af finkornet sediment i vandet fra vandløbene. På den baggrund er vandløbenes bidrag med finkornet materiale bestemt ved hjælp af vandføringsserier for vandløbene. Erosion fra kyster er målt som nettoerosionen. Her har man i Larsen et al. (1996) målt erosionen på to måder. De har sat målepinde ned i sandet og derefter målt, om der var en nettotilførsel eller tab af sediment. Disse målinger er suppleret med en mere detaljeret opmåling ved hjælp af en infrarød afstandsmåler. På den måde har de fundet frem til, at nogle områder mister sediment, mens andre tilføres sediment. Det er i undersøgelsen antaget, at sedimentet fra de områder, der har haft et nettotab, er aflejret et andet sted i undersøgelsesområdet (Lister Dybs tidevandsområde). Ud fra denne antagelse har de beregnet at 16 % af det aflejrede sediment kommer fra erosion af kyster andre steder i Lister Dybs tidevandsområde. Men de 16 % er den maximale værdi, reelt kunne det godt være lavere, hvis en del af det eroderede materiale er ført væk fra Lister Dybs tidevandsområde. Der er store variationer mellem de tre undersøgelser, men da de ikke er foretaget på samme lokalitet og tidspunkt, giver de måske blot et øjebliksbillede af de naturlige variationer. Men uanset tid og sted så er undersøgelserne enige om, at hovedparten af det materiale der aflejres på vaderne, kommer med tidevandet fra Nordsøen. I Grådyb tidevandsområde sker der en nettoaflejring af fint sediment på ca. 1,3 og 5,4 mm/år (Bartholdy, 1983; Ribe Amt og Sønderjyllands Amt, 2004). Sedimentaflejringen sikrer, at vaderne ikke forsvinder i takt med at vandstanden stiger. Side 26 af 39

4.3.2 Grovkornet sediment omkring Skallingen og Grådyb Ifølge Kystdirektoratet (2006) fjernes der hvert år 1.200.000 m 3 sediment fra Grådyb sejlrende og i Esbjerg Havn. Sedimentet fjernes primært fra Grådyb Barre og består hovedsageligt af sand (figur 26) (Statshavnsadministrationen, 1993) og er derfor ikke medtaget i afsnittet om finkornet sediment. Omkring halvdelen af dette sand kommer fra erosionen af Skallingen. Sandet herfra føres ind i tidevandsområdet, hvor den høje strømhastighed i Grådyb vil fører sandet, i suspension eller langs bunden, ud af tidevandsområdet og det aflejres ved Grådyb Barre. Figur 26: Uddybningsmængder fordelt på delstrækninger (Statshavnsadministrationen, 1993). Ifølge Aagaard et al. (2004) er der ved Skallingen en langstransport på 641.000 m 3 /år. Det udgør således ca. halvdelen af det sediment, der aflejres ved Grådyb Barre. Grådyb tilføres også sediment fra syd (ca. 340.000 m 3 /år) og fra nord på dybt vand (ca. 200.000 m 3 /år). Side 27 af 39

Figur 27: Oversigt over sedimenttransport omkring Grådyb tidevandsområde. A, B, D og E (sort skrift) finkornet sedimentbudget for aflejringer, øverst Pedersen og Bartholdy (2006) og nederst Bartholdy og Madsen (1985). C og H er fra Kystdirektoratet (2006). G og F er fra Aagaard et al. (2004). Modificeret figur efter Kystdirektoratet (2006). Figur 27 samler nogle af de væsentlige tal fra dette afsnit. Transporten af sand (grovkornet sediment) til Skallingen og Grådyb er vist med blåt. Enheden er kubikmeter, men kan omregnes til tons ved at gange med 1,3 (dvs. vandindhold ca. 50 %) (Kystdirektoratet, 2006). Der oprenses ca. 400.000 m 3 sediment fra Esbjerg Havn, men det flyttes fra et sted i tidevandsområdet til et andet, og indgår derfor ikke i ovenstående budget. De enkelte puljer af finkornet sediment er beskrevet i afsnit 4.3.1. Sammenhængen mellem de to budgetter er meget kompliceret. Men jo dybere sejlrenden er, jo mere vand kommer der ind i tidevandsområdet. Vandet bringer der ved mere finkornet sediment ind i området, men samtidig øges bølgehøjden (Statshavnsadministrationen, 1993). Mere sediment giver mulighed for en større netto aflejring, mens højere bølger giver mulighed for en større erosion. Side 28 af 39

4.4 Effektvurdering af oprensning Figur 28: Oversigt over oprensningens indflydelse på sedimenttransporten. Til venstre drejer det sig om transport af grovkornet sediment og til højre om transport af finkornet sediment. De grovkornede sedimenter er mest interessante i forhold til sedimenttransport på kystsiden af barriereøerne, hvorimod de finkornede sedimenter har en større betydning for de indre dele af tidevandsområdet, da det netop er her finkornet sediment aflejres (se figur 25 og 26). Disse to sammenhænge er illustreret på figur 28 ovenfor. For det grovkornede sediments vedkommende, kan man se, at oprensningen af Grådyb har indflydelse på Tørre Bjælke, som igen har indflydelse på Skallingen og til sidst har indflydelse på, hvor meget der skal oprenses fra Grådyb. Anden del af figuren viser, hvordan oprensningen af finkornet sediment påvirker transporten af finkornet sediment i tidevandsområdet og dennes indflydelse på vaderne. Disse problemstillinger vil vi nu gerne diskutere: 4.4.1 Ændring af sejlrendens dybde I dag har Grådybs sejlrende en dybde på 10,3 m ved MSLV. Hvis man ændrer på sejlrendens profil (figur 28 A), vil det påvirke strømhastigheden i sejlrenden, mængde af vand der løber ind i tidevandsområdet og derved sedimenttransporten. Hvis dybden øges fra 10,7 m ved MSLV til 12,7 m ved MSLV, vil der aflejres 20 % mere sediment ved Grådyb Barre. Hvis dybde øges til 15 m, vil der aflejres 24 % mere sediment ved Grådyb Barre i forhold til den mængde, der bliver aflejret ved en dybde på 10,7 m ved MSLV (Statshavnsadministrationen, 1993). En sådan øget mængde sediment vil formodentlig komme fra en øget langsstransport ved Skallingen, hvilket betyder øget erosion af Skalling Ende, når sejlrenden bliver dybere. En mulig løsning for at mindske erosionen af Skalling Ende er derfor at mindske sejlrendens dybde, men dette vil højest sandsynlig give problemer for de store skibe, og deres mulighed for at komme ind til Esbjerg Havn. Hvordan strømhastigheden påvirkes når sejlrendens dybde ændres er meget svært at forudsige, da mange faktorer har indflydelse på strømhastigheden. Det vil vi derfor ikke komme nærmere ind på. Side 29 af 39

4.4.2 Ændring af sejlrendens placering Ved at fastholde en sejlrende tæt på Tørre Bjælke sker der en nettoerosion af sedimentet fra Tørre Bjælke, som ender i sejlrenden. Derved mindskes beskyttelsen af Skalling Ende, idet Tørre Bjælkes funktion som bølgebryder mindskes. Hvis man derimod flytter sejlrenden (figur 28 B) tættere på Fanø vil Tørre Bjælke vokse i omfang. I dette scenarie forestiller vi os, at Tørre Bjælke vil fungere som sedimentfælde, ligesom man ser ved de lavvandede områder ved Horns Rev. Tørre Bjælke vil derfor forøge beskyttelsen af kysterne, og dermed bliver langstransporten mindre, og der eroderes mindre fra Skallingen. Det er dog ikke sikkert at erosionen af Skalling Ende er menneskeskabt, da vindretning og derved bølgernes retning er ændret igennem tiden. Denne ændring har haft en stor betydning for langstransporten og erosionen af kysterne og det kan være svært at afgøre de to faktorers faktiske betydning for erosionen. 4.4.3 Ændringer af Tørre Bjælke For at mindske erosionen af Skalling Ende kan man forsøge at bevare eller øge Tørre Bjælke og dermed dens bølgebrydende effekt. Dette kan gøres, ved at man fodre Tørre Bjælke (figur 28 C) med grovkornet sediment, således at den bibeholder den beskyttende effekt overfor Skalling Ende. Et af problemerne ved at fodre Tørre Bjælke er, at det kan give en øget transport af sediment ned i sejlrenden, som vil give et øget behov for oprensning. Dette kunne dog undgås ved at befæste Tørre Bjælke med store sten, hvilket sandsynligvis ikke ville medføre problemer ved rolige vindforhold. Dog kan man forvente problemer ved stormflodssituationer, idet bølgerne kan bryde befæstningen, og der vil derfor være risiko for, at stenene transporteres ned i sejlrenden og besværliggøre oprensningsarbejdet. 4.4.4 Høfder og diger En anden mulighed for at mindske erosionen af Skalling Ende er, at kystsikre Skallingen ved hjælp af høfder og diger (figur 28 D). Det gjorde man før i tiden, men da disse ikke længere vedligeholdes gennembrydes de nu ofte ved stormflodssituationer. Høfders formål er at hjælpe til med at mindske langstransporten og dermed mindske erosionen af Skalling Ende. Digerne kan ikke forhindre langstransporten, men de forhindrer gennembrud af klitterne ved stormflod, og forhindrer dermed tab af sand fra klitterne. Da det er langsstransporten, der eroderer mest sand fra Skallingen, vil høfder være et naturligt valg, da de dermed er mere effektive end diger. Vi forventer derfor ikke at etablering af diger, vil påvirke mængden af sediment, der skal oprenses fra sejlrenden, mens etablering af høfder forventes at nedsætte behovet for oprensning. Ulempen er dog, at de er synlige i landskabet og koster penge at etablere og vedligeholde. Man kunne også forestille sig en anden løsning på problemet, nemlig at kystfodre Skallingen, men denne mulighed vil vi ikke komme nærmere ind på. 4.4.5 Klappladser Finkornet sediment fra Esbjerg Havn klappes på klapplads E og F (figur 21), og da disse klappladser er indenfor tidevandsområdet bidrager sedimentet til opbygningen af vaderne (figur 28 E). Det er primært i tidevandsskellet og i Ho Bugt, at sedimentet aflejres. Nettoaflejringen i tidevandsområdet (både sand og finkornet sediment) er i samme størrelsesorden, som den mængde der klappes i området (Kystdiraktoratet, 2006). Side 30 af 39

Vælger man i stedet at benytte klappladser udenfor tidevandsområdet eller i den ydre del af området, vil der være risiko for, at der sker, et stort tab af finkornet sediment til andre tidevandsområder. Et sådant tab ville kunne betyde, at vaderne ikke ville kunne opbygges yderligere og ville derfor være i risiko for at forsvinde i takt med den naturlige havspejlsstigning. Derudover kan der også være risiko for, at vaderne eroderes væk som følge af mangel på sediment. Et af problemerne ved at anvende sediment fra havnen er, at det indeholder miljøfremmede stoffer, som derved spredes i Vadehavet. Det ser derfor ud til, at der er en konflikt mellem at anvende havnesedimentet til at opretholde en naturlig vadeopbygning og muligheden for akkumulering af miljøfremmede stoffer. Det kan virke underligt at klappe det oprensede sediment i vandet i stedet for at placere det direkte på vaderne. Grunden til, at man vælger denne metode, er for at opretholde en naturlig dynamik i vadehavsområdet, således at eksempelvis muslinge- og østersbanker opretholdes. Klappes sedimentet direkte ovenpå vaderne, vil det kvæle faunaen. 4.4.6 Faskiner Opbygningen af vaderne kan også fremmes ved at øge andelen af sediment der fanges i vaderne. Det kan for eksempel gøres ved at bygge faskingærder (figur 28 F). Denne metode er tidligere brugt i Vadehavet som landindvinding og kystsikring, da disse strukturer tillader vand og finkornet sediment at skylle ind over dem, men de tilbage holder sedimentet ved ebbe. Ulemperne er, at faskiner er synlige i landskabet, hvilket strider med billedet af Vadehavet som naturperle og nationalpark. Derudover er der store omkostninger ved opførelsen og der vil løbende være udgifter til vedligehold. 5 Fremtidsperspektivering Vadehavet er et landskab i konstant forandring og er derfor et område som er meget påvirkelig af ydre faktorer. Blot små ændringer i den sarte dynamik og områdets processer kan medføre store morfologiske ændringer og dermed økologiske samt økonomiske konsekvenser. Den stadig stigende fokus på fremtidens klimaudvikling er derfor af stor betydning for et område som Vadehavet og specifikt for tidevandsområdet omkring Grådyb. 5.1 Klimaændringer Klima er en variabel faktor, det viser observationer fra tidligere tiders klima og derfor må vi også forvente at klimaet vil ændres fortsat. Der er mange ydre faktorer, der kan påvirke klimaet til at ændres, men de klimaforandringer man har observeret den seneste tid, tyder på, at det er den menneskelige aktivitet på kloden, der er årsag til problemet. I det seneste århundrede er den globale temperatur steget hurtigere, end man har observeret de seneste 500 år. Der er flere ydre faktorer, der kan forårsage en sådan global temperaturstigning bl.a. øget solindstråling i atmosfæren, ændringer i atmosfærens opbygning og ændringer i jordens overflade. Vores afbrænding af fossile brændstoffer har ændret på atmosfærens opbygning, idet der er tilført en stor mængde CO 2 til vores atmosfære. CO 2 er en drivhusgas som reflekterer varmestråling fra jorden og dermed opvarmer atmosfæren (Ahrens, 2008). Side 31 af 39

Der er delte meninger om, hvorvidt vi skal være bekymrede over disse ændringer i mængden af CO 2 i vores atmosfære og de tilsvarende globale temperaturstigninger. Der er endda delte meninger, om der overhovedet er en sammenhæng mellem de to faktorer. Uanset overbevisning må man forholde sig til de observerede stigende globale temperaturer og de voldsommere vejrfænomener som nu registreres med kortere intervaller. 5.1.1 Global opvarmning og havspejlsstigning I det 20. århundrede steg den globale gennemsnitstemperatur omkring 0,6 o C. Det lyder umiddelbart ikke af meget men sammenlignet med det faktum, at den globale temperatur sandsynligvis kun har varieret omkring 2 o C de seneste 10.000 år, bliver denne beskedne ændring pludselig betydelig. Siden 1995 har man observeret de tolv varmeste år nogensinde. Denne øgede globale temperatur medfører ændringer i vores klima og dermed afsmeltning af iskapperne ved polerne. Verdenshavene er steget ca. 15 cm i det 20. århundrede og klimamodeller forudsiger en yderligere stigning på omkring 30-40 cm i dette århundrede. Det er primært den nordlige halvkugle, der er udsat for temperaturstigningen og dermed smeltning af isen ved Arktis og Grønland. Sattellitbilleder viser, at de isdækkede områder ved Arktis allerede er svundet meget ind de seneste år. Derudover udvides vand, når det varmes, og denne termiske ekspansion har også en betydelig indflydelse på havspejlsstigningen. Hvis den globale temperatur stiger så meget, at al is ved polerne smelter, vil verdenshavene stige ca. 65 meter. En så stor stigning i havniveauet vil have katastrofale følger på store dele af landjorden (Ahrens, 2008). De klimaparametre, der formentlig har størst betydning for Vadehavsområdet, er ændringer i havniveau, bølgehøjder og hyppigheden af stormfloder (Andersen et al., 2009). Da Vadehavet netop er dannet ved stigning i havspejlet over en lang periode, kan det være svært at afgøre, om en yderligere havspejlsstigning overhovedet vil have nogen betydning for økosystemet. Det, der er af afgørende betydning, er, om der er sediment nok til rådighed i hele Vadehavets tidevandsområde, der kan aflejres på vadefladerne og kompensere for havspejlstigningen, så vadehavet ikke drukner. Derudover vil tidsperspektivet også spille en væsentlig rolle, da opbygningen af vadefladerne kræver tid og ikke kan følge med ved en for hurtig stigning i havniveau (Andersen et al., 2009). For at afgøre, hvilken effekt havspejlsstigning i fremtiden vil have på Vadehavet, kan en fremgangsmåde være at måle, hvordan niveauet af vadefladerne har udviklet sig over tid, og afgøre i hvor høj grad dette er styret af fx havspejlsstigning, årstiden og vejrekstremer. Man har observeret en tendens til, at der aflejres sediment på vadefladerne i forår, sommer og efterår, mens der sker erosion i vinterperioden. Derudover ses en tendens til at der typisk aflejres op til 15 mm sediment om året på vadefladerne. Denne aflejring er næsten 7 gange så meget som den gennemsnitlige havspejlsstigning, der har været på 2,2 mm om året de seneste 100 år (figur 14). Dette resultat tyder på, at vi skal op på en årlige havspejlsstigning på omkring 15 mm om året, før Vadehavet ikke kan følge med og drukner (Andersen et al., 2009). Studier fra Grådyb har ikke vist så stor sedimenttilvækst på vadefladerne. Her har man observeret stigninger på 1,3-5,4 mm sedimenttilvækst pr. år. Sammenligner man sedimenttilvæksten med havspejlsstigningen, kan man se, at den mindste sedimenttilvækst ikke kan følge med den nuværende gennemsnitlige havspejlsstigning. Ved den største sedimenttilvækst skal der være en havspejlsstigning på over 1 meter de næste 100 år før Vadehavet drukner. Side 32 af 39

Dette scenarie efterlader håb om, at økosystemet Vadehavet ikke umiddelbart vil blive påvirket af stigninger i havniveauet. Dog viser forsøg med datering af de aflejrede sedimenter i Vadehavet, at aflejringen af sediment har fulgt kurven for havspejlsstigninger de seneste 100 år. Mange modeller tyder på, at vi kan forvente havspejlstigninger på omkring 4 mm årligt i dette århundrede (Andersen et al., 2009). Stiger havspejlet 30-40 cm i løbet af dette århundrede, som nogle modeller forudser, kan det have store konsekvenser for Grådybs tidevandsområde. Skallingen vil udsættes for yderligere erosionstryk da aflejringer på Tørre Bjælke sandsynligvis ikke kan følge med og dennes beskyttende effekt vil forsvinde. Denne voldsommere erosion af Skallingen vil medføre en yderligere tilsanding af Grådyb. I yderste konsekvens må det formodes, at Skallingen med tiden helt forsvinder og barriereøens beskyttende effekt på det indre tidevandsområde forsvinder. Sker det, kan man forestille sig at vader i Grådybs tidevandsområde helt forsvinder. Skulle det vise sig, at Skallingens erosion øges til et niveau, hvor der er en risiko for, at Skallingen helt vil forsvinde, kan det forhindres ved hjælp af høfder, diger eller kystfodring. 5.1.2 Ekstrem vejr Mange modelleringer for fremtidens klima tyder på, at vi kan forvente kortere intervaller mellem ekstreme vejrfænomener som orkaner, stormfloder og skybrud. Når man lægger en havspejlsstigning ind i denne ligning, vil man derfor forvente, at bølgehøjderne vil øges betydeligt (Kaas, 2004). Ved vandstande højere end 2,4 m DNN er der risiko for overskylninger på Skallingen. Man må derfor formode, at dette vil forøge erosionen på Skallingen. Også nedbøren kan forventes at tiltage i perioder (Kaas, 2004). Kraftigere regnskyl vil give en øget vandføring i åløbene i Grådybs tidevandsområde og medføre en øget sedimenttransport fra land ud i vadehavsområdet. Dertil vil tilførslen af sediment fra Tyskland og Hollands floder, via Nordsøen, øges. De to kilder udgør i dag tilsammen 2/3 eller mere af det fine sediment, der aflejres på vaderne i Grådybs tidevandsområde. Man må derfor forvente at tilvæksten af vaderne, kan forøges, da der i så fald vil være mere sediment til rådighed, og dette vil derfor modsvare en eventuel havspejlsstigning. Der vil altid være store usikkerheder i de klimamodeller, som bruges til forudsigelser af fremtiden. Det skyldes de mange parametre, der har indflydelse på klimaet i den virkelige verden. Det kan derfor være svært at få alle disse elementer med i klimamodellerne og dermed få et realistisk estimat. Vi har dog ikke andre muligheder for at spå om fremtiden og de konsekvenser, der må komme. 5.2 Faunaændringer Alt hvad vi kan sige om faunaændringer bygger på ovenstående usikre klimasenarier. Derfor er det naturligvis svært at gennemskue, hvilken effekt disse vil have på faunaen i Vadehavet. Vi vil dog blot nævne nogle få mulige effekter på dyrelivet. Man har allerede observeret, at de varme somre i de seneste år har haft en effekt på bestanden af slikkrebs i Vadehavet (Mouritsen et al., 2005). Bestanden er blevet minimeret af infektionssygdomme. Slikkrebsene binder det finkornede sediment i deres ekskrementer og et fald i bestand kan derfor betyde en mindre tilvækst i vaden. Varmere vejr og måske dermed en længere vækstperiode vil øge primærproduktionen på vaderne. Dette giver et øget fødegrundlag for filtrerende organismer som Blåmuslinger og den invasive Stil- Side 33 af 39

lehavsøsters. Disse arter er med til at forhindre erosion fra bunden, da de danner tætte tæpper oven på sedimentet og dermed holder på det, men også fordi deres ekskrementer binder det finkornet sediment. Hvis arealet med muslinge- og østersbanker vokser, må man formode, at erosionen falder og aflejringerne stiger. Vadehavet vil i så fald blive mere resistent over for erosionen ved voldsomt vejr og være mere tolerant overfor havspejlsstigninger. 6 Konklusion Den nutidige brug af Esbjerg Havn kræver opretholdelse af en kunstig vanddybde på 10,3 m MSLV i sejlrenden. Det er over den naturlige dybde på 3,5 m MSLV og derfor vil en fortsat oprensning af sejlrende være nødvendig. Hvis oprensningen ophører, vil Grådyb vandre mod syd på grund af den nordfra kommende sandmængde. Denne udvikling vil gøre Grådyb længere og mindre effektiv som dræningskanal, især i stormflodssituationer. De anvendte klappladser i området er valgt ud fra et ønske om at bibeholde den naturlige dynamik, ved at lade de finkornede sedimenter blive i tidevandsområdet, og sikre at det grovkornede sediment transporteres væk fra sejlrenden. En eventuel ændring i valget af klappladser kan medføre store ændringer både for Skallingen, Grådyb og selve vadefladerne i det indre Vadehav. Tørre Bjælke er en naturlig bølgebryder, der beskytter Skalling Ende. Når sejlrenden bliver dybere, bliver Tørre Bjælke mindre og der eroderes dermed mere af Skalling Ende. En mulig løsning for at mindske denne erosion er at mindske sejlrendens dybde. Det vil dog give problemer for skibstrafikken til Esbjerg Havn. En anden løsning på at mindske erosionen af Skalling Ende vil være at rykke Grådyb sejlrende tættere på Fanø, da dette vil øge arealet af Tørre Bjælke. Man kan også fodre Tørre Bjælke med grovkornet sediment, men dette vil atter ende i sejlrenden. Kystsikring af Skallingen vil mindske sedimenttransporten til sejlrenden men det er dyrt i vedligehold og er synligt i landskabet. Vi har fundet ud af at aflejring af finkornet sediment i tidevandsområdet er vigtigt for vadernes vækst. For ikke at forhindre den naturlige tilvækst af vaderne klappes det finkornet sediment oprenset fra Esbjerg Havn i de indre dele af tidevandsområdet. Her er der dog en konflikt mellem at anvende havnesedimentet til at opretholde en naturlig vadeopbygning og muligheden for akkumulering af miljøfremmede stoffer. Vi har kort analyseret klimaforandringernes mulige effekter på vadehavet, og kan konkludere, at der er mange modsatrettede scenarier. Nogle faktorer har en positiv effekt på vadehavet, så som forlænget vækstsæson for flora og fauna og øget tilførsel af finkornet sediment fra oplandet. Andre faktorer har en negativ effekt på vadehavet, så som havspejlsstigning og kortere intervaller mellem ekstrem vejr. Vi kan konkludere, at Tidevandsområdet omkring Grådyb er styret af sarte dynamikker og processer og det er vigtigt at tage alle disse i betragtning, når man overvejer nye forvaltningsmæssige tiltag. Selv små ændringer i landskabet eller forvaltningen af dette kan medføre store morfologiske ændringer, som igen kan medføre både økonomiske og økologiske konsekvenser. Det kan være svært at forvalte et naturområde som Vadehavet, så det tilgodeser så forskelligartede interesser som skibstrafik, turisme og beboelse. Side 34 af 39

7 Kilder Aagaard, T. et al. 2004. Longshore sediment transport and coastal erosion at Skallingen, Denmark. Geografisk Tidsskrift 104: side 5-14. Aagaard, T. 2005. Kysterne omkring Blåvands Huk. Geoviden geologi og geografi nr. 3. Aagaard, T. og Kroon, A. 2009. Vadehavets barrierekyster. Geoviden geologi og geografi nr.1. Ahrens, C.D. 2008. Meteorology today an introduction to weather, climate and the environment. Brooks and Cole 9.th edition. ISBN-13 978-0-495-55574-2. Andersen, T.J. et al. 2009. Vadehavets udvikling ved et stigende havspejl. Geoviden geologi og geografi nr. 1. Austen, I. 1994. The surface sediments of Königshafen Variations over the past 50 years. Helgoländer Meeresunders.48:163-171 Bartholdy, J. 1983. Recent sedimentologi i Hobo Dyb tidevandsområde. Ph-thesis. Københavns Universitet:1-217. Ref. Kystdirektoratet (2006) Bartholdy, J. og Madsen, P.P. 1985. Accumulation of fine-grained material in a Danish tidal area. Marine Geologi 67(1-2):121-137. Carleton. 2010. http://serc.carleton.edu/images/quantskills/methods/hjulstrom.gif, 27/12-2010. Clemmensen, L. 2005. Sandflugt ved Jyllands vestkyst gennem årtusinder. Geoviden geologi og geografi nr. 3. DHI. 2005. Modelberegning af finkornet sedimenttransport i Grådybs tidevandsområde. Undersøgelse af de nuværende klappladsers indflydelse på sedimentationen i Grådybs tidevandsområde samt effekten af at fjerne det opgravede materiale fra området. Udarbejdet for Kystdirektoratet. Esbjerg Havn. 1975. Grådybundersøgelse 1975 rapport nr. 1. Galsgaard, J. 1998. Indføring i sedimentgeologi. Dansk Geoteknisk Forenings Bullitin 12. Greeley, R. og Iversen, J.D. 1985. Wind as a geological process on Earth, Mars, Venus and Titan. Cambridge University Press. ISBN 0-521-35962-7. Jensen, H.E. og Jensen, S.E. 2001. Jordfysik og Jordbrugsmeteorologi. DSR forlag. Kapitel 4: Jordstruktur og strukturstabilitet side 1-23. Kaas, E. 2004. Globale klimaforandringer og deres betydning for Vadehavet. Sjæklen Årbog for Fiskeri- og Søfartsmuseet, Saltvandsakvariet i Esbjerg. Kystdirektoratet. 2006. Morfologisk udvikling i Vadehavet, Grådybs tidevandsområde og Skallingen. Kystdirektoratet, transport- og energiministeriet. Kystdirektoratet. 2010. http://borger.kyst.dk/historiske-stormfloder.html, 17/12-2010. Side 35 af 39

Larsen, B. og Leth, J.O. 2001. Geologisk kortlægning af vestkysten. Regional geologisk tolkning og en samlet vurdering af aflejringsforholdene i området mellem Nimindegab og Horns rev. GEUS rapport nr. 96. Larsen, M., Pejrup, M. og Edelvang, K. 1996. A fine-grained budget for at small area, Königshafen, Sylt, Germany. Geografisk Tidsskrift 96: 1-10. Mouritsen, K. N., Tompkins, D. M., Poulin, R. 2005. Climate warming may cause a parasite-induced collapse in coastal amphipod populations. Oecologia 146: 476-483. Nielsen, J. og Nielsen, N. 1974. Kystmorfologi. Københavns Universitets Geografiske Centralinstitut. Særhæfte nr. 1. Pedersen, J.B.T. og Bartholdy, J. 2006. Budgets for fine-grained sediment in the Danish Wadden Sea. Marine Geology 235(1-4): 101-117. Pejrup, M. et al. 2009. Vadehavet: Dannelse, historie og processer. Geoviden geologi og geografi nr. 1. Portesbjerg. 2010. http://www.portesbjerg.dk/upload/documents/beretning/beretning_2009.pdf 20/12-2010. Ribe Amt og Sønderjyllands Amt. 2005. Bugetter af akkumulering af tungmetaller i Grådyb og Knude Dyb og Juvre Dyb tidsvandområde. Ref. Kystdirektoratet (2006). Sand-Jensen, K. og Larsen, G. 2006a. Naturen i Danmark - Havet. Gyldendal. ISBN 10-8702030268. Sand-Jensen, K. og Larsen, G. 2006b. Naturen i Danmark Geologien. Gyldendal. ISBN 10-8702030276. Skov- og Naturstyrelsen. 2007. Skallingens fremtid. Rapport fra arbejdsgruppen. Statshavnsadministrationen Esbjerg. 1993. Miljømæssig vurdering af uddybning af Grådyb konsekvensvurdering. Udarbejdet af Dansk Hydraulisk Institut, Vandkvalitetsinstituttet og Geografisk institut 1. oplag. ISBN 87-89963-02-4 Wikipedia1: http://commons.wikimedia.org/wiki/file:saltation-mechanics-i18n.png, 29/12-2010 Side 36 af 39

8 Bilag 8.1 Grådybs tidevandsområde fra 1842-1899 Side 37 af 39

8.2 Grådybs tidevandsområde 1954 Side 38 af 39

8.3 Grådybs tidevandsområde 2001 Side 39 af 39