Prof Pr. Dr . Dr Christian W lk o er lk sdorfer Abriss der Hydrogeologie Abriss der Hydr Pumpvers Pumpver uchsauswer uchsauswer ung und
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1 Prof. Dr. Christian Wolkersdorfer Abriss der Hydrogeologie Pumpversuchsauswertung und Grundwasserneubildung Veranstaltung im Wintersemester 2008/2009 Präsentation basiert auf Einführung Hydrogeologie Prof. Dr. habil Broder J. Merkel (Bergakademie Freiberg) Inhalte Einführung Was ist ein Aquifer? Warum fließt Grundwasser? Wie bestimmt man Porosität und Permeabilität? Gesättigte und ungesättigte Zone Brunnen und Pumpversuche Pumpversuchsauswertung und Grundwasserneubildung Wasser: Das universelle Lösungsmittel Wechselwirkungen Wasser Gestein weitere Wasserinhaltsstoffe Grundwassermodellierung Grundwasserschutz und Management Grundwassersanierung Regionale Beispiele 1
2 Typen von Pumpversuchen 1 2 Zwischenpumpversuch Festlegung Brunnentiefe, Brunnenausbau Pumpversuch zur Brunnenentwicklung technische Sandfreiheit, Brunnenentwicklung Brunnentest Leistungscharakteristik von Brunnen Betriebstests Anfahrbetrieb, Pumpenauslegung Typen von Pumpversuchen 2 2 Grundwasserleitertest wasserleitende und wasserspeichernde Eigenschaften des Grundwasserleiters, Grundwasserbeschaffenheit, Randbedingungen Langzeitpumpversuche ökologische Auswirkungen, Dauerergiebigkeit, Einfluss auf Wasserhaushalt 2
3 Einfache empirische Formeln: Absenkungsweite Lyle S. Raymond: What is Groundwater? Einfache empirische Formeln Brunnenformeln Sichardt (1928) R = 3000 s kf Kussakin R = 575 s k H f Schultze & Weber; Maekelburg 3
4 Einfache empirische Formeln Brunnenformeln Baugrube m 3,5 Absenkung s = 4,5 m 4 Brunnen; 2 r = 0,3 m H = 10 m k f = 10-4 m s -1 Sichardt: Kussakin: Ersatzradius: 135 m 82 m 8 m r = bl ers π R Einfache empirische Formeln (Forts.) 4
5 Daten eines Pumpversuches Absenkung in Grundwassermessstelle Zeit, min s, m Zeit, min s, m , ,50 1 0, ,60 2 0, ,71 3 0, ,74 4 0, , , , , , ,40 graphische Darstellung 0,0 0,1 0,2 drawdown, m 0,3 0,4 0,5 stationäre Bedingungen 06 0,6 0,7 0, time, min 5
6 ohne Grundwassermessstelle? gespannter Aquifer, stationäre Verhältnisse, unendliche ausgedehnter Aquifer, kein Gradient, k f Q = H s ungespannter Grundwasserleiter h : : wassererfüllte Mächtigkeit bei stationären Verhältnissen k f Q = h' s aber: nur Abschätzung Dupuit-Thiem Randbedingungen stationäre Verhältnisse (steady state conditions) Aquifer hat unendliche Ausdehnung Aquifer ist homogen, isotrop und hat konstante Mächtigkeit Grundwasserspiegel hat kein Gefälle konstante Pumprate vollkommener Brunnen 6
7 Dupuit-Thiem (confined aquifer) 2 π kf H (s1 s 2) 2 Messstellen Q = r 2 2,3 log r1 1 Messstelle 2 π kf H (sb s 2) Q = r 2 2,3 log Q konstante Pumprate, m 3 s -1 r B k f Durchlässigkeitsbeiwert, m s -1 H, h M Mächtigkeit Aquifer, m s 1, s 2 Absenkung in Messstellen 1 und 2, m r 1, r 2 Entfernung der Messstellen 1 und 2 zum Brunnen, m s B Absenkung im Brunnen, m Radius des Brunnens, m r B Dupuit-Thiem (confined aquifer) 7
8 Dupuit-Thiem (confined aquifer) mehr als 2 Messstellen Q 2 π k H Δs 2,3 = f Dupuit-Thiem (unconfined aquifer) 2 gleiche Randbedingungen s Korrektur von Absenkung s s' = s H: Mächtigkeit vor Absenkung 2H Kruseman & deridder: Analysis and Evaluation of pumping test data 8
9 instationäre Auswertung (Jacob) 0,0 0,1 Δs = 0,23 0,58 = 0,35 m drawdown, m 0,2 0,3 0,4 0,5 06 0,6 0,7 0, time, min instationäre Auswertung (Jacob) m T 2,3 Q = 4 π Δ s Transmissivität T = k f H 9
10 kompliziertere Randbedingungen leaky aquifer begrenzter Aquifer Abnehmende / zunehmende Mächtigkeit Aquifer mit Neigung anisotroper Aquifer Grundwasserstockwerke Neigung des Grundwasserspiegels unvollkommener Brunnen mehr als ein Brunnen Horizontalfilterbrunnen Kluftgrundwasserleiter Spezielle Verfahren Pumpversuch mit variierenden Pumpleistungen Pumpversuch in Brunnengalerien Auffüllversuche Slug Test Impulsverfahren 10
11 Ungespannt (unconfined) gespannt (confined) Woher kommt das Wasser? weniger Wasser und woher? Spezifischer Speicherkoeffizient (specific storage S s ) Das Wasservolumen, das aus einem Einheitsvolumen des Aquifers zufließt, wenn der Druckspiegel um einen Meter gesenkt wird S s = ρ g (α + n e β) Jacob 1940 ρ Dichte Wasser ( 1000 g m -3 ) g Gravitationskonstante ( 9,81 m s -2 ) n e effektives Porenvolumen α Kompressibilität des Sediments ( m²/n) β Kompressibilität von Wasser (5,1 4, m²/n) 11
12 Spezifischer Speicherkoeffizient Der Speicherkoeffizient S (Storativity) eines gespannten Grundwasserleiters mit der Mächtigkeit H ergibt sich aus S = S s H rule of the thumb: S = H 3, Lohmann S = Zum Vergleich: Speicherkoeffizient ungespannter Aquifere S n eff = 0,1 0,2 Berechnung des Speicherkoeffizienten aus Pumpversuch drawdown, m 0,0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 06 0,6 0,7 S = (2,25 k f M t) / r 2 S Speicherkoeffizient, k f Durchlässigkeitsbeiwert, m s -1 M Mächtigkeit Aquifer, m t Zeit, s r Abstand zum Brunnen, m 0,8 1 t time, min 12
13 Zusammenfassung Pumpversuchsauswertung Wurden stationäre Verhältnisse im Brunnen und den Grundwassermessstellen erreicht? Aus Pumpversuchen ohne Grundwassermessstellen können nur Schätzwerte ermittelt werden Pumpversuche liefern k f -Werte und Speicherkoeffizienten für gespannte Grundwasserleiter Die gewonnenen Parameter sind repräsentativer als Laborversuche Grundwasserneubildung Grundwasserneubildung ist die Menge des Wassers, die einem Grundwasserleiter zufließt Grundwasserneubildung erfolgt durch infiltrierendes Niederschlagswasser, Zufluss von anderen Aquiferen und als Sonderfall: infiltrierendes Fluss-, Seewasser im engeren Sinn: Infiltration von Niederschlag durch die ungesättigte Zone in den oberflächennahen ersten Grundwasserleiter 13
14 Wasserbilanz P + In sub + In sur = Out sub + Out sur + ET + Δsoil + Δgw ET P In Out Wasserbilanz vereinfacht Die vereinfachte Bilanzgleichung lautet: N + G ET = A Niederschlag + Grundwasserneubildung Evapotranspiration = Abfluss 14
15 Erstellen einer Wasserbilanz Kompartiment möglich? Kommentare Atmosphäre oberirdisches Wasser ungesättigte g Zone gesättigte Zone unmöglich Wasserscheide schwierig GW-Messstellen; Isolinienkarte Wind händisch von Karte; Computer (DGM) Versickerung nicht zwingend vertikal! Messstellendichte Einheiten mm oder L s -1 km - ² mm = L/Zeit m - ² 100,0 mm = 3,17 L s -1 km - ² 31,6 mm = 1,00 L s -1 km - ² mm-angaben ohne Zeit sind immer auf ein Jahr bezogen 15
16 oberirdisches und unterirdisches Einzugsgebiet unterirdisches Einzugsgebiet oberirdisches Einzugsgebiet Faktoren, die die Infiltration steuern Temperatur, Wasserdampfdruck (Luftfeuchtigkeit) Wind, Wolkenbedeckung, Sonnenscheindauer, Albedo Landnutzung, Vegetation Boden (ungesättigte hydraulische Durchlässigkeit, Wassergehalt bei Feldkapazität Hangneigung- und Ausrichtung oberirdischer Abfluss 16
17 Methoden zur Ermittlung der Verdunstung Messung der Verdunstung von freier Wasseroberfläche empirische Funktionen unter Verwendung meteorologischer Parameter sowie Boden, Landnutzung, Morphologie Niedrigwasserabfluss Halogene (Chlorid und Bromid) als natürliche Tracer Lysimeter Tensiometer, Neutronensonde, TDR-Sonden Isotopen im Sickerwasser numerische Modellierung (UZ und Grundwasser) empirische Funktionen für Evapotranspiration Haude, Penman, Turc, Thornwaite, liefern: potentielle oder aktuelle Evapotranspiration Annahme: oberirdischer Abfluss bekannt unberücksichtigt: Änderungen im Bodenwasserspeicher 17
18 Haude: potentielle Evapotranspiration F14 ETpot = xp 14 ( 1 ), mm d 100 x empirischer Koeffizient (Pflanzenfaktor): 0,26 0,39 (monatsabhängig: kalt klein) relative Luftfeuchtigkeit um 14 Uhr F 14 g t Lufttemperatur um 14 Uhr P14 = 4, ,45 t 235+ t -1 Turc: aktuelle Evapotranspiration ET aktuell = P P 0, t 0,05 t 3 2 P Niederschlag, mm (Jahr) t mittlere Jahrestemperatur, C 18
19 Lysimeter wägbar möglichst monolitisch gewinnen Hölting & Coldewey 2005 Lysimeter UMS Umweltanalytische Mess-Systeme GmbH 19
20 Lysimeter UMS Umweltanalytische Mess-Systeme GmbH : Berglysimeterstation - Stoderzinken in 1830 Meter Lysimeter 20
21 Lysimeterboden Hydrogeologisches Versuchsfeld am Institut für Geologie der TU Bergakademie Freiberg 21
22 Tritium von Kernwaffentests in der Atmosphäre idealer Tracer als Bestandteil des Wassermoleküls Halbwertzeit: 12,3 Jahre H, TU date Valentia (IAEA) Tritium im Sickerwasser Maximum Atmosphäre: 1963 Beispiel: Maximum in UZ in 8 m Tiefe mittlere Sickergeschwindigkeit = 0,2 m / Jahr bei einem mittleren Bodenwassergehalt von 0,1: 100 L 0,2 = 20 L = 20 mm sehr geringe Neubildung 22
23 Niederschlag Bayern ( ) Bayerisches Landesamt für Wasserwirtschaft Niederschlag Deutschland 23
24 Niederschlag Deutschland potentielle Grundwasserneubildung 24
25 Grundwasserneubildung Region Neubildung in mm Deutschland, Quartär Deutschland, Sandstein Deutschland, Kalkstein Deutschland, Karst Deutschland, Granit Maui, Hawai 3600 Djibouti südliche Sinai warum ist die Grundwasserneubildung eine zentrale Größe? Bemessungsgrundlage für Bewirtschaftung eines Aquifers Entnahmen über der mittleren Neubildungsrate führen zu einer Absenkung des Grundwasserspiegels (overpumping) p Wer dies tut, handelt unverantwortlich 25
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