Kitabı oku: «Hydrologie»
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Nicola Fohrer (Hrsg.), Helge Bormann, Konrad Miegel, Markus Casper, Axel Bronstert, Andreas Schumann, Markus Weiler
Hydrologie
Mit Beiträgen von:
Helge Bormann, Axel Bronstert, Markus Casper, Peter Chifflard, Markus Disse, Mariele Evers, Nicola Fohrer, Andreas Grohmann, Björn Grüneberg, Uwe Haberlandt, Stefan Harnischmacher, Georg Hörmann, Martin Jekel, Jens Lange, Lukas Menzel, Bruno Merz, Konrad Miegel, Brigitte Nixdorf, Natascha Oppelt, Martin Reiss, Britta Schmalz, Andreas Schumann, Niels Schütze, Kerstin Stahl, Markus Weiler und Gerd Wessolek
Haupt Verlag
1. Auflage 2016
Die Realisierung dieses Buches wurde unterstützt durch die Deutsche Hydrologische Gesellschaft (DHG)
Die Deutsche Bibliothek – CIP Einheitsaufnahme
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2016 © by Haupt, Bern
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Umschlaggestaltung und Satz: Atelier Reichert, Stuttgart
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UTB-Band-Nr.: 4513
ISBN: 978-3-8252-4513-9
eBook-Herstellung und Auslieferung:
Brockhaus Commission, Kornwestheim
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Inhaltsverzeichnis
Vorwort
Allgemeine Hydrologie
1 Geschichte der Hydrologie (Georg Hörmann)
1.1 Naturmythologie
1.2 Naturphilosophie
1.3 Hydrologie im Zeitalter der Naturwissenschaften
1.4 Wasserwirtschaft
2 Wasser als Stoff (Martin Jekel, Andreas Grohmann)
2.1 Molekularer Aufbau
2.2 Wasser als polares Molekül – Wasserstoffbrückenbindungen
2.3 Physikalische Eigenschaften
3 Globaler und regionaler Wasserkreislauf (Markus Weiler, Konrad Miegel)
3.1 Wasservorkommen und Wasserkreislauf der Erde
3.2 Strahlung als Hauptantrieb des Wasserkreislaufs
3.3 Globale Unterschiede des Wasserhaushalts
4 Niederschlag (Uwe Haberlandt)
4.1 Bildung und Charakterisierung des Niederschlags
4.2 Niederschlagsmessung
4.3 Gebietsniederschlag
4.4 Bemessungsniederschlag
4.5 Schneeniederschlag
5 Bodenwasserhaushalt (Gerd Wessolek)
5.1 Hydraulische Bodeneigenschaften und Kennwerte
5.2 Potenzialkonzept, Wasserspannung und Wassergehaltsmessungen
5.3 Wasserbewegung im Boden
5.4 Infiltration
6 Grundwasser (Martin Reiss, Stefan Harnischmacher)
6.1 Grundwasser im hydrologischen System
6.2 Messung und Kennzeichnung
6.3 Grundwasserdynamik
6.4 Grundwassernutzung
7 Verdunstung (Konrad Miegel)
7.1 Die Verdunstung als physikalischer Prozess
7.2 Die Verdunstung als hydrologischer Prozess
7.3 Experimentell gestützte Erfassung der Verdunstung
7.4 Berechnungsverfahren der Verdunstung
8 Abfluss im Gewässersystem (Markus Casper, Helge Bormann)
8.1 Der Abflussprozess
8.2 Messmethoden
8.3 Statistische Auswertungen und Berechnungsverfahren
9 Abflussbildung in der Landschaft (Axel Bronstert)
9.1 Einführung
9.2 Abflussbildung als Teil des Wasserkreislaufs
9.3 Oberirdische Abflussprozesse
9.4 Unterirdische Abflussprozesse
9.5 Abflussbildung infolge von Schnee- und Eisschmelze
9.6 Abfluss von Siedlungsflächen
10 Seen (Brigitte Nixdorf, Björn Grüneberg)
10.1 Natürliche Seen
10.2 Anthropogene Seen
10.3 Limnologische Probenahme- und Messmethoden
Spezielle Bereiche der Hydrologie
11 Einfluss von Landnutzung und Landbedeckung auf den Wasserkreislauf (Markus Weiler)
11.1 Einführung
11.2 Forst
11.3 Landwirtschaft
11.4 Stadthydrologie
12 Einfluss des Klimas und des Klimawandels auf den Wasserkreislauf (Helge Bormann, Markus Casper)
12.1 Einführung
12.2 Quantifizierung der Wirkung des Klimas auf den Wasserkreislauf
12.3 Hydrologische Signale des Klimawandels
12.4 Berechnung des Einflusses des Klimas auf den Wasserkreislauf
13 Ökohydrologie (Nicola Fohrer)
13.1 Einführung
13.2 Ökohydrologie der Landoberfläche: Die Interaktion zwischen Pflanze, Boden und Atmosphäre
13.3 Einzugsgebietsökohydrologie: Flüsse und ihre dynamischen Auensysteme
13.4 Ökohydrologie von Seen, Ästuarien und Küstenzonen
14 Hydrologische Extreme (Andreas Schumann, Lucas Menzel)
14.1 Hochwasser (Andreas Schumann)
14.2 Merkmale eines Hochwasserereignisses (Andreas Schumann)
14.3 Niedrigwasser (Lucas Menzel)
14.4 Dürren (Lucas Menzel)
Hydrologische Verfahren und Methoden
15 Hydrologische Modelle (Georg Hörmann)
15.1 Komponenten und Eingangsdaten von hydrologischen Modellen
15.2 Modelltypen
15.3 Workflow der Modellierung
15.4 Überprüfung der Modellgüte
15.5 Probleme und Fehlerquellen bei der Modellierung
15.6 Beispiele für hydrologische Modelle
16 Tracer in der Hydrologie (Jens Lange)
16.1 Künstliche Tracer
16.2 Natürliche Tracer
16.3 Tracer für hydrologische Systeme
17 Fernerkundung in der Hydrologie (Natascha Oppelt)
17.1 Was ist Fernerkundung?
17.2 Der Einsatz der Fernerkundung in der Hydrologie
17.3 Fernerkundung und hydrologische Modellierung
17.4 Qualitätsmanagement von Fernerkundungsprodukten
Regionale Hydrologie
18 Tieflandhydrologie (Britta Schmalz)
18.1 Einführung in das Tiefland als naturräumliche Großregion
18.2 Charakteristika hydrologischer Steuergrößen
18.3 Hydrologische Prozesse in Tieflandgebieten
18.4 Messungen in und Modellierung von Tieflandgebieten
19 Hydrologie der Mittelgebirge (Peter Chifflard)
19.1 Einführung in den Naturraum Mittelgebirge
19.2 Charakteristika hydrologischer Steuergrößen
19.3 Hydrologische Prozesse der Mittelgebirge
20 Hydrologie der Hochgebirge (Kerstin Stahl)
20.1 Einführung in den Naturraum Hochgebirge
20.2 Charakteristika hydrologischer Steuergrößen
20.3 Hydrologische Prozesse im Hochgebirge
20.4 Besonderheiten der Hydrologie vergletscherter Gebiete
21 Hydrologie von Trockenregionen (Axel Bronstert, Jens Lange)
21.1 Bedeutung der Hydrologie in Trockenregionen
21.2 Räumliche Abgrenzung
21.3 Niederschlag
21.4 Verdunstung
21.5 Infiltration und Abflussbildung
21.6 Abflussereignisse und -verluste
21.7 Grundwasser und Grundwasserneubildung
Anwendungen der Hydrolgie
22 Bewässerung (Niels Schütze)
22.1 Grundlagen der Bewässerung
22.2 Der Betrieb von Bewässerungsanlagen
23 Hydrologische Bemessung und hydrologisches Risiko (Bruno Merz)
23.1 Einführung
23.2 Hydrologische Bemessung
23.3 Risikomanagement
24 Integriertes Wasserressourcenmanagement (Markus Disse)
24.1 Geschichte und Ziele des Integrierten Wasserressourcenmanagements (IWRM)
24.2 Die EG-Wasserrahmenrichtlinie als Referenz für erfolgreiches IWRM
24.3 Beschreibung der Komponenten wasserwirtschaftlicher Systeme
24.4 Optimierung und Beurteilung von integrierten wasserwirtschaftlichen Maßnahmen
24.5 Multikriterielle Entscheidungsanalyse
25 Partizipation im Wassermanagement (Mariele Evers)
25.1 Einführung
25.2 Definitionen und Differenzierung des Begriffs «Partizipation»
25.3 Partizipation im Wassermanagement
25.4 Methoden und Forschungsansätze
Anhang
Symbolliste
Literatur
Die Herausgeber und Autoren
Die Deutsche Hydrologische Gesellschaft (DHG)
Register
Vorwort
Hydrologie ist die Wissenschaft des Wassers und seines Kreislaufs. Ihr Verständnis ist die Grundvoraussetzung für den nachhaltigen Umgang mit der Ressource Wasser. In Deutschland ist sie als Fachdisziplin oft in Umwelt- oder Ingenieurstudiengängen angesiedelt. Auch in der Geographie oder den Agrar- oder Forstwissenschaften ist sie Bestandteil des Studiums. Der UTB-Basics-Band «Hydrologie» richtet sich an Studierende aller Bereiche ohne hydrologisches Vorwissen. Im ersten Teil des Buches werden grundlegende hydrologische Zusammenhänge erläutert, die als Voraussetzung für die darauffolgenden Kapitel gedacht sind. Der Wasserkreislauf und seine Komponenten werden dort ausführlich beschrieben. Im Teil «Spezielle Bereiche der Hydrologie» werden aktuelle Arbeitsrichtungen der Fachdisziplin aufgegriffen. Der Einfluss von Klima und Landnutzung auf den Wasserhaushalt wird dargestellt. Die Ökohydrologie und hydrologische Extreme wie Hoch- und Niedrigwasser gehören ebenfalls in diesen Teil. Im Teil «Hydrologische Verfahren und Methoden» werden Werkzeuge der modernen Hydrologie wie hydrologische Modelle, Tracerstudien und Fernerkundungsverfahren vorgestellt. Da der Wasserkreislauf sehr stark von Landschaftsraum und Klima beeinflusst wird, ist seine regionale Ausprägung Gegenstand von Teil 4. Die Besonderheiten des Wasserhaushalts im Tiefland, Mittel- und Hochgebirge sowie von Trockenregionen werden dort anhand von Beispielen vorgestellt. Der letzte Teil des Buchs zeigt Anwendungen von hydrologischem Wissen im Bereich des nachhaltigen Wassermanagements. Bewässerung, hydrologische Bemessung, Risiko- sowie Flussgebietsmanagement und letztlich das Einbeziehen der Akteure spannen den Bogen von der reinen Naturund Ingenieurwissenschaft bis hin zur Soziohydrologie.
An der Entstehung dieses Buches haben 26 Kolleginnen und Kollegen aus der Deutschen Hydrologischen Gesellschaft und befreundeter Gesellschaften mitgewirkt. Ich möchte mich für die großartige Zusammenarbeit und die Bereitschaft, an diesem Buch mitzuarbeiten, herzlich bedanken. Die Diskussionen um die Struktur und Inhalte der einzelnen Kapitel waren sehr bereichernd und haben meiner Ansicht nach den Dialog über die universitäre Lehre in unserem Fach ein großes Stück vorwärtsgebracht. Ein Dankeschön für die kritische Durchsicht der Kapitel und die konstruktiven Hinweise geht an meine Miteditoren Helge Bormann, Konrad Miegel, Markus Casper, Axel Bronstert, Andreas Schumann und Markus Weiler. Gerade diese Vielfalt an Koeditoren aus unterschiedlichsten Fachbereichen mit ihren verschiedenen Blickwinkeln und Erfahrungen war die ideale Mischung!
Ohne den großartigen Support von Jannik Petersen gäbe es das Buch in der vorliegenden Form nicht. Er hat mich in diesem Unterfangen mit unglaublichem Engagement unterstützt und die ganze Unternehmung auch in turbulenten Phasen umsichtig auf Kurs gehalten. Er hat die gesamte Kommunikation mit den Autoren und die freundlichen Erinnerungen an unseren Zeitplan geschultert und das Manuskript akribisch von der ersten bis zur letzten Seite Korrektur gelesen. Zusätzlich war er unser studentisches «Versuchskaninchen», was die Verständlichkeit des Texts für Hydrologieneulinge anbelangt, und hat sich der Löwenaufgabe gestellt, unsere zentralen Symbol- und Literaturverzeichnisse zu erstellen. Danke für diesen unglaublichen Einsatz!!
Herrn Dr. Martin Lind, dem Lektor des Haupt Verlags, danke ich sehr für den folgenschweren Anruf, mit dem er dieses Buchprojekt ins Leben gerufen hat. Danke, dass Sie unser Projekt so umsichtig und geduldig über die gesamte Entstehungsphase begleitet haben.
Danke an meine Studierenden und meine Arbeitsgruppe, die mir die Motivation für dieses Buch gegeben haben. Mein größter Dank gebührt meiner Familie, die alle meine Projekte und Ideen und die damit verbundenen Arbeitsspitzen bisher gelassen ertragen hat und immer an meiner Seite ist. Danke!
Kiel, im Februar 2016
Nicola Fohrer
Allgemeine Hydrologie
| 1 Geschichte der Hydrologie
Georg Hörmann
Inhalt
1.1 Naturmythologie
1.2 Naturphilosophie
1.3 Hydrologie im Zeitalter der Naturwissenschaften
1.4 Wasserwirtschaft
Die Geschichte der Hydrologie kann in drei Phasen eingeteilt werden: die Naturmythologie, Naturphilosophie und Naturwissenschaft. Die Hydrologie als exakte Naturwissenschaft wurde in der Renaissance begründet. Das Schicksal vieler Hochkulturen ist eng mit der Beherrschung der hydrologischen Rahmenbedingungen, z.B. durch Bewässerung und Hochwasserschutz, verknüpft.
1.1 | Naturmythologie
In allen Kulturen diente zunächst die Mythologie der Erklärung der Welt. Die Zuständigkeiten der Götter waren klar geregelt, auch im Bereich der Hydrologie. Hydrologische Extreme wie Dürren und Hochwasser waren keine logisch erklärbaren Phänomene, sondern wurden durch die Götter in Abhängigkeit vom Wohlverhalten und von den Opfern der Menschen gesteuert. So lag z.B. die Verantwortung für die Wasserwirtschaft im alten Ägypten und in Mesopotamien in den Händen der Priester.
1.2 | Naturphilosophie
Die Anfänge der empirischen Naturwissenschaften wurden im abendländischen Kulturraum im alten Griechenland gelegt. Dort beschäftigten sich verschiedene philosophische Schulen mit der Naturbeobachtung. Thales (ca. 624–546 v. Chr) glaubte, dass das Wasser aus den unterirdischen Vorräten wie in einem Schwamm nach oben in die Quellen gesogen wird. Hippokrates von Kos (460–380 v. Chr.) stellte erste Versuche zur Verdunstung an, durchschaute aber zentrale Prozesse des Wasserkreislaufs noch nicht. Selbst Kircher ging in seinem Buch über die «Unterirdischen Welten» von 1665 noch von den falschen Ansichten Thales‘ aus (Abb. 1-1). Erst Perrault (1611–1680) beschrieb die Verdunstung als Teil des Wasserkreislaufs und berechnete erste Wasserbilanzen.
Abb. 1-1 | Darstellung des Wasserkreislaufs von Kircher (1665)
Merksatz: Die Entwicklung der Hydrologie als exakte Naturwissenschaft begann in der Renaissance.
1.3 | Hydrologie im Zeitalter der Naturwissenschaften
Mit der Renaissance ab Mitte des 14. Jahrhunderts begann der Aufstieg der Naturwissenschaften allgemein und damit auch der Hydrologie. Die religiösen Dogmen der Kirche wurden durch Beobachtungen ersetzt, es entstand «Wissenschaft», wie man sie heute kennt. Wichtig für die Hydrologie sind zum einen die Schaffung der mathematisch-theoretischen Grundlagen und zum anderen der Aufbau von Messnetzen für meteorologische Größen wie Temperatur oder Niederschlag und hydrologische Kennzahlen wie Wasserstand und Abfluss. Messungen begannen an einzelnen Orten um 1800, ab ca. 1900 gab es im deutschen Sprachraum verlässliche Messungen in größeren Netzwerken.
Viele Grundlagen der theoretischen Hydrologie wurden ebenfalls im ausgehenden 19. Jahrhundert gelegt. Henry Darcy (1803–1858) beschrieb den Zusammenhang zwischen Wasserhöhe, Durchlässigkeit und durchflossener Fläche in porösen Medien wie Böden. Der Abfluss im Gewässer war ebenfalls Gegenstand vieler Untersuchungen. Jakob Bernoulli veröffentlichte 1738 seine Untersuchungen zum Zusammenhang zwischen Geschwindigkeit und Druck. Der Mathematiker Leonhard Euler stellte die allgemeinen Bewegungsgleichungen für ideale Flüssigkeiten auf. Die erste empirische Gleichung zur Berechnung der Verdunstung als Funktion von Windgeschwindigkeit und Sättigungsdefizit geht auf John Dalton (1766–1844, publiziert 1801) zurück. Die quantitative Beziehung zwischen Niederschlag und Abfluss wurde bereits von Claude Perrault und Edme Mariotte im 17. Jahrhundert untersucht, aber erst 1932 stellte Leroy K. Sherman mit dem Einheitsganglinienverfahren eine empirische Beziehung zwischen den beiden Zeitreihen her.
1.4 | Wasserwirtschaft
Unabhängig vom theoretischen Verständnis des Wasserkreislaufs haben viele Hochkulturen Methoden zur Steuerung des Wasserhaushalts entwickelt. Zwei Bereiche der Wasserwirtschaft sind dabei oft verbunden mit Aufstieg und Niedergang von Hochkulturen: Bewässerung und Hochwasserschutz. Bewässerung schuf in vielen Kulturen die Voraussetzung für höhere landwirtschaftliche Erträge und ermöglichte deshalb die Entwicklung von Städten. Hochwasserschutz war oft verbunden mit technischen Hochleistungen wie Deichbau und erforderte eine hoch entwickelte Verwaltung zur Koordination der komplexen Baumaßnahmen. Auch der Bereich der Wasserver- und -entsorgung ist hier zu erwähnen: Die von den Römern gebauten Aquädukte und die Abwasserleitungen sind heute noch zu sehen (Abb. 1-2).
Vor allem in ariden Regionen sind der Aufstieg und der Niedergang von Kulturen oft direkt mit der Produktivität der Landwirtschaft, und damit mit der Bewässerung (→ Kap. 22) verbunden. Typische Beispiele dafür sind Mesopotamien im heutigen Irak und Iran sowie der Jemen. In Mesopotamien wurde Wasser in unterirdischen Kanälen, den sogenannten Qanaten, über viele Kilometer aus den Bergen in die Wüstenregionen transportiert.
Abb. 1-2 | Der Pont du Gard in Südfrankreich, ein von den Römern erbautes Aquädukt (Foto: Wikicommons).
Ein Beispiel der Verknüpfung von Wasserbau und nationalem Wohlstand ist der Ma‘rib-Damm im Jemen, dessen Überreste heute noch zu besichtigen sind. Mit dem Bau des Erddamms wurde ca. 1700 v. Chr. begonnen. Zur Zeit der Königin von Saba wurden mit dem Wasser des 14 m hohen Damms 100 km2 bewässert. Der erste größere Bruch des Damms ca. 145 n. Chr. führte zu einer verheerenden Flut. In der Folge wurde der Damm immer wieder repariert. Der endgültige Zusammenbruch erfolgte um 500 n. Chr. und führte zum Niedergang der Bewässerungslandwirtschaft und damit des ganzen Reichs.
Weiterführende Literatur
Biswas, A. K. (1970): History of Hydrology. Amsterdam/New York.
Deutsche Wasserhistorische Gesellschaft. URL: http://www.dwhg-ev.com/ (Stand: 29.06.2015).
Garbrecht, G. (1996): Geschichte der Hydrologie. In: Baumgartner, A. und H.-J. Liebscher (Hrsg.): Lehrbuch der Hydrologie. 1. Band. Allgemeine Hydrologie. Quantitative Hydrologie. Stuttgart, S. 11–70.
| 2Wasser als Stoff
Martin Jekel, Andreas Grohmann
Inhalt
2.1 Molekularer Aufbau
2.2 Wasser als polares Molekül – Wasserstoffbrückenbindungen
2.3 Physikalische Eigenschaften
Wasser besitzt einzigartige Eigenschaften und ist für alle biologischen und ökologischen Vorgänge unverzichtbar. Sein molekularer Aufbau mit gewinkelten Bindungen zwischen Sauerstoff- und Wasserstoffatomen ist von zentraler Bedeutung für die Ausbildung von Wasserstoffbrückenbindungen. Alle physikalischen und chemischen Prozesse mit Wassermolekülen beruhen darauf und sind ungewöhnlich im Vergleich mit ähnlichen Molekülen.
2.1 | Molekularer Aufbau
Wasser (H2O) ist die bei Weitem wichtigste binäre, aus Atomen zweier Elemente bestehende Verbindung. Sie entsteht aus der Vereinigung der Elemente Wasserstoff mit dem Elementsymbol H (gr.-lat. hydrogenium, «Wasserbildner») und Sauerstoff mit dem Elementsymbol O (gr.-lat. oxygenium, «Säurebildner»). Der Grundzustand der Elemente ist jeweils das zweiatomige Molekül H2 bzw. O2. Namen im Rahmen der wissenschaftlichen Nomenklatur sind Dihydrogenoxid und Oxidan.
Wasser besitzt einzigartige physikalische und chemische Eigenschaften und ist für alle biologischen und ökologischen Vorgänge unverzichtbar. Diese Eigenschaften bedingen seine Rolle als Träger des Lebens und machen Wasser zum Ausgangspunkt einer Vielzahl von Wechselbeziehungen, die unseren blauen Planeten prägen. Die besonderen Eigenschaften des Wassers gründen in der Struktur des Wassermoleküls und in der Art der in ihm zwischen Sauerstoff- und Wasserstoffatomen geknüpften kovalenten Bindungen.
Das Element Wasserstoff findet sich in der 1. Hauptgruppe des Periodensystems bzw. der 1. Gruppe und der 1. Periode mit der Ordnungszahl 1, das Element Sauerstoff in der 6. Hauptgruppe, bzw. der 16. Gruppe und der 2. Periode mit der Ordnungszahl 8. Ein Wasserstoffatom mit dem Symbol H weist ein Elektron in seiner Elektronenhülle auf und ein Sauerstoffatom O acht Elektronen, davon sind sechs an Bindungen beteiligt. Die Elektronenkonfiguration des Wasserstoffatoms im Grundzustand wird als 1s1 notiert, diejenige des Sauerstoffatoms als 1s2 2s2 2p4. Die führenden Ziffern in dieser Notation sind die Hauptquantenzahlen der Elektronenhülle, die Kleinbuchstaben sind aus der Spektroskopie abgeleitete Bezeichnungen der besetzten Atomorbitale, und die Exponenten geben die Elektronenanzahl in den jeweiligen Atomorbitalen an. Die in diesen Orbitalen befindlichen Elektronen werden als Valenzelektronen bezeichnet.
Abb. 2-1 | Zwei Darstellungen der räumlichen Anordnung der Atome und freien Elektronenpaare im H2O- Molekül. Der angegebene Bindungswinkel ist der für die Gasphase bestimmte Wert (nach Grohmann et al. 2011).
Das Wassermolekül hat die Form eines Tetraeders.
Die Verknüpfung von Atomen zu Verbindungen, wie z.B. die Bildung von Wasser (H2O) aus einem Atom Sauerstoff und zwei Atomen Wasserstoff, befriedigt in der Regel das Bestreben der Atome, besonders stabile Elektronenkonfigurationen zu erlangen. Aus diesen Betrachtungen ergibt sich, warum die Summenformel für das Wassermolekül H2O lautet, sich also bei der Bildung von Wasser aus den Elementen genau zwei Wasserstoffatome mit einem Sauerstoffatom unter Ausbildung zweier kovalenter Bindungen verknüpfen. Im Zuge der Reaktion steuern zwei Wasserstoffatome je ein Valenzelektron und das Sauerstoffatom sechs Valenzelektronen bei.
Von zentraler Bedeutung für die Eigenschaften des Wassers ist der gewinkelte Bau des H2O-Moleküls, d.h., die Anordnung der Atome HOH ist nicht linear. Der von den beiden Verbindungslinien O–H eingeschlossene Winkel beträgt 105 ± 0,5°. Dieser Wert variiert leicht, je nachdem, ob das Wassermolekül isoliert oder von anderen Wassermolekülen umgeben betrachtet wird. Projiziert man das Wassermolekül so in einen Tetraeder, dass das Sauerstoffatom im Schwerpunkt liegt, zeigen die beiden O–H-Bindungen in zwei Ecken des Tetraeders, und die beiden freien Elektronenpaare weisen in Richtung der beiden verbleibenden Ecken. In einem regelmäßigen Tetraeder beträgt der von je zwei Verbindungslinien eingeschlossene Winkel 109° 28‘. Im Wassermolekül in der Gasphase ist der Winkel HOH auf 104° 28‘ verkleinert (→ Abb. 2-1).
2.2 | Wasser als polares Molekül – Wasserstoffbrückenbindungen
Im Wassermolekül sind die bindenden Elektronen nicht gleichmäßig zwischen dem O-Atom und den H-Atomen verteilt. Die Fähigkeit von Atomen, in kovalenten Bindungen die Bindungselektronen zu sich zu ziehen, wird als Elektronegativität (EN) bezeichnet. Sauerstoff besitzt eine im Vergleich zu Wasserstoff erheblich größere Elektronegativität. Am Sauerstoffatom befindet sich eine negative Partialladung (2 δ–) und an jedem Wasserstoffatom eine jeweils halb so große positive Partialladung (δ+). Wegen des gewinkelten Baus des Wassermoleküls fallen die Ladungsschwerpunkte nicht zusammen. Das Molekül ist folglich ein elektrischer Dipol (→ Abb. 2-2).
Wegen des stark polaren Charakters der O–H-Bindungen kann aus dem Wassermolekül relativ leicht ein Proton (H+) abgespalten werden, das sich an ein anderes Wassermolekül anlagert, wodurch ein Hydroxid-Anion (OH–) zurückbleibt. Dies ist von grundlegender Bedeutung für Säure-Base-Reaktionen in wässriger Lösung. Diese Eigendissoziation des Wassers ist daher wie folgt zu beschreiben:
Wasser ist ein elektrischer Dipol. Dies beeinflusst maßgeblich seine Eigenschaften.
Die Gleichgewichtskonstante ist hierbei sehr klein: Kw = 10–14 mol2/l2. Bei 25 °C liegt das Gleichgewicht weit auf der linken Seite. Im reinen Wasser findet man daher nur sehr geringe Konzentrationen der beiden Produkt-Ionen von 10-7 mol/l.
Polare Atombindungen sind unter Ionenbildung spaltbar, woraus die Oxidationszahl abgeleitet werden kann. Sie ist wichtig für Oxidations- und Reduktionsvorgänge, an denen Wasser beteiligt ist. Um die Oxidationszahl der Elemente bzw. Atome zu ermitteln, die zu einer Verbindung zusammengefügt sind, wird die Verbindung formell in Ionen aufgeteilt. Für das H2O-Molekül ergibt das Verfahren 2 H+-Ionen (Protonen) und ein O2–-Ion, das auch als Oxid-Ion bezeichnet wird. Die Oxidationszahl der Wasserstoffatome im H2O-Molekül ist folglich +1, die des Sauerstoffatoms –2.
Die im gewinkelt gebauten Wassermolekül auftretenden Partialladungen, das permanente Dipolmoment, induzieren, dass mehrere nebeneinander vorliegende Wassermoleküle nach den Grundsätzen der Elektrostatik aufeinander einwirken. Dies führt dazu, dass Wassermoleküle je nach Aggregatzustand unterschiedlich stark miteinander in Wechselwirkung treten und sich auf diese Weise dreidimensional geordnete Strukturen ergeben. In jedem Falle richten sich die stark positiv polarisierten H-Atome eines Wassermoleküls auf die freien Elektronenpaare der stark negativ polarisierten O-Atome benachbarter Wassermoleküle aus. Diese Art der elektrostatischen Wechselwirkung wird Wasserstoffbrückenbindung oder H-Brücke genannt. Sie ist für Wasser in Abb. 2-3 illustriert.
Die besonderen physikalischen Eigenschaften des Wassers, wie z.B. sein hoher Siedepunkt, haben im Wesentlichen folgende Ursachen:
Abb. 2-2 | Exakte (0ben) und schematische Darstellung (unten) der Dipoleigenschaft des Wassermoleküls (nach Grohmann et al. 2011).
Abb. 2-3 | Als punktierte Linie dargestellte Wasserstoffbrückenbindung (H-Brücke) zwischen zwei benachbarten Wassermolekülen (nach Grohmann et al. 2011).
▶Seine H-Brücken sind als Konsequenz der hohen Elektronegativitätsdifferenz zwischen O und H besonders stark.
▶Das Wassermolekül ist von seiner Struktur her optimal für die Anordnung in einem durch H-Brücken geknüpften Netzwerk geeignet: Es besitzt zwei stark positiv polarisierte H-Atome und zwei freie Elektronenpaare, kann also gleich viele H-Brücken ausbilden, wie es von anderen Wassermolekülen empfängt (2 + 2).
▶Die Bindungsenergie einer H-Brücke in Wasser beträgt etwa 23 kJ/mol.
Unter Zimmertemperatur und Atmosphärendruck lösen sich Substanzen umso schlechter in Wasser, je unpolarer sie sind. Unpolare Substanzen sind wasserabweisend bzw. hydrophob, wie z.B. polyaromatische Kohlenwasserstoffe und Mineralöle. Umgekehrt lösen sich Stoffe umso besser in Wasser, je polarer sie sind. Derartige Stoffe sind wasseranziehend, also hydrophil. Beispiele hierfür sind Kochsalz, Zucker, Pflanzennährstoffe oder Essigsäure. Viele Salze sind gut wasserlöslich, wodurch die Wasservorkommen eingeteilt werden: Süßwasser hat unter 1000 mg/l an gelösten Salzen, Brackwasser weist ca. 1000–10000 mg/l auf, während Meerwasser ca. 35 000 mg/l enthält, gemessen als Abdampfrückstand einer Wasserprobe.
Schließlich soll eine wichtige Konsequenz, die sich für das Wasser aus dem Vorliegen starker H-Brücken ergibt, betrachtet werden. Flüssiges Wasser lässt sich über einen großen Temperaturbereich erhitzen, wobei es erst am Siedepunkt bei fortgesetzter Zufuhr von Energie in den gasförmigen Zustand übergeht. Wasser kann daher insbesondere im flüssigen Zustand als Wärmespeicher fungieren. Die Wärmespeicher-Funktion des Wassers ist essenziell für Wetter, Klima und den Wasserkreislauf der Erde (→ Kap. 3 und 7). Diese Beobachtungen führen zum Begriff der spezifischen Wärmekapazität. Die spezifische Wärme eines Stoffes ist die Wärmemenge, die nötig ist, um 1 Gramm des Stoffes um 1 °C zu erwärmen. Im Falle von Wasser beträgt die Wärmekapazität bei 17 °C unter Atmosphärendruck 4,184 J/(g · K).
Isotope des Wassers
Bisher wurde Wasser (H2O) als die Verbindung des gängigsten Isotops des Wasserstoffs (1H, Protium) und Sauerstoff diskutiert, also als das, was man auch «leichtes» Wasser nennt. Isotope sind Atome desselben Elements, die sich in ihrer Neutronenzahl unterscheiden. Wasser aus natürlichen Quellen enthält alle denkbaren Kombinationen der Isotope 11H (Anteil: 99,9855 %), 12H (0,0145 %), «Deuterium» genannt, 13H (10-15 %), «Tritium» genannt, 16O (99,762 %), 17O (0,038 %) und 18O (0,200 %) in einer durch die jeweilige Isotopen-Häufigkeit bestimmten Wahrscheinlichkeit.
Der Ersatz von 1H durch 2D (Deuterium) oder durch das radioaktive 3T (Tritium) hat für die entsprechenden Wasser-Isotopomere besonders markante Eigenschaftsänderungen zur Folge, da die Atommasse erheblich zunimmt. Dies wird als Isotopeneffekt bezeichnet. Als isotopomere Formen des Wassers sind zu unterscheiden:
▶HDO, halbschweres Wasser,
▶D2O, schweres Wasser,
▶T2O, superschweres Wasser.
Isotopomere Formen des Wassers werden auch als natürliche Tracer in der Umwelt eingesetzt (→ Kap. 16).
2.3 | Physikalische Eigenschaften
Wasser ist die einzige Verbindung in der Natur, die unter Atmosphärenbedingungen in den drei Zustandsformen, nämlich fest, flüssig und gasförmig nebeneinander vorliegt: als Eis, als flüssiges Wasser und als Wasserdampf. Dies ist eine Folge der starken H-Brücken.
Strukturen – Dichteanomalie – Aggregatzustände – Phasendiagramm
Im Eis sind Wassermoleküle über Distanzen, die die molekularen Dimensionen um viele Größenordnungen überschreiten, dreidimensional periodisch in einem Molekülgitter angeordnet. In der regulären Struktur des Eises (Eis-I) hat ein Wassermolekül vier tetraedrisch angeordnete nächste Nachbarn. Wird der Festkörper durch Energiezufuhr erwärmt, werden die Wassermoleküle auf ihren Gitterplätzen thermisch angeregt. Die Anregung führt im Molekül zu Schwingungen der Atome gegeneinander und im Festkörper zu Schwingungen der Moleküle um ihre Gitterplätze. Bei fortgesetzter Energiezufuhr verliert der Festkörper seine Fernordnung. Etwa 15 % der H-Brücken brechen, und das Eis schmilzt. Indem die reguläre Anordnung kollabiert, werden die Hohlräume der Struktur gefüllt. Es entsteht eine weniger einheitliche, aber dichtere Packung der Moleküle. Dies erklärt die höhere Dichte der Flüssigkeit am Schmelzpunkt (0 °C) gegenüber der des Festkörpers.
Wasser hat bei 4 °C seine größte Dichte.
Der Vorgang der Verdichtung setzt sich noch bis ca. 4 °C (exakt: 3,98 °C) fort. Bei dieser Temperatur ist das Dichtemaximum des Wassers von 1,00 g/cm3 erreicht. Danach überwiegt dann die Volumenzunahme infolge der Erhöhung der Molekülbewegungen. Alles Wasser unterhalb und oberhalb von 4 °C ist also weniger dicht bzw. beansprucht mehr Raum als Wasser bei 4 °C. So beträgt die Dichte bei 0 °C 0,9999 g/cm3, bei 10 °C 0,9997 g/cm3.
Box 2.1
Die Dichteanomalie des Wassers
Die Dichteanomalie des Wassers ist für die Natur von zentraler Bedeutung. Zum einen ist sie die Ursache für geologische Verwitterung. Wasser verursacht die Spaltung von Gestein während Frostperioden infolge des Gefrierens des in Risse eingedrungenen Wassers. Zum anderen ermöglicht sie aquatischen Organismen in Seen das Überleben im Winter. Bei Abkühlung sinkt Wasser von 4 °C auf den Boden des Sees (→ Kap. 10). Die einsetzende Konvektion befördert wärmeres und damit leichteres Wasser in die oberen Schichten, wo es dann gleichfalls abkühlt. Bei andauerndem Frost wird zunächst das exponierte Oberflächenwasser weiter abkühlen, infolge seiner geringeren Dichte aber nicht absinken. Die Eisbildung setzt auf der Seeoberfläche ein und bringt die Konvektion zum Erliegen. Wegen der isolierenden Wirkung des Eises kann die Kälte nun nur mehr langsam vordringen. Folglich werden – hinreichende Wassertiefe vorausgesetzt – Seen nicht bis zum Grund durchfrieren, sodass Lebewesen dort den Winter überdauern können.
Wasser ist integraler Bestandteil biologischer Systeme.
Biomoleküle liegen naturgemäß in wässriger Lösung vor. Ihre Funktion wird durch das wässrige Milieu erheblich beeinflusst oder überhaupt erst ermöglicht. Wasser ist nicht nur Lösemittel, sondern integraler Bestandteil biologischer Systeme.
Verdunsten – Verdampfen – Kondensieren
Führt man Wasser in einem Gefäß, das gegen die Atmosphäre offen ist, von außen Energie zu, erhöht sich seine Temperatur und damit die mittlere kinetische Energie der Wassermoleküle. Die Bewegung der Moleküle gegeneinander wird so lange verstärkt, bis sie am Siedepunkt 100 °C so viel Energie haben, dass ihre gegenseitige Anziehung nicht mehr ausreicht, um sie zusammenzuhalten. Dabei bleibt die Siedetemperatur konstant, denn die zugeführte Energie dient ausschließlich der Trennung der Wassermoleküle voneinander sowie der Leistung von Volumenarbeit gegen die Atmosphäre. Die Wärmemenge, die für die Verdampfung von 1 mol Wasser an seinem normalen Siedepunkt (100 °C) bei einem Druck p = 1013 hPa, aufgewendet werden muss, ist die molare Verdampfungsenthalpie ΔHv (100 °C). Sie beträgt 40,7 kJ/mol.
Verdunstung von Wasser (→ Kap. 7) tritt dann auf, wenn der temperaturabhängige Sättigungsdampfdruck größer ist als der über der Wasserphase herrschende Partialdruck. Verdunstung ist also nur möglich, wenn in der Gasphase stofffremde Gase vorhanden sind, wie Stickstoff oder Sauerstoff. Während der Verdunstung wird Verdunstungswärme der flüssigen Phase entzogen, sodass sie sich abkühlt. Dieser Vorgang wird als Verdunstungskälte bezeichnet. Kondensation ist der umgekehrte Prozess zur Verdunstung und findet statt, wenn der Sättigungsdampfdruck unter dem Partialdruck liegt. Ein bekanntes Beispiel ist die Taubildung aus feuchter Luft bei nächtlicher Abkühlung, bei der Kondensationswärme frei wird.
Gefrieren – Schmelzen
Indem flüssiges Wasser abkühlt, sinkt die mittlere kinetische Energie der Wassermoleküle. Bei einer bestimmten Temperatur, dem Gefrierpunkt, der bei 0 °C beim Druck p = 1013,25 hPa liegt, sind einige der Moleküle so energiearm, dass sie von den starken zwischenmolekularen Kräften zu einem regelmäßigen Festkörper, einem Eiskristall, zusammengefügt werden können. Betrachtet man 1 mol Wasser, so ist die vom Einsetzen der Kristallisation bis zum vollständigen Gefrieren zu entziehende Wärmemenge die molare Kristallisationsenthalpie. Die für die Umkehrung des Gefrierens anzusetzende molare Schmelzenthalpie ist dem Betrag nach gleich, doch hat sie ein umgekehrtes Vorzeichen. Sie beträgt bei 0 °C und p = 1013,25 hPa 6,02 kJ/mol und ist damit wesentlich kleiner als die Verdampfungsenthalpie, da die Moleküle beim Schmelzen nicht gegen die zwischenmolekularen Kräfte voneinander entfernt werden müssen.
Auch über vollständig als Eis vorliegendem Wasser ist ein Dampfdruck messbar. Der Dampfdruck von Eis nimmt, wie bei jedem Feststoff, mit zunehmender Temperatur zu. Am Schmelzpunkt ist der Dampfdruck von Eis gleich dem Dampfdruck des flüssigen Wassers. Die Verdampfung eines Festkörpers ohne Durchlaufen einer flüssigen Phase wird Sublimation genannt. Dieser Effekt lässt sich im Winter beobachten, wenn Eis und Schnee auch bei lang anhaltender Kälte mit Temperaturen unter 0 °C ohne aufzutauen langsam verschwinden.
Phasendiagramm des Wassers
Ein Phasendiagramm definiert die Bereiche von Druck und Temperatur, in denen die verschiedenen Phasen thermodynamisch stabil sind. Entlang der Trennlinien dieser Bereiche, den Phasengrenzen, stehen zwei Phasen im thermodynamischen Gleichgewicht miteinander. Im Folgenden wird das Phasendiagramm des Wassers für das Einkomponenten-System vorgestellt (→ Abb. 2-4). Der normale Schmelzpunkt, exakt 0 °C, und der Siedepunkt des Wassers, exakt 100 °C, die als Fixpunkte für die Definition der Celsius-Skala dienen, sind in der Gegenwart von Luft ermittelt: p = 1013,25 hPa.
Abb. 2-4 | Phasendiagramm des Wassers mit Sublimationskurve, Schmelzpunktkurve und Dampfdruckkurve (nach Sontheimer et al. 1980).
Der in der Gasphase herrschende Druck heißt Dampfdruck des Wassers bei der gegebenen Temperatur. Die Kurve T-K im Phasendiagramm (→ Abb. 2-4) heißt folglich die Dampfdruckkurve des flüssigen Wassers.
Eine analoge Überlegung gilt für die Phasengrenze fest/gasförmig: Diese markiert die Dampfdruckkurve von Eis. Der Dampfdruck des Wassers nimmt unabhängig vom Aggregatzustand, wie der jeder anderen Substanz, mit steigender Temperatur zu. Entlang der Schmelzpunktkurve stehen Eis und flüssiges Wasser miteinander im Gleichgewicht. Die Dampfdruckkurven von Eis und flüssigem Wasser und die Schmelzpunktkurve schneiden sich im Tripelpunkt TP des Wassers. Nur unter den (p, T)-Bedingungen dieses Punktes, der bei 6,11 hPa und 0,01 °C liegt, stehen die drei Aggregatzustände Eis, Wasser und Dampf miteinander im thermodynamischen Gleichgewicht.
Am Tripelpunkt stehen die Aggregatzustände Eis, Wasserdampf und Wasser im thermodynamischen Gleichgewicht.
Ein weiteres markantes Detail ist die Tatsache, dass die Dampfdruckkurve des flüssigen Wassers an einem definierten Punkt endet. Dies ist der kritische Punkt K. Erhitzt man das im geschlossenen Gefäß konstanten Volumens befindliche Wasser kontinuierlich, kann das Wasser nicht sieden. Stattdessen nehmen der Dampfdruck und die Dichte des Wasserdampfes kontinuierlich zu und infolge der thermischen Ausdehnung nimmt die Dichte der Flüssigkeit kontinuierlich ab, bis die Dichte des Dampfs und der verbliebenen Flüssigkeit gleich werden und die Grenzfläche zwischen den beiden Phasen verschwindet. Die Temperatur dazu heißt kritische Temperatur und der entsprechende Dampfdruck kritischer Druck des Wassers. Die kritische Temperatur des Wassers beträgt 374,15 °C und der dann herrschende kritische Druck 221 192 hPa. Überkritisches Wasser ist im Vergleich zu Wasser unterhalb des kritischen Punkts wesentlich weniger polar. Es kann daher hydrophobe, ansonsten wasserunlösliche Substanzen lösen.
Oberflächenspannung des Wassers – Kapillarwirkung
Im Inneren einer Ansammlung flüssigen Wassers erfahren die Wassermoleküle von allen Seiten gleiche Kräfte. Auf die an der Wasseroberfläche befindlichen Wassermoleküle wirkt jedoch eine in das Wasserinnere gerichtete Kraft (→ Abb. 2-5). Dies hat die Minimierung der Oberfläche zur Folge, weshalb der Tropfen nach der Kugelform strebt, da eine Kugel der Körper mit dem kleinsten Verhältnis von Oberfläche zu Volumen ist. Um die Oberfläche einer Flüssigkeit um eine Flächeneinheit zu vergrößern, muss Arbeit geleistet werden. Sie wird als Oberflächenspannung bezeichnet. Im Falle des Wassers bedingt die Oberflächenspannung eine gewisse Belastbarkeit der Oberfläche, ohne dass die Struktur des flüssigen Wassers «reißt». So können sich etwa Insekten, z.B. Wasserläufer, auf der Wasseroberfläche fortbewegen.
Eine Konsequenz der Oberflächenspannung ist die Neigung des Wassers, in einer engen Röhre infolge der Kapillarwirkung gegenüber dem umgebenden Wasserspiegel aufzusteigen. Die Wandung der Kapillare muss allerdings benetzbar sein. Dies ist z.B. im Falle einer Glaskapillare, eines Löschblatts oder in Silikaten gegeben, die an der Oberfläche Hydroxylgruppen bzw. andere polare Gruppen aufweisen. Die sich in einer Glaskapillare ausbildende konkave Oberfläche der Wassersäule wird als Meniskus bezeichnet.
Abb. 2-5 | Effekt der Oberflächenspannung bei der Ausbildung eines Wassertropfens auf einer benetzbaren Feststoffoberfläche.
Viskosität
Die physikalische Größe Viskosität beschreibt die Zähigkeit von Fluiden infolge innerer Reibung. So wird z.B. der gegenseitigen Verschiebung zweier benachbarter, nicht verwirbelter Schichten im Fluid ein Widerstand entgegengesetzt. Dies ist die Grundlage für die Definition der dynamischen Viskosität ηd, deren physikalischer Sinn z.B. für Wasser aus folgender Beziehung ersichtlich wird:
Hierbei ist F die erforderliche Kraft, die benötigt wird, um zwischen zwei Flüssigkeitsschichten mit der Berührungsfläche A den Gradienten der Geschwindigkeit 
, senkrecht zur Strömungsrichtung, aufrechtzuerhalten. Für praktische Berechnungen wird die dynamische Viskosität auf die Dichte des Wassers bezogen und kinematische Viskosität ηk genannt. Sie ist Bezugsgröße der dimensionslosen Reynolds-Zahl Re:
Löslichkeit von Gasen
Die Löslichkeit eines Gases i wird mit dem Henry-Dalton-Gesetz beschrieben:
Die Löslichkeit eines Gases ist proportional zu dessen Partialdruck, also seinem Volumenanteil multipliziert mit dem Gesamtdruck. Berechnet für Luft bei 10 °C, ergeben sich folgende Massenkonzentrationen:
pO2 = 210 hPa cO2 = 11,27 mg/l
pN2 = 780 hPa cN2 = 17,63 mg/l
pCO2 = 0,3 hPa cCO2 = 0,70 mg/l
Die Temperaturabhängigkeit der Henry-Konstanten für Sauerstoff bedingt eine fallende Sättigungskonzentration mit steigender Temperatur:
Merksatz: Die Viskosität des Wassers sinkt mit steigender Temperatur, wie auch die Dichte über 4°C, wodurch das Fließverhalten in allen Kompartimenten des Wasserkreislaufs deutlich beeinflusst wird.
20°C: cO2 = 9,08 mg/l
30°C: cO2 = 7,53 mg/l
Die wichtigsten Gase in natürlichen Wässern sind:
| → O2: | herausragende Bedeutung für Redoxprozesse und biologische Prozesse, |
| → CO2: | in der Luft nur ca. 0,6 mg/l, |
| → CH4: | Gas aus anaeroben Abbauprozessen organischer Stoffe, |
| → H2S: | aus Faulprozessen, also anaerob, durch Reduktion von Sulfationen, |
| → N2: | geringe Bedeutung, entsteht beim Nitratabbau. |
Suspension und Emulsion
Unter einer Suspension versteht man die Feinverteilung von Feststoffteilchen im Wasser. Die Feststoffe sind dabei als Partikel in einem weiten Größenbereich zu finden. Suspendierte Stoffe sind dabei größer als ca. 1 μm im Durchmesser. Nanopartikel, also Kolloide, liegen zwischen 0, 01 μm und 1 μm. Im Bereich unter 0,01 μm bzw. 10 nm finden sich die gelösten Moleküle. Suspendierte und kolloidale Stoffe erzeugen eine Lichtstreuung und führen daher zur Trübung des Wassers, ein wichtiger Qualitätsparameter.
Emulsionen entstehen durch eine Feinverteilung von flüssigen, nicht mit Wasser mischbaren Flüssigkeiten wie Ölen, wodurch sich Tröpfchen mit Durchmessern ab ca. 20 nm bis in den Bereich von 0,1 mm bilden. Bekanntestes Beispiel ist Milch als Fett-Wasser-Emulsion.
Weiterführende Literatur
Grohmann, A. N., Jekel, M., Grohmann, A., Szewzyk, U. und R. Szewzyk (2011): Wasser. Chemie, Mikrobiologie und nachhaltige Nutzung. Berlin.
Nießner, R., Höll, K. (Hrsg.) (2010): Wasser. Nutzung im Kreislauf. Hygiene, Analyse und Bewertung. 9. Auflage. Berlin/New York.
Sigg, L. und W. Stumm (2011): Aquatische Chemie. Zürich.
Worch, E. (2000): Wasser und Wasserinhaltsstoffe. Stuttgart.
| 3Globaler und regionaler Wasserkreislauf
Markus Weiler, Konrad Miegel
Inhalt
3.1 Wasservorkommen und Wasserkreislauf der Erde
3.2 Strahlung als Hauptantrieb des Wasserkreislaufs
3.3 Globale Unterschiede des Wasserhaushalts
Die globalen Wasservorkommen sind auf der Erde sehr unterschiedlich verteilt. Nur ein geringer Anteil davon ist Süßwasser. Durch die Sonnenstrahlung und die Gravitation wird der Wasserkreislauf angetrieben. Wasser verdunstet von den Ozeanen und Kontinenten und fällt als Niederschlag zurück auf die Erde. Dort fließt das Wasser oberirdisch in den Flüssen oder im Grundwasser den Ozeanen zu. Die Verweilzeiten in den verschiedenen Systemen sind sehr unterschiedlich. Die Sonnenstrahlung und die daraus resultierende Strahlungsbilanz treibt die Umverteilung von Wasser auf der Erde an, wodurch sich charakteristische Klimazonen ausbilden. Dies führt zu den immensen globalen Unterschieden des Wasserhaushalts, insbesondere Niederschlag, Verdunstung und Abfluss betreffend.
3.1 | Wasservorkommen und Wasserkreislauf der Erde
Die Hydrosphäre umfasst alle ober- und unterirdischen Wasservorkommen.
Globale Wasservorkommen
Die Hydrosphäre ist der Teil der Erde, der die ober- und unterirdischen Wasservorkommen umfasst. Dazu gehören die Meere, die oberirdischen Wasservorkommen des Festlands wie Flüsse, Seen, Moore, Feuchtgebiete, Gletschereis und Schnee, Boden- und Grundwasser und nicht zuletzt das Wasser der Atmosphäre. Die oft verwendete Bezeichnung «Wasserhülle der Erde» ist jedoch eher irreführend, weil es sich – abgesehen von der Atmosphäre – nicht um eine in sich geschlossene homogene Sphäre handelt. Wasser ist räumlich sehr unterschiedlich verteilt, was v.a. an der Land-Meer-Verteilung oder der Verteilung von Eis und Schnee deutlich wird. Das Wasser der Atmosphäre ist hauptsächlich Gegenstand der Meteorologie. Es findet ein ständiger Wasseraustausch zwischen der Atmosphäre einerseits sowie den Meeren und Landmassen andererseits durch die Prozesse Niederschlag (→ Kap. 4) und Verdunstung (→ Kap. 7) statt.
Die mengenmäßige Abschätzung der globalen Wasservorkommen ist schwierig. Dies liegt nicht nur an ihrer räumlich und zeitlich unterschiedlichen Verteilung, sondern auch daran, dass ein Teil davon durch den Wasserkreislauf in ständiger Bewegung ist. Zusätzlich ist weder eine klare Abgrenzung des Grundwassers (→ Kap. 6) nach unten noch die genaue Quantifizierung der Bodenwasser- und Grundwasservorkommen möglich. Aus diesen Gründen sind ungenaue Angaben unvermeidbar, auch wenn moderne Verfahren wie die Satellitenfernerkundung (→ Kap. 17) eine genauere Sondierung der Landoberfläche und hydrologische Modelle (→ Kap. 15) die Abschätzung dieser schwer messbaren Größen ermöglichen.
Tab. 3-1 | Die Wasserspeicher auf der Erde, Anteile von Süßwasser und die mittlere Verweilzeit in den Speicherräumen (nach Korzun 1978). Die Wasserhöhe bezieht sich auf die jeweilige Fläche.
Die globalen Wasservorkommen sind sehr unterschiedlich auf der Erde verteilt.
Tab. 3-1 macht deutlich, dass der Hauptteil der Wasservorkommen in den Weltmeeren zu finden ist. Gemessen an der Gesamtwassermenge, liegen 98,23 % in flüssiger, 1,76 % in fester und 0,001 % in dampfförmiger Phase vor. Nur ein sehr kleiner Teil, d. h. etwa 2,5 %, ist Süßwasser. Davon ist wiederum weniger als ein Drittel für den Menschen als Grundwasser, Wasser in Seen und in Flüssen direkt nutzbar, der größere Teil ist in den polaren Eiskappen gebunden. Noch überraschender ist der extrem kleine Anteil der Süßwasserseen (→ Kap. 10), der trotz der vielen großen Seen in Nordamerika, Afrika und Asien nur 0,007 % der Gesamtwassermenge ausmacht. Im Grundwasser ist über 250-mal mehr Wasser gespeichert als in allen Seen der Welt zusammen.
In der Hydrologie ist es üblich, Wassermengen als Höhe einer Wasserschicht anzugeben und diese auf ein definiertes Gebiet zu beziehen. Dies führt bei Wasserbilanzen zu Angaben in Millimetern, wobei 1 mm einem Liter pro Quadratmeter (Volumen/Fläche) entspricht. Unter dieser Voraussetzung können die globalen Grundwasservorräte einer Wasserschicht gleichgesetzt werden, die im Mittel 170 m mächtig ist. Die Eispanzer Grönlands und der Antarktis wären im Mittel 1500 m und das Wasser der Permafrostböden 14 m mächtig. Das Wasser in der Atmosphäre würde hingegen die gesamte Erdoberfläche mit einer nur 25 mm dicken Wasserschicht bedecken.
Gravitation und Sonnenstrahlung treiben den Wasserkreislauf an.
Grundzüge des globalen Wasserkreislaufs
Die kleinen prozentualen Anteile des nutzbaren Süßwassers machen deutlich, dass diese sehr schnell erschöpft wären, wenn sie sich nicht ständig durch den Wasserkreislauf der Erde erneuern würden. Die wichtigsten Prozesse des globalen Wasserkreislaufs sind die Verdunstung, der atmosphärische Wassertransport, der Niederschlag sowie der oberirdische und unterirdische Abfluss (Abb. 3-1). Die treibenden Kräfte für dieses Transportsystem sind einerseits die Sonnenstrahlung für die Verdunstung und die Gravitation für den Niederschlag und Abfluss. Bei der Verdunstung von Meerwasser bleiben die gelösten Inhaltsstoffe im Meer zurück. Das verdunstende Wasser wird dadurch salzfrei. Der resultierenden Erhöhung der Salzkonzentration in den Weltmeeren wirkt der Zustrom von Süßwasser über die Flüsse entgegen.
In Abb. 3-1 sind die wichtigsten Prozesse und die mittleren jährlichen Flüsse des globalen Wasserkreislaufs dargestellt und in Millimetern pro Jahr angegeben. Global betrachtet ist die Verdunstung gleich dem Niederschlag.
Die Verdunstung über dem Meer ist größer als der Niederschlag, während diese Verhältnisse auf dem Festland genau umgekehrt sind. Dies ist darauf zurückzuführen, dass ein entsprechender atmosphärischer Wasserdampftransport vom Meer zum Land stattfindet, wobei bei den Zahlenangaben zu beachten ist, dass die Meeresoberfläche ca. das 2,46-fache der Landoberfläche beträgt. Der Wasserüberschuss des Festlands wird durch den ober- und unterirdischen Abfluss wieder ausgeglichen.
Abb. 3-1 | Der Wasserkreislauf der Erde schematisch; alle Angaben der Flüsse in mm/Jahr (nach Korzun 1978 und Oki et al. 2005).
Der Unterschied der Verdunstung über Meer und Festland ist damit zu erklären, dass über dem Meer permanent Wasser verfügbar ist, während die Verdunstung über dem Festland v.a. von einem zeitlich und räumlich stark schwankenden Bodenwasservorrat abhängt (→ Kap. 7). Die Verdunstung von den Wasseroberflächen des Festlands beträgt wegen des geringen Anteils der Wasserflächen nur etwa 1 % der Gesamtverdunstung. Für das Festland maßgeblicher ist die Verdunstung über belebten und unbelebten Oberflächen, wobei drei verschiedene Komponenten unterschieden werden (Abb. 3-1):
▶Die Transpiration der Pflanzen entspricht global betrachtet mit ca. 40 % in etwa der Evaporation unbelebter Oberflächen, zu denen an erster Stelle unbewachsene Boden- und Schneeoberflächen sowie bebaute Oberflächen gehören.
▶Die Interzeption ist die Verdunstung von Niederschlagswasser, das durch Benetzung bzw. Ablagerung von Schnee an Pflanzenoberflächen zurückgehalten worden ist. Die Aufteilung der Verdunstung in diese verschiedenen Prozesse ist räumlich und zeitlich sehr variabel und wird stark durch die Wasserverfügbarkeit, die Vegetation, die Bodeneigenschaften und das Klima bestimmt (→ Kap. 7).
Die Verweilzeit charakterisiert die Aufenthaltsdauer von Wasser in einem Speicher.
Charakteristische Verweilzeiten des Wassers
Das Wasser ist prinzipiell zwei Grundvorgängen unterworfen, in die sich alle hydrologischen Prozesse einteilen lassen, nämlich dem Transport und der Speicherung. Langfristig gesehen ist alles Wasser, das am Wasserkreislauf beteiligt ist, in Bewegung. Zwischenzeitlich wird ein Teil davon über eine mehr oder weniger lange Zeit in den einzelnen Speichersystemen festgehalten. So ist z.B. Bodenwasser kurzfristig gespeichertes Wasser, das über kurz oder lang durch Verdunstung, lateralen Abstrom oder Tiefenversickerung wieder am Wasserkreislauf teilnimmt. Auch Grundwasser, das über Jahrzehnte oder sogar Jahrhunderte im tiefen Untergrund verweilt, wird irgendwann wieder in den aktiven Wasserkreislauf einbezogen. Die Dauer des Aufenthalts in einem Speichersystem, die als Verweilzeit bezeichnet wird, ist ein wichtiges Charakteristikum von Speichervorgängen.
Sind das Wasservolumen in einem hydrologischen Speicher und seine Zuflüsse oder Ausflüsse, d.h. der Wasserdurchsatz durch den Speicher bekannt, so kann die mittlere Verweilzeit berechnet werden:
In der letzten Spalte von Tab. 3-1 sind die mittleren Verweilzeiten der hydrologischen Speicher der Erde angegeben. Ist der Durchfluss groß im Vergleich zum Speichervolumen, wie es z.B. bei Fließgewässern der Fall ist, ist die Verweilzeit gering. In diesen Systemen wird sich eine Verschmutzung oder eine Änderung im Zufluss sehr schnell bemerkbar machen. Deshalb besitzen diese Systeme eine hohe Vulnerabilität. Andererseits regenerieren sich solche Systeme auch rasch wieder, was z.B. nach den starken Verschmutzungen der Flüsse in den Industrienationen zu beobachten war, die sich durch den Bau von Kläranlagen und andere Maßnahmen in den letzten Jahrzehnten relativ schnell wieder erholt haben. Hat ein System jedoch eine hohe Verweilzeit, wie z.B. das Grundwasser, reagiert es sehr träge. Wird Grundwasser über längere Zeit übernutzt und somit nicht nachhaltig bewirtschaftet, weil die Entnahme größer ist als der Zufluss und dadurch die Speicherung spürbar zurückgeht, wird es längere Zeit dauern, bis sich die alten Füllstände wieder einstellen. Ähnliches gilt für Verschmutzungen, da die jährliche Grundwasserneubildung meist klein im Vergleich zum Grundwasservorrat ist. Aus diesem Grund macht sich kontaminiertes Sickerwasser nur langsam durch eine Konzentrationserhöhung im Grundwasserleiter bemerkbar.
Merksatz: Die Verweilzeiten der hydrologischen Speicher beeinflussen direkt die Vulnerabilität der Systeme.
Die angegebenen Verweilzeiten sind Mittelwerte, die je nach Region und Charakteristik des lokalen Systems sehr stark variieren. So wird die mittlere Verweilzeit des Wassers in Alpengletschern auf etwa 200 Jahre geschätzt, während sie im zentralen Teil des antarktischen Inlandeises bis zu 200 000 Jahre beträgt. Bei der Interpretation einer mittleren Verweilzeit muss beachtet werden, dass ein Teil des Wassers den Speicher sehr schnell passieren kann und ein anderer Teil sehr viel länger im System verbleibt, was durch die Verweilzeitenverteilung beschrieben wird (→ Kap. 16).
3.2 | Strahlung als Hauptantrieb des Wasserkreislaufs
Um die regionalen Unterschiede des globalen Wasserkreislaufs verstehen zu können, ist ein Blick auf die meteorologischen Ursachen und die räumlich differenzierte Ausprägung des Klimas unverzichtbar. Dabei ist die vom Breitengrad abhängige Verfügbarkeit an Energie ebenso maßgeblich wie die Verteilung von Land und Meer, der Einfluss warmer und kalter Meeresströmungen, die Verteilung von Tiefländern und Gebirgen sowie der großräumige Transport von Lufteigenschaften im Zirkulationssystem der Atmosphäre.
Strahlungskomponenten an der Erdoberfläche
Die Sonnenstrahlung liefert die Energie für den Wasserkreislauf auf der Erde, wobei die mittlere solare Einstrahlung am oberen Rand der Atmosphäre 342 W/m2 beträgt. Etwas mehr als 40 % davon werden in der Atmosphäre reflektiert oder adsorbiert, sodass knapp 60 % als Globalstrahlung die Erdoberfläche erreichen. Diese Schwächung beim Durchgang durch ein durchlässiges Medium, die auch als Extinktion bezeichnet wird, wird durch das Bouguer-Lambert-Beer-Gesetz beschrieben. Die Globalstrahlung setzt sich aus der direkten Sonnenstrahlung, die unbeeinflusst bis zur Erdoberfläche gelangt, und der diffusen Himmelsstrahlung zusammen, die an den Luftmolekülen in Richtung Erdoberfläche gestreut wird. Ca. 50 % der Globalstrahlung wird an der Landoberfläche absorbiert und 10 % wird reflektiert. Der adsorbierte Teil wird in Wärme umgewandelt.
Die Globalstrahlung ist eine von mehreren Komponenten des Strahlungshaushalts der Erdoberfläche. Für das Verständnis weiterer Komponenten ist essenziell, dass alle Körper, auch Flüssigkeiten und Gase, Energie durch körpereigene Strahlung abgeben. Diese wird auch als Wärmestrahlung bezeichnet, wobei die Energieabgabe von der vierten Potenz der Temperatur, d. h. von T 4 abhängt (Stefan-Boltzmann-Gesetz). Mit der Erwärmung eines Körpers wird die Wellenlänge, in deren Bereich die Energieabgabe am größten ist, immer kleiner (Wien‘sches Verschiebungsgesetz). Die Wärmestrahlung der ca. 6000 K heißen Sonne ist deshalb kurzwellig. Sie erfolgt hauptsächlich im sichtbaren Bereich des Strahlungsspektrums, d.h. im Wellenlängenbereich des Lichts (0,38 μm bis 0,78 μm). Die Wärmestrahlung irdischer Körper wie der Erdoberfläche, von Gebäuden, Luftschichten oder Wolken ist aufgrund der geringen Temperaturen von im Mittel ca. 288 K bzw. 15 °C überwiegend langwellig mit einer Wellenlänge im Bereich von 10 μm.
Aufgrund dieser Gesetzmäßigkeiten gewinnt die Erdoberfläche nicht nur Energie durch die Globalstrahlung, sondern auch durch die langwellige Gegenstrahlung der Atmosphäre, die bei dichter Bewölkung besonders groß ist und wie die Globalstrahlung nur zu einem geringen Anteil reflektiert wird. Daneben geht Energie durch die körpereigene Wärmestrahlung der Erdoberfläche, die als Ausstrahlung bezeichnet wird, verloren. Die Ausstrahlung wird ihrerseits durch die Atmosphäre absorbiert, und zwar bei unbewölktem Himmel teilweise, bei dichter Bewölkung sogar fast vollständig. Diese abschirmende Wirkung der Atmosphäre gegen den Energieverlust durch Ausstrahlung wird als Treibhauseffekt bezeichnet. Die gegenwärtig stattfindende globale Erwärmung ist auf seine Verstärkung durch die anthropogen verursachte Zunahme des Ausstoßes von Treibhausgasen zurückzuführen.
Merksatz: Mit der Strahlungsbilanz kann ermittelt werden, wie viel Energie an der Erdoberfläche durch Strahlung zur Verfügung steht.
Um letzten Endes die an der Erdoberfläche durch Strahlung zur Verfügung stehende Energie zu bestimmen, sind die zur Erdoberfläche hingerichteten Strahlungskomponenten mit positivem Vorzeichen und die von ihr weg gerichteten mit negativem Vorzeichen wie folgt durch die Strahlungsbilanz zusammenzufassen:
Ursachen für globale Unterschiede der Strahlungsbilanz
Aufgrund des unterschiedlichen Einfallswinkels der Strahlung ist global betrachtet der Energiegewinn in Abhängigkeit vom Breitengrad sehr unterschiedlich. Je stärker der Einfallswinkel α von 90° abweicht, desto größer ist die Fläche, die ein Strahlenbündel im Vergleich zum senkrechten Einfall überstreicht. Die Energiestromdichte verringert sich um den Faktor sin α (Lambert‘sches Gesetz). Daneben ist die Neigung der Erdachse um 23,5° zu beachten, durch die α auch jahreszeitlich variiert. Im Sommer sind dadurch die nördlichen Breiten begünstigt, im Winter die südlichen. Berechnet man daraus den Jahresverlauf der solaren Einstrahlung für verschiedene geographische Breiten, ohne den Einfluss der Atmosphäre zu berücksichtigen, ergibt sich eine ungleiche Verteilung der solaren Einstrahlung (→ Abb. 3-2).
Diese Unterschiede des Energiegewinns durch die Globalstrahlung müssen sich zwangsläufig auch auf die globale Verteilung der Strahlungsbilanz auswirken. Berechnet man die Nettostrahlung für die gesamte Erde, fällt zuerst auf, dass die Strahlungsbilanz in den hohen Breiten in der Nähe der Pole negativ ist und in den niederen Breiten positiv, sodass es zu Ausgleichsströmungen von den niederen zu den höheren Breiten kommt. Im Detail ist die Variation der Nettostrahlung über der Erde für die Monate Januar und Juli in Abb. 3-2 dargestellt. Es zeigen sich einerseits die schon beschriebenen Unterschiede aufgrund der Kugelform der Erde und ihres Umlaufs um die Sonne in Verbindung mit der Neigung der Erdachse (Ekliptik). Andererseits resultieren globale Unterschiede des Strahlungshaushalts aus den sehr unterschiedlichen Bewölkungsverhältnissen, z.B. im Vergleich von Subtropen und gemäßigten Breiten.
Abb. 3-2 | Reale Nettostrahlung und Bewölkungsgrad im Januar (links) und Juli (rechts) 2014 (NASA).
Ein weiterer Faktor für die räumliche Differenzierung des Strahlungshaushalts ist das Reflexionsvermögen von Oberflächen, das je nach Wellenlänge unterschiedlich sein kann. Von größerer Bedeutung ist das kurzwellige Reflexionsvermögen, das als Albedo bezeichnet wird und mit Zahlenwerten zwischen 0 und 1 angibt, welcher Anteil der Globalstrahlung reflektiert wird. Ist sie groß, ist der Energiegewinn durch Strahlungsabsorption klein. Das Reflexionsvermögen unterschiedlicher Landoberflächen sorgt für eine starke Differenzierung des regionalen Strahlungshaushalts. Wälder besitzen z.B. ein eher geringes Reflexionsvermögen (0,05–0,2), Böden ein recht variables (0,05–0,4) und Schnee ein sehr hohes (0,5–0,95). Im langwelligen Bereich ist Schnee hingegen ein guter Absorber. Entsprechend den Gesetzen der Thermodynamik werden Differenzen im Strahlungshaushalt ausgeglichen. Sie erzwingen horizontale Massen- und Energieflüsse, die die großräumigen Unterschiede, die saisonal variieren, ausgleichen. Damit sind sie der maßgebliche Antrieb der atmosphärischen Zirkulation, worunter die Grundmuster globaler Strömungsvorgänge in der Atmosphäre verstanden werden.
Strahlungsbedingte Klimazonen
Es gibt eine Vielzahl von Klassifikationen des globalen Klimas, die sich an fachspezifischen Kriterien orientieren. So bilden in der hydrologisch orientierten Klimaklassifikation von Penck (1910) die durchschnittlichen Niederschlagsverhältnisse wie Niederschlagshöhe, innerjährliche Verteilung, Auftreten in Form von Regen und/oder Schnee den Ausgangspunkt (z.B. Schönwiese 2013).
Eine sehr grobe Unterteilung erfolgt durch die Gliederung in physische Klimazonen, die den Einfluss der Sonneneinstrahlung betont. Da von dieser aber auch die atmosphärische Zirkulation abhängt, können Ursachen für hydrologische Unterschiede grundsätzlich anhand der physischen Klimazonen deutlich gemacht werden. Dabei ist zu beachten, dass die atmosphärische Zirkulation aus horizontalen Luftmassentransporten und vertikalen Kreisläufen, z.B. mit Luftaufstieg über den Tropen und Luftabstieg über den Subtropen, besteht.
Die Tropen, die sich zwischen den Wendekreisen um dem Äquator befinden, zeichnen sich durch eine Zone mit Luftaufstieg aus, da hier Nordost- und Südostpassat aufeinandertreffen und einen Massenstau am Boden erzeugen. Sie sind entsprechend niederschlagsreich. Die Zone des Luftaufstiegs wandert dem Sonnenhöchststand folgend zwischen dem 21. Juni eines Jahres und dem 21. Juni des Folgejahres vom nördlichen zum südlichen Wendekreis und wieder zurück. Dies hat im Bereich der Wendekreise eine Trockenzeit und dazwischen zwei Regenzeiten zur Folge, mit einer entsprechenden Saisonalität des Abflussgeschehens. Als Ausgleich bildet sich ein Kreislauf mit einer Höhenströmung vom Äquator zu den Subtropen, über denen sich durch Luftabstieg der Kreislauf schließt. Die Subtropen sind deshalb in ihrem Kern besonders niederschlagsarm. Hier tritt Niederschlag nur episodisch auf, sodass viele Flüsse nur sporadisch Wasser führen. Eine gewisse Saisonalität mit Winterniederschlägen ist dort charakteristisch.
Die gemäßigte Zone wird vom Polarkreis und dem 40. Breitengrad begrenzt. Hier liegen sich subtropische Warmluft und subpolare Kaltluft auf relativ engem Raum gegenüber. Für solche Luftmassengrenzen ist die Ausbildung kräftiger Tiefdrucksysteme typisch, in deren Kern und an deren Fronten Hebungsvorgänge stattfinden, die zusammen mit anderen Ursachen (z.B. Hebung an Gebirgen, Aufstieg von Warmluft in Gewittern u.a.) zur Entstehung von Niederschlägen führen (→ Kap. 4). Da diese ganzjährig mit einer schwachen Saisonalität fallen, zeichnen sich die meisten Flüsse durch eine saisonal geprägte, aber permanente Wasserführung aus. Es schließen sich die energiearmen Subpolargebiete mit langen trockenen Wintern und Sommern an, die nur wenig Niederschlag erhalten. Ebenso wenig Niederschlag fällt auch in den Polargebieten.
Auf der Luvseite von Gebirgen fallen hohe Niederschlagsmengen. Auf der Leeseite herrscht Niederschlagsarmut.
Daneben sind einige regionale Besonderheiten zu beachten. Dazu gehören z.B. der Monsun mit seiner stärksten Ausprägung über dem Indischen Ozean und intensive Hebungsvorgänge an der Luvseite von Gebirgen, Küstenlinien oder Inseln, die dadurch verstärkt Niederschlag erhalten. Regenarmut herrscht dagegen auf der Leeseite von Gebirgen, d.h. in ihrem Regenschatten und z.T. im Inneren der Kontinente vor.
3.3 | Globale Unterschiede des Wasserhaushalts
Grundsätzliche Aspekte zur Bilanzierung des Wasserhaushalts
Die allgemeine Wasserhaushaltsgleichung oder Wasserbilanz bildet die Grundlage für alle hydrologischen Bilanzierungen. Sie wird immer auf einen definierten Zeitabschnitt und einen Betrachtungsraum oder ein Kontrollvolumen wie z.B. einen Kontinent, ein Einzugsgebiet, einen See oder eine Bodenschicht bezogen. Dabei führt die Summe aller Zuflüsse und Abflüsse zu einer Speicheränderung im betrachteten System, die positiv oder negativ sein kann:
Die Wasserhaushaltsgleichung ist die zentrale Gleichung für alle Wasserbilanzbetrachtungen.
Abb. 3-1 enthält globale Angaben. Bei langjährigen Mittelwerten kann die Speicheränderung vernachlässigt werden. Die Unterscheidung von Kontinenten und Weltmeeren stellt eine grobe räumliche Unterteilung dar. Erst mit zunehmender räumlicher und zeitlicher Auflösung wird es erforderlich, feiner zu bilanzieren. Durch die Verdunstung ist der Wasserhaushalt von Landschaften eng mit ihrem Energiehaushalt verknüpft. Die Verdunstung ist damit sowohl Element der Wasser- als auch der Wärmebilanz (→ Kap. 7). Da Wärmebilanzen immer auf Oberflächen bezogen werden, entfällt bei ihnen das Speicherglied. Insofern muss die Summe aller Wärmeströme, die zur Oberfläche entweder hin oder von ihr weg gerichtet sind, null ergeben. Dabei wird der durch die Strahlungsbilanz im globalen Mittel erzielte Energiegewinn überwiegend, d. h. zu fast 80 %, durch Verdunstung verbraucht, sodass nur ein deutlich kleinerer Anteil der Lufterwärmung zugutekommt. Der Wärmeaustausch mit dem Boden beträgt im Mittel null.
Globale Unterschiede von Niederschlag, Verdunstung und Abfluss
Die großräumige Niederschlagsvariabilität ist eine Folge der Ausbildung physischer Klimazonen und der atmosphärischen Zirkulation. Abb. 3-3 zeigt die globale mittlere jährliche Niederschlagsverteilung. Diese lässt sich in vier Zonen einteilen:
1.den äquatorialen Bereich (Tropengürtel 0°–23°) mit den höchsten Niederschlägen von 1500–6000 mm/Jahr,
2.an diesen schließen sich Trockengebiete in den Subtropen (23°–40°) mit Niederschlägen unter 100 mm/Jahr an,
3.dann folgen wieder feuchtere Gebiete der mittleren und höheren Breiten (40°– 60°) mit Niederschlägen von 300–2000 mm/Jahr
4.und schließlich die relativ niederschlagsarmen Polargebiete.
Da für die Verdunstung nicht nur Wasser, sondern in erheblichem Maße auch Energie erforderlich ist (→ Kap. 7), folgt die globale Verteilung der Verdunstung sowohl der Niederschlagsverteilung als auch den räumlichen Mustern der Strahlungsbilanz (Abb. 3-4). Insofern sind es niederschlagsarme Regionen wie die Subtropen, in denen auch die jährliche aktuelle Verdunstung klein ist, während in den Tropen die jährliche Verdunstung überwiegend weit über 1000 mm/Jahr liegt. Diese Regionen stellen somit neben den Weltmeeren die terrestrischen Wasserquellen für den Wasserdampf in der Atmosphäre dar. In der gemäßigten Zone schwankt die mittlere jährliche Verdunstung zwischen 400 mm/Jahr und 800 mm/Jahr.
Die globale Verteilung des Abflusses folgt dem Wechsel von Niederschlag und Verdunstung, jedoch mit größeren räumlichen Schwankungen, zu denen die räumliche Variabilität von Geologie, Physiographie sowie Boden- und Pflanzeneigenschaften wesentlich beiträgt (Abb. 3-5). Er variiert zwischen keinem Abfluss und Abfluss weit über 1000 mm/ Jahr. In den Trockengebieten der Erde ist der mittlere Abfluss mit < 10 mm/Jahr sehr gering, jedoch ist die saisonale Variation und die Variation von Jahr zu Jahr sehr hoch. Einen besonders hohen jährlichen Abfluss zeigen die Tropen und die Gebirgsregionen. Gebirge werden deshalb auch als Wasserschlösser der Erde bezeichnet (→ Kap. 20).
Die generellen Zusammenhänge zwischen Niederschlag, Verdunstung und Abfluss werden durch Arbeiten von Lvovich (1976) in Abb. 3-6 (linker Teil) dargestellt. Werden die mittleren jährlichen Abflussdaten und Verdunstungsdaten gegen den Niederschlag aufgetragen, liegen sie generell entlang der beiden Linien Q und ETa (tatsächliche Verdunstung). Das Bild macht eindrucksvoll deutlich, dass die Verdunstung weder größer sein kann als die Verfügbarkeit von Wasser noch größer als die Verfügbarkeit an Energie. Die Verfügbarkeit von Wasser entspricht im Mittel dem Niederschlag. Die Verfügbarkeit von Energie wird durch die potenzielle Verdunstung ETp, d.h. die energetisch maximal mögliche Verdunstung, ausgedrückt (→ Kap. 7). Mit zunehmendem Niederschlag nähert sich ETa dem Wert ETp an. Erst wenn der Jahresniederschlag größer wird als ETp, erreicht auch der Abfluss zunehmend größere Beträge.
Abb. 3-3 | Globale Verteilung der mittleren Jahresniederschläge in mm/Jahr für die Periode 1961–1990 (nach New et al. 1999).
Abb. 3-4 | Globale Verteilung der mittleren jährlichen aktuellen Verdunstung für die Periode 1950–1999 (nach Willmott und Matsuura 2001).
Abb. 3-5 | Globale Verteilung des mittleren jährlichen Abflusses (nach Feteke et al. 2000).
Budyko (1974) hat die aktuelle Verdunstung und die klimatisch mögliche potenzielle Verdunstung mit der Niederschlagshöhe normiert (ETp/N bzw. ETa/N) und die sogenannte Budyko-Kurve entwickelt (Abb. 3-6, rechter Teil). Dabei ist ETp/N ein Klimaindex, wobei Werte < 1 ein wasserlimitiertes System und Werte < 1 ein energielimitiertes System beschreiben. Die Aufteilung des Abflusses in oberirdischen und unterirdischen Abfluss hängt v. a. vom Niederschlagsgeschehen, von der innerjährlichen Niederschlagsverteilung, der Aufteilung des Niederschlags in Regen und Schnee, dem Auftreten von Bodenfrost sowie den Bodeneigenschaften und einer möglichen Versiegelung des Bodens durch Bebauung ab (→ Kap. 6, 9 und 10).
Abb. 3-6 | Zusammenhänge zwischen Niederschlag, Abfluss (Q), potenzieller und realer Verdunstung ETp und ETa (nach Lvovich 1976 (linke Grafik) und Budyko 1974 (rechte Grafik)).
Einzugsgebiete als Mosaiksteine des globalen Wasserhaushalts
Die Bewältigung wasserwirtschaftlicher Aufgaben macht es erforderlich, große räumliche Einheiten wie Kontinente oder Klimazonen räumlich feiner zu strukturieren, d. h. relevante Raumeinheiten zu bilden, die als hydrologische Systeme bezeichnet werden. Eine der wichtigsten hydrologischen Raumeinheiten ist das Einzugsgebiet, wobei u. a. zwischen den Einzugsgebieten von Flüssen, Seen oder Grundwasserleitern unterschieden werden kann.
Einzugsgebiete sind gut geeignet, um hydrologische Prozesse zu studieren. Bei hydrologischen Prozessanalysen in kleinen Einzugsgebieten wird zwischen verschiedenen Speichervorgängen an der Landoberfläche, im Boden und im Grundwasser, zwischen verschiedenen Abflusskomponenten wie Oberflächenabfluss, bodeninnerem Abfluss und Grundabwasserabfluss oder verschiedenen Verdunstungskomponenten unterschieden (→ Kap. 9).
Box 3.1
Woher stammt der Niederschlag?
Stammt der Niederschlag aus der Verdunstung vom Meer oder von den Kontinenten? Wenn das Wasser von der Landoberfläche kommt, wird dieser Prozess als «moisture recycling» bezeichnet. Van der Ent et al. (2010) haben mithilfe von globalen Datensätzen berechnet, dass im Mittel 40 % des kontinentalen Niederschlags aus der terrestrischen Verdunstung stammen und dass 57 % der terrestrischen Verdunstung wieder über den Kontinenten abregnen. Um einen besseren Eindruck zu gewinnen, ist in Abb. 3-7 oben die globale räumliche Verteilung des mittleren kontinentalen Verdunstungs-Recycling-Anteils dargestellt, also der Anteil der Verdunstung, der über Land abregnet. In Abb. 3-7 unten ist der kontinentale Niederschlags-Recycling-Anteil dargestellt, also der Anteil des Niederschlags, der aus der terrestrischen Verdunstung stammt.
Abb. 3-7 | Kontinentaler Verdunstungs-Recycling-Anteil (oben) und kontinentaler Niederschlags-Recycling- Anteil (unten) (nach van der Ent et al. 2010 und van der Ent und Savenije 2013).
Box 3.2
Definition und Bestimmung des oberirdischen Einzugsgebiets
Ein Einzugsgebiet, das auch als Wasserzustrombereich bezeichnet wird, zeichnet sich dadurch aus, dass jedes Wasserteilchen, das hier zum Abfluss wird, dieses Gebiet durch den zugehörigen Flussquerschnitt verlässt. Das Einzugsgebiet wird durch seine Wasserscheide allseitig begrenzt. Die oberirdische Wasserscheide kann anhand der Höhenlinien bzw. Isohypsen mittels topographischer Karten konstruiert werden (Abb. 3-8). Dabei wird am Flussquerschnitt begonnen und beidseitig senkrecht zu den Höhenlinien bergaufgegangen, bis jeweils der Geländehochpunkt erreicht wird. In diesem kehrt sich das Geländegefälle um, d.h. vollzieht sich der Übergang in das Nachbareinzugsgebiet. Von den beiden links- und rechtsseitigen Hochpunkten aus verläuft die Wasserscheide weiter über die Höhensättel und Berggipfel, die das Einzugsgebiet umsäumen, bis sich der links- und rechtsseitige Verlauf vereinen. Im Bereich der Höhensättel ist die Fließrichtung beidseitig der Wasserscheide genau entgegengesetzt, d.h. im Inneren in das Gebiet hineingerichtet, und außerhalb von diesem weg.
Zum Einzugsgebiet gehört nicht nur die Landoberfläche, sondern auch der gesamte Boden- und Gesteinskörper, der aus dem Wasser unterirdisch zum Flussquerschnitt fließt. Dabei ist zu beachten, dass das oberirdische Einzugsgebiet und das unterirdische Einzugsgebiet voneinander abweichen können, da die Richtung der unterirdischen Wasserbewegungen weniger von der Geländeoberfläche, sondern mehr von der Geologie anhängt. Im Gebirge ist die Struktur der Gesteinsformationen mit ihren bevorzugten Fließbahnen, im Lockergestein des Norddeutschen Tieflandes die Ausprägung der Grundwasseroberfläche, ähnlich wie die Geländeoberfläche bezüglich oberirdischer Abflussvorgänge, entscheidend.
Abb. 3-8 | Bestimmung von oberirdischen Einzugsgebieten (schwarze Linie) entlang der Wasserscheide ausgehend von einem Punkt (rotes Dreieck) entlang des Fließgewässers (blaue Linie).
Wasserbilanzen werden oft für Einzugsgebiete aufgestellt, in denen der Abfluss Q im Fließgewässer durch Pegelmessungen zur Verfügung steht (→ Kap. 8). Da ein Einzugsgebiet bei Übereinstimmung von ober- und unterirdischem Einzugsgebiet per Definition keine lateralen Zu- oder Abflüsse hat, vereinfacht sich die Wasserbilanz zu:
Merksatz: Das Einzugsgebiet ist die wichtigste räumliche Einheit in der Hydrologie.
Generell werden auch hier alle Größen in Millimeter pro Bezugszeitraum angegeben. Dazu müssen die Punktmessungen des Niederschlags und der Verdunstung auf das ganze Gebiet extrapoliert werden (vgl. → Kap. 4 & 8). Der Abfluss wird von einem Volumen in eine Abflusshöhe in Bezug zur Einzugsgebietsfläche umgerechnet. Im Vergleich zur lokalen Wasserbilanz einer Bodenschicht oder eines Sees ist die Speicheränderung ΔS des gesamten Einzugsgebiets schwierig zu bestimmen.
In der Bilanzierung in Einzugsgebieten stellt neben den Speicheränderungen die Gebietsverdunstung das Hauptproblem dar. Sie lässt sich ohne sehr aufwendige Messungen nur modellgestützt ermitteln, weshalb sie häufig die Zielgröße der Bilanzierung ist. Ihre Ermittlung ist vereinfachend aus der Differenz von Niederschlag und Abfluss dann möglich, wenn die Speicheränderungen vernachlässigt werden können. Dies trifft näherungsweise für Jahreswerte und für langjährige Mittelwerte zu. Bei Jahreswerten ist dafür eine Jahreseinteilung erforderlich, die vom Kalender abweicht.
Weiterführende Literatur
Glawion, R., Glaser, R., Saurer, H., Gaede, M. und M. Weiler (2012): Physische Geographie. 2. Auflage. Braunschweig.
Schönwiese, C. (2013): Klimatologie. 4. Auflage. Stuttgart.
Zmarsly, E., Kuttler, W. und H. Pethe (2002): Meteorologisch-klimatologisches Grundwissen. Stuttgart.
| 4Niederschlag
Uwe Haberlandt
Inhalt
4.1 Bildung und Charakterisierung des Niederschlags
4.2 Niederschlagsmessung
4.3 Gebietsniederschlag
4.4 Bemessungsniederschlag
4.5 Schneeniederschlag
Der Niederschlag ist die wichtigste Eingangsgröße für alle hydrologischen Berechnungen. In diesem Kapitel werden die komplexe Niederschlagsbildung, verschiedene Niederschlagstypen sowie die räumliche und zeitliche Variabilität des Niederschlags diskutiert. Von hoher praktischer Bedeutung sind die verschiedenen Messmethoden, die Bestimmung des Gebietsniederschlags sowie die Ermittlung von Bemessungsniederschlägen.
4.1 | Bildung und Charakterisierung des Niederschlags
Begriff des Niederschlags
Unter dem Begriff «Niederschlag» versteht man einerseits einen Prozess, d.h. «aus der Lufthülle in flüssiger oder fester Form ausgeschiedenes Wasser» (DIN 4049-1 1992), wobei das Ausscheiden an der Erdoberfläche erfolgt. Andererseits ist Niederschlag eine Wassermenge und damit Element der Wasserbilanz (Dyck und Peschke 1995).
Bei der Klassifizierung der Niederschläge werden im Wesentlichen fallende, abgesetzte und abgelagerte Niederschläge unterschieden:
▶fallende Niederschläge: Regen, Schnee, Graupel und Hagel,
▶abgesetzte Niederschläge: Tau, Reif und Nebel,
▶abgelagerte Niederschläge: Schneedecke.
Merksatz: Für die Bildung des Niederschlags in der Atmosphäre müssen folgende Voraussetzungen erfüllt sein: 1. ausreichender Feuchtegehalt der Luft, 2. Abkühlung der Luftmasse unter den Taupunkt (Temperatur, bei der Wasserdampfsättigung auftritt) und 3. Vorhandensein von Kondensations- bzw. Gefrierkernen.
Niederschlagsbildung
Da das maximale Aufnahmevermögen der Luft an Wasserdampf mit der Temperatur abnimmt (→ Kap. 7), wird durch Abkühlung unter die vorherrschende Taupunkttemperatur Übersättigung erreicht. Der überschüssige Wasserdampf lagert sich durch Kondensation bzw. Resublimation an winzigen Partikeln, die als Kondensations- bzw. Gefrierkerne bezeichnet werden, an. Resultat sind überwiegend Tropfen, die zunächst sehr klein sind (im μm-Bereich). Diese sind zu leicht, um aus der Wolke auszufallen. Sie müssen erst zu einer Mindestgröße heranwachsen. Dabei ist zu beachten, dass die Existenz sehr kleiner Tropfen auch bei negativen Temperaturen, so wie sie in den gemäßigten Breiten ab einer bestimmten Höhe typisch sind, möglich ist. Daraus resultiert in hochreichenden Wolken ein Nebeneinander von Tropfen und Eiskristallen. Alle Ausscheidungen von atmosphärischem Wasserdampf werden als Hydrometeore bezeichnet.
Es sind verschiedene Wachstumsprozesse von Hydrometeoren zu unterscheiden. Größere Tropfen wachsen auf Kosten kleinerer, und Eiskristalle wachsen zulasten von Tropfen. Durch die Bewegungen in der Wolke kommt es zur Vereinigung von Hydrometeoren. Dies geschieht durch Zusammenfließen, also durch Koaleszenz und Kollision von Tropfen, sowie durch Kollision und Anhaften von Tropfen an Eiskristallen bzw. von Eiskristallen untereinander. Beim Anhaften von Tropfen an Eiskristallen spricht man von Vergraupelung. Die Gesamtheit dieser Prozesse wird als Koagulation bezeichnet.
Niederschlagstypen
Die für die Kondensation des Wasserdampfs erforderliche Abkühlung der Luftmasse geschieht durch deren Aufsteigen in größere Höhen. Der Luftaufstieg kann auf drei verschiedene Arten hervorgerufen werden. Dementsprechend lassen sich verschiedene Niederschlagstypen definieren:
Konvektive Niederschläge sind maßgebend für Hochwässer in kleinen Einzugsgebieten.
Orographische Niederschläge sind die Ursache für höhere Niederschlagssummen im Bergland.
Konvektive Niederschläge entstehen vor allem dann, wenn Luft, die sich an höher temperierten Erdoberflächen erwärmt hat, aufsteigt (→ Abb. 4-1). Typisch ist dies z.B. für die Erhitzung der Bodenoberfläche durch intensive Sonneneinstrahlung im Hochsommer. Die so entstehenden Starkniederschläge haben häufig sehr hohe Intensitäten, verbunden mit einer kurzen Dauer und einer geringen Flächenausdehnung bei hoher räumlicher Variabilität.
Orographische Niederschläge entstehen, wenn an Gebirgen feuchte Luftmassen aufsteigen (→ Abb. 4-1). Dies führt zu Stauniederschlägen mit unterschiedlichen Dauern und Intensitäten. Sie treten vorrangig an der dem Wind zugewandten Seite (Luv) der Gebirge auf, während es an der windabgewandten Seite (Lee) deutlich weniger regnet. Stauniederschläge sind auch an den Küsten zu beobachten, sogar bei geringem Höhenunterschied zwischen Festland und Meer.
Zyklonale Niederschläge sind maßgeblich für Hochwässer in größeren Flussgebieten.
Zyklonale Niederschläge sind an Wetterfronten gebunden (→ Abb. 4-2). In Warmfronten wird Warmluft an kälterer Luft gehoben. In Kaltfronten schiebt sich kältere Luft unter Warmluft. Im Kern von Tiefdruckgebieten sind Warm- und Kaltfront quasi vereint. Die Folge ist hier ein sogenannter Aufgleitschirm. Für diesen und für Warmfronten sind Niederschlagsfelder mit großer Flächenausdehnung und Dauer des Niederschlags typisch, während die Niederschläge im Bereich von Kaltfronten eher den konvektiven Niederschlägen ähneln. In den gemäßigten Breiten haben zyklonale Niederschläge den höchsten Anteil am Gesamtniederschlag.
Abb. 4-1 | Konvektive Niederschläge (links) und orographische Niederschläge (rechts).
Abb. 4-2 | Zyklonale Niederschläge, links: Kaltfront, rechts: Warmfront.
Räumliche und zeitliche Variabilität
In Abb. 4-3 ist die räumliche Verteilung des mittleren Jahresniederschlags für Deutschland dargestellt. Deutlich zu erkennen sind die Gebirge mit hohen Niederschlägen sowie eine Zweiteilung in tendenziell feuchte Regionen im Westen und eher trockenere Gebiete im Osten.
Abb. 4-3 | Verteilung der mittleren Jahresniederschlagshöhe in mm/a für Deutschland, Periode 1961–1990, erstellt mit Rasterdaten des DWD nach MüllerWestermeier et al. 2005) (URL: http://imk-tornado.physik.uni-karlsruhe.de/ ~muehr/Karten/regen 6190 jahr.png (Stand: 04.07.2015)).
Abb. 4-4 | Größte beobachtete Niederschlagshöhen (Daten: DWD 2002; Dyck 1980; NOAA 2015; WMO 2009).
Abb. 4-5 | Zeitreihen des Niederschlags für unterschiedliche zeitliche Diskretisierungen.
Abb. 4-4 zeigt die größten bisher beobachteten Niederschläge weltweit für verschiedene Dauern. Solche Informationen können für Plausibilitätsprüfungen von Starkniederschlagsdaten verwendet werden. Der Rekordwert Deutschlands für die Dauer 24 h wurde am 12.08.2002 mit einer Niederschlagshöhe von 312 mm/d (7:00–7:00 MEZ) gemessen.
Abb. 4-5 zeigt die hohe zeitliche Variabilität des Niederschlags für ein einzelnes Ereignis. Es ist gut zu erkennen, dass der Niederschlag zeitlich stark variiert und ein intermittierender Vorgang mit Regenphasen und Regenpausen ist. Die Darstellung des Zeitverlaufs von Niederschlägen erfolgt durch Diskretisierung, d.h. Zerlegung des Zeitkontinuums in Intervalle mit konstanter Regenintensität. Eine geringe Diskretisierung bzw. große Zeitintervalle führen zu Informationsverlusten hinsichtlich Intensitätsverlauf und Niederschlagsunterbrechungen, der sog. Intermittenz.
Niederschlagsvariablen
Die folgenden Niederschlagsvariablen werden für die Quantifizierung des Niederschlagsgeschehens verwendet:
▶Die Niederschlagshöhe Nj [mm/∆t] ist das Wasserdargebot aus atmosphärischen Niederschlägen pro Zeitraum ∆t (Tages-, Monats- oder Jahreszeiträume) an einem Ort, ausgedrückt als Wasserhöhe über einer horizontalen Fläche. Da die Fläche zum Ermitteln des Niederschlagvolumens und für die Bilanzierung benötigt wird, ist sie mit anzugeben.
▶Die Niederschlagsintensität Nint [mm/∆t] ist die Niederschlagsmenge, die pro Zeit an einem bestimmten Ort fällt. Der Begriff Niederschlagshöhe wird in der Praxis meist für längere Δt mit z.B. Δt = 1 d und Δt = 1 a verwendet, um z.B. Wasserbilanzen zu erstellen. Mit dem Begriff Niederschlagsintensität wird dagegen die Dynamik des Niederschlagsverhaltens zum Ausdruck gebracht, weshalb hier Angaben für kleine Zeitintervalle mit z.B. Δt = 1 h üblich sind.
▶Die Niederschlagsdauer ND [∆t] ist die Zeitspanne, in welcher der Niederschlag fällt.
▶Die Niederschlagsspende rN [l/(s•ha)] oder [l/(s•km2)] ist der Quotient aus dem Volumen des in einer bestimmten Zeitspanne auf eine bestimmte Fläche gefallenen Niederschlags und dem Produkt aus dieser Zeitspanne und dieser Fläche.
▶Ein Niederschlagsereignis ist ein Zeitabschnitt, in dem Niederschlag aufgetreten ist. Es wird durch seine Niederschlagshöhe, Dauer, seinen zeitlichen Verlauf und seine räumliche Verteilung charakterisiert.
4.2 | Niederschlagsmessung
Niederschlagsmessungen bilden die Basis für die Erfassung der räumlichen und zeitlichen Verteilung der Niederschlagsmengen. Grundsätzlich lassen sich die Messmethoden in punktuelle und nicht punktuelle Messungen unterscheiden.
Punktuelle Messmethoden
Punktmessungen werden mit unterschiedlichen Messgeräten durchgeführt. Im Allgemeinen bestehen diese aus einem Auffanggefäß mit einer definierten Öffnungsgröße. Verschieden sind jedoch die Methoden der Messwerterfassung. Man unterscheidet zwischen nicht registrierenden Geräten, sog. Niederschlagssammlern, und registrierenden Geräten wie Niederschlagsschreibern oder digitaler Messwertspeicherung.
Niederschlagsmesser nach Hellmann: Mit dieser einfachen Methode, die in Deutschland seit Langem Standard ist, werden Niederschlagssummen mittels eines Niederschlagssammlers gemessen (→ Abb. 4-6). Der Niederschlag gelangt über die Auffangfläche, die 200 cm2 groß ist und sich in 1 m Höhe über dem Boden befindet, und einen Trichter in eine Sammelkanne im Inneren des Gerätes. Das aufgefangene Wasservolumen wird am Ende des Messzeitraums, der gewöhnlich von 07:30 Uhr bis 07:30 Uhr dauert (Δt = 1 d), manuell gemessen, indem das Wasser aus der Sammelkanne in ein spezielles Messglas umgefüllt wird. Das Volumen der Sammelkanne entspricht 60 mm. Das Gerät besitzt keine Heizung, sodass feste Niederschläge überwiegend nicht bis in das Gefäß gelangen, d.h. über dem Trichter festgehalten werden.
Abb. 4-6 | Niederschlagsmesser nach Hellmann (links) und Niederschlagsschreiber (rechts; A: Auffanggefäß, S: Sammelkanne, T: Schreibtrommel, G: Schwimmergefäß mit Heber) (nach Dyck und Peschke 1995).
Niederschlagsschreiber (→ Abb. 4-6) ermöglichen bei gleicher Größe und Höhe der Auffangfläche wie beim Sammler eine kontinuierliche Aufzeichnung des Niederschlags. Hierbei wird der Niederschlag jedoch in einen speziellen Metallzylinder geleitet. In diesem befindet sich ein Schwimmkörper. Auf dem Schwimmer sitzt ein Gestänge mit Schreibarm und Schreibfeder, wodurch der Wasserstand im Schwimmerbehälter auf einer umlaufenden Registriertrommel kontinuierlich als Schrieb festgehalten werden kann. Erreicht der Füllstand im Schwimmerbehälter sein Maximum (entspricht einer Niederschlagshöhe von 10 mm), dann erfolgt seine Entleerung über ein Heberrohr in ein Sammelgefäß, sodass der Füllvorgang von Neuem beginnen kann. Das Sammelgefäß fasst 400 mm, was 40 Füllungen entspricht. Das Gerät ist beheizbar, sodass feste Niederschläge schmelzen und somit gleichfalls kontinuierlich erfasst werden können.
Der Schrieb zeigt das Messergebnis des Niederschlagsschreibers in Form einer Niederschlagssummenlinie an (→ Abb. 4-7). Mehrere Füll- und Entleerungsvorgänge des Zylinders ergeben einen sägezahnförmigen Schrieb mit mehr oder weniger steilen Anstiegen und vertikalen Rückgängen bis zur Null-Linie. Die Steigung der Summenlinie entspricht der Niederschlagsintensität Nint. Aus dem Anstieg des Schriebs je Zeiteinheit Δt lassen sich Niederschlagshöhen je Δt ermitteln, wobei eine zeitliche Auflösung bis zu Δt = 5 min möglich ist. Für die elektronische Datenverarbeitung der Messungen müssen die Summenlinien erst digitalisiert werden. Diese sollten mit maximal möglicher zeitlicher Auflösung als Wertepaare «Zeit» und «Niederschlagssumme» abgespeichert werden und können später nach Bedarf in äquidistante Niederschlagsintensitäten größerer Dauer umgerechnet werden.
Abb. 4-7 | Niederschlagssummenlinie eines Niederschlagsschreibers mit Umlauf 1 Tag.
Abb. 4-8 | Niederschlagsmessung mit Tropfenzähler und Wippe (links) und Gerät mit Wägeprinzip (rechts, Ott Pluvio).
Digital aufzeichnende Geräte: Diese registrieren den Niederschlag elektronisch. Dadurch entfällt das aufwendige manuelle Digitalisieren. Daneben ist eine direkte Fernübertragung, z.B. für die Hochwasservorhersage, möglich. Es kommen verschiedene Messprinzipien zur Anwendung. In Abb. 4-8 sind Messgeräte mit Tropfenzähler und Wippe und ein Gerät mit Wägeprinzip dargestellt. Letzteres wird in Deutschland im Messnetz des DWD (Deutscher Wetterdienst) verwendet. Auffangfläche und Aufstellhöhe dieser Geräte betragen gleichfalls 200 cm2 bzw. 1 m über Bodenniveau. Es werden zeitliche Auflösungen von bis zu Δt = 1 min in einem Messzeitraum von einem Monat erreicht. Längere Messzeiträume sind aufgrund möglicher Störungen und Datenverluste nicht zu empfehlen, da diese häufig erst beim Auslesen der Daten erkannt werden.
Merksatz: In der punktuellen Niederschlagsmessung tritt ein systematischer Fehler auf. Der tatsächliche Niederschlag wird grundsätzlich unterschätzt.
Messfehler in der Punktmessung: Die Ursachen für die Unterschätzung der tatsächlich gefallenen Niederschlagsmenge sind Verluste durch Windeinfluss sowie Verdunstung von Benetzungswasser und Wasser aus der Sammelkanne. Dabei ist der Anteil des Windeinflusses am Gesamtfehler meist am größten. Die Ursache ist eine Windfelddeformation, die über dem Windhindernis Niederschlagsmesser zu höheren Windgeschwindigkeiten führt. Durch diesen Düseneffekt kommt es zur Verwehung von Niederschlagsteilchen über der Auffangfläche. Der Messfehler liegt für Regen bei ungefähr 10 % und für Schnee bei ungefähr 25 %.
Box 4.1
Niederschlagskorrektur nach Richter (1995)
Richter (1995) hat für Deutschland neben mittleren monatlichen Korrekturfaktoren, die je nach Region und Windexposition der Station unterschiedlich ausfallen, ein Verfahren zur Korrektur von Tageswerten entwickelt, das auf folgender Gleichung basiert:
Der Parameter b hängt von der Horizontabschirmung durch die Stationsumgebung und von der Niederschlagsart ab, der Parameter ε nur von der Niederschlagsart. Es wird zwischen den Niederschlagsarten «Regen-Sommer», «Regen-Winter», «Mischniederschlag» und «Schnee» unterschieden. Es ist zu erkennen, dass weder die tägliche Windgeschwindigkeit noch Parameter miteingehen, die für die täglichen Verdunstungsverluste bestimmend sind. Aus diesem Grund bleibt die Korrektur von Tageswerten unsicher. Erst bei ihrer Zusammenfassung zu Monats- und Jahreswerten, z.B. für die Erstellung von Bilanzen, gleichen sich die täglichen Schwankungen dieser Einflussgrößen so weit aus, dass von einer deutlichen Verbesserung der Daten gesprochen werden kann.
Nicht punktuelle Messmethoden
Radarmessung: In der Radarmessung werden Impulse im Mikrowellenbereich bei Wellenlängen von 1–10 cm und Frequenzen von 3–30 GHz ausgesendet. Die Impulse werden von den Tropfen teilweise reflektiert und am Radarstandort wieder empfangen (→ Abb. 4-9). Aus der Stärke des Empfangssignals kann auf die Niederschlagsmenge und aus der Laufzeit auf die Entfernung geschlossen werden.
Wesentlicher Vorteil der Radarmessung ist die hohe räumliche und zeitliche Auflösung der Niederschlagserfassung mit 1°· 1 km und 5 min, die mit Punktmessungen nicht erreichbar ist. Nachteile sind relativ hohe Ungenauigkeiten in der Messung der Reflektivitäten sowie bei deren Umrechnung in Niederschlagsintensitäten. Gewöhnlich ist eine «Aneichung» der Radarinformationen an Bodenmessungen erforderlich. Über die sogenannte N-Z-Beziehung kann man die Niederschlagsintensität aus der Reflektivität errechnen:
Abb. 4-9 | Niederschlagsmessung mit Radar (DWD 2002).
Das Hauptproblem ist die Bestimmung der Parameter a und b, welche räumlich und zeitlich stark variabel sein können. Diese als «Aneichung» bezeichnete Prozedur kann mit Daten von registrierenden Niederschlagsmessgeräten oder Tropfenspektrographen am besten dynamisch geschehen. Ist dies nicht möglich, ist die Aneichung mit Mittelwerten für a und b durchzuführen. Der DWD verwendet die Standardwerte a = 0,02 und b = 0,70, die mittlere Verhältnisse repräsentieren sollen.
Satellitenmessung: Die Satellitenmessung ist insbesondere dort von Nutzen, wo die konventionellen Niederschlagsmessnetze eine geringe Stationsdichte aufweisen und es keine Bodenradarmessung gibt. Verschiedene Satellitensensoren werden für die Niederschlagsermittlung verwendet: Infrarot, sichtbare Strahlung, passive und aktive Mikrowellen. Es gibt eine große Anzahl unterschiedlicher Niederschlagsprodukte auf Basis von Daten eines einzelnen Sensors, aus der Kombination von Daten mehrerer Sensoren und aus der Kombination von Satellitendaten mit Bodenmessungen. Ein guter Überblick ist in Huffman (2005) zu finden. Die räumliche und zeitliche Auflösung ist gewöhnlich schwächer als die von Bodenradardaten. Typische räumliche und zeitliche Auflösungen sind 0,25° · 0,25°, was ca. 25 km · 25 km am Äquator entspricht, und drei Stunden, z.B. bei der Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM 2014). Die Fehler in der Niederschlagsermittlung mit Satelliten können allerdings erheblich sein. Sie sind umso größer, je höher die zeitliche und räumliche Diskretisierung ist.
4.3 | Gebietsniederschlag
Merksatz: Die DIN 4049 (DIN 4049-1 1992) definiert den Gebietsniederschlag als «die Niederschlagshöhe gemittelt über einem bestimmten Gebiet».
Für hydrologische Fragestellungen interessiert häufig der Niederschlag ganzer Gebiete beziehungsweise die räumliche Niederschlagsverteilung im Gebiet, möglichst mit hoher zeitlicher Auflösung. Die Herausforderung der Bestimmung des Gebietsniederschlags besteht darin, dass mit Ausnahme der Fernerkundungsmethoden (→ Kap. 17) Niederschlag nur an ausgewählten Punkten des Gebiets gemessen wird. Dies erfordert Verfahren der Übertragung von Punktwerten in die Fläche. Dabei ist zu beachten, dass die räumliche Ausdehnung, Lage und Bewegungsrichtung von Niederschlagsfeldern mehr oder weniger variiert, ebenso wie ihre räumliche und zeitliche Niederschlagsverteilung.
Die Ermittlung des Gebietsniederschlags aus Punktmessungen geschieht gewöhnlich mithilfe von Interpolationsverfahren oder Verfahren der Gebietsmittelbildung. Bei ersteren erfolgt eine Interpolation auf ein regelmäßiges Raster mit anschließender Mittelung aller Rasterwerte des Gebiets. In der Gebietsmittelbildung wird der Flächenniederschlag direkt aus den Stationswerten bestimmt. Meist handelt es sich dabei um eine gewichtete Mittelwertbildung.
Die Thiessen-Polygon- Methode hat auch den Namen «Nächster Nachbar», da prinzipiell jedem Punkt des Gebiets der Niederschlagswert der nächstgelegener Station zugewiesen wird.
Thiessen-Polygon-Methode
Bei dieser Methode wird jeder Niederschlagsstation geometrisch eine Einflussfläche, ein Thiessen-Polygon, zugewiesen (→ Abb. 4-10). Für die Konstruktion dieser Polygone werden zuerst alle benachbarten Stationen miteinander verbunden, sodass ein Dreiecksnetz entsteht. Anschließend werden die Mittelsenkrechten der Verbindungslinien benachbarter Messstationen gebildet. Die Schnittpunkte dieser Mittelsenkrechten bilden die Eckpunkte des Polygons, durch das die jeweils betrachtete Niederschlagsstation umschlossen wird.
Unter der Annahme, dass der Niederschlagswert an der Station i einheitlich dem gesamten Polygon als flächenkonstant zugewiesen werden kann, lässt sich der Gebietsniederschlag NGeb als flächengewichtetes Mittel über alle Niederschläge Ni an allen betrachteten Messstationen i = 1, …, n bestimmen:
Abb. 4-10 | Konstruktion von Thiessen-Polygonen; durchgezogene Linien = Verbindungslinien zwischen den Niederschlagsstationen; gestrichelte Linien = Mittelsenkrechten; Strichpunktlinien = Einzugsgebietsgrenzen.
Die Gewichte wi werden aus den Flächenanteilen Ai der einzelnen Polygone an der Gesamtgebietsfläche gebildet:
Die Summe der Gewichte muss 1 ergeben. Diskretisiert man das Gebiet in ein regelmäßiges Raster, lässt sich die Methode sehr einfach rechentechnisch umsetzten. Nachteil dieses Ansatzes sind die teils großflächig konstanten Niederschläge mit unnatürlichen Sprüngen an den Polygongrenzen. Vorteil ist jedoch die Bewahrung der beobachteten Varianz und damit der Extremwerte des Niederschlags, da mit diesem Vorgehen keine Glättung erfolgt.
Inverse-Distanz-Verfahren
Im Inverse-Distanz-Verfahren wird ein orthogonales Raster über die Gebietsfläche gelegt (→ Abb. 4-11) und anschließend für jeden Rasterpunkt ein Niederschlagswert aus den umliegenden Stationen ermittelt. Am häufigsten findet hierbei die Quadrantenmethode Anwendung. Dabei werden nacheinander für jeden Rasterpunkt innerhalb des Gebiets Koordinatengrundlinien mit einer Nord-Süd- und Ost-West- Orientierung eingetragen – so, als ob man ein Fadenkreuz über einen Zielpunkt legt.
Abb. 4-11 | Inverse-Distanz-Verfahren: Orthogonales Raster über der Bezugsfläche (links), Quadrantendarstellung für einen Rasterpunkt (rechts).
Jetzt wird die Niederschlagshöhe Nj des Rasterpunkts j aus dem gewichteten Mittel der Messwerte an den vier Niederschlagsstationen Ni berechnet, die dem Bezugspunkt in jedem der vier Quadranten jeweils am nächsten liegen:
Die Gewichtung der Niederschlagsstationen wi,j erfolgt dabei mit dem Reziproken der quadrierten Abstände di,j der Station i zum Rasterpunkt j, wodurch nahe Stationen überproportional großes Gewicht erhalten:
Schließlich kann der Gebietsniederschlag NGeb über das arithmetische Mittel aller Rasterpunkt-Niederschlagswerte Nj im Gebiet j = 1 ,…, nR berechnet werden:
Die Methode ist ebenfalls rechentechnisch einfach umsetzbar. Es ergibt sich eine räumlich geglättete Niederschlagsverteilung, wodurch sich die Varianz des Niederschlags im Vergleich zu den Beobachtungswerten verringert.
Geostatistische Verfahren
Geostatistische Interpolationsverfahren basieren auf der Theorie der Zufallsfunktion (vgl. z.B. Goovaerts 1997). Die Interpolation für einen unbekannten Punkt erfolgt, wie in den deterministischen Verfahren, als gewichtete Summe der umliegenden bekannten Punkte. Der Unterschied besteht in der Bestimmung der Gewichte, in der die Erhaltungsneigung der zu interpolierenden Variablen im Raum berücksichtigt wird. Diese wird im Allgemeinen durch ein Variogramm beschrieben. Mittels Geostatistik kann neben der interpolierten Variablen auch der Schätzfehler der Interpolation ermittelt werden. Dieser ist z.B. für die Abschätzung von Unsicherheiten in hydrologischen Anwendungen wichtig.
Es gibt viele unterschiedliche geostatistische Methoden. Basisverfahren ist das Ordinary Kriging, welches einen konstanten Erwartungswert der Zielvariablen im Raum voraussetzt und in das keine Zusatzinformationen eingehen. Es liefert eine erwartungstreue, aber häufig stark geglättete Schätzung. Mit fortgeschrittenen Verfahren, wie z.B. dem External Drift Kriging, lassen sich einzelne oder mehrere Zusatzinformationen wie die geodätische Höhe, klimatologische Mittelwerte oder der Radarniederschlag berücksichtigen. Es werden detaillierte Strukturen besser abgebildet, auch die Varianz des Niederschlags wird dadurch besser bewahrt (→ Abb. 4-12).
Abb. 4-12 | Räumliche Niederschlagsverteilung in mm/h für den 12.08.2002 von 6-7 Uhr über den Einzugsgebieten von Oberer Elbe, Mulde und Weißer Elster; Zusatzinformationen im External Drift Kriging sind Radar, geodätische Höhe und Niederschlagssumme des Ereignisses.
4.4 | Bemessungsniederschlag
Allgemeines
Kenntnisse über Starkniederschlagsereignisse werden in der Hydrologie für die Planung wasserwirtschaftlicher und anderer Maßnahmen benötigt. Als Bemessungsniederschlag im engeren Sinne bezeichnet man einen Starkniederschlag definierter Höhe, Dauer und Wahrscheinlichkeit (bzw. Wiederkehrintervall), der für die Dimensionierung von Bauwerken benutzt werden kann. Er wird dann mithilfe von hydrologischen und/oder hydraulischen Modellen (→ Kap. 15) in die benötigte Zielgröße, wie z.B. Abfluss, Wasserstand oder Abflussvolumen transformiert, bevor eine Bemessung, z.B. die Ermittlung des Volumens von Speichern, die Bestimmung der Höhe von Deichen oder die Festlegung des Querschnitts von Kanälen in der Siedlungswasserwirtschaft, erfolgen kann. Im weiteren Sinne können neben solchen Einzelwerten auch kontinuierlich beobachtete oder synthetische Niederschlagsreihen für die Bemessung verwendet werden (Haberlandt et al. 2011).
Statistische Analyse von Starkregen
Starkniederschläge werden durch ihre Niederschlagshöhe Nj und -dauer ND charakterisiert. Aus diesem Grund ist eine quasi zweidimensionale Extremwertstatistik mit den Zufallsvariablen Menge und Dauer erforderlich. Zur Vereinfachung wird die Statistik unter Vorgabe der Dauer für die Variable «Menge» durchgeführt. Man führt in diesem Fall eine extremwertstatistische Analyse für Niederschlagshöhen vorgegebener Dauerstufen von 5 min bis zu 72 Stunden durch und ermittelt dann die statistischen Verteilungsfunktionen bzw. die Über- oder Unterschreitungswahrscheinlichkeiten:
1.Zuerst werden die quasikontinuierlichen Niederschlagsaufzeichnungen genutzt, um Stichproben von Extremniederschlagsereignissen vorgegebener Dauer zu bilden. Dafür wird für jede Dauerklasse (z.B. 5 min, 15 min, 30 min, 1 h etc.) in einer Messreihe von Niederschlagswerten mit möglichst hoher zeitlicher Auflösung das Ereignis mit der jeweils größten Teilsumme über diese Dauer pro Jahr ermittelt («jährliche Serie»). Alternativ kann man für die sogenannte «Schwellenwertstatistik» alle Ereignisse mit einer Niederschlagssumme, die für die betrachtete Dauerstufe über einem Schwellenwert liegt, auswählen («partielle Serie»).
2.Für die ausgewählten Niederschlagswerte der jeweiligen Dauerklasse ND wird eine Häufigkeitsverteilung aufgestellt und eine statistische Verteilungsfunktion angepasst, mit der die Unterschreitungswahrscheinlichkeit eines Niederschlagswerts bestimmter Größe und Dauer ND berechnet werden kann. Üblicherweise wählt man dabei den gleichen Typ der Verteilungsfunktion für alle Dauerklassen.
3.Mithilfe der angepassten Verteilungsfunktionen F(x) lassen sich dann Niederschlagsbemessungswerte x ermitteln, die mit bestimmten Wahrscheinlichkeiten unterschritten oder erreicht bzw. überschritten werden. Gewöhnlich werden die Wahrscheinlichkeiten als statistisches Wiederkehrintervall Tn angegeben.
Das statistische Wiederkehrintervall Tn gibt die Zeitspanne an, die im statistischen Mittel zwischen zwei Überschreitungen des jeweils betrachteten Niederschlagswerts vergeht. Unter der Voraussetzung, dass die Stichprobe der Extremniederschläge aus quasiäquidistanten Jahreshöchstwerten – d.h., die jährlichen Höchstwerte haben theoretisch einen zeitlichen Abstand von einem Jahr – gebildet werden, lässt sich das Wiederkehrintervall aus der Überschreitungswahrscheinlichkeit Pü(x) = 1 – F(x) oder der Unterschreitungswahrscheinlichkeit Pu(x) = F(x) wie folgt bestimmen:
Die Wahl des Bemessungsregens erfolgt problembezogen. So verwendet z.B. die Siedlungswasserwirtschaft häufig die Niederschlagsmenge einer Dauer von 15 min, die statistisch einmal im Jahr überschritten wird. Für hydrologische Bemessungen wählt man eine Dauerstufe, die jeweils ca. der größten Fließzeit des Oberflächenabflusses in einem Einzugsgebiet, d.h. der Konzentrationszeit entspricht, und u.a. von der Gebietsgröße abhängt. In dieser Dauer sind die größten Spitzenabflüsse zu erwarten, weshalb man hierbei auch von der Maximierung des resultierenden Abflussscheitels spricht.
Zu beachten ist, dass die wie oben beschrieben ermittelten Starkregen von einer konstanten Niederschlagsintensität über die gesamte Dauer ausgehen. Für Regen mit längeren Dauerstufen ist dies nicht realistisch. Daher schätzt man in diesem Fall den zeitlichen Niederschlagsverlauf mithilfe einfacher geometrischer, statistischer oder empirischer Modellvorstellungen (DWA 2006).
Schließlich ist zu berücksichtigen, dass die Extremwertstatistik anhand von punktuellen Beobachtungen vorgenommen wurde. Da die Niederschlagsgebiete räumlich beschränkt auftreten, werden flächenbezogene Bemessungsregen für größere Gebiete durch eine Abminderung der extremen Punktniederschläge abgeschätzt (Verworn 2008).
Regionalisierung von Starkregen
Die Extremwertstatistik kann nur für Orte aufgestellt werden, an denen es lange Beobachtungsreihen gibt. Bemessungsniederschläge werden jedoch für beliebige Punkte benötigt. Für die Übertragung der Bemessungsniederschläge von beobachteten zu unbeobachteten Orten sind Regionalisierungsmethoden erforderlich. Die KOSTRA-Untersuchung stellt eine solche Regionalisierungsmethode für Bemessungsniederschläge in Deutschland dar (Bartels et al. 1997). Als Datenbasis wurden registrierende und messende Niederschlagsstationen für den Zeitraum von 1961–1980 verwendet. Es wurden statistisch abgeleitete extreme Punktniederschläge unter Verwendung von physischen und meteorologischen Gebietseigenschaften auf ein Raster interpoliert. Im Ergebnis ist ein Atlas entstanden, der Kartendarstellungen mit statistischen Starkniederschlägen für unterschiedliche Dauerstufen und Wiederkehrintervalle enthält. Jede dieser Karten bildet ganz Deutschland mit 3700 Rasterfeldern von jeweils 71,5 km2 Größe ab (Abb. 4-13).
Abb. 4-13 | Statistischer Extremniederschlag für Tn = 100a und Nd = 60 min, bezogen auf das Kalenderjahr (Daten: ITWH 2009).
4.5 | Schneeniederschlag
Allgemeines
Schnee als feste Form des Niederschlags hat eine besondere hydrologische und wasserwirtschaftliche Bedeutung. Er beeinflusst den Wasserhaushalt des Einzugsgebiets durch Wasserspeicherung, welche zu verzögerter Abflussbildung führt. Die Kenntnis des in der Schneedecke gespeicherten Wasservolumens ist von großer Bedeutung für die Hochwasservorhersage und den Hochwasserschutz. Insbesondere wenn Regen und Schneeschmelze gleichzeitig auftreten, können extreme Hochwasser entstehen (→ Kap. 14). Andererseits füllt die im Frühjahr schmelzende Schneedecke die Grundwasserspeicher auf, wodurch sich die Wasserverfügbarkeit in den Sommermonaten erhöht.
Die Schneedecke kann durch folgende Parameter charakterisiert werden:
▶Die Schneehöhe SH [cm] ist die lotrechte Höhe der Schneedecke über dem Boden.
▶Die Schneedichte ρs [g/cm3] ist die Masse des Schnees je Volumeneinheit bei natürlicher Lagerung.
▶Das Schneewasseräquivalent SWE [mm] ist die Wassermenge, die in der Schneedecke als Eis oder Wasser gespeichert ist. Dies ist der wichtigste hydrologische Parameter.
▶Das spezifische Schneewasseräquivalent SWEs [mm/cm] ist das Schneewasseräquivalent bezogen auf die Schneehöhe.
▶Die Schneedeckendauer ts [d] ist die Anzahl der Tage mit einer kontinuierlichen Schneedecke.
Messung des Schneeniederschlags
Für die Messung des Schneeniederschlags können beheizbare Niederschlagsmessgeräte verwendet werden. Die Schneehöhe SH in Zentimetern wird mit einem Schneepegel gemessen. Dies ist eine Latte oder ein Stab, der eine Zentimetereinteilung besitzt. Zur Ermittlung des Schneewasseräquivalents SWE wird mit einem Schneeausstecher Schnee entnommen. Durch Wiegen oder Schmelzen der ausgestochenen Schneedecke erhält man den Wassergehalt und kann mit der Schneehöhe und den Zylindermaßen des Schneeausstechers auf das Schneewasseräquivalent in Millimetern und die Schneedichte in g/cm3 schließen.
Berechnung der Schneeschmelze
Die Berechnung der Schneeschmelze kann mittels des Energiebilanzverfahrens (→ Kap. 9) erfolgen. Vereinfacht lässt sich die Schneeschmelze mit empirischen Verfahren allein unter Verwendung der Lufttemperatur ermitteln. Ein solches Verfahren ist z.B. das Gradtagverfahren bzw. Temperatur-Index-Verfahren (→ Kap. 9). Die tägliche Schneeschmelze SM wird dabei wie folgt berechnet:
Aus Terminablesungen berechnet sich T wie folgt:
Die Indizes stellen dabei die Zeit für die Terminablesung der Temperatur dar. Interessiert die Berechnung der Schneeschmelze in einer höheren zeitlichen Auflösung als einem Tag, sollte die Strahlung zusätzlich berücksichtigt werden. Die so berechnete Schneeschmelze stellt eine potenzielle Größe dar und entspricht gewöhnlich nicht der Wasserabgabe aus der Schneedecke. Die Ursache ist das hohe Speichervermögen des Schnees. Erst wenn das Vermögen der Schneedecke, Schmelzwasser zurückzuhalten, erschöpft ist, wird es an den Boden abgegeben. Abb. 4-14 zeigt eine schematische Darstellung dieser Vorgänge. In der Akkumulationsphase wächst die nur aus Schneekristallen bestehende Schneedecke an. In der Verdichtungsphase erfolgt Schneeschmelze und Setzung, wobei eine Verdichtung auch ohne Schmelze stattfindet.
Abb. 4-14 | Phasen der Schneedeckendynamik.
Die Schneedecke besteht nun aus Schneekristallen, Eis, Luft und Wasser. Erst in der Abbauphase erfolgt eine Wasserabgabe aus der Schneedecke.
Weiterführende Literatur
Haan, C. T. (1977): Statistical Methods in Hydrology. Ames, IA.
Haberlandt, U. (2011): Interpolation of precipitation for flood modelling. In: Schumann, A. (Hrsg.): Flood Risk Assessment and Management. Berlin, S. 35–52.
Häckel, H. (2008): Meteorologie. 8. Auflage. Stuttgart.
Smith, J. A. (1993): Precipitation. In: Maidment, D. R. (Hrsg.): Handbook of Hydrology. New York, S. 3.1–3.47.
Teegavarapu, R. S. V. (2012): Floods in a changing climate. Extreme Precipitation. New York.
| 5Bodenwasserhaushalt
Gerd Wessolek
Inhalt
5.1 Hydraulische Bodeneigenschaften und Kennwerte
5.2 Potenzialkonzept, Wasserspannung und Wassergehaltsmessungen
5.3 Wasserbewegung im Boden
5.4 Infiltration
Der Boden stellt ein wichtiges Bindeglied zwischen Atmosphäre, Biosphäre und Grundwasser dar. Für Pflanzen ist Boden Wuchsstandort und Wasserspeicher; für das Grundwasser wirkt er als Sickerwasserspender und Filterkörper und ist eine Hauptquelle für die Grundwasserneubildung. Der Bodenwasserhaushalt ist von Klima, Boden, Nutzung und Grundwasserstand abhängig und weist innerjährlich eine große Dynamik auf. Der Bodenwasserspeicher wird mit der nutzbaren Feldkapazität im effektiven Wurzelraum beschrieben. Die Infiltration von Niederschlagswasser in den Boden und der Weitertransport sind abhängig von der Wasserleitfähigkeit. Bodenwasser kann versickern oder aus dem Grundwasser bei Austrocknung des Oberbodens kapillar aufsteigen. Die Richtung des Wasserflusses wird mithilfe des Potenzialkonzepts charakterisiert. Mithilfe von numerischen Modellen lassen sich Wassergehalte, Wasserbewegung und Bodenwasserhaushaltskomponenten berechnen.
5.1 | Hydraulische Bodeneigenschaften und Kennwerte
Das Bodenvolumen setzt sich aus dem Volumen der Festphase und des Porenraums zusammen.
Die physikalischen Bodeneigenschaften werden maßgeblich über den Porenraum, d.h. durch das Gesamtporenvolumen, die Porengrößenverteilung und durch die Kontinuität der Poren bestimmt.
Der Boden besteht aus einer Festphase mit mineralischen und organischen Bestandteilen und aus dem Porenraum. Entsprechend lässt sich das Volumen eines Bodenkörpers beschreiben durch:
Der Porenraum ist mit Wasser und/oder mit Gas gefüllt; die prozentualen Volumenanteile schwanken stark je nach Jahreszeit und Witterung:
Die Größe und Verteilung der Poren hängt ab von:
▶der Bodenart, also den Anteilen von Sand, Schluff und Ton,
▶dem Bodengefüge und
▶der Anordnung bzw. Lagerung der Bodenpartikel.
Letztere wird beschrieben durch die Trockenrohdichte des Bodens (ρTD):
Ein Boden mit einer ρTD von 1,2–1,4 wird als locker gelagert bezeichnet, ein Boden mit einer ρTD von > 1,7 dagegen als dicht. Die Einteilung, ob ein Boden als dicht oder noch als locker anzusehen ist, ist vor allem von seinen gefügeprägenden Ton- und Schluffgehalten abhängig (Renger et al. 2014).
Tab. 5-1 | Einteilung der Porengrößenbereiche, -durchmesser, Funktion und Wasserspannung (nach AG Boden 2005)
| Porengrößenbereich | Porendurchmesser [μm] | Hydrologische Funktion | Wasserspannung [hPa] | [pF Stufe] |
| Grobporen, weit | > 50 | Schnell dränende Poren, daher luftführend | < 60 | < 1,8 |
| Grobporen, eng | 50–10 | Langsam dränende Poren, wasser- und luftführend, pflanzenverfügbares Wasser | 60–300 | 1,8–2,5 |
| Mittelporen | 10–0,2 | Pflanzenverfügbares Wasser | 300–15 000 | 2,5–4,2 |
| Feinporen | < 0,2 | Totwasser (nicht pflanzenverfügbar) | > 15 000 | > 4,2 |
Der Durchmesser bestimmt die Funktion einer Pore.
Die Poren werden in Grob-, Mittel- und Feinporen unterteilt. Wie aus Tab. 5-1 ersichtlich wird, werden die Porengrößenbereiche einem bestimmten Porendurchmesser, einer hydrologischen Funktion sowie einer definierten Wasserspannung zugeordnet.
Je kleiner die Poren sind, desto stärker wird das Wasser in diesen gebunden. Dieser Zusammenhang wird durch die Steighöhengleichung beschrieben, wobei hk als Maß für die Bindungsstärke dem Wasseraufstieg in einer Kapillaren mit dem Radius r entspricht:
Da bis auf r alle anderen Größen als konstant angesehen werden können, vereinfacht sich die Gleichung zu:
Porengrößenverteilung im Boden
Die hydraulischen Bodeneigenschaften lassen sich mit zwei Funktionen beschreiben: der Wasserretentionskurve (pF-Kurve) und der Wasserleitfähigkeit in Abhängigkeit von der Wasserspannung. Erstere wird auch als pF-Kurve oder Bodenwassercharakteristik bezeichnet. Sie beschreibt die Beziehung zwischen der Wasserspannung in hPa oder als logarithmierter Wert log hPa = pF-Stufe und dem Wassergehalt [Vol.-%]. Ihr Verlauf ist für jede Bodenart und Trockenrohdichte charakteristisch und ein wichtiges Merkmal für Berechnungen zum Wasserhaushalt. In Abb. 5-1 sind exemplarisch vier typische pF-Kurven für Ton, Schluff, Lehm und Sand dargestellt. Die Abszisse ist in logarithmischem Maßstab eingeteilt, um den gesamten Bereich der Wasserspannungen (pF-Werte) sichtbar zu machen. In Renger et al. (2008) sind für alle Bodenarten und Trockenrohdichten sowie für unterschiedliche geologische Ausgangssubstrate pF-Kurven beschrieben.
Der stark unterschiedliche Verlauf der drei Kurven wird durch die unterschiedlichen Anteile an Grob-, Mittel- und Feinporen verursacht. Der Tonboden hat überwiegend Feinporen und verfügt über wenig Mittel- und Grobporen. Der Schluff dagegen hat sehr viele Mittelporen, deutlich weniger Feinporen und moderate Anteile an Grobporen. Der Sand schließlich hat überwiegend Grob- und Mittelporen und nur sehr wenig Feinporen.
Abb. 5-1 | Beziehung zwischen Wassergehalt und Wasserspannung für verschiedene Bodenarten (nach Horn et al. 2010).
Die Wassergehalte im Ton nehmen erst bei sehr hohen Wasserspannungen ab, und selbst bei einem pF-Wert von > 4,2 ist der Wassergehalt im Boden noch sehr hoch. Anders bei Schluff: Hier nimmt der Wassergehalt kontinuierlich bei steigenden Wasserspannungen ab. Im Sand schließlich tritt schon bei Erreichen niedriger Wasserspannungen ein schneller Abfall der Wassergehalte ein, und bei hohen pF-Werten befindet sich nur noch sehr wenig Wasser in den Poren. Der Lehm nimmt im Verlauf der pF-Kurve eine mittlere Stellung zwischen Sand und Ton ein. Aus Abb. 5-1 ist auch ersichtlich, dass bei gleichem Wassergehalt die Bindungsstärke, als Matrixpotenzial bezeichnet, in der Reihenfolge Sandboden < Lehm < Tonboden zunimmt, also mit steigendem Tongehalt. Dies erklärt, warum sich im Falle eines Wassergehalts von 20 % ein Sandboden nass, ein Schluffboden feucht und ein Tonboden trocken anfühlt. Die zunehmende Bindungsstärke des Wassers bei kleiner werdenden Bodenpartikeln beruht auf einer Zunahme der adsorbierenden Oberfläche. Ein Boden, der entwässert wird, hat bei gleicher pF- Stufe höhere Wassergehalte als bei Bewässerung. Dieser Effekt wird als Hysterese bezeichnet. Ursache sind diskontinuierliche Porenradien, die sich unterschiedlich auswirken.
Kennwerte der pF-Kurve
Gesamtporenvolumen (GPV): Das Gesamtporenvolumen stellt die Summe aller Hohlräume dar und entspricht dem Wassergehalt bei Sättigung, d.h., die Wasserspannung ist gleich null. Das GPV variiert zwischen ca. 48–50 Vol.-% in Tonböden, 40–45 Vol.-% in Schluffen und 38–42 Vol.-% in Sanden.
Feldkapazität (FK): Feldkapazität herrscht dann vor, wenn die Grobporen eines Bodens durch die Wirkung der Schwerkraft entwässert sind, d.h., nur noch Wasser in den Mittel- und Feinporen gegen die Schwerkraft im Boden gehalten wird. In Abhängigkeit von den Klimabedingungen entspricht der Wassergehalt zumeist im Winter FK, wenn das Wasserdefizit des Sommers (Verdunstung > Niederschlag, im Winter umgekehrt) wieder aufgefüllt ist. Die FK nimmt pF-Werte < 2,5 ein und liegt zumeist im Bereich von pF = 1,8 bis pF = 2,5.
Nutzbare Feldkapazität (nFK): Den Porenanteil der Mittelporen, der das pflanzenverfügbare Wasser enthält, bezeichnet man als nutzbare Feldkapazität (nFK): Sie ist die Wassermenge zwischen Feldkapazität und permanentem Welkepunkt und als Porenraum zwischen pF = 1,8 (pF = 2,0) und pF = 4,2 definiert.
Luftkapazität (LK): Der Porenanteil zwischen dem Gesamtporenvolumen und der Feldkapazität wird als Luftkapazität (< pF = 1,8) bezeichnet. Er umfasst den Anteil der weiten Grobporen. Diese Poren enthalten aufgrund der Wirkung der Schwerkraft nur dann kurzzeitig Wasser, wenn infiltrierendes Niederschlagswasser zu einem zwischenzeitlichen Wasserüberschuss oder sogar zu Bodensättigung führt. Ein Boden sollte mindestens 7–8 Vol.-% Luftkapazität haben, damit eine ausreichende Durchlüftung gewährleistet ist.
Merksatz: Die Kennwerte Gesamtporenvolumen, Luftkapazität, Feldkapazität und nutzbare Feldkapazität beschreiben den Porenraum im Boden.
Permanenter Welkepunkt (PWP): Beim permanenten Welkepunkt sind die Grob- und Mittelporen entwässert. Der verbleibende Restwasseranteil befindet sich in den Feinporen, in denen er mit einer Wasserspannung von pF > 4,2 (entspricht > 15 000 hPa) fest gebunden ist. Ab diesem Punkt beginnen Pflanzen irreversibel zu welken, weil die Wurzeln nicht in der Lage sind, diesen Poren das Wasser zu entziehen. Dieses restliche, aber nicht mehr pflanzenverfügbare Wasser bezeichnet man als Totwasser. Tab. 5-2 gibt einen Überblick über die Größenordnungen der o.g. Parameter sowie eine Bewertung durch fünf Stufen. Aus den oben dargelegten Zusammenhängen ergeben sich folgende einfache Beziehungen:
Tab. 5-2 | Einstufung bodenphysikalischer Kennwerte der Wasserbindung in Vol.-% (nach AG Boden 2005).
Box 5.1
Bestimmung der pF-Kurve
Die Bestimmung der pF-Kurve erfolgt häufig nach DIN/ISO 11274. Für den Bereich pF < 2,0 werden wassergesättigte Bodenproben schrittweise mittels Unterdruck entwässert. Dabei setzt man einen mit Boden gefüllten Stechzylinder auf eine keramische Platte oder Membran und entwässert die Probe bei einer bestimmten Druckstufe, bis sich der Wassergehalt nicht mehr ändert. Dann wird über eine Wägung der verbleibende Wassergehalt im Boden bestimmt. Danach wird die Entwässerung bis zur nächsten Druckstufe weitergeführt etc. In höheren pF-Stufen werden die Proben in einen speziellen Drucktopf (vgl. Abb. 5-2) eingebracht und mit Überdruck entwässert.
Abb. 5-2 | Drucktopfapparatur (Foto: Gerd Wessolek).
Abb. 5-3 | HYPROP© Verdunstungsverfahren (Foto: Gerd Wessolek; HYPROP© UMS GmbH München).
Eine weitere Methode ist das HYPROP© Verdunstungsverfahren (vgl. Abb. 5-3) zur Bestimmung der pF-Kurve und der ungesättigten Leitfähigkeit. In einen 250-ml- Stechzylinder werden dazu zwei Tensiometerzellen in unterschiedlichen Höhen eingebaut und während der Verdunstungsphase sowohl die Gewichtsveränderungen als auch die Wasserspannungen kontinuierlich aufgezeichnet. Somit können in verschiedenen Tiefen gleichzeitig die pF-Kurve und die ungesättigte Wasserleitfähigkeit ermittelt werden.
Die Bestimmung der pF-Kurve ist aufwendig, kostspielig und erfordert entsprechende Apparaturen. Daher wurden sogenannte Pedotransferfunktionen entwickelt. Dabei handelt es sich um Rechenansätze bzw. Gleichungen, die eine Abschätzung bodenhydraulischer Kennwerte aus einfach zu bestimmenden oder routinemäßig vorliegenden Daten ermitteln. So werden für die Berechnung der pF-Kurve Angaben wie Textur und Lagerungsdichte genutzt.
Nutzbare Feldkapazität im effektiven Wurzelraum
Um für Pflanzen den effektiv nutzbaren Bodenwasserspeicher zu beschreiben, werden neben Angaben zur nutzbaren Feldkapazität (nFK) zusätzliche Informationen zur Durchwurzelung des betreffenden Standorts benötigt. Zur Beschreibung der effektiv wirksamen Wasseraufnahme durch Wurzeln hat sich das Konzept des effektiven Wurzelraums (We) bewährt. Es erlaubt eine einfache geometrische Festlegung, bis in welche Tiefe die jeweiligen Pflanzenbestände den Wasservorrat des Bodens vollständig ausschöpfen können. Aus Geländeuntersuchungen zur Durchwurzelung und Wasserentnahme ist bekannt, dass der effektive Wurzelraum ungefähr aus der Tiefe des Hauptwurzelraums (Hw) und des maximalen Wurzeltiefgangs (Wmax) abgeschätzt werden kann. Diese Schätzung ist möglich durch:
Abb. 5-4 verdeutlicht, wie sich der effektive Wurzelraum konzeptionell anhand von Wassergehaltsmessungen am Ende einer trockenen Vegetationsperiode bestimmen lässt. Es sind abhängig von der Bodentiefe links der permanente Welkepunkt (PWP) und rechts die Feldkapazität (FK) eingetragen sowie der tatsächliche Wassergehalt am Ende einer trockenen Vegetationsperiode, dargestellt durch die gestrichelte Linie.
Abb. 5-4 | Bestimmung des effektiven Wurzelraums am Ende der Vegetationsperiode eines Trockenjahres durch Wassergehaltsmessungen unter Berücksichtigung der bodenphysikalischen Kennwerte «Feldkapazität» und «permanenter Welkepunkt» (nach Renger und Strebel 1982).
Der Verlauf der aktuellen Bodenfeuchte zeigt, dass im Oberboden der Wassergehalt beim permanenten Welkepunkt (PWP) liegt. Dies liegt u.a. daran, dass Bodenwasser bei starker Erwärmung des Oberbodens auch als Wasserdampf den Boden verlassen kann, also nicht allein durch Wurzelentzug. Ab einer Tiefe von 3,5 dm steigt dann die Bodenfeuchte infolge abnehmender Durchwurzelung kontinuierlich bis zu einer Tiefe von 12 dm an (= tiefster Punkt der Wasseraufnahme durch Wurzeln) und nähert sich langsam dem Wassergehalt bei Feldkapazität. Die horizontale Linie gibt nun die Tiefenlage der effektiven Durchwurzelungstiefe wieder. Unterhalb dieser Linie entspricht die gepunktete Fläche dem bereits aus dem Boden aufgenommenen Wasser. Diese Menge entspricht genau der gestrichelten Fläche des noch verbliebenen Bodenwassers oberhalb der Grenzlinie. Diese einfache geometrische Analyse ermöglicht es, für jeden Boden die für die Pflanzen pro Quadratmeter zur Verfügung stehende Wassermenge, also die nutzbare Feldkapazität im effektiven Wurzelraum, nach Gl. 5.10 zu berechnen:
In Tab. 5-3 sind Angaben zum effektiven Wurzelraum für unterschiedliche Böden und Kulturpflanzen zusammengestellt, in Tab. 5-4 für Forststandorte
Der effektive Wurzelraum ist die entscheidende Bezugstiefe zur Beschreibung der Wasserspeicherung im Boden.
Eine erste ökologische Bewertung der nFKWe, ob an einem Standort eher trockene oder eher feuchte Bedingungen zu erwarten sind, kann anhand der Tab. 5-5 erfolgen. Bei regionalen Betrachtungen und Bewertungen muss zusätzlich nach Klimaregion und Grundwassereinfluss unterschieden werden. Dies erfolgt nach dem Konzept der ökologischen Feuchtestufe und ist ausführlich in der Bodenkundlichen Kartieranleitung beschrieben (AG Boden 2005). Das Konzept der ökologischen Feuchtestufe ermöglicht es, einzuschätzen, welche natürlich vorkommenden Pflanzengesellschaften zu erwarten sind.
Tab. 5-3 | Effektiver Wurzelraum We [dm] während der Hauptwachstumsphase in Abhängigkeit von der Bodenart und Nutzungsform bei mittlerer Lagerungsdichte (Renger und Wessolek 1996).
| Bodenart | Acker | Garten | Weide, Wiese | Rasen |
| Mittelsand | 6 | 4 | 5 | 3 |
| Feinsand | 7 | 5 | 5-6 | 3-4 |
| Lehm | 9 | 6 | 7 | 4-5 |
| Schluff | 11 | 7 | 8-9 | 5-6 |
Tab. 5-4 | Effektiver Wurzelraum We [dm] von Forstbeständen für mittlere Gesamtbestandsbedingungen (Renger und Wessolek 1996).
| Boden (Baumarten) | Aufforstung (0–15 Jahre) | Mittlere Bestände (15–45 Jahre) | Altbestände (> 45 Jahre) |
| Böden aus Lockergestein, Tiefwurzler (Kiefer, Buche, Eiche) | 3–10 | 10–20 | 20–25 |
| Boden über Festgestein, Flachwurzler (Birke, Fichte) | 3–7* | 7–12* | > 12* |
* maximal bis zur Tiefe des anstehenden Festgesteins
Tab. 5-5 | Bewertung und Bodenfeuchte der nutzbaren Feldkapazität im effektiven Wurzelraum (nFKWe) und Zuordnung der ökologischen Bodenfeuchte (Renger und Wessolek 1996).
| nFKWe[mm] | Bewertung | Ökologische Bodenfeuchte |
| < 60 | sehr gering | sehr trocken |
| 60-140 | gering | trocken |
| 140-220 | mittel | frisch |
| 220-300 | hoch | mäßig feucht |
| > 300 | sehr hoch | feucht |
5.2 | Potenzialkonzept, Wasserspannung und Wassergehaltsmessungen
Das Bodenwasser unterliegt im Porenraum folgenden drei Kräften:
▶der Erdanziehung bzw. der Gravitation,
▶Adsorptions- und Kapillarkräften an den Bodenteilchen und
▶der hygroskopischen Anziehungskraft durch im Boden befindliche Salze.
Gravitationspotenzial (Ψz): Das Gravitationspotenzial richtet sich nach der Lage im Raum. Jeder Bodentiefe kann ein Gravitationspotenzial aus der Ortshöhe h in Zentimetern zugeordnet werden. Als Bezugsniveau wird entweder die Bodenoberfläche oder die Grundwasseroberfläche verwendet. Definiert man die Grundwasseroberfläche als Bezugspunkt, so ist dort das Gravitationspotenzial (Ψz) gleich null und steigt nach oben hin an. Wird dagegen die Bodenoberfläche als Bezugsniveau mit Ψz = 0 gewählt, so nimmt das Gravitationspotenzial mit der Tiefe ab.
Matrixpotenzial (Ψm): Das Matrixpotenzial beschreibt, mit welcher Wasserspannung das Bodenwasser durch Kapillarkräfte im Porenraum gebunden wird. Je weniger Wasser im Boden ist, desto stärker halten es die Adsorptions- und Kapillarkräfte in den Feinporen fest und desto schwerer ist es, diesen Poren Wasser zu entziehen. Das Matrixpotenzial wirkt der Gravitation entgegen und hat daher stets ein negatives Vorzeichen. Mit abnehmendem Wassergehalt sinkt das Matrixpotenzial, d.h., der Wert des Matrixpotenzials wird kleiner. Im deutschsprachigen Raum wird auch der Begriff «Wasserspannung» verwendet, darunter versteht man den Betrag des Matrixpotenzials in cm Wassersäule [cmWS] oder als Druck in hPa.
Osmotisches Potenzial (Ψo): Das osmotische Potenzial ist nur für salzhaltige Böden relevant, da Salze Wasser anziehen und binden. Unter mitteleuropäischen Bedingungen kann das osmotische Potenzial zumeist vernachlässigt werden, da Salze durch Sickerwasser ausgewaschen werden.
Gesamtpotenzial (ΨH): Das Gesamtpotenzial ergibt sich aus der Summe der einzelnen Potenziale.
Für mitteleuropäische Verhältnisse kann daher das Gesamtpotenzial ΨH beschrieben werden durch:
Box 5.2
Verteilung des Gravitations- und Matrixpotenzials
Stellt man eine Säule mit trockenem Boden in ein Wasserbad, so steigt Wasser von unten in die Bodensäule auf, bis sich ein Gleichgewicht eingestellt hat. Dies ist dann der Fall, wenn das Gesamtpotenzial in der Bodensäule an allen Punkten gleich groß ist. Ein Wasserfluss tritt nur dann auf, wenn Potenzialunterschiede entstehen. Dann fließt das Wasser stets vom Ort höheren zum Ort niedrigeren Potenzials, also von der feuchten zur trockenen Zone. In der Natur werden Veränderungen des Potenzials im Boden durch infiltrierende Niederschläge sowie durch Wasserentnahme von Pflanzenwurzeln erzeugt.
Abb. 5-5 | Potenzialverteilung in einer Bodensäule, in der sich das Bodenwasser im Gleichgewicht befindet (nach Ehlers 1996) mit z = Tiefe [cm]; θ = Wassergehalt [Vol.-%]; Ψm = Matrixpotenzial [hPa]; ΨH = Gesamtpotenzial [hPa].
Box 5.3
Messung des Matrixpotenzials
Zur Bestimmung des Matrixpotenzials werden pF-Meter, häufiger jedoch Tensiometer in den Boden eingesetzt. Bei den pF-Metern handelt es sich um ein thermisches Messverfahren, mit dem ein über eine Keramiksonde erfasster Wärmeimpuls einer Wasserspannung zugeordnet werden kann. Die Wasserspannung wird im Bereich von pF = 0–7 erfasst.
Ein Tensiometer besteht zumeist aus einer porösen keramischen Kerze, die mit einem Druckaufnehmer verbunden ist. Die keramische Zelle bzw. das Tensiometer ist mit Wasser gefüllt. Die Zelle gibt über ihre Poren so lange Wasser in den unmittelbar umgebenden Boden ab, bis sich ein Gleichgewicht zwischen dem Matrixpotenzial am Boden und dem Unterdruck im Tensiometer eingestellt hat. Dieser Unterdruck wird mittels des Druckaufnehmers gemessen. Als Einheit des Drucks werden hPa oder cm Wassersäule verwendet. Je nach Länge des Rohrs können Tensiometer in unterschiedlichen Tiefen eingebaut werden. Zum Einbringen der Tensiometer werden zunächst Bohrungen bis in die vorgesehene Tiefe durchgeführt, dann werden die Tensiometer in das Bohrloch vorsichtig nachgeschoben. Damit der Niederschlag ungestört auf die Bodenoberfläche fallen kann, hat es sich bewährt, die Tensiometer schräg in den Boden einzubauen. Das Matrixpotenzial errechnet sich wie folgt:
▶ Matrixpotenzial [cm] = gemessener Druck [cm] + Wassersäule im Tensiometer [cm]
▶ Der Messbereich der Tensiometer mit Keramikspitzen ist auf ein Matrixpotenzial bis –900 cm bzw. hPa begrenzt.
Auswertung von Tensiometermessungen
Die Auswertung basiert auf der Berechnung des hydraulischen Potenzials unter Einbeziehung einer Bezugshöhe, also entweder der Bodenoberfläche oder des Grundwasserstands. Das Vorzeichen des hydraulischen Potenzials zeigt die Fließrichtung des Wassers an, während die Zahl selbst Ausdruck der treibenden Kraft ist. Das Beispiel in Abb. 5-6 zeigt, wie Tensiometermessungen ausgewertet werden können.
Als Bezugshöhe wird die Bodenoberfläche bestimmt; dort ist Ψz = 0. Messpunkte unterhalb der Geländeoberfläche haben daher ein abnehmendes Gravitationspotenzial. Die Werte in Abb. 5-6 stehen in Tab. 5-6 und wurden zur Berechnung des Gesamtpotenzials nach Gl. 5.12 für die Punkte A und B verwendet.
Abb. 5-6 | Messungen von Wasserspannungen im Boden zur Berechnung des Gesamtpotenzials und des hydraulischen Gradienten.
Tab. 5-6 | Beispiel zur Berechnung des Gesamtpotenzials und des hydraulischen Gradienten.
Der hydraulische Gradient (
) beschreibt die antreibende Kraft der Wasserbewegung zwischen zwei Punkten und wird anhand der Teilpotenzialdifferenzen wie folgt berechnet:
Merksatz: Das hydraulische Potenzial beschreibt die Richtung und Kraft der Wasserbewegung im Boden.
Ist an einem Punkt
, dann findet keine Wasserbewegung statt.
Da die Wasserbewegung bzw. der Fluss stets vom höheren zum niedrigeren Potenzial verläuft, ist in unserem Beispiel der Fluss des Bodenwassers nach oben gerichtet (= kapillarer Aufstieg), d.h., der Fluss verläuft von Punkt B zu Punkt A, denn –260 cm ist kleiner als –132 cm. Eine Abwärtsbewegung, also Versickerung, würde auftreten, wenn das Gesamtpotenzial (ΨH) von A größer als das von B wäre.
Box 5.4
Messung der Bodenfeuchte
Die Bestimmung der Bodenfeuchte, auch «volumetrischer Wassergehalt» genannt, kann mit dem FDR (Frequency-Domain Reflectometry) und/oder dem TDR-Verfahren (Time-Domain Reflectometry) erfolgen. Mit der TDR-Sonde wird die Laufzeit der elektromagnetischen Welle im Boden gemessen. Die Geschwindigkeit der Welle ist von der Dielektrizitätskonstante (Ɛ0) des Bodens abhängig. Da die Dielektrizitätskonstante von Wasser (Ɛ0 = ~ 81) deutlich größer ist als die von mineralischen Partikeln (Ɛ0 = 2–5) und Luft (Ɛ0 = 1), steigt Ɛ0 des Bodens mit zunehmendem Wassergehalt. Dieses zerstörungsfreie Verfahren hat vor 20 Jahren die früher eingesetzten radioaktiven Methoden wie Neutronensondetechnik oder Gammadoppelsonden weitestgehend abgelöst.
TDR-Messgeräte können aus einem Handmessgerät und einer Messsonde bestehen. Im Messgerät wird eine elektromagnetische Welle erzeugt und über ein Kabel an die Sonde übertragen. Die Welle läuft entlang der zwei Elektroden durch den Boden und wird am Ende der Sonde reflektiert; das Messgerät zeichnet das Reflexionsmuster auf. Dieses wird ausgewertet und die Dielektrizitätskonstante sowie der Wassergehalt berechnet. Durch die TDR-Technik ist es heute auch möglich, den Wassergehaltsverlauf im Boden mittels Logger kontinuierlich in hoher zeitlicher und räumlicher Auflösung aufzuzeichnen. Dadurch können erstmals ereignisabhängige Prozessstudien unter Feldbedingungen zerstörungsfrei durchgeführt werden.
Abb. 5-7 | Links: Beispiel für ein TDR-Handmessgerät (Easytest, Lublin, Polen), rechts: Reflexionsmuster der Welle während einer TDR-Messung in einem Torfboden (80 = 34,2; Wassergehalt 46,4 Vol.-%) (Fotos: Gerd Wessolek).
Wasserspannungs- und Wassergehaltsmessungen können genutzt werden, um die reale Evapotranspiration aus der Wurzelzone und/oder die Versickerung unterhalb des Wurzelraums quantitativ zu ermitteln. Für diesen Zweck müssen die Wassergehalte und die Wasserspannungen des Bodens als Funktion der Tiefe und Zeit vorliegen. Die Wasserspannungen dienen dabei zur Berechnung der Richtung und Größe des hydraulischen Gradienten. In Vegetationszeiten ist häufig in einer bestimmten Bodentiefe der hydraulische Gradient gleich null. Oberhalb dieser Zone ist der Wasserfluss nach oben gerichtet, unterhalb findet ein abwärts gerichteter Wasserfluss statt. Die Grenze selbst stellt daher eine Wasserscheide in der ungesättigten Bodenzone dar.
Ein Beispiel für eine solche Situation und für die Berechnung von hydraulischen Gradienten geht aus Abb. 5-8 hervor. Oberhalb von 90 cm treten negative hydraulische Gradienten auf, d.h., es findet eine aufwärtsgerichtete Wasserbewegung statt. Unterhalb von 90 cm ist die Wasserbewegung abwärtsgerichtet, es findet also Versickerung statt. Abb. 5-9 zeigt ein Beispiel für die Berechnung der realen Evapotranspiration und Versickerung für einen bestimmten Zeitraum.
Für Messperioden ohne Wasserscheide unterhalb des Wurzelraums kann die Versickerung Qseep in [mm] nach der Gl. 5.14 berechnet werden:
Merksatz: Mit Messungen zur Bodenfeuchte und Wasserspannung lassen sich reale Verdunstung und Versickerung messen.
Im Winterhalbjahr kann man in unseren Breitengraden die reale Evapotranspiration aus der potenziellen Evapotranspiration (→ Kap. 7) multipliziert mit 0,9 einsetzen, da infolge der niedrigen Wasserspannungswerte nur geringe Differenzen zwischen realer und potenzieller Evapotranspiration auftreten.
Abb. 5-8 | Berechnung von hydraulischen Gradienten und hydraulischer Wasserscheide aus Tensiometermessungen; mit Ψm = Matrixpotenzial bzw. Wasserspannung [cm WS bzw. hPa]; Ψz = Gravitationspotenzial [cm WS bzw. hPa]; z = Tiefe [cm].
Abb. 5-9 | Beispiel für die Berechnung der realen Evapotranspiration (ETa) und der Versickerung (Qseep) in 1,5 m Tiefe aus Wassergehaltsmessungen im Boden.
5.3 | Wasserbewegung im Boden
Mit der Darcy-Gleichung lässt sich der Wasserfluss im Boden beschreiben.
Das Wasser im Boden ist aufgrund von Einflussgrößen wie Evaporation und Niederschlag selten in einem statischen Gleichgewicht, sondern bewegt sich stets in Richtung des niedrigeren Potenzials. Es herrschen also zumeist nicht stationäre (= transiente) Fließbedingungen vor. Stationäre Wassergehaltsänderungen sind selten anzutreffen und besagen, dass Wasserflüsse stattfinden, ohne dass sich dabei der Wassergehalt ändert. Dies kann z.B. in grundwasserbeeinflussten Böden der Fall sein, wenn im Kapillarsaum oberhalb des Grundwassers Wasser aufsteigt.
Die Intensität der Wasserbewegung wird durch das antreibende Potenzialgefälle und die Wasserleitfähigkeit bestimmt. Dieser Zusammenhang wurde erstmals von dem französischen Ingenieur Henry Darcy (1803–1859) mathematisch beschrieben:
In der Bodenphysik wird zwischen der gesättigten (kf) und ungesättigten Wasserleitfähigkeit (ku) unterschieden. Bei der gesättigten Wasserleitfähigkeit sind alle Poren mit Wasser gefüllt, während bei der ungesättigten nur Teile des Porenraums am Fließgeschehen teilnehmen. Mit zunehmender Austrocknung des Bodens sinkt der am Wassertransport beteiligte Porenanteil, und die hydraulische Wasserleitfähigkeit nimmt ab. Um dies auszudrücken, wird k in Gl. 5.15 umgeschrieben zu:
Bei der Betrachtung von Wasserflüssen im Boden gilt allgemein formuliert der Satz von der Erhaltung der Masse; dieser wird durch die Kontinuitätsgleichung ausgedrückt. Sie besagt, dass ein Wasserfluss zu einer adäquaten Änderung des Wassergehalts im Boden führt:
Wird die Kontinuitätsgleichung mit der Darcy-Gleichung kombiniert, erhält man die Richards-Gleichung, mit der die Wasserbewegung im Boden beschrieben werden kann:
Die Gl. 5.18 ist eine partielle Differenzialgleichung, die mithilfe numerischer Verfahren gelöst wird. Sie wird in vielen Computerprogrammen genutzt, um die Wasserbewegung und -bilanz zeitlich und räumlich hoch aufgelöst zu berechnen.
Die gesättigte und die ungesättigte Wasserleitfähigkeit eines Bodens werden von der Anzahl, Größe und Form der Poren beeinflusst, durch die das Wasser fließt. Im Falle von gesättigtem Fließen sind es vor allem die Grobporen, die den Wasserfluss im Boden bestimmen. Dieser Zusammenhang wird durch das Hagen-Poiseuille’sche Gesetz beschrieben, das für laminares, also schichtförmiges, nicht turbulentes Fließen gilt:
Tab. 5-7 | Klassifizierung der gesättigten Wasserleitfähigkeit kf (nach AG Boden 2005).
| Bezeichnung | gesättigte Wasserleitfähigkeit [cm/d] |
| sehr gering | < 1 |
| gering | 1 bis < 10 |
| mittel | 10 bis < 40 |
| hoch | 40 bis < 100 |
| sehr hoch | 100 bis < 300 |
| extrem hoch | > 300 |
Die Bewertung der gesättigten Wasserleitfähigkeit erfolgt nach Tab. 5-7.
Beginnt ein Boden auszutrocknen, so nimmt die Menge der am Wassertransport beteiligten Poren ab, und man spricht von ungesättigtem Fließen. Die ungesättigte Wasserleitfähigkeit ist also eine Funktion der Wasserspannung im Boden und kann sehr kleine Werte annehmen, wie Abb. 5-10 für vier Böden unterschiedlicher Textur zeigt.
Zwischenabfluss
Einige Standorte neigen zur Bildung von Stauwasser. Diese Böden nennt man Pseudogleye. Sie bestehen zumeist aus einem gut wasserdurchlässigen Oberboden über einem wasserstauenden Unterboden. Verantwortlich dafür sind entweder Tonverlagerungsvorgänge, die Poren des Unterbodens zugesetzt haben, oder geologische Entstehungsprozesse, aus denen ein Substratwechsel innerhalb eines Bodenprofils resultiert, wie z.B. Sand über Lehm. In beiden Fällen ist die Folge, dass aufgestautes Sickerwasser im Untergrund zu Zwischenabfluss (engl. «interflow») führen kann. Welchen Anteil der Zwischenabfluss am Gesamtabfluss einnimmt, hängt stark davon ab, wie dicht der wasserstauende Horizont im Unterboden ist und ob er einem lateralen Gefälle unterliegt. Abb. 5-11 zeigt, dass bei einem kf-Wert des Unterbodens von 5 cm/d der Zwischenabflussanteil ca. 48 % des gesamten Wasserflusses beträgt, während die langsam stattfindende Versickerung durch das Bodenprofil einen Anteil von ca 52 % hat.
Abb. 5-10 | Beziehung zwischen ungesättigter Wasserleitfähigkeit ku und Wasserspannung für verschiedene Bodenarten (Peters 2013).
Abb. 5-11 | Zwischenabflussanteil [%] am Gesamtabfluss bei Stauwasserböden als Funktion des kf-Wertes im Unterboden (Wessolek et al. 1994).
5.4 | Infiltration
Infiltration beschreibt den Fließvorgang von Wasser, das von oben in den Boden eindringt. Wie viel Wasser pro Zeiteinheit in den Boden infiltrieren kann, hängt von der Wasserleitfähigkeit im Porenraum, vor allem von der Anzahl der Makroporen sowie vom Anfangswassergehalt im Boden ab. Dabei werden Makroporen als durch das Gefüge beeinflusste oder biogene Grobporen größer als 50 μm definiert. Als Infiltrationsrate (Inf) wird die pro Zeiteinheit (t) in den Boden aufgenommene Wassermenge verstanden.
Merksatz: Infiltration beschreibt die Fließgeschwindigkeit von Wasser beim Eintritt in den Boden.
In Infiltrationsversuchen ist die Infiltrationsrate maximal, wenn der Boden trocken und die Sorptivität wirksam ist, also zu Beginn des Experiments. Die Endinfiltrationsrate, die nach einer gewissen Versuchsdauer erreicht wird, entspricht in etwa der gesättigten Wasserleitfähigkeit (kf) im Boden. Abweichungen hängen davon ab, wie repräsentativ das Probenvolumen in Hinblick auf die Makroporenverteilung und -menge ist und ob die Messung von kf an Stechzylindern erfolgt, die vertikal oder horizontal entnommen worden sind. Zu Beginn von Regenereignissen, d.h. vor dem Einsetzen von Sättigung der Bodenoberfläche, ist die Regenintensität meist kleiner als die Infiltrationskapazität. Mit dieser wird die unterschiedliche Fähigkeit von Böden ausgedrückt, in Abhängigkeit ihres Feuchtegehalts Wasser aufzunehmen.
Zur Bestimmung der Infiltration können Messgeräte wie das Hauben- oder das Doppelringinfiltrometer genutzt werden. Für die Messung mit dem Haubeninfiltrometer wird die auf dem Boden aufgesetzte Haube (→ Abb. 5-12) mit Wasser gefüllt und der Wasserstand über ein Mariott‘sches System konstant gehalten.
Abb. 5-12 | Haubeninfiltrometer.
Abb. 5-13 | Einsatz eines Doppelringinfiltrometers im Gelände.
Die Druckhöhe kann mittels U-Rohrmanometer eingestellt und somit je nach Bodenverhältnissen angepasst werden. Es ist darauf zu achten, dass das Wasser nicht seitlich aus der Haube abfließt.
Das Doppelringinfiltrometer besteht aus einem größeren und einem kleineren stabilen Metallring, die ineinander einige Zentimeter in den Boden eingedrückt werden. Bei der Messung wird vorsichtig Wasser in beide Ringe eingestaut, ohne dass dabei die Bodenoberfläche verschlämmt. Der Wasserstand beider Ringe muss auf gleichem Niveau bleiben. Im Anschluss wird im inneren Ring mit einem Schwimmer oder Zollstock zu mehreren Zeitpunkten der abfallende Wasserspiegel in Millimetern gemessen. Der äußere Ring dient dabei zur Stabilisierung des Wasserstands im Innenring, damit eindimensionales Fließen sichergestellt ist (→ Abb. 5-13). Während des Versuchs stellt sich im Boden ein charakteristisches Feuchteprofil ein, das durch eine Sättigungszone, Durchfeuchtungsfront und Benetzungszone gekennzeichnet ist.
Der Verlauf der Infiltrationsrate ist zu Beginn des Versuchs stark abhängig vom Wassergehalt im Boden: Ist der Boden trocken, kann die Anfangsinfiltrationsrate zunächst sehr hoch sein und fällt dann auf einen konstanten Wert kontinuierlich ab. Grund dafür ist die stark herabgesetzte Wasserspannung (= Matrixpotenzial), die zu Beginn der Infiltration das zugegebene Wasser in die Poren hineinzieht; im weiteren Verlauf verliert diese Wasserspannung durch Aufsättigung des Bodens an Bedeutung, und zum Schluss ist nur die Schwerkraft die antreibende Kraft für den Wassertransport (→ Abb. 5-14).
Abb. 5-14 | Schematische Darstellung eines Infiltrationsverlaufs in einem ursprünglich trockenen und ursprünglich feuchten Boden (nach Bohne 2005).
Die Infiltrationsrate wird vom Anfangswassergehalt im Boden beeinflusst.
Hydrophobie
Hydrophobe, d.h. wasserabweisende Böden befinden sich in unseren Breiten häufig unter Nadelwaldbeständen mit ausgeprägten Rohhumusauflagen oder unter Grasvegetation auf sandigen Böden. Die Anhäufung von schlecht abbaubaren Humusfraktionen in Verbindung mit ausgeprägten Trockenphasen kann dazu führen, dass der Oberboden zunehmend hydrophobe Oberflächen aufweist. In den USA und Australien werden diese Effekte auch durch Waldbrände verursacht. Als Folge wird die Benetzbarkeit der Bodenteilchen stark herabgesetzt. Für die Benetzungshemmung ist der Benetzungswinkel an den Bodenpartikeln die entscheidende Größe; sie bestimmt die Interaktion zwischen Wasser- und Bodenoberfläche. In hydrophoben Böden treten erhöhte Oberflächenabflüsse, präferenzielle Fließwege und eine Verminderung der Wasserspeicherfähigkeit des Bodens auf. Die Bestimmung der Hydrophobizität eines Bodens kann z.B. mit dem Water Drop Penetration Time (WDPT)-Test erfolgen. Mit einer Pipette werden drei Wassertropfen auf die Bodenoberfläche aufgebracht und mittels Stoppuhr die Eindringzeit der Tropfen gemessen.
Abb. 5-15 | Tröpfchenbildung auf hydrophobem Boden.
Tab. 5-8 | Kriterien zur Beurteilung von Hydrophobie (Decker und Jungerius 1990).
Die Verweilzeit der Tropfen bestimmt den Grad der Hydrophobie. Die Ausprägung der Hydrophobie wird nach. Decker und Jungerius (1990) in sieben Abstufungen von benetzbar (< 5 s) bis extrem wasserabweisend (> 6 h) klassifiziert (→ Tab. 5-8).
Verschlämmung
Einige Böden, wie z.B. Lössböden ohne bedeckende Vegetation, neigen dazu, nach Niederschlagsereignissen an der Oberfläche zu verschlämmen. Dabei kann sich eine bis zu 1,5 cm starke Kruste ausbilden. Diese Kruste versiegelt die Bodenoberfläche und kann die Wasserleitfähigkeit des Bodens um 1–2 Zehnerpotenzen vermindern. Als Folge tritt Oberflächenabfluss auf, der in Hanglagen oft vermehrt zu Stoffverlusten und Erosion führt (→ Kap. 9).
Hydrophobie, Verschlämmung und Verdichtung behindern die Infiltration.
Verdichtung
Eine Verdichtung des Oberbodens, z.B. verursacht durch Befahren mit schwerem Arbeitsgerät, kann zu einer verminderten Infiltration bzw. zu Oberflächenabfluss führen. Auch oberflächennahe, geogene Verdichtungen oder Verdichtungen anthropogenen Ursprungs wie z.B. die Pflugsohlenverdichtung können die Infiltration stark vermindern. In dichten Unterbodenhorizonten oder Verdichtungen im Unterboden begrenzt die geringe Wasserleitfähigkeit des Unterbodens die Infiltration im Oberboden durch rückstauendes Wasser.
Weiterführende Literatur
Bohne, K. (2005): An Introduction into Applied Soil Hydrology. Reiskirchen.
Hillel, D. (2004): Introduction to Environmental Soil Physics. Amsterdam.
Kutílek, M. und D. R. Nielsen (1994): Soil Hydrology. Reiskirchen.
| 6Grundwasser
Martin Reiss, Stefan Harnischmacher
Inhalt
6.1 Grundwasser im hydrologischen System
6.2 Messung und Kennzeichnung
6.3 Grundwasserdynamik
6.4 Grundwassernutzung
Grundwasser umfasst das unterirdische Wasser der gesättigten Zone, einen Bereich im hydrologischen System, in dem die Gesteinshohlräume vollständig mit Wasser gefüllt sind. Die Menge und Verfügbarkeit an Wasser in einem Grundwasserleiter hängt entscheidend von seiner strukturellen Beschaffenheit ab. Seine Speisung erfolgt durch Grundwasserneubildung. Diese entspricht hauptsächlich dem Anteil des Niederschlags, der die ungesättigte Bodenzone passiert und dem Grundwasserleiter zufließt. Grundwasser stellt eine wichtige Trinkwasser-Ressource dar, die nicht überbeansprucht werden darf und vor Verschmutzung zu schützen ist. Eine nachhaltige Nutzung des Grundwassers erfordert seine Überwachung. Dazu gehören die Messung von Grundwasserständen und das Erstellen geohydraulischer Modelle, um das Fließverhalten von Grundwasser zu beurteilen.
6.1 | Grundwasser im hydrologischen System
Grundwasser ist unterirdisches Wasser in der gesättigten Zone, das lediglich der Schwerkraft unterliegt.
Grundwasser ist unterirdisches Wasser, das die Hohlräume der Erdrinde zusammenhängend ausfüllt und dessen Bewegungsmöglichkeit ausschließlich durch die Schwerkraft bestimmt wird. Der Bereich des Grundwassers wird auch als gesättigte oder phreatische Zone (gr. phréar = «Brunnen») bezeichnet. Über Porengrundwasserleitern kann es durch Kapillaraufstieg zur Ausbildung eines Kapillarsaums kommen, in dem gesättigte Bedingungen durch Haftwasser vorherrschen können. Aufgrund der zusätzlichen Wirkung von Kapillarkräften wird der Bereich des Kapillarsaums nicht dem Grundwasser zugerechnet.
Abb. 6-1 | Grundwasser als Kompartiment im hydrologischen System.
Grundwasser ist ein Kompartiment im Wasserkreislauf (→ Kap. 3) und als offenes hydrologisches Teilsystem durch die Wasserhaushaltskomponenten Niederschlag, Abfluss und Verdunstung mit anderen Kompartimenten vernetzt (→ Abb. 6-1). Der Teil des Niederschlagswassers, der in den Boden infiltriert und nicht gegen die Wirkung der Schwerkraft in der durchwurzelten Bodenzone zurückgehalten wird, perkoliert durch eine mehr oder weniger mächtige ungesättigte Zone, bis er das Grundwasser erreicht (→ Kap. 5). Dieser Vorgang der Versickerung (Qseep) ist der wichtigste Mechanismus der Grundwasserneubildung GWneu. Neu gebildetes Grundwasser wird nach einer bestimmten Verweilzeit im Grundwasserleiter zu Grundwasserabfluss QGw und stellt somit eine Form der Abflussbildung dar (→ Kap. 9).
Es kann über die Grenzen von Einzugsgebieten hinweg zum unterirdischen Ausfluss Qout oder Zufluss Qin von Grundwasser kommen, sodass die bodenbürtige Grundwasserneubildung mengenmäßig nicht mit dem Grundwasserabfluss des Einzugsgebiets übereinstimmt (→ Kap. 3). Der Basisabfluss QB, der sich aus dem grundwasserbürtigen Abfluss QGw und dem langsamen Interflow QI zusammensetzt, wird zu oberirdischem Abfluss, wenn er in Form von Quellen an der Oberfläche austritt und so zum Beginn eines Fließgewässers wird, oder, indem er durch die Gewässersohle in ein Gewässer eintritt. Der schmale Übergangsbereich an der Sohle wird als hyporheische Zone bezeichnet (→ Kap. 9). Die Verweildauer (→ Kap. 3) des Grundwassers im Grundwasserleiter, d.h. die Zeitspanne zwischen Eintritt und Austritt, ist je nach Typ des Grundwasserleiters sehr unterschiedlich (→ Abb. 6-2).
Abb. 6-2 | Grundwasserverweildauer in unterschiedlichen Grundwasserleitern.
Man unterscheidet Poren-, Kluft- und Karstgrundwasserleiter.
Formen der Speicherung von Grundwasser in Gesteinen
Damit Grundwasser in Gesteinen gespeichert und transportiert werden kann, müssen diese in ausreichender Anzahl und/oder Größe Hohlräume aufweisen, die in Verbindung miteinander stehen. Es sind folglich bestimmte gesteinsabhängige Eigenschaften, die einen Grundwasserleiter auszeichnen. Dabei werden drei Arten von Hohlräumen unterschieden:
a)Porenhohlräume (→ Abb. 6-3, links) sind Hohlräume in Form kleiner Poren zwischen Gesteinskörnern. Sie sind typisch für Lockergesteine, die meist durch Sedimentation entstanden sind. Lockergesteine sind, wie Böden, Gemische aus Körnern und Poren unterschiedlicher Größe, sodass sich viele Aspekte, wie sie in Kap. 5 zu Böden besprochen sind, auf Lockergesteine übertragen lassen. Einen hohen Anteil frei beweglichen Wassers weisen vorrangig grobkörnige Lockergesteine wie Sande auf. In diesem Sinne tritt Grundwasser auch in den Porenhohlräumen mancher Festgesteine wie Sandstein auf, wenn diese weniger verfestigt sind und ausreichend Wasser leiten.
b)Klufthohlräume (→ Abb. 6-3, Mitte) sind typisch für nicht verkarstete Festgesteine. Es handelt sich dabei um Fugen bzw. Trennflächen, die v.a. aufgrund tektonischer Beanspruchung durch Zerreißung des Gesteins in seinem oberen Bereich entstanden sind. Sie bilden maximal bis in eine Tiefe von ca. 50 m nennenswerte Speicherräume aus. Die Transportrichtung des Wassers hängt u.a. von der Streichrichtung der Klüfte ab.
c)Karsthohlräume (→ Abb. 6-3, rechts) entstehen in wasserlöslichen Gesteinen wie Kalk- und Dolomitgestein sowie Gips und Anhydrit. Hier wird Grundwasser in Lösungshohlräumen gespeichert, die über lange Zeiträume entstehen und in geologisch alten Gebirgen oft als Höhlen in Erscheinung treten.
Abb. 6-3 | Grundwasserleitertypen. Links: Porengrundwasserleiter; Mitte: Kluftgrundwasserleiter; rechts: Karstgrundwasserleiter.
Eine weitere Bedingung für die vollständige Wassersättigung im Lockergestein und damit die Ausbildung eines Porengrundwasserleiters ist das Vorhandensein einer wasserstauenden Schicht. Es werden Grundwassernichtleiter und Grundwassergeringleiter unterschieden. Hierbei handelt es sich um nahezu wasserundurchlässige bzw. wenig durchlässige, wasserhemmende Gesteinsschichten. Die Fachbegriffe Aquiclude und Aquitarde sind im Deutschen weniger gebräuchlich. Der Begriff Aquifer wird in Deutschland häufig synonym für Grundwasserleiter verwendet (Hölting und Coldewey 2013). Wechseln sich mit der Tiefe Grundwasserleiter und Grundwassernichtleiter bzw. Grundwasserhemmer ab, dann kann es zur Ausbildung mehrerer Grundwasserstockwerke kommen (→ Abb. 6-4).
Der mit Grundwasser gefüllte Gesteinskörper wird durch eine Grundwasserunterfläche an der Sohle sowie eine Grundwasseroberfläche begrenzt. Ihr lotrechter Abstand wird als Grundwassermächtigkeit bezeichnet. Der Grundwasserflurabstand ist der lotrechte Abstand der Grundwasseroberfläche von der Erdoberfläche. Bei kleinen Grundwasserflurabständen kommt es zu Wechselwirkungen mit der durchwurzelten Bodenzone (→ Kap. 5).
Abb. 6-4 | Grundwasserstockwerke.
Neben dieser vertikalen Strukturierung nach Gesteinsschichten unterschiedlicher Durchlässigkeit erfolgt eine flächenhafte Differenzierung durch den Begriff des unterirdischen Grundwassereinzugsgebiets (→ Kap. 3).
Freies und gespanntes Grundwasser
Ein freier Grundwasserleiter zeichnet sich dadurch aus, dass die Grundwasseroberfläche nicht nach oben durch einen Grundwasserstauer begrenzt ist. Sie kann dadurch in Abhängigkeit von Grundwasserneubildung und Grundwasserabfluss frei schwanken. Die Grundwasseroberfläche ist nur eine fiktive Grenzfläche, weil auch im darüber befindlichen Kapillarsaum Wassersättigung vorherrscht. Eine reale Grundwasseroberfläche bildet sich nur in Beobachtungsrohren oder -brunnen (→ Kap. 6.2) aus. Hier tritt sie als Grundwasserspiegel in Erscheinung. In ihrem Höhenniveau, das als Grundwasserdruckfläche bezeichnet wird, herrscht Luftdruck bzw. ein hydrostatischer Druck gleich null vor. Darunter, im Grundwasserraum, ist der hydrostatische Druck positiv, im Kapillarsaum dagegen negativ. Ein Sonderfall ist schwebendes Grundwasser, das räumlich stark begrenzt ist und in manchen Fällen nur zeitweise nachgewiesen werden kann. Es kann, wie in Abb. 6-4 schematisch veranschaulicht, im Mittelgebirge auftreten. Häufiger bildet es sich im Lockergestein über Tonlinsen aus, die innerhalb einer gut durchlässigen Schicht wie ein lokaler Stauer wirken.
Merksatz: Grundwasser ist Teil des hydrologischen Systems und als gesättigte Zone des unterirdischen Wassers ein offenes System.
Ein gespannter bzw. halbgespannter Grundwasserleiter wird nicht nur nach unten durch einen liegenden, sondern auch nach oben durch einen hangenden Grundwasserstauer bzw. Geringleiter begrenzt. An seinem oberen Rand herrscht ein hydrostatischer Überdruck vor. Da sie mit dem oberen Rand des hangenden Stauers übereinstimmt, ist hier die Grundwasseroberfläche keine fiktive, sondern eine tatsächliche Körpergrenzfläche. Der gespannte Grundwasserleiter hat damit eine konstante Mächtigkeit. Bringt man ein Beobachtungsrohr in den gespannten Grundwasserleiter ein, dann kann sich im Rohr die Wassersäule gemäß dem vorherrschenden Überdruck ausdehnen, wodurch der sich einstellende Wasserspiegel auch hier das Höhenniveau der Grundwasserdruckfläche anzeigt. Der Höhenunterschied zwischen Druckfläche und Grundwasseroberfläche ist ein Maß für den Überdruck im gespannten Grundwasserleiter. Befindet sich die Grundwasserdruckfläche über Gelände, wird sie als artesisches Grundwasser bezeichnet, das ein Sonderfall des gespannten Grundwassers ist und nach der Region Artois in Nordfrankreich benannt ist. Räumlich größere und zusammenhängende Grundwasserleiter werden als Hauptgrundwasserleiter bezeichnet.
6.2 | Messung und Kennzeichnung
Grundlegende Empfehlungen für die einheitliche Erhebung, Auswertung und Darstellung grundwasserbezogener Daten und Richtlinien zur Erstellung hydrogeologischer Karten sind in der hydrogeologischen Kartieranleitung der Ad-hoc-Arbeitsgruppe Hydrogeologie festgelegt (Ad-hoc-AG Hydrogeologie 1997 und 2011).
Die wichtigste Messgröße ist der Grundwasserstand, der mithilfe von Beobachtungsrohren, auch als Piezometer bezeichnet, und in Brunnenschächten an einer kontinuierlichen Messstelle als Bestandteil eines landesweiten Messnetzes erfasst wird (→ Abb. 6-5). Die Unterkante des Piezometers oder Brunnens sollte tiefer verortet sein als der niedrigste zu erwartende Grundwasserstand. Voraussetzung für die Messung ist daneben, wie im Falle von Oberflächengewässern, die Festlegung eines Bezugsniveaus, das als Pegelnull (PN) bezeichnet und auf das der Wasserstand bezogen wird. In einem Messnetz an Beobachtungsrohren ist es zweckmäßig, PN einheitlich festzulegen und nach der tiefsten Messstelle auszurichten. Ein weiterer wichtiger Bezugspunkt ist die Rohroberkante, die als Messpunkt (MP) fungiert. Aus dieser Konstellation ergeben sich folgende Höhendifferenzen (→ Abb. 6-5):
Abb. 6-5 | Bezeichnungen an einer Grundwassermessstelle (nach DIN 4049-3 1994).
1.der Abstand zwischen Rohroberkante bzw. MP und Grundwasseroberfläche im Messrohr, der als Abstich bezeichnet wird,
2.die Höhendifferenz zwischen Grundwasseroberfläche und Rohrunterkante, die sog. Druckhöhe innerhalb des Messrohrs,
3.die geodätische Höhe, also die Höhendifferenz zwischen Rohrunterkante und PN,
4.Druckhöhe und geodätische Höhe, welche die Standrohrspiegelhöhe ergeben,
5.Standrohrspiegelhöhe und Abstich, die zusammen als Messpunkthöhe bezeichnet werden,
6.der Abstand zwischen Geländeoberkante und PN, also die Geländehöhe.
Das Beispiel einer Messstelle in Abb. 6-5 zeigt eine Überflurmessstelle, an der zusätzlich die Höhendifferenz zwischen MP und Geländeoberkante (GOK) als MP über GOK zu erfassen ist. Alle aufgeführten Höhendifferenzen werden benötigt, um an einer Grundwassermessstelle den momentanen Messwert des Grundwasserspiegels auf Normal-Null umrechnen zu können, damit er innerhalb eines Messnetzes vergleichbar ist. Mit den berechneten Grundwasserhöhen lässt sich eine Grundwassergleichenkarte erstellen.
Zur Messung des Grundwasserstands können unterschiedliche Messmethoden zum Einsatz kommen (→ Tab. 6-1). Für nicht kontinuierliche Messungen findet die Brunnenpfeife Verwendung. Ein Pfeifton zeigt an, dass die Pfeife beim Herablassen die Wasseroberfläche erreicht hat. Ähnlich arbeiten moderne Kabellichtlote, mit denen durch das Wasser ein elektrischer Kontakt geschlossen wird. Dies wird akustisch und optisch durch eine Lampe angezeigt. Da Brunnenpfeife bzw. Kabellichtlot an einem Maßband befestigt sind, kann in diesem Moment der Abstich an der Rohroberkante lotrecht abgelesen werden.
Merksatz: Grundwasser ist nur durch künstliche Aufschlüsse wie Brunnen oder durch Bohrungen direkt zu erreichen.
Zahlreiche Messgeräte sind inzwischen in Verbindung mit einer Schreibvorrichtung und/oder einem Datenlogger mit kontinuierlich registrierenden Messsystemen ausgestattet. Dabei kommen Messprinzipien, wie im Falle von Oberflächengewässern, zum Einsatz, zu denen Schwimmerschreibpegel, Drucksonden und Druckluftsensoren gehören (→ Kap. 8). Durch Drucksonden wird die Druckhöhe direkt erfasst. Eine Übersicht über verschiedene Grundwassermessprinzipien enthält Tab. 6-1.
Das Grundwassermessnetz in Deutschland umfasst ca. 800 Grundwassermessstellen der geologischen Landesdienste und -umweltämter, die im europaweiten Messnetz der Europäischen Umweltagentur (European Environment Agency; EEA) integriert sind. Die einzelnen Bundesländer betreiben darüber hinaus weitere Messstellen innerhalb der zuständigen wasserwirtschaftlichen Landesdienste. Die Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (BGR) bietet hydrogeologische Kartenwerke und Daten mit räumlichem Bezug zu Deutschland in unterschiedlichen, auch GIS-basierten Dateiformaten im Internet an. Daneben werden für jedes Abflussjahr hydrologische Grundwasserdaten fortlaufend im Deutschen Gewässerkundlichen Jahrbuch veröffentlicht. Grundwassergütemessstellen liefern Angaben zur Wasserqualität des Grundwassers.
Tab. 6-1 | Geräte und Messprinzipien zur Grundwasserbeobachtung.
| Aufzeichnung | Gerät | Prinzip |
| nicht kontinuierlich | Lot | Faden mit Gewicht; Abstich bis 25 m; einfache Geländemethode; ungenau |
| Meterstab/-band | Meterstab oder -band mit Schreibkreide (trocken/nass-Unterschied); Abstich bis 2 m; einfache Geländemethode; ungenau | |
| Patscher | Maßband mit Gewicht als nach unten offener Hohlkörper (Geräusch «Patsch» beim Auftreffen auf die Grundwasseroberfläche); Abstich bis 5 m; ungenau | |
| Brunnenpfeife | Messing-Hohlkörper, der beim Auftreffen auf die Grundwasseroberfläche einen Pfeifton abgibt; Abstich bis 30 m; genau (10 mm Fehlerbereich) | |
| Kabellichtlot (elektrisch) | Flachbandkabel auf Trommel (Lichtsignal beim Auftreffen auf die Grundwasseroberfläche); Abstich bis 500 m; genau (> 5 mm Fehlerbereich) | |
| kontinuierlich | Einperlsensor | Pneumatische Messung durch Sonde mit ein perlender Druckluft; Abstich bis 30 m; genau (> 5 mm Fehlerbereich) |
| Differenzdruckaufnehmer | Druckdifferenz zweier Membranen (Atmosphären- und Wasserdruck); Abstich bis 500 m; genau (> 1 mm Fehlerbereich) | |
| Pegelschreiber | Schwimmerpegel mit Gewicht und (mechanischer) Schreibrolle; Abstich bis 30 m; genau (1 mm Fehlerbereich) |
6.3 | Grundwasserdynamik
Physikalische Grundlagen
Wasser bewegt sich in einem Grundwasserleiter als Reaktion auf eine ungleiche Verteilung mechanischer Energie, die sich an jedem Punkt des Grundwasserströmungsfeldes aus drei Komponenten zusammensetzt:
▶potenzielle Energie als Folge der Lage oberhalb eines Bezugsniveaus,
▶potenzielle Energie als Folge des hydrostatischen Drucks, abhängig vom Abstand zur Grundwasserdruckfläche (auch als «Druckenergie» bezeichnet) und
▶kinetische Energie als Folge der Bewegung.
Die Bernoulli-Gleichung gibt für eine strömende Flüssigkeit den Energieerhaltungssatz wieder.
Diese Formen mechanischer Energie wurden im Jahr 1738 erstmals durch Daniel Bernoulli quantifiziert und in der fundamentalen Bernoulli-Gleichung als Ausdruck für die Gesamtenergie EGes, auch als hydraulisches Potenzial bezeichnet (→ Kap. 5), zusammengefasst. Für eine laminare, d.h. nicht turbulente Strömung gilt:
Nach Normierung der Gesamtenergie auf ein Gewicht des Wassers von 1 Newton verbleibt eine Größe mit einer Längeneinheit, die als Energiehöhe hE bezeichnet wird:
Die drei Summanden auf der rechten Seite der Gleichung 6. 2 werden als Druckhöhe, geodätische Höhe bzw. Geschwindigkeitshöhe bezeichnet. In Piezometern entspricht die Druckhöhe der Differenz aus Sohle unter Messpunkt und Abstich (→ Abb. 6-5).
Im Vergleich zum Oberflächenwasser sind die Fließgeschwindigkeiten von Grundwasser aufgrund der hohen Reibung am Korngerüst vernachlässigbar gering, sodass sich die Bernoulli-Gleichung für Grundwasserströmungen wie folgt vereinfacht:
Die Standrohrspiegelhöhe ist ein Maß für das hydraulische Potenzial eines Punkts im Grundwasserleiter.
Unter dieser Voraussetzung entspricht hE der Standrohrspiegelhöhe, auch als piezometrische Höhe bezeichnet. Sie ist die Summe aus den Messgrößen Druckhöhe und geodätische Höhe h in einer Grundwassermessstelle (→ Abb. 6-5).
Grundwasserströmung
Grundwasser strömt in einem Grundwasserleiter immer vom Ort hohen zum Ort geringen hydraulischen Potenzials, und somit in Richtung des größten Gefälles der gemessenen Standrohrspiegelhöhen. Ist die Messpunkthöhe bekannt, kann an jedem Piezometer nach Messung des Abstichs die Standrohrspiegelhöhe aus der Differenz beider Messwerte berechnet werden.
Das größte Gefälle einer Grundwasserdruckfläche, der sogenannte hydraulische Gradient, und damit die Grundwasserfließrichtung können erst eindeutig bestimmt werden, wenn für mindestens drei Grundwassermessstellen folgende Angaben vorliegen:
▶die geographische Lage,
▶die Entfernung zwischen den Grundwassermessstellen und
▶die Standrohrspiegelhöhe in jeder Grundwassermessstelle.
Merksatz: Ein Grundwassergleichenplan hilft bei der Identifizierung von Grundwasserscheiden und unterirdischen Einzugsgebieten.
Nun kann der Verlauf einer Grundwassergleiche nach dem Prinzip der linearen Interpolation in einem hydrologischen Dreieck ermittelt werden. Eine Grundwassergleiche ist eine Linie gleichen hydraulischen Potenzials auf der Grundwasserdruckfläche. Mit ihrer Hilfe lassen sich Grundwasserfließrichtung und hydraulischer Gradient bestimmen. Dabei gilt: Grundwasser strömt immer dem hydraulischen Gradienten folgend, also senkrecht zu den Grundwassergleichen.
Abb. 6-7 | Vereinfachte Darstellung eines Grundwassergleichenplans (blau: Fließgewässer, schwarz: Grundwassermessstellen mit gemessenen Standrohrspiegelhöhen, rot: hydrologische Dreiecke, grün: Grundwassergleichen, schwarze Pfeile: Grundwasserfließrichtung).
Stehen mehr als drei Grundwassermessstellen zur Verfügung, kann nach dem gleichen Prinzip für einen größeren Raumausschnitt ein Grundwassergleichenplan erstellt werden. Die Karte in Abb. 6-7 zeigt das Beispiel eines einfachen Grundwassergleichenplans für einen Raumausschnitt im Umfeld eines Fließgewässers bei effluenten Verhältnissen.
Box 6.1
Konstruktion einer Grundwassergleiche und Bestimmung des hydraulischen Gradienten
Im Kartenbeispiel von Abb. 6-6 ist die Grundwassergleiche konstruiert, deren Wert der gemessenen Standrohrspiegelhöhe 32,55 m im Standrohr 1 entspricht. Ihre genaue Position auf der Verbindungslinie zwischen Standrohr 2 und 3 lässt sich nach linearer Interpolation wie folgt bestimmen:
Die Grundwasserfließrichtung kann nun durch einen Pfeil sichtbar gemacht werden, der senkrecht zur Grundwassergleiche in Richtung des Brunnens mit der kleinsten Standrohrspiegelhöhe weist und als Falllinie bezeichnet wird.
Der hydraulische Gradient entspricht dem Quotienten aus dem Höhenunterschied und der Horizontalentfernung zweier Punkte auf der Grundwasserdruckfläche, gemessen in Fließrichtung. Nach Ausmessung der kürzesten Entfernung zwischen der Grundwassergleiche mit der Höhe 32,55 m und Standrohr 2 kann der hydraulische Gradient schließlich wie folgt berechnet werden:
Abb. 6-6 | Kartenbeispiel zur Konstruktion einer Grundwassergleiche in einem hydrologischen Dreieck. Die Grundwassergleiche erlaubt die Bestimmung der Grundwasserfließrichtung und des hydraulischen Gradienten der Grundwasserdruckfläche (nach Todd und Mays 2005).
Das Grundwasser strömt somit dem hydraulischen Gradienten folgend in west-südwestliche Richtung.
In einem Grundwasserleiter ist die gesättigte hydraulische Leitfähigkeit kF ein Maß für dessen Fähigkeit Grundwasser zu leiten.
Grundwasserabfluss und hydraulische Leitfähigkeit
Bei Fragen zum Grundwasserhaushalt ist das pro Zeiteinheit den Grundwasserleiter durchströmende Grundwasservolumen, der sogenannte Grundwasserabfluss QGw von besonderem Interesse. Unter stationären Bedingungen lässt er sich auf Grundlage des Darcy-Gesetzes wie folgt berechnen:
Tab. 6-2 | Hydraulische Leitfähigkeit (kf) von Lockersedimenten (nach Hölting und Coldewey 2013).
| Lockersediment | kf- Werte |
| reiner Kies | 10-1–10-2 m/s |
| grobkörniger Sand | um 10-3 m/s |
| mittelkörniger Sand | 10-3–10-4 m/s |
| feinkörniger Sand | 10-4–10-5 m/s |
| schluffiger Sand | 10-5–10-6 m/s |
| toniger Schluff | 10-6–10-9 m/s |
| Ton | < 10-9 m/s |
Typische Größenordnungen von kf-Werten verschiedener Lockersedimente sind in Tab. 6-2 zusammengestellt. Bei kf-Werten von mehr als 10-2 m/s gilt ein Grundwasserleiter als sehr stark durchlässig. Unterhalb von 10-5 m/s spricht man von einem Grundwassergeringleiter, unterhalb von 10-8 m/s von einem Grundwasserstauer.
Zur Beschreibung der Grundwasserbewegung in Kluftgrundwasserleitern unterscheidet man zwischen der Gesteinsdurchlässigkeit (= Leitfähigkeit der trennfugenfreien Gesteinsmatrix) und der für die Wasserbewegung weitaus bedeutenderen Trennfugendurchlässigkeit. Beide zusammen kennzeichnen die Gebirgsdurchlässigkeit. Einen Überblick zur Gebirgsdurchlässigkeit verschiedener Festgesteine zeigt Abb. 6-8.
Grundwasserneubildung
Die Grundwasserneubildung GWneu ist ein Maß für die natürliche Regenerationsfähigkeit der Grundwasserressourcen in einem Bilanzgebiet. Sie entspricht im langjährigen Mittel dem überwiegend aus dem Grundwasserspeicher stammenden Basisabfluss QB. Dieser berechnet sich aus der Summe des grundwasserbürtigen Abflusses QGw und des langsamen Zwischenabflusses (→ Kap. 9). Bei Betrachtung langer Bilanzzeiträume kennzeichnet die Differenz der beiden Wasserhaushaltskomponenten Niederschlag N und Verdunstung ET das für den Gesamtabfluss Q zur Verfügung stehende Wasser in einem Einzugsgebiet. Die schnellen Abflusskomponenten Oberflächenabfluss und schneller Zwischenabfluss, die nicht zum Basisabfluss beitragen, bilden den sogenannten Direktabfluss QD (→ Kap. 9). Die Grundwasserneubildung GWneu kann somit auf Grundlage der Wasserhaushaltsgleichung für beliebige Bilanzgebiete wie folgt abgeschätzt werden:
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