Kitabı oku: «Hydrologie», sayfa 6

Abb. 5-10 | Beziehung zwischen ungesättigter Wasserleitfähigkeit k_u und Wasserspannung für verschiedene Bodenarten (Peters 2013).

Abb. 5-11 | Zwischenabflussanteil [%] am Gesamtabfluss bei Stauwasserböden als Funktion des k_f-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 (k_f) im Boden. Abweichungen hängen davon ab, wie repräsentativ das Probenvolumen in Hinblick auf die Makroporenverteilung und -menge ist und ob die Messung von k_f 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 (Q_seep) ist der wichtigste Mechanismus der Grundwasserneubildung GWneu. Neu gebildetes Grundwasser wird nach einer bestimmten Verweilzeit im Grundwasserleiter zu Grundwasserabfluss Q_Gw und stellt somit eine Form der Abflussbildung dar (→ Kap. 9).

Es kann über die Grenzen von Einzugsgebieten hinweg zum unterirdischen Ausfluss Q_out oder Zufluss Q_in von Grundwasser kommen, sodass die bodenbürtige Grundwasserneubildung mengenmäßig nicht mit dem Grundwasserabfluss des Einzugsgebiets übereinstimmt (→ Kap. 3). Der Basisabfluss Q_B, der sich aus dem grundwasserbürtigen Abfluss Q_Gw und dem langsamen Interflow Q_I 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 E_Ges, 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 h_E 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 k_F 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 Q_Gw von besonderem Interesse. Unter stationären Bedingungen lässt er sich auf Grundlage des Darcy-Gesetzes wie folgt berechnen:

Tab. 6-2 | Hydraulische Leitfähigkeit (k_f) 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 k_f-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 Q_Gw 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 GW_neu kann somit auf Grundlage der Wasserhaushaltsgleichung für beliebige Bilanzgebiete wie folgt abgeschätzt werden: