INVLOED VAN FYSISCH- CHEMISCHE PROCESSEN OP DE STERKTE VAN WATERBODEMS

Ministerie van Verkeer en Waterstaat Directoraat-Generaal Rijkswaterstaat Rijksinstituut voor Integraal Zoetwaterbeheer en Afvalwaterbehandeling RIZA Vestiging Dordrecht Van Leeuwenhoekweg 20 3316 AV Dordrecht tel. (078) 6322500, fax (078) 6315003 doorkiesnummer (078) 6322637/604

INVLOED VAN FYSISCHCHEMISCHE PROCESSEN OP DE STERKTE VAN WATERBODEMS inventarisatie van literatuurgegevens

WERKDOCUMENT 99.007X auteur(s): datum:

G.A. van den Berg en L.M. van der Heijdt januari 1999

nza Inhoud

biz

VOORWOORD SAMENVATTING 1

INLEIDING

2

FYSISCHE (EN BIOLOGISCHE) MODELBESCHRIJVING

3

2.1 Sedimentatie

7

2.2 Vorming waterbodem en sterkte-ontwikkeling

7

2.3 Erosie van de waterbodem

8

FYSISCH-CHEMISCHE MODELBESCHRIJVING

11

3.1 Effect van organisch stof op de sterkte van waterbodems 3.1.1 Chemische beschrijving 3.1.2 Effecten organisch materiaal op consolidatie en sterkte van waterbodems

11

3.2 Effect van Fe-fasen op de sterkte van waterbodems 3.2.1 Chemische beschrijving 3.2.2 Effect op consolidatie en sterkte

1? 12 13

3.3 Effect van vrij methaan op de sterkte van waterbodems 3.3.1 Chemische beschrijving 3.3.2 Effect op consolidatie en sterkte

14 14 15

11 11

4 ALGEMENE EVALUATIE PLUS AANBEVELINGEN VOOR ONDERZOEK

17

REFERENTIES

18

Figuren Figuur 1.1 Figuur 2.1

Overzicht van processen die sedimentatie, consolidatie en sterkte van waterbodems beinvloeden tijdens en na afzetting (naar Perret et al., 1995). Gei'dealiseerd verticaal profiel van een instantane verdeling van concentratie (c) en stroomsnelheid (u) in een sediment-watersysteem (uit Mehta, 1989).

6 9

wst RIZA werkdocument 99.007X

nza VOORWOORD De gangbare formuleringen voor de opbouw van bodems in sedimentatiegebieden zijn gebaseerd op de kwaliteit van de liggende bodem en die van het zwevend materiaal, gecombineerd met erosie- en sedimentatiekarakteristieken. Wederzijdse beinvloeding van de bodemchemie en de fysica wordt hierbij niet in beschouwing genomen. Er bestaan echter sterke indicaties dat de fysica van de waterbodem wordt bei'nvloed door de chemische samenstelling, en vice versa. Voorbeelden van de beinvloeding van de fysica door de chemie zijn bijv. de verkitting van de oxische toplaag door ijzer-(hydr)oxiden of de geremde consolidatie ten gevolge van de vorming van methaan bij afbraak van organisch materiaal. Erosieformuleringen zouden derhalve in principe rekening moeten houden met de samenstelling en redox-opbouw van de waterbodem, die op millimeterschaal kan varieren. Om dergelijke effecten adequaat te kunnen beschrijven, is een aanzienlijke verfijning van het detailniveau van de huidige fysische modellen voor bodemopbouw noodzakelijk. Het thans voorliggende werkdocument beschrijft de resultaten van een literatuuronderzoek naar de interactie tussen fysische en chemische processen in waterbodems. Het vormt daarmee de eerste aanzet voor de ontwikkeling van een modelinstrumentarium dat geschikt is voor toepassing in zowel regionale studies en in een landelijk kader (PAWN). Hette ontwikkelen model zal daarmee op termijn het inmiddels gedateerde HORIZON moeten kunnen vervangen. De financiering van het huidige en toekomstige onderzoek vindt plaats in het kader van het WONS-programma voor waterbodems.


nza SAMENVATTING De algemene fysische vergelijkingen voor erosie van waterbodems bevatten empirische constanten die afhangen van de fysische eigenschappen van het materiaal, de oppervlaktechemie van de deeltjes waaruit het sediment is opgebouwd en de fysisch-chemische eigenschappen van het oppervlaktewater en het poriewater. In het kader van een gecombineerde fysisch-chemische modellering van bodem-water-uitwisseling (Bodemmodule) is een definitiestudie uitgevoerd naar fysisch-chemische processen die sterkte en erodeerbaarheid van waterbodems be'i'nvloeden. Het verkrijgen van nieuwe inzichten op dit gebied is van belang, omdat erosie en resuspensie van waterbodems in belangrijke mate bijdragen aan de mobiliteiten biobeschikbaarheid van verontreinigingen in Nederlandse watersystemen. Binnen deze studie is specifiek aandacht geschonken aan de effecten van oxiden, organisch stof en methaan op de sterkte en erodeerbaarheid van (cohesieve) waterbodems. De conclusie is dat het gedrag van deze fasen in belangrijke mate kan bijdragen aan de sterkte van de toplaag van de waterbodem. Een inschatting van de effecten van de individuele processen kan worden gemaakt op basis van onderzoek onder natuurlijke veld- en gecontroleerde laboratoriumomstandigheden.


nza 1

INLEIDING

Het gedrag en transport van slib in natuurlijke watersystemen wordt be'i'nvloed door sedimentatie van zwevend stof en sterkte van de waterbodem enerzijds en hydrodynamische krachten anderzijds. In het kader van een gecombineerde fysisch-chemische modellering van bodemwater-uitwisseling (Bodemmodule) is een definitie- en haalbaarheidsstudie uitgevoerd naar processen die sterkte en erodeerbaarheid van waterbodems kunnen be'i'nvloeden. Het verkrijgen van nieuwe inzichten is van belang, omdat erosie van waterbodems in belangrijke mate kan bijdragen aan de mobiliteit en biobeschikbaarheid van verontreinigingen in Nederlandse watersystemen. Algemeen wordt aangenomen dat in relatief ondiepe meren en rivieren resuspensie het dominante proces is voor mobilisatie van verontreinigingen. Binnen deze studie wordt specifiek aandacht geschonken aan de effecten van oxiden, organisch stof en methaan op de sterkte en erodeerbaarheid van (cohesieve) waterbodems. Het gedrag en voorkomen van deze fasen worden in sterke mate bepaald door afbraak van organisch stof en vorming van redox-gradienten in waterbodems. Algemeen kan worden geconcludeerd dat de aanwezigheid van organisch stof en oxiden de sterkte van waterbodems kan verhogen, terwijl productie van methaan deze verlaagt. Speciale aandacht gaat hierbij uit naar de eigenschappen van de toplaag van de waterbodem (het sediment-water-grensvlak). De toplaag speelt een belangrijke rol in de uitwisseling tussen de waterbodem en het oppervlaktewater. Bovendien worden in de toplaag van waterbodems de grootste (geo)chemische gradienten gemeten, zowel in de vaste fase als in het poriewater. Als gevolg hiervan is deze laag zeer heterogeen van samenstelling. Daarnaast moet er rekening mee worden gehouden dat de samenstelling van de toplaag van de waterbodem zeer gevoelig is voor (seizoens-)fluctuaties in het oppervlaktewater. Om de effecten van fysisch-chemische processen te kunnen inschatten is een goede kennis nodig van de fysische processen die de sterkte van waterbodems en slibtransport in natuurlijke watersystemen reguleren. In dit werkdocument wordt daarom kort op deze fysische processen ingegaan (voor een uitgebreide beschrijving wordt verwezen naar bijv. Mehta, 1988; Mehta, 1989; Teisson etal.. 1993 en Van Leussen, 1994).


nza Om slibtransport onder turbulente condities en een eventuele mobilisatie van verontreinigingen te kunnen kwantificeren is een goede kennis nodig van de effecten van de processen (zowel fysische, chemische als biologische) die sedimentatie, erosie, resuspensie en transport beinvloeden of veroorzaken. In figuur 1.1 wordt de relatie tussen de verschillende processen die invloed hebben op de vorming, consolidatie en sterkte van waterbodems, weergegeven. In de waterkolom vinden naast agglomeratie (aggregatie en flocculatie) van deeltjes fysischchemische (o.a. vorming coatings) en biologische processen (o.a. algenbloei) plaats. Na sedimentatie vindt bioturbatie door benthische organismen en consolidatie onder invloed van het eigen gewicht plaats. Consolidatie leidt tot een toename in de sterkte van de waterbodem en een lagere gevoeligheid voor erosie. Daarnaast kunnen een aantal fysisch-chemische eigenschappen/processen worden onderscheiden die sterkte van (water)bodems beinvloeden, maar er is kwantitatief weinig bekend over de effecten van deze processen op de sterkte (Mitchell, 1993; Teisson etal., 1993). Als gevolg van episodische processen kan een groot deel van het sediment in suspensie worden gebracht.

Terrigenous & Aeolian Mattel' Input

•X-

Suspended-Load Transport Initial f-locvulation

Biological Alteration

Agelomeraiion

ft Pelletization

Erosion. Kcsus pension

&

Erosion

Stilling Rom Suspension

Mass Moveincnb

& Resuspcnsion

Bed-Load transport Sediment Accumulation yrumtc ! • irdcn

-.• Crvcr

Thuotropic luvdcninf. Cementation

Burial ft Diagenesn: Strength Building

Soil

Stabilization

Consolidation j-

Soil Reinforcement Soil Slibilint ion

lidatkm ' Permanent" Dtp

Physical-Controlled Procc

Figuur 1.7

interaction-.

Biological -Control l t d Procc

Overzicht van processen die sedimentatie, consolidatie en sterkte van waterbodems beinvloeden tijdens en na afzetting (naar Perret et al., 1995).


nza 2

FYSISCHE (EN BIOLOGISCHE) MODELBESCHRIJVING

2.1 Sedimentatie De snelheid en mate van sedimentatie worden bepaald door de grootte en sterkte van de sedimenterende deeltjes, de concentratie zwevend stof en de daaraan gerelateerde valsnelheid en turbulentie in de waterkolom (Eisma, 1992). Er vindt geen sedimentatie plaats als de schuifspanning uitgeoefend door de waterbeweging groter is dan de kritische waarde voor sedimentatie. Sedimentatie vindt slechts plaats, wanneer sedimenterende deeltjes genoeg massa hebben en sterk genoeg zijn om de schuifspanning voor sedimentatie te overwinnen. De grootte van de schuifspanning voor sedimentatie bepaalt daarom de sterkte van de sedimenterende vlokken en dus mede de initiele sterkte van de waterbodem. Door aggregatie en flocculatie in de waterkolom veranderen fysische eigenschappen, zoals grootte, dichtheid en sterkte, ten opzichte van de primaire (individuele) deeltjes (Jackson & Burd, 1998).

2.2 Vorming waterbodem en sterkte-ontwikkeling De sterkte van waterbodems is een functie van de textuur van het sediment en de structuur van de waterbodem, de chemische eigenschappen van het sediment en het poriewater, fysische en chemische karakteristieken van het bovenstaande water en de consolidatiegraad (Maa et al., 1998). Consolidatie vindt plaats na sedimentatie en leidt over het algemeen tot een verhoging in de sterkte van de waterbodem. Consolidatie kan zowel een functie zijn van mechanische (primaire consolidatie) als van fysisch-chemische en biologische processen (secundaire consolidatie). Primaire consolidatie kan worden beschreven als consolidatie onder invloed van het eigen gewicht (Toorman, 1996). Dit leidt tot o.a. een verhoging in sterkte van de waterbodem, een verlaging in de samendrukbaarheid, een verhoging van de zwellingspotentiaal en een verlaging van de doorlaatbaarheid. Een maat voor primaire consolidatie is de waterspanning van het poriewater (t.o.v. de hydrostatische waterdruk). Deze poriedruk zorgt voor een verplaatsing van water in de waterbodem. In het geval de poriedruk nul is, is er sprake van volledige (primaire) consolidatie. Omdat primaire consolidatie toeneemt met de diepte, wordt een niethomogeen sterkteprofiel gevormd in de waterbodem (de kritische schuifspanning neemt toe met de diepte en met de tijd). De tijdschaal voor primaire consolidatie is een functie van de doorlaatbaarheid en de dikte van de sliblaag. Over de invloed van de individuele processen die verantwoordelijk zijn voor secundaire consolidatie, is kwantitatief nog weinig bekend. In dit verband merkt Schmertmann (1991) op dat het lastig is om te bepalen of gemeten veranderingen in geotechnische eigenschappen (o.a. sterkte, doorlaatbaarheid, samendrukbaarheid, zwelling en krimp) van bodems worden veroorzaakt door chemische of fysische mechanismen. Cohesie (interactie tussen kleimineralen) en adhesie (binding van deeltjes door bijvoorbeeld organische bestanddelen in het sediment) bepalen in grote mate deze eigenschappen.


nza Omdat adhesie sterk gekoppeld is aan biologische activiteit in het sediment, is de biologische activiteit van (benthische) organismen belangrijk voor sterkte-ontwikkeling van sediment (Amos etal., 1992; Stolzenbach et al., 1992). Secundaire consolidatie leidt tot overconsolidatie van het sediment (Mitchell, 1993). Overconsolidatie wordt vastgesteld indien de karakteristieke schuifspanning voor erosie niet volledig kan worden verklaard door consolidatie onder invloed van eigen gewicht (Mitchell, 1993). De mate van overconsolidatie van het sediment hangt sterk samen met de fysische eigenschappen van het sediment, de sedimentaire omstandigheden, de sedimentatiesnelheid en de mate van chemische en/of biologische activiteit (Perret, 1995). De meeste waterbodems die worden gevormd in een rustig sedimenterend milieu worden gekarakteriseerd door overconsolidatie.

2.3 Erosie van de waterbodem Erosie van waterbodems vindt plaats onder invloed van stroming (getij- of wind-ge'induceerd; debiet-afhankelijk) en golven. De waterdiepte speelt bij deze hydrodynamische processen een belangrijke rol. Turbulentie in het oppervlaktewater beinvloedt zowel de vorming als erosie van de waterbodem. In gebieden waar de getijdenwerking minimaal is, vindt erosie van waterbodems vooral (episodisch) plaats gedurende bijvoorbeeld stormen en hoogwaterperioden (Van der Heijdt & Zwolsman, 1997). Golven hebben een extra effect doordat verweking kan plaatsvinden, waardoor de sterkte van de toplaag van de waterbodem wordt verlaagd. Zoals eerder besproken zijn natuurlijke waterbodems als gevolg van consolidatie onder invloed van eigen gewicht (primaire consolidatie) niet-homogeen. De kritische schuifspanning voor erosie varieert in dergelijke waterbodems met de diepte. De erosiesnelheid voor niethomogene waterbodems kan worden beschreven met de volgende vergelijking (Parchure & Mehta, 1985):

E= E(exp{a[rb-rc(z)]0'5} waarin: E = E, = a = xb = T,(Z) =

(1)

de erosiesnelheid per oppervlakte-eenheid de snelheid van (vlok-)erosie een snelheidsfactor de uitgeoefende spanning o p de b o d e m de kritische schuifspanning voor erosie per diepte-eenheid (schuifsterkteprofiel)

[kg m"2 s"1] [kg m'2 s"1] [m N °-5] [ N m' 2 ] [N nr 2 ]

De kritische schuifspanning is een maat voor de sterkte van de waterbodem. Als de kritische schuifspanning hoger is, moet een grotere spanning op de bodem worden uitgeoefend om erosie te veroorzaken. De kritische schuifspanning voor erosie is in vergelijking 1 tijdsonafhankelijk. Overigens moet er rekening mee worden gehouden dat (geotechnische) eigenschappen van bodems veranderen in de loop van de tijd (mechanische 'aging', Schmertmann, 1991). De waardes van E, en xc worden voor een belangrijk deel bepaald door sedimenten poriewaterkarakteristieken, bijv. bulkdichtheid/watergehalte, textuur, korrelgrootte, mineralogie, organisch stofgehalte, ionsterkte, pH, temperatuur en de aanwezigheid van gasbellen (o.a. Mehta, 1989).


nza Zoals eerder besproken bepaalt sedimentatie voor een groot deel de initiele sterkte van de waterbodem (Amos etal., 1997). Als gevolg van een hoge sedimentatiesnelheid wordt in het algemeen sediment met een lage bulkdichtheid afgezet, wat resulteert in een relatief lage sterkte en hoge erodeerbaarheid. Partheniades (1965) maakt onderscheid tussen oppervlakte-erosie (verwijdering van individuele aggregaten of vlokken onder invloed van turbulentie) en massa-erosie (verwijdering van clusters van aggregaten). Door oppervlakte-erosie van geconsolideerd slib neemt de erodeerbare oppervlakte af. Massa-erosie vindt alleen plaats bij reeds volledig geconsolideerde sliblagen. Daarom is voor massa-erosie is een relatief grote stroomsnelheid nodig. In het algemeen kan worden gesteld dat, naar gelang de erosie voortschrijdt, de kritische schuifspanning voor erosie groter wordt en de erosiesnelheid afneemt als gevolg van een niet-homogeen sterkteprofiel. De dynamiek van waterbodems kan worden beschreven met een (instantane) verticale concentratieverdeling (figuur 2.1). Op basis van verschil in dichtheid wordt onderscheid gemaakt in een turbulente volledig gemengde suspensie (waterkolom) en een niet-turbulente (cohesieve) (slib)laag. Het concentratieprofiel wordt bei'nvloed door o.a. sedimentatie, consolidatie en erosie. In de (geconsolideerde) sliblaag zijn de krachten tussen de individuele deeltjes of aggregaten zo groot dat gesproken kan worden van een meetbare effectieve spanning.

CONCENTRATION, c or VELOCITY, u

2_

Motte Stnpanstai

Motfa FMd Mud Stationary _M«1

0

~ FORMATION^

Conesii*

Bed

CONSOLIDATION

Figuur 2.7

Geidealiseerd verticaal profiel van een instantane verdeling van concentratie (c) en stroomsnelheid (u) in een sediment-watersysteem (uit Mehta, 1989).


nza Het grensvlak tussen de waterbodem en de bovenstaande waterkolom is diffuus. Golfwerking leidt tot verslapping van de bodem. Een verhoging van de poriedruk leidt tot verbreking van bindingen tussen deeltjes en afbraak van de aggregaatstructuur wat tot verweking kan leiden. Het slib gaat zich hierdoor gedragen als een dichte suspensie. Hierdoor wordt de cohesieve (top)laag van de waterbodem elastisch gedeformeerd. De vloeibare sliblaag (in de literatuur vaak fluid mud layer genoemd) kan gedeeltelijk horizontaal mobiel en stationair zijn en gedraagt zich als een zware vloeistof met een hoge viscositeit (Ross & Mehta, 1989). De cohesieve sterkte van deze laag (en daarmee de kritische schuifspanning voor erosie) kan daarom verwaarloosbaar klein zijn (Lavelle & Mojfeld, 1987). Identificatie van vloeibare lagen is mogelijk op basis van verschillen in optische eigenschappen (Maa etal., 1997). Door druk van golven ontstaan in het bed schuifspanningen die, indien zij gelijk of groter zijn dan een kritische waarde (bezwijksterkte) kunnen resulteren in verweking van de bodem (De Wit en Kranenburg, 1997; Van Kessel & Kranenburg, 1998). Zowel verweking (liquefaction, onder invloed van afbraak van de structuur) als vervloeiing (fluidization, onder invloed van opwaarts transport van poriewater) kunnen beschouwd worden als een erosief proces (Mehta, 1991). Sediment met een hoog watergehalte en een lage bulkdichtheid, waar golfwerking wateroverspanning kan genereren, zal bij de aanwezigheid van golven meer gevoelig zijn voor vervloeiing dan voor resuspensie (Keller, 1982). Bij afwezigheid van (getijden)stroming leidt vervloeiing slechts tot een stratificatie van de waterkolom, waarbij het grootste deel van het vloeibare slib net boven de sliblaag blijft en uitwisseling van materiaal slechts langzaam plaatsvindt door diffusie. Stroming is de belangrijkste transporteur voor vloeibaar sediment, waarbij verplaatsing plaatsvindt op het niveau van de lutocline. Vervloeiing en verweking werken omgekeerd aan consolidatie. De kritische schuifspanning van een waterbodem met een vloeibare laag is significant lager dan van een waterbodem zonder een dergelijke laag (Maa etal., 1998). De sterkte en in situ erodeerbaarheid wordt beinvloed door biologische processen in de waterbodem (Dade et al., 1992). Benthische organismen kunnen de erodeerbaarheid van waterbodems significant verhogen door het continu mengen van individuele deeltjes of aggregaten, wat effect heeft op de karakteristieken van het sediment en de ruwheid van de oppervlakte (Wright et al., 1997). Door Boudreau (1998) wordt besproken dat alle typen waterbodems onder invloed staan van bioturbatie, waardoor het sediment 'actief blijft. Bioturbatie kan leiden tot een verhoging van de porositeit en samendrukbaarheid en een verlaging van de mate van overconsolidatie (Mulsow et al., 1998; Wetzel, 1990). In tegenstelling tot de effecten van benthische organismen kunnen dunne microbiele films op het sediment-water-grensvlak de waterbodem stabiliseren tegen erosie (Paulic etal., 1986). Verkitting van deeltjes in de waterbodem kan plaatsvinden door productie (afscheiding) van EPS (polysachariden) door bacterien (Sutherland etal., 19981-2).

10


nza 3

FYSISCH-CHEMISCHE MODELBESCHRIJVING

3.1 Effect van organisch stof op de sterkte van waterbodems 3.1.1 Chemische beschrijving Natuurlijk organisch stof is chemisch en fysisch zeer complex. Reimers (1982) maakt onderscheid in organische dekens, die in situ zijn gevormd door uitscheiding van bacterien, en aggregaten, die voor een belangrijk deel bestaan uit organisch-minerale complexen. Er is een grote variatie aan reaches en interacties tussen organisch stof en andere bodembestanddelen (zowel in vaste fase als in poriewater) mogelijk. De oppervlakte van kleimineralen waar natuurlijke waterbodems uit zijn opgebouwd, heeft een netto lading, waardoor electrostatische krachten (aantrekking of afstoting) optreden. Organische coatings worden onder natuurlijke omstandigheden relatief snel gevormd door adsorptie van opgeloste organisch stof op oppervlakten, flocculatie en polymerisatie (Eisma, 1992). Door adsorptie van organische bestanddelen in de bodem kunnen fysische en chemische eigenschappen van zowel deze minerale oppervlakten als die van het organisch stof worden gewijzigd (Davis, 1982; Tipping & Cooke, 1982). Kleimineralen met organische coatings vertonen derhalve een verhoogde adsorptie-capaciteit voor metaien en (hydrofobe) organische microverontreinigingen. Afbraak van organisch materiaal is de drijvende kracht achter de diagenetische processen die plaatsvinden in de waterbodem (Berner, 1980). Hierdoor vindt een afname van de redoxpotentiaal plaats met de diepte, met als gevolg oplossing van geoxideerde fasen, zoals Mnen Fe-(hydr)oxiden, en vorming van gereduceerde fasen, zoals FeS, FeC03 en MnCO^. 3.1.2 Effecten organisch materiaal op consolidatie en sterkte van waterbodems Hoewel nog weinig kwantitatief onderzoek is uitgevoerd naar het effect van organisch materiaal op de sterkte van waterbodems, wordt algemeen onderkend dat mechanische eigenschappen van (water)bodems mede worden bepaald door organisch materiaal (Mitchell, 1993; Milligan & Loring, 1998). Effecten van organisch stof op de sterkte van waterbodems onder natuurlijke afzettingsomstandigheden zijn o.a. beschreven door Ferret etal. (1995). Interacties van organisch materiaal met (klei-)mineralen kunnen de sterkte van de waterbodem beinvloeden door aggregatie of dispersie, afhankelijk van de eigenschappen van het organisch materiaal en de kleideeltjes. Een verhoging in de mate van overconsolidatie die correleert met het gehalte aan organisch materiaal in de bodem wijst op versterking van de binding tussen deeltjes en aggregaten (Busch & Keller, 1982). Veranderingen in de kritische schuifspanning voor erosie als functie van het organische stofgehalte worden door Dennett et al. (1998) toegewezen aan een herorientatie van de binding tussen de minerale deeltjes en organisch stof. Keller (1982) concludeert dat waterbodems met een organisch stofgehalte groter dan 4-5% worden gekarakteriseerd door een hoog watergehalte, hoge plasticiteit, een lage natte bulkdichtheid, een hoge mate van overconsolidatie en een hoge potentiele gevoeligheid voor vervloeiing. De aanwezigheid van organische dekens kan de erodeerbaarheid van sediment met een lage natte bulkdichtheid sterk verlagen (Amos et al., 1997).


nza Er zijn indicaties dat bij lagere organisch stofgehalten de effecten van andere parameters, zoals korrelgrootte en mineralogische samenstelling een grotere invloed hebben op de sterkte van waterbodems (Rashid & Brown, 1975). In recent afgezet sediment is vaak organisch of ander materiaal (detritus) zonder hoge binding aanwezig. De kritieke schuifspanning waarbij erosie optreedt wordt lager indien dergelijk sediment aanwezig is (Amos et al., 1997). Het effect van organisch stof op de sterkte is mogelijk afhankelijk van de mate van en de snelheid waarmee organisch materiaal wordt afgebroken in de waterbodem. Afbraak van de reactieve fractie van het organisch stof resulteert in een hoger watergehalte en verhoogde plasticiteit. Reimers (1982) concludeert dat in sediment dat wordt afgezet onder aerobe omstandigheden, afbraak van organisch stof mogelijk zo snel plaatsvindt, dat verticale variatie in mechanische eigenschappen beperkt kan zijn.

3.2 Effect van Fe-fasen op de sterkte van waterbodems 3.2.7 Chemische beschrijving Door variatie in redox komt Fe onder natuurlijke omstandigheden voor in verschillende valenties (Davison, 1993). In zuurstofhoudende milieus is driewaardig Fe stabiel. Particulair Fe(lll) is onder dergelijke omstandigheden voornamelijk gebonden in kleimineralen en in (hydr)oxiden. Onder natuurlijke omstandigheden komen Fe-(hydr)oxiden voornamelijk voor als amorfe deeltjes en coatings die negatief geladen zijn door adsorptie van humusachtige bestanddelen (Tipping etal., 1981; Tipping & Cooke, 1982). Amorfe Fe-(hydr)oxiden kunnen snel worden gereduceerd aan het redox-grensvlak (Tipping et al., 1982). De intensiteit van Fe(lll)-reductie en het vrijkomen van Fe(ll) hangen sterk af van de toevoer en reactiviteit van organisch stof. Door variatie in reactiviteit van (hydr)oxiden en verschil in snelheid van oxidatie en reductie kunnen Fe(lll) en Fe(ll) gezamenlijk voorkomen onder anoxische omstandigheden (Wersin et al., 1991; Postma, 1993; Postma & Jakobsen, 1996). Door primaire diagenetische reaches (afbraak van organisch stof) en secundaire processen wordt Fe(ll) gevormd dat (authigene) neerslagen kan vormen als sideriet (FeC03), vivianiet (Fe3PO,)2 of FeS (Wang & Van Cappellen, 1996). Vorming van FeS kan tevens plaatsvinden door chemische reductie van Fe-oxide door opgelost sulfide in het poriewater. De flux van Fe(ll) naar de waterkolom kan worden verlaagd door een snelle oxidatie aan het sediment-water-grensvlak (Buckley, 1989). Aanrijking van de toplaag met Fe of vorming van een Fe-houdende korst komt voornamelijk voor in zuurstofhoudende watersystemen gekarakteriseerd door een lage sedimentatiesnelheid en een lage reactiviteit van het organisch materiaal (Jones & Bowser, 1978).

12


nza In organisch-rijke zoete waterbodems vindt de opeenvolging van diagenetische reaches (zuurstofreductie, denitrificatie, Mn(IV)-reductie, Fe(lll)-reductie en sulfaatreductie; Froelich et al., 1979) plaats in een smalle zone aan het sediment-water-grensvlak en is het redoxgrensvlak zo dicht aan het sediment-water-grensvlak gelegen dat in de meeste gevallen een grote flux van Fe(ll) naar de waterkolom plaatsvindt. In de waterkolom kan door re-oxidatie van Fe(ll) en Mn(ll) precipitatie van FeOOH en MnO p plaatsvinden, waardoor de Mn- en Fegehalten in zwevend stof worden verhoogd ten opzichte van die in de waterbodem (Dehairs et al., 1989). Door deze auteurs wordt dit gekoppeld aan tijdelijke verhoogde toevoer van organisch stof als gevolg van een algenbloei in het voorjaar. Door (tijdelijke) stratificatie kan het redox-grensvlak verticaal opschuiven naar de waterkolom. Als de redoxcline boven het sediment-water-grensvlak uitkomt, kunnen metaalhoudende vloklagen worden gevormd (Santschi et al., 1990). Op het moment dat stratificatie plaatsvindt, worden verhoogde concentraties aan particulair Fe(lll) gemeten in het aerobe oppervlaktewater (Davison et al., 1992). De vorming van Fe(ll) in de onderlaag van de waterkolom is geen instantaan proces. In eerste instantie vindt oxidatie van Fed I) door Mn-oxiden (De Vitre etal., 1988) of nitraat (Balistrieri etal., 1992) plaats. Pas na een periode van voortdurende zuurstofloosheid neemt de opgeloste concentratie aan Fe(ll) sterk toe en neemt het gehalte aan particulair Fe(lll) af. Door menging van de waterkolom gedurende de herfst, daalt de redoxcline opnieuw. Hierdoor vindt een snelle oxidatie van Fe(ll) plaats gevolgd door een toename in concentraties aan particulair Fe(lll). 3.2.2 Effect op consolidatie en sterkte Oxiden worden in waterbodems voornamelijk bestudeerd in verband met adsorptie en (tijdelijke) immobilisatie van bijvoorbeeld zware metaien (Lion etal., 1982) en fosfaat (Chambers & Odum, 1990; Roden & Edmonds, 1997). Oxiden komen vooral voor als gels of amorfe neerslagen en kunnen fungeren als coating op minerale delen (kleimineralen) of als cementerende fase tussen bodemdeeltjes (Sposito, 1984). De stabiliteit van aggregaten in waterverzadigde bodems hangt onder andere af van de hoeveelheid amorfe ijzeroxiden (Zanini et al., 1998). Het is bekend dat fijn verdeelde Fe-oxiden door cementatie en aggregatie de stabiliteit van landbodems be'i'nvloeden (Schwertmann & Taylor, 1989; Schachtschabel etal., 1989; Mitchell, 1993). Door cementatie worden de porien in de matrix opgevuld, waardoor beworteling en waterbeweging in deze bodems wordt beinvloed. Bodemdeeltjes worden door zeer kleine Fe-oxide-deeltjes bij elkaar gehouden in de vorm van aggregaten. Dergelijke Fe-oxiden zijn vaak slechts een zeer klein deel van de totale hoeveelheid Fe-oxiden in de bodem. Er kan worden verwacht dat oplossing van deze fijnverdeelde oxiden (met een grote oppervlakte) onder invloed van veranderende redox direct effect heeft op de sterkte van de waterbodem. Op basis van de huidige literatuurgegevens kan slechts een kwalitatieve beschrijving worden gegeven van de effecten van oxiden op de sterkte van waterbodems. Door verstoring als gevolg van verandering in redox-potentiaal en pH kunnen verkittende deeltjes in oplossing gaan, waardoor een verlies in sterkte van de waterbodem optreedt (Mitchell, 1993; Nagaraj etal., 1998). Door nieuwvorming, oplossing en afbraak van vaste fasen (o.a. carbonaten, (hydr)oxiden, sulfiden en organische stof), vorming van coatings en cementatie tussen minerale en organische oppervlakten, worden de sterkte en erodeerbaarheid van waterbodems beinvloed.


nza De effecten van oxiden op de sterkte van waterbodems worden vooral van belang geacht in waterbodems met een tijdelijk gestratificeerde waterkolom. Door stratificatie van de waterkolom zijn oxiden niet stabiel aan het sediment-water-grensvlak en vindt oplossing van oxiden plaats. Reductie van Fe(lll) leidt tot een reductie in vloksterkte en dus een reductie in sterkte van de waterbodem. FeS, dat wordt gevormd onder sulfaatreducerende omstandigheden, heeft nog slechtere flocculerende eigenschappen. Nielsen en Keiding (1998) tonen aan dat de vorming van FeS leidt tot een verlaging in de sterkte van vlokken. Hoewel de experimenten van Nielsen en Keiding werden uitgevoerd met geactiveerd slib is deze kennis waarschijnlijk ook van toepassing op waterbodems. Perret et al. (1995) merken op dat het belang van Fe-oxiden voor de sterkte-ontwikkeling van waterbodems verwacht kan worden in de geoxideerde laag van de waterbodem (waaronder ook bijv. langs wanden van graafgangen van organismen). Op de schaal van een hele kern speelt cementatie door Fe(hydr)oxiden geen rol.

3.3 Effect van vrij methaan op de sterkte van waterbodems 3.3.1 Chemische beschrijving In organisch-rijke waterbodems in bijvoorbeeld meren, estuaria en kustgebieden kan vorming van methaan plaatsvinden als gevolg van een beperkte toevoer van oxidatoren (zuurstof, nitraat en sulfaat) voor afbraak van organisch stof (Martens & Berner, 1974). De oplosbaarheid van gassen in water kan worden beschreven met de wet van Henry. De verzadigingswaarde van (porie)water met betrekking tot gassen is afhankelijk van de temperatuur, de effectieve (partiele) druk en het zoutgehalte (o.a. Yamamoto etal., 1976). De effectieve druk is de som van de atmosferische druk, de hydrostatische druk van de waterkolom en de lithostatische druk van de bovenliggende sedimentlaag. De partiele druk van methaan in natuurlijke waterbodems is in het algemeen hoger dan 85% (Martens & Klump, 1980; Wever & Fiedler, 1995). Naast methaan worden ook C0 2 en verschillende stikstof- en zwavelhoudende gassen (o.a. N2, N ? 0, H2S, etc.) gevormd door diagenetische processen in de waterbodem. Deze gassen overschrijden vrijwel nooit de oplosbaarheid in (porie)water in natuurlijke waterbodems. Bovendien zijn ze in tegenstelling tot methaan betrokken in een groot aantal secundaire reaches. Bij oververzadiging van het poriewater vindt opbouw van vrij methaan plaats dat in de waterbodem aanwezig zal zijn als gasbellen (Wheeler, 1988). Met behulp van CT(X-ray computed tomography)-scanning (Lyons etal., 1996; Abegg & Anderson, 1997) en scanning electron microscopy (SEM) (Gardner & Goringe, 1988) is aangetoond dat de vorm van deze holten variabel is. De gasbellen in natuurlijke sedimenten zijn in het algemeen groter dan de bodemdeeltjes (Anderson & Hampton, 1980). Mede als gevolg hiervan is vrij methaan niet uniform verdeeld in de waterbodem. Oververzadiging van het poriewater met methaan is zeer algemeen in zoetwaterbodems. Uit berekeningen van Van den Berg (1998) aan de hand van diagenetische profielen in het poriewater volgt dat een groot deel van het gevormde methaan in zoete waterbodems aanwezig kan zijn in de gasfase.


nza De grootte van gasbellen is afhankelijk van de hoeveelheid afbreekbaar organisch materiaal, de afbraaksnelheid van het organisch materiaal, de mate van consolidatie van de waterbodem en daarmee de korrelspanning van de sedimentmatrix en de mogelijke ontgassing van gasbellen uit het sediment naar het bovenstaande water. Als gevolg van seizoensvariaties in temperatuur wordt het gedrag van methaan in waterbodems beinvloed (Martens & Klump, 1984). Een verhoging in temperatuur leidt tot een lagere oplosbaarheid van methaan en een verhoogde snelheid van microbiele omzetting in de waterbodem. Wanneer gasbellen worden gevormd, bouwt zich druk op, waardoor verstoring van de structuur van de waterbodem plaatsvindt. Bij lage korrelspanning (ongeconsolideerd slib) kan dit leiden tot een vergroting van bellen, waarbij de sedimentmatrix uit elkaar wordt gedrukt. Als gevolg hiervan wordt geen indringing in de fijne porien verwacht (Sills et al., 1991). Als de korrelspanning te hoog is (bijv. in sterk geconsolideerd slib), zal de opbouw van de gasdruk sterk vertraagd worden en een verhoogde oplossing in de waterfase plaatsvinden (Van den Berg & Loch, 1993). In waterbodems met een aerobe toplaag wordt een groot deel van het methaan, dat door diffusie naar het sediment-water-grensvlak is getransporteerd, geoxideerd door zuurstof (Kuivila etal., 1988; Sweerts, 1990). Een deel van opwaarts-diffunderend methaan kan ook worden geoxideerd door sulfaat (Iversen & Jorgensen, 1985), hoewel dit in zoete waterbodems beperkt zal zijn. Door de relatief lage diffusie van sulfaat in zoetwatersedimenten is anaerobe oxidatie van methaan daar waarschijnlijk van ondergeschikt belang (zie ook Van den Berg, 1998). Of oxidatie van vrij methaan (in gasbellen) ook plaatsvindt tijdens transport door de oxidatieve zone aan het sediment-water-grensvlak is niet duidelijk. De vorming van gasbellen en ontgassing is uitgebreid beschreven door Hovland & Judd (1988). Ontgassing (transport van een deel van het gas uit het sediment naar de waterkolom) vindt in het algemeen alleen plaats als een groeiende gasbel een discrete opening creeert aan het sediment-water-grensvlak (Martens & Klump, 1980). Ontgassing in natuurlijke waterbodems wordt versneld door de aanwezigheid van openingen (bio-irrigatiegangen) in het sediment (Martens, 1976; Aller, 1978; Martens & Klump, 1980; Chanton etal., 1989). Het is ook mogelijk dat ontgassing plaatsvindt wanneer de hoeveelheid gas in het sediment een bepaalde kritieke waarde overschrijdt, zoals wordt voorgesteld door Fechner-Levy & Hemond (1996). Ontgassing is een snel proces dat kan plaatsvinden onder invloed van verlaging in druk als gevolg van bijv. getijverschillen (Martens & Klump, 1980).

3.3.2 Effect op consolidatie en sterkte Een groot deel van het onderzoek naar de effecten van vrij (gasvormig) methaan op de consolidatie van slib is uitgevoerd in verband met de inrichting van slibdepots (o.a. Wichman & Greeuw, 1997). Er kan worden verwacht dat de aanwezigheid van gasbellen ook de erodeerbaarheid van natuurlijke waterbodems sterk verhoogt (Montague et al., 1993). Sedimenten die worden gekarakteriseerd door een hoge gasproductie vertonen minder verhoging van de sterkte met de diepte dan sedimenten die worden gekarakteriseerd door geen of een lage gasproductie (Whelan et al., 1977). De aanwezigheid van gas zorgt ervoor dat de dichtheid van het sediment afneemt, waardoor ook de consolidatiesnelheid onder invloed van het eigen gewicht afneemt. Daarnaast wordt de transportafstand (van water) langer. De aanwezigheid van vrij gas kan de mate van vervloeiing significant verlagen.


nza Daarnaast kan migratie van gasbellen de structuur van de waterbodem beinvloeden (Forstner etal., 1968; Martens & Klump, 1980). Ontgassing kan erosie van de toplaag veroorzaken (Hovland & Judd, 1988). Door ontgassing wordt een deel van de toplaag van de waterbodem opgewerveld, eventueel verplaatst met de stroming en vervolgens weer gesedimenteerd. Hierdoor blijft de toplaag van de waterbodem continu in beweging en is er vrijwel geen sprake van consolidatie.

^

wst

RIZA werkdocument 99.007X

nza 4

ALGEMENE EVALUATIE PLUS AANBEVELINGEN VOOR ONDERZOEK

Uit een evaluatie van literatuurgegevens op het gebied van de effecten van fysisch-chemische processen op de sterkte-ontwikkeling van waterbodems blijkt dat hiervan op dit moment nog geen kwantitatief beeld kan worden gegeven. Wel kan een overzicht worden gegeven van mogelijke effecten en de specifieke situaties waarin deze processen een rol kunnen spelen. De meest significante invloed wordt verwacht aan het sediment-water-grensvlak, waar de grootste veranderingen in (geo-)chemische processen plaatsvinden. Mogelijkheden voor vervolgonderzoek lijken in eerste instantie vooral aanwezig te zijn op het gebied van de vorming en oplossing van Fe-(hydr)oxiden in de toplaag van de waterbodem. Het gedrag van Fe-(hydr)oxiden in waterbodems hangt grotendeels samen met de toevoer en afbreekbaarheid van organisch stof. Hierbij moet rekening worden gehouden met eventuele effecten van organisch stof op de sterkte van waterbodems die zeer complex kunnen zijn. Op basis van de processen die plaatsvinden onder invloed van redox-veranderingen kan worden verwacht dat de grootste effecten meetbaar zijn in watersystemen die gedurende een deel van het jaar een gestratificeerde waterkolom hebben waardoor de waterbodem tijdelijk geheel anaeroob is. Daarnaast kunnen effecten worden verwacht in watersystemen waarin periodiek een verhoogde toevoer van organisch materiaal als gevolg van bijv. eutrofiering plaatsvindt. De waterbodem heeft onder deze omstandigheden tijdelijk een zeer dunne aerobe toplaag. In beide systemen kan een flux van opgelost Fe (en Mn) naar de waterkolom worden verwacht. Door oplossing van het reactieve deel van de oxiden, dat juist de coatings en cement vormt, kunnen de sterkte en erodeerbaarheid van de toplaag van de waterbodem varieren. Een lagere sterkte van de toplaag van de bodem kan mogelijk resulteren in een tijdelijke vertroebeling van de waterkolom. In dit verband zouden via laboratorium-experimenten metingen van de sterkte van de waterbodem en de mate van erosie kunnen worden uitgevoerd in waterbodems die zowel onder aerobe condities als anaerobe condities in evenwicht zijn gebracht. Metingen onder veldomstandigheden kunnen worden uitgevoerd in bijv. OER-plassen en in meren die met FeCI3 zijn behandeld om fosfaten te binden en daardoor waarschijnlijk een verhoogd Fe-gehalte hebben in de toplaag. Binnen dit onderzoek liggen tevens mogelijkheden om op microschaal poriewatermetingen (DET-techniek; Davison etal., 1991) uitte voeren om een kwantitatief beeld te krijgen van reductie van Fe-(hydr)oxiden en vorming van Fe(ll) in het poriewater aan het sediment-water-grensvlak, eventueel om fluxen van Fe naar de waterkolom te schatten. Onderzoek op het gebied van methaanvorming richt zich in Nederland voornamelijk op speciedepots in verband met een verminderde stortcapaciteit. Er is op dit moment nog onvoldoende beeld in hoeverre de natuurlijke waterbodems in Nederland verzadigd zijn met betrekking tot methaan en in welke mate dit varieert gedurende de seizoenen. Experimenteel onderzoek zal daarnaast voornamelijk gericht moeten zijn op het verkrijgen van data omtrent de effecten van vrij (gasvormig) methaan op de sterkte-ontwikkeling van natuurlijke waterbodems. Hierbij lijkt bestudering van ontgassing in relatie tot vorming en aanwezigheid van discrete kanalen belangrijk. Experimenten om effecten van methaanvorming te bestuderen kunnen worden uitgevoerd door toediening van NaN3 waardoor methanogene bacterien niet kunnen groeien.

^r

wst

RIZA werkdocument 99.007X

nza REFERENTIES Abegg, F., & A. Anderson. 1997. The acoustic turbid layer in muddy sediments of Eckernfoerde Bay, Western Baltic: Methane concentration, saturation and bubble characteristics. Mar. Geol. 137: 137-147. Aller, R.C. 1978. Experimental studies of changes produced by deposit feeders on pore water, sediment, and overlying water chemistry. A m . J. Sci. 278: 1185-1234. Amos, C.L., G.R. Daborn, H.A. Christian, A. Atkinson, & A. Robertson. 1992. In situ measurements on fine-grained sediments from the Bay of Fundy. Mar. Geol. 108: 175-196. Amos, C.L., T. Feeney, T.F. Sutherland, & J.L. Luternauer. 1997. The stability of fine-grained sediments from the Fraser River Delta. Estuar. Coastal Shelf Sci. 45: 507-524. Anderson, A.L., & L.D. Hampton. 1980. Acoustics of gas-bearing sediments. J. Acoust. Soc. Am. 67: 1865-1903. Balistrieri, L.S., J.W. Murray, & B. Paul. 1992. The biogeochemical cycling of trace metals in the water column of Lake Sammamish, WA: Response to seasonally anoxic conditions. Limnol. Oceanogr. 37: 529-548. Berner, R.A. 1980. Early diagenesis: A theoretical approach. Princeton Univ. Press. Boudreau, B.P. 1998. Mean mixed depth of sediments: The wherefore and the why. Limnol. Oceanogr. 43: 524-526. Buckley, A. 1989. An electron microprobe investigation of the chemistry of ferromanganese coatings on freshwater sediments. Geochim. Cosmochim. Acta 53: 115-124. Busch, W.H., & G.H. Keller. 1982. Consolidation characteristics of sediments form the Peru-Chile continental margin and implications for past sediment instability. Mar. Geol. 45: 17-39. Chambers, R.M., & W.E. Odum. 1990. Porewater oxidation, dissolved phosphate and the iron curtain; Iron-phosphorus relations in tidal freshwater marshes. Biogeochemistry 10: 37-52. Chanton, J., C.S. Martens, & C A . Kelley. 1989. Gas transport from methane saturated, tidal freshwater and wetland sediments. Limnol. Oceanogr. 34: 807-819. Dade, W.B., A.R.M. Nowell, & P.A. Jumars. 1992. Predicting erosion resistance of muds. Mar. Geol. 105:285-297. Davis, J.A. 1982. Adsorption of natural dissolved organic matter at the oxide/water interface. Geochim. Cosmochim. Acta 46: 2381-2393. Davison, W. 1993. Iron and manganese in lakes. Earth-Sci. Rev. 34: 119-163. Davison, W., & R. De Vitre. 1992. Iron particles in freshwater. In J. Buffle & H.P. van Leeuwen [eds.], Environmental particles, Vol. 1. Lewis, Boca Raton. Davison, W., G.W. Grime, J.A.W. Morgan, & K. Clarke. 1991. Distribution of dissolved iron in sediment pore waters at submillimetre resolution. Nature 352: 323-325. Dehairs, F., W. Baeyens, & D. van Gansbeke. 1989. Tight coupling between enrichment of iron and manganese in North Sea suspended matter and sedimentary redox processes: Evidence for seasonal variability. Estuar, Coastal Shelf. Sci. 29: 457-471. Dennett, K.E. , T.W. Sturm, A. Amirtharajah, & T. Mahmood. 1998. Effects of adsorbed natural organic matter on the erosion of kaolinite sediments. Water Environ. Res. 70: 268-275. De Vitre, R.R., J. Buffle. D. Perret, & R. Baudat. 1988. A study of iron and manganese transformations at the Oj/S(-ll) transition layer in a eutrophic lake (Lake Bret, Switzerland): A multimethod approach. Geochim. Cosmochim. Acta 52: 1601-1613. De Wit, P.J., & C. Kranenburg. 1997. The wave-induced liquefaction of cohesive sediment beds. Estuar. Coastal Shelf Sci. 45: 261-271. Eisma, D. 1992. Suspended matter in the aquatic environment. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, Germany. Fechner-Levy, E.J.. & H.F. Hemond. 1996. Trapped methane volume and potential effects on methane ebullition in a northern peatland. Limnol. Oceanogr. 4 1 : 1375-1383. Forstner, U., G. Muller, & H.E. Reineck. 1968. Sedimente und Sedimentgefuge des Rheindeltas im Bodensee. Neues, Jahrb. M i n . Abh. 109: 33-62. Froelich, P.N., G.P. Klinkhammer, M L . Bender, N.A. Luedtke, G.R. Heath, D. Cullen, P. Dauphin, D. Hammond, B. Hartman, & V. Maynard. 1979. Early oxidation of organic matter in pelagic sediments of the eastern equatorial Atlantic: Suboxic diagenesis. Geochim. Cosmochim. Acta 43: 1075-1090. Gardner, T.N. , & M.J. Goringe. 1988. The measurement of gas bubble size distributions in a three phase laboratory gassy soil. Geotech. Test. J. Am. Soc. Test. Mat. 1 1 : 49-55.


nza Hovland, M., & G. Judd. 1988. Seabed pockmarks and seepages: Impact on geology, biology and the marine environment. Graham and Trotman, London. Iversen, N, & B.B. Jorgensen. 1985. Anaerobic methane oxidation rates at the sulfate-methane transition in marine sediments from Kattegat and Skagerrak (Denmark). Limnol. Oceanogr. 30: 944-955. Jackson, G.A.. & A.B. Burd. 1998. Aggregation in the marine environment. Environ. Sci. Technol. 32: 2805-2814. Jones, B.F., & C.J. Bowser. 1978. The mineralogy and related chemistry of lake sediments, p. 179-235. In A. Lerman [ed.], Lakes: Chemistry, geology, physics. Springer, New York. Keller, G.H. 1982. Organic matter and the geotechnical properties of submarine sediments. Geo-Mar. Lett. 2: 191-198. Kuivila, K.M., J.W. Murray, A.H. Devol, M.E. Lidstrom, & C.E. Reimers. 1988. Methane cycling in the sediments of Lake Washington. Limnol. Oceanogr. 33: 571-581. Lavelle, J.W., & H O . Mofjeld. 1987. Do critical stresses for incipient motion and erosion really exist ? J. Hydr. Engineer. 113: 370-385. Lion, L.W., R.S. Altmann, & J.O. Leckie. 1982. Trace-metal adsorption characteristics of estuarine particulate matter: Evaluation of contributions of Fe/Mn oxide and organic surface coatings. Environ. Sci. Technol. 16: 660-666. Lovley, R.D. 1995. Microbial reduction of iron, manganese and other metals. Adv. Agron. 54: 176-217. Lyons, A.P., M.E. Duncan, A L . Anderson, & J.A. Hawkins. 1996. Predictions of the acoustic scattering response of free-methane bubble transport in muddy sediments. J. Acoust. Soc. A m . 99: 163-172. Maa, J.P.Y., L. Sanford, & J.P. Halka. 1998. Sediment resuspension characteristics in Baltimore Harbor, Maryland. Mar. Geol. 146: 137-146. Maa, J.P.Y., K.J. Sun, & Q. He. 1997. Ultrasonic characterization of marine sediments: a preliminary study. Mar. Geol. 141: 183-192. Martens, C.S. 1976. Control of methane sediment-water bubble transport by macrofaunal irrigation in Cape Lookout Bight, North Carolina. Science 192: 998-1000. Martens, C.S., & R.A. Berner. 1974. Methane production in the interstitial water of sulfate-depleted sediments. Science 185: 1167-1169. Martens, C.S., & J.V. Klump. 1980. Biogeochemical cycling in an organic-rich coastal marine basin - 1 . Methane sediment-water exchange processes. Geochim. Cosmochim. Acta 44: 471-490. Martens, C.S., & J.V. Klump. 1984. Biogeochemical cycling in an organic-rich coastal marine basin 4. An organic carbon budget for sediments dominated by sulfate reduction and methanogenesis. Geochim. Cosmochim. Acta 48: 1987-2004. Mehta, A.J. 1988. Laboratory studies on cohesive sediment deposition and erosion, p. 427-445. In J. Dronkers & W. van Leussen [eds.], Physical processes in estuaries, Springer-Verlag, New York. Mehta, A.J. 1989. O n estuarine cohesive sediment suspension behavior. J. Ceophys. Res. C 94: 14303-14314. Mehta, A.J. 1991. Review notes on cohesive sediment erosion, p. 40-53. Proc. Spec. Conf. on quantitative approaches to coastal sediment processes, ASCE, New York. Milligan, T.G., & D.H. Loring. 1997. The effect of flocculation on the size distributions of bottom sediment in coastal inlets: Implications for contaminant transport. Water Air Soil Poll. 99: 33-42. Mitchell, J.K. 1993. Fundamentals of soil behavior. Wiley, New York. Montague, C.L., M . Paulic, & T.M. Parchure. 1993. The stability of sediments containing microbial communities: Initial experiments with varying light intensity, p. 348-359. In A.J. Mehta [ed.], Nearshore and estuarine cohesive sediment transport. Coastal and estuarine studies no. 42, American Geophysical Union, Washington, DC. Mulsow, S., B.P. Boudreau, & J.N. Smith. 1998. Bioturbation and porosity gradients. Limnol. Oceanogr. 43:1-9. Nagaray, T.S., N.S. Pandian, & P.S.R.N. Raju. 1998. Compressibility behaviour of soft cemented soils. Geotechnique 48: 281-287. Nielsen, P H . , & K. Keiding. 1998. Disintegration of activated sludge floes in presence of sulfide. Wat. Res. 32: 313-320. Nowell. A.R.M., P.A. Jumars, & J.E. Eckman. 1981. Effects of biological activity on the entrainment of marine sediments. Mar. Geol. 42: 133-153. Parchure, T.M.. & A.J. Mehta. 1985. Erosion of soft cohesive sediment deposits. J. Hydraul. Eng. 1 1 1 : 1308-1326. Partheniades. E. 1965. Erosion and deposition of cohesive soils. J. Hydr. Div. 9 1 : 105-139.

WSt RIZA werkdocument 99.007X

nza Paulic, M., C L . Montague, & A.J. Mehta. 1986. Influence of light on sediment erodibility, p. 1758-1764. In S.Y. Wang [ed.], Proceedings of the third international symposium on river sedimentation, March 13- April 4, 1986, University of Mississippi. Perret, D., J. Locat, & S. Leroueil. 1995. Strength development with burial in fine-grained sediments from the Saguenay Fjord, Quebec. Can. Geotech. J. 32: 247-262. Postma, D. 1993. The reactivity of iron oxides in sediments. A kinetic approach. Geochim. Cosmochim. Acta 57: 5027-5034. Postma, D., & R. Jakobsen. 1996. Redox zonation: Equilibrium constraints on the Fe(lll)/SO„-reduction interface. Geochim. Cosmochim. Acta 60: 3169-3175. Rashid, M A . & J.D. Brown, 1985. Influence of mazine organic compounds on the engineering properties of a remoulded sediment. Engineer. Geol. 9: 141-154. Reimers, C.E. 1982. Organic matter in anoxic sediments off Central Peru: Relations of porosity, microbial decomposition and deformation properties. Mar. Geol. 46: 175-197. Roden, E.E., & J.W. Edmonds. 1997. Phosphate mobilization in iron-rich anaerobic sediments: microbial Fe(lll) oxide reduction versus iron-sulfide formation. Arch. Hydrobiol. 139: 347-378. Ross, M.A., & A.J. Mehta. 1989. On the mechanics of lutoclines and fluid mud. J. Coast. Res., Spec. Issue., 5: 5 1 - 6 1 . Santschi, P., P. Hohener, G. Benoit, & M . Buchholtz-ten Brink. 1990. Chemical processes at the sediment-water interface. Mar. Chem. 30: 269-315. Schachtschabel. P., H.P. Blume, G. Brummer, K.H. Hartge, & U. Schwertmann. 1989. Scheffer/ Schachtschabel, Lehrbuch der Bodenkunde. Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart. Schmertmann, J.H. 1991. The mechanical aging of soils. J. Geotechn. Engineer. 117: 1288-1330. Schwertmann, U., & R.M. Taylor. 1989. Iron oxides, p. 379-438. In J.B. Dixon & S.B. Weed [eds.], Minerals in soil environments, 2 nd edition. Soil Science Society of America, Madison, Wisconsin, USA. Sills, G.C., S.J. Wheeler, S.D. Thomas. & T.N. Gardner. 1991. Behaviour of offshore soils containing gas bubbles. Geotechnique 4 1 : 227-241. Singer, M.J., & Y. Le Bissonnais. 1998. Importance of surface sealing in the erosion of some soils from a mediterranean climate. Geomorphology 24: 79-85. Sposito, G. 1984. The surface chemistry of soils. Oxford University Press, U.K. Stolzenbach, K., K.A. Newman, & C.S. W o n g . 1992. Aggregation of fine particles at the sedimentwater interface. J. Geoph. Res. C 97: 17889-17898. Sutherland, T.F., C L . Amos, & J. Grant. 1998 ? . The effect of buoyant biofilms on the erodibility of sublittoral sediments of a temperate microtidal estuary. Limnol. Oceanogr. 43: 225-235. Sutherland, T.F., J. Grant, & C L . Amos. 1998 1 . The effect of carbohydrate production by the diatom Nitzschia curvilineata on the erodibility of sediment. Limnol. Oceanogr. 43: 65-72 Sweerts, J.P.R. 1990. Oxygen consumption processes mineralization and nitrogen cycling at the sediment-water interface of north temperate lakes, hoofdstuk 7. Proefschrift, Universiteit Groningen. Teisson, C , M . Ockenden, P. Le Hir, C Kranenburg, & L. Hamm. 1993. Cohesive sediment transport processes. Coast. Engineer. 2 1 : 129-162. Tipping, E., & D. Cooke. 1982. The effects of adsorbed humic substances on the surface charge of goethite (a-FeOOH) in freshwaters. Geochim. Cosmochim. Acta 46: 75-80. Tipping, E., C Woof, & D. Cooke. 1981. Iron oxide from a seasonally anoxic lake. Geochim. Cosmochim. Acta 45: 1411-1419. Tipping, E., C. Woof, & M . Ohnstad. 1982. Forms of iron in the oxygenated waters of Esthwaite Water, U.K. Hydrobiologia 92: 383-393. Toorman, E.A. 1996. Sedimentation and self-weight consolidation: a general unifying theory. Geotechnique 46: 103-113. Van den Berg, G A . 1998. Geochemical behaviour of heavy metals in a sedimentation area of the rivers Rhine and Meuse. Proefschrift Universiteit Utrecht. Van den Berg, G.A., & J.P.G. Loch. 1993. De chemie van verontreinigd baggerslib in depot: een kennisinventarisatie. Flevobericht 342. RWS, Directie Usselmeergebied. Van der Heijdt, L.M., & J.J.G. Zwolsman. 1997. Influence of flooding events on the suspended matter quality of the Meuse river (The Netherlands), p. 285-294. In G.H. Leavesley, H.F. Lins, F. Nobilis, R.S. Parker, V.R. Schneider & F.H.M. van de Ven [eds.], Destructive water: Water-caused natural disasters, their abatement and control. IAHS Publication 239. IAHS, Wallingford, UK. Van Kessel, T., & C Kranenburg. 1998. Wave-induced liquefaction and flow of subaqueous mud layers. Coast. Engineer. 34: 109-127. Van Leussen, W. 1994. Estuarine macroflocs and their role in fine-grained sediment transport. Proefschrift Universiteit Utrecht. 20


nza Wang, Y., & P. Van Cappellen, P. 1996. A multicomponent reactive transport model of early diagenesis: Application to redox cycling in coastal marine sediments. Geochim. Cosmochim. Acta 60: 2993-3014. Wersin, P., P. Hohener, R. Giovanoli, & W. Stumm. 1991. Early diagenetic influences on iron transformations in a freshwater lake sediment. Chem. Geol. 90: 233-252. Wetzel, A. 1990. Interrelationships between porosity and other geotechnical properties of slowly deposited, fine-grained marine surface sediments. Mar. Geol. 92: 105-113. Wever, T.F., & H.M. Fiedler. 1995. Variability of acoustic turbidity in Eckernforde Bay (southwest Baltic sea) related to the annual temperature cycle. Mar. Geol. 125: 21-27. Wheeler, S.J. 1988. A conceptual model for soils containing large gas bubbles. Geotechnique 38: 389-397. Whelan, T. Ill, J.M. Coleman, J.N. Suhayda, & H.H. Roberts. 1977. Acoustical penetration and shear strength in gas-charged sediment. Marine Geotech. 2: 147-159. Wichmann, B.G.H.M., & G. Greeuw. 1997. Effect of biogenic gas on consolidation parameters of sludge, p 992-999. In International conference on contaminated sediments: Restoration and Management: Preprints Volume II. IAWQ, Rotterdam. Wright, L.D., L.C. Schaffner, & J.P.Y. Maa. 1997. Biological mediation of bottom boundary layer processes and sediment suspension in the lower Chesapeake Bay. Mar. Geol. 141: 27-50 Yamamoto, S., J.B. Alcauskas, & TE. Crozier. 1976. Solubility of methane in distilled water and seawater. J. Chem. Eng. Data 2 1 : 78-80. Zanini, E., E. Bonifacio, J.D. Albertson, & D.R. Nielsen. 1998. Topsoil aggregate breakdown under water-saturated conditions. Soil Sci. 163: 288-298.

21


INVLOED VAN FYSISCH- CHEMISCHE PROCESSEN OP DE STERKTE VAN WATERBODEMS

Recommend Documents