Annelore Timmerman. Academiejaar Scriptie voorgelegd tot het behalen van de graad Van Master of Science in de geologie

Transcriptie

1 FACULTEIT WETENSCHAPPEN Opleiding Master of Science in de geologie Hydrogeologisch onderzoek naar wisselwerking tussen freatische aquifer en waterlopen gecombineerd met het modelleren van de grondwaterstroming en de zoet-zoutwaterverdeling te Gistel Annelore Timmerman Academiejaar Scriptie voorgelegd tot het behalen van de graad Van Master of Science in de geologie Promotor: Prof. Dr. L. Lebbe Leescommissie: Prof. Dr. S. Louwye, M.Sc. Gert-Jan Devriese

2

3 DANKWOORD Vele mensen hebben mij geholpen om deze masterscriptie tot een goed einde te brengen. Graag maak ik van de gelegenheid gebruik om alle mensen te bedanken die mij geholpen hebben. Een welgemeende dankjewel gaat naar mijn promotor, prof. L. Lebbe. Bedankt voor alle hulp tijdens het veldwerk en de vele uren tijdens het modelleren. Ook bedankt om steeds al mijn vragen te beantwoorden, uw kennis te delen en om mijn geschreven teksten na te lezen. Vervolgens wil ik Gert-Jan Devriese en Jeroen Nollet bedanken om mij te helpen met het veldwerk. Zonder deze hulp zou het niet mogelijk geweest zijn om het veldwerk tot een goed einde te volbrengen. Ten slotte zou ik ook graag mijn ouders en vrienden bedanken om mij te steunen tijdens het schrijven van mijn masterscriptie, alsook voor het nalezen van mijn tekst. I

4 INHOUD 1. Inleiding Het studiegebied Situering Geologie Paleozoïcum (541 Ma 252 Ma) Mesozoïcum (252 Ma 145 Ma) Cenozoïcum (145 Ma nu) Paleogeen Neogeen Quartair Hydrogeologie HCOV Hydrostratigrafie Zoet-Zoutwaterverdeling Veldwerk Peilbuizen Het plaatsen van de peilbuizen Lithologie Lokalisatie van de peilbuizen EM39-metingen Werking van het EM39-toestel Resultaten en discussie Verziltingskaart Stapverlagingsproef Proefopstelling Uitvoering Resultaten Interpretatie van de pompproeven met de Hypariden-code Het AS2D-model Invoergegevens Inschatting van de hydraulische parameters Randvoorwaarden Schematisatie van het grondwaterreservoir Parameterisatie II

5 Invoeren van de observaties van de stapverlagingsproef Berekenen van de optimale parameterwaarden Voorwaartse berekening Gevoeligheidsanalyse Niet-lineaire regressie Het gezamenlijk betrouwbaarheidsinterval Resultaten en discussie De hydraulische parameters Parametergroep 1: de horizontale doorlatendheden (K h) van alle lagen Parametergroep 2: de hydraulische weerstanden (C) tussen alle lagen Parametergroep 3: De specifieke elastische bergingen (S s) van alle lagen Gesimuleerde verlagingen Eerste stapverlagingsproef Tweede stapverlagingsproef Analyse van de restafwijking na optimalisatie van het model Gezamenlijk betrouwbaarheidsinterval Eerste stapverlagingsproef Tweede stapverlagingsproef Theoretische achtergrond van de MOCDENS3D-code Types van modellen Het oplossen van grondwaterstromingsproblemen met mathematische modellen MODFLOW-model Concept van de code Discretisatie van het grondwaterreservoir Eindig-verschil approximatie van de grondwaterstroming Iteratieve oplossingsmethode Type cellen en simulatie van grenzen Globale structuur van het MODFLOW programma MOCDENS3D-model Geschiedenis Algemene beschouwingen van het MOC3D-model Opbouw van het model Opstellen van de invoerbestanden Invloed van een waterloop op de verlagingen door de pompproeven Schematisatie van het grondwaterreservoir III

6 6.2. Aanvangsvoorwaarden en randvoorwaarden Simulatie van de verlagingen Invloed van de waterloop op de verlagingen Verband tussen de hydraulische weerstand van de sliblaag (c), de contactfactor (CRIV) en de stijghoogtes Vergelijken van stijghoogtes op gelijke afstand van de pompput Hoe dichter bij de waterloop, hoe groter de invloed van de waterloop op de verlagingen Vergelijken van stijghoogtes op gelijke afstand van beide pompputten Gevoeligheidsanalyse van de contactfactor (CRIV) Simulatie van de grondwaterstroming en de zoet-zoutwaterverdeling Schematisatie van het grondwaterreservoir Hydraulische parameters Doorlatendheden Stijghoogtes Waterlopen Heropvulling Grondwaterwinningen Aanvangsvoorwaarden en randvoorwaarden Stijghoogtes en grondwaterstromingen Zoet-zoutwaterverdeling Conclusies Referenties Bijlagen IV

7 LIJST VAN AFBEELDINGEN Figuur 1: Overzicht van de drie locaties in de gemeente Gistel waar peilbuizen werden geïnstalleerd. 3 Figuur 2: Voorkomen van het Massief van Brabant met een benaderende aanduiding van het studiegebied Figuur 3: Profiel van noordoost naar zuidwest langsheen de kustlijn waarlangs boringen zijn uitgevoerd om de krijtsedimenten te bepalen Figuur 4: Correlatieschema van het Krijt in Vlaanderen Figuur 5: Locaties 1, 2 en 3 ten opzichte van profiel 1b en profiel 6a Figuur 6: Profiel 6a met aanduiding van locaties 1 en Figuur 7: Profiel 1b met aanduiding van locatie Figuur 8: Principe van Lithoprofieltypekartering Figuur 9: Aanduiding van de locaties met bijhorende lithoprofieltypes Figuur 10: Relatieve zeespiegelcurve met aanduiding van de gemiddelde snelheid van de zeespiegelstijging Figuur 11:Verdeling van zoet (1), brak (2) en zout (3) water onder het strand, duinen en polders van het westelijk Belgisch duingebied Figuur 12: Werking van het EM39 toestel Figuur 13: Opstelling van het EM39-toestel op locatie Figuur 14: Elektrische geleidbaarheid in functie van de diepte voor locatie 1 (putten A, B en C) Figuur 15: Elektrische geleidbaarheid in functie van de diepte voor locatie Figuur 16: Elektrische geleidbaarheid in functie van de diepte voor locatie Figuur 17: De geüpdatete verziltingskaart (Vandenbohede et al., 2010) met aanduiding van locaties 1, 2 en Figuur 18: Schematisatie van de locatie van de putten, de beek en de straat. (niet op schaal) Figuur 19: Voorstelling van de verlaging van de grondwatertafel in een aangepompte aquifer Figuur 20: Verlaging van de stijghoogtes in functie van de tijd bij de eerste stapverlagingsproef Figuur 21: Verlaging van de stijghoogtes in functie van de tijd bij de tweede stapverlagingsproef Figuur 22: Voorstelling van de opbouw van een AS2D-model Figuur 23: Schematisatie van het grondwaterreservoir met aanduiding van de filters van de peilbuizen, de diepte van de lagen en de lithologie van de verschillende lagen Figuur 24: Gezamenlijk betrouwbaarheidsinterval, samen met de marginale standaardafwijking Smj en de conditionele standaardafwijkingen Scj Figuur 25: Schematisatie van het grondwaterreservoir met de optimale hydraulische parameters per laag voor de eerste stapverlagingsproef Figuur 26: Schematisatie van het grondwaterreservoir met de optimale hydraulische parameters per laag voor de tweede stapverlagingsproef Figuur 27: De tijd- en afstand-verlagingscurven van de evolutie van de waargenomen en de gesimuleerde verlagingen van de eerste stapverlagingsproef V

8 Figuur 28: De tijd- en afstand-verlagingscurven van de evolutie van de waargenomen en de gesimuleerde verlagingen van de tweede stapverlagingsproef Figuur 29: Analyse van de restafwijkingen voor het inverse model bij de eerste stapverlagingsproef Figuur 30: Analyse van de restafwijkingen voor het inverse model bij de tweede stapverlagingsproef Figuur 31: Doorsneden doorheen het exacte gezamenlijke betrouwbaarheidsgebied rond de optimale waarden van de hydraulische parameters bij de eerste stapverlagingsproef Figuur 32: Doorsneden doorheen het exacte gezamenlijke betrouwbaarheidsgebied rond de optimale waarden van de hydraulische parameters bij de tweede stapverlagingsproef Figuur 33: Voorbeeld van de opbouw van een eindig-elementen netwerk Figuur 34: Voorbeeld van de opbouw van een eindig-verschil netwerk Figuur 35: Een hypothetisch opgedeeld grondwaterreservoir in MODFLOW Figuur 36: Een schematische voorstelling van de verschillende mogelijkheden van verticale discretisatie Figuur 37: Structuur van het MODFLOW programma Figuur 38: Schematische voorstelling van de contactvlakken tussen het grondwaterreservoir en de rivier Figuur 39: Schematisatie van de locatie van de putten, de beek en de straat. (niet op schaal) Figuur 40: Horizontale doorsnede doorheen laag 1 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93) Figuur 41: Horizontale doorsnede doorheen laag 2 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93) Figuur 42: Horizontale doorsnede doorheen laag 3 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93) Figuur 43: Horizontale doorsnede doorheen laag 4 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93) Figuur 44: Horizontale doorsnede doorheen laag 5 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93) Figuur 45: Horizontale doorsnede doorheen laag 6 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93) Figuur 46: Horizontale doorsnede doorheen laag 7 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93) Figuur 47: Horizontale doorsnede doorheen laag 8 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93) Figuur 48: Horizontale doorsnede doorheen laag 9 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93) Figuur 49: Verticale doorsnede doorheen rij 1 met aanduiding van de gesimuleerde stijghoogtes op het einde van de eerste stapverlagingsproef VI

9 Figuur 50: Schets van de locatie van observatiepunt 4 (OP4) ten opzichte van de putten waarop gepompt wordt (put A en put C) en de waterloop Figuur 51: Locatie van het modelgebied op een uitloper van de kustvlakte Figuur 52: Lokalisatie van het modelgebied aan de hand van het gebruikte eindig-verschil netwerk Figuur 53: Profieltypekaart met aanduiding van het modelgebied Figuur 54: Digitaal Hoogtemodel van het modelgebied Figuur 55: Aanwezige waterlopen in het modelgebied Figuur 56: Locatie van de waterwinning binnen het modelgebied Figuur 57: Opdeling van de cellen (actieve cellen, inactieve cellen en vaste stijghoogtecellen) in het modelgebied Figuur 58: Zoetwaterstijghoogtes in de huidige toestand in laag Figuur 59: Aanwezige waterlopen in het modelgebied (blauwe lijnen) Figuur 60: Detailbeeld van de horizontale doorsnede door laag 1 van de huidige situatie met aanduiding van de stromingsrichtingen (pijlen) Figuur 61: Detailbeeld van een verticale doorsnede door kolom 23 van de huidige situatie met aanduiding van de stromingsrichtingen (pijlen) Figuur 62: Lokalisatie van de verschillende verticale doorsneden doorheen het modelgebied Figuur 63: Verticale doorsnede door kolom 23 van de huidige situatie met aanduiding van de stromingsrichtingen Figuur 64: Verticale doorsnede door kolom 126 van de huidige situatie met aanduiding van de stromingsrichtingen Figuur 65: Verticale doorsnede door rij 40 van de huidige situatie met aanduiding van de stromingsrichtingen Figuur 66: Verticale doorsnede door rij 60 van de huidige situatie met aanduiding van de stromingsrichtingen Figuur 67: Horizontale doorsnede door laag 1 van de zoet-zoutwaterverdeling in de huidige toestand Figuur 68: Localisatie van het modelgebied op de verziltingskaart van De Breuck et al. (1974) Figuur 69: Horizontale doorsnede door laag 5 van de zoet-zoutwaterverdeling in de huidige toestand Figuur 70: Horizontale doorsnede door laag 6 van de zoet-zoutwaterverdeling in de huidige toestand Figuur 71: De profieltypekaart met aanduiding van zones 3 en 4. Relevante profieltypes: 2 en 8 = afzettingen boven zand; 19 = poelgronden; 22 = kreekruggen en 25 = afzettingen boven overdekte pleistocene gronden Figuur 72: Lokalisatie van de verschillende doorsneden Figuur 73: Verticale doorsnede door kolom 23 van de zoet-zoutwaterverdeling in de huidige toestand Figuur 74: Verticale doorsnede door kolom 23 van de zoet-zoutwaterverdeling over 100 jaar VII

10 Figuur 75: Verticale doorsnede door kolom 126 van de zoet-zoutwaterverdeling in de huidige toestand Figuur 76: Verticale doorsnede door kolom 126 van de zoet-zoutwaterverdeling over 100 jaar Figuur 77: Verticale doorsnede door rij 40 van de zoet-zoutwaterverdeling in de huidige toestand. 120 Figuur 78: Verticale doorsnede door rij 40 van de zoet-zoutwaterverdeling over 100 jaar Figuur 79: Verticale doorsnede door rij 60 van de zoet-zoutwaterverdeling in de huidige toestand. 121 Figuur 80: Verticale doorsnede door rij 60 van de zoet-zoutwaterverdeling over 100 jaar Figuur 81: Horizontale doorsnede doorheen laag 1 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103) Figuur 82: Horizontale doorsnede doorheen laag 2 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103) Figuur 83: Horizontale doorsnede doorheen laag 3 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103) Figuur 84: Horizontale doorsnede doorheen laag 4 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103) Figuur 85: Horizontale doorsnede doorheen laag 5 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103) Figuur 86: Horizontale doorsnede doorheen laag 6 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103) Figuur 87: Horizontale doorsnede doorheen laag 7 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103) Figuur 88: Horizontale doorsnede doorheen laag 8 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103) Figuur 89: Horizontale doorsnede doorheen laag 9 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103) VIII

11 LIJST VAN TABELLEN Tabel 1: Legende van de verschillende codes gebruikt in de lithoprofieltypes Tabel 2: Overzicht van de in het studiegebied voorkomende HCOV eenheden Tabel 3: Gemeten debiet van de verschillende observatieputten Tabel 4: Lithologische beschrijving van de boringen op locatie 1 (A, B & C) Tabel 5: Lithologische beschrijving van de boring op locatie Tabel 6: Lithologische beschrijving van de boring op locatie Tabel 7: UTM en Lambert 72 coördinaten Tabel 8: Algemene informatie over de peilbuizen Tabel 9: Classificatie van het TDS-gehalte volgens De Moor en De Breuck (1969) en de elektrische geleidbaarheid die afgeleid werd volgens de formule voor TDS Tabel 10: Gegevens van de eerste stapverlagingsproef Tabel 11: Gegevens van de tweede stapverlagingsproef Tabel 12: De initiële waarden van de hydraulische parameters die in het invers model ingevoerd worden Tabel 13: De verschillende parametergroepen Tabel 14: Geselecteerde tijdstippen waarbij de verlaging ingevoerd wordt in het invers model Tabel 15: De verlagingen in functie van de tijd die werden ingevoerd in het invers model voor de eerste stapverlagingsproef Tabel 16: De verlagingen in functie van de tijd die werden ingevoerd in het invers model voor de tweede stapverlagingsproef Tabel 17: De optimale waarden van de hydraulische parameters samen met de marginale en conditionele standaardafwijking per parametergroep voor de eerste stapverlagingsproef Tabel 18: De optimale waarden van de hydraulische parameters samen met de marginale en conditionele standaardafwijking per parametergroep voor de tweede stapverlagingsproef Tabel 19: Reeks van K-waarden gebaseerd op bodemtextuur. (Smedema & Rycroft, 1983) Tabel 20: Percentage van het totaal opgepompte debiet dat per laag wordt gepompt Tabel 21: Een overzicht van de statistische parameters die de betrouwbaarheid en afhankelijkheid van de verschillende parametergroepen karakteriseren bij de eerste stapverlagingsproef Tabel 22: Een overzicht van de statistische parameters die de betrouwbaarheid en afhankelijkheid van de verschillende parametergroepen karakteriseren bij de tweede stapverlagingsproef Tabel 23: Discretisatie van de tijd: lengte van de belastingsperioden voor de eerste en tweede stapverlagingsproef Tabel 24: De ingevoerde hydraulische parameters in het *.bcf bestand Tabel 25: De ingevoerde debieten voor beide stapverlagingsproeven per belastingsperiode en per laag waarin gepompt wordt Tabel 26: Berekening van de contactfactoren wanneer de hydraulische weerstand van de minder doorlatende sliblaag gelijk is aan 1 dag IX

12 Tabel 27: Locatie en afstand tot de twee pompputten (put A en put C) voor de verschillende observatiepunten en de waterloop Tabel 28: De verlagingen van de stijghoogtes in laag 2 na 50 en 250 minuten voor de eerste stapverlagingsproef Tabel 29: De verlagingen van de stijghoogtes in laag 2 na 50 en 250 minuten voor de tweede stapverlagingsproef Tabel 30: De verlagingen van de stijghoogtes in laag 2 na 50 en 250 minuten voor de tweede stapverlagingsproef Tabel 31: De verlagingen van de stijghoogtes in laag 7 na 50 en 250 minuten voor de eerste stapverlagingsproef Tabel 32: De verlagingen van de stijghoogtes in laag 7 na 50 en 250 minuten voor de tweede stapverlagingsproef Tabel 33: De verlagingen van de stijghoogtes in laag 7 na 50 en 250 minuten voor de tweede stapverlagingsproef Tabel 34: De verlagingen van de stijghoogtes in lagen 2 en 7 na 50 en 250 minuten voor zowel de eerste als tweede pompproef ter hoogte van observatiepunt Tabel 35: De verschillende waarden voor de hydraulische weerstand van de sliblaag (c) samen met de toegepaste waarden voor de CRIV in laag 1 en Tabel 36: Som van het kwadraat van de afwijkingen voor de verschillende waarden van de hydraulische weerstand van de sliblaag (c) Tabel 37: Lambertcoördinaten van de linkerbenedenhoek en rechterbovenhoek van het modelgebied Tabel 38: Het peil van de basis van de verschillende lagen Tabel 39: Overzicht van de verschillende belastingsperioden X

13 1. INLEIDING In deze masterscriptie zal de grondwaterstroming en de zoet-zoutwaterverdeling in het zuidoostelijk gedeelte van de gemeente Gistel onderzocht worden. Dit gebied werd gekozen om verschillende redenen. Niet alleen vormt het de grens tussen de kustvlakte en het achterland waardoor het op de grens ligt tussen het voorkomen en niet meer voorkomen van connaat zout water in de ondergrond (De Breuck et al., 1974), maar tevens wordt het gekenmerkt door een grote variatie in afzettingsmilieus wat ervoor zorgt dat de zoutconcentraties in het gebied sterk variëren van plaats tot plaats. Ook de aanwezigheid van talloze drainerende waterlopen in het studiegebied zal de grondwaterstroming sterk beïnvloeden. Om deze reden werd er dan ook in detail gekeken naar de uitwisseling van water tussen het oppervlaktewater en het grondwaterreservoir ter hoogte van de waterlopen door middel van het uitvoeren van een stapverlagingsproef en het opstellen van een gedetailleerd grondwatermodel. Het vervolg van deze masterscriptie is opgedeeld in 7 hoofdstukken. Om te beginnen wordt in hoofdstuk 2 het studiegebied besproken waarbij er gestart wordt met een korte bespreking van de situering van het studiegebied. Daarna wordt de geologische geschiedenis uiteengezet waarbij vooral de nadruk wordt gelegd op de quartaire evolutie van het studiegebied. Bij een hydrogeologisch onderzoek is het tevens belangrijk om de voorkomensdieptes van de verschillende aquifers en aquitards te kennen. Hiervoor wordt beroep gedaan op de HCOV-code (Hydrogeologische Codering van de Ondergrond van Vlaanderen). Tot slot wordt de algemeen verwachte zoet-zoutwaterverdeling van de kustvlakte besproken. In hoofdstuk 3 wordt het uitgevoerde veldwerk besproken, alsook de theoretische achtergrond van de gebruikte methoden. De gegevens die bekomen werden via het veldwerk worden gebruikt als invoerdata voor de verschillende modellen. Het eerste deel van het veldwerk bestond uit het beschrijven van de lithologie, het plaatsen van waarnemingsputten (peilbuizen) en het uitmeten van de exacte locaties. Daarna werden in de geplaatste peilbuizen EM39-metingen uitgevoerd om de zoetzoutwaterverdeling rondom de peilbuizen te bepalen. Ten slotte werden er twee stapverlagingsproeven uitgevoerd; dit zijn pompproeven die in verscheidene stappen (met toenemend debiet) gerealiseerd worden. Tijdens het verloop van de pompproef werden de stijghoogtes in de verschillende observatieputten gemonitord aan de hand van Divers. In hoofdstuk 4 wordt er gezocht naar de optimale waarden van de hydraulische parameters aan de hand van de gegevens die verkregen werden door middel van twee stapverlagingsproeven. Na een theoretische inleiding, over het gebruikte AS2D-model, worden de invoergegevens uitgebreid besproken. Allereerst is er een inschatting van de hydraulische parameters vereist om het model op te 1

14 starten. De inschatting van deze parameters gebeurt op basis van de gegevens die gedurende het veldwerk verzameld werden (o.a. lithologische opbouw van de ondergrond). Daarna volgt een bespreking van de beschouwde randvoorwaarden en wordt het grondwaterreservoir geschematiseerd in doorlatende en slecht doorlatende lagen. De geobserveerde verlagingen van de stijghoogtes tijdens de stapverlagingsproeven worden in het model ingevoerd. Het model gebruikt deze gegevens om de optimale parameterwaarden zo correct mogelijk te benaderen. De parameters worden in parametergroepen onderverdeeld en vervolgens wordt er onderzocht welke parametergroep het meest nauwkeurig te bepalen is en welke parametergroepen moeilijker te bepalen zijn. In hoofdstuk 5 wordt de theoretische achtergrond van de MOCDENS3D-code uiteengezet. Deze code laat toe om dichtheidsafhankelijke grondwaterstromingen te simuleren. In hoofdstukken 6 en 7 werd deze code aangewend voor de studie van twee verschillende problemen. Bij het eerste probleem (hoofdstuk 6) wordt de invloed van een waterloop op de verlagingen van de stijghoogtes bij pompproeven onderzocht. Aan de hand van de resultaten wordt getracht om de invloed van een waterloop op het grondwaterreservoir te evalueren. Hiervoor wordt opnieuw gebruik gemaakt van de gegevens van de pompproeven. Bij het tweede probleem (hoofdstuk 7) wordt de grondwaterstroming en de zoet-zoutwaterverdeling in het zuidoostelijk gedeelte van de gemeente Gistel gesimuleerd. Er wordt een modelgebied van 1350 op 2700 m gekozen dat in het oosten van het studiegebied ligt. Het modelgebied is gelegen op een uitloper van de polders omgeven door de zandafzettingen van het achterland. Er wordt verondersteld dat de verdeling van het zoet en zout water sterk afhankelijk is van de drainerende waterlopen die aanwezig zijn in het modelgebied. Met deze modellering zal geprobeerd worden om de hydraulische karakteristieken van de waterlopen aan te tonen door de grondwaterstromingen en de zoetzoutwaterverdeling grondig te bestuderen. De uitgevoerde stapverlagingsproeven zullen dan ook helpen om de hydraulische parameters zo correct mogelijk te bepalen. Om af te sluiten worden in hoofdstuk 8 de conclusies van deze masterscriptie uiteen gezet. 2

15 2. HET STUDIEGEBIED 2.1. Situering Het studiegebied is gelegen in de gemeente Gistel en behoort tot de Vlaamse kuststreek. De Vlaamse kuststreek is het gebied dat tussen de zee en de zandstreek in het achterland ligt. Het studiegebied bevindt zich ongeveer op 10 km van de zee (Mostaert, 2000). Figuur 1: Overzicht van de drie locaties in de gemeente Gistel waar peilbuizen werden geïnstalleerd. (Google Maps, met eigen bewerkingen) Het studiegebied omvat de drie locaties waar peilbuizen geplaatst werden: locatie 1, 2 en 3 (Figuur 1). Op elk van deze locaties werden ook EM39-metingen (paragraaf 3.2) en debietmetingen (paragraaf 3.1.1) uitgevoerd. Uit de debietmetingen bleek dat locatie 1 de beste locatie was om een pompproef uit te voeren. De bespreking van de pompproef komt uitgebreid aan bod in hoofdstuk 4. Om de pompproef goed te kunnen uitvoeren werden er op locatie 1 drie peilbuizen geplaatst. Verder 3

16 bouwend op de verkregen veldgegevens van locatie 1 werd in hoofdstuk 6 de invloed van een waterloop op de verlagingen van de stijghoogtes onderzocht. Ten slotte wordt in hoofdstuk 7 de stijghoogte en de zoet-zoutwaterverdeling gesimuleerd in een gebied rondom locatie 1 dat vanaf nu het modelgebied genoemd zal worden. Het is interessant om in dit gebied een simulatie uit te voeren om dat het op de rand van de polders ligt Geologie In de hiernavolgende paragrafen zal de geologie van het studiegebied besproken worden. Het studiegebied omvat de drie locaties waar peilbuizen zijn geplaatst. Om te beginnen wordt het Paleozoïcum en het Mesozoïcum beknopt besproken en daarna wordt het Cenozoïcum uitgebreider uiteengezet Paleozoïcum (541 Ma 252 Ma) De beschrijving van de geologie in het studiegebied van het Paleozoïcum tot en met het Neogeen werd voornamelijk gedaan aan de hand van boorbeschrijvingen en dwarsprofielen die op de website van Databank Ondergrond Vlaanderen ( werden gevonden. De grens tussen het Paleozoïcum en het Mesozoïcum ligt op een diepte van ongeveer 220 m. De Paleozoïsche gesteenten behoren tot het Massief van Brabant, de grootste Paleozoïsche structuur in Vlaanderen. De algemene structuur is bij benadering een anticlinaal met een kern van Cambriumsedimenten. Ten noorden en ten zuiden worden deze sedimenten geflankeerd door Ordoviciumsedimenten en aan de randen met sedimenten uit het Siluur. In West-Vlaanderen echter komt in het centrum van het massief een synclinale voor met Siluursedimenten in de kern. (De Batist & Verniers, 2010) De sedimentatiegeschiedenis in het Massief van Brabant kan in drie megasequenties opgedeeld worden. De eerste megasequentie vond grotendeels plaats tijdens het Cambrium en komt overeen met een periode dat België aan de rand van het supercontinent Gondwana lag. De sedimenten bestaan hoofdzakelijk uit zandsteen en kwartsiet. Tussen de eerste en tweede megasequentie is er een hiaat van ongeveer 8 tot 15 Ma, dit komt overeen met de periode dat Avalonia zich van Gondwana losscheurde. De tweede megasequentie komt overeen met de periode dat België deel uitmaakte van Avalonia, een microcontinent dat zich had losgescheurd van Gondwana. De sedimenten die tijdens de tweede megasequentie afgezet werden omvatten vooral schiefers, slikstenen, zandstenen en siltstenen. De derde en laatste megasequentie startte als Avalonia tegen Baltica botste en stopte wanneer Avalonia-Baltica volledig tegen Laurentia gebotst was. Deze sequentie bestaat hoofdzakelijk uit shelfafzettingen, turbidietafzettingen, slikstenen en schiefers. (De Batist & Verniers, 2010) 4

17 Uit Figuur 2 blijkt dat ter hoogte van het studiegebied sedimenten daterend uit het midden tot boven Ordovicium en het Siluur voorkomen. Uit boring kb12d37w-b199 van DOV Vlaanderen is af te leiden dat dit groengrijze porfirische gesteenten zijn. Figuur 2: Voorkomen van het Massief van Brabant met een benaderende aanduiding van het studiegebied. (zwarte cirkel) (De Vos et al., 1993, met eigen bewerkingen) Mesozoïcum (252 Ma 145 Ma) Vanaf het Perm (einde Paleozoïcum) tot het Vroeg-Krijt bevindt zich een groot hiaat in de stratigrafie. Het Massief van Brabant stak gedurende deze periode als een landmassa boven het zeeniveau uit. Vanaf het einde van het Vroeg-Krijt (ca. 100 Ma geleden) werd België terug overspoeld door de zee, dit was de aanzet van een nieuwe sedimentatiecyclus. (De Batist & Verniers, 2010) De dikte van de gevonden Krijtsedimenten bedraagt ongeveer 40 m en ze bevinden zich op een diepte van 220 tot 180 meter. De aanwezige Formaties worden weergegeven aan de hand van een schematische doorsnede (Figuur 3) die van noordoost naar zuidwest langsheen de kustlijn loopt en opgesteld werd aan de hand van verschillende boringen. De boring ter hoogte van Gistel bevindt zich op de dorsale as van het Massief van Brabant waardoor de dikte van de Krijtafzettingen hier gereduceerd is. 5

18 Figuur 3: Profiel van noordoost naar zuidwest langsheen de kustlijn waarlangs boringen zijn uitgevoerd om de krijtsedimenten te bepalen. (Lagrou & Dreesen i.s.m. Dusar, 2011) De Formatie van Nevele dateert uit het Laat-Coniaciaan tot het Campaniaan, dit is grofweg in het midden van het Laat-Krijt. De Formatie van Nevele is onderaan samengesteld uit het Lid van Stekene en bevat grijswit tot grijsgroen (glauconiethoudend) verhard krijt. Bovenaan is het Lid van Wachtebeke terug te vinden dat wit siltig krijt bevat. Uit Figuur 4 blijkt dat de Krijtsedimenten die teruggevonden worden ter hoogte van Gistel pas starten vanaf het Campaniaan. (Lagrou & Dreesen, 2005) Doorheen het vervolg van het Krijt tot aan het Thanetiaan (Laat-Paleoceen) zijn er geen nieuwe sedimenten meer afgezet ten gevolge van een regressieve periode die begon aan het einde van het Krijt. Deze regressie wordt toegeschreven aan een combinatie van verschillende processen: regionale tektonische bewegingen, een beginnende daling van de globale zeespiegel en de stapsgewijze opheffing van het Massief van Brabant. Deze opheffing zou het gevolg zijn van de zeebodemspreiding in de Noord-Atlantische Oceaan en de botsing van de Afrikaanse en Europese platen bij de sluiting van de Tethys Oceaan. (De Batist & Verniers, 2010) 6

19 Cenozoïcum (145 Ma nu) Figuur 4: Correlatieschema van het Krijt in Vlaanderen. Het studiegebied is gelegen ter hoogte van de rode lijn. (Lagrou & Dreesen i.s.m. Dusar, 2011, met eigen bewerkingen) De bepaling van de aanwezige formaties uit het Cenozoïcum is gebeurd op basis van de geologische dwarsprofielen die te vinden zijn in de Databank Ondergrond Vlaanderen ( Zowel locatie 1, 2 als 3 liggen binnen een straal van 500 meter van een geologisch dwarsprofiel (Figuur 5). Locaties 1 en 3 liggen dicht bij dwarsprofiel 6a (Figuur 6) en locatie 2 bevindt zich dicht bij dwarsprofiel 1b (Figuur 7). Figuur 5: Locaties 1, 2 en 3 ten opzichte van profiel 1b en profiel 6a. ( met eigen bewerkingen) 7

20 Figuur 6: Profiel 6a met aanduiding van locaties 1 en 3. ( met eigen aanpassingen) Figuur 7: Profiel 1b met aanduiding van locatie 2. ( met eigen aanpassingen) 8

21 Paleogeen Paleoceen Zoals eerder vermeld vindt er op het einde van het Krijt een regressieve periode plaats waardoor een hiaat in de sedimentatie volgt. De oudste Cenozoïsche sedimenten die teruggevonden worden dateren uit het Paleoceen (66 Ma tot 56 Ma) en maken deel uit van de Landen groep. De sedimenten van de Landen Groep, die zich op een diepte van 180 m tot 145 m bevinden, bedekken de afzettingen van het Krijt. De Landen Groep wordt gekenmerkt door twee formaties, een marien onderste deel (Formatie van Hannut) en een continentaal bovenste deel (Formatie van Tienen). In het studiegebied wordt uit elke Formatie één lid aangetroffen. Voor de Formatie van Hannut is dit het Lid van Waterschei dat opgebouwd is uit kleiige afzettingen daterend uit het Laat-Thanetiaan. Voor de bovenliggende Formatie van Tienen is dit het Lid van Knokke dat voornamelijk uit zand bestaat. (De Batist & Verniers, 2010) Eoceen Het Eoceen bestaat uit een opeenvolging van middelmatig diepe tot ondiepe mariene afzettingen. De paleo-noordzee bevond zich bijna continu in of dichtbij België. Het Eoceen bestaat uit drie hoofdcycli die hun oorsprong vonden in de eustatische zeespiegelschommelingen. Het onderste pakket, met voornamelijk klei-afzettingen, vormt de Ieper Groep. Het middelste pakket, met voornamelijk zandafzettingen, wordt de Zenne Groep genoemd. Het bovenste pakket tot slot, dat voornamelijk uit een afwisseling van klei- en zandlagen bestaat, is de Formatie van Maldegem. In het studiegebied worden enkel sedimenten teruggevonden die tot de Ieper Groep behoren. (De Batist & Verniers, 2010) Onderaan de Ieper groep wordt de Formatie van Kortrijk (145 tot 30 m diepte) teruggevonden, deze formatie bestaat hoofdzakelijk uit kleiige afzettingen. De formatie bestaat uit vier leden en ze zijn allemaal aanwezig in de ondergrond van het studiegebied. Van onder naar boven worden de leden van Mont-Héribu (zandhoudende klei), Sint-Maur (stijve klei), Moen (zandhoudende klei) en Aalbeke (klei) gevonden. (De Batist & Verniers, 2010) Boven de Formatie van Kortrijk ligt de Formatie van Tielt (30 tot 10 m diepte). Deze Formatie bestaat voornamelijk uit (fijn)zandige mariene sedimenten. De Formatie van Tielt bevat twee leden die beiden teruggevonden worden in het studiegebied. Onderaan ligt het Lid van Kortemark dat bestaat uit leem en in mindere mate uit silt. Bovenaan ligt het Lid van Egem dat bestaat uit zand. Hiervan wordt enkel een dunne laag op locatie 1 teruggevonden, terwijl op locatie 2 en 3 het Lid van Egem ontbreekt. Boven op de Ieper Groep liggen de quartaire afzettingen. (De Batist & Verniers, 2010) 9

22 Oligoceen Het Oligoceen bestaat uit een opeenvolging van middelmatig tot ondiep mariene en soms zelfs continentale afzettingen. Deze afzettingen komen voor in het noordoosten van België en worden bijgevolg niet teruggevonden in het studiegebied. (De Batist & Verniers, 2010) Neogeen Sedimenten uit het Neogeen, dat de periodes Mioceen en Plioceen omvat, worden eveneens niet in het studiegebied teruggevonden. Deze sedimenten, die veelal ondiep-mariene tot continentale sedimenten zijn, komen enkel in het noorden en noordoosten van België voor. (De Batist & Verniers, 2010) Quartair Oude geologische kaarten besteden weinig aandacht aan het Quartair, waarbij het Quartair meestal wordt weggelaten. Uiteindelijk werd in 1993 de systematische kartering van het Quartair opgestart; deze kartering werd uitgevoerd op schaal 1: De quartaire afzettingen variëren lateraal en verticaal heel sterk, de dikte is ook zeer verschillend in Vlaanderen. De afzettingen kunnen variëren van minder dan 1 meter dikte tot meer dan 30 meter. (Jacobs, De Ceukelaire, Moerkerke, Polfliet, & De Geyter, 2002) Voor de beschrijving van het Quartair worden geen gegevens van boringen gebruikt, maar worden de Quartairkaarten gebruikt die te vinden zijn op DOV (Databank Ondergrond Vlaanderen). De kartering is uitgevoerd met de techniek van de lithoprofieltypes, dit proces wordt in drie stappen uitgevoerd (Figuur 8). De eerste stap is het identificeren van de afzonderlijke eenheden. Elke eenheid krijgt een specifieke code, zo stelt code D bijvoorbeeld een Holocene kleigrond met zandbijmenging voor (tabel 1). De tweede stap is het karteren van de afzonderlijke eenheden. De laatste stap is de ontwikkeling van de profieltypes. Hier worden de kaarten op elkaar gestapeld en worden vervolgens de verschillende specifieke quartaire lagen (lithoprofieltypes) benoemd. 10

23 Figuur 8: Principe van Lithoprofieltypekartering. (Jacobs, De Ceukelaire, Moerkerke, Polfliet, & De Geyter, 2002) 11

24 Tabel 1: Legende van de verschillende codes gebruikt in de lithoprofieltypes. ( met eigen bewerkingen) Figuur 9: Aanduiding van de locaties met bijhorende lithoprofieltypes. ( met eigen bewerkingen) Op Figuur 9 is te zien dat de verschillende locaties van de boringen elk in een andere zone van de lithoprofieltypes liggen en in Tabel 1 is de legende terug te vinden. Locatie 1 bestaat uit profieltype 26. Dit profieltype bestaat onderaan uit zand en silt, met eventueel een bijmenging van grind en dateert uit het Vroeg-Weichseliaan tot Laat-Pleniglaciaal. Daarboven ligt een zandpakket met siltige bijmenging, daterend uit het Laat-Pleniglaciaal tot Vroeg-Holoceen. Beide afzettingen hebben een klastisch continentale oorsprong. De bovenste quartaire laag bestaat uit klei en veen, met eventueel een zandige bijmenging uit het Holoceen. De klei heeft een klastisch mariene oorsprong en het veen heeft een organogeen continentale oorsprong. Locatie 2 bestaat uit profieltype 16. Onderaan wordt er zand van klastisch continentale oorsprong gevonden uit het Laat-Pleniglaciaal tot Vroeg-Holoceen en bovenaan wordt er klei met een zandbijmenging teruggevonden. In de praktijk werd er ook veen teruggevonden, net zoals bij locatie 1 en 3. Op de kaart echter valt locatie 2 net buiten het gebied waar er zich veen bevindt. Dit is hoogstwaarschijnlijk te wijten aan het feit dat de bodemkaart gemaakt werd aan de hand van interpolatie, wat dus altijd een kleine foutenmarge teweegbrengt. Ten slotte bestaat locatie 3 uit profieltype 30. De onderste laag bestaat uit zand en de laag erboven uit zand en klei. Beiden hebben een klastisch mariene oorsprong en dateren uit het Eemiaan. De twee bovenste lagen zijn identiek aan de bovenste lagen van profieltype 26, zoals beschreven bij locatie 1. 12

25 Om de oorsprong van de verschillende types sediment goed te kunnen begrijpen, wordt nu de ontstaansgeschiedenis van het Quartair in Gistel en zijn omgeving meer in detail besproken. Pleistoceen Het Quartair is een periode van meer dan twintig relatief snel afwisselende ijstijden en tussenijstijden. Het zuidelijk deel van België was tegen het einde van het Tertiair al verheven, waardoor er rivieren ontstonden die naar het noordoosten vloeiden. De werking van deze rivieren zorgde ervoor dat een groot deel van de tertiaire afzettingen afgebroken en weggevoerd werden. Tijdens de ijstijden was er een belangrijke daling van de zeespiegel omdat een groot deel van het zeewater werd vastgehouden in de ijskappen. Als gevolg hiervan werd het land diep ingesneden door de rivieren. In de tussenijstijden echter was er een hoge zeespiegelstand doordat het water dat voorheen opgeslagen was in de ijskappen terug vrijkwam. (Mostaert, 2000) Tijdens het grootste gedeelte van het Pleistoceen (2,58 Ma 0,0117 Ma) bereikte de zee de Vlaamse kustvlakte niet. Pas vanaf de Holstein tussenijstijd, jaar geleden, bereikte een inham van de Holsteinzee de uiterste Westhoek van Vlaanderen. (Mostaert, 2000) In het studiegebied worden geen sedimenten daterend uit het Holsteiniaan en het Saaliaan teruggevonden, echter worden deze periodes wel besproken om een volledig overzicht te kunnen geven. Tijdens het Saaliaan ( jaar geleden) vond de voorlaatste ijstijd plaats. De Saale ijstijd ging gepaard met een zeespiegeldaling die zorgde voor een maximale insnijding van het toen bestaande rivierstelsel dat aansloot op het Saale-valleiensysteem. De afwatering van dit systeem naar het noorden was niet mogelijk, omdat er ijskappen in het noordelijk deel van de Noordzee aanwezig waren. Bijgevolg ontstond er een ijsmeer tussen deze ijskappen en een richel in het zuiden ter hoogte van de Straat van Dover. Aan het einde van deze ijstijd begon het niveau van het ijsmeer te stijgen waardoor de richel in de Straat van Dover doorbrak en het meer leeg liep. Grote rivieren sneden zich diep in, richting de Straat van Dover in het Zuiden. Op deze manier werd de Oostende Vallei gevormd. Deze vallei, van ongeveer 10 km breed, is daarna opgevuld geweest en werd bedolven onder zandbanken. (Mostaert, 2000) (Mathys, 2010) Na het Saaliaan volgde de laatste tussenijstijd tijdens het Eemiaan ( jaar geleden): de Eem-tussenijstijd. Deze warme periode wordt gekenmerkt door een zeespiegelstijging. Er trad regressieve kusterosie op: tertiaire en quartaire afzettingen werden aangetast door erosie toen de kustlijn verder landinwaarts opschoof. De kustlijn bevond zich toen ongeveer 7 km meer landinwaarts dan de huidige kustlijn, ongeveer ter hoogte van het studiegebied. De kustvlakte werd herschapen in een waddengebied. (Mostaert, 2000) (Mathys, 2010) 13

26 Na het Eem volgt de Weichsel-ijstijd ( jaar geleden) gedurende het Weichseliaan. Opnieuw daalde de zeespiegel met als gevolg dat de rivierwerking opnieuw begon. Dit zorgde voor een ruiming van een gedeelte van de Eemiaan-afzettingen. Doch was deze rivierwerking veel kleinschaliger dan in het Saaliaan. Tijdens de latere fasen van deze ijstijd was de grond permanent bevroren gedurende de winter. Tijdens de zomer ontdooide de bovenlaag, waardoor zand en klei verplaatst kon worden door de rivieren of door afschuivingen op de hellingen. Op het einde van de laatste ijstijd ontstond er een koude woestijn, waarbij er een dominante noordenwind was. De kleinste korrels werden weggeblazen, waardoor de grofste korrels achterbleven. Deze vormen een keienvloertje dat teruggevonden wordt in de Weichsel-afzettingen. Verder veroorzaakte de aanhoudende windactiviteit vanuit het noordoosten oost-westgerichte dekzandruggen. Deze dekzandruggen zijn nog steeds terug te vinden in het landschap, het zijn hoger gelegen zandige ruggen vanaf Gistel over Brugge en Maldegem tot in Stekene. (Mostaert, 2000) (Mathys, 2010) Het centrum van Gistel is gebouwd op een dekzandrug. De vorming van deze dekzandruggen was niet continu, af en toe waren er wat warmere en vochtigere periodes. Tijdens deze periodes ontstonden er moerassen tussen deze zandruggen waardoor er veen ontstond. Dit veen werd dan in een volgende droge periode opnieuw bedekt met zand. (Mostaert, 2000) (Mathys, 2010) Holoceen In de klassieke literatuur wordt de sedimentatie gedurende het Holoceen verklaard aan de hand van het transgressiemodel. Het transgressiemodel bestaat uit een opeenvolging van transgressies en regressies. Deze opeenvolging van transgressies en regressies staat bekend als het Duinkerketransgressiemodel (Ameryckx, 1960). Sinds het einde van de jaren 70 werd er echter veel nieuwe data verzameld waaruit blijkt dat het transgressiemodel voorbijgestreefd is. Dit leidde tot nieuwe inzichten in de ontwikkelingsgeschiedenis van de Belgische kustvlakte die onder meer beschreven werden door Baeteman en Denys (1997). Het transgressiemodel gaat ervan uit dat er verschillende transgressie- en regressiefasen waren. Echter zijn de verschillende afzettingsprocessen die plaatsvonden ingewikkelder dan het afzetten van zand en klei bij een zeespiegelstijging en het vormen van veen bij een zeespiegeldaling of stabilisatie. De verschillende afzettingsmilieus zijn dynamisch en kunnen lateraal bewegen, afhankelijk van de beweging van getijdengeulen. Hierdoor is de lithologie over grote afstand nooit hetzelfde en kan er niet vanuit gegaan worden dat er over de hele kustvlakte een transgressie plaatsvond op hetzelfde tijdstip. (Tys, 2001) Het transgressiemodel (Ameryckx, 1960) gaat ervan uit dat verschillende sedimentatiepakketten de kustvlakte hebben gevormd sinds het begin van het Holoceen. Deze sedimentatiepakketten (zand, klei en veen) zijn afgezet in opeenvolgende transgressie- en regressiefasen. Bij een transgressie kwam de 14

27 zee het land binnen via geulen en werd er in de geulen zand afgezet en erbuiten klei. Na een zeespiegeldaling bleef het zeeniveau stabiel en werden de geulen en de kustvlakte afgesloten door een duinengordel. Achter deze duinengordel ontstond een veenlaag op de klei- en zandsedimenten. Deze transgressies tijdens warme periodes en regressies tijdens koude periodes werden verklaard door klimatologische omstandigheden. De klei- en zandpakketten kunnen zo in drie grote pakketten onderverdeeld worden. Het eerste pakket zijn de Calais-afzettingen die tot stand kwamen tijdens een langdurige transgressie. Het tweede pakket is het oppervlakteveen, dat tot stand kwam tijdens een zeespiegeldaling en stabiliteit. Daarboven ligt het derde en laatste pakket: de Duinkerke afzettingen die in drie transgressiefasen tot stand kwamen. Het begin van de Duinkerke I- transgressie (2 e eeuw v.c. tot 1 ste eeuw n.c.) werd ingezet met de doorbraak en de opruiming van de oude duinengordel. Een klein gedeelte van de kustvlakte kwam onder water, terwijl de rest veengebied bleef. Deze transgressie werd gevolgd door de Romeinse regressiefase (1 ste tot 3 e eeuw) een periode waarin geen sediment werd afgezet. De eerste nederzettingen kwamen in de kustvlakte tijdens een bloeiperiode van de Gallo-Romeinse beschaving. De Romeinse regressiefase wordt gestaafd door het voorkomen van sporen van bewoning op de sedimenten van de Duinkerke I - transgressie. Daarop volgde de Duinkerke II transgressie (4 e tot 8 ste eeuw) die veel belangrijker was voor de kustvlakte dan de eerste Duinkerke transgressie. Deze transgressie werd gekenmerkt door een geulen waduitbreiding. Het volledige sedimentatiegebied van de Duinkerke I transgressie kwam onder water, alsook de met veen bedekte gebieden. De duinengordel werd op meerdere plaatsten doorbroken, waardoor kreken tot ver in het binnenland liepen. Een complex krekensysteem ontstond en het veenlandschap werd steeds meer verdeeld in kleine veeneilandjes die door de kreken omsloten waren. Na deze periode van erosie, volgde een periode die gekenmerkt werd door sedimentatie waarbij delen van de kreken opnieuw opgevuld werden. Echter zijn beide processen, erosie en sedimentatie, steeds nauw aan elkaar verbonden. De Duinkerke II - transgressie werd gevolgd door de Karolingische regressiefase. Uit deze periode dateert de ontginning van de poldervlakte. Aan het begin van de regressie vormde zich een duinengordel (de jonge duinen). Hierdoor werd de toegang van de zee tot de kustvlakte langzaam maar zeker afgesloten. De laatste van de drie transgressiefasen is de Duinkerke III transgressie (11 de eeuw). De zones die door de derde Duinkerke transgressie overspoeld werden, wordt het Middelland genoemd, de zones die niet door deze transgressie overspoeld werden, worden het Oudland genoemd. Het studiegebied in deze masterscriptie is gesitueerd in het Middelland. De Duinkerke III transgressie kan in twee delen opgesplitst worden. In de eerste periode (Duinkerke IIIA transgressie) werden de jonge duinen 15

28 doorbroken en dit leidde tot overstromingen aan het Ijzerestuarium en aan het Zwin. Tijdens de tweede periode (Duinkerke IIIB transgressie) werden nog grotere delen van de kustvlakte overstroomd. Er werden ook verschillende dijken gebouwd, als waterkering voor een steeds groter gebied dat in gevaar kwam. (Ameryckx, 1960) (Tys, 2001) Volgens Baeteman en Denys (1997) is de huidige kustvlakte het resultaat van een complexe opvulling die jaar geleden begon. Aan het einde van de Weichsel-ijstijd begon het klimaat terug op te warmen en begonnen de ijskappen te smelten. Bijgevolg begon de zeespiegel jaar geleden te stijgen en ongeveer jaar geleden bereikte de Noordzee onze contreien. Een ander gevolg van de stijgende zeespiegel was de stijgende grondwatertafel op land. Hierdoor ontstonden in de laagst gelegen delen van het Pleistocene landschap zoetwatermoerassen waarin veen zich ging opstapelen; dit veen wordt het basisveen genoemd. Initieel kwam het basisveen tot stand in de paleovalleien, maar doorheen de tijd ging de zeespiegel, en dus ook de grondwatertafel, stijgen. Hierdoor kwam het basisveen ook meer landinwaarts en hogerop voor. Basisveen wordt gedateerd aan de hand van radiokoolstof. Deze 14 C-datering was doorslaggevend om het transgressiemodel te verwerpen. Want op basis van dateringen van het basisveen werd een zeespiegelcurve voor de Belgische kustvlakte opgesteld. Deze curve vormt de basis van het relatieve zeespiegelrijzing-model. (Baeteman & Denys, 1997) (Tys, 2001) Tegelijkertijd kwamen de laagst gelegen gebieden onder invloed van de getijden te staan. Door deze getijden, een afwisseling van eb (laag water) en vloed (hoog water), ontstonden verschillende landschappen en afzettingsmilieus gerelateerd aan de hoogte van het water. Een wad wordt vooral gedomineerd door getijdengeulen. Bij hoog water wordt er via zijgeulen fijn zand en klei in het wad binnengebracht. In de geulen en zeewaartse gebieden (zandwad) wordt het grovere zand afgezet en in de meer landwaartse gebieden komt fijn kleislib tot bezinking in de slikken. Wanneer slikken, die twee maal per etmaal onder water komen te staan bij hoogwater, zo hoog opslibben dat ze enkel nog bij springtij overstromen, evolueren ze tot schorren. Zodoende zijn slikken en schorren heel erg afhankelijk van het waterniveau en passen ze zich snel aan bij een verandering van het waterniveau. Door de stijgende zeespiegel gingen de slikken zich uitbreiden over de voormalige schorre. Het basisveen schoof op die manier steeds meer landinwaarts. Gedurende de ontstaansgeschiedenis deden er zich constant verschuivingen voor van de verschillende afzettingsmilieus (zandwad, getijdengeul, slikke en schorre), gedreven door het zeespiegelniveau. (Baeteman, 2008) (Baeteman & Van Strydonck, 1989) (Tys, 2001) Rond jaar geleden vond er een vertraging van de relatieve zeespiegelstijging plaats (Figuur 10). Dit resulteerde in een vertraging van het sedimentatieproces en de evolutie van de diverse 16

29 wadgebieden. De slikken werden minder vaak overspoeld, waardoor ze evalueerden naar schorren. Deze schorren konden lang standhouden omdat de grondwatertafel door de vertraagde zeespiegelstijging hoog bleef en de schorre bijna niet meer overspoeld werd met zout water. Bijgevolg vormde er zich een dunne zoetwaterlaag juist onder de schorre en ontstonden zoetwatermoerassen. In deze zoetwatermoerassen groeide hoofdzakelijk riet dat zich opstapelde tot veen, ook wel het verlandingsveen genoemd. Ondanks de aanwezigheid van dit veen bleef de zeespiegelstijging het gebied beheersen met de afzetting van zand en klei. (Baeteman, 2008) (Tys, 2001) Omstreeks jaar geleden was er een tweede opmerkelijke vertraging van de zeespiegelstijging (Figuur 10). De invloed van de getijden nam af en de afzettingsruimte van de wadsedimenten breidde landinwaarts niet meer uit, waardoor het wadgebied zich zeewaarts ging uitbreiden. Omdat de invloed van de getijden afnam kon het verlandingsveen steeds langer blijven groeien en zich opstapelen gedurende een periode van 2000 à 3000 jaar. (Baeteman, 2008) (Tys, 2001) Figuur 10: Relatieve zeespiegelcurve met aanduiding van de gemiddelde snelheid van de zeespiegelstijging. (MHW = mean high water of gemiddeld hoog water, MTL = mean tidal level of gemiddeld getijdenniveau) (Baeteman, 1999) Ongeveer 2500 tot 1500 jaar geleden stopte de groei van het verlandingsveen. Dit was niet het gevolg van een zeespiegeldaling, want de zeespiegel bleef nog steeds stijgen. Waarschijnlijk was deze stop het gevolg van een natuurlijke evolutie van de sedimentatie van de kustvlakte. Het wadgebied breidde zich zeewaarts uit en dit veroorzaakte een tekort in sedimenttoevoer vanuit de Noordzee. De zee 17

30 begon via de getijdengeulen de kustsedimenten te eroderen, om zo aan nieuw sediment te geraken. Om die reden werden de getijdengeulen terug actief en nam de invloed van de getijden landinwaarts toe. Langs de getijdengeulen werd het veen geërodeerd en de oppervlakte van het wadgebied en de getijdengeulen nam toe. Door de eroderende werking van de geulen werd het waterrijke veen gedraineerd. Dit deed het veen inklinken, een proces van volumevermindering veroorzaakt door het onttrekken (draineren) van het water. Het gevolg hiervan was een daling van het oppervlak en dus extra accomodatieruimte voor nieuwe afzettingen. Omstreeks 2500 jaar geleden breidde het wadgebied verder uit en omstreeks 1500 jaar geleden was de volledige kustvlakte terug een wadgebied. Dit wadgebied was een dynamisch systeem van verschillende wadmilieus waarin de getijdengeulen een cruciale rol speelden. (Baeteman, 1999) (Tys, 2001) Wanneer de afzetting van zand en klei de relatieve zeespiegelstijging opnieuw ging overstijgen, begon het wadgebied op te slibben en viel het opnieuw buiten het bereik van de getijden. Grote delen van de kustvlakte evolueerden opnieuw tot schorren in de vroege Middeleeuwen. De zones langsheen de geulen en de meer zeewaartse gebieden bleven nog een langere tijd slikken en/of zandwadden. Het is niet helemaal duidelijk wanneer het schorrenlandschap buiten het bereik van de getijden kwam. Wat wel zeker is, is dat het afhankelijk was van plaats tot plaats. Er werd echter geen nieuw veen op de schorren gevormd, omdat de relatieve zeespiegelstijging te zwak was. (Baeteman, 1999) (Tys, 2001) 2.3. Hydrogeologie HCOV De hydrogeologische ondergrond is opgebouwd uit een afwisseling van aquifers (watervoerende lagen) en aquitards (slecht doorlatende lagen). De beschrijving van deze lagen wordt gedaan in een codering, de HCOV-code (Hydrogeologische Codering van de Ondergrond van Vlaanderen). Deze codering werd in het begin van deze eeuw ontwikkeld toen het probleem zich voordeed dat er geen algemene en adequate hydrogeologische codering voor handen was. (Meyus et al., 2000) De codering is hiërarchisch opgebouwd en bestaat uit drie verschillende niveaus: hoofd-, sub- en basiseenheden. Deze opbouw bewerkstelligt de herkenbaarheid van de HCOV-code. Een hydrogeologische indeling is gewenst, zodat het gedrag van grondwater kan afgeleid worden in de verschillende hydrogeologische lagen. De HCOV-code komt in grote lijnen overeen met de lithostratigrafie, omdat de hydrogeologische eigenschappen vooral bepaald worden door de geologische samenstelling. Zo bestaan de watervoerende lagen voornamelijk uit zand, krijt of silt en de slecht doorlatende lagen bestaan meestal uit klei. Maar het kan dus mogelijk zijn dat er in één hydrogeologische basiseenheid geologische lagen bevinden met een verschillende stratigrafie. 18

31 Anderzijds kunnen lagen met dezelfde stratigrafie gesplitst zijn in verschillende hydrogeologische lagen. (Meyus et al., 2000) Zoals eerder vermeld is de HCOV-code hiërarchisch opgebouwd en wordt op een numerieke manier weergegeven. De HCOV-code is opgebouwd uit vier getallen. Het voordeel van deze opbouw is dat de herkenbaarheid groot is, aan de eerste twee getallen kan er gezien worden tot welke hoofdeenheid een bepaalde laag behoort. Het derde getal stelt de subeenheid voor en het laatste getal stelt de basiseenheid voor. (Meyus et al., 2000) Hydrostratigrafie In onderstaande paragrafen wordt de hydrogeologische opbouw van het studiegebied besproken aan de hand van de HCOV-code. Voor het bepalen van de voorkomende HCOV-eenheden werd gebruik gemaakt van de eerder beschreven voorkomende lithologische eenheden. Een overzicht is terug te vinden in Tabel 2. Op een diepte van meer dan 220 m bevindt zich de subeenheid Cambro-Siluur Massief van Brabant (HCOV 1340) dat deel uitmaakt van de hoofdeenheid Sokkel (HCOV 1300). Deze hoofdeenheid omvat de geologische formaties van het Primair die de sokkel vormen. (Meyus, Batelaan & De Smedt, 2000) Vervolgens wordt het Krijt Aquifersysteem (HCOV 1100) teruggevonden op een diepte van 220 tot 180 m, twee subeenheden worden teruggevonden in het studiegebied. Onderaan worden de Afzettingen van Vaals (HCOV 1120) teruggevonden en bovenaan de Krijt Aquifer (HCOV 1110) met de basiseenheid Krijt van Gulpen (HCOV 1113). De Formaties van Gulpen en Vaals worden enkel teruggevonden in het oosten van België (Figuur 4, pagina 7). In het westen wordt de Formatie van Nevele als equivalent teruggevonden. De Formatie van Nevele is echter nog maar in 2005 beschreven door Lagrou en Dreesen (Lagrou & Dreesen, 2005), terwijl de HCOV eenheden in 2000 werden beschreven. (Meyus, Batelaan & De Smedt, 2000) Op een diepte van 180 tot 145 m bevindt zich het Paleoceen Aquifersysteem (HCOV 1000). Dit systeem bestaat onderaan uit de Landeniaan en Heersiaan Aquitard (HCOV 1020). Binnen deze aquitard komt enkel de Klei van Waterschei (HCOV 1022) voor in het studiegebied. Bovenaan in het Paleoceen Aquifersysteem bevindt zich het Landeniaan Aquifersysteem (HCOV 1010), deze aquifer is opgebouwd uit het Zand van Knokke (HCOV 1011). (Meyus, Batelaan & De Smedt, 2000) Hierop volgt een pakket met een dikte van ongeveer 135 m: het Ieperiaan Aquitardsysteem (HCOV 0900). Onderaan zijn de Afzettingen van Kortrijk (HCOV 0920) terug te vinden, deze komen overeen met de Formatie van Kortrijk. Binnen de Afzettingen van Kortrijk (HCOV 0920) worden er vier kleihoudende basiseenheden teruggevonden in het studiegebied. Aan de basis wordt de Klei van 19

32 Mont-Héribu (HCOV 0925) teruggevonden, daarboven ligt de Klei van Saint-Maur (HCOV 0924). Vervolgens wordt de Klei van Moen (HCOV 0922) teruggevonden. Tot slot bevindt zich aan de top van de Afzettingen van Kortrijk (HCOV 0920) de Klei van Aalbeke (HCOV 0921). Bovenaan in het Ieperiaan Aquitardsysteem (HCOV 0900) is het Silt van Kortemark (HCOV 0910) aanwezig, dit komt overeen met het lid van Kortemark (formatie van Tielt). Deze subeenheid is niet meer verder opgedeeld in basiseenheden. (Meyus, Batelaan & De Smedt, 2000) In sommige delen van het studiegebied komt de Ieperiaan Aquifer (HCOV 0800) voor, dit is slechts een laag van 1m dik. Deze hydrogeologische hoofdeenheid bestaat uit het Zand van Egem en het Zand van Mont-Panisel, die beiden deel uitmaken van het Lid van Egem (Formatie van Tielt). (Meyus, Batelaan & De Smedt, 2000) De laatste hoofdeenheid die in het studiegebied voorkomt, zijn de Quartaire Aquifersystemen (HCOV 0100). De subeenheden die gevonden werden zijn van onder naar boven: de Pleistocene afzettingen (HCOV 0160), de deklagen (HCOV 0150) en de Polderafzettingen (HCOV 0130). De Pleistocene afzettingen (HCOV 0160) bestaan uit de basiseenheid Pleistoceen van de Kustvlakte (HCOV 0161). Vervolgens kunnen de deklagen (HCOV 0150) opgedeeld worden in de Kleiige deklagen (HCOV 0154) aan de basis en de Zandige deklagen (HCOV 0151) aan de top. (Meyus, Batelaan & De Smedt, 2000) Tot slot kunnen de polderafzettingen (HCOV 0130) ook verder onderverdeeld worden. Dit gebeurt aan de hand van een profieltypekaart. Deze kaart werd opgesteld omdat de HCOV-indeling van het kusten poldergebied niet toelaat om de complexe hydrogeologische opbouw ervan te omschrijven. Daarom werd een aanpassing gedaan aan de bestaande HCOV-code. Deze profieltypes zijn voornamelijk belangrijk in hoofdstuk 7 en worden daarom in paragraaf besproken voor het modelgebied.(lebbe et al, 2006) 2.4. Zoet-Zoutwaterverdeling De polder- en duingebieden aan de Belgische kust hebben een ingewikkelde verdeling van zoet en zout grondwater. Vanaf de jaren 1960 werd onderzoek gedaan naar de zoet-zoutwaterverdeling door de Universiteit van Gent. Uiteindelijk werd in 1974 de verziltingskaart gepubliceerd (De Breuck et al., 1974). Op deze kaart wordt de diepte van het grensvlak tussen zoet en zout grondwater weergegeven. Dit grensvlak heeft een zoutgehalte van 1,5 g/l. Grondwater onder het grensvlak is zout of brak en het grondwater erboven is zoet. Op het eerste zicht lijkt de verziltingskaart een ingewikkeld patroon te hebben, maar eigenlijk zit er een systeem in deze schijnbare chaos. De onderliggende geologie is hierbij zeer belangrijk. Een verticale doorsnede (Figuur 11) doorheen het strand, de duinen en de polders geeft een duidelijker beeld van de verdeling van zoet en zout water. Het zoute water blijkt vooral hoog 20

33 te zitten in poelgronden. Dit zijn gronden die bestaan uit slecht doorlatende sedimenten zoals klei of leem en zijn vaak aangevuld met veen. Zoetwaterlenzen worden onder de duinen teruggevonden en op de plaatsen waar zich vroeger getijdengeulen bevonden. Op deze locaties bevinden zich doorlatende sedimenten, zoals zandpakketten (Vandenbohede, 2012). Tabel 2: Overzicht van de in het studiegebied voorkomende HCOV eenheden. Diepte (m) Hoofdeenheid Subeenheid Basiseenheid Quartaire Aquifersystemen Ieperiaan Aquifer Ieperiaan Aquitardsysteem Paleoceen Aquifersysteem Krijt Aquifersysteem 0130 Polderafzettingen 0150 Deklagen 0160 Pleistocene afzettingen 0151 Zandige deklagen 0154 Kleiige deklagen Pleistoceen van de 0161 kustvlakte Zand van Egem en/of Mont- Panisel 0910 Silt van Kortemark Silt van Kortemark Sokkel 1340 Afzettingen van Kortrijk 0921 Klei van Aalbeke 0922 Klei van Moen 0924 Klei van Saint-Maur 0925 Klei van Mont-Héribu 1010 Landeniaan Aquifersysteem 1011 Zand van Knokke 1020 Landeniaan en Heersiaan Aquitard 1022 Klei van Waterschei 1110 Krijt Aquifer 1113 Krijt van Gulpen 1120 Afzettingen van Vaals Smectiet van Herve Cambro-Siluur Massief van Brabant Figuur 11:Verdeling van zoet (1), brak (2) en zout (3) water onder het strand, duinen en polders van het westelijk Belgisch duingebied. (HWL = hoogwaterlijn, LWL = laagwaterlijn, 4 = de Formatie van Kortrijk) (Vandenbohede & Lebbe, 2008) 21

34 Onder de (hoger gelegen) duinen, die niet in het studiegebied van deze masterproef aanwezig zijn, bevinden zich zoetwaterlenzen. De zoetwaterlens onder de duinen reikt (lokaal) tot op de Formatie van Kortrijk die slecht doorlatend is. Aan het oppervlak is er infiltratie van zoet regenwater dat een lagere massadichtheid heeft dan zout water, waardoor het zoet water bovenop het zoute water blijft staan. Bij modellering is het van belang dat er rekening gehouden wordt met de waterscheidingskam die in de duinen voorkomt. Water dat ten zuiden ervan infiltreert stroomt naar de polders, terwijl water dat ten noorden hiervan infiltreert naar de zee stroomt. Hierdoor komt er aan het strand een lens van zout water (veroorzaakt door infiltratie tijdens de getijden) voor boven een tong van zoet water. (Vandenbohede & Lebbe, 2008) Zoals eerder vermeld evolueerde het kustgebied in de vroege Middeleeuwen ( na Chr.) naar een slikken en schorren landschap. De gedeelten die buiten de geulen lagen stonden immers niet meer onder invloed van de zee. Aanvankelijk was de verlanding van het gebied een natuurlijk proces, daarna hielp de mens ook mee aan de verandering van het landschap in de vorm van indijkingen en de uitbouw van afwateringsgrachten. Op deze manier veranderde het kustlandschap in polders en deze inpoldering leidde tot de grondwaterkwaliteit die we vandaag kennen. De diepte van het grensvlak tussen zoet en zout water varieert in de polders lateraal zeer sterk, dit komt door de verschillen in geologische ondergrond. Op sommige plaatsen wordt geen zout water teruggevonden terwijl op andere plaatsen er nog steeds zout water in de ondergrond aanwezig is. Zoet (regen)water kan niet meer doorsijpelen naar het grondwater op plaatsen waar de ondergrond uit slecht doorlatende lagen bestaat. Hier zijn drainagegrachten nodig om het regenwater te kunnen wegvoeren. Bijgevolg wordt het zoute water hier nog altijd ondiep teruggevonden. Dit zoute water is meestal connaat, wat betekent dat het opgesloten werd in de sedimenten tijdens de afzetting (Lebbe, 2011). Op plaatsen waar het zoet regenwater gemakkelijk kan doorsijpelen, kon het oudere brakke en zoute water in de ondergrond verdrongen worden en ontstonden er zoetwaterlenzen. De inpoldering was omstreeks het jaar 1200 voltooid. 22

35 3. VELDWERK Om gegevens te verzamelen over het studiegebied werd er verschillende keren op het veld gegaan. Als eerste werden de peilbuizen geplaatst, dit werd gedaan in april De volgende stap was het plaatsen van Divers en het uitvoeren van twee stapverlagingsproeven, dit werd begin juni 2015 uitgevoerd. Vervolgens werd er in juli 2015 genivelleerd. De laatste stap was het uitvoeren van EM39- metingen, deze metingen werden in november 2015 uitgevoerd Peilbuizen Het plaatsen van de peilbuizen Op drie verschillende locaties (locaties 1, 2 en 3) werd er een peilbuis geplaatst in de nabijheid van een waterloop. Locatie 1 ligt in het oosten van het studiegebied, locatie 2 in het midden en locatie 3 in het westen. Op locatie 1 was het debiet het hoogst (Tabel 3). Daarom zijn er op locatie 1 nog twee extra peilbuizen bijgeplaatst. De drie peilbuizen op locatie 1 zijn loodrecht op de waterloop geplaatst en zijn telkens op 2 m afstand van elkaar geplaatst. Tabel 3: Gemeten debiet van de verschillende observatieputten. Observatieput Debiet (liter/uur) 1 (A, B & C) 1090,0 2 22, ,0 Het eerste gedeelte van de boring wordt gewoonlijk uitgevoerd met een handboor tot aan de watertafel of tot 1 meter diepte. Het voordeel van een handboring is dat de lithologie exact beschreven kan worden. Het tweede gedeelte wordt door middel van een handspoelboring uitgevoerd. De beschrijving van de lithologie is nu nog slechts benaderend. Er wordt gekozen voor een handspoelboring omdat het als voordeel heeft dat dit op quasi elk terrein kan uitgevoerd worden. Omdat er geen grote machines en apparatuur nodig zijn, is er amper beschadiging van de ondergrond. Bij een handspoelboring wordt er water uit een waterloop gepompt met een centrifugaalpomp. Het opgepompte water wordt vervolgens in de put gespoten via een buis die bevestigd is aan een holle boorkop. Door het bewegen van de boorkop en het water dat in de put komt, worden de sedimentdeeltjes losgewoeld. Deze worden vervolgens samen met het water verticaal omhoog weggespoeld en worden afgezet en gedetermineerd aan de oppervlakte. Een ander voordeel van het water is dat er een overdruk gecreëerd wordt, waardoor er onder het watertafelniveau kan geboord worden en de boorgatwand niet kan instorten. 23

36 Nadat de gewenste diepte is aangeboord wordt er een peilbuis uit kunststof (PVC) geplaatst. Het onderste deel van de peilbuis, ook de filter genoemd, is geperforeerd zodat het grondwater kan infiltreren. Het bovenste deel van de buis, dat niet geperforeerd is, wordt de blinde buis of stijgbuis genoemd. De diepte waarop de peilbuis wordt geplaatst is afhankelijk van de lithologie. Hier werd de basis van de filter op een kleilaag (Ieperse klei) geplaatst. Er werd gekozen om niet-snijdende peilbuizen te plaatsen, dit betekent dat de filter volledig in de verzadigde zone geplaatst is. Dit in tegenstelling tot een snijdende peilbuis waarbij een deel van de filter zich in de onverzadigde zone bevindt. Nadat de peilbuizen geplaatst zijn, wordt er gekalibreerd zand rond de peilbuis gestort tot boven de bovenkant van de filter. Dit gekalibreerd zand heeft als doel het voorkomen van inspoeling van materiaal in de filter. Daarna wordt er een kleistop (klei pellets) geplaatst, deze klei dient om het boorgat af te dichten en moet voorkomen dat er een verticale beweging van water langsheen het boorgat plaatsvindt. Vervolgens wordt de peilbuis schoongespoeld. Het spoelwater dient slib- en zandvrij te zijn na het schoonspoelen. Om invloed van buitenaf te vermijden, wordt er na afwerking van de peilbuis een dop op de peilbuis geplaatst. Indien nodig wordt de peilbuis afgezaagd tot onder het maaiveld. Dit werd gedaan op locatie 1, omdat de peilbuizen in een paardenweide gelegen zijn. Na het plaatsen van de peilbuizen moet er minstens een maand gewacht worden om met de metingen te beginnen, omdat het grondwaterpeil terug gestabiliseerd moet zijn ( Lithologie De lithologie die aangetroffen wordt op de 3 locaties in het studiegebied is sterk gelijkaardig. Bovenaan wordt een pakket zware klei teruggevonden dat rust op een veenpakket. Daaronder komt voornamelijk leemhoudend fijn zand voor met af en toe grover zand. Een precieze beschrijving van de lithologie op de drie onderzochte locaties wordt weergegeven in Tabel 4, Tabel 5 en Tabel 6. Kennis van de lithologie is belangrijk om te kunnen bepalen welke lagen goed of slecht doorlatend zijn. Diepte (m) Tabel 4: Lithologische beschrijving van de boringen op locatie 1 (A, B & C). Lithologische beschrijving 0,00 0,30 Aarde en bruine klei 0,30 0,85 Groenige compacte klei met gleyverschijnselen 0,85 1,00 Bruin veen en grijsgroene klei 1,00 1,35 Leemhoudend fijn zand 1,35 3,00 Lichtgrijs fijn zand 3,00 5,50 Grijs fijn zand, grover wordend naar onderen toe + bevat kleine schelpjes 5,50 6,50 Zeer fijn bruin zand 6,50 7,50 Grijze klei 24

37 Diepte (m) Tabel 5: Lithologische beschrijving van de boring op locatie 2. Lithologische beschrijving 0,00 0,50 Aarde en bruine klei 0,50 0,90 Groenige compacte klei met gleyverschijnselen + kalkconcreties 0,90 1,30 Bruin veen 1,30 3,20 Leemhoudend fijn zand met weinig zandigere lenzen 3,20 5,50 Grijs fijn zand Diepte (m) Tabel 6: Lithologische beschrijving van de boring op locatie 3. Lithologische beschrijving 0,00 0,50 Aarde en bruine klei + plantenwortels 0,50 0,70 Grijze klei met gleyverschijnselen 0,70 1,80 Groenige compacte klei 1,80 2,50 Bruin veen 2,50 2,80 Fijn grijs zand 2,80 3,30 Bruin veen 3,30 6,00 Blauwgrijs leemhoudend fijn zand 6,00 6,45 Grijs fijn zand 6,45 7,50 Grijze silt 7,50 10,75 Bruingrijs fijn zand Lokalisatie van de peilbuizen Voor elke peilbuis moeten de X-, Y- en Z-coördinaten bepaald worden. De X- en Y-coördinaten worden met behulp van een GPS bepaald en worden weergegeven in Tabel 7. Tabel 7: UTM en Lambert 72 coördinaten. UTM coördinaten Lambert 72 coördinaten Observatieput N O X Y 1A , , B , , C , , , , , , De Z-coördinaten, ofwel de hoogte, worden altijd uitgedrukt ten opzichte van de referentiehoogte TAW, de Tweede Algemene Waterpassing. Het nivelleren werd uitgevoerd met een waterpastoestel. Dit is een optisch apparaat waarmee een horizontaal vlak met hoge precisie kan gerealiseerd worden. Zo worden hoogteverschillen ten opzichte van dit vlak gemeten. De eerste meting gebeurt ten opzichte van een referentiepunt. Dit referentiepunt is een merkteken, waarvan de hoogte in mtaw exact gekend is. Dat merkteken is 25

38 meestal ingemetseld in bestaande metselbouwwerken of in betonpalen (Lambot, z.j.). Vervolgens wordt er ongeveer om de 100 meter een meting met het waterpastoestel uitgevoerd, om ten slotte de hoogte van de top van de peilbuizen te kunnen bepalen. Om de peilbuizen op locatie 1 te nivelleren werd gebruik gemaakt van het referentiepunt CD62. Voor locatie 2 was dit referentiepunt Cak2 en voor locatie 3 was dit referentiepunt Ck21. Voor locatie 1 en 2 lagen de referentiepunten op ongeveer 1 km afstand van de peilbuis en voor locatie 3 op ongeveer 2 km. De gegevens over de referentiepunten zijn terug te vinden op de website van het Nationaal Geografisch Instituut ( Wanneer de top van de peilbuis gekend is, kan vervolgens het midden van de filter in mtaw ook bepaald worden (zie Tabel 8). Observatieput Top buis (mtaw) Tabel 8: Algemene informatie over de peilbuizen. Lengte peilbuis (m) Lengte gesloten buis (m) Lengte filterbuis (m) Midden filter (mtaw) 1A 2,358 7,03 3,53 3,50-2,922 1B 2,366 6,85 3,35 3,50-2,734 1C 2,376 6,85 3,35 3,50-2, ,002 5,50 1,50 4,00-0, ,068 10,75 5,75 5,00-5, EM39-metingen Werking van het EM39-toestel De EM39-methode is een gefocusseerde elektromagnetische inductiemethode, ontworpen door Geonics Limited, die ideaal is om uit te voeren in een met niet-geleidend materiaal (zoals PVC) verbuisd boorgat. EM39-metingen zijn een type van geofysische boorgatmetingen waarbij de elektrische conductiviteit van de sedimenten en het poriënwater gemeten kan worden (McNeill, 1986). Er kunnen lithologische lagen, contaminatiepluimen en zoetwaterlezen mee geïdentificeerd worden. Op Figuur 12 wordt de werking van de EM39-methode getoond. Een zender wekt een primair magnetisch veld op waardoor er elektrische stroomlijnen rondom de put worden geïnduceerd. Deze elektrische stroomlijnen veroorzaken vervolgens een secundair magnetisch veld. Het primaire en secundaire magnetische veld worden gedetecteerd door een ontvanger waarbij de amplitude evenredig is met de som van de geleidbaarheid van het gesteente en het poriënwater. 26

39 Figuur 12: Werking van het EM39 toestel. (Risch & Robinson, 2000) Het EM39-toestel meet de geleidbaarheid van de sedimenten en het poriënwater in een torus rond de peilbuis. De torus heeft een binnenstraal van ongeveer 15 cm en een buitenstraal van ongeveer 110 cm. Dit betekent dat er geen metingen worden uitgevoerd binnen een straal van 15 cm rond de as van de peilbuis. Dit zorgt ervoor dat de metingen niet beïnvloed worden door het water in de observatieput, de PVC buis of de omstorting. De dikte van de torus is ongeveer 30 cm, waardoor er met een grote verticale resolutie gemeten kan worden. Meestal wordt er elke 20 cm een meting uitgevoerd, waardoor de geleidbaarheid van de sedimenten en het poriënwater over de volledige lengte van de peilbuis gekend is. Zandige afzettingen en zoet water hebben allebei een kleine geleidbaarheid. Terwijl klei en zout water een grote geleidbaarheid hebben, doordat er veel ionen aanwezig zijn in klei en zout water. Wanneer de aanwezige sedimenten hoofdzakelijk uit zand bestaan, kan het type water (zoet of zout) bepaald 27

40 worden. Er kan ook een ruwe schatting gemaakt worden van het totale zoutgehalte (TDS) (mg/l) van het poriënwater aan de hand van de formule van Meir & Lebbe uit TDS = 10 F σ b Waarbij: F = de formatiefactor; dit is het quotiënt van de resistiviteit van het sediment en poriënwater met de resistiviteit van het poriënwater. Een waarde tussen 3,4 en 4,5 komt het meest voor in de Vlaamse kustvlakte (Lebbe, 1978). Hier wordt er gekozen voor een formatiefactor met waarde 4. σ b = de gemeten elektrische geleidbaarheid (ms/m) Resultaten en discussie Voor het begin van de eerste meting werd de sonde in het boorgat geplaatst met de top van de sonde ter hoogte van de top van de peilbuis (Figuur 13). De meting van de geleidbaarheid gebeurde op 90 cm onder de top van de sonde, waardoor de eerste meting plaatsvond op een diepte van 90 cm onder de top van de peilbuis. Elke 20 cm werd er een meting uitgevoerd tot op het moment dat de sonde de onderkant van het boorgat bereikte. Er wordt aangenomen dat de elektrische geleidbaarheid van klei tussen 67 ms/m en 143 ms/m ligt (Maréchal et al., 1969). Wanneer er hogere waarden worden gevonden, is dit een indicatie dat de sedimenten brak of zout water bevatten. Figuur 13: Opstelling van het EM39-toestel op locatie 2. 28

41 Diepte (m) De elektrische geleidbaarheid in de drie putten op locatie 1 is zeer gelijkaardig (Figuur 14). Dit werd ook verwacht, want de putten liggen niet ver van elkaar. De metingen werden uitgevoerd tot op een diepte van ± 7,0 m in putten A en C. In put B konden de metingen maar tot op 3,0 m diepte uitgevoerd worden, vermoedelijk is de peilbuis beschadigd geraakt door een landbouwvoertuig. Hierdoor ontbreekt er een deel van de curve van put B op Figuur 14. De elektrische geleidbaarheid varieert van 45 tot 262 ms/m. In alle drie de putten wordt er zoet tot brak water teruggevonden, geen zout water want de waarden zijn lager dan 360 ms/m (Tabel 9). De variatie die te zien is op de grafiek (Figuur 14) wordt veroorzaakt door de verandering van lithologie en dus niet door de verandering van zoet naar zout water (of omgekeerd). Vanaf ± 1,5 m diepte tot 3,0 m diepte neemt de elektrische geleidbaarheid toe, om daarna lichtjes af te nemen tot op een diepte van 4,5 m. Er bevinden zich hier overal zandige pakketten. De variatie is ofwel te wijten aan een variatie in kleiige bijmenging ofwel aan een kleine variatie in de zoutconcentratie van het grondwater. Vanaf 4,5 m diepte neemt de elektrische geleidbaarheid geleidelijk toe tot 262 ms/m. Deze hogere waarde wijst op klei-afzettingen die brak water bevatten. Locatie 1: putten A, B en C Elektrische geleidbaarheid (ms/m) Put A Put B Put C Figuur 14: Elektrische geleidbaarheid in functie van de diepte voor locatie 1 (putten A, B en C). De waarden voor de elektrische geleidbaarheid op locatie 2 (Figuur 15) variëren van 47 tot 230 ms/m waardoor het grondwater zoet tot brak is (<360 ms/m; Tabel 9). Van 0,9 tot 1,3 m diepte bevindt zich veen, hier is de elektrische geleidbaarheid ongeveer constant (± 48 ms/m). Daarna is te zien dat de curve van de elektrische geleidbaarheid geleidelijk toeneemt met toenemende diepte. Over het volledige interval van 1,3 tot 5,5 meter bevinden zich zandige afzettingen, dit betekent dat de variatie van de elektrische geleidbaarheid te wijten is aan een verschil in zoutgehalte van het grondwater. De 29

42 Diepte (m) zoutconcentratie stijgt dus met de diepte en er wordt zeer brak water teruggevonden op de grootste diepte. Locatie Elektrische geleidbaarheid (ms/m) Figuur 15: Elektrische geleidbaarheid in functie van de diepte voor locatie 2. Op locatie 3 variëren de waarden voor de elektrische geleidbaarheid van 110 tot 429 ms/m (Figuur 16). Van 0,9 m tot 2,0 m neemt de elektrische geleidbaarheid gestaag toe om vervolgens tussen 2 en 3,0 m diepte een vrij hoge constante waarde (ongeveer 360 ms/m) te hebben. Deze hoge waarden zijn te wijten aan het dikke veenpakket dat aanwezig is. Dit veenpakket is omringd door permeabele lagen en beladen onder een overwegend zandig pakket van bijna 2,0 m dik. Dit zorgt ervoor dat het veen geconsolideerd is en door de kleine doorlatendheid van het veen zit er connaat water vast in deze afzetting. Dit connate water is samen met de sedimenten afgezet en bevat matig zout water dat niet kan ontsnappen. Vanaf 3,0 tot 5,0 m diepte zijn variërende, maar iets lagere, waarden (gemiddeld 250 ms/m) terug te vinden. Op deze diepte wordt een zandpakket teruggevonden waarin zich zeer brak water bevindt (Tabel 9). Vervolgens wordt er vanaf een diepte van 5,0 m constant een hoge waarde gemeten van gemiddeld 400 ms/m. Deze hoge waarden worden veroorzaakt door de aanwezigheid van matig zout water (Tabel 9). 30

43 Diepte (m) Locatie Elektrische geleidbaarheid (ms/m) Figuur 16: Elektrische geleidbaarheid in functie van de diepte voor locatie 3. Tabel 9: Classificatie van het TDS-gehalte volgens De Moor en De Breuck (1969) en de elektrische geleidbaarheid die afgeleid werd volgens de formule voor TDS. Type water TDS-gehalte (mg/l) Elektrische geleidbaarheid (ms/m) Zeer zoet < 200 <5 Zoet Matig zoet Zwak zoet Matig brak Brak Zeer brak Matig zout Zout

44 Verziltingskaart Figuur 17: De geüpdatete verziltingskaart (Vandenbohede et al., 2010) met aanduiding van locaties 1, 2 en 3. ( met eigen bewerkingen) De EM39-metingen kunnen vergeleken worden met de geüpdatete verziltingskaart (Vandenbohede et al., 2010). Dit is een geüpdatete versie van de verziltingskaart van De Breuck et al. (1974). Op Figuur 17 is de diepte van de grens tussen zoet en zout water weergegeven ten opzichte van het maaiveld. Deze grens wordt vastgelegd op een TDS-gehalte van 1500 mg/l. Wanneer er concentraties met een lagere TDS gevonden worden, wordt dit geclassificeerd als zoet water. Indien de concentratie een hogere TDS heeft, dan wordt er van zout water gesproken. Een nadeel is dat de kaart gemaakt is aan de hand van interpolatie en dus niet exact is, maar de kaart kan wel als een indicatie gebruikt worden. Een ander nadeel is dat er geen classificatie volgens type water (zeer zoet, zoet, matig zoet ) is, omdat er slechts één grens wordt gebruikt. Op locaties 1 en 2 wordt de zoet-zout-grens op een diepte van 5-10 meter gevonden. Uit de EM39- metingen, die slechts tot op een diepte van respectievelijk 6,5 en 5,5 meter werden uitgevoerd, blijkt dat er geen zout in de peilbuizen gevonden wordt. Vermoedelijk ligt de grens dus iets dieper en kon deze niet vastgesteld worden met de metingen op het veld. Locatie 3 ligt net op de grens tussen 2,0 5,0 m diepte en 5,0 10,0 m diepte. Een diepte van de zoetzout-grens op 5,0 m diepte onder het maaiveld wordt dan ook verwacht. Uit de EM39-metingen blijkt dat er inderdaad zout water wordt gevonden op een diepte van 5,0 m. Er kan gesteld worden dat de verziltingskaart redelijk accuraat is. 32

45 3.3. Stapverlagingsproef Proefopstelling In april 2015 werden op locatie 1 drie peilbuizen geplaatst. Peilbuizen A, B en C bevinden zich respectievelijk op 1,05 m, 3,05 m en 5,05 m van een waterloop en zijn op een loodrechte lijn op deze waterloop geplaatst (Figuur 18). Na een rustperiode van ongeveer twee maanden werden er in juni 2015 twee stapverlagingsproeven uitgevoerd in deze peilbuizen. Om dit te kunnen doen werden er Divers in elk van de peilbuizen geplaatst. Divers zijn dataloggers die bestaan uit een drukopnemer, een temperatuursensor en een batterij. Ze worden onder de watertafel geplaatst om drukveranderingen (stijghoogteveranderingen) en temperatuursveranderingen op te volgen. Figuur 18: Schematisatie van de locatie van de putten, de beek en de straat. (niet op schaal) Zolang de Divers niet ondergedompeld zijn in water, wordt de atmosferische druk opgemeten. De Divers worden hangend in de peilbuizen geïnstalleerd. Vanaf wanneer de Diver wordt ondergedompeld, komt de druk van het water daar ook bij. Hoe hoger de waterkolom, hoe groter de druk die gemeten wordt. De temperatuur wordt ook gemeten. Dit kan bijvoorbeeld informatie opleveren over de stroming van het grondwater, en de verspreiding van (vervuild) water kan hiermee ook worden vastgesteld. Gedurende de proef was de grondwatertemperatuur redelijk constant en bedroeg ± 11 C. De frequentie van de metingen kan vrij gekozen worden; in het geval van deze masterproef werd er gekozen om elke minuut een meting te doen. Na de metingen kan de Diver op een computer aangesloten worden om de data uit te lezen Uitvoering De eerste stapverlagingsproef werd uitgevoerd op 12 juni 2015 (Tabel 10). Er werd met drie dompelpompen gepompt in peilbuis 1A, de peilbuis die dichtst bij de waterloop is gelegen. De 33

46 stapverlagingsproef werd uitgevoerd in 3 trappen van elk ongeveer 2 uur, waarbij telkens met een toenemend debiet (een extra dompelpomp) werd gepompt. Om 11u32 werd gestart met de eerste trap. Na ongeveer 2 uur (13u37) werd een tweede dompelpomp geïnstalleerd, zodat het debiet verdubbeld werd. Ten slotte werd om 15u40 een derde dompelpomp in werking gezet. Er was echter weinig verschil tussen het debiet bij het pompen met twee pompen en het pompen met drie pompen. Het maximale debiet tijdens de proef was gemiddeld 550 liter per uur. Omstreeks 20u38 werd de proef beëindigd. De tweede stapverlagingsproef werd uitgevoerd op 15 juni 2015 (Tabel 11). Deze keer werd er gepompt in peilbuis 1C (de peilbuis die het verst gelegen is van de waterloop). De stapverlagingsproef werd uitgevoerd in 2 trappen. De derde trap werd weggelaten, omdat het debiet ongeveer hetzelfde was tijdens trap 2 en trap 3 in de eerste stapverlagingsproef. De proef begon om 10u53. Vervolgens werd om 13u02 de tweede pomp geïnstalleerd. Het maximale debiet bedroeg gemiddeld 515 liter per uur. Om 16u38 werd de proef beëindigd. Elk halfuur werd een manuele debietsmeting uitgevoerd. Er werd hierbij gekeken hoe lang het duurde om een emmer van 10 liter te vullen en vervolgens werd het debiet omgezet in liter per uur. Het gemiddelde debiet per tijdsstap is weergeven in Tabel 10 en Tabel 11. Initieel werd er verwacht dat het debiet zou verdubbelen tijdens de tweede tijdsstap, omdat er dan twee pompen in werking zijn. Terwijl er tijdens tijdsstap één maar een enkele pomp in werking was. De reden dat het debiet niet verdubbeld werd is dat er meer energie nodig was om het water op te pompen, immers daalt het grondwaterpeil waardoor het water over een grotere afstand omhoog dient gepompt te worden. Datum Tabel 10: Gegevens van de eerste stapverlagingsproef. Aantal pompen in werking Tijdsinterval Gemiddelde debiet (liter/uur) 12/06/ u32-13u37 328,49 12/06/ u37-15u40 535,65 12/06/ u40-20u38 549,56 Datum Tabel 11: Gegevens van de tweede stapverlagingsproef. Aantal pompen in werking Tijdsinterval Gemiddelde debiet (liter/uur) 15/06/ u53-13u02 308,48 15/06/ u02-16u38 513,68 Gedurende de proef wordt het grondwaterpeil elke minuut geregistreerd door een Diver. Aan het begin van elke trap van de stapverlagingsproef is er een snelle afname van het grondwaterpeil te zien. 34

47 Nadien vertraagt de verlaging van het grondwaterpeil stelselmatig. Tijdens de periodes dat er niet gepompt wordt, ook wel de herstelperiode genoemd, neemt het grondwaterpeil toe. Eerst gebeurt dit snel, daarna trager, totdat de ruststand bereikt wordt Resultaten Er wordt verwacht dat de grootste verlaging van het grondwaterpeil zich voordoet in de peilbuis waarop gepompt wordt (= de pompput) en dat de kleinste verlaging waargenomen wordt in de peilbuis die het verst weg gelegen is van de pompput. Een schematische voorstelling van de te verwachten depressiekegel is te zien in Figuur 19. Figuur 19: Voorstelling van de verlaging van de grondwatertafel in een aangepompte aquifer. De depressiekegel (cone of depression) stelt de verlaging t.o.v. de afstand van de pompput voor. (Kruseman & de Ridder, 1994) In Figuur 20 en Figuur 21 worden de gemeten data weergegeven. De veronderstelling dat de kleinste verlaging wordt waargenomen op de grootste afstand van de pompput wordt in beide figuren bevestigd. De bekomen data van de stapverlagingsproeven zal verder gebruikt worden in Hoofdstuk 4. 35

48 Verlaging (m) Verlaging (m) Verlaging (m) in functie van de tijd (min) Tijd (min) 0,0 100,0 200,0 300,0 400,0 500,0 600,0 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 P1 P2 P3 Figuur 20: Verlaging van de stijghoogtes in functie van de tijd bij de eerste stapverlagingsproef. Verlaging (m) in functie van de tijd (min) Tijd (min) 0,0 50,0 100,0 150,0 200,0 250,0 300,0 350,0 400,0 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 P1 P2 P3 Figuur 21: Verlaging van de stijghoogtes in functie van de tijd bij de tweede stapverlagingsproef. 36

49 4. INTERPRETATIE VAN DE POMPPROEVEN MET DE HYPARIDEN- CODE De gebruikte theorie in dit hoofdstuk is gebaseerd op Hydraulic parameter identification: Generalized interpretation method for single and multiple pumping tests (Lebbe, 1999) Het AS2D-model Er wordt gebruik gemaakt van het AS2D-model, dit is een 2D axi-symmetrisch numeriek model, voor de simulatie van de verlaging rond een pompput in een gelaagd grondwaterreservoir. De lagen worden onderverdeeld in ringen rondom een centrale as (de pompput) waarvan de stralen van de ringen een logaritmische reeks vormen. Deze logaritmische reeks zorgt ervoor dat de berekeningen met eenzelfde orde van accuraatheid gebeuren op verschillende afstanden van de pompput. Het grondwaterreservoir wordt verdeeld in een reeks doorlatende en slecht doorlatende lagen, die lateraal continu en oneindig zijn. Deze lagen zijn van onder naar boven genummerd. De onderste laag wordt begrensd door een ondoorlatende laag en de bovenste laag door de watertafel. Het grondwaterreservoir wordt dus omgevormd tot een reeks van ringen rond een centrale as (Figuur 22). Elke ring bevat een nodale cirkel; ter hoogte van deze cirkel wordt de verlaging voor de hele ring berekend. De stroming van het grondwater naar de pompput toe verloopt radiaal, waardoor de verlaging gelijk is in de gehele nodale cirkel. Daarom is het eenvoudiger om het systeem te herleiden van een 3D-systeem naar een 2D-systeem. Figuur 22: Voorstelling van de opbouw van een AS2D-model. (Lebbe, 1999) 37

50 4.2. Invoergegevens Een invers numeriek model heeft als doel om de optimale waarden van de hydraulische parameters en het gezamenlijk betrouwbaarheidsinterval van de hydraulische parameters af te leiden. Deze hydraulische parameters kunnen nadien bijvoorbeeld gebruikt worden om het normaal model op te stellen. Om een invers model op te starten is er eerst en vooral een inschatting nodig van de initiële waarden van de hydraulische parameters. Deze parameters kunnen indirect bepaald worden door een inschatting aan de hand van de korrelgrootteverdeling van de verschillende lagen. Ofwel kunnen de hydraulische parameters direct bekomen worden door permeameterproeven op gestoken monsters. Vervolgens worden er ook randvoorwaarden ingevoerd en wordt het grondwaterreservoir geschematiseerd Inschatting van de hydraulische parameters Het iteratieproces zal starten met de ingeschatte hydraulische parameters om uiteindelijk de optimale waarden voor de hydraulische parameters te bekomen. Voor elke laag wordt de horizontale doorlatendheid (K h), de hydraulische weerstand (C) en de specifieke elastische berging (S s) ingevoerd. Eveneens wordt de bergingscoëfficiënt nabij de watertafel (S 0) voor het gehele systeem opgegeven. Deze ingeschatte waarden worden de aanvangsvoorwaarden van de hydraulische parameters genoemd. De hydraulische doorlatendheid (K) is een parameter die het gemak beschrijft waarmee een vloeistof doorheen de verschillende lagen in het grondwaterreservoir kan stromen. De hydraulische doorlatendheid is afhankelijk van onder andere de porositeit en de korrelgrootte van het medium, net als van de viscositeit en de dichtheid van het fluïdum. De horizontale doorlatendheid (K h), die wordt uitgedrukt in meter per dag (m/d), wordt ingeschat op basis van de lithologie. Hoe grover het sediment, hoe groter de doorlatendheid. Zo heeft klei een zeer kleine doorlatendheid en grind een grote doorlatendheid. De hydraulische weerstand (C), uitgedrukt in dagen (d), wordt bepaald via de volgende formule: C = D K v Waarbij: D = de dikte van de laag (m) K v = de verticale hydraulische doorlatendheid (m/d) In het invers model wordt de hydraulische weerstand telkens bepaald op de grens tussen twee verschillende lagen. De dikte is bijgevolg de som van de helft van de dikte van de onderliggende laag 38

51 en de helft van de dikte van de bovenliggende laag. Om de verticale doorlatendheid (K v) te bepalen wordt de equivalente anisotropie ingeschat. Dit is de wortel van de verhouding tussen K h en K v. Wanneer K h en K v gelijk zijn, zijn de lagen isotroop. In de meeste gevallen is K h echter groter dan K v. De specifieke elastische berging (S s), uitgedrukt in m -1, is de hoeveelheid water die wordt vrijgegeven per volume-eenheid van het grondwaterreservoir, per meter daling van de stijghoogte. Deze parameter is zowel afhankelijk van de elasticiteit van het water als van de elasticiteit van het sediment. De specifieke elastische berging wordt ingeschat aan de hand van de vergelijking van Van der Gun (1979). De formule is gebaseerd op de relatie tussen de diepte en de specifieke elastische berging. Diepere lagen zijn meer gecompacteerd en zullen bijgevolg minder water afgeven. Dit heeft als gevolg dat de specifieke elastische berging in diepere lagen kleiner is. Formule van Van der Gun (1979): S s = 1, , d 0,7 Waarbij: d = de gemiddelde diepte van de laag onder het maaiveld (m) De tweede parameter die informatie geeft over de waterbergende eigenschappen is de bergingscoëfficiënt nabij de watertafel (S 0). Dit is de hoeveelheid water die per oppervlakte-eenheid afgegeven wordt per meter daling van de watertafel en is een dimensieloze parameter. De waarde van S 0 ligt meestal tussen 0,01 en 0,30 waarbij kleine waarden typisch zijn voor fijnkorrelige sedimenten en grote waarden voor grofkorrelige sedimenten. Een extra parameter waarmee rekening moet gehouden worden is het putverlies. Het putverlies bepaalt de extra verlaging ten gevolge van een andere hydraulische doorlatendheid rondom de pompput. Deze verandering in doorlatendheid ontstaat bij het plaatsen van de peilbuis. Hierdoor kan de verlaging in de peilbuis afwijken van de verlaging in de aquifer. Het putverlies kan negatief zijn, dit komt voor wanneer de gemeten verlaging kleiner is dan het aquiferverlies. Dit kan een gevolg zijn van een beter doorlatende zone rondom de pompput, bijvoorbeeld een goed uitgevoerde grind omstorting. Het putverlies kan evenwel positief zijn wanneer de gemeten verlaging groter is dan het aquiferverlies. De oorzaak hiervan is een lagere doorlatendheid rondom de pompput. Het putverlies is evenredig met het opgepompte debiet tot de n-de macht. De formule van het putverlies is: s w = C Q n Waarbij: s w = het putverlies (m) 39

52 C = een constante factor die het putverlies begroot, deze constante wordt bepaald door de straal, de constructie en de staat van de put (m 1-3n d n ) Q = het debiet (m³/d) n = n-de macht van het putverlies, meestal gelijkgesteld aan 2 (-) (Jacob, 1947) De initiële waarden van de hydraulische parameters K h, C en S s die in het model werden ingevoerd, worden weergegeven in Tabel 12. Deze initiële waarden worden vervolgens gebruikt voor zowel de optimalisatie van de parameters van de eerste stapverlagingsproef als van de tweede stapverlagingsproef. De hydraulische doorlatendheid (K h) werd ingeschat aan de hand van de lithologie. Kleiige lagen hebben een lage horizontale doorlatendheid, terwijl de doorlatendheid bij zandige lagen hoger is. Laag 3 bestaat uit matig fijn zand en is de laag met de grofste korrelgrootte, bijgevolg krijgt laag 3 de grootste K h. Vervolgens werd de hydraulische weerstand (C) ingeschat aan de hand van de formule die eerder besproken werd. De volgende parameter die wordt ingeschat is de specifieke elastische berging. Deze inschatting gebeurt aan de hand van de formule van Van der Gun. Ten slotte werd ook de waarde van de bergingscoëfficiënt nabij de watertafel (S 0) ingeschat; een waarde van 0,02 werd gekozen voor beide stapverlagingsproeven. Tabel 12: De initiële waarden van de hydraulische parameters die in het invers model ingevoerd worden. Laagnummer Interval diepte (m) Dikte laag (m) K h (m/d) C (d) S s (m -1 ) 9 0,85 1,00 0,15 0,50 0, ,01 8 1,00 1,35 0,35 2,00 0, ,38 7 1,35 2,20 0,85 4,00 0, ,20 6 2,20 2,60 0,40 4,00 0, ,15 5 2,60 3,00 0,40 4,00 0, ,14 4 3,00 3,35 0,35 4,00 0, ,23 3 3,35 5,50 2,15 8,00 0, ,42 2 5,50 6,50 1,00 3,00 0, ,25 1 6,50 7,00 0,50 0,10 0,

53 Randvoorwaarden Er worden enkele randvoorwaarden in acht genomen voor dit invers model. De ondergrens van het model wordt als ondoorlatend beschouwd. In dit model wordt de Ieperse klei als ondergrens gekozen. De bovengrens is begrensd door de watertafel, die zich op een diepte van 0,85 m bevindt. De verlaging van de stijghoogte wordt als nul beschouwd op een oneindige afstand van de pompput Schematisatie van het grondwaterreservoir Nadat het grondwaterreservoir geschematiseerd is in doorlatende en slecht doorlatende lagen wordt het grondwaterreservoir opgedeeld (discretisatie) zodat de waargenomen stijghoogtes met een zo klein mogelijke fout gesimuleerd kunnen worden. Er is gekozen om het grondwaterreservoir op te delen in 9 lagen met verschillende diktes (Figuur 23). Deze indeling is gebaseerd op de lithologie. Op de figuur is te zien dat de filters van de drie putten zich in de lagen 1, 2, 3 en 4 bevinden. De filters, die elk 4 meter lang zijn, bevinden zich ongeveer allemaal op dezelfde diepte (Tabel 8) en voor het invers model wordt er beschouwd dat ze op eenzelfde diepte zitten Parameterisatie Afhankelijk van de discretisatie van het grondwaterreservoir is het nodig om hydraulische parameters te groeperen die eenzelfde gedrag vertonen. Wanneer alle parameters apart beschouwd zouden worden, zouden er immers teveel parameters geoptimaliseerd moeten worden. Hierdoor zouden de parameters te weinig invloed hebben op de gesimuleerde verlagingen overeenkomstig de waarnemingen. Daarom wordt er naar gestreefd om zo weinig mogelijk hydraulische parameters af te leiden met een zo groot mogelijke gevoeligheid, dit wordt vaak de regel van de spaarzaamheid genoemd. Tabel 13: De verschillende parametergroepen. Nummer parametergroep Parametergroep 1 De horizontale doorlatendheden (K h) van alle lagen 2 De hydraulische weerstanden (C) tussen alle lagen 3 De specifieke elastische bergingen (S s) van alle lagen In Tabel 13 worden de verschillende parametergroepen weergegeven. De eerste parametergroep bestaat uit de horizontale doorlatendheden (K h) van de lagen 1 9. De tweede parametergroep is opgebouwd uit de hydraulische weerstanden (C), telkens bepaald tussen twee lagen. De laatste parametergroep bevat de waarden van de specifieke elastische berging (S s) voor lagen 1 9. De initiële waarden voor alle parameters werden reeds behandeld in paragraaf

54 Figuur 23: Schematisatie van het grondwaterreservoir met aanduiding van de filters van de peilbuizen, de diepte van de lagen en de lithologie van de verschillende lagen. (filters aangeduid met horizontale streepjes)(niet op schaal) 42

55 Invoeren van de observaties van de stapverlagingsproef Gedurende de stapverlagingsproef werd de verlaging constant gemonitord, zoals besproken in paragraaf In het invers model worden de verlagingen slechts ingevoerd op een bepaald aantal tijdstippen. De keuze van deze tijdstippen gebeurde aan de hand van de volgende logaritmische tijdreeks T i = 10 0,1n. Alle waarden voor T i werden afgerond naar natuurlijke getallen en deze waarden werden vervolgens gebruikt als tijdstippen die in het model werden ingevoerd (Tabel 14). Tabel 14: Geselecteerde tijdstippen waarbij de verlaging ingevoerd wordt in het invers model. 0,1n T i T i afgerond 0,1 1, ,2 1, ,3 1, ,4 2, ,5 3, ,6 3, ,7 5, ,8 6, ,9 7, ,0 10, ,1 12, ,2 15, ,3 19, ,4 25, ,5 31, ,6 39, ,7 50, ,8 63, ,9 79, ,0 100, ,1 125, ,2 158, ,3 199, ,4 251, ,5 316, ,6 398, ,7 501, In Tabel 15 en Tabel 16 worden de verlagingen in functie van de tijd weergegeven voor de drie putten. De verlagingen na 1 minuut werden telkens weggelaten, omdat de afwijkingen te groot zijn. Deze afwijkingen hebben een grote invloed op de som van de kwadraten van de afwijkingen. De oorzaak is dat er eerst water uit de berging van de pompput wordt gepompt, alvorens er op de laag zelf gepompt 43

56 wordt. Een andere factor die invloed heeft op de meetwaarde van de eerste minuut, is de onzekerheid op welk moment de pompproef exact begon. Bij het model wordt verondersteld dat de pomp bij de start onmiddellijk water oppompt bij het ingestelde debiet, terwijl dit in werkelijkheid langzamer gebeurt. De Diver voert elke minuut een meting uit, maar de start van de proef wordt niet exact gemeten op het moment dat de Diver een meting doet. Er wordt verondersteld dat de afwijking na 2 minuten voldoende klein is. Bij de eerste stapverlagingsproef (Tabel 15) wordt de tweede dompelpomp na 125 minuten aangesloten, waardoor het debiet verhoogd wordt. In de tabel is een duidelijke verandering waar te nemen bij de verlagingen horende bij 126 minuten. Tabel 15: De verlagingen in functie van de tijd die werden ingevoerd in het invers model voor de eerste stapverlagingsproef. Bij de tweede stapverlagingsproef (Tabel 16) wordt de tweede dompelpomp iets later aangesloten dan bij de eerste proef, namelijk na 129 minuten. De verandering in verlaging kan dus maar afgelezen worden in de tabel na 158 minuten. 44

57 Tabel 16: De verlagingen in functie van de tijd die werden ingevoerd in het invers model voor de tweede stapverlagingsproef Berekenen van de optimale parameterwaarden Voorwaartse berekening Het algoritme van het normale model voert voorwaartse berekeningen uit vertrekkende vanuit de initiële waarden van de hydraulische parameters en de rand- en aanvangsvoorwaarden. De afwijking tussen de gemodelleerde en de waargenomen verlagingen worden met elkaar vergeleken op een logaritmische schaal: r = log(s ) log (s ) Waarbij: r = de afwijking s* = de gemodelleerde verlaging ŝ = de waargenomen verlaging Uiteindelijk is het de bedoeling dat de som van de gekwadrateerde afwijkingen zo klein mogelijk is, zodat de werkelijkheid het best benaderd wordt. De som van alle gekwadrateerde afwijkingen wordt de doelfunctie (S) genoemd. 45

58 n S = r i 2 i=1 Waarbij: S = de doelfunctie r i = de afwijking op de i de observatie n = het aantal observaties Overeenkomstig de aanvangswaarden van de hydraulische parameters zal de doelfunctie meestal groot zijn, de bedoeling is nu om een zo klein mogelijke waarde voor de doelfunctie te vinden. De bekomen waarden voor de hydraulische parameters bij de minimale waarde van de doelfunctie worden de optimale waarden van de hydraulische parameters genoemd Gevoeligheidsanalyse Naast de afwijkingen moeten ook de gevoeligheden worden berekend. De bedoeling is om de gevoeligheid van elke parametergroep te berekenen ten opzichte van de aanvangswaarden. De waarden van de eerste groep van hydraulische parameters worden gewijzigd. Deze hydraulische parameters worden met eenzelfde gevoeligheidsfactor vermenigvuldigd, terwijl de andere parametersgroepen de aanvangswaarden behouden. De gevoeligheid van de waarnemingen ten opzichte van de eerste groep van hydraulische parameters wordt dan bepaald door het quotiënt van teller en noemer te bepalen. In de teller staat het verschil tussen de logaritmen van de berekende verlagingen met de gewijzigde parameterwaarden van de eerste groep en de logaritmen van de verlagingen bekomen met de aanvangswaarden. In de noemer staat de logaritme van de gevoeligheidsfactor. Op analoge wijze worden daarna de gevoeligheden van de overige parametergroepen bepaald Niet-lineaire regressie De aanpassingsfactoren van de hydraulische parameters worden bepaald met behulp van de berekende afwijkingen en gevoeligheden. De aanvangswaarden van de hydraulische parameters worden vervolgens vermenigvuldigd met de overeenkomstige aanpassingsfactor om op deze manier nieuwe waarden te bekomen voor de hydraulische parameters. Deze nieuwe parameterwaarden liggen al iets dichter bij de oplossing. Door verschillende iteraties na elkaar uit te voeren, zal de afwijking steeds kleiner worden. Het inverse probleem zal convergeren naar een oplossing. De iteraties worden herhaald totdat de aanpassingsfactoren verwaarloosbaar klein worden en tot op het moment dat de doelfunctie niet meer kleiner wordt. De doelfunctie is nu geminimaliseerd en de optimale waarden voor de parameters zijn gevonden. 46

59 De optimale waarden die nu bekomen zijn, zijn goede parameters als ze voldoen aan de volgende voorwaarden. Een eerste voorwaarde is dat er een unieke oplossing moet zijn. Er mag slechts één set van parameters voortkomen uit één gegeven set van verlagingen. Een tweede voorwaarde is dat de oplossing identificeerbaar moet zijn. Sommige parameters kunnen een te lage gevoeligheid hebben waardoor ze geen invloed hebben op de berekende verlagingen. Een laatste voorwaarde is dat de oplossing stabiel moet zijn. Wanneer een kleine variatie in de gegeven data een grote verandering van de optimale parameters geeft, dan is de oplossing niet stabiel Het gezamenlijk betrouwbaarheidsinterval Het gezamenlijk betrouwbaarheidsinterval geeft een idee van welke parametergroepen met een grote nauwkeurigheid zijn afgeleid en welke met een kleinere nauwkeurigheid. De grenzen van het betrouwbaarheidsinterval kunnen benaderd worden door een p-dimensionale ellips, indien er p hydraulische parametergroepen afgeleid worden. Om het probleem te vereenvoudigen wordt een tweedimensionale parameterruimte besproken, een ellips gecenterd rond de optimale waarden van twee parameters uit twee verschillende parametergroepen. Gewoonlijk worden vier betrouwbaarheidsgebieden gegeven: 90,00 %, 99,00 %, 99,90 % en 99,99 %. Binnen het betrouwbaarheidsgebied van 90,00 % is het 90,00 % waarschijnlijk dat de optimale waarden van de parameters in dit gebied liggen. Hoe groter het percentage, hoe groter het gebied bijgevolg. Vaak wordt de parameterruimte getransformeerd door het beschouwen van de logaritmen van de parameters. Door deze transformatie benaderen de contourlijnen de vorm van een ellips (Figuur 24). De grootte, de vorm en de oriëntatie van de ellipsen (of ellipsoïden bij een multidimensionaal probleem) kunnen afgeleid worden uit een reeks van statistische parameters. Het centrale punt van de ellips bevindt zich op het snijpunt van de optimale parameters. De lengte van de assen is evenredig met de eigenwaarden van de covariantiematrix. De eigenvectoren van de covariantiematrix bepalen de oriëntatie van de hoofdassen tegenover de parameterassen. Uit de covariantiematrix kunnen ook de correlatiematrix en de marginale en conditionele standaardafwijkingen afgeleid worden. Daarnaast kan ook nog een conditiegetal en de conditie-indexen afgeleid worden, samen met de matrix van de marginale variantie decompositieverhoudingen. Het conditiegetal geeft de verhouding weer tussen de langste en de kortste as van een bepaald probleem. Als het conditiegetal groter is dan 30, is er een grote afhankelijkheid met andere parameters en is het probleem slecht gesteld. Een meer gedetailleerd overzicht van deze relaties kan worden teruggevonden in Lebbe (1999). 47

60 Figuur 24: Gezamenlijk betrouwbaarheidsinterval, samen met de marginale standaardafwijking Smj en de conditionele standaardafwijkingen Scj. (Lebbe & De Breuck, 1995) 4.5. Resultaten en discussie Op Figuur 18 (paragraaf 3.3.1) werd de ligging van putten A, B en C reeds schematisch weergegeven ten opzichte van de nabijgelegen beek of drainagegracht. De filters van de putten A, B en C zitten op eenzelfde diepte-interval in dezelfde opeenvolgende afzettingen (Figuur 23; paragraaf 4.2.3). Op 12 juni 2015 werd de eerste stapverlagingsproef uitgevoerd, waarbij gepompt werd in put A. Vervolgens werd er op 15 juni 2015 een tweede stapverlagingsproef uitgevoerd, nu werd er gepompt in put C. De bedoeling van deze stapverlagingsproeven is om de hydraulische parameters van de verschillende lagen van het grondwaterreservoir te bepalen aan de hand van het invers model. Daarna worden deze gegevens gebruikt om de invloed van de beek of waterloop te simuleren aan de hand van een normaal model met de MOCDENS3D-code (zie verder in hoofdstuk.6) De hydraulische parameters De eerste stapverlagingsproef duurde 546 minuten. De verlaging op geselecteerde tijdstippen (Tabel 14) werd ingevoerd in het invers model. Er werden 72 observaties gebruikt om tot de uiteindelijke oplossing te komen. De totale tijdsduur van de tweede stapverlagingsproef was 345 minuten, waardoor er iets minder observaties (66 observaties) gebruikt werden bij de vergelijking van de gesimuleerde verlagingen met de waargenomen verlagingen. 48

61 In Figuur 25 en Figuur 26 wordt de schematisatie van het grondwaterreservoir voor respectievelijk de eerste en tweede stapverlagingsproef weergegeven samen met de optimale hydraulische parameters. Figuur 25: Schematisatie van het grondwaterreservoir met de optimale hydraulische parameters per laag voor de eerste stapverlagingsproef. Figuur 26: Schematisatie van het grondwaterreservoir met de optimale hydraulische parameters per laag voor de tweede stapverlagingsproef. 49

62 In Tabel 17 en Tabel 18 worden de optimale waarden voor de verschillende parameters nogmaals weergegeven, evenals hun marginale en conditionele standaardafwijkingen voor beide stapverlagingsproeven. De marginale en conditionele standaardafwijkingen bepalen hoe nauwkeurig de optimale waarden voor de hydraulische parameters uit de gegevens van de pompproef zijn afgeleid. Tabel 17: De optimale waarden van de hydraulische parameters samen met de marginale en conditionele standaardafwijking per parametergroep voor de eerste stapverlagingsproef. Nr. Parametergroep Hydraulische parameter Optimale waarde Marginale standaardafwijking Conditionele standaardafwijking K h(9) 0,08 m/d K h(8) 0,33 m/d K h(7) 0,65 m/d 1 Horizontale doorlatendheid K h(6) K h(5) K h(4) 0,65 m/d 0,65 m/d 0,65 m/d 0,0073 0,0049 K h(3) 1,30 m/d K h(2) 0,49 m/d K h(1) 0,02 m/d S s(9) 0, m -1 S s(8) 0, m -1 S s(7) 0, m -1 3 Specifieke elastische berging S s(6) 0, m -1 S s(5) 0, m -1 S s(4) 0, m -1 0,0240 0,0132 S s(3) 0, m -1 S s(2) 0, m -1 S s(1) 0, m -1 C(8) 38,430 d C(7) 14,590 d C(6) 7,473 d 2 Hydraulische weerstand C(5) C(4) 5,693 d 5,338 d 0,0426 0,0255 C(3) 8,866 d C(2) 15,864 d C(1) 958,389 d 50

63 Tabel 18: De optimale waarden van de hydraulische parameters samen met de marginale en conditionele standaardafwijking per parametergroep voor de tweede stapverlagingsproef. Nr. Parametergroep Hydraulische parameter Optimale waarde Marginale standaardafwijking Conditionele standaardafwijking K h(9) 0,10 m/d K h(8) 0,39 m/d K h(7) 0,79 m/d 1 Horizontale doorlatendheid K h(6) K h(5) K h(4) 0,79 m/d 0,79 m/d 0,79 m/d 0,0078 0,0048 K h(3) 1,58 m/d K h(2) 0,59 m/d K h(1) 0,02 m/d S s(9) 0, m -1 S s(8) 0, m -1 S s(7) 0, m -1 3 Specifieke elastische berging S s(6) 0, m -1 S s(5) 0, m -1 S s(4) 0, m -1 0,0227 0,0153 S s(3) 0, m -1 S s(2) 0, m -1 S s(1) 0, m -1 C(8) 50,627 d C(7) 19,220 d C(6) 9,844 d 2 Hydraulische weerstand C(5) C(4) 7,500 d 7,032 d 0,0533 0,0293 C(3) 11,680 d C(2) 20,899 d C(1) 1262,549 d Uit de conditionele en marginale standaardafwijkingen, voor zowel de eerste als de tweede stapverlagingsproef, blijkt dat de eerste parametergroep (horizontale doorlatendheid) het meest nauwkeurig kan afgeleid worden. De tweede parametergroep (hydraulische weerstand) heeft de hoogste standaardafwijkingen en kon dus het minst nauwkeurig afgeleid worden Parametergroep 1: de horizontale doorlatendheden (Kh) van alle lagen Bij de eerste stapverlagingsproef variëren de waarden van de horizontale doorlatendheid van 1,30 m/d voor laag 3 tot 0,02 m/d voor laag 1. In laag 3 werd een matig fijn zand gevonden tijden het boren, een waarde van 1,30 m/d komt inderdaad overeen met fijn zand, zoals weergegeven in Tabel 19 (Smedema & Rycroft, 1983). De onderste laag, laag 1, die als ondergrens van het model wordt beschouwd en 51

64 gedetermineerd werd als klei heeft een hydraulische doorlatendheid van 0,02 m/d. Opnieuw komt deze waarde goed overeen met de waarden in Tabel 19. Als de andere waarden vergeleken worden met de tabel, dan kan ook hier besloten worden dat de optimale waarden voor de hydraulische doorlatendheid goed overeenstemmen. Zoals eerder vermeld is de standaardafwijking voor deze eerste parametergroep het kleinst en zijn de bekomen waarden het meest betrouwbaar. Tabel 19: Reeks van K-waarden gebaseerd op bodemtextuur. (Smedema & Rycroft, 1983) Textuur K (m/d) Grof grindig zand Medium zand 1 5 Zandig leem, fijn zand 1 3 Leem, (goed gestructureerde) kleiige leem en klei 0,5-2 Zeer fijne zandige leem 0,2 0,5 (zwak gestructureerde) kleiige leem en klei 0,002 0,2 Zware klei (zonder barsten en poriën) <0,002 De optimale waarden voor de horizontale doorlatendheden (K h) van de tweede stapverlagingsproef variëren tussen 0,02 en 1,58 m/d. De laagste waarde is te vinden in laag 1, die de ondergrens van het model vormt. Laag 3 is de laag met de hoogste waarde. Beide waarden, net als alle andere waarden, komen volgens Tabel 19 goed overeen met de gevonden lithologie. Er kan besloten worden dat de gesimuleerde waarden goede waarden zijn Parametergroep 2: de hydraulische weerstanden (C) tussen alle lagen De tweede parametergroep, de hydraulische weerstanden (C) tussen de verschillende lagen, is de minst nauwkeurig gemodelleerde groep. De marginale en conditionele standaardafwijkingen zijn, voor beide stapverlagingsproeven, hoger dan bij de eerste en derde parametergroep, maar nog altijd laag genoeg om als redelijk betrouwbaar bestempeld te worden. Aan de hand van de waarden van de hydraulische weerstand kan de anisotropie bepaald worden, deze is gelijk aan 10,22 = 3,20. Dit betekent dat de horizontale doorlatendheid van de zandlagen 10,22 keer groter is in vergelijking met de verticale doorlatendheid. De horizontale doorlatendheid is dus beduidend groter dan de verticale doorlatendheid en dit is wat verwacht kan worden in horizontaal gelaagde afzettingen die bestaan uit een afwisseling van fijnere en grovere korrels Parametergroep 3: De specifieke elastische bergingen (Ss) van alle lagen De specifieke elastische berging (Ss) is de derde parametergroep en is de op één na meest nauwkeurig gemodelleerde parametergroep voor beide stapverlagingsproeven. Zoals in Tabel 17, Tabel 18, Figuur 25 en Figuur 26 af te lezen is, neemt de specifieke elastische berging stelstelmatig af naarmate de lagen 52

65 dieper liggen. Voor de eerste stapverlagingsproef zijn de gemodelleerde waarde 2,45 keer groter dan de initieel ingeschatte waarden aan de hand van de formule van Van der Gun. Bij de tweede stapverlagingsproef zijn deze waarden 2,77 keer groter. Het is moeilijk om op voorhand nauwkeurige waarden in te schatten, omdat deze ingeschatte waarden gebaseerd zijn op een formule die slechts een inschatting geeft van de werkelijke waarde Gesimuleerde verlagingen Tijdens de stapverlagingsproeven werd er op lagen 1, 2, 3 en 4 gepompt. Rekening houdend met de dikte en de hydraulische doorlatendheden van de lagen, komt de grootste hoeveelheid water die opgepompt wordt uit laag 3. Het is dan ook het meest interessant om de verlagingen in laag 3 te bestuderen, deze verlagingen in functie van de tijd en afstand zijn terug te vinden op Figuur 27 en Figuur 28. De percentages van het totale opgepompte debiet worden per laag weergegeven in Tabel 20. Tabel 20: Percentage van het totaal opgepompte debiet dat per laag wordt gepompt. Laagnummer Eerste stapverlagingsproef Percentage van het totaal opgepompte debiet (%) 1 0, , , ,4818 Op Figuur 27 zijn de waargenomen en berekende verlagingen in functie van de tijd en in functie van de afstand weergegeven voor laag 3. In het linker gedeelte van de figuur is de tijd-verlagingsgrafiek voorgesteld. De bovenste curve in deze grafiek stelt de verlaging in de pompput (put A) voor, de middelste curve de verlaging in put B en de onderste curve de verlaging in put C. Put C ligt op de grootste afstand van de pompput en vertoont logischerwijs de kleinste verlaging. Er is een goede fit te zien tussen de geobserveerde waarden (kruisjes) en de berekende waarden ten opzichte van de tijd. Tot aan 125 minuten wordt er met een debiet van 7,88 m³/d gepompt. Daarna volgt een debietsverhoging waarbij er gepompt wordt aan een debiet van 12,86 m³/d, deze verhoging is duidelijk waar te nemen op de grafiek. In het rechtergedeelte van de figuur wordt de verlaging ten opzichte van de afstand weergegeven. De weergegeven tijdstippen zijn 1 minuut, 10 minuten en 100 minuten. In de trend is duidelijk te zien dat de verlaging het grootst is op een kleine afstand van de pompput. Op de afstand-verlagingscurve (Figuur 27) is een knik te zien in de berekende waarden. Deze knik is te wijten aan het putverlies. Het putverlies heeft een negatieve waarde (-0, m -5 d²), waardoor de 53

66 geobserveerde waarden kleiner zijn dan de gemodelleerde waarden. Het negatief putverlies kan een gevolg zijn van een beter doorlatende zone rondom de pompput. Figuur 27: De tijd- en afstand-verlagingscurven van de evolutie van de waargenomen en de gesimuleerde verlagingen van de eerste stapverlagingsproef Tweede stapverlagingsproef Gelijkaardig als bij de eerste stapverlagingsproef is op Figuur 28 de verlaging in functie van de tijd en afstand te zien voor de tweede stapverlagingsproef. In het linker gedeelte van de figuur stelt de bovenste curve de verlaging in de pompput (put C) voor, de middelste curve de verlaging in put B en de onderste curve in put A. Er wordt nu op put C gepompt, waardoor de grootste verlaging zich voordoet ter hoogte van put C. Op de figuur is er opnieuw een goede fit te zien tussen de geobserveerde waarden (kruisjes) en de berekende waarden ten opzichte van de tijd. Tot aan 129 minuten wordt er met een debiet van 7,40 m³/d gepompt, daarna wordt er gepompt met een debiet van 12,33 m³/d. De debietsverhoging is duidelijk te zien op de grafiek die de verlaging ten opzichte van de tijd uitzet. In het rechtergedeelte van de figuur wordt de verlaging ten opzichte van de afstand weergegeven. De weergegeven tijdstippen zijn 1 minuut, 10 minuten en 100 minuten. In de trend is te zien dat de verlaging het grootst is op een kleine afstand van de pompput. De knik die te zien is op de afstand-verlagingscurve (Figuur 28) is te wijten aan het putverlies. Uit het positieve putverlies (0, m -5 d²) kan afgeleid worden dat er een lagere doorlatendheid is rond de pompput. De waarde van het putverlies is zeer klein, dus de invloed is eerder beperkt. 54

67 Figuur 28: De tijd- en afstand-verlagingscurven van de evolutie van de waargenomen en de gesimuleerde verlagingen van de tweede stapverlagingsproef Analyse van de restafwijking na optimalisatie van het model De restafwijkingen zijn uitgezet ten opzichte van het cumulatieve voorkomen ervan op een grafiek (Figuur 29 en Figuur 30). Idealiter vertonen deze restafwijkingen een normale distributie. Deze restafwijkingen zijn het gevolg van een grote reeks van verschillende fouten die kunnen optreden, zowel waarnemingsfouten als modelleer fouten. Hierdoor moeten de restafwijkingen een normaalverdeling vertonen met een gemiddelde gelijk aan nul. Dit steunt op het centrale limiet theorema (Carrera & Neuman, 1986). Bij een goede overeenkomst tussen de waarnemingen en het model komen er geen trends voor. Mogelijke trends kunnen wijzen op meet- of modelfouten. Voor de eerste stapverlagingsproef bedraagt de standaardafwijking 0,031 (Figuur 29) en voor de tweede stapverlagingsproef bedraagt de standaardafwijking 0,029 (Figuur 30). Voor beide proeven is de gemiddelde restafwijking nul. Dit zijn goede waarden, waardoor de overeenkomst als aanvaardbaar kan beschouwd worden. Echter moet er één kanttekening gemaakt worden en dat is dat er op beide grafieken een afwijking van de normaalverdeling wordt waargenomen. Voornamelijk op Figuur 30 is er tussen een probabiliteit van 5 en 40 % duidelijk een afwijking van de normaalverdeling te zien. Hierdoor kunnen twee families van afwijkingen gezien worden, doch worden ze aanvaard als één familie. 55

68 Figuur 29: Analyse van de restafwijkingen voor het inverse model bij de eerste stapverlagingsproef. De kruisjes stellen de werkelijke afwijkingen voor en de volle lijn stelt de best passende normaalverdeling voor. Figuur 30: Analyse van de restafwijkingen voor het inverse model bij de tweede stapverlagingsproef. De kruisjes stellen de werkelijke afwijkingen voor en de volle lijn stelt de best passende normaalverdeling voor. 56

69 Gezamenlijk betrouwbaarheidsinterval Om de nauwkeurigheid van de optimale waarden voor de hydraulische parameters te bepalen, kan er gebruikt gemaakt worden van de marginale en conditionele standaardafwijkingen. Een andere manier om de nauwkeurigheid te bepalen is aan de hand van het gezamenlijk betrouwbaarheidsinterval. In deze paragraaf zullen de doorsneden doorheen het gezamenlijk betrouwbaarheidsinterval geïnterpreteerd worden. Zoals hierboven in paragraaf 4.4 vermeld werd, worden vier betrouwbaarheidsgebieden gegeven: 90,00 %, 99,00 %, 99,90 % en 99,99 %. Het centrum van deze betrouwbaarheidsgebieden komt overeen met de optimale waarden van de twee beschouwde parameters. Om een interpretatie te kunnen doen, worden doorsnedes doorheen het gezamenlijk betrouwbaarheidsinterval gemaakt. Hiervoor wordt gebruik gemaakt van de volgende formule: S(hp) = S(hp )(1 + p F(p, n p, 1 α)) n p Waarbij: S(hp) = de doelfunctie S(hp ) = de doelfunctie voor de optimale waarden van de hydraulische parameters p = het aantal afgeleide parameters n = het aantal observaties F = F-distributie bij p en n-p vrijheidsgraden en een significantieniveau van 1- α Er worden drie parametergroepen beschouwd, dit levert een totaal van 3 doorsneden op doorheen de driedimensionale gezamenlijke betrouwbaarheidsellipsoïden (Figuur 31 en Figuur 32). De optimale waarden van de hydraulische doorlatendheid (K h) en de specifieke elastische berging (S s) die worden weergegeven op de grafieken zijn telkens die van laag 1. De waarde van de hydraulische conductiviteit (C) die wordt weergegeven is de waarde tussen laag 1 en 2. De waarden konden evengoed uit een andere laag gekozen worden, want het zijn de verhoudingen van de waarden van de verschillende parameters die belangrijk zijn om de grafieken te interpreteren en niet de absolute waarden Eerste stapverlagingsproef Op Figuur 31 worden drie doorsneden doorheen de driedimensionale gezamenlijke betrouwbaarheidsellipsen gegeven en in Tabel 21 wordt een overzicht van de uitvoer van het model gegeven. 57

70 De eerste grafiek op Figuur 31 stelt de hydraulische doorlatendheden (parametergroep 1) voor ten opzichte van de specifieke elastische bergingen (parametergroep 3). Het is 99,99 % zeker dat de hydraulische doorlatendheid reikt van 0,94 tot 1,06 keer de optimale waarde. De specifieke elastische bergingen zijn minder exact te bepalen en reiken van 0,77 tot 1,22 keer de optimale waarde. Zowel op Figuur 31 als in Tabel 21 is te zien dat er nagenoeg geen correlatie is, de correlatiecoëfficiënt bedraagt slechts 0,0169. Op de tweede grafiek worden de hydraulische doorlatendheden (parametergroep 1) uitgezet tegenover de hydraulische weerstanden (parametergroep 2). Er is een redelijk goede correlatie tussen beide parametergroepen; de correlatiecoëfficiënt is gelijk aan 0,7002. Het 99,99 % betrouwbaarheidsinterval van de eerste parametergroep reikt van 0,92 tot 1,09 maal de optimale waarden. Voor de tweede parametergroep is het betrouwbaarheidsinterval veel groter, de waarden voor de hydraulische weerstanden kunnen dus minder nauwkeurig bepaald worden en liggen tussen 0,66 en 1,70 keer de optimale waarde. De laatste grafiek vergelijkt de hydraulische weerstanden (parametergroep 2) met de specifieke elastische bergingen (parametergroep 3). De correlatiecoëfficiënt bedraagt 0,4326. Het 99,99 % betrouwbaarheidsinterval van de specifieke elastische bergingen ligt tussen 0,75 en 1,30 keer de optimale waarde. De hydraulische weerstanden kunnen opnieuw minder precies bepaald worden en liggen tussen 0,70 en 1,52 keer de optimale waarde. Ten slotte is het interessant om enkele waarden uit Tabel 21 eens van dichter te bekijken. De grootste conditie-index is het conditiegetal (verhouding van de lengte van de langste tot kortste as) van het probleem. Het conditiegetal in dit geval is 9,63. Dit wijst op een zwakke onderlinge afhankelijkheid van de afgeleide parameters. Wanneer er naar de verhoudingen van de marginale variantie-decompositie matrix wordt gekeken, blijkt dat deze conditie-index verantwoordelijk is voor 98,03% van de marginale variantie (het kwadraat van de marginale standaardafwijking) van de hydraulische conductiviteit (parametergroep 2). Deze grootste conditie-index bepaalt minder de aanwezige variantie ten opzichte van de andere parametergroepen. Waardoor opnieuw blijkt dat er een grote onzekerheid is omtrent deze parametergroep en deze parametergroep niet heel nauwkeurig bepaald kon worden. 58

71 Tabel 21: Een overzicht van de statistische parameters die de betrouwbaarheid en afhankelijkheid van de verschillende parametergroepen karakteriseren bij de eerste stapverlagingsproef. Matrix met de correlatiecoëfficiënten Nr ,000 0,0169 0, ,0169 1,000 0, ,7002 0,4326 1,000 Conditie-indices voor de gevoeligheidsmatrix 1,00 4,56 9,63 Matrix van de marginale variantie-decompositie verhoudingen Nr ,3818 0,1876 0, ,0005 0,6921 0, ,0003 0,0195 0,9803 Figuur 31: Doorsneden doorheen het exacte gezamenlijke betrouwbaarheidsgebied rond de optimale waarden van de hydraulische parameters bij de eerste stapverlagingsproef. Op de assen zijn de ratio s weergegeven van de parameterwaarden ten opzichte van de optimale waarden. (Afkortingen: K = hydraulische doorlatendheid, SA = specifieke elastische berging, C = hydraulische conductiviteit). 59

72 Tweede stapverlagingsproef Figuur 32 geeft de drie doorsneden doorheen de driedimensionale gezamenlijke betrouwbaarheidsellipsoïden weer en in Tabel 22 is de uitvoer van het model terug te vinden. Op de eerste grafiek van Figuur 32 worden de hydraulische doorlatendheden (parametergroep 1) uitgezet ten op zichte van de specifieke elastische bergingen (parametergroep 3). Het 99,99 % betrouwbaarheidsinterval van de hydraulische doorlatendheden reikt van 0,94 tot 1,07 keer hun optimale waarden. Terwijl het 99,99 % zeker is dat de waarden van de specifieke elastische bergingen tussen 0,78 en 1,23 keer hun optimale waarden liggen. Het interval op de y-as is veel kleiner, wat betekent dat de hydraulische doorlatendheden nauwkeuriger kunnen afgeleid worden. Op de grafiek is te zien dat er een zeer slechte correlatie is tussen de hydraulische doorlatendheden en de specifieke elastische bergingen. Dit wordt ook bevestigd door de zeer kleine en negatieve waarde voor de correlatiecoëfficiënt: -0,0041 in Tabel 22. Op de tweede grafiek worden de hydraulische doorlatendheden (parametergroep 1) uitgezet ten opzichte van de hydraulische weerstanden (parametergroep 2). De waarden van de hydraulische doorlatendheden liggen voor 99,99 % zeker tussen 0,916 en 1,097 maal de optimale waarde. De waarden van de hydraulische weerstanden bevinden zich in het 99,99 % betrouwbaarheidsinterval dat reikt van 0,60 tot 2,00 keer de optimale waarden. Er kan meteen besloten worden dat de hydraulische weerstanden met de geringste betrouwbaarheid kunnen afgeleid worden. Er is een correlatie van 0,7003 tussen beide parametergroepen. Op de derde grafiek kan de specifieke elastische bergingen (parametergroep 3) tegenover de hydraulische weerstanden (parametergroep 2) afgelezen worden. De betrouwbaarheden van de specifieke elastische bergingen reiken van 0,77 tot 1,30 maal hun optimale waarden. De betrouwbaarheden van de hydraulische weerstanden zijn lager en liggen tussen 0,67 en 1,68 maal de optimale waarden. De correlatie tussen beide parametergroepen is gering en bedraagt 0,4657. Als laatste is het interessant om Tabel 22 te bekijken. De grootste conditie-index vormt het conditiegetal van het probleem. Dit probleem heeft een conditiegetal van 11,74. Dit wijst op een matige afhankelijkheid tussen de afgeleide parameters. In de matrix van de marginale variantiedecompositie verhoudingen is af te lezen dat de grootste conditie-index verantwoordelijk is voor 99,29 % van de marginale variantie van de hydraulische weerstanden (parametergroep 2). Het conditiegetal bij de tweede stapverlagingsproef is een beetje groter (11,74) dan in de eerste stapverlagingsproef (9,63). Er kan besloten worden dat bij de twee inverse problemen de parameters met een gelijkaardige onderlinge afhankelijkheid kunnen afgeleid worden. De grootste onzekerheid is opnieuw terug te vinden bij de hydraulische weerstanden (parametergroep 2). 60

73 Tabel 22: Een overzicht van de statistische parameters die de betrouwbaarheid en afhankelijkheid van de verschillende parametergroepen karakteriseren bij de tweede stapverlagingsproef. Matrix met de correlatiecoëfficiënten Nr ,000-0,0041 0, ,0041 1,000 0, ,700 0,4657 1,000 Conditie-indices voor de gevoeligheidsmatrix 1,00 4,45 11,74 Matrix van de marginale variantie-decompositie verhoudingen Nr ,3431 0,2060 0, ,0008 0,7093 0, ,0001 0,0070 0,9929 Figuur 32: Doorsneden doorheen het exacte gezamenlijke betrouwbaarheidsgebied rond de optimale waarden van de hydraulische parameters bij de tweede stapverlagingsproef. Op de assen zijn de ratio s weergegeven van de parameterwaarden ten opzichte van de optimale waarden. (Afkortingen: K = hydraulische doorlatendheid, SA = specifieke elastische berging, C = hydraulische conductiviteit). 61

74

75 5. THEORETISCHE ACHTERGROND VAN DE MOCDENS3D-CODE Dit hoofdstuk bestaat uit een theoretische achtergrond van de MOCDENS3D-code die wordt gebruikt om de grondwaterstromingen en de zoet-zoutwaterverdeling te simuleren. Vervolgens wordt de MOCDENS3D-code in hoofdstuk 6 en 7 gebruikt voor twee verschillende toepassingen. De eerste toepassing (hoofdstuk 6) heeft betrekking tot de twee stapverlagingsproeven uit hoofdstuk 4. De wisselwerking tussen de freatische laag en de waterlopen wordt er bestudeerd. Verder wordt er gezocht naar een optimale contactfactor tussen de aanwezige waterloop en het grondwaterreservoir. Hiervoor wordt een gedetailleerd en kleiner modelgebied gebruikt. In de tweede toepassing (hoofdstuk 7) wordt de grondwaterstroming en de zoet-zoutwaterverdeling van een groter modelgebied gesimuleerd Types van modellen Er zijn drie soorten modellen waarmee de grondwaterstroming kan gemodelleerd worden. Fysische modellen zijn een eerste soort, maar hun toepassing is beperkt omdat het dikwijls moeilijk is om de resultaten op de schaal van het veld om te zetten. Een tweede soort zijn de elektrische modellen en deze kunnen toegepast worden voor veldproblemen. Elektrische modellen zijn meestal specifiek voor de onderzochte plaats, waardoor het gebruik ervan duur is. Modellen van de derde soort zijn de mathematische modellen en worden vandaag de dag het meest gebruikt, ook in deze masterscriptie. Een mathematisch model is een reeks van vergelijkingen die de verschillende fysische processen in het grondwaterreservoir specifiëren. Mathematische modellen kunnen onderverdeeld worden in drie groepen, namelijk de statistische modellen, de deterministische modellen en een overgangsvorm tussen beide types. Met statistische modellen wordt geprobeerd om een verband te vinden tussen verschillende grootheden, waarbij een juiste kennis van de fysische processen niet belangrijk is. Ze worden gebruikt als voorbereidend onderzoek en voor het rangschikken van gegevens (Mercer & Faust, 1980). Bij deterministische modellen worden de fysische wetten wel volledige begrepen. Deterministische modellen proberen een relatie te zoeken tussen oorzaak en gevolg. Om deterministische modellen op te stellen, moeten enkele stappen doorlopen worden. Eerst moet het fysisch gedrag van het systeem begrepen worden. Hierbij wordt een conceptueel model opgesteld van hoe het systeem werkt. Daarna moeten de fysische processen vertaald worden in mathematische vergelijkingen. Het mathematische model bestaat uit een reeks van partiële differentiaalvergelijkingen en grens- en aanvangsvoorwaarden. Daarna wordt een oplossing gezocht voor het stelsel van vergelijkingen. Dit kan op twee manieren gebeuren. Een eerste manier is om een analytische oplossing te zoeken met 63

76 een analytisch model. Bij analytische modellen wordt de opbouw van het grondwaterreservoir sterk vereenvoudigd. In realiteit moet er rekening mee gehouden worden dat de hydraulische parameters plaatsafhankelijk zijn, evenals dat de grenzen niet gesitueerd zijn op een zeer grote afstand. Daarom werd er vanaf de jaren 1970 overgestapt op het gebruik van numerieke modellen. Het model dat in deze masterproef gebruikt wordt is een numeriek model. Bij een numeriek model wordt de partiële differentiaalvergelijking omgezet in een reeks vergelijkingen en worden de waarden van de hydraulische parameters toegekend aan een beperkte reeks plaatsen binnen het bestudeerde grondwaterreservoir. Dit kan uitgevoerd worden door het toepassen van de eindig-verschil techniek of door de eindig-elementen techniek. Bij eindig-verschil modellen (o.a. ook bij MODFLOW) worden de hydraulische parameters toegekend aan de centra van de eindig-verschil cellen, ofwel aan de centrale punten van de grensvlakken tussen die cellen. Bij de eindig-elementen modellen daarentegen worden de hydraulische parameters toegekend aan de nodale punten (Mercer & Faust, 1980 en Lebbe, 2010). De eindig-elementen modellen (Figuur 33) laten beter toe om bepaalde structuren te gaan schematiseren omdat de elementen een grotere flexibiliteit in vorm (driehoekig of quadrilateraal) hebben, zo kunnen bijvoorbeeld grenzen en rivieren beter gevolgd worden. Bij het eindig-verschil model (Figuur 34) kan er gemakkelijker een netwerk van nodale punten geplaatst worden waar grote gradiënten verwacht worden. Bij het eindig-verschil model kunnen op deze plaatsen de eindigverschilcellen verkleind worden, dit geeft langwerpige cellen als gevolg (Mercer & Faust, 1980 en Lebbe, 2010). Figuur 33: Voorbeeld van de opbouw van een eindig-elementen netwerk. (Mercer & Faust, 1980) 64

77 Figuur 34: Voorbeeld van de opbouw van een eindig-verschil netwerk. (Mercer & Faust, 1980) 5.2. Het oplossen van grondwaterstromingsproblemen met mathematische modellen Bij het gebruik van een grondwaterstromingsmodel wordt enkel de stroming in het verzadigde grondwaterreservoir gesimuleerd. Permanente of niet-permanente stromingen kunnen berekend worden met deze modellen. Bij permanente grondwaterstromingen moeten enkel de hydraulische parameters die de doorlatendheid van de laag beschrijven ingevoegd worden. Dit zijn de horizontale doorlatendheid (K h) en de verticale doorlatendheid (K v). De randvoorwaarden blijven constant in de tijd gedurende permanente grondwaterstromingen. Bij een niet-permanente grondwaterstroming moeten naast de parameters die de doorlatendheid beschrijven, ook de specifieke elastische berging (S s) en de bergingscoëfficiënt nabij de watertafel (S o) bepaald worden. De randvoorwaarden kunnen hier wijzigen doorheen de tijd. De grondwaterstroming wordt beschreven door een partiële differentiaalvergelijking en steunt zowel op de wet van Darcy als op de wet van de continuïteit. Het verschil in instromend en uitstromend water in een volume kan beschreven worden door de verandering van de berging in een bepaald elementair volume. Waarbij: x (K h x x ) + y (K h y y ) + z (K h y z ) + R = S h s t K x = de horizontale doorlatendheid in de x-richting K y = de horizontale doorlatendheid in de y-richting K z = de verticale doorlatendheid in de z-richting R = het debiet aan water dat per volume-eenheid geïnjecteerd wordt in of gepompt wordt uit het elementaire volume S s = de specifieke elastische berging 65

78 Bij deze formule wordt er verondersteld dat de hoofdrichtingen van de hydraulische doorlatendheidstensor samenvallen met de coördinaten x, y en z. Wanneer de watertafel niet constant is, moet er aan het rechterdeel van de formule een term toegevoegd worden. Deze term bevat de bergingscoëfficiënt nabij de watertafel ten gevolge van de fluctuerende watertafel. Het grondwaterstromingsmodel vindt een toepassing in problemen zoals het winnen van grondwater en ontwateringsoperaties in het kader van bouwwerken MODFLOW-model MODFLOW is het driedimensionaal eindig-verschil grondwatermodel dat in deze masterproef wordt toegepast. Het model werd ontwikkeld aan de United States Geological Survey (USGS) (McDonald & Harbaugh, 1988). De opbouw is modulair wat betekent dat het kan uitgebreid of aangepast worden aan het probleem. In het MODFLOW-model worden de stromingsvergelijking en de continuïteitsvergelijking opgesteld voor een eindig-verschil netwerk. Het model kan zowel permanente als niet-permanente stromingen simuleren in één, twee of drie dimensies. De slecht doorlatende lagen in het grondwaterreservoir kunnen op twee manieren beschouwd worden. Ofwel worden de slecht doorlatende lagen als horizonten tussen de eindig-verschil cellen beschouwd. Enkel de doorlatende lagen dienen dan ingevoerd te worden in het model. Dit wordt een quasi-driedimensionale simulatie genoemd. Ofwel kunnen de slecht doorlatende lagen ook beschouwd worden binnen het eindig-verschil netwerk en kan er een volwaardige driedimensionale simulatie uitgevoerd worden. Op dit moment dienen alle lagen in het model ingebracht te worden Concept van de code In MODFLOW worden enkele vereenvoudigingen en veronderstellingen gemaakt tijdens het omzetten van het werkelijke grondwatersysteem naar een systeem dat kan berekend worden met een computerprogramma. Het systeem wordt geschematiseerd en geconceptualiseerd bij deze omzetting. Enkele voorbeelden van modelconcepten: Het grondwaterreservoir wordt opgedeeld in een reeks van eindig-verschil cellen waarbij de stijghoogte in het centrum van deze cellen wordt berekend. Er is geen waterstroming over de grens van het model. Het gemodelleerde grondwaterreservoir kan heterogeen en anisotroop zijn. 66

79 Discretisatie van het grondwaterreservoir Nadat het systeem geschematiseerd en geconceptualiseerd is, moet het grondwaterreservoir omgezet worden naar een eindig-verschil netwerk, dit wordt discretisatie genoemd. In Figuur 35 is een hypothetische indeling van het grondwaterreservoir in MODFLOW voorgesteld. Er worden drie indexen gebruikt om de locatie van de cellen in het eindig-verschil netwerk voor te stellen. De index i duidt een rij aan, index j een kolom en index k stelt de laag voor. In MODFLOW worden de lagen van boven naar beneden geteld, de rijen worden evenwijdig en in dezelfde richting van de x-as geteld. De kolommen worden evenwijdig en in de tegengestelde richting van de y-as geteld. In het centrum van elke eindig-verschil cel bevindt zich het nodaal punt waarvan de stijghoogte zal berekend worden. Er wordt ook verondersteld dat het grondwaterreservoir homogeen is binnen eenzelfde eindig-verschil cel. Figuur 35: Een hypothetisch opgedeeld grondwaterreservoir in MODFLOW. (McDonald & Harbaugh, 1988) Er zijn twee werkwijzen voor het omzetten van het grondwaterreservoir in het eindig-verschil netwerk. Bij de eerste methode (Figuur 36b) wordt het grondwaterreservoir in segmenten opgedeeld volgens 67

80 de verticale as. Het orthogonaal driedimensionaal netwerk wordt rigide gesuperponeerd op het hydrogeologische systeem, waarbij er een overeenkomst kan zijn tussen de hydrogeologische lagen en de model lagen. De vlakken zijn rechthoekig en er kunnen verschillende lagen in eenzelfde cel voorkomen. Hierdoor moet er een betekenisvolle waarde aan de hydraulische parameters toegekend worden door berekeningen, stijghoogteverschillen zullen bijgevolg ook groter zijn. De tweede methode (Figuur 36c) steunt op de hydrogeologische opeenvolging van de verschillende lagen. De dikte van de modellagen is afhankelijk van de hydrogeologie en kan bijgevolg sterk variëren. Een voordeel hiervan is dat de hydraulische parameters ongeveer uniform zijn binnen een cel en de stijghoogteverschillen zijn kleiner dan bij de eerste methode. Figuur 36: Een schematische voorstelling van de verschillende mogelijkheden van verticale discretisatie. (McDonald & Harbaugh, 1988) 68

81 Eindig-verschil approximatie van de grondwaterstroming De som van alle in- en uitstromende debieten doorheen de verschillende grensvlakken van een eindigverschil cel moet gelijk zijn aan de bergingsverandering binnen de cel. Dit is belangrijk om de eindigverschil approximatie van de continuïteitsvergelijking voor een eindig-verschil cel af te leiden. Elke cel heeft zes aanliggende cellen (links, rechts, boven, onder, voor en achter). Om de debieten te kennen die in en uit de eindig-verschil cel stromen moeten de stijghoogtes van de cel zelf en van de zes aanliggende cellen gekend zijn. Vervolgens is het ook belangrijk dat de debieten van externe bronnen in rekening worden gebracht. Enkele voorbeelden van externe bronnen zijn rivieren, evapotranspiratie, pomp- en/of infiltratieputten Deze stromingen veroorzaakt door externe bronnen kunnen afhankelijk zijn van de stijghoogte van de ontvangende cel, maar onafhankelijk van de stijghoogte van de andere cellen Iteratieve oplossingsmethode De hydraulische stijghoogtes worden berekend aan de hand van een iteratieve oplossingsmethode. Om te beginnen worden arbitrair geschatte waarden gebruikt om de stijghoogtes te berekenen. De rekenprocedure verandert deze geschatte waardes in een nieuwe groep waardes voor de stijghoogtes. Dit proces wordt steeds herhaald, waarbij telkens een nieuwe groep van stijghoogtes wordt berekend. Bij elke iteratie worden de veranderingen kleiner. Op een bepaald moment zijn de veranderingen zo klein dat er kan verondersteld worden dat de stijghoogtes voldoende overeenkomen met het stelsel van vergelijkingen, en dus met de exacte oplossing. Om te bepalen wanneer de veranderingen klein genoeg zijn wordt het sluitingscriterium gebruikt. Na elke iteratie wordt de grootste van alle absolute stijghoogteveranderingen in de nodale punten vergeleken met het sluitingscriterium. Indien de grootste absolute stijghoogteverandering groter is dan het sluitingscriterium wordt het iteratieproces verder gezet. Wanneer deze kleiner is dan het sluitingscriterium wordt het iteratieproces stopgezet voor deze tijdstap. Eveneens wordt het maximaal aantal iteraties dat uitgevoerd mag worden per tijdstap gevraagd door MODFLOW. Indien het sluitingscriterium niet bereikt wordt binnen het maximaal aantal iteraties, wordt het iteratieproces ook stopgezet. Een iteratieproces levert enkel een benaderende oplossing voor het stelsel van eindig-verschil vergelijkingen voor elke tijdstap. De nauwkeurigheid hangt onder andere af van het sluitingscriterium. Een exacte oplossing van de differentiaalvergelijking zal ook steeds een benadering zijn van de werkelijke stijghoogte. Want de hydraulische parameters, doorlatendheden en de bergingen zijn zelden nauwkeurig gekend. Verder is er ook altijd een onzekerheid over de hydrogeologische grenzen. 69

82 Type cellen en simulatie van grenzen In MODFLOW worden drie verschillende types van cellen gebruikt. Een eerste type zijn de constante stijghoogtecellen. De stijghoogte wordt op voorhand bepaald en blijft constant gedurende alle tijdstappen van de simulatie. Een tweede type zijn de inactieve cellen, waarbij er geen stroming in of uit de cel kan stromen tijdens alle tijdstappen van de simulatie. Een laatste type zijn de veranderendestijghoogtecellen. In deze cellen kan de stijghoogte veranderen doorheen de tijd. In het model moeten ook randvoorwaarden worden ingevoerd, hiervoor worden de constante-stijghoogtecellen en de inactieve cellen gebruikt Globale structuur van het MODFLOW programma De simulatieperiode wordt opgedeeld in een serie van belastingsperioden, waarbinnen de externe belastingen op het systeem constant zijn. Iedere belastingsperiode wordt onderverdeeld in een reeks van tijdstappen. Binnen elke tijdstap wordt een reeks van iteraties uitgevoerd, deze iteraties worden aangewend om een set van eindig-verschil vergelijkingen op te lossen. Er worden dus binnen een simulatie drie in elkaar passende lussen beschouwd: een lus voor de belastingsperiode, een lus voor de tijdstappen en een lus voor de iteraties (Figuur 37). Om te beginnen worden er drie procedures uitgevoerd. Eerst gebeurt het definiëren van het aantal rijen, kolommen en lagen en het aantal stressperioden in de definitieprocedure. Daarna volgt de allocatieprocedure waarin de benodigde geheugenruimte in de computer wordt toegewezen. De derde stap is de lees-en voorbereidingsprocedure. De data die constant is gedurende de simulatie wordt ingelezen. Binnen de belastingslus is de eerste procedure de belastingsprocedure. Hierin worden de gegevens gelezen, die het aantal en de lengte van de tijdstappen bepalen. Vervolgens volgt nog een lees- en voorbereidingsprocedure waarin alle gegevens die tot een belastingsperiode horen worden gelezen en omgezet in de juiste variabelen voor het rekenproces. Daarna stappen we de tweede lus binnen: de lus van de tijdstappen. In de vooruitgangsprocedure wordt de lengte van de tijdstap berekend en de stijghoogtes aan het begin van de tijdstap worden in de gepaste matrix geplaatst. Vervolgens wordt de laatste lus bereikt, de iteratielus. De iteratielus start met de formuleringsprocedure waarin de coëfficiënten van de eindig-verschil vergelijkingen van elke cel berekend worden. In de benaderingsprocedure wordt een benaderende oplossing berekend voor het stelsel van de eindig-verschil vergelijkingen. Zolang het sluitingscriterium niet bereikt wordt, blijft de iteratielus herhaald worden. Nadat het sluitingscriterium bereikt is, wordt de iteratielus verlaten en wordt de uitvoercontroleprocedure uitgevoerd. Deze procedure bepaalt de aard van de resultaten. Daarna wordt in de balansprocedure de balans van de grondwaterstroming berekend en de stromingscomponenten tussen de cellen. Bij de uitvoerprocedure tot slot worden de gevraagde 70

83 stijghoogtes, verlagingen en volumetrische balansen uitgedrukt. Wanneer er voldoende tijdstappen doorlopen zijn, wordt de lus van de tijdstappen ook verlaten en wordt er nagegaan of er voldoende belastingsperioden zijn doorlopen. Wanneer er niet meer wordt overgegaan tot een volgende belastingsperiode wordt de simulatie stopgezet. Figuur 37: Structuur van het MODFLOW programma. (McDonald & Harbaugh, 1988) 71

84 5.4. MOCDENS3D-model Geschiedenis Oorspronkelijk werd een tweedimensionaal computerprogramma MOC (Method Of Characteristics) ontwikkeld door Konikow en Bredehoeft (1978). MOC is een grondwaterstomingsprogramma dat gebruikt werd om opgeloste stoffen transport te simuleren. Eerst kon er enkel gesimuleerd worden in een grondwaterreservoir met één laag. Later werd het programma aangepast om ook opgeloste stoffen transport te kunnen simuleren in een verticale doorsnede. De zoetwaterstijghoogte werd gebruikt om de potentialen uit te drukken (Lebbe, 1981). Goode, Konikow en Horzberger (1996) pasten vervolgens het oorspronkelijk MOC-model aan, zodat het opgeloste stoffen transport driedimensionaal kon gesimuleerd worden met de methode van de karakteristieken. In 1998 paste Oude Essink het MOC3D-model aan tot het MOCDENS3D-model, waarmee dichtheidsafhankelijke grondwaterstromingen gesimuleerd kunnen worden. Hierbij gebruikte hij de eindig-verschil vergelijking van dichtheidsafhankelijk grondwaterstroming waarbij de potentialen uitgedrukt zijn in zoetwaterstijghoogtes. (Lebbe, 2010) Algemene beschouwingen van het MOC3D-model Het MOC3D-model simuleert de evolutie van de concentratie van een opgeloste stof in een driedimensionaal grondwaterreservoir. Deze simulatie vereist de numerieke oplossing van twee partiële differentiaalvergelijkingen. De eerste vergelijking beschrijft de verandering van de stijghoogteconfiguratie in het grondwaterreservoir. De tweede vergelijking omschrijft het transport aan opgeloste stoffen. Zowel permanente als niet-permanente grondwaterstromingsproblemen kunnen met het model uitgevoerd worden. De bedoeling van het model is om de concentratie van een opgeloste stof op elke plaats en op elk tijdstip in het grondwaterreservoir te kunnen simuleren. Er zijn vier processen van belang bij de veranderingen van de concentratie van opgeloste stoffen. Het eerste proces is advectief transport, waarbij de opgeloste stof mee beweegt met de grondwaterstroming. Dispersief transport is het tweede proces en is zowel afhankelijk van de snelheid van het grondwater als van de eigenschappen van het grondwaterreservoir. Door bijvoorbeeld verschillen in de longitudinale en transversale afstand die wordt afgelegd door de opgeloste stof. Het derde proces dat een invloed heeft op de concentratie van het water in het grondwaterreservoir zijn externe bronnen. Enkele voorbeelden van externe bronnen zijn pompen, infiltratie en evapotranspiratie. Als laatste zijn er de processen waarbij een bepaalde hoeveelheid van een opgeloste stof wordt toegevoegd of weggenomen door chemische, 72

85 biologische of fysische processen. Enkele voorbeelden zijn onmiddellijk omkeerbare sorptie/desorptie processen en verval processen Opbouw van het model De invoerbestanden van het model worden aangemaakt met behulp van de mak3dzil-code. Met deze code kunnen de invoerbestanden voor het MOCDENS3D-model automatisch aangemaakt worden door een beperkt aantal gegevens in te voeren met betrekking tot het modelgebied. De mak3dzil-code maakt gebruik van bestanden die specifiek voor deze opdracht zijn opgesteld (profieltypekaart, basis en doorlatendheden van de polderafzettingen ) en van een reeks gegevens die aangeboden werden door het VMM afdeling water (basis HCOV-eenheden, verziltingskaart, topografie ). (Lebbe et al., 2006) Opstellen van de invoerbestanden Het mak3dzil programma begint vanuit een *.npt bestand. De volgende gegevens zijn aanwezig in het *.npt bestand: X- en Y-Lambertcoördinaten van de rechterbovenhoek en de linkerbenedenhoek. De hoek die de rijen maken ten opzichte van het noorden over het oosten. De lengte van de zijden van de eindig-verschil cellen. De dikte van de eindig-verschil lagen. Het peil aan de top van de bovenste laag. De HCOV-code van de ondoorlatende laag aan de basis van het model. Het aantal belastingsperioden. De eigenschappen van de grenzen. Met behulp van het mak3dzil programma worden verschillende invoerbestanden aangemaakt die nodig zijn om te kunnen werken met MOCDENS3D: *.bas, *.bcf, *.riv, *.wel, *.sip, *.oba, *.obs, infile.nam, *_moc.nam en densin.dat. Deze bestanden zullen in onderstaande subparagrafen kort besproken worden. Hiervoor werd gebruik gemaakt van McDonald & Harbaugh (1988), Harbaugh & McDonald (1996), Harbaugh et al. (2000) en Lebbe (2010). 73

86 Het naam bestand (infile.nam) Dit bestand bevat een lijst met alle aan te spreken pakketten. Alle noodzakelijke bestanden, zoals *.bas, *.bcf en *.sip, worden hierin teruggevonden. Het *.bas bestand Bas is de afkorting voor BASic package instructions. Dit bestand bevat de basisgegevens van een probleem. Eerst wordt de titel gelezen, daarna worden het aantal lagen, rijen en kolommen ingevoerd. Vervolgens wordt het aantal tijdstappen ingevoerd en ook in welke tijdseenheid (ongedefinieerd, seconden, minuten, uren, dagen of jaren) er gesimuleerd moet worden. Verder worden ook de grensvoorwaarden per laag ingevoerd. Een reeks van matrices wordt ingevoerd. Per laag wordt een matrix van cellen weergegeven, die de grensvoorwaarden beschrijft voor alle cellen in een laag. Een vaste stijghoogte wordt voorgesteld met een negatief getal en een veranderlijke stijghoogte met een positief getal. Ten slotte wordt een inactieve cel voorgesteld door een nul. In een volgende reeks van matrices worden de initiële stijghoogtes gegeven per cel voor elke laag. Als laatste worden de lengte van een belastingsperiode, het aantal tijdstappen en een vermenigvuldigingsfactor ingevoerd. Met de vermenigvuldigingsfactor kan de lengte van de tijdstappen aangepast worden. Het *.bcf bestand BCF is de afkorting voor Block Centered Flow en bevat de hydrogeologische informatie van het modelgebied. Er wordt ingevoerd of het om een permanente of niet-permanente stroming gaat. De anisotropiefactor, de specifieke elastische berging en de berging nabij de watertafel worden ook ingevoerd. De verschillende dimensies van de cellen worden daarna eveneens ingevoerd. Vervolgens worden twee reeksen van matrices per laag weergegeven. In de eerste reeks wordt de transmissiviteit 1 per cel gegeven en in de tweede reeks wordt de reciproke van de hydraulische weerstand 2 weergegeven. Het *.sip bestand Sip is de afkorting voor Strongly Implicit Procedure. Dit bestand bevat de numerieke gegevens die nodig zijn om de iteratieve oplossingsmethode te doorlopen. Het maximaal aantal iteraties en het sluitingscriterium worden hier ingesteld. 1 Transmissiviteit (T) is de horizontale doorlatendheid (K h) vermenigvuldigd met de dikte van de laag (D) 2 Reciproke van de hydraulische weerstand is het quotiënt van de verticale doorlatendheid (K v) en de dikte van de laag (D). 74

87 Het *.wel bestand Wel staat voor Well package instructions en bevat de gegevens over eventuele injectie of exploitatie per cel in het gebied en ook de locatie van de putten en de aangepompte lagen. Verder wordt het debiet dat geïnjecteerd of onttrokken wordt en de concentratie van het geïnjecteerde water ingevoerd. Het *.obs & *.oba bestand In het *.obs bestand (observation) kan er opgegeven worden in welke cellen de evolutie van de stijghoogtes en de concentraties waargenomen moet worden. Deze gegevens worden vervolgens weggeschreven is het *.oba bestand. Het *.riv bestand In het *.riv bestand, ofwel rivier bestand, worden de verschillende trajecten van de waterlopen in het modelgebied gesimuleerd. Voor iedere belastingsperiode wordt opgegeven in welke cellen van het model de waterlopen zich bevinden, de waterstand van de rivier, de hoogte van de rivierbedding en de contactfactor tussen waterloop en bodem. Op de bodem van de rivier of beek zal een sliblaag ontstaan met een kleinere doorlatendheid dan de rest van het grondwaterreservoir. Deze doorlatendheid heeft een belangrijke invloed op de contactfactor (CRIV) tussen de rivier en het grondwaterreservoir. CRIV wordt berekend aan de hand van de volgende formule: CRIV = Kv L W M = L W c Waarbij: CRIV = contactfactor (m²/d) K v = verticale doorlatendheid (m/d) L = lengte van het riviertraject in een welbepaalde eindig-verschil cel (m) W = breedte van de rivier (m) M = de dikte van de conceptuele minder doorlatende laag (m) c = de hydraulische weerstand van de minder doorlatende laag (d) Het *.moc bestand In dit bestand staan alle gegevens voor het simuleren van het opgeloste stoffen transport. De parameters dispersie, eerste orde verval en diffusie wordt ingevoerd, indien aanwezig. Daarna volgt een reeks van matrices per laag waarin de beginconcentratie van iedere cel wordt weergegeven. Als laatste wordt ook de longitudinale dispersiviteit en de transversaal horizontale en verticale dispersiviteit gegeven, alsook de retardatiefactor en de dikte van de lagen. 75

88

89 6. INVLOED VAN EEN WATERLOOP OP DE VERLAGINGEN DOOR DE POMPPROEVEN In onderhavig hoofdstuk zal onderzocht worden of de aanwezige waterloop invloed heeft gehad op de uitgevoerde pompproeven. Er wordt onderzocht of een waterloop een significante invloed heeft op de verlagingen van de stijghoogtes. Een waterloop kan ofwel water afgeven (irrigatie) aan het grondwaterreservoir, ofwel water draineren. Om de invloed te kunnen simuleren zal een conceptueel model opgesteld worden. Hiervoor wordt de MOCDENS3D-code gebruikt waarin de waterloop kan ingevoerd worden in het *.riv bestand. Aan de hand van het schematisch model kan er nagegaan worden wat de invloed is van de contactfactor (CRIV) van de waterloop tegenover de stijghoogtes in het grondwaterreservoir. Op locatie 1 worden de twee stapverlagingsproeven gesimuleerd: één waarbij gepompt wordt op put A en één waarbij gepompt wordt op put C. De waterloop ligt op 1,05 m afstand van put A en op 5,05 m van put C (Figuur 18) Schematisatie van het grondwaterreservoir Er wordt gewerkt met een conceptueel model waarbij de put waarop gepompt wordt, zich in de bovenste rij (rij 1) bevindt. Hierdoor wordt het modelgebied gehalveerd, waardoor er gedetailleerder gewerkt kan worden. Er wordt telkens op zoek gegaan naar symmetrieassen, waardoor er een kleiner modelgebied kan gekozen worden. Dit kleine modelgebied laat toe om te werken met kleinere eindigverschilcellen waardoor de kwaliteit van de simulatie toeneemt. Om te beginnen wordt het modelgebied in een eindig-verschil netwerk geplaatst. Dit netwerk bestaat uit 200 rijen en 200 kolommen, elk van 0,40 m breed. Negen lagen worden in het model bestudeerd waarvan de diktes dezelfde zijn als bij het model in hoofdstuk 4 en deze zijn terug te vinden in Tabel 24. De stijghoogte wordt in elke cel initieel op 9,0 meter gezet. De absolute waarde is eigenlijk niet belangrijk, omdat er in dit hoofdstuk met verlagingen gewerkt wordt. Oorspronkelijk is de watertafelstand gelijk aan de waterstand in de waterloop. De bodem van de waterloop bevindt zich 0,50 m lager Aanvangsvoorwaarden en randvoorwaarden Bijna alle cellen zijn actieve cellen, dit betekent dat de stijghoogtes in deze cellen kunnen veranderen. De cellen waaruit water gepompt wordt, zijn in de eerste rij geplaatst en zijn dus ook actieve cellen. Enkel de cellen van de eerste (kolom 1) en laatste kolom (kolom 200) en de laatste rij (rij 200) zijn cellen met een vaste stijghoogte. 77

90 Daarnaast wordt de tijd gediscretiseerd (Tabel 23). Er wordt gewerkt met 24 belastingsperioden en elke belastingsperiode is opgedeeld in 20 tijdstappen. De lengte van de eerste 11 belastingsperioden neemt exponentieel toe en is gelijk aan de eerste fase van de stapverlagingsproef. Wanneer de tweede fase van de stapverlagingsproef begint, dit is wanneer de tweede pomp in werking treedt, heeft de 12 de belastingsperiode een lengte van 1 minuut om daarna opnieuw exponentieel toe te nemen. De eerste fase in put A duurt bij de eerste stapverlagingsproef 125 minuten, terwijl deze bij de tweede stapverlagingsproef in put C 129 minuten duurt. Daarom is de 11 de belastingsperiode voor de tweede stapverlagingsproef 4 minuten langer. Om de resultaten goed te kunnen vergelijken moet de totale tijd (som van alle belastingsperioden (445 minuten)) gelijk zijn. Daarom is de allerlaatste belastingperiode voor de tweede stapverlagingsproef 4 minuten korter. Tabel 23: Discretisatie van de tijd: lengte van de belastingsperioden voor de eerste en tweede stapverlagingsproef. Nummer belastingsperiode Stapverlagingsproef in put A (rij 1, kolom 93) Tijd (dagen) Tijd (minuten) 1 0, Fase Stapverlagingsproef in put C (rij 1, kolom 103) Tijd (dagen) Tijd (minuten) 0, , , , ,2 0, ,2 4 0, ,8 0, ,8 5 0, ,9 0, ,9 6 0, ,5 1 0, ,5 7 0, ,5 0, ,5 8 0, , , , , , , , , , , , , ,2 0, ,2 15 0, ,8 0, ,8 16 0, ,9 0, ,9 17 0, ,5 0, ,5 18 0, ,5 2 0, ,5 19 0, , , , , , , , , , , , Fase

91 Vervolgens worden de hydraulische parameters voor de verschillende lagen ingevoerd (Tabel 24). Deze waarden zijn gebaseerd op de bekomen geoptimaliseerde waarden in hoofdstuk 4. Er dient opgemerkt te worden dat de lagen bij de MOCDENS3D-code van boven naar onder worden genummerd, terwijl dit bij de HYPARIDEN-code (invers model) van onder naar boven wordt gedaan. Tabel 24: De ingevoerde hydraulische parameters in het *.bcf bestand. Laag nummer Dikte laag (m) Transmissiviteit (m²/d) ( = K h x D) 1 0,15 0, ,35 0, ,85 0, ,40 0, ,40 0, ,35 0, ,15 2, ,00 0, ,50 0,008 K v/d (d -1 ) 0,001 0,062 0,111 0,184 0,173 0,132 0,068 0,026 De gegevens met betrekking tot de debieten van de stapverlagingsproef worden in het *.wel bestand ingevoerd en worden weergegeven in Tabel 25. De debieten staan in negatieve waarden uitgedrukt. Negatief ingevoerde waarden stellen pompdebieten voor, terwijl positieve waarden injectiedebieten voorstellen. Een tweede opmerking is dat er wordt gewerkt met gehalveerde debieten in dit conceptueel model. Er wordt in rij 1 gepompt, die bovenaan begrensd is door een ondoorlatende grens. Daar deze stapverlagingsproef gespiegeld wordt ten opzichte van de ondoorlatende grens, moeten de ingevoerde debieten in rij 1 gehalveerd worden. 79

92 Tabel 25: De ingevoerde debieten voor beide stapverlagingsproeven per belastingsperiode en per laag waarin gepompt wordt. Stapverlagingsproef in put A (rij 1, kolom 93) Stapverlagingsproef in put C (rij 1, kolom 103) Belastingsperiode Debiet (m³/d) Debiet (m³/d) Laag 6-0,1125 Laag 6-0, Laag 7-1,3820 Laag 7-1,2963 Laag 8-0,2410 Laag 8-0,2261 Laag 9-0,0001 Laag 9-0,0001 Laag 6-0,2222 Laag 6-0, Laag 7-2,7296 Laag 7-2,5122 Laag 8-0,4761 Laag 8-0,4382 Laag 9-0,0001 Laag 9-0,0001 Laag 6-0,2554 Laag 6-0, Laag 7-3,1373 Laag 7-2,9462 Laag 8-0,5472 Laag 8-0,5139 Laag 9-0,0001 Laag 9-0,0001 Laag 6-0,3115 Laag 6-0, Laag 7-3,8882 Laag 7-3,7265 Laag 8-0,6782 Laag 8-0,6500 Laag 9-0,0001 Laag 9-0,0001 Laag 6-0,4168 Laag 6-0, Laag 7-5,1200 Laag 7-4,9090 Laag 8-0,8930 Laag 8-0,8562 Laag 9-0,0002 Laag 9-0,0002 Als laatste worden de gegevens met betrekking tot de waterloop in het *.riv bestand ingevoerd. De waterloop is ongeveer 0,80 m breed, dit komt overeen met de breedte van 2 cellen. De waterloop bevindt zich in de rijen 1 tot en met 199, telkens in kolom 89 en 90. De waterloop is 0,50 m diep en bevindt zich in laag 1 en 2. De contactfactor CRIV wordt ingeschat op basis van de oppervlakte waarmee de rivier in contact staat met het grondwaterreservoir en de hydraulische weerstand van de minder doorlatende laag, ook sliblaag genoemd. CRIV = L W c Waarbij: CRIV = contactfactor (m²/d) L = lengte van het riviertraject in een welbepaalde eindig-verschil cel (m) W = breedte van de rivier (m) c = de hydraulische weerstand van de sliblaag (d) 80

93 Om te beginnen wordt er verondersteld dat de hydraulische weerstand van de sliblaag gelijk is aan 1 d. De contactfactoren worden in Tabel 26 berekend aan de hand van deze waarde. In Figuur 38 wordt een schematische voorstelling gemaakt van de waterloop en de bijhorende afmetingen die nodig waren om de contactfactoren te berekenen. Tabel 26: Berekening van de contactfactoren wanneer de hydraulische weerstand van de minder doorlatende sliblaag gelijk is aan 1 dag. Contactfactor voor laag 1 Contactfactor voor laag 2 Criv = Criv = 0,40 m 0,16 m 1d 0,40 m (0,36 + 0,39) m 1d = 0,064 m² d = 0,300 m² d Figuur 38: Schematische voorstelling van de contactvlakken tussen het grondwaterreservoir en de rivier Simulatie van de verlagingen Alvorens de resultaten van de simulatie te bespreken wordt een schematisch bovenaanzicht van het modelgebied voorgesteld om de interpretatie van de resultaten te vergemakkelijken. Op onderstaande Figuur 39 wordt de waterloop met blauw aangegeven, terwijl de drie putten met een cirkel zijn aangeduid. Figuur 39: Schematisatie van de locatie van de putten, de beek en de straat. (niet op schaal) 81

94 Elke simulatie bestaat uit 24 belastingsperioden en duurt in totaal 445 minuten (7 uur en 25 minuten). Op Figuur 40 t.e.m. Figuur 48 worden de stijghoogtes per laag weergegeven na 24 belastingsperioden, waarbij er gepompt werd in put A (rij 1, kolom 93). De situatie waarbij er gepompt werd in put C (rij 1, kolom 103) is zeer gelijkaardig, deze figuren zijn terug te vinden in Bijlage 1. Op Figuur 40 is te zien dat de maximale verlaging in laag 1 iets groter is dan 0,30 m. De stijghoogtes in laag 1 worden beïnvloed door de waterloop die een vaste stijghoogte heeft. Links van de pompput zijn de verlagingen kleiner dan wanneer er geen waterloop zou zijn. Dit komt doordat de waterloop water afgeeft aan het grondwaterreservoir en dus als een soort buffer dient, waardoor de daling van de stijghoogte kleiner is. Normaal dient de waterloop als drainagegracht, zodat overvloedig water kan afgevoerd worden. Maar wanneer er een pompproef uitgevoerd wordt, wordt de grondwatertafel aanzienlijk verlaagd. Hierdoor heeft de waterloop nu een irrigerende werking. Op Figuur 46 worden de stijghoogtes in het grondwaterreservoir gegeven in laag 7. Bijna 80 % van het totale debiet wordt uit deze laag gepompt, waardoor er in deze laag de grootste verlaging van de stijghoogte verwacht wordt. De verlaging van de stijghoogte is een gevolg van het pompen in pompput A (rij 1, kolom 93). Hoe dichter bij de pompput, hoe groter de verlaging is. In laag 7, die zich 2,50 tot 4,65 m onder de initiële watertafel bevindt, heeft de waterloop een zeer beperkte invloed. De invloed van de waterloop neemt af met de diepte. In de ondiepere lagen (lagen 1 t.e.m. 6) heeft de aanwezige waterloop een grotere invloed (Figuur 40 t.e.m. Figuur 45). y-afstand (m) x-afstand (m) Figuur 40: Horizontale doorsnede doorheen laag 1 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater worden weergegeven. De locatie van de waterloop is in blauw aangeduid. 82

95 x-afstand (m) Figuur 41: Horizontale doorsnede doorheen laag 2 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater worden weergegeven. De locatie van de waterloop is in blauw aangeduid. y-afstand (m) y-afstand (m) x-afstand (m) Figuur 42: Horizontale doorsnede doorheen laag 3 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater worden weergegeven. 83

96 y-afstand (m) y-afstand (m) x-afstand (m) Figuur 43: Horizontale doorsnede doorheen laag 4 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater worden weergegeven. x-afstand (m) Figuur 44: Horizontale doorsnede doorheen laag 5 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater worden weergegeven. 84

97 x-afstand (m) Figuur 45: Horizontale doorsnede doorheen laag 6 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater worden weergegeven. y-afstand (m) y-afstand (m) x-afstand (m) Figuur 46: Horizontale doorsnede doorheen laag 7 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater worden weergegeven. 85

98 x-afstand (m) Figuur 47: Horizontale doorsnede doorheen laag 8 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater worden weergegeven. y-afstand (m) y-afstand (m) x-afstand (m) Figuur 48: Horizontale doorsnede doorheen laag 9 op het einde van de eerste stapverlagingsproef (rij 1, kolom 93). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater wordt weergegeven. Op Figuur 49 is een verticale doorsnede langs rij 1 weergegeven, dit is de rij waarin gepompt wordt. Er wordt gepompt op lagen 6, 7, 8 en 9, dit zijn de lagen waarin de filter zich bevindt. Opnieuw is hier hetzelfde patroon te zien, hoe dichter bij de filter van de peilbuis waarin gepompt wordt, hoe groter de verlaging van de stijghoogte. De invloed van de waterloop is goed waar te nemen; ter hoogte van de waterloop is er een kleinere verlaging. De oorzaak hiervan is dat de waterloop steeds water levert 86

99 aan het grondwaterreservoir. Op de figuur is ook duidelijk te zien dat de maximale verlaging zich naar rechts heeft verplaatst (zie blauwe pijl), dit wordt ook door de irrigerende werking van de waterloop veroorzaakt. waterloop Diepte (m) Figuur 49: Verticale doorsnede doorheen rij 1 met aanduiding van de gesimuleerde stijghoogtes op het einde van de eerste stapverlagingsproef Invloed van de waterloop op de verlagingen In de volgende paragrafen zullen verlagingen vergeleken worden, om te kijken of de invloed van de waterloop groot is of eerder beperkt. x-afstand (m) In Tabel 27 worden de gegevens met betrekking tot de locatie en afstand over de verschillende observatiepunten gegeven voor beide pompproeven. Tabel 27: Locatie en afstand tot de twee pompputten (put A en put C) voor de verschillende observatiepunten en de waterloop. Observatiepunt 1 Observatiepunt 2 Waterloop Observatiepunt 3 Observatiepunt 4 Observatiepunt 5 Locatie Rij 1 Kolom 83 Rij 1 Kolom 88 Rij 1 Kolom Rij 1 Kolom 93 Rij 1 Kolom 98 Rij 1 Kolom 103 Afstand tot put A (rij 1, kolom 93) 4,00 m 2,00 m 1,40 m (tot midden waterloop) / 2,00 m 4,00 m Afstand tot put C (rij 1, kolom 103) 8,00 m 6,00 m 5,40 m (tot midden waterloop) 4,00 m 2,00 m / In de hiernavolgende tabellen (Tabel 28 t.e.m. Tabel 33) worden de verlagingen van de stijghoogte voor beide pompproeven weergegeven voor laag 2 en 7. Dit voor drie verschillende waarden voor de hydraulische weerstand van de sliblaag (c = 0,1 d, c = 1 d en c = 10 d). Deze verlagingen worden telkens op 2 tijdstippen gegeven, na 50 minuten (fase 1) en na 250 minuten (fase 2). Er wordt gekozen om de verlagingen in laag 2 weer te geven, omdat de waterloop het grootste contactoppervlak heeft met het 87

100 grondwaterreservoir in laag 2. De verlagingen in laag 7 worden ook voorgesteld, omdat het grootste debiet op deze laag wordt gepompt. Voor de tweede stapverlagingsproef is er telkens ook een tabel weergegeven waarbij de verlagingen gesimuleerd werden met aangepaste debieten. Om beide stapverlagingsproeven goed te kunnen vergelijken, dient er met dezelfde debieten gepompt te worden. De verlagingen worden telkens gesimuleerd voor drie verschillende waarden voor de hydraulische weerstand van de sliblaag, omdat er tot nu toe nog niet kan ingeschat worden hoe groot deze waarde is. 88

101 Tabel 28: De verlagingen van de stijghoogtes in laag 2 na 50 en 250 minuten voor de eerste stapverlagingsproef. Dit voor verschillende waarden van de hydraulische weerstand van de sliblaag (c) en voor verschillende observatiepunten. c (d) verlaging na 50 min (m) (fase 1) verlaging na 250 min (m) (fase 2) Observatiepunt 1 Observatiepunt 2 Observatiepunt 3 (=pompput) Observatiepunt 4 Observatiepunt 5 0,1 0,165 0, ,175 0, ,223 0,432 0,1 0,078 0, ,101 0, ,200 0,380 0,1 0,154 0, ,171 0, ,246 0,454 0,1 0,230 0, ,239 0, ,282 0,514 0,1 0,240 0, ,247 0, ,280 0,507 Tabel 29: De verlagingen van de stijghoogtes in laag 2 na 50 en 250 minuten voor de tweede stapverlagingsproef. Dit voor verschillende waarden van de hydraulische weerstand (c) van de sliblaag en voor verschillende observatiepunten. c (d) verlaging na 50 min (m) (fase 1) verlaging na 250 min (m) (fase 2) Observatiepunt 1 Observatiepunt 2 Observatiepunt 3 Observatiepunt 4 Observatiepunt 5 (=pompput) 0,1 0,103 0, ,110 0, ,144 0,310 0,1 0,051 0, ,067 0, ,138 0,285 0,1 0,126 0, ,138 0, ,191 0,382 0,1 0,211 0, ,218 0, ,248 0,485 0,1 0,248 0, ,253 0, ,276 0,530 89

102 Tabel 30: De verlagingen van de stijghoogtes in laag 2 na 50 en 250 minuten voor de tweede stapverlagingsproef. Dit voor verschillende waarden van de hydraulische weerstand (c) van de sliblaag en voor verschillende observatiepunten. Deze simulatie werd met een aangepast debiet uitgevoerd. c (d) verlaging na 50 min (m) (fase 1) verlaging na 250 min (m) (fase 2) Observatiepunt 1 Observatiepunt 2 Observatiepunt 3 Observatiepunt 4 Observatiepunt 5 (=pompput) 0,1 0,111 0, ,118 0, ,155 0,327 0,1 0,055 0, ,072 0, ,148 0,300 0,1 0,135 0, ,148 0, ,206 0,401 0,1 0,227 0, ,234 0, ,267 0,509 0,1 0,266 0, ,271 0, ,296 0,556 Tabel 31: De verlagingen van de stijghoogtes in laag 7 na 50 en 250 minuten voor de eerste stapverlagingsproef. Dit voor verschillende waarden van de hydraulische weerstand van de sliblaag (c) en voor verschillende observatiepunten. c (d) verlaging na 50 min (m) (fase 1) verlaging na 250 min (m) (fase 2) Observatiepunt 1 Observatiepunt 2 Observatiepunt 3 (=pompput) Observatiepunt 4 Observatiepunt 5 0,1 0,429 0, ,432 0, ,448 0,818 0,1 0,661 1, ,664 1, ,681 1,196 0,1 1,545 2, ,548 2, ,566 2,635 0,1 0,675 1, ,679 1, ,698 1,210 0,1 0,457 0, ,461 0, ,481 0,846 90

103 Tabel 32: De verlagingen van de stijghoogtes in laag 7 na 50 en 250 minuten voor de tweede stapverlagingsproef. Dit voor verschillende waarden van de hydraulische weerstand van de sliblaag (c) en voor verschillende observatiepunten. c (d) verlaging na 50 min (m) (fase 1) verlaging na 250 min (m) (fase 2) Observatiepunt 1 Observatiepunt 2 Observatiepunt 3 Observatiepunt 4 Observatiepunt 5 (=pompput) 0,1 0,210 0, ,212 0, ,223 0,459 0,1 0,283 0, ,285 0, ,297 0,585 0,1 0,399 0, ,401 0, ,413 0,779 0,1 0,617 1, ,619 1, ,632 1,142 0,1 1,447 2, ,450 2, ,463 2,522 Tabel 33: De verlagingen van de stijghoogtes in laag 7 na 50 en 250 minuten voor de tweede stapverlagingsproef. Dit voor verschillende waarden van de hydraulische weerstand van de sliblaag (c) en voor verschillende observatiepunten. Deze simulatie werd met een aangepast debiet uitgevoerd. c (d) verlaging na 50 min (m) (fase 1) verlaging na 250 min (m) (fase 2) Observatiepunt 1 Observatiepunt 2 Observatiepunt 3 Observatiepunt 4 Observatiepunt 5 (=pompput) 0,1 0,225 0, ,228 0, ,239 0,483 0,1 0,303 0, ,306 0, ,318 0,614 0,1 0,427 0, ,429 0, ,443 0,817 0,1 0,659 1, ,662 1, ,676 1,195 0,1 1,544 2, ,547 2, ,561 2,634 91

104 Verband tussen de hydraulische weerstand van de sliblaag (c), de contactfactor (CRIV) en de stijghoogtes Uit de verschillende tabellen (Tabel 28 t.e.m. Tabel 33) kan er afgeleid worden dat er bij een kleine hydraulische weerstand van de sliblaag (c) en dus bij een grote contactfactor (CRIV) (Tabel 35) een kleinere verlaging is dan bij een grotere hydraulische weerstand van de sliblaag. Een verklaring hiervoor is dat bij een grote contactfactor de waterloop een grotere invloed zal hebben, dit betekent dat er meer water vanuit de waterloop (die een vaste stijghoogte heeft) naar het grondwaterreservoir stroomt. Hierdoor zal de stijghoogte minder snel dalen Vergelijken van stijghoogtes op gelijke afstand van de pompput Allereerst worden observaties op een gelijke afstand van de cel waarin gepompt werd met elkaar vergeleken in laag 7. Om deze vergelijking te doen wordt er naar de eerste pompproef in put A (observatiepunt 3; rij 1, kolom 93) gekeken, omdat de pompput op gelijke afstand ligt van de twee uiterste observatiepunten (observatiepunten 1 en 5) (Tabel 27). Als er verschillen te merken zijn, komt dit door de waterloop die aanwezig is in kolom 89 en 90 in laag 1 en 2. Tussen observatiepunt 1 (kolom 83) en de pompput is de waterloop aanwezig terwijl er tussen observatiepunt 5 (kolom 103) en de pompput geen waterloop aanwezig is. Er wordt dus verwacht dat de verlaging van de stijghoogte het grootst is ter hoogte van de pompput (observatiepunt 3) en het kleinst is op een grote afstand van de pompput (observatiepunten 1 en 5). In Tabel 31 worden de verlagingen weergegeven in laag 7, de laag waarop het grootste debiet wordt gepompt. Zoals verwacht treedt de grootste verlaging op ter hoogte van de pompput (observatiepunt 3). Wanneer de verlagingen van observatiepunt 1 en 5 vergeleken worden is er een verschil waar te nemen. Na 50 minuten is er ter hoogte van observatiepunt 1 een verlaging van 0,429 m, 0,432 m en 0,448 m en voor observatiepunt 5 een verlaging van 0,457 m, 0,461 m en 0,481 m voor respectievelijk c = 0,1 d, c = 1 d en c = 10 d. Gemiddeld is dit een verschil van 0,030 m. Voor c = 0,1 d, c = 1 d en c = 10 d is er na 250 minuten een verlaging van respectievelijk 0,777 m, 0,784 m en 0,818 m voor observatiepunt 1 en respectievelijk 0,802 m, 0,809 m en 0,846 m voor observatiepunt 5. Dit is een gemiddeld verschil van 0,026 m. De verlaging van de stijghoogte is dus altijd kleiner bij observatiepunt 1 dan bij observatiepunt 5. De enige factor die een invloed kan hebben op dit kleine verschil is de aanwezigheid van de waterloop, die zich bevindt tussen observatiepunt 1 en 3. De waterloop heeft een irrigerende werking tijdens de stapverlagingsproef en geeft water af aan het grondwaterreservoir, hierdoor is de geobserveerde verlaging in observatiepunt 1 kleiner omdat er water toestroomt vanuit de waterloop. 92

105 Hoe dichter bij de waterloop, hoe groter de invloed van de waterloop op de verlagingen De invloed van de waterloop is het grootst in de lagen waarin de waterloop aanwezig is (laag 1 en 2). Om de invloed te bestuderen worden de verlagingen van de stijghoogtes bekeken in laag 2. In Tabel 28 worden de verlagingen in laag 2 na de eerste pompproef getoond, waarbij gepompt wordt ter hoogte van observatiepunt 3. Ondanks dat er in laag 7 gepompt wordt, wordt er verwacht dat de verlaging in laag 2 ook het grootst zal zijn ter hoogte van de pompput (observatiepunt 3). Uit de gesimuleerde waarden blijkt echter dat dit niet het geval is. De verlagingen van de stijghoogtes in laag 2 ter hoogte van observatiepunt 4 en 5 zijn groter dan in observatiepunt 3. Verder weg van de waterloop is de invloed van de waterloop op de verlagingen kleiner. Observatiepunt 3 ondervindt met andere woorden dus een grotere invloed van de waterloop dan observatiepunten 4 en 5. Dicht bij de waterloop overheerst de invloed van de irrigerende werking van de waterloop, terwijl de invloed van het pompen belangrijker wordt op een grotere afstand van de waterloop. De waterloop geeft water af aan het grondwaterreservoir waardoor de stijghoogte ter hoogte van observatiepunt 3 minder snel daalt dan ter hoogte van observatieputten 4 en 5. Ter hoogte van observatiepunt 2 is de invloed van de waterloop op de verlagingen ook duidelijk te merken. In observatiepunt 2 (Tabel 28 en Tabel 29) wordt de kleinste verlaging geobserveerd in laag 2. Observatiepunt 1 ligt verder weg van de pompputten dan observatiepunt 2, maar toch is de kleinste verlaging terug te vinden in observatiepunt 2. Gevoelsmatig wordt er verwacht dat de verlaging het kleinst is op de grootste afstand van de pompputten. Observatiepunt 2 ligt op slechts 0,40 m van de rand van de waterloop, terwijl observatiepunt 1 op 2,40 m afstand van de waterloop ligt. Deze kleine afstand tussen observatiepunt 2 en de waterloop zorgt ervoor dat er ter hoogte van het observatiepunt een grote invloed is van de waterloop op de verlagingen. Er kan besloten worden dat de regel: hoe dichter bij de pompput, hoe groter de verlaging, hier niet opgaat voor de lagen waarin een waterloop aanwezig is. Wanneer er een waterloop, met een contactfactor die groot genoeg is, aanwezig is kan er beter gezegd worden: hoe dichter bij de waterloop, hoe groter de invloed van de irrigerende werking van de waterloop op het grondwaterreservoir is. Op een grotere diepte, bijvoorbeeld in laag 7, is de invloed van de waterloop minder belangrijk en overheerst de invloed van het pompen. In dit geval kan de regel: hoe dichter bij de pompput, hoe groter de verlaging van de stijghoogte wel toegepast worden (Tabel 31 en Tabel 32). 93

106 Vergelijken van stijghoogtes op gelijke afstand van beide pompputten Tenslotte wordt er naar observatiepunt 4 gekeken (Tabel 28 en Tabel 29). Dit observatiepunt ligt net in het midden tussen observatiepunt 3 (put A) en 5 (put C), waar respectievelijk de eerste en tweede pompproef plaatsvinden (Figuur 50). Figuur 50: Schets van de locatie van observatiepunt 4 (OP4) ten opzichte van de putten waarop gepompt wordt (put A en put C) en de waterloop. Als een identieke pompproef wordt uitgevoerd in een uniform grondwaterreservoir zonder een waterloop in de omgeving, zal de verlaging van de stijghoogte ter hoogte van observatiepunt 4 in alle lagen gelijk zijn bij beide pompproeven. De verlagingen van de stijghoogtes ter hoogte van observatiepunt 4 zullen ook gelijk zijn als de invloed van de waterloop niet reikt tot aan observatiepunt 4, die op 3,40 m afstand ligt van het midden van de waterloop. Er wordt echter wel een verschil verwacht. Om nauwkeurige vergelijkingen te kunnen doen moet het debiet bij beide pompproeven gelijk zijn. Omdat dit in de praktijk niet het geval was, werden de debieten van de tweede pompproef aangepast (Tabel 30 en Tabel 33). In Tabel 34 worden de gegevens met betrekking tot observatiepunt 4 uit Tabel 28, Tabel 30, Tabel 31 en Tabel 33 samen gezet om eenvoudiger te kunnen vergelijken. Er wordt verwacht dat de verlagingen van de stijghoogtes in observatiepunt 4 na de tweede stapverlagingsproef kleiner zijn dan na de eerste stapverlagingsproef. Bij de tweede stapverlagingsproef bevindt observatiepunt 4 zich tussen de waterloop en de pompput (put C), waardoor er dus een invloed van de waterloop wordt verwacht. Bij de eerste stapverlagingsproef daarentegen bevinden de waterloop en observatiepunt 4 zich elk aan een kant van de pompput (put A). Waardoor er vermoedelijk weinig tot geen invloed is te merken van de waterloop in observatiepunt 4, omdat het observatiepunt zich aan de andere kant van de pompput bevindt. 94

107 Tabel 34: De verlagingen van de stijghoogtes in lagen 2 en 7 na 50 en 250 minuten voor zowel de eerste als tweede pompproef ter hoogte van observatiepunt 4. Dit voor verschillende waarden van de hydraulische weerstand van de sliblaag (c). De weergegeven waarden voor de tweede pompproef werden bepaald met een aangepast debiet (zelfde als bij de eerste pommproef). Eerste stapverlagingsproef Tweede stapverlagingsproef Eerste stapverlagingsproef Tweede stapverlagingsproef Laag 2 Tijdstip c = 0,1 d c = 1 d c = 10 d 50 min 0,230 m 0,239 m 0,282 m 250 min 0,417 m 0,433 m 0,514 m 50 min 0,227 m 0,234 m 0,267 m 250 min 0,427 m 0,441 m 0,509 m Laag 7 50 min 0,675 m 0,679 m 0,698 m 250 min 1,166 m 1,173 m 1,210 m 50 min 0,659 m 0,662 m 0,676 m 250 min 1,158 m 1,164 m 1,195 m De waterloop bevindt zich in laag 1 en 2 en zal dus een rechtstreekse invloed hebben op de verlagingen van de stijghoogtes in laag 2 (Tabel 34). De vraag is nu of de invloed van de waterloop groter is dan de invloed van het pompen of niet. Er is een grotere verlaging in observatiepunt 4 bij de eerste pompproef (op put A) dan bij de tweede pompproef (op put C) na 50 minuten. Ter hoogte van observatiepunt 4 heeft de waterloop een kleinere invloed bij de eerste pompproef, omdat de waterloop zich aan de andere kant van de pompput bevindt. Deze kleinere invloed van de waterloop zorgt ervoor dat de verlaging groter is bij de eerste pompproef, omdat er minder water vanuit de waterloop naar het grondwaterreservoir stroomt. Na 250 minuten pompen is er een omgekeerde situatie te bemerken voor c = 0,1 d en c = 1 d. Nu is de verlaging ter hoogte van observatiepunt 4 groter na de tweede stapverlagingsproef (op put C) dan na de eerste stapverlagingsproef. Er moet namelijk met een extra parameter rekening gehouden worden. De invloed van de waterloop wordt immers steeds groter naarmate er langer gepompt wordt. Voor c = 10 d zou er langer gepompt moeten worden om de invloed te kunnen waarnemen. Bij de eerste stapverlagingsproef (put A) zal er tijdens het pompen na een langere tijd meer water stromen vanuit de waterloop (links van de put), dan van rechts. Hierdoor daalt de stijghoogte minder aan de rechterkant van de pompput. Waardoor in observatiepunt 4 een kleinere verlaging van de stijghoogte wordt vastgesteld. Laag 7, die zich op een diepte van 3,35 m tot 5,50 m onder het maaiveld bevindt, ligt 2 m dieper dan laag 2 waarin zich de waterloop bevindt. Er wordt verwacht dat de invloed van de waterloop hier veel kleiner zal zijn dan de invloed van het pompen, zowel na 50 minuten als na 250 minuten. Uit Tabel 34 blijkt dat de verlagingen van de stijghoogtes ter hoogte van observatiepunt 4 voor de tweede 95

108 pompproef (put C) telkens kleiner zijn dan voor de eerste pomproef (put A). De verlagingen in observatiepunt 4 na de tweede pompproef zijn kleiner, omdat de waterloop een beperkte invloed heeft en dus water levert aan het grondwaterreservoir en er voor zorgt dat de stijghoogte minder snel daalt. Na de eerste pompproef zijn de verlagingen iets groter, want observatiepunt 4 bevindt zich nu aan de andere kant van de waterloop. Hierdoor is de invloed van de waterloop op de verlagingen ter hoogte van observatiepunt 4 bijna te verwaarlozen Gevoeligheidsanalyse van de contactfactor (CRIV) In deze paragraaf zal onderzocht worden of het veranderen van de contactfactor naar een grotere of kleinere waarde een significante invloed heeft op de verlagingen van de stijghoogte. Wanneer de contactfactor klein is, zal de waterloop een kleine invloed hebben op de verlagingen. Wanneer de contactfactor groot is, is de verticale doorlatendheid groter en heeft de waterloop een grotere invloed. Het effect van de contactfactor zal beter merkbaar zijn in de bovenste lagen, maar bij een grote contactfactor kan de invloed op een grotere diepte ook te merken zijn. Bij de gevoeligheidsanalyse worden vier verschillende waarden voor de hydraulische weerstand van de sliblaag tussen de rivier en het grondwaterreservoir in de rivier beschouwd. In Tabel 35 wordt per waarde voor de hydraulische weerstand (c) van de sliblaag een contactfactor bepaald, net op dezelfde manier als besproken in paragraaf 6.2. Bij deze gevoeligheidsanalyse worden de veldmetingen en de gesimuleerde waarden met elkaar vergeleken en wordt per tijdstip het kwadraat van de afwijking bepaald en wordt er gekeken bij welke c de kleinste som van het kwadraat van de afwijkingen voorkomt (Tabel 36). Tabel 35: De verschillende waarden voor de hydraulische weerstand van de sliblaag (c) samen met de toegepaste waarden voor de CRIV in laag 1 en 2. c 10 1 = 0, 1 dagen 10 0 = 1 dag = 10 dagen = 100 dagen CRIV Laag 1 CRIV Laag 2 0,640 m² d 3,000 m² d 0,064 m² d 0,300 m² d 0,006 m² d 0,030 m² d 0,0006 m² d 0,0030 m² d Tabel 36: Som van het kwadraat van de afwijkingen voor de verschillende waarden van de hydraulische weerstand van de sliblaag (c). Hydraulische weerstand van de sliblaag, c (d) Som van het kwadraat van de afwijkingen 0,1 d 0,185 1 d 0, d 0, d 0,124 96

109 De beschouwde verlaging treedt op in de lagen waarop gepompt wordt: lagen 6-9. De waterloop bevindt zich in de lagen 1 en 2 en het is dus de bedoeling om de ideale hydraulische weerstand van de sliblaag (c) te bepalen die tussen laag 1 en 2 en de waterloop ligt. Optimaal is het om veldmetingen te hebben van de verlagingen in laag 1 en 2, maar deze metingen werden niet uitgevoerd. Om deze optimale hydraulische weerstand (c) van de sliblaag te bepalen, zouden er verlagingen moeten waargenomen worden in een extra peilbuis met een filter in laag 2. Desondanks is er geprobeerd om een gevoeligheidsanalyse uit te voeren met de veldgegevens die ter beschikking zijn (Tabel 36). Deze waarden werden in een gevoeligheidsanalyse vergeleken met de gesimuleerde gegevens in laag 7, de laag waarop het grootse debiet wordt gepompt. De som van het kwadraat van de afwijkingen wordt kleiner naarmate de hydraulische weerstand van de sliblaag (c) toeneemt. Hoe groter c wordt, hoe minder de invloed van de waterloop nog is. Aangezien de som van het kwadraat van de afwijkingen afneemt bij een toenemende hydraulische weerstand van de sliblaag (c), wordt er verwacht dat de invloed van de waterloop in laag 7 klein is. Er kan besloten worden dat de optimale hydraulische weerstand niet goed bepaald kan worden met de gegevens van de verlagingen waargenomen in laag 7. 97

110

111 7. SIMULATIE VAN DE GRONDWATERSTROMING EN DE ZOET- ZOUTWATERVERDELING In dit hoofdstuk worden de zoetwaterstijghoogtes en de zoet-zoutwaterverdeling gesimuleerd in een gebied rondom locatie 1. Er werden reeds veel simulaties uitgevoerd in de Belgische kustvlakte, meestal gebeurde dit op plaatsen met een dikke freatische watervoerende laag. Beperkt zijn de simulaties waar de freatische watervoerende laag eerder dun is. Het modelgebied ligt ook op de grens tussen de polder- en zandstreek. Het centrum van Gistel, dat gebouwd is op een langgerekte dekzandrug, wordt afgescheiden van de achterliggende zandstreek door een brede polderinham (Figuur 51). De simulaties in dit hoofdstuk werden uitgevoerd met de MOCDENS3D-code die in hoofdstuk 5 reeds besproken werd. Gistel Figuur 51: Locatie van het modelgebied op een uitloper van de kustvlakte Schematisatie van het grondwaterreservoir Het modelgebied wordt in een eindig-verschil netwerk geplaatst; dit gebeurt met behulp van het *.npt bestand. Hier worden eerst de X- en Y-Lambertcoördinaten van de linkerbenedenhoek en de rechterbovenhoek ingevoerd (Tabel 37). 99

112 Tabel 37: Lambertcoördinaten van de linkerbenedenhoek en rechterbovenhoek van het modelgebied. X Y Linkerbenedenhoek , ,50 Rechterbovenhoek , ,36 Het netwerk bestaat uit 90 rijen en 180 kolommen en maakt een hoek van 78 ten opzichte van het noorden over het oosten. De lengte en de breedte van de eindig-verschil cellen zijn identiek en bedraagt 15 m. Het netwerk heeft dus een afmeting van 1350 op 2700 m. Op Figuur 52 wordt het gebruikte eindig-verschil netwerk weergegeven. Gistel Figuur 52: Lokalisatie van het modelgebied aan de hand van het gebruikte eindig-verschil netwerk (met 90 rijen en 180 kolommen). Het model is opgebouwd uit 13 lagen waarbij elke laag 1 m dik is met uitzondering van de bovenste en onderste laag. De bovenste laag heeft als bovengrens de watertafel en als ondergrens een horizontaal vlak dat gelegen is op het peil 2 mtaw. De dikte van de bovenste laag zal dus variëren van plaats tot plaats. De onderste laag heeft als bovengrens een vlak dat gelegen is op het peil -9 mtaw en als basis de top van het Ieperiaan Aquitardsysteem (HCOV 0900) indien deze dieper dan -10 mtaw gelegen is. Indien niet, is de basis van de onderste laag gelegen op -10 mtaw. 100

113 7.2. Hydraulische parameters Doorlatendheden Tabel 38: Het peil van de basis van de verschillende lagen. Peil van de basis van het Laag vlak (mtaw) Voor elke HCOV-eenheid wordt een doorlatendheid ingeschat. Voor deze inschatting wordt gebruik gemaakt van het 3D-model voor de simulatie van de grondwaterstroming en het opgeloste stoffen transport op basis van de HCOV-kartering in het kustgebied (Lebbe et al., 2006). De doorlatendheden van de lagen worden van boven naar onder besproken. Bovenaan worden Polderafzettingen (HCOV 0130) aangetroffen. Door de grote laterale en verticale variatie in de doorlatendheid van deze afzettingen laat de huidige HCOV-indeling niet toe om deze afzettingen op een adequate manier te omschrijven. Om deze reden werd er een aanpassing gedaan aan de bestaande HCOV-code. Er werd een profieltypekaart (Figuur 53) opgesteld door gebruik te maken van de bestaande kaarten van het Vlaamse Kustgebied, de verziltingskaarten (De Breuck et al., 1974) en de bodemkaart. De verfijning van de bestaande HCOV-indeling gebeurde enkel voor de Polderafzettingen (HCOV 0130) (Lebbe et al., 2006). Het gebied in het zuidoosten van het modelgebied behoort niet meer tot de Polderafzettingen en wordt als inactief beschouwd. Het grootste deel van het modelgebied bestaat uit Afzettingen boven Overdekte Pleistocene gronden. Deze afzettingen worden voorgesteld door code 25. Code 22 vervolgens stelt de Doorlatende afzettingen onder een kreekrug voor. Ze wordt omgeven door Weinig doorlatende afzettingen onder Poelgrond polders (code 19). In het Noorden van het modelgebied tot slot worden nog Afzettingen boven Zand (codes 2 en 8) teruggevonden. 101

114 Figuur 53: Profieltypekaart met aanduiding van het modelgebied. Onder de Polderafzettingen (HCOV 0130) worden de Deklagen (HCOV 0150) en de Pleistocene afzettingen (HCOV 0160Vervolgens wordt de Ieperiaan Aquifer (HCOV 0800) aangetroffen; deze aquifer heeft een kleinere doorlatendheid dan de bovenliggende lagen. Onderaan wordt het grondwaterreservoir begrensd door het Ieperiaan Aquitardsysteem (HCOV 0900) Stijghoogtes De initiële stijghoogtes worden bepaald aan de hand van de topografie (Figuur 54). Deze waardes bepalen het aantal iteraties die nodig zijn om het sluitingscriterium te bereiken. Als de initiële stijghoogtes dichter bij de werkelijke waardes gelegen zijn, zullen er minder iteraties nodig zijn. 102

115 Figuur 54: Digitaal Hoogtemodel van het modelgebied Waterlopen De waterlopen worden in het *.riv-bestand ingevoerd en worden voorgesteld op Figuur 55. De waterlopen werden opgevraagd uit de Vlaamse Hydrografische Atlas (VHA). De parameters die nodig waren om het *.riv-bestand te vervolledigen werden bepaald aan de hand van de VHA, de topografie en de HCOV-databank. Binnen de grenzen van het modelgebied komen onbevaarbare waterlopen van categorie 2 en niet-geklasseerde waterlopen voor. Onbevaarbare waterlopen van categorie 2 worden beheerd door de provincie. Net buiten het modelgebied wordt een onbevaarbare waterloop van categorie 1 teruggevonden, deze waterloop wordt beheerd door de afdeling Operationeel Waterbeheer van de Vlaamse Milieumaatschappij (VMM). Het beheer van niet-geklasseerde waterlopen hangt af van waar de gracht gelegen is (langs een gemeenteweg, gewestweg of snelweg) of wie de gracht beheert ( 103

116 Figuur 55: Aanwezige waterlopen in het modelgebied Heropvulling Aan het oppervlak van elke cel wordt water dat afkomstig is van neerslag toegevoegd. De hoeveelheid water die uiteindelijk infiltreert in het model is gelijk aan de neerslag vermindert met de hoeveelheid water die aan het oppervlak wordt afgevoerd en de hoeveelheid die wordt opgenomen door planten en verdampt. De maximale infiltratie werd vastgelegd op 0,28 m/jaar (Lebbe et al., 2006). In slecht doorlatende afzettingen echter, zoals polderafzettingen, zal een gedeelte van het infiltrerende water meteen door de waterlopen gedraineerd worden Grondwaterwinningen Uit de Databank Ondergrond Vlaanderen (DOV) blijkt dat er in het modelgebied slechts 1 waterwinning aanwezig is. Deze waterwinning heeft een vergund pompdebiet van 2500 m³/jaar, dit is eerder een kleine waterwinning met een beperkte invloed. Er wordt gepompt op een diepte van 4 m in de Quartaire Aquifersystemen (HCOV 0100). De waterwinning is gelegen in een inactieve cel (paragraaf 7.2.6) en zal dus geen invloed hebben op het model. 104

117 Figuur 56: Locatie van de waterwinning binnen het modelgebied Aanvangsvoorwaarden en randvoorwaarden Alle cellen in het model kunnen opgedeeld worden in drie klassen: actieve cellen (cellen met een variabele stijghoogte), inactieve cellen en cellen met een vaste stijghoogte. Het voorkomen van ieder type cel binnen het modelgebied wordt voorgesteld op Figuur 57. Uit deze figuur blijkt dat het grootste gedeelte van het modelgebied bestaat uit actieve cellen (aangegeven met geel op de figuur). Ter hoogte van deze cellen zal de stijghoogte variëren doorheen de simulatie. Naast de actieve cellen zijn er ook een aanzienlijk aantal inactieve cellen (aangegeven met rood op de figuur). De inactieve cellen zijn gelegen in de gebieden die volgens de profieltypekaart niet meer tot de polders behoren. Het laatste type van cellen komt zowel voor aan de noord- als aan de zuidgrens van het model. Het betreft de vaste stijghoogtecellen (aangegeven met blauw op de figuur). Deze cellen hebben een constante stijghoogte doorheen de simulatie. Ter hoogte van deze cellen kan er ook water in en uit het model stromen. Deze instroom heeft een vaste zoutconcentratie die bepaald wordt door een cijfer. Indien er een instroom is vanuit cellen met een waarde -1, dan is het instromende water zoet. In het geval van instromend water vanuit cellen met een waarde -2 is het water zout. 105

118 Figuur 57: Opdeling van de cellen (actieve cellen, inactieve cellen en vaste stijghoogtecellen) in het modelgebied. De basis van waaruit de simulatie vertrekt is de verziltingskaart van De Breuck et al. (1974). De diepte van het grensvlak tussen zoet en zout water in de freatische laag in het Belgisch kustgebied wordt hierop weergegeven. Het grondwaterreservoir wordt aangevuld met een gedeelte van het infiltrerend zoet regenwater. Een groot deel van het geïnfiltreerde regenwater wordt nadien via drainagegrachten terug verwijderd uit de freatische laag. Afhankelijk van de afzettingen zal het zoete regenwater al dan niet een grotere diepte bereiken. Zo zijn bijvoorbeeld de drainageniveaus op de kreekruggen hoger dan in de poelgronden, waardoor de diepte van het grensvlak onder de kreekruggen groter is dan onder poelgronden. De modelleerperiode is ingedeeld in 12 belastingsperioden met variabele tijdstappen (Tabel 39). De belastingsperioden dienen om een simulatie te kunnen maken op een bepaald tijdstip in het verleden, het heden of de toekomst. Op deze manier wordt er tot 100 jaar in de toekomst gesimuleerd. De gegevens worden ingevoerd in het *.bas bestand. 106

119 Belastingsperiode Tabel 39: Overzicht van de verschillende belastingsperioden. Duur van periode (d) Duur van periode (j) Aantal tijdstappen Einde periode 1 (inloopperiode) 3,65 0, j voor huidige toestand , j voor huidige toestand , j voor huidige toestand , j voor huidige toestand , Huidige toestand , j na huidige toestand , j na huidige toestand , j na huidige toestand , j na huidige toestand , j na huidige toestand , j na huidige toestand , j na huidige toestand 7.3. Stijghoogtes en grondwaterstromingen De weergegeven stijghoogtes stellen telkens de zoetwaterstijghoogtes voor, de stijghoogte die gemeten zou worden in een peilbuis indien die volledig gevuld is met zoet water. De zoetwaterstijghoogtes komen dus niet noodzakelijk overeen met de veldmetingen. Wanneer het water een hoger zoutgehalte heeft, moet er een correctiefactor toegepast worden om het dichtheidsverschil met zoet water te compenseren. De inactieve cellen in het modelgebied worden aangeduid met een donkerrode kleur. Verder is het ook belangrijk om te weten dat bij elke simulatie een permanente grondwaterstroming berekend wordt. De weergegeven figuren stellen dus telkens een gemiddelde toestand voor, waarbij de variatie van de stijghoogtes tussen de seizoenen niet wordt gemodelleerd. Op Figuur 58 worden de gesimuleerde zoetwaterstijghoogtes weergegeven van laag 1 in de huidige toestand. Aangezien de topografie vrij vlak is, zijn de zoetwaterstijghoogtes ongeveer overal gelijk: 2,4 mtaw in de zones tussen de waterlopen. De zoetwaterstijghoogtes ter hoogte van de waterlopen zijn telkens iets lager. In de oostelijke waterloop wordt de laagste zoetwaterstijghoogte teruggevonden: kleiner dan 2,2 mtaw. De oostelijke waterloop wordt verondersteld het diepst te zijn, omdat het een uitloper is van een waterloop categorie

120 Figuur 58: Zoetwaterstijghoogtes in de huidige toestand in laag 1. (x- en y-as in m; kleurenschaal in mtaw; zwarte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes) Als Figuur 58 vergeleken wordt met Figuur 59, die de aanwezige waterlopen in het modelgebied weergeeft, blijkt dat er een sterk verband is tussen beide. De laagste zoetwaterstijghoogtes komen steeds voor ter hoogte van de waterlopen. Er kan dus gezegd worden dat de stijghoogtes in sterke mate bepaald worden door de voorkomende waterlopen. Figuur 59: Aanwezige waterlopen in het modelgebied (blauwe lijnen). Aangezien het modelgebied in de polders gelegen is, hebben de waterlopen een drainerende werking zodat de tussenliggende weiden en akkers niet onder water lopen. Hierdoor wordt er een grondwaterstroming in de richting van de waterlopen verwacht. Dit betekent ook een opwaartse stroming onder de waterlopen. Figuur 60 geeft een detailbeeld weer van een horizontale doorsnede van de grondwaterstromingen in de richting van een waterloop. De witte pijlen tonen de grondwaterstromingsrichtingen, waarbij een grotere pijl een belangrijkere stroming voorstelt. De 108

121 figuur is een detailbeeld van de belangrijkste waterloop die in het modelgebied stroomt. Deze waterloop heeft een grote invloed op de grondwaterstromingen en de grondwaterstromingen zijn er dan ook groter dan in de rest van het modelgebied. Figuur 60: Detailbeeld van de horizontale doorsnede door laag 1 van de huidige situatie met aanduiding van de stromingsrichtingen (pijlen). (x- en y-as in m; kleurenschaal stelt de zoetwaterstijghoogtes voor; zwarte zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes) Op Figuur 61 wordt een detailbeeld van een verticale doorsnede gegeven. Rondom de waterloop is een neerwaartse grondwaterstroming in de richting van de waterloop te zien, met een grotere infiltratie ter hoogte van de oevers van de waterlopen. Terwijl onder de waterloop een opwaartse grondwaterstroming te zien is. Dit principe is te zien bij alle drainerende waterlopen. Figuur 61: Detailbeeld van een verticale doorsnede door kolom 23 van de huidige situatie met aanduiding van de stromingsrichtingen (pijlen). (x- en y-as in m; kleurenschaal stelt de zoetwaterstijghoogtes voor; zwarte zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes) 109

122 Er worden vier verticale doorsneden gekozen; de ligging ervan is te zien op Figuur 62. Vervolgens worden op Figuur 63 t.e.m. Figuur 66 de doorsneden getoond, waarbij de patronen van de grondwaterstromingen worden aangeduid met zwarte pijlen. Ter hoogte van de oevers van de waterlopen is er telkens een grotere infiltratie en ter hoogte van de waterloop zelf is er opwaartse stroming. De waterloop in het oosten die noord-zuid georiënteerd is, is de grootste waterloop in het modelgebied. Hier worden dus ook de grootste grondwaterstromingen verwacht. Wanneer naar de verticale doorsnede doorheen rij 40 wordt gekeken, is dit ook effectief te zien. De grondwaterstromingen vormen lusvormige patronen in de richting van de waterlopen. Tussen twee waterlopen komt het grondwaterscheidingsvlak voor. In de punten van dit vlak is de grondwaterstroming gelijk aan nul. Het waterscheidingsvlak bevindt zich telkens ter hoogte van de uiteinden van twee aaneenliggende pijlen. 126 Figuur 62: Lokalisatie van de verschillende verticale doorsneden doorheen het modelgebied. 110

123 NNW ZZO Figuur 63: Verticale doorsnede door kolom 23 van de huidige situatie met aanduiding van de stromingsrichtingen. (x- en y-as in m; kleurenschaal stelt de zoetwaterstijghoogtes voor; zwarte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes) NNW ZZO Figuur 64: Verticale doorsnede door kolom 126 van de huidige situatie met aanduiding van de stromingsrichtingen. (x- en y-as in m; kleurenschaal stelt de zoetwaterstijghoogtes voor; zwarte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes) 111

124 WZW ONO Figuur 65: Verticale doorsnede door rij 40 van de huidige situatie met aanduiding van de stromingsrichtingen (x- en y-as in m; kleurenschaal stelt de zoetwaterstijghoogtes voor; zwarte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes) WZW ONO Figuur 66: Verticale doorsnede door rij 60 van de huidige situatie met aanduiding van de stromingsrichtingen (x- en y-as in m; kleurenschaal stelt de zoetwaterstijghoogtes voor; zwarte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes) 112

125 7.4. Zoet-zoutwaterverdeling In deze paragraaf zal de verdeling tussen zoet en zout water besproken worden. De verziltingskaart van De Breuck et al. (1974) geeft de diepte van het grensvlak tussen zoet en zout water weer en werd gebruikt als basis voor het model. Gebruik makend van deze gegevens konden de verschillende periodes gesimuleerd worden. Op alle hiernavolgende figuren in dit hoofdstuk wordt het zoutpercentage door middel van een kleurenschaal weergegeven. Op deze kleurenschaal stelt 0 % zuiver zoet water voor met een TDS kleiner of gelijk aan 800 mg/l en stelt 100 % zuiver zout water voor met een TDS groter of gelijk aan mg/l. Dit is de TDS van zout water in het zuidelijk gedeelte van de Noordzee. Opnieuw worden de inactieve cellen met een donkerrode kleur aangeduid. Het voorkomen van zoet en zout water doorheen de verschillende lagen hangt af van verschillende factoren. De variatie van de topografie kan een invloed hebben door de variatie in drainageniveaus. Deze variatie zal hier eerder beperkt zijn omdat het landschap zo goed als vlak is. De aard van de afzettingen kunnen ook een variatie teweegbrengen. In zandige afzettingen zal zoet water bijvoorbeeld beter kunnen infiltreren dan in kleiige afzettingen, waardoor er zoet water op een grotere diepte voorkomt. De grondwaterstromingen, die in dit modelgebied voornamelijk afhankelijk zijn van de ligging van de waterlopen, beïnvloeden ook de verdeling van het zoet en zout water. De invloed en interactie van deze factoren zal verder besproken worden aan de hand van horizontale en verticale doorsneden op goed gekozen plaatsen. In het modelgebied is laag 1 nagenoeg volledig gevuld met zoet water (Figuur 67). Enkel ter hoogte van de waterlopen is er een kleine bijmenging van zout water. Dit komt door een opwaartse grondwaterstroming van brak water veroorzaakt door de drainerende werking van de waterlopen. Figuur 67: Horizontale doorsnede door laag 1 van de zoet-zoutwaterverdeling in de huidige toestand. (x- en y-as in m; kleurenschaal in zoutwaterpercentage; witte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes) 113

126 De grens tussen zoet en zout water bevindt zich bij benadering op een diepte van 5 tot 6 meter en dus is het interessant om de zoet-zoutwaterverdeling in lagen 5 en 6 te bekijken (Figuur 69 en Figuur 70). In het noordwestelijke en oostelijke gedeelte van het modelgebied ligt de grens tussen zoet en zout water gemiddeld een meter dieper dan in de rest van het modelgebied. Dit is duidelijk te zien op Figuur 69 en Figuur 70 (zone 1), waar een lager zout water percentage aanwezig is. De reden dat de zoet-zoutwatergrens in het noordwestelijke gedeelte dieper gesimuleerd is, heeft te maken met de verziltingskaart. De verziltingskaart van De Breuck et al. (1974) (Figuur 68) werd gebruikt als basis voor het model. Vanuit de verziltingskaart werd de huidige situatie en de situatie over 100 jaar gesimuleerd. Figuur 68: Localisatie van het modelgebied op de verziltingskaart van De Breuck et al. (1974). In het oostelijk gedeelte van het modelgebied is de zoet-zoutwatergrens ook dieper gelegen. De reden hier is dat er in het oosten een belangrijke waterloop stroomt die een grote invloed heeft op de grondwaterstromingen (zie paragraaf 7.3). De grondwaterstromingen zijn er groter dan in de rest van het gebied en aan de oevers van de waterloop is er een grote infiltratie. Hierdoor bereikt het zoet water een grotere diepte dan in de gebieden meer in het westen. In laag 5 is een verzilting ter hoogte van de waterlopen waar te nemen door de opwaartse stroming van het grondwater. Zoals eerder besproken in paragraaf 7.3 is er een opwaartse grondwaterstroming onder de waterlopen aanwezig, dit is typerend voor polders met drainerende waterlopen. Deze opwaartse grondwaterstroming veroorzaakt een opwelling van het zout water onder de waterlopen. In het zuidelijk gedeelte van het modelgebied is er een dichter netwerk van waterlopen, waardoor er meer opwellend zout water is. In laag 6 kunnen de waterlopen ook nog onderscheiden worden, maar is het grootste deel van het modelgebied reeds verzilt. 114

127 In laag 5 (Figuur 69) is een duidelijk verschil in het westelijk en oostelijk gedeelte van de meest noordelijke waterloop (zone 2) te zien. In het oostelijk gedeelte van deze waterloop is de verspreiding in horizontale richting van het zoute water onder de waterloop groter dan onder het westelijke gedeelte. Opwellingen van zout water onder de waterlopen, die veroorzaakt worden door de grondwaterstromingen, zijn breder aan de basis en smaller naar de top toe. Dit is duidelijk te zien op de verticale doorsnedes (Figuur 73 t.e.m. Figuur 80). Dus dicht bij de overgangszone tussen zoet en zout water is de opwelling van het zoute water breder. Aangezien de zoet-zoutwatergrens in het westen dieper ligt dan in het oosten (Figuur 68), is de opwelling onder de noordelijke waterloop in horizontale doorsnede smaller in het westelijke deel dan in het oostelijke deel. In zone 3 (Figuur 69) is het patroon van de verschillende profieltypes (Figuur 71) duidelijk te zien. Op de grens tussen de afzettingen boven overdekte pleistocene gronden en de kreekruggen en poelgronden is duidelijk een verschil te zien tussen de zoutconcentraties. De afzettingen boven overdekte pleistocene gronden zijn minder doorlatend. Het zoete water is daarom nog niet zo diep geïnfiltreerd, waardoor het connate zoute water ondieper voorkomt. In het midden van de Figuur 69 (zone 4) loopt een waterloop die een grote invloed heeft waardoor de invloed van de waterloop groter is dan de invloed van de afzonderlijke profieltypes. De profieltypes (Figuur 71) zijn langsheen deze waterlopen nog amper te onderscheiden, terwijl in zone 3 de profieltypes duidelijk te onderscheiden waren Figuur 69: Horizontale doorsnede door laag 5 van de zoet-zoutwaterverdeling in de huidige toestand. (x- en y-as in m; kleurenschaal in zoutwaterpercentage; witte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes) 115

128 1 2 Figuur 70: Horizontale doorsnede door laag 6 van de zoet-zoutwaterverdeling in de huidige toestand. (x- en y-as in m; kleurenschaal in zoutwaterpercentage; witte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes) 4 3 Figuur 71: De profieltypekaart met aanduiding van zones 3 en 4. Relevante profieltypes: 2 en 8 = afzettingen boven zand; 19 = poelgronden; 22 = kreekruggen en 25 = afzettingen boven overdekte pleistocene gronden. Op verticale doorsneden kan de overgangszone tussen het zoet en zout water goed waargenomen worden. Eveneens kan met verticale doorsneden de evolutie van de zoet-zoutwaterverdeling doorheen de tijd duidelijk gevolgd worden. Telkens worden, voor de huidige toestand en de toestand binnen 100 jaar, verticale doorsnedes getoond van kolom 23 (Figuur 73 en Figuur 74), kolom 126 (Figuur 75 en Figuur 76), rij 40 (Figuur 77 en Figuur 78) en rij 60 (Figuur 79 en Figuur 80). Deze doorsnedes werden gekozen omdat ze telkens enkele waterlopen doorkruisen. De lokalisatie van de verticale doorsnedes wordt getoond in Figuur

129 Figuur 72: Lokalisatie van de verschillende doorsneden. Bij de verticale doorsneden (Figuur 73 t.e.m. Figuur 80) komen op sommige plaatsen hogere zoutwaterpercentages veel ondieper voor dan op andere plaatsen. Deze opwellingen van brak en zout water komen telkens voor onder een waterloop. De drainerende waterlopen zorgen voor een opwaartse stroming onder de waterlopen, waardoor het dieper gelegen zoute water naar boven wordt getrokken. Bij de doorsnede door kolom 126, ter hoogte van de 50 m op de x-schaal, komt het zoete water beduidend dieper voor dan in de rest van de doorsnede. Volgens de profieltypekaart komen er in het uiterste noorden van het modelgebied ter hoogte van kolom 126 afzettingen boven zand voor. In de diepere lagen bevinden zich zandige lagen (met een grotere doorlatendheid), waardoor er een grotere infiltratie van zoet water is dan in de omliggende afzettingen. Hierdoor bereikt het zoet water sneller een grotere diepte en verdringt dit zoete water het connate zoute water. Ten slotte wordt voor elke verticale doorsnede een huidige situatie voorgesteld en ook een situatie over 100 jaar. Er wordt verwacht dat de overgangszone tussen zoet en zout water dieper zal komen te liggen door het infiltrerende zoete water. Wanneer er naar de verschillende doorsneden gekeken wordt, is dit ook effectief het geval. Er zal dus een verzoeting doorheen de tijd plaatsvinden (tussen de waterlopen). Ter hoogte van de waterlopen blijft de opwaartse opwelling nog steeds duidelijk aanwezig, maar vermindert ook doorheen de tijd. Doordat de waterlopen een hoeveelheid zout water afvoeren vindt er in het bestudeerde poldergebied een zeer trage verzoeting plaats van de freatische aquifer. Deze verzoeting zal vooral afhankelijk zijn van de ruimtelijke verdeling en de hydraulische karakteristieken van de waterloop. Dit toont aan dat het zeer nuttig kan zijn om proeven uit te voeren zodat de hydraulische parameters van deze waterlopen zouden kunnen bepaald worden. 117

130 NNW ZZO Figuur 73: Verticale doorsnede door kolom 23 van de zoet-zoutwaterverdeling in de huidige toestand. (x- en y-as in m; kleurenschaal in zoutwaterpercentage; witte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes) NNW ZZO Figuur 74: Verticale doorsnede door kolom 23 van de zoet-zoutwaterverdeling over 100 jaar. (x- en y-as in m; kleurenschaal in zoutwaterpercentage; witte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes) 118

131 NNW ZZO Figuur 75: Verticale doorsnede door kolom 126 van de zoet-zoutwaterverdeling in de huidige toestand. (x- en y-as in m; kleurenschaal in zoutwaterpercentage; witte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes; het donkerrode vlak stelt de inactieve cellen voor) NNW ZZO Figuur 76: Verticale doorsnede door kolom 126 van de zoet-zoutwaterverdeling over 100 jaar. (x- en y-as in m; kleurenschaal in zoutwaterpercentage; witte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes; het donkerrode vlak stelt de inactieve cellen voor) 119

132 WZW ONO Figuur 77: Verticale doorsnede door rij 40 van de zoet-zoutwaterverdeling in de huidige toestand. (x- en y-as in m; kleurenschaal in zoutwaterpercentage; witte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes) WZW ONO Figuur 78: Verticale doorsnede door rij 40 van de zoet-zoutwaterverdeling over 100 jaar. (x- en y-as in m; kleurenschaal in zoutwaterpercentage; witte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes) 120

133 WZW ONO Figuur 79: Verticale doorsnede door rij 60 van de zoet-zoutwaterverdeling in de huidige toestand. (x- en y-as in m; kleurenschaal in zoutwaterpercentage; witte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes; het donkerrode vlak stelt de inactieve cellen voor) WZW ONO Figuur 80: Verticale doorsnede door rij 60 van de zoet-zoutwaterverdeling over 100 jaar. (x- en y-as in m; kleurenschaal in zoutwaterpercentage; witte lijnen zijn de contourlijnen van de zoetwaterstijghoogtes; het donkerrode vlak stelt de inactieve cellen voor) 121

134

135 8. CONCLUSIES Het studiegebied is in de gemeente Gistel gelegen en bevindt zich op de rand van de kustvlakte waardoor de freatische laag al dan niet connaat zout water kan bevatten. Het landschap telt er vele drainerende waterlopen. Aangezien de ondergrond hoofdzakelijk uit weinig doorlatende afzettingen bestaat, was de aanleg van een dicht netwerk van drainerende waterlopen noodzakelijk om akkers en weiden droog te houden. In het studiegebied werd nog geen geïntegreerde grondwaterstudie uitgevoerd, waardoor slechts een beperkt aantal gegevens beschikbaar waren. De beschikbare informatie die in deze studie aangewend werd, bestond uit de verziltingskaart (De Breuck et al., 1974), de profieltypekaart van de kustvlakte (Lebbe et al., 2006), het Digitaal Hoogtemodel Vlaanderen en de Vlaamse Hydrografische Atlas. Door het uitvoeren van veldwerk werd deze informatie aangevuld met een bijzondere aandacht voor de wisselwerking tussen de waterlopen en het grondwaterreservoir. Het veldwerk bestond uit het plaatsen van peilbuizen op drie verschillende locaties. Elk van deze locaties was gelegen nabij een waterloop. De bedoeling was om aan de hand van twee pompproeven de interactie tussen de waterloop en het grondwaterreservoir te bestuderen. Aan de hand van debietmetingen in de peilbuizen op de verschillende locaties werd bepaald dat locatie 1 het meest geschikt was om de pompproeven uit te voeren. Bijgevolg werden op locatie 1 in totaal drie waarnemingsputten geplaatst. Het type pompproef dat uitgevoerd werd, was een stapverlagingsproef. In de put die het dichtst bij de waterloop geplaatst was, werd de eerst stapverlagingsproef uitgevoerd waarbij het debiet in drie stappen toenam. Tijdens deze proef werd in de drie putten elke minuut de grondwaterstand nauwkeurig gemeten met Divers. Bij de tweede stapverlagingsproef werd er gepompt in de put die het verst van de waterloop gelegen was. Voor de uitbouw van de boorgaten tot waarnemingsputten werd de lithologie bestudeerd. Hieruit blijkt dat op locaties 1, 2 en 3 een pakket zware klei wordt teruggevonden dat rust op een veenpakket. Daaronder komt leemhoudend fijn zand voor, afgewisseld met af en toe grover zand. Deze lithologische gegevens zijn belangrijk voor de inschatting van de hydraulische parameters. De optimale hydraulische parameters werden bepaald aan de hand van de HYPARIDEN-code. Er werd gebruik gemaakt van ingeschatte hydraulische parameters voor de verschillende afzettingen. Deze ingeschatte waarden werden bepaald aan de hand van de lithologische gegevens die bekomen werden via het veldwerk. Als alle parameters apart beschouwd zouden worden, zouden er te veel parameters geoptimaliseerd moeten worden. Daarom werd er gekozen om de parameters in drie parametergroepen onder te verdelen: de horizontale doorlatendheden van alle lagen, de hydraulische 123

136 weerstanden tussen alle lagen en de specifieke elastische bergingen van alle lagen. Vervolgens werden ook de verlagingen van het grondwater tijdens de stapverlagingsproeven ingevoerd. Uiteindelijk leverde het model de optimale waarden voor de verschillende hydraulische parameters op. Voor beide stapverlagingsproeven kon de horizontale doorlatendheden het meest nauwkeurig bepaald worden en de hydraulische weerstanden het minst nauwkeurig. Gebruik makend van de optimale waarden van de hydraulische parameters en de gegevens van de stapverlagingsproeven werd de invloed van een waterloop op de freatische laag van het grondwaterreservoir bestudeerd. De invloed werd gesimuleerd aan de hand van een 3D-model waarin de waterloop werd ingevoerd alsook de gegevens van de stapverlagingsproeven. Omdat de grondwatertafel daalt tijdens de stapverlagingsproeven evolueert de drainerende waterloop naar een irrigerende waterloop. Hierbij stroomt water vanuit de waterloop naar het grondwaterreservoir. Dit zorgt ervoor dat de stijghoogte minder snel daalt in de bovenste lagen tijdens het pompen. In de diepere lagen is de invloed van het pompen op de stijghoogte groter dan de invloed van de waterloop. Hier is er dan ook telkens een grotere verlaging ter hoogte van de plaats waar gepompt wordt, terwijl dit in de bovenste lagen niet zo was. Hier wordt de grondwatertafel voornamelijk beïnvloed door de irrigerende werking van de waterloop. De invloed van de waterloop is bijgevolg dus voornamelijk merkbaar in de lagen waarin de waterloop aanwezig is. De bedoeling was ook om de optimale hydraulische weerstand van de sliblaag (c) tussen de waterloop (die zich in laag 1 en 2 bevindt) en het grondwaterreservoir te bepalen. Dit bleek echter niet mogelijk met de gegevens die verzameld werden tijdens de twee stapverlagingsproeven. Deze gegevens geven enkel informatie over de verlagingen in de rechtstreeks aangepompte lagen (lagen 6 9). Indien er een correcte bepaling van de hydraulische weerstand van de sliblaag (c) van de waterloop vereist is, zijn extra metingen nodig. In dat geval zijn bijkomstige verlagingen nodig die waargenomen worden in ondiepe peilbuizen. Dit kan in verder onderzoek uitgevoerd worden. Ten slotte werden de grondwaterstromingen en de zoet-zoutwaterverdeling in een modelgebied in het oosten van het studiegebied gesimuleerd. Hieruit blijkt dat de grondwaterstromingen in lusvormige patronen gebeurt, waarbij de stroming telkens in de richting van de drainerende waterlopen plaatsvindt. Uit de simulatie van de zoet-zoutwaterverdeling blijkt dat het zoute water opwelt onder de waterlopen als gevolg van de heersende grondwaterstromingen. Het zoute water wordt dan afgevoerd via de drainagekanalen. De ruimtelijke verdeling en de hydraulische karakteristieken van de waterlopen hebben hier een bepalende factor. Door de infiltratie van zoet water zal de overgangszone tussen het zoet en zout water ook dieper komen te liggen in de toekomst. Een verdere verzoeting van het grondwaterreservoir zal plaatsvinden in de toekomst. 124

137 9. REFERENTIES Literatuur Ameryckx, J. (1960). De jongste geologische geschiedenis van de Belgische Zeepolders, Technisch- Wetenschappelijk Tijdschrift, 29(1). Baeteman, C. (1999). The Holocene depositional history of the IJzer palaeovalley (western Belgian coastal plain) with references to the factors controlling the formation of intercalated peat beds. Geologica Belgica. Baeteman, C. (2008). De Holocene geologie van de Belgische kustvlakte. Geological Survey of Belgium Professional Paper, 304(2), 36. Baeteman, C., & Denys, L. (1997). Holocene shoreline and sea level data from the Belgian coast, Paleoclimate Research, 21, Baeteman, C., & Van Strydonck, M. (1989). Radiocarbon dates on peat from the Holocene coastal deposits in West Belgium, in: Baeteman, C. (Ed.) (1989). Quaternary sea-level investigations from Belgium. Geological Survey of Belgium, 6(241), De Batist, M., & Verniers, J. (2010). Lesnota's Geologie van België [Cursus]. België: Universiteit Gent. De Breuck, W., De Moor, G., Maréchal, R., & Tavernier, R. (1974). Diepte van het grensvlak tussen zoet en zout water in de freatische laag van het Belgisch kustgebied ( ). Verziltingskaart. Militair Geografisch Instituut, Brussel. Carrera, J., & Neuman, S.P. (1986). Estimation of aquifer parameters under transient and steady state conditions. Water resources research, 22(2). De Maertelaere, T. (2007). Hydrogeologische studie van de benedenloop van de Handzame nabij Diksmuide. Universiteit Gent: Geologisch Instituut. De Vos, W., Verniers, J., Herbosch, A., & Vanguestaine, M. (1993). A new geological map of the Brabant Massif, Belgium. Geological Magazine, 130(5), Harbaugh, A.W., & McDonald M.G. (1996), User s Documentation for MODFLOW-96, an update to the U.S. Geological Survey Modular Finite-Difference Ground-Water Flow Model. U.S.G.S. Open- File Report. 125

138 Harbaugh, A.W., Banta, E.R., Hill, M.C., & McDonald, M.G. (2000), MODFLOW-2000, the U.S. Geological Survey modular ground-water model -- User guide to modularization concepts and the Ground-Water Flow Process, U.S.G.S. Open-File Report. Jacob, C. (1947). Drawdown test to determine effective radius of artesian well. Trans. Amer Soc. Civil Engrs. 112(2321), Jacobs, P., De Ceukelaire, M., Moerkerke, G., Polfliet, T., & De Geyter, G. (2002). Toelichtingen bij de geologische kaart van België, Vlaams Gewest: kaartblad Blankenberge- Westkapelle-Oostduinkerke-Oostende. Quartairgeologische Kaart, Ministerie van de Vlaamse Gemeenschap, Afdeling Natuurlijke Rijkdommen en Energie, Brussel. Kruseman, G.P. and N.A. de Ridder (1994). Analysis and Evaluation of Pumping Test Data (2nd ed.), Publication 47, Intern. Inst. for Land Reclamation and Improvement, Wageningen, The Netherlands, 370. Lagrou, D., & Dreesen, R. (2005). Kartering en karakterisering (sedimentpetrografisch en petrofysisch) van de Krijtgesteenten in Vlaanderen. ANRE, 2005/MAT/R/0216., 104. Lagrou, D., & Dreesen, R. i.s.m. Dusar, M. (2011). Kartering en karakterisering (sedimentpetrografisch en petrofysisch) van de Krijtgesteenten in Vlaanderen. Studie uitgevoerd door VITO in opdracht van de Vlaamse overheid, Departement Leefmilieu, Natuur en Energie, Afdeling Land en Bodembescherming, Ondergrond, Natuurlijke Rijkdommen, 2011/SCT/R/099., 96. Lagrou D., & Dusar, M. (2005). Sedimentary-tectonic history of Late Cretaceous to Early Palaeocene marine deposits near the Maastricht Type Area in Northern Belgium, between emerged landmass and inverted Graben, Proceedings of the 7th International Symposium on the Creatceous, 5-9 September 2005, Neuchâtel, Switzerland: Lambot, P. (z.j.). Waterpassingsnetten. Geraadpleegd op 5 oktober 2014 via Lebbe, L., & De Breuck, W. (1995). Validation of an inverse numerical model for the interpretation of pumping test and study of factors influencing accuracy of results. Journal of Hydrology, 172. Lebbe, L. (1978). Hydrogeologie van het duingebied ten westen van de Panne. Onuitgegeven doctoraatsverhandeling, Universiteit Gent, België. Lebbe, L. (1999). Hydraulic Parameter Identification: Generalized interpretation method for single and multiple Pumping Tests, Springer, Berlin,

139 Lebbe, L., Vandenbohede, A., & Waeyaert, P. (2006). Verfijning van de HCOV-indeling van het Kust- en Poldersysteem en de toepassing ervan in een lokaal axi-symmetrisch model en in een 3D model voor de simulatie van de dichtheidsafhankelijke grondwaterstroming ter ondersteuning van de adviesverlening voor grondwaterwinningen in de verzilte freatische aquifer. Onderzoeksopdracht voor de VMM, afdeling Water. Lebbe, L. (2010). Modellen en inverse modellen als belangrijk instrument bij hydrogeologisch onderzoek, Universiteit Gent, België. Lebbe, L. (2011). Invloed van menselijke ingrepen en klimaatverandering op de evolutie van zoetzoutwaterverdeling in het Vlaamse kustgebied, in: Slabbinck, B. et al. (Ed.) (2011). Moet er nog zand zijn: een wetenschappelijke kijk op de kustlijn van morgen. Bredene, België, 24 mei 2011: Referatenbundel van de studiedag. VLIZ Special Publication, 51, Maréchal, R., De Breuck, W., De Moor, G., & Henriet, J.P. (1969). Geo-elektrische prospektie bij het hydrogeologisch onderzoek. Studiedagen van de NAVEWA Kortrijk. Mathys M. (2010). Het onderwaterreliëf van het Belgisch deel van de Noordzee. De Grote Rede 26, Vlaams Instituut voor de Zee. McDonald, M., & Harbaugh, A. (1988). A modular three-dimensional finite-difference groundwater flow model. U.S.G.S. Techniques of Water-Resources Investigations. 6. McNeill, J.D. (1986). Geonics EM39 borehole conductivity meter theory of operation: Mississauga, Ontario, Geonics Limited Technical Note TN-20, 17. Mercer, J.W., & Faust, R.W. (1980). Ground-watermodeling. Geotrans. Reston. 60. Meyus, Y., Batelaan, O., & De Smedt, F. (2000). Concept Vlaams Grondwater Model (VGM): Technisch concept van het VGM Hydrogeologische Codering van de Ondergrond van Vlaanderen (HCOV). Deelrapport, Administratie Milieu- Natuur- Land- en Waterbeheer (AMINAL). Meyus, Y., De Smet, D., De Smedt, F., Walraevens, K., Batelaan, O., & Van Camp, M. (2000). Hydrogeologische codering van de ondergrond van Vlaanderen (Water Energik Vlario), 1(8), Mostaert, F. (2000). Geografische situering en ontwikkeling van de Vlaamse kuststreek. Met zicht op zee. Vlaanderen: Tweemaandelijks tijdschrift voor Kunst en Cultuur, 49(3),

140 Tys, D. (2001). De verwerping van het zgn. Duinkerke-transgressiemodel en nieuwe inzichten in de vroegste bedijking van de kustvlakte, in: Huys, (2001). Polders en wateringen: Studiedag georganiseerd te Damme op 19 mei Vandenbohede, A. (2012). Zoet en zout grondwater in het kustgebied, een verhaal van zeespiegelstijging en menselijke tussenkomst. De Grote Rede: Nieuws over onze Kust en Zee, Vandenbohede, A., Lebbe, L. (2008). Zoet-zout verdeling onder het strand: niet zo evident als het lijkt. Stromingen: Vakblad voor Hydrologen 14(2): Van Der Gun, J. (1979). Schatting van de elastische bergingscoëfficiënt van zandige watervoerende pakketten. Delft, Jaarverslag 1978 TNO dienst waterverkenning, Websites Databank Ondergrond Vlaanderen. Geraadpleegd in September en oktober 2015 via Compendium voor monsterneming en analyse (CMA) : Ministerieel goedgekeurde versie van januari Geraadpleegd in oktober 2015 via Google maps Nationaal Geografisch Instituut. Geraadpleegd in juni 2015 via Vlaanderen. Geraadpleegd in april 2016 via 128

141 BIJLAGEN Bijlage 1: De horizontale doorsneden voor laag 1 t.e.m. laag 9 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103) y-afstand (m) x-afstand (m) Figuur 81: Horizontale doorsnede doorheen laag 1 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater wordt weergegeven. y-afstand (m) x-afstand (m) Figuur 82: Horizontale doorsnede doorheen laag 2 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater wordt weergegeven. 129

142 y-afstand (m) x-afstand (m) Figuur 83: Horizontale doorsnede doorheen laag 3 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater wordt weergegeven. y-afstand (m) x-afstand (m) Figuur 84: Horizontale doorsnede doorheen laag 4 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater wordt weergegeven. 130

143 y-afstand (m) x-afstand (m) Figuur 85: Horizontale doorsnede doorheen laag 5 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater wordt weergegeven. y-afstand (m) x-afstand (m) Figuur 86: Horizontale doorsnede doorheen laag 6 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater wordt weergegeven. 131

144 y-afstand (m) x-afstand (m) Figuur 87: Horizontale doorsnede doorheen laag 7 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater wordt weergegeven. y-afstand (m) x-afstand (m) Figuur 88: Horizontale doorsnede doorheen laag 8 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater wordt weergegeven. 132

145 y-afstand (m) x-afstand (m) Figuur 89: Horizontale doorsnede doorheen laag 9 op het einde van de tweede stapverlagingsproef (rij 1, kolom 103). De gesimuleerde stijghoogtes van het grondwater wordt weergegeven. 133