INSTITUT FÜR GEOÖKOLOGIE

Transkript

1 1 Vorlage zur Vorlesung: Arbeitsblätter zum 9./ Beantworten Sie die Fragen (F) schriftlich und stellen Sie sich darauf ein, die Fragen in der nächsten UE ( ) zu moderieren! Bild 1: Scheffer & Schachtschabel (1998): Erläuterungen zur Potentialtheorie / Bodenwasserbewegung in der ungesättigten Bodenzone Bild 2: Beziehung zwischen Bodenwasserspannung und gehalt, n. Scheffer & Schachtschabel (1998) F: Erläutern Sie beide Graphiken (Bild 1 und 2) und stellen Sie einen Zusammenhang her! Die Wassergehalte bei einer Wasserspannung von 1 cm WS (=., ψ m =. hpa) variieren in diesem Bereich von θ Sandboden = Vol.%, θ Schluffboden = Vol.% bis Vol.% für den Tonboden. Welche Möglichkeiten zur Regionalisierung der aus den Graphiken ableitbaren Bodenparameter oder -eigenschaften stehen zur Verfügung? Stichwort: vom Plotscale / von der Bodensäule zur field-scale /Polygonfläche!

2 2 Bild 3: Bodenteilchen mit Bodenwasser / Bindungsarten, n. Kögel- Knabner Haftwasser = Bodenfeuchte (θ) Adsorptionswasser (1)Van-der- Waalschen Kräfte u. H-Bindungen zwischen O 2 der festen Oberfläche und den H 2 O-Molekülen, (2) die über längere Entfernungen wirkenden Kräfte unter der Einwirkung des elektrostatischen Feldes vor allem der Gegenionen. Kapillarwasser durch stark gekrümmte Menisken (Adhäsionsu. Kohäsionskräfte) F: Erläutern Sie das Bild 3 Messung des Bodenwassergehaltes (-feuchte) Der Wassergehalt von Bodenproben wird im Labor zweckmäßig gravimetrisch ermittelt, im Felde verwendet man vor allem sog. TDR-Geräte (TDR=Time Domain Reflectrometry), die den Wassergehalt aus der Ausbreitungsgeschwindigkeit: c v = ε ε... Dielektrizitätskonstante, c. Lichtgeschwindigkeit, eines hochfrequenten Signals entlang eines Wellenleiters ermitteln. Je höher der Wassergehalt ist, desto größer ist die Dielektrizitätskonstante des gesamten Systems, so dass v kleiner wird. Für die Berechnung des volumetrischen Wassergehaltes aus v bzw. aus der Laufzeit ist eine Kalibrierung erforderlich. Potentielle Energie des unterirdischen Wassers Definition der Potentiale des Bodenwassers Neben dem Volumenanteil des Wassers im Untergrund hat vor allem der Energiezustand oder das Potential des unterirdischen Wassers für seine Speicherung, seine Pflanzenverfügbarkeit und seine Strömung eine besondere Bedeutung. Das Potential des unterirdischen Wassers bezeichnet die Differenz zwischen der potentiellen Energie je kg Wasser im Boden und der reinen Wassers in einem Bezugssystem. Es werden zunächst isotherme Bedingungen unterstellt. Das Bezugssystem wird durch eine Oberfläche reinen Wassers repräsentiert, auf die nur der atmosphärische Druck wirkt und die sich in einer beliebigen, jedoch definierten geodätischen Höhe befindet. Kennzeichnet man den Energiezustand durch einen Quotienten aus Energiemenge und Wasservolumen, so erhält man Druckeinheiten. ψ H = ψ z + ψ o + ψ m (kpa oder cm WS) Infiltration (wichtig für Stoffeintrag, Bodenbildung, Wasserhaushalt etc.)

3 3 Unter dem Begriff Infiltration versteht man die Bewegung des Sickerwassers (z.b. aktuelles Niederschlagswasser) von der GOK her in den Boden, wenn das Matrixpotential höher ist als dem Gleichgewicht mit dem freien Grundwasserspiegel entspricht (vgl. Bild 1): ψ H = ψ z... Infiltrationsrate:... gibt die Wassermenge an (cm WS), die je Zeiteinheit versickert. Ist die Wasserleitfähigkeit der Bodenoberfläche sehr gering (Niederschlagsintensität > Infiltrationsrate), entsteht Oberflächenabfluss, gegebenenfalls Bodenerosion. F: Wie wird die Infiltrationsrate im Feld bestimmt? Stellen Sie einen Zusammenhang zu den Verlustraten-/Abflussbeiwert-Ansätzen der Wasserwirtschaft bzw. der Ingenieurhydrologie her (Schröder 1999: 40-44)! Kapillarität (wichtig u.a. für die Verdunstung aus Porengrundwasserleitern) In allen Poren sind Kapillarkräfte wirksam, zurückzuführen auf physiochemische Kräfte, die Oberflächenspannung und damit Ausbildung von Menisken bedingt -> Bildung von Wasser bzw. Flüssigkeiten an Oberflächen bzw. Füllen von Poren mit Flüssigkeit, letzteres abhängig vom Durchmesser bzw. von Dicke der Pore über Gleichgewicht zwischen Wirkung der Oberflächenspannung und der Schwerkraft bei ± senkrecht ausgerichteten Poren -> Gleichung für kapillaren Aufstieg: r. Porenradius bzw. halbe Porendicke (bei Spalt). Oberflähenspannung.. Benetzungswinkel h.. Aufstiegshöhe.. Dichte des Wassers g.. Erdbeschleunigung 2 σ cosα h = r g ρ (... im Boden nur r und h als Variable angenommen, Rest = konstant = 3.000, wenn h in (cm WS) und d (= 2r) in m). w Bild 4: Bohne, Rostock

4 4 F: Wann tritt kapillarer Aufstieg ein? F: Was für einen Einfluss hat der Grundwasserflurabstand auf den Ertrag? Betrachte dies für unterschiedliche Bodenarten! Diese Betrachtungen sind auch wichtig für Neupflanzungen oder wasserrechtliche Genehmigungen. Erläutere! Wasserretentionskurve und Porengrößenverteilung Die graphische Darstellung des volumetrischen Wassergehaltes θ über der Porenwasserdruckhöhe h heißt Wasserretentionskurve oder, falls eine mathematische Funktion verwendet wird, Wasserretentionsfunktion. Die Kurve beginnt bei h=0 mit θ = θ s (volumetrischer Wassergehalt bei Sättigung, also bei vollständiger Füllung des Porenraumes). Darstellung der Wasserretentionskurve durch mathematische Funktionen Modell nach VAN GENUCHTEN (z.b. im Programmpaket FEFLOW: s. VL/UE Einführung in die 3D Grundwassermodellierung...) Die von VAN GENUCHTEN (1980) vorgeschlagene Wasserretentionsfunktion θs θr θ (h) = θr + n 1+ ( α h ) θ r, θ s, α, n, m Parameter ( ) m wird seit 1980 in der Mehrzahl aller bodenhydrologischen Arbeiten verwendet. Eine Anpassung des Parameters θs an den Funktionsverlauf führt zu besseren Ergebnissen als die Verwendung von Meßwerten. Pflanzenverfügbarkeit des Bodenwassers (s. Bild 2) Gemäß seinem Verhalten wird das Wasser, das sich in Poren >50 µm (äquivalente Saugspannungshöhe: 60 cm, Grobporen) befindet, als schnelles Sickerwasser bezeichnet. Wasser im Porengrößenbereich µm (Mittelporen) wird als langsames Sickerwasser betrachtet. Ein Teil dieses langsamen Sickerwassers bildet zusammen mit dem Wasser in den noch kleineren Feinporen das Haftwasser, dessen maximaler Gehalt durch die sog. Feldkapazität ausgedrückt wird. Die Feldkapazität ist ein empirischer Parameter zur Beschreibung des Bodenwasserhaushalts, der bodenphysikalisch nicht streng definiert ist. Da die Versickerung des Wassers in den gröberen Poren wesentlich schneller verläuft, als die Wasseraufnahme durch Pflanzenwurzeln, bildet die Feldkapazität auch die obere Grenze für den Bereich des pflanzenverfügbaren Wassers. Wasser, das durch einen Druck von <-15 bar ( kpa bzw cm Wassersäule) gebunden ist (äquivalente Porengröße: <0.2 µm), ist durch Kulturpflanzen im allgemeinen nicht mehr aufnehmbar; der entsprechende Bodenwassergehalt wird als Permanenter Welkepunkt bezeichnet und bildet die untere Grenze des Bereiches des pflanzenverfügbaren Wassers. Die Differenz zwischen der Feldkapazität und dem volumetrischen Wassergehalt, der zu permanentem Welken führt heißt nutzbare Feldkapazität nfk. Strömung des Wassers in der ungesättigten Zone Gesetz von DARCY Wasser fließt in Richtung abnehmender Energiehöhe H. Diese ergibt sich aus der Summe der geodätischen Höhe z und der Porenwasserdruckhöhe h. Die stationäre eindimensionale Wasserbewegung in einem porösen Körper ergibt sich nach DARCY aus: dh q = K( h) dx mit q... Flux (Filtrationsrate (cm 3 cm -2 s -1 ), K(h)...hydraulische Leitfähigkeit des Bodens, die eine Funktion des Wasservolumenanteiles.

5 5 Instationäre vertikale Strömung in der ungesättigten Zone - vom Standort zur flächen-/raumdifferenzierten Information - Es werden häufig dynamische, mathematisch-physikalische Bodenwasser-(haushalts)modelle benötigt, um zeitabhängige hydrologische Geschehen im Geoökosystem zu simulieren. Die Behandlung erfolgt für Hydrotope (gleiche Bodenparameter), die Regionalisierung erfolgt mit einem GIS (Desktop-GIS ArcGIS 8/9, Bild 4) auf der Grundlage von Bodenkarten (z.b. NIBIS oder FISBo des BGR, Hannover); links: georeferenzierte Bodenfeldaufnahme, rechts: GIS-Verarbeitung. Bild 4: Landwirtschaftliche Fläche (links), rechts Bodenpolygone / Hydrotope mit verschiedenen nfk und Flurabständen Kernstück der Bodenwasserhaushaltsmodelle ist die Kontinuitätsgleichung (1D, vertikale, nichtstationäre Sickerund Aufstiegsströmungen im Boden): t J = mit:. volumetrischer Wassergehalt (cm 3 /cm 3 ), t.. Zeit in Tagen (d), J. Fluss (cm 3 /(cm 2 d) F Welche Rückkopplung enthält die Kontinuitätsgleichung? Für viele praktische Anwendungen werden die o.g. Gleichungen benötigt. Bei vertikaler Strömung führt die Verbindung der Kontinuitätsgleichung (Massenerhaltungsbedingung) mit dem DARCY-Gesetz schließlich zur sog. RICHARDS-Gleichung: = K H= K H t z bzw. t = K m + z (Gleichung ist eine nichtlineare Differentialgleichung 2. Ordnung).

6 6 F: Befassen Sie sich mit dem folgenden Text: Die N-Auswaschung aus dem Wurzelraum in das Grundwasser erfolgt überwiegend als Nitrat so wie als N org, bei leicht durchlässigen Sandböden teilweise auch als Ammonium. Die jährliche N-Auswaschung steht in enger Beziehung zur jährlichen Grundwasserneubildung. Diese ist unter sonst vergleichbaren Bedingungen umso höher, je geringer der Wasserverbrauch durch Evapotranspiration des jeweiligen Pflanzenbestands und je geringer die Wasserspeicherfähigkeit (Feldkapazität) des Bodens ist. Bei Ackernutzung von Sandböden ist demnach unter humiden Klimaverhältnissen immer mit einer erhöhten Grundwasserneubildung und damit der Möglichkeit einer erhöhten N- Auswaschung zu rechnen. F: Welche Gleichung beschreibt den Einfluss von Körnung und Gefüge auf die Wasserbewegung in flüssiger Phase in einfacher Art und Weise. Aus dieser Gleichung lässt sich auch die Hazensche Näherungsformel ableiten: k 100 ( ) 2, fu D 10 mit: D 10.Korndurchmesser (cm), der auf der Abzisse der Körnungssummenkurve dem Ordinatenwert 10% entspricht,.hydraulische Durchlässigkeit in cm/s. k fu F: Wie funktioniert ein Tensiometer?