Bestimmung der gesättigten hydraulischen Leitfähigkeit unterschiedlicher Böden durch Feldmessung mit einem Haubeninfiltrometer

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1 Bachelorarbeit: Bestimmung der gesättigten hydraulischen Leitfähigkeit unterschiedlicher Böden durch Feldmessung mit einem Haubeninfiltrometer Neubiberg, Oktober 2009 Christian Bayerschen ( ) Betreuer: Dipl.-Hydr. Florian Winter Institut für Wasserwesen Professur für Wasserwirtschaft und Ressourcenschutz Univ.-Prof. Dr.-Ing. Markus Disse

2 UNIVERSITÄT DER BUNDESWEHR MÜNCHEN Fakultät für Bauingenieur- und Vermessungswesen Institut für Wasserwesen Universitätsprofessor Dr.-Ing. Markus Disse Wasserwirtschaft und Ressourcenschutz Prof. Dr.-Ing. Markus Disse Betreuer: Dipl.-Hyd. Florian Winter Werner-Heisenberg-Weg 39 Tel./Fax: / Neubiberg florian.winter@unibw.de Aufgabenstellung der Bachelorarbeit von cand.-ing. Christian Bayerschen Bestimmung der gesättigten hydraulischen Leitfähigkeit unterschiedlicher Böden durch Feldmessungen mit einem Haubeninfiltrometer Das Projekt Einfluss unterschiedlicher Bewirtschaftungsmaßnahmen auf die Abflussbildung und - konzentration in landwirtschaftlich genutzten Einzugsgebieten (Deutsche Forschungsgemeinschaft) beinhaltet unter anderem die Modellierung von Prozessen der Abflussbildung auf ackerbaulich genutzten Flächen. Dabei spielt eine genaue Parametrisierung der vorkommenden Böden eine entscheidende Rolle in der hydrologischen Modellierung. In prozessorientierten Wasserhaushaltsmodellen wird die Wasserbewegung in der ungesättigten Zone durch Lösen der RICHARDS-Gleichung beschrieben. Zur Parametrisierung der bodenhydraulischen Eigenschaften wird das Modell von VAN GENUCHTEN und MUALEM verwendet. Da diese Kennwerte des Bodens selten räumlich hoch aufgelöst durch Messungen vorhanden sind, werden Pedotransferfunktionen angewendet, um die Parameter der VAN GENUCHTEN-MUALEM-Gleichung aus einfach zu bestimmenden Bodeneigenschaften abzuleiten. Die gesättigte hydraulische Leitfähigkeit k f (im gesättigten Bereich auch Durchlässigkeitsbeiwert genannt) kann auf unterschiedliche Weise im Labor und im Feld bestimmt werden. In Feldversuchen wird oft auf Infiltrometerversuche zurückgegriffen. Ein neuartiges Konzept (Haubeninfiltrometer) bietet die Möglichkeit, die gesättigte hydraulische Leitfähigkeit der Oberbodenzone direkt auf der ungestörten Bodenoberfläche zu bestimmen. Im Rahmen dieser Bachelorarbeit sollen auf dem Versuchsgebiet des Forschungsverbundes Agrarökosysteme München (FAM) in Scheyern auf unterschiedlichen Böden Feldversuche zur Bestimmung der gesättigten hydraulischen Leitfähigkeit mit einem Haubeninfiltrometer durchgeführt und anschließend ausgewertet werden. Das Versuchsgut des FAM liegt im bayerischen Tertiärhügelland und zeichnet sich durch eine heterogene Verteilung der Bodenarten aus. Die Ergebnisse der Messungen sollen mit der Schätzung der k f -Werte aus der Pedotransferfunktion von SCHEINOST verglichen werden. Zu bearbeitende Punkte: Litertaturrecherche Infiltration und Bodenwasserbewegung Beschreibung der Methodik Haubeninfiltrometer Experimentelle Bestimmung der k f -Werte an unterschiedlichen Standorten in Scheyern (und evtl. im Windachgebiet) Auswertung der experimentellen Daten Beurteilung und Vergleich mit experimentellen k f -Werten aus Pedotransferfunktion nach SCHEINOST

3 Literatur: SCHWÄRZEL, K., PUNZEL, J., (2007). Hood infiltrometer - A new type of tension infiltrometer. SOIL SCI SOC AM J 71 (5), SCHEFFER, F., SCHACHTSCHABEL, P., BLUME, H.-P., SCHEFFER-SCHACHTSCHABEL, (2002). Lehrbuch der Bodenkunde. Spektrum Akad. Verl., Heidelberg. SCHEINOST, A.C., (1995). Pedotransfer-Funktionen zum Wasser- und Stoffhaushalt einer Bodenlandschaft. Techn. Univ., Diss.-München, Shaker, Aachen. Ausgabe der Arbeit: Abgabe der Arbeit: Betreuung der Arbeit: Dipl.-Hyd. Florian Winter Neubiberg, Univ.-Prof. Dr.-Ing. Markus Disse

4 i Kurzfassung / Abstract Kurzfassung Die Durchführung von Wasserhaushaltssimulationen basiert auf Bodenmodellen, die möglichst genau die komplexen Abläufe der Bodenwasserbewegung in der ungesättigten Bodenzone wiedergeben sollen. Das am häufigsten genutzte Modell für die Beschreibung bodenhydraulischer Eigenschaften ist das Mualem-Van-Genuchten-Modell (1980). Dieses Modell benötigt als Eingangsparameter sehr langwierig und aufwendig zu bestimmende Bodenparameter. Daher nutzt man Pedotransferfunktionen (PTF), um diese durch einfacher zu bestimmende Bodenparameter zu parametrisieren. Diese Arbeit befasst sich mit einem neuartigen Konzept zur direkten Messung der (nahezu) gesättigten Leitfähigkeit, dem Haubeninfiltrometer. Messergebnisse aus Feldversuchen werden herangezogen und mit den Berechnungen durch die PTF verglichen. Dadurch wird für die weitere Wasserhaushaltsmodellierung des Untersuchungsgebiets Scheyern ein erster grober Überblick gegeben, welche Parametrisierung der gesättigten Leitfähigkeit K s dort am besten die Bodenverhältnisse wiedergibt. Eine mögliche Reduzierung der Vorhersageunsicherheiten aus Parametrisierungen sind gebietsweite Messungen, vor allem in der unteren Mesoskale. Abstract The application of water balance simulations is based on soil models which should reproduce the complex soil texture and the subsurface water. The soil model of Mualem-Van-Genuchten (1980) is commonly used to describe the hydraulic properties of the unsaturated zone balance simulations. Most input parameters needed for this soil model are expensive, time consuming and labor-intensive to determine. Therefore pedotransfer functions (PTF) are applied. PTF are empirical equations which transfer readily available soil properties into the respective input parameters. This study deals with a new concept of infiltration measurements (hood infiltrometer). The results of the field measurements are compared to the calculations of the PTF. This way it is possible to gain a first insight which PTF predicts the near-saturated soil hydraulic conductivity best for further water balance simulations of the test field Scheyern. One possible way of minimizing prediction uncertainties is to take area-wide measurements, especially on the lower mesoscale.

5 Inhaltsverzeichnis ii Inhaltsverzeichnis Kurzfassung / Abstract. i Inhaltsverzeichnis ii Abbildungsverzeichnis.. vi Tabellenverzeichnis... ix 1. Einleitung Boden Allgemeine Grundlagen Bodenbestandteile und Bodenaufbau Kornfraktionen und Bodenarten Korngrößenverteilung Porenraum Mikroporensystem Makroporensystem Bodenwasser Allgemeine Grundlagen Sickerwasser Haftwasser Adsorptionswasser Kapillarwasser Wasserspannung Feldkapazität Permanenter Welkepunkt Nutzbare Feldkapazität Luftkapazität Potentialtheorie Das Potentialkonzept nach Buckingham Bezugsgrößen Gesamt- und hydraulisches Potential Gravitationspotential 21

6 iii Inhaltsverzeichnis Matrixpotential Osmotisches Potential Luftdruckpotential Potentialgleichgewicht Wasserbewegungsprozesse Allgemeine Grundlagen Wasserbewegung in der gesättigten Zone Wasserbewegungen in der ungesättigten Bodenzone Das Mualem-Van-Genuchten-Modell Infiltration Allgemeine Grundlagen Infiltrationsrate Prozessbeeinflussende Faktoren an der Bodenoberfläche Einfluss der Korngrößenvereilung Einfluss des Anfangswassergehalt Einfluss von Mikro- und Makroporen Charakteristischer Infiltrationsverlauf Empirische Verfahren zur Bestimmung der Infitrationsrate Ansatz nach Horton Ansatz nach Green und Ampt Feldinfiltrationsmessungen Messung der gesättigten. Leitfähigkeit K s in der Bodenoberschicht Feldmessverfahren zur Bestimmung der gesättigten Leitfähigkeit K s Tensionsinfiltrometer (Disc-Infiltrometer) Doppelringinfiltrometer Haubeninfiltrometer Mathematisches Modell zur Bestimmung der nahezu gesättigten hydraulischen Leitfähigkeit K s aus einer Haubeninfiltrometermessung Vor- und Nachteile der einzelnen Messverfahren Untersuchungsgebiet Helmholtz-Zentrum-München Forschungshof Scheyern Versuchsdurchführung Versuchsauswertung Haubeninfiltrometer Allgemeine Auswertung 63

7 Inhaltsverzeichnis iv Messpunktbezogene Auswertung Messpunkt A02E Messpunkt A17E Messpunkt A17E Messpunkte A18E03 und A18E Fazit Haubeninfiltrometermessung Pedotransferfunktion (PTF) Allgemeine Grundlagen Eingangsgrößen für PTF Einfluss der Korngrößenverteilung auf PTF Lagerungsdichte Organischer Kohlenstoffgehalt Sonstige Eingangsparameter Praktische Bestimmung der Eingangsparameter Verwendete PTF Vereecken et al. (1989) Die hydraulisch ges. Leitfähigkeit K s nach Vereecken et al. (1990) pf-kurven nach Vereecken et al. (1989) Zusammenfassung Vereecken et al. (1989 / 1990) Scheinost (1995) Die hydraulisch ges. Leitfähigkeit K s nach Scheinost (1995) pf-kurven nach Scheinost (1995) Zusammenfassung Scheinost (1995) Rawls&Brakensiek (1985) Die hydraulisch ges. Leitfähigkeit K s nach R&B (1985) pf-kurven nach R&B (1985) Leitfähigkeitsfunktion K u (Ψ) nach R&B (1985) Zusammenfassung R&B (1985) Carsel & Parrish (1988) Die hydraulisch ges. Leitfähigkeit K s nach C&P (1988) pf-kurven nach C&P (1988) Leitfähigkeitsfunktion K u (Ψ) nach C&P (1988) Zusammenfassung C&P (1988) Fazit PTF 105

8 v Inhaltsverzeichnis 8. Zusammenfassung Literaturverzeichnis Anhang: A B C D E Versuchsdaten Haubeninfiltrometer.... A1-A5 Korngrößenverteilung der Messpunkte... B1-B3 Wassergehalt und Trockenraumdichte C1 organischer Kohlenstoffgehalt.. D1-D3 Pedotranferfunktionen.. E1-E4

9 Abbildungsverzeichnis vi Abbildungsverzeichnis 2.1 Mineralzusammensetzung der Bodenarten Volumenverhältnis im Mehrphasensystem Boden Einteilung der Korngrößenfraktionen Der Äquivalentdurchmesser (Ø) einer Bodenpore Einteilung der Porengrößebereiche nach Äquivalentdurchmesser (Ø) und der Wasserspannung Schematische Darstellung des Bodenwassers Bindungsformen des Bodenwassers (Haftwasser) Erscheinungsformen des unterirdischen Wassers Beziehung zwischen Wasserspannung und Wassergehalt (pf-kurve) Der negative Potentialgradient als antreibende Kraft Schematische Darstellung des hydraulischen Potentials Vorzeichen und Bezeichnungsregelung für Potentiale Infiltrations- und Tiefenverteilungsphase von Ψ m vom Tag eines Starkregenereignisse bis 5 Tage danach Hydraulisches Potential in einer homogenen Bodensäule Durchlässigkeiten von Lockersedimenten Schematische Darstellung der Theorie nach DARCY Schematische Darstellung laminarer Strömung Abhängigkeit des Durchlässigkeitsbeiwert vom hydraulischen Gradienten i gesättigter und ungesättigter Bereich in der ungesättigten Bodenzone Die Abhängigkeit der ungesättigten hydraulischen Leitfähigkeit vom Wassergehalt Die Wasserleitfähigkeit als Funktion des Matrixpotentials für verschiedene Böden Vergleich der pf-kurven nach BROOKS&COREY und VAN GENUCHTEN Beziehung zwischen Wasserspannung und Wassergehalt bei unterschiedlichen Bodentypen K s -Messwerte einzelner Bodenzylinder ohne und mit Regenwurmröhren Versickerungsanteil aus Niederschlagsereignissen nach Bodentypen Infiltrationsklassen und -raten in [mm/h] 39

10 vii Abbildungsverzeichnis 5.3 Schematische Darstellung der Infiltration in unterschiedliche Bodentypen Hydrologische Prozesse bei der Infiltration Verlauf der Infiltration (Ausbildung von 4 Zonen) Zeitvariable Abflussbildungsansätze Infiltrationskurve nach Horton Entwicklung des Feuchteprofils in einem homogenen Boden Mariotte sche Flasche Tensionsinfiltrometer (Disc-Infiltrometer) Prinzip des Doppelringinfiltrometer Das Haubeninfiltrometer Der Forschungshof Scheyern mit Messpunkten und Landnutzungsangaben Schematische Darstellung der topographischen Verteilung verschiedener Körnungen als Folge transportbedingter Sortierung Hof Scheyern mit Versuchsfeld A18E03 im Vordergrund Blick über den Schlag A18E03 und A17E Undichte Infiltrationshaube und Messdurchführung mittels Haubeninfiltrometer nach zwei vergeblichen Startversuchen Messpunkt A18E04 und Messpunkt A18E Messpunkt A02E07 und Messpunkt A17E Auswertung des Messpunkt A02E07 mit der UGT Software Auswertung des Messpunkt A02E07 auf Basis eines Tabellenkalkulationsprogramm Die gesättigte Leitfähigkeit K s bestimmt mittels Haubeninfiltrometermessungen Zusammenhang zwischen der Lagerungsdichte und den bodenhydraulischen Kennkurven Einfluss unterschiedlicher C org -Gehalte auf den ungesättigten Wasserhaushalt Stechzylinder mit Aufsatz zum Nehmen ungestörter Bodenproben Nasssiebung /Siebrückstände Schlämmanalyse zur Bestimmung der Korngrößenverteilung der Schluff- und Tonanteile Parametrisierung der hydraulisch gesättigten Leitfähigkeit K s nach VEREECKEN et al. (1990) im Vergleich mit den gemessenen Werten 78

11 Abbildungsverzeichnis viii 7.7 pf-kurven mit Lagerungsdichte φ l =1,4 [g/cm³] pf-kurven mit Lagerungsdichte nach AG Bodenkunde K u (Ψ) nach der Mualem-Van-Genuchten-Gleichung mit den Van-Genuchten-Parametern nach VEREECKEN et al. (1989) Parametrisierung der hydraulisch gesättigten Leitfähigkeit K s nach SCHEINOST (1995) im Vergleich mit den gemessenen Werten Einflussfaktoren auf die effektive Porosität Φ e pf-kurven nach SCHEINOST (1995) Parametrisierung der hydraulisch gesättigten Leitfähigkeit K s nach RAWLS&BRAKENSIEK (1985) im Vergleich mit den gemessenen Werten pf-kurven nach RAWLS&BRAKENSIEK (1985) Leitfähigkeitsfunktion K u (Ψ) nach R&B (1985) im Vergleich mit den Haubeninfiltrometermessungen Die Bodenarten nach USDA-System Parametrisierung der hydraulisch gesättigten Leitfähigkeit K s nach CARSEL&PARRISH (1988) im Vergleich mit den gemessenen Werten pf-kurven nach CARSEL&PARRISH (1988) Kalibrierung der pf-kurve des Messpunktes A17E Leitfähigkeitsfunktion K u (Ψ) nach C&P (1988) im Vergleich mit den Haubeninfiltrometermessungen Leitfähigkeitsfunktion K u (Ψ) mit berechneten und gemessenen K s -Wert Leitfähigkeitsfunktion K u (Ψ) nach C&P (1988) mit unterschiedlichen α und n...108

12 Tabellenverzeichnis ix Tabellenverzeichnis 3.1 Bezugsgrößen für den Arbeitsinhalt (Potential, m * b * h) des Bodenwassers Wertebereich für α und n Beschreibung der für die Infiltrationsversuche ausgewählten Messpunkte Lagerungsdichte φ l, Trockenraumdichte φ d und Tongehalt Organischer Kohlenstoffgehalt C org nach DIN GL Grobbodenanteil und die absolute Feinbodenverteilung Kenngrößen der verwendeten PTF Die modalen Korndurchmesser d g und die geometr. Standardabweichung δ g Porosität ε, Θ 330 und Φ e der Messpunkte Umrechnung der bodenhydraulischen Modellparameter von BROOKS&COREY in VAN GENUCHTEN Leitfähigkeitswerte der Messpunkte im nahezu gesättigten Milieu (R&B (1985)) Bodenarten nach USDA-System Mittelwerte und Standardabweichungen der Van-Genuchten-Parameter für die Bodenarten nach USDA-System (C&P(1988)) Leitfähigkeitswerte der Messpunkte im nahezu gesättigten Milieu (C&P(1988)) 104

13 Einleitung 1 1 Einleitung Abflussbildung und -konzentration variieren nach Bodenart, -typ und -struktur. Besonders auf anthropogen genutzten Flächen in der Forst- und Landwirtschaft können diese sich mehrmals im Jahr, je nach Art der Bewirtschaftung, ändern. Das bedeutet, dass die Nutzer dieser Flächen mit ihrer Bewirtschaftungsart und -form einen direkten Einfluss auf bodenhydraulische Prozesse nehmen können. Ein Projekt der Deutschen Forschungsgemeinschaft befasst sich mit der Untersuchung des Einflusses unterschiedlicher Bewirtschaftungsmaßnahmen auf die Abflussbildung und -konzentration in landwirtschaftlich genutzten Einzugsgebieten. Dabei wird unter anderem die hydrologische Wechselwirkung durch unterschiedliche Landnutzung (z.b. ökologischer oder konventioneller Ackerbau) und die aus Bewirtschaftungsmaßnahmen induzierten Abflussbildungsprozesse untersucht. Dadurch können unter anderem Aussagen über die Effizienz lokaler Maßnahmen zur Abflussreduzierung abgeleitet werden. Dem dezentralen Hochwasserschutz wird in Zeiten des Klimawandels und der daraus erwarteten steigenden Anzahl an Extremwetterereignissen eine zunehmende Bedeutung, gerade auch im Bereich der Forst- und Landwirtschaft, zugesprochen: Böden speichern Wasser und vermindern bzw. verhindern dadurch den raschen, Hochwasser auslösenden Oberflächenabfluss. Die Wasserspeicherfähigkeit von Böden ist gleichzeitig eine wesentliche Voraussetzung für ihre landwirtschaftliche Nutzung. Da Niederschläge oft begrenzt und ungleich über das Jahr verteilt fallen, ist es wichtig, möglichst viel Wasser in landwirtschaftlich genutzte Böden zu infiltrieren und dort zu speichern. Aus der Tatsache, [...] ergibt sich ein entsprechendes Potenzial der Landwirtschaft, die Hochwasserausbildung zu beeinflussen bzw. zum vorbeugenden Hochwasserschutz beizutragen [Konzeption des dezentralen Hochwasserschutz im ländlichen Raum, Bundesland Sachsen (2006), Seite 6] Die Untersuchungen der Effizienz landwirtschaftlicher Maßnahmen im Bereich des dezentralen Hochwasserschutzes beinhalten unter anderem Modellierungen zu Abflussbildungsprozessen. Ein wesentlicher Bestandteil von Modellierungen ist die Bestimmung genauer Bodenparameter, die die Eigenschaften eines Bodens möglichst repräsentativ (naturgetreu) wiedergeben sollen. In den meisten prozessorientierten Wasserhaushaltsmodellen werden die bodenhydraulischen Eigenschaften durch das Mualem-

14 2 Einleitung Van-Genuchten-Modell (1980) und die Wasserbewegungsprozesse durch die Richards- Gleichung (1931) für die wasserungesättigte Bodenzone beschrieben. Da die für das Mualem-Van-Genuchten-Modell (1980) benötigten Parameter außerhalb von hydrologischen Forschungsgebieten selten vorliegen und deren Bestimmung sehr aufwendig ist, wendet man Pedotransferfunktionen (PTF) an. PTF liefern aus relativ leicht bestimmbaren Bodenparametern, wie z.b. der Korngrößenverteilung, Ansätze zur Berechnung der sogenannten Van-Genuchten-Parameter. Mit Hilfe der Mualem-Van-Genuchten-Gleichung (1980) kann die Leitfähigkeitsfunktion K u (Ψ) eines Bodens berechnet werden, welche das Abflussbildungsverhalten eines Bodens wesentlich mitprägt, denn umso größer die Infiltrationsrate ( Leitfähigkeit in der Bodenoberschicht) ist, desto größer muss die Niederschlagsintensität [mm/h] sein, bevor es zu Oberflächenbildungsprozessen kommt, wie es z.b. in dem Infiltrationsmodell von HORTON (1933) beschrieben ist. Ein wichtiger Parameter für die Berechnung der Leitfähigkeitsfunktion K u (Ψ) ist der Wert der gesättigten Leitfähigkeit K s. Dieser gibt an, wie weit ein Boden Wasser in einer definierten Zeit transportieren kann, wenn er wassergesättigt ist. Die Höhe des K s -Wertes eines Bodens entscheidet hauptsächlich, ob ein Boden in der Lage ist, die ihm pro Zeit zugeführte Wassermenge zu infiltrieren bzw. versickern. Es gibt unterschiedliche Möglichkeiten, den K s -Wert zu bestimmen. Unter anderem besteht die Möglichkeit, diesen direkt durch Feldmessungen mittels Infiltrometerversuch oder indirekt durch geotechnische Laboranalysen ungestörter Bodenproben zu bestimmen. Bei der Untersuchung großer Einzugsgebiete ist es jedoch schwierig, den K s -Wert mittels beider oben genannten Verfahren zu ermitteln, da dies in der Regel Zeit und Ressourcen überbeansprucht. Daher sind als dritte Möglichkeit Abschätzungen der gesättigten Leitfähigkeit mittels anderer Bodenparameter durch PTF entwickelt worden. Im Rahmen dieser Arbeit wird die Funktionsweise eines Haubeninfiltrometer auf einem landwirtschaftlichen Forschungsgelände des Helmholtz-Instituts in Scheyern (bayerisches Tertiärhügelland) erprobt. Die Fläche in Scheyern bietet sich als Versuchsort an, da dort aufgrund der bisherigen Forschungen gut aufgelöste Bodendaten vorliegen und eigens für dieses Gebiet PTF [SCHEINOST, 1995] entwickelt worden sind. Das Haubeninfiltrometer stellt eine neuartige Konzeption dar, welche die Möglichkeit bietet, die gesättigte hydraulische Leitfähigkeit der Oberbodenzone direkt auf der ungestörten Bodenoberfläche zu bestimmen. Die in Feldversuchen ermittelten Ergebnisse werden anschließend mit aus PTF berechneten K s -Werten verglichen. Dabei liegt der Schwerpunkt auf möglichen

15 Einleitung 3 Abweichungen der gemessenen und berechneten K s -Werte, sowie deren Auswirkungen bei der Bestimmung der Leitfähigkeitsfunktion K u (Ψ) nach MUALEM-VAN-GENUCHTEN (1980), da sich diese meistens innerhalb eines Wasserhaushaltsmodells für die Beschreibung der bodenhydraulischen Eigenschaften der Simulation wiederfinden.

16 Boden 5 Abb. 2.1: Mineralzusammensetzung der Bodenarten [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002, verändert] Neben den mineralischen Bodenkörnern bilden die organischen Stoffe (Humus) den zweiten festen Bodenbestandteil. Humus entsteht z.b. bei Abbauprozessen von Pflanzenpartikeln / - resten. [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]. Ein Boden stellt ein Drei-Phasen-System dar (siehe Abbildung 2.2). Eine feste Phase (Aggregate), welche sich aus den mineralischen Bodenkörnern und den organischen Stoffen zusammensetzt. Die Bodenkörner bilden dabei in ihrer räumlichen Anordnung ein Bodengefüge mit einem Hohlraumsystem. Die Hohlräume werden als Poren bezeichnet (siehe Abschnitt 2.5). In dem Porensystem befindet sich in Form von Wasser die flüssige und in Form von Gasgemischen (z.b. Luft) die gasförmige Phase (siehe Abbildung 2.2 und 3.3) [BOLEY 2006]: Abb. 2.2: Volumenverhältnis im Mehrphasensystem Boden [BOLEY, 2006]

17 6 Boden Ist der Boden wassergesättigt, d.h. das Wasser hat die gesamten Gase aus dem Porenraum verdrängt, spricht man von einem Zwei-Phasen-System. Das Bodengefüge unterliegt wegen Bodenneubildungsprozessen und menschlichen Einflüssen, wie der Land- und Forstwirtschaft, einer ständigen räumlichen und zeitlichen Veränderung. Man unterscheidet zwischen Primärgefüge (Anordnung der Bodenteilchen) und Sekundärgefüge (aus Bodenneubildung bei ton-, humus- und metalloxidhaltigen Böden) [LECHER et al., 2001]. Aufgrund der langen zeitlichen Dauer des Bodenneubildungsprozesses (bis zu 400 Jahre / cm Oberboden) [URL 1] spielt dieser Prozess für die Betrachtung dieser Arbeit keine weitere Rolle. Im Wesentlichen kommt es bei einer wie im Untersuchungsgebiet vorliegenden landwirtschaftlich genutzten Fläche (siehe Abschnitt 6.5) auf die Betrachtung der aus mechanischen Einwirkungen resultierenden Beeinträchtigung des Primärgefüges, z.b. durch Befahren mit Landwirtschaftsmaschinen, an. 2.2 Kornfraktionen und Bodenarten Die Unterscheidung der Kornfraktionen wird mithilfe der unterschiedlichen Äquivalentdurchmesser (Ø) (siehe Abschnitt 2.2), der einzelnen mineralischen Bodenbestandteile und deren Verteilung in einem betrachteten Bodenvolumen getroffen. Man unterscheidet in Grobboden (Ø > 2mm) und Feinboden (Ø < 2mm). Weiterhin wird, differenziert nach Äquivalentdurchmesser (Ø), in 4 Hauptbodenarten (Kornfraktionen genannt) unterteilt: - Kies G - Sand S - Schluff U - Ton T

18 Boden 7 Auch diese werden abhängig von ihrem jeweiligen Äquivalentdurchmesser (Ø) nochmals mit zunehmender Korngröße in fein (f), mittel (m) und grob (g) unterschieden [AG BODENKUNDE, 1994] (siehe Abbildung 2.3): Abb. 2.3: Einteilung der Korngrößenfraktionen. Deutsche (links) und amerikanische Nomenklatur (rechts) (Ton = Clay; Schluff = Silt; Sand = Sand; Kies = Gravel) [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002] Sand, Schluff und Ton bilden zusammen die Gruppe des Feinbodens. Gemische von Kornfraktionen werden Bodenarten genannt. Als zusätzliche Bezeichnung existiert der Begriff Lehm. Dieser Begriff wird benutzt, wenn in einem Boden die drei Feinbodenarten Sand, Schluff und Ton in jeweils deutlich erkennbaren und fühlbaren Anteilen vorliegen [AG BODENKUNDE, 1994]. Bei den im Untersuchungsgebiet betrachteten Böden handelt es sich um feinkörnige Lößlehmböden. Dadurch wird der Grobbodenanteil bei der Untersuchung nicht weiter betrachtet (vgl. Abschnitt 7.2.1). Zur exakten Bestimmung der Kornfraktionen und ihrer relativen Korngrößenverteilung werden gemäß DIN nachfolgende labortechnische Verfahren angewandt (vgl. Abschnitt 7.2.5):

19 8 Boden - Nasssiebung (zum Abtrennen von Feinbodenanteilen) - Trockensiebung (bis Ø > 0,063 mm Kiese und Sande) - Sedimentation (Ø < 0,063 mm Schluffe und Tone) 2.3 Korngrößenverteilung Die Korngrößenfraktionen und deren relative Größenverteilung sind maßgeblich für die Ausbildung des Primärgefüges und somit für die hydraulischen Eigenschaften eines Bodens verantwortlich (siehe Abschnitt 3.2). In der Regel liegen keine homogenen Kornfraktionen (z.b. reine Sande) vor, sondern inhomogene Kornfraktionsgemische (Bodenarten). Diesem legen umgebungsbedingte Einflüsse zugrunde, sowohl menschliche (z.b. Landnutzung), als auch klimatisch- bzw. umweltbedingte Faktoren (z.b. Eisschmelze) (siehe Abschnitt 6.5) [HARTGE&HORN, 1999]. Die Kornverteilung korreliert häufig mit anderen Eigenschaften, wie z.b. der Speicherfähigkeit von Wasser, Luft oder Temperatur [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]. Dies ist eine Eigenschaft, die bei der Parametrisierung von pf-kurven durch Pedotransferfunktionen (PTF) ausgenutzt wird. 2.4 Porenraum Nicht die einzelnen Bodenaggregate an sich, sondern das aus dem Bodengefüge resultierende Hohlraumsystem (Porenraum) mit den jeweiligen Porengrößen und Formen ist maßgeblich für die physikalischen Eigenschaften eines Bodens verantwortlich, und somit auch für das Wasserspeichervermögen eines Bodens [HARTGE&HORN 1999]. Dadurch ist es bei der Betrachtung der Wasserleitfähigkeit einer Bodenoberschicht unumgänglich, anhand der Lagerungsdichte auf das vorhandene Porenvolumen zu schließen. Das Gesamtporenvolumen (GPV), auch Porosität ε genannt, lässt sich wie folgt bestimmen [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]: Porenvolumen V Gesamtbodenvolumen V P GPV (Gl. 2.01) G Man unterscheidet zwischen Primärporen und Sekundärporen. Primärporen sind der Zwischenraum zwischen den einzelnen Bodenkörnern, die aus der Kornlagerung resultieren. Folglich kann aus der Körngrößenverteilung auf das Primärporensystem geschlossen werden. Sekundärporen sind Poren, welche durch äußere Einflüsse entstehen. Dazu zählen sowohl

20 Boden 9 biologische Einflüsse, wie Durchwurzelung oder Regenwurmröhren, als auch physikalische Einflüsse, welche zu spaltförmigen Schrumpf- und Schwindrissen führen. Anthropogene Faktoren, wie das Pflügen in der Landwirtschaft, führen ebenfalls zur Entstehung von Sekundärenporen. Während die Primärporen über einen Bodenhorizont gleich verteilt sind, nimmt die Dichte von Sekundärporen von der Bodenoberfläche in die Tiefe ab [MORGENSTERN, 2007]. Dabei wird in der Regel durch die Primärporen das Mikroporensystem ausgebildet und durch die Sekundärporen das Makroporensystem. Die Größe einer Pore wird, wie die Größe eines Bodenkornes, mithilfe eines Äquivalentdurchmessers (Ø) beschrieben (siehe Abbildung 2.4): Abb. 2.4: Der Äquivalentdurchmesser (Ø) einer Bodenpore als Ersatzwert. Er gibt den Durchmesser der ebenen Kreiskapillare an, in der der Kapillaraufstieg (h) ebenso hoch ist wie in der betreffenden Bodenpore [HARTGE&HORN, 1999] Kombiniert man das Gesamtporenvolumen mit der Größe der einzelnen Poren und deren Verteilung im Boden kann auf Wasserhaushaltseigenschaften eines Bodens schließen (siehe Abschnitt 3.2).

21 10 Boden Mikroporensystem Die Mikroporen werden in Porengrößebereiche eingeteilt (siehe Abbildung 2.5): Abb. 2.5: Einteilung der Porengrößebereiche nach Äquivalentdurchmesser (Ø) und der Wasserspannung (hpa, pf) als Grenzwert zur Entwässerung kreiskapillarer Kreisporen [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002] Die Anlehnung der Porengrößenbereiche an die pf- Kurven (siehe Abschnitt 3.2) zeigt den Einfluss des Mikroporensystems auf den Wasserhaushalt. Mikroporen sind kapillar, d.h. wasserhaltend (immobil). Dabei gilt: Je kleiner die Poren, desto höher die erzeugte Wasserspannung und daraus resultierend die Fähigkeit Wasser zu halten. Erst im gesättigten Milieu nehmen die Wasserspannungen in den Mikroporen soweit ab, dass sie sich am Wassertransport beteiligen. Mikroporen liegen häufig in großer Zahl in ton- und schluffhaltigen Böden vor und sind nur unter einem Mikroskop erkennbar [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]. Daraus lässt sich folgern: Je feiner der Boden, desto kleiner die Mikroporen, desto kleiner die Wasserleitfähigkeitseigenschaften eines Bodens (vgl. Abbildung 2.5 und 4.6) Makroporensystem Als Makroporen werden Poren bezeichnet, welche mit bloßem Auge erkennbar sind. Dies sind Poren mit einem Äquivalentdurchmesser (Ø) > 60 [µm]. Sie sind nicht kapillar, d.h. nicht wasserhaltend (mobil) und mit Luft gefüllt. So liefern Makroporen einen wesentlichen Beitrag zur Bodenbelüftung [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]. Im Rahmen der Wasserleitfähigkeit sind sie bei hoher Wassersättigung eines Bodens von Bedeutung. Dann sind Makroporen in der Lage relativ große Wassermengen in den Boden zu infiltrieren, da nur noch die Gravitation eine Rolle beim Wasserbewegungsprozess spielt. Man spricht dann von Makroporenfluss [HINTERMEIER-ERHARD, 1997].

22 Bodenwasser 11 3 Bodenwasser 3.1 Allgemeine Grundlagen Unter natürlichen Bedingungen enthält jeder Boden Wasser. Unter Bodenwasser wird per Definition, der Anteil an Wasser verstanden, welcher bei einem genormten Trocknungsverfahren bei 105 [ C] gemäß DIN aus einer Bodenprobe verdampft. Das in der Bodenprobe verbleibende Wasser wird als Kristallwasser bezeichnet. Es ist in die Molekülstruktur der Bodenteilchen eingebunden und steht bei hydraulischen Prozessen innerhalb eines Bodengefüges nicht zur Verfügung [VORLESUNGSSKRIPT (VLS) BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009]. Das im Bodenkörper befindliche Bodenwasser stammt direkt (z.b. Oberflächeninfiltration) oder indirekt (z.b. Uferinfiltration) aus Niederschlägen [HINTERMEIER-ERHARD, 1997]. Abb. 3.1: Schematische Darstellung des Bodenwassers mit den Anteilen aus Haftwasser und Gravitationswasser (Sickerwasser) [HINTERMEIER-ERHARD, 1997] Sickerwasser Es versickert nur ein Teil des infiltrierten Bodenwassers, bedingt durch die Schwerkraft, durch den ungesättigten bis in den wassergesättigten Teil eines Bodenkörpers (Grundwasseroder Stauwasserspiegel). Dieser Prozess wird als Perkolation bezeichnet. Dabei werden bereits im Boden befindliche Wasseranteile nach unten verdrängt und ebenfalls zu Sickerwasser. Dieser Wasseranteil wird als Sicker- oder auch Gravitationswasser bezeichnet (siehe Abbildung 3.1) [VLS BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009].

23 12 Bodenwasser Haftwasser Der zweite Anteil verbleibt abhängig von Bodenart und Porentypen in der ungesättigten Bodenzone als Haftwasser (auch Bodenfeuchte genannt). Das Haftwasser setzt sich aus dem Adsorptions- und Kapillarwasser zusammen, welche adhäsiv gegen die Schwerkraft in der ungesättigten Bodenmatrix gehalten werden. Der Übergang zwischen Adsorptions- und Kapillarwasser bildet sich fließend (siehe Abbildung 3.1 und 3.2) [DISSE, 2009]. Abb. 3.2: Bindungsformen des Bodenwassers (Haftwasser) [DIN , Stand: 1992] Adsorptionswasser Unter Adsorption versteht man die Bindung von Fremdatomen an eine Phasengrenze. Im Fall des Bodenwassers wirken Adsorptionskräfte zwischen der festen Phase (Bodenmatrix) und den Wassermolekülen [VLS BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009]. Es wird zwischen Bindungskräften auf kurze und lange Entfernung unterschieden. Auf kurze Entfernung wirken van-der-waals-kräfte und die Wasserstoffbindung zwischen den Sauerstoffatomen der festen Phase und denen der Wassermoleküle. Für die Bindung auf größerer Entfernung ist ein sich ausbildendes elektrostatisches Feld verantwortlich. Bei der elektrostatischen Adsorption werden die Wassermoleküle aufgrund ihres Dipolcharakters angezogen und ausgerichtet (siehe Abbildung 3.1). Die Bindung der Wassermoleküle untereinander erfolgt dabei durch die Bildung von Wasserstoffbrücken [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]. Die Menge des adsorbierbaren Wassers ist abhängig von der Luftfeuchte, der Korngröße und der spezifischen Oberfläche innerhalb eines Korngefüges. Je größer die Luftfeuchte, desto kleiner die vorhandene Korngrößen und somit die spezifische Oberfläche. Somit kann mehr

24 Bodenwasser 13 Wasser adsorbiert werden [HINTERMEIER-ERHARD, 1997]. Im Gegensatz zum Kapillarwasser bilden sich keine Menisken aus [DISSE, 2009] Kapillarwasser Als Kapillarwasser wird der Anteil des Haftwassers bezeichnet, welcher durch die Ausbildung von Wassermenisken an den Berührungspunkten von Bodenpartikeln in der ungesättigten Bodenzone gehalten wird [DISSE, 2009]. Die Wassermenisken entstehen aus Wechselwirkung eines Drei-Phasen-Systems, bestehend aus mineralischer Substanz, Luft und Wasser (siehe Abschnitt 2.2) [VLS BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009]. Dabei spielen drei Faktoren eine Rolle: Zum einen die Adhäsionskräfte an den Berührungsstellen des Wassers mit der Oberfläche der festen Phase (Bodenpartikeln), zum anderen die Kohäsionskräfte der Wassermoleküle durch Wasserstoffbrückenbildung untereinander (Oberflächenspannung). Der dritte Faktor ist das Bestreben von Wasser gegenüber Luft seine Oberfläche so weit wie möglich zu verkleinern, um so einen energieärmeren Zustand zu erreichen [LECHER et al., 2001]. Unmittelbar über der freien Wasseroberfläche bildet sich ein von Wassermenisken getragener geschlossener Kapillarsaum aus, in dem alle feinporigen Kapillaren wassergefüllt sind. Zur Bodenoberfläche hin verzweigt sich das Kapillarnetz durch viele einzelne Kapillare in einen offenen Kapillarsaum (mit Lufteinschlüssen) (siehe Abbildung 3.3) [HINTERMEIER- ERHARD, 1997]. Generell gilt: Je kleiner der kapillare Porendurchmesser, desto stärker ist die Wasserbindung an die Bodenmatrix. Des Weiteren überwiegt die kapillare Wasserbindung mit zunehmendem Wassergehalt gegenüber der adsorbtiven Wasserbindung [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002].

25 14 Bodenwasser Abb. 3.3: Erscheinungsformen des unterirdischen Wassers [ZUNKER, aus BUSCH&LUCKNER, 1974, geändert] 3.2 Wasserspannung Ψ Die Wasserspannung Ψ (auch Saugspannug) ist der Betrag des Matrixpotentials Ψ m (siehe Abschnitt ). Als Einheit wird der dekadische Logarithmus der (Unter-) Druckhöhe, der sogenannte pf-wert, verwendet. Die Beziehung zwischen logarithmierter Wasserspannung und Wassergehalt wird pf-kurve oder Wasserspannungskurve genannt. Die Wasserspannung ist am höchsten bei niedrigem Bodenwassergehalt (siehe Abbildung 3.4). Das Wasser befindet sich dann in den feinsten Poren (Kapillarwasser) und als dünner Film auf den Oberflächen der Mineralteilchen (Adsorptionswasser). Die Saugspannungen im Boden reichen von 0 [hpa] (pf=, Bereich des Stau- oder Grundwassers) bis etwa 10 7 [hpa] (pf = 7, dem Boden kann praktisch kein Wasser mehr entzogen werden). Bei pf = 0 (0 [hpa] Saugspannung) sind praktisch alle Bodenhohlräume mit Wasser gefüllt [KUNTZE et al., 1994].

26 Bodenwasser 15 Abb. 3.4: Beziehung zwischen Wasserspannung und Wassergehalt (Wasserspannungs-, pf-kurve) bei einem Sandboden, einem tonigen Schluffboden (Lößboden) und einem Tonboden (A- Horizonte) [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002 verändert] Bei Simulationsmodellen werden zur Berechnung der Wasserflüsse im Boden die pf-kurven und die gesättigte/ungesättigte Wasserleitfähigkeit (siehe Abschnitt 4.2 und 4.3) benötigt. Diese beiden Kennwerte charakterisieren einen Boden im Hinblick auf seine bodenhydraulischen Eigenschaften. Für die Beschreibung des Bodenwasserhaushalts sind in Abhängigkeit von der pf-kurve nachfolgend aufgeführte Kenngrößen eines Bodens von Bedeutung [AG BODENKUNDE, 1994]: Feldkapazität (FK) Die FK gibt an, welche Wassermenge ein Boden in ungestörter Lagerung maximal aufnehmen kann, wobei ein Wasserabfluss gewährleistet sein muss. Die FK ist definiert als diejenige Wassermenge [Vol. %], die auch noch 2-3 Tage nach Wassersättigung von einem Boden gegen die Schwerkraft gehalten werden kann. In der Regel liegt sie bei einer Wasserspannung zwischen pf = 1.8 und pf = 2.5. Die FK wird nur nach ergiebigen Niederschlägen mit freier

27 16 Bodenwasser Versickerung erreicht. Die Werte der FK können, je nach Ton- und Schluffgehalt, Gefüge, Gehalt an organischer Substanz, Humusform und Zersetzungsgrad sowie im Boden vorhandener Ionen sehr variabel sein. In der Regel gilt folgende Größenabfolge der Feldkapazität: Sande < Lehme < Schluffe < Tone < Torfe (siehe Abbildung 3.4) Permanenter Welkepunkt (PWP) Ab einer Wasserspannung > 10 4,2 [hpa] sind Pflanzen nicht mehr in der Lage, dem Boden mit ihren Wurzeln Wasser zu entziehen, da die Haftung des Wassers an die Bodenpartikel zu groß wird. Man spricht ab dieser Wasserspannung vom Permanenten Welkepunkt. Das für die Pflanzen nicht mehr nutzbare Wasser wird als Totwasser bezeichnet (siehe Abbildung 3.4) Nutzbare Feldkapazität (nfk) Die nutzbare Feldkapazität ist die Differenz aus der Feldkapazität und dem permanenten Welkepunkt, also der Teil an Bodenwasser, der den Pflanzen zur Verfügung steht Luftkapazität (LK) Die LK gibt die Größe des dränenden Grobporenraums an (pf < 1.8). Das vorhandene Wasser wird durch die Grobporen nach unten abgeführt und ist nicht mehr für die Pflanzen verfügbar. 3.3 Die Potentialtheorie Zur Bewegung von Bodenwasser kommt es durch die Ausbildung von Kraftfeldern im Boden. Es wird zwischen Kräften, die vom Bodenkörper ausgehen (z.b. Bindungskräfte) und solcher, die von außen einwirken (z.b. Gravitation), unterschieden. Beim Bodenkörper handelt es sich um ein heterogenes System. Dadurch ist es problematisch, Größe, Richtung und Ansatzpunkte dieser Kräfte zu bestimmen, da diese sehr verschieden sind und ständig wechseln. Daher ist es sehr schwer, die Summe der Kräfte aus den vorhandenen Kraftfeldern zu bilden, um die maßgebliche resultierende Kraft und somit die Bewegungsrichtung des Wassers zu bestimmen [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]. Erschwerend kommt hinzu, dass sich Wasser nur bei hydraulisch isotropen Böden in Richtung der resultierenden Kraft bewegt. Bei hydraulisch anisotropen Böden weichen die Richtung der

28 Bodenwasser 17 resultierenden Kraft und Fließrichtung des Wassers voneinander ab [VLS BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009]. Deswegen beschreibt man in der Bodenkunde die Bewegung des Wassers im Bodenkörper nicht über die Summe der wirkenden Kräfte, sondern über die Arbeitsfähigkeit der resultierenden Kraft, das Gesamtpotential Ψ, da die Arbeitsfähigkeit, die diese Kraft verrichtet oder verrichten kann leichter zu bestimmen ist. Zum Beispiel kann die Arbeit, die verrichtet werden muss, um dem Boden gebundenes Grundwasser zu entziehen, bestimmt werden [HARTGE&HORN, 1999]: m * b* h (Gl. 3.01) m = Masse des Wassers b = Beschleunigung des Wassers h = Höhe über einer freien Wasseroberfläche (z.b. Grundwasserspiegel) als Bezugsniveau Das Potentialkonzept nach Buckingham Die heutige Potentialtheorie geht auf Studien von Edgar Buckingham aus dem Jahr 1907 zurück. Dieser definierte das Potential als Arbeit, die notwendig ist, um eine Einheitsmenge Wasser (Angabe in Volumen, Masse oder Gewicht) von seinem Standort zu einem bestimmten Zielpunkt, bezogen auf eine Bezugshöhe, z.b. die Grundwasseroberfläche als freier Wasserspiegel, zu transportieren. Durch dieses Konzept lassen sich alle Bewegungsvorgänge von Wasser im Boden wie Infiltration, Dränung und kapillarer Aufstieg erklären. Dabei bewegt sich das Wasser vom Bereich des höheren Potentials (Bereich höherer potentieller Energie) in den Bereich niedrigeren Potentials, weil das Wasser das niedrigstmögliche Energieniveau anstrebt (siehe Abbildung 3.5).

29 18 Bodenwasser Abb. 3.5: Der negative Potentialgradient als antreibende Kraft: Wasser fließt vom hohen zum niedrigen Potential [VLS BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009] Der Bewegungsvorgang hält an, bis im Bodenkörper Gleichgewicht herrscht, d.h. es liegt keine Differenz im Gesamtpotential mehr vor [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]: Bezugsgrößen Die Kenntnisse über das Gesamtpotential, d.h. die Gesamtarbeitsfähigkeit des Bodens, können erst qualitativ genutzt werden, wenn diese auf eine ganz bestimmte Wassermenge bezogen werden. Dadurch, dass das Potential die Arbeit beschreibt, welche notwendig ist, um eine Mengeneinheit Wasser von seinem jetzigen Standort zu einem Punkt bezogen auf ein festgelegtes Bezugsniveau zu bewegen, lässt sich erschließen, dass das Gesamtpotential die Dimension (Einheit) einer Arbeit dividiert durch eine Bezugsmenge Wasser besitzt [HARTGE&HORN, 1999]. Die Bezugsmenge Wasser lässt sich als Volumen, Masse oder Gewicht angeben (siehe Gleichung 3.01 und Tabelle 3.1):

30 Bodenwasser 19 Tab. 3.1: Bezugsgrößen für den Arbeitsinhalt (Potential, m * b * h) des Bodenwassers [HARTGE&HORN, 1999] Bezugsgröße Dimension Einheit Messgröße Masse (m) (m * b * h) / m J / g Volumen (h³) (m * b * h) / h³ N / cm² Druck (bar, Pa) Gewicht (m * b) (m * b * h) / (m * b) cm Wasser- o. cm WS Erst die Bezugsgrößen machen die energetischen Eigenschaften verschiedener Wassermengen in Böden vergleichbar Gesamtpotential Ψ und hydraulisches Potential Ψ H Wie im Abschnitt 3.3 erwähnt, handelt es sich beim Gesamtpotential um die Summe aller im Bodenkörper auftretenden Teilpotentiale Ψ i [DISSE, 2006]: Z m / h o ( g ) (Gl. 3.02) Ψ z = Gravitationspotential Ψ m/h = Matrix- / Druckpotential Ψ o = osmotisches Potential (Lösungspotential) Ψ g = Luftdruckpotential Die einzelnen Teilpotentiale werden in den folgenden Abschnitten detaillierter erläutert. Die direkte Bestimmung des Gesamtpotentials Ψ ist aufgrund von begrenzten messtechnischen Möglichkeiten sehr schwierig und umständlich. Deshalb wird das Gesamtpotential für die Bodenwasserbewegung in der Regel durch eine Kombination leicht messbarer Teilpotentiale angenähert [HARTGE&HORN, 1999]. Diese Annäherung wird als hydraulisches Potential Ψ H bezeichnet. Es besteht aus der Summe des Gravitationspotentials Ψ z und des Druck- Ψ h bzw. Matrixpotentials Ψ m (siehe Gleichung 3.03 und Abbildung 3.6): H z m/ h (Gl. 3.03)

31 20 Bodenwasser Abb. 3.6: Schematische Darstellung des hydraulischen Potentials [VLS BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009] Dabei wird Ψ m für den Bereich oberhalb der Grundwasseroberfläche und Ψ h unterhalb der Grundwasseroberfläche angesetzt (siehe Abbildung 3.7) [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]. Auf das Druckpotential Ψ h wird in dieser Arbeit nicht weiter eingegangen, da sich in dem Haubeninfiltrometermessgebiet (siehe Abschnitt 6.5) keine Grundwasserleiter an der Bodenoberfläche bzw. dem obersten Bodenhorizont befinden. Die Teilpotentiale Ψ z und Ψ m lassen sich leicht bestimmen. Ψ z durch Höhenmessung und Ψ m mittels Tensiometermessungen. Das Luftdruckpotential Ψ g wird in der Regel vernachlässigt [HARTGE&HORN, 1999].

32 Bodenwasser 21 Abb. 3.7: Vorzeichen und Bezeichnungsregelung mit der Grundwasseroberfläche als Bezugshöhe [HARTGE&HORN, 1999] Gravitationspotential Ψ z Das Gravitationspotential Ψ z entsteht als Folge der Erdbeschleunigung. Es beschreibt die Arbeit, die geleistet werden muss, um eine bestimmte Menge Wasser in vertikaler Richtung von einer Bezugshöhe auf ein bestimmtes Niveau anzuheben [DISSE, 2006]. Wird als Bezugshöhe die freie Wasseroberfläche (Grundwasseroberfläche) gewählt und liegt das Niveau oberhalb der Bezugshöhe, erhält das Wasser eine Energie der Lage, was bedeutet, das Wasser verrichtet beim vertikalen Hinabfließen (versickern) Arbeit. Das Gravitationspotential erhält dann per Definition ein positives Vorzeichen. Unterhalb der Grundwasseroberfläche erhält es ein negatives Vorzeichen [HARTGE&HORN, 1999]. Daraus folgt: Je weiter das Niveau über der Bezugshöhe liegt, desto größer ist der Betrag des Gravitationspotentials Ψ z Matrixpotential Ψ m Das Matrixpotential Ψ m stellt den Einfluss der Bodenmatrix auf die Wasserteilchen dar. Es beschreibt den Druck auf das Wasser in einem ungesättigten Boden, welcher durch Kapillar-, Adsorptions- bzw. Adhäsionskräfte in Porenräumen ausgeübt wird, d.h. die Bindungsstärke einer bestimmten Wassermenge an die Bodenmatrix. Das Matrixpotential ist umgekehrt dem Gravitationspotential definiert, oberhalb der freien Wasseroberfläche mit einem negativen und unterhalb mit einem positiven Vorzeichen [HINTERMEIER-ERHARD, 1997]. Das Matrix-

33 22 Bodenwasser potential ist abhängig vom Wassergehalt im Boden. Je höher der Wassergehalt in der Bodenmatrix, desto niedriger das Matrixpotential (siehe Abbildung 3.8) [HARTGE&HORN, 1999]: Abb. 3.8: Infiltrations- und Tiefenverteilungsphase von Ψ m vom Tag eines Starkregenereignisse bis 5 Tage danach [BENECKE, 1976] Hier ist zu erkennen, dass der Betrag vom Ψ m im Oberboden am Tag nach dem Regenereignis stark fällt und erst im Laufe der Tage mit dem Verdunsten des Wassers aus dem Boden wieder ansteigt. Der Betrag des Matrixpotentials Ψ m (ohne Vorzeichen) wird Wasserspannung Ψ, oder auch Saugspannung, genannt. Die Wasserspannungskurve ist ein wichtiges bodenphysikalisches Beschreibungskriterium und stellt die Abhängigkeit des Matrixpotentials Ψ m vom Wassergehalt in der Bodenmatrix dar (siehe Abschnitt 3.2) [URL 2] Osmotisches Potential (Ψ o ) / Lösungspotential Wasser liegt im Boden nie in destillierter Form vor, sondern enthält immer gelöste Stoffe (v.a. Salze), welche das Gesamtpotential Ψ beeinflussen [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]. Das osmotische Potential Ψ o beschreibt die Arbeit, die erbracht werden muss, um Wasser durch eine halbdurchlässige Membran der Bodenlösung zu entziehen. Dieses Potential ist meistens sehr klein und kann daher vernachlässigt werden. Ψ o spielt in erster Linie für die Wasserverfügbarkeit von Pflanzen auf salzhaltigen Böden eine Rolle [HINTERMEIER- ERHARD, 1997] und wird an dieser Stelle nicht weiter berücksichtigt.

34 Bodenwasser Luftdruckpotential (Gaspotential) (Ψ g ) Das Luftdruckpotential Ψ g kommt dann zum Tragen, wenn eine Luftdruckdifferenz zwischen dem Luftdruck auf der Bezugshöhe und dem betrachteten Bodenkörper vorliegt. Bei der Betrachtung des hydraulischen Potentials Ψ H wird das Luftdruckpotential Ψ g in der Regel nicht berücksichtigt [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002] Potentialgleichgewicht Die Potentialtheorie und die Frage, ob im betrachteten Bodenkörper ein Infiltrations- / Versickerungsprozess oder kapillarer Aufstieg stattfindet, lässt sich durch einen einfachen Versuch veranschaulichen (siehe Abbildung 3.9): Abb. 3.9: Hydraulisches Potential, Matrixpotential, Gravitationspotential und Wassergehalt in einerhomogenen Bodensäule bei kapillarem Aufstieg ( ), im Gleichgewicht und bei Versickerung (---) [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002] Bei diesem Versuch wird eine trockene Bodensäule in einen mit Wasser gefüllten, verdunstungsgeschützten Zylinder gestellt. Wasser dringt in die Bodensäule ein, bis sich ein Gleichwicht zwischen Ψ z und Ψ m einstellt, d.h. beide Potentiale sind betragsmäßig gleichgroß (siehe Abbildung 3.9, Mitte). Der Wassergehalt nimmt entsprechend der Wasseraufnahmefähigkeit der Bodensäule (vgl. Abschnitt 3.2) mit zunehmender Höhe z über der Wasseroberfläche ab (siehe Abbildung 3.9, rechte Seite). Als Bezugshöhe wird die Wasseroberfläche in dem Zylinder festgelegt. Dort gilt immer: Ψ H = 0

35 24 Bodenwasser Wenn sich das Gleichgewicht eingestellt hat, gilt dies auch für den Rest des Systems. Generell gilt: Die Erdbeschleunigung und somit Ψ z ist zu jedem Zeitpunkt konstant und daher gleichgroß [VLS BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009]. Wird nun Ψ m durch äußere Einflüsse verändert, kommt es zu einer Störung des Gleichgewichts: Verdunstet Wasser aus der Bodensäule, so sinkt der Wert von Ψ m, d.h. der Betrag nimmt einen höheren Wert an. Mit konstantem Ψ z folgt daraus: Ψ H < 0 Dies gilt für den gesamten Bereich über der Bezugshöhe. Da Wasser das niedrigstmögliche Energieniveau anstrebt (siehe Abschnitt 3.3.1) kommt es zum kapillaren Aufstieg des Wassers. Genau umkehrt verhält es sich bei Wasserzufuhr, z.b. durch Beregnung. Durch die steigende Wassersättigung des Bodens steigt der Wert für Ψ m an (wird positiver), so dass mit konstanten Ψ z folgt: Ψ H > 0 Der Fall Ψ H > 0 ist derjenige, welcher den Infiltrationsprozess beschreibt. Niederschlag fällt auf einen Boden. Der Boden nimmt das Wasser auf. Die Poren füllen sich mit Wasser und das Matrixpotential sinkt. Überschreitet die Niederschlagsmenge einen bestimmten Wert ist der Boden wassergesättigt (Matrixpotential = 0). Dann kommt es zu gesättigten Leitfähigkeitprozessen, welche für die spätere Betrachtung des Haubeninfiltrometers (siehe Kapitel 6) und die Auswertung der Pedotransferfunktionen (PTF) (siehe Abschnitt 7) von Bedeutung sind.

36 Wasserbewegungsprozesse im Boden 25 4 Wasserbewegungsprozesse im Boden 4.1 Allgemeine Grundlagen Das Wasser in einem Bodenkörper steht selten im statischen Gleichgewicht, da sich durch äußere Einflüsse, vor allem in Nähe der Bodenoberfläche, die Größen der vorhandenen Potentiale ständig ändern, sei es durch Wasserzugewinn (z.b. Niederschlag Infiltration) oder Wasserentzug (z.b. Evopotranspiration) [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002], zumal der angestrebte Energieausgleich des Wassers bei großen Potentialdifferenzen auch ohne ständig wechselnde Rahmenbedingungen einen monatelangen Zeitraum einnehmen können [HARTGE&HORN, 1999]. Es fließt somit ständig Bodenwasser in Richtung des niedrigeren Potentials. Dies gilt sowohl für wassergesättigte Bodenbereiche (Grundwasser), als auch für die ungesättigte Bodenzone oberhalb der Grundwasseroberfläche. Das Ausmaß dieser Wasserbewegung ist von zwei Faktoren abhängig: Der Größe des antreibenden Potentialgefälles, d.h. die Veränderung eines Potentials Ψ über die Fließstrecke l, was dem Gefälle eines frei fließenden Gewässers entspricht: (dψ / dl) (siehe Abbildung 4.2). Das antreibende Potentialgefälle wird in der Literatur häufig als hydraulisches Gefälle i oder Potentialgradient (dψ / dl) bezeichnet [BOLEY, 2006]. Der zweite Faktor ist die Durchlässigkeit / Wasserleitfähigkeit des Bodens, beschrieben durch einen gesteinsspezifischen Beiwert, dem sogenannten Durchlässigkeitsbeiwert k, welcher im gesättigten Milieu häufig als k f bezeichnet wird (siehe Abbildung 4.1) [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]: Abb. 4.1: Durchlässigkeiten von Lockersedimenten [Bentz & Martini, 1969]

37 26 Wasserbewegungsprozesse im Boden 4.2 Wasserbewegung in der gesättigten Bodenzone Bei Durchlässigkeitsversuchen von Wasser durch poröse Medien (Sande und Kiese) stellte Henry Darcy im Jahr 1856 fest, dass eine proportionale Abhängigkeit zwischen dem Durchlässigkeitsbeiwert k f der Lockergesteine und dem antreibenden Potentialgefälle existiert (siehe Gleichung 4.01) [DISSE, 2006]: d H Q k f * * F (Gl. 4.01) dl Q = Wassermenge, die je Zeiteinheit eine Fläche senkrecht durchströmt [m³/s] k f = Durchlässigkeitsbeiwert (in wassergesättigter Bodenzone) Ψ H = hydraulisches Potential (Ψ H = Ψ z + Ψ m ) als antreibendes Potential l = Länge des Fließquerschnitts F = durchflossener Querschnitt [m²] Abb. 4.2: Eine Wassermenge Q durchfließt senkrecht eine definierte Fläche F. Sie ist direkt proportional zum Durchlässigkeitsbeiwert k f und dem antreibenden Potential (h/l) (Theorie nach Darcy) [HINTERMEIER-ERHARD, 1997] Das negative Vorzeichen zeigt an, dass die Fließbewegung vom höheren zum niedrigeren Potential genau entgegen der Gradientensteigung verläuft. Generell gilt bei gleichem Q: Je größer das antreibende Potential (dψ / dl), desto kleiner ist der Durchlässigkeitsbeiwert k f und umgekehrt [HARTGE&HORN, 1999]. Bezieht man die Wassermenge Q auf die senkrecht durchströmte Querschnittsfläche F, so erhält man die sogenannte Filtergeschwindigkeit v (siehe Gleichung 4.02):

38 Wasserbewegungsprozesse im Boden 27 Q d v k f * (Gl. 4.02) F dl Die Filtergeschwindigkeit v hat die Dimension einer Geschwindigkeit [m/s] und beschreibt den Wasserfluss bei einem gegebenen Druck (Potential 0) durch ein poröses Medium [HINTERMEIER-ERHARD, 1997]. Sie ist linear und vom antreibenden Potential (dψ / dl) abhängig [BOLEY, 2006]. Die Filtergeschwindigkeit v gibt nicht die reale Geschwindigkeit der einzelnen Wasserteilchen an. Alleine durch die Tatsache, dass bei der Verwendung der Darcy-Gleichung laminare Strömungsverhältnisse vorausgesetzt werden, zeigt sich durch das laminare Geschwindigkeitsprofil, dass die Geschwindigkeit über den Fließquerschnitt nicht konstant ist (siehe Abbildung 4.3). Hinzu kommt die unterschiedliche Biegung der Wasserpassagen in den Porensystemen, welche Einfluss auf die Geschwindigkeit einzelner Wasserteilchen nehmen [HARTGE&HORN, 1999]: Abb. 4.3: Schematische Darstellung laminarer Strömung. Am Rand geht die Geschwindigkeit gegen Null. In der Mitte des Fließquerschnitts erreicht sie ihr Maximum [HARTGE&HORN, 1999] Des Weiteren wird bei der Darcy-Gleichung eine stationäre Strömung angenommen, d.h. das antreibende Potential Ψ H ist zeitunabhängig. Das Porensystem muss inerte Eigenschaften aufweisen. Es finden keine Interaktionen zwischen den Wasserteilchen und den Teilchen der festen Phase des Bodens, auch kein Bodenteilchentransport, statt. Wie im obigen Abschnitt erwähnt, gilt die lineare Abhängigkeit zwischen antreibenden Potential (dψ / dl) und dem Durchlässigkeitsbeiwert k f nur im Bereich von Sanden und Kiesen, wo es beim Durchströmen mit Wasser zu laminaren Geschwindigkeitsbildern kommt. Außerhalb dieser Gültigkeitsgrenzen ist der Durchlässigkeitsbeiwert k eine Funktion des Matrixpotential: K u (Ψ m ) bzw. der Wasserspannung: K u (Ψ). Die Wechselwirkungen zwischen der Bodenmatrix (Poren- / Kapillarsystem) und den Wasserteilchen können dort bei der Beschreibung der

39 28 Wasserbewegungsprozesse im Boden Wasserbewegung nicht mehr vernachlässigt werden. Im prälinearen Bereich engen fest an die Porenwände gebundene Wasserteilchen den Porenkanal ein, während im postlinearen Bereich der Einfluss der Trägheitskräfte auf die Wasserbewegung nicht mehr vernachlässigt werden kann (siehe Abbildung 4.4) [BOLEY, 2006]: Abb. 4.4: Abhängigkeit des Durchlässigkeitsbeiwertes vom hydraulischen Gradienten i [DIN 18130, Stand: 1998] Unter zusätzlicher Betrachtung des Porenraums, insbesondere der Mikro- und Makroporenverteilung (siehe Abschnitt und 2.5.2), deren Einfluss mathematisch durch die Hagen-Poisseuillesche-Gleichung erfasst wird [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002], ist man in der Lage, Fließbewegungen in gesättigten Bodenzonen, wie z.b. dem Grundwasserleiter, mit Hilfe der Darcy-Gleichung ausreichend genau zu beschreiben [URL 2]. 4.3 Wasserbewegungen in der ungesättigten Bodenzone In der Bodenzone oberhalb der Grundwasseroberfläche, in dem Bereich, in denen es zu Infiltrations- / Versickerungsprozessen kommt, findet die Bewegung des Bodenwassers nicht im gesättigten, sondern im ungesättigten Milieu statt, ausgenommen der kleine Bereich einer Sättigungszone, die sich bei Niederschlagsereignissen in der Bodenoberfläche bilden kann (siehe Abschnitt 5.4) [HARTGE&HORN, 1999]. Auch in der wasserungesättigten Bodenzone kommt es durch Potentialdifferenzen zur Bewegung des Bodenwassers (siehe Abschnitt

40 Wasserbewegungsprozesse im Boden ). Wasserruhestand ist, wie im gesättigten Milieu, ebenfalls die Ausnahme [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]. Im Unterschied zum gesättigten Bereich befinden sich im ungesättigten neben wassergefüllten noch luftgefüllte Poren (siehe Abbildung 4.5): Abb. 4.5: Das Nebeneinander von gesättigten und ungesättigten Bereichen in der ungesättigten Zone [MATTHEß&UBELL, 2003] Ein weiterer Unterschied ist, dass im wassergesättigten Bereich der Wassergehalt über längere Zeit konstant sein kann. Die Wasserbewegung im ungesättigten Milieu ist stark abhängig von Faktoren, wie Verdunstung, Niederschlag, pflanzlicher Wasseraufnahme, kapillarem Aufstieg und Versickerung. Es handelt sich hierbei um zeitabhängige Faktoren [URL 2]. Bei den daraus folgenden Ausgleichsvorgängen (der Wasserbewegung) nimmt der Potentialgradient dψ permanent ab und zwar immer langsamer, je näher der Prozess dem Potentialgleichgewicht entgegen strebt. Dadurch erfolgt die Beschreibung des Bewegungsprozesses nicht mehr als stationärer, sondern als instationärer Zustand [HARTGE&HORN, 1999]. Eine mathematische Beschreibung der nicht stationären Wasserbewegung geht auf Lorenzo A. Richards aus dem Jahr 1931 zurück. Dabei beschreibt Richards in der sogenannten Richards-Gleichung den Zusammenhang zwischen Veränderung des Wassergehaltes Θ in einem Bodenvolumen je Zeiteinheit und dem Wasserfluss in eine bestimmte Richtung, hervorgerufen durch einen Potentialgradienten dψ (siehe Gleichung 3.03) [URL 2]:

41 30 Wasserbewegungsprozesse im Boden t m * K m * 1 (Gl. 4.03) z z Θ/ t = Zeitliche Änderung des Wassergehaltes K(Ψ m ) = hydraulische Leitfähigkeit abhängig vom Matrixpotential Ψ m Ψ m / z = Änderung des Matrixpotentials in Fließrichtung (hier z-richtung) In der Literatur wird K(Ψ m ) auch häufig als Durchlässigkeitsbeiwert k u bezeichnet. Die Aufstellung der Richards-Gleichung in die für den Infiltrationsprozess maßgebliche z- Richtung erfolgt als erstes auf der Basis des Massenerhalts (Kontinuitätsgleichung). Diese sagt aus, dass die zeitliche Änderung des Wassergehaltes im Boden gleich der Änderung des Flusses in Fließrichtung (z-richtung) sein muss [VLS BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009]: q t z w (Gl. 4.04) 1907 stellte Edgar Buckingham die Darcy-Gleichung für die ungesättigte hydraulische Leitfähigkeit als Funktion des Wassergehaltes (und dem daraus resultierenden Matrixpotential Ψ m ) auf und führte die hydraulische Leitfähigkeit ein (siehe Gleichung 4.05 und Abbildung 4.6): q w H Ku m * (Gl. 4.05) z

42 Wasserbewegungsprozesse im Boden 31 Abb. 4.6: Die Abhängigkeit der ungesättigten hydraulischen Leitfähigkeit vom Wassergehalt [MATTHEß&UBELL, 2003] Setzt man (4.04) und (4.05) ineinander ein, so erhält man die allgemeingültige Richards- Gleichung (siehe Gl. 4.03) [URL 2]. Bei der Richards-Gleichung handelt es sich um eine Differentialgleichung höherer Ordnung, welche, außer in Sonderfällen, ausschließlich numerisch gelöst werden kann [DISSE, 1995]. Das ist nicht das primäre Problem. Bei der Richards-Gleichung werden ähnlich der Darcy- Gleichung inerte und homogene Bodencharakteristiken angenommen, sowie dass die im Porenraum befindliche Luft keinen Einfluss auf die Wasserbewegung hat [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]. Dies entspricht in den meisten Fällen nicht der Realität. So besteht die Hauptproblematik in der Anwendung der Richards-Gleichung darin, für den Boden gültige Ψ(Θ)- und K u (Ψ)-Beziehungen zu finden, welche die Bodenwasserbewegung möglichst realitätsnah beschreiben. Diese Beziehungen sind sehr stark vom Bodengefüge abhängig (siehe Abbildung 4.7) [DISSE, 1995]:

43 32 Wasserbewegungsprozesse im Boden Abb. 4.7: Die Wasserleitfähigkeit als Funktion des Matrixpotentials für verschiedene Böden und Gefüge [BAUMGARTNER&LIEBSCHER, 1990] Grundsätzlich treten immer Unsicherheiten beim Abschätzen der hydraulischen Leitfähigkeit K u (Ψ) auf. Ebenso eignen sich gemessene Werte im Allgemeinen nicht für die Lösung numerischer Modelle, da sie Unstetigkeitsstellen aufweisen können bzw. meistens nur punktuell und nicht geschlossen über ein ganzes Testgebiet vorliegen [Morgenstern, 2007]. 4.4 Das Mualem-Van-Genuchten-Modell (1980) Die exakte Modellierung der ungesättigten hydraulischen Leitfähigkeit in großem Maßstab (z.b. km² oder Hektar) ist mit einem sehr hohen Messaufwand / Zeitaufwand verbunden und daher gleichzeitig sehr kostenintensiv. Erschwerend kommt hinzu, dass der Boden selbst in kleinen Bereichen häufig erheblich in seinen bodenhydraulischen Eigenschaften variiert und eine große Zahl an Messungen für die realitätsnahe Charakterisierung notwendig ist [KÜLLS, 2005]. Im Gegensatz zu bodenhydraulischen Daten liegen häufig umfangreiche Bodeninformationen, wie z.b. die Trockenraumdichte oder der organische Anteil im Boden vor bzw. sind diese relativ einfach zu bestimmen (siehe Abschnitt 7.2.5). Um eine möglichst realitätsnahe Retentions- und Leitfähigkeitscharakteristik abbilden zu können, arbeitet man daher mit sogenannten Porenraummodellen, in denen sich die hydraulische Bodencharakteristik aus diesen leicht bestimmbaren Bodenparametern herleiten lässt [MORGENSTERN, 2007]. Die am weitesten verbreiten Porenraummodelle sind die Modelle

44 Wasserbewegungsprozesse im Boden 33 nach BROOKS&COREY (1964) und nach VAN GENUCHTEN (1980) [SCHÄFER, 1999]. Mit deren Hilfe ist es möglich, eine Bodenkennlinie und damit einen Bezug zwischen dem Bodensystem und der hydraulischen Leitfähigkeit K u (Ψ) zu erstellen [DISSE, 1995]. Das Modell nach BROOKS&COREY (1964) beinhaltet allerdings ein ungenaueres Modell der Wasserspannungskurve (pf-kurve), welche nicht die durch Messung bestätigte charakteristische S-Form aufweist (siehe Abbildung 4.8), was Van Genuchten in seinem Modell berücksichtigt und mit dem Ansatz der relativen ungesättigten Leitfähigkeit K r nach MUALEM (1976) kombiniert. Dadurch hat Van Genuchten einen verbesserten Ansatz zur Berechnung der hydraulischen Leitfähigkeit in Abhängigkeit der Wasserspannung [K u (Ψ)] entwickelt [KÜLLS, 2005]. Abb. 4.8: Vergleich der pf-kurven nach BROOKS&COREY (1964) und VAN GENUCHTEN (1980), sowie deren Umrechnungseigenschaften (siehe Tabelle 7.7) [SCHÄFER, 1999] So lassen sich Wasserretentionskurven von Böden, auch mit großer Textur- und Strukturvariabilität, gut durch das von Van Genuchten aufgestellte Modell beschreiben. Liegen die Wasserretentionskurve und der gesättigte Leitfähigkeitswert K s vor, lässt sich die Richards-Gleichung analytisch lösen [SCHEINOST, 1995]. Der Ansatz nach MUALEM (1976), in welchem anhand des Matrixpotentials Ψ m der Anteil der ungesättigten hydraulischen Leitfähigkeit an der gesättigten, die sogenannte relative ungesättigte hydraulische Leitfähigkeit K r, berechnet werden kann, lautet [KÜLLS, 2005]:

45 34 Wasserbewegungsprozesse im Boden wobei: K r * L * m 1 m x x s dx dx r (Gl. 4.06) r * (Gl. 4.07) Ψ m = Matrixpotential [hpa] Θ * = effektiver Wassergehalt [-] Θ = momentaner Wassergehalt [Vol.-%] Θ r = residualer Wassergehalt (Leitfähigkeit ist Null) [Vol.-%] Θ s = Wassergehalt bei Sättigung des Bodens [Vol.-%] L = Tortuositätsfaktor [-] Der Tortuositätsfaktor L beschreibt die Gestalt der Poren im Bodenkörper. L ist eine empirische Größe, die meistens auf den Wert 0,5 festgelegt wird, weil Mualem mit diesem Wert die größte Übereinstimmung zwischen gemessenen und berechneten hydraulischen Leitfähigkeiten erzielte [DISSE, 1995]. Die Wasserspannungsspannungskurve leitete Van Genuchten 1980 wie folgt her [KÜLLS, 2005]: wobei: * 1 1 * m m n m 1 1 n (Gl. 4.08) Ψ m = Matrixpotential [hpa] Θ = effektiver Wassergehalt [-] α = Konstante, entspricht dem Wendepunkt der Wasserspannungskurve [1/hPa] n = Konstante, beschreibt die Steilheit der Wasserspannungskurve [-] Tab. 4.1: Wertebereich für α und n (kleine Abweichungen möglich) [HARTGE&HORN, 1999]: Konstante tonreicher Boden sandiger Boden α [1 / hpa] 0,005 0,035 n [-] 1,5 4,5

46 Wasserbewegungsprozesse im Boden 35 Aus den Gleichungen 4.07 und 4.08 ergibt sich die Funktion des Matrixpotentials in Abhängigkeit vom Wassergehalt im Boden Ψ m (Θ) (siehe Gleichung 4.09 und Abbildung 4.9) [KÜLLS, 2005]: m r s r 1 1 n m 1 1 * (Gl. 4.09) Abb. 4.9: Beziehung zwischen Wasserspannung und Wassergehalt bei unterschiedlichen Bodentypen (FK = Feldkapazität, PWP = permanenter Welkepunkt) [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002] Kombiniert man den Ansatz von MUALEM (1976) zur Beschreibung der ungesättigten Leitfähigkeit (siehe Gleichung 4.06) mit der von Van-Genuchten-Gleichung (1980) zur Bestimmung der Wasserspannungskurve (siehe Gleichung 4.08), so erhält man eine analytisch lösbare Gleichung der relativen ungesättigten hydraulischen Leitfähigkeit K r nach VAN GENUCHTEN (1980) (siehe Gleichung 4.10):

47 36 Wasserbewegungsprozesse im Boden 1 1 m * 2 1 m K 1 r (Gl. 4.10) 2 Es gilt weiterhin für den effektiven Wasserhaushalt Θ * die Gleichung 4.07, sowie für m die in Gleichung 4.08 beschriebene Abhängigkeit vom Faktor n [KÜLLS, 2005]. Mit der relativen ungesättigten hydraulischen Leitfähigkeit K r kann die hydraulische Leitfähigkeit in Abhängigkeit des Matrixpotentials beschrieben werden [DISSE, 1995]: m Ks Kr K * (Gl. 3.11) K s = hydraulische Leitfähigkeit bei Sättigung [cm/h] Werden die Gleichungen 4.11, 4.10 und 4.08 ineinander eingesetzt, erhält man die K(Ψ m )- Funktion: K 1 n 1 n * m * 1 * m n 1 * 2 m K s * m m m 2 (Gl. 4.12) Wie aus den Gleichungen 4.09 und 4.12 ersichtlich, werden fünf Parameter (K s, Θ s, Θ r, n, α) zur analytischen Lösung der Funktionen Ψ m (Θ) und K(Ψ m ) des Mualem-Van-Genuchten- Modells benötigt. Da es ein sehr großer Aufwand ist, die Parameter direkt experimentell zu bestimmen, werden diese indirekt über einfach zu bestimmende Bodenparameter mit Hilfe empirisch ermittelter Pedotransferfunktionen (PTF) abgeschätzt [DISSE, 1995]. Dies macht die Handhabung des Modells relativ einfach. Es muss dabei jedoch berücksichtigt werden, dass die Porenraummodelle wegen ihrer Komplexität mit Masse stochastische Komponenten enthalten (z.b. die Tortuosität L). Dies macht es notwendig, mindestens einen Punkt der durch das Modell aufgestellten Retentionsfunktion direkt zu messen, damit die relative ungesättigte hydraulische Leitfähigkeit K r in die absolute K(Ψ m ) überführt werden kann. Aufgrund der einfachen experimentellen Bestimmbarkeit wird zumeist die gesättigte Leitfähigkeit K s bestimmt [SCHEINOST, 1995]. Zu berücksichtigen ist hier, dass sich schon kleine eventuell auftretende Messfehler durch die gesamte Modellierung ziehen, so kann beispielsweise eine Regenwurmröhre das Ergebnis um Zehnerpotenzen verändern (siehe Abbildung 4.10) [KÜLLS, 2005].

48 Wasserbewegungsprozesse im Boden 37 Abb. 4.10: K s -Messwerte einzelner Bodenzylinder ohne (oben) und mit Regenwurmröhren (unten) in Abhängigkeit des modalen Korndurchmesser d g [SCHEINOST, 1995]

49 5 Infiltration 38 5 Infiltration 5.1 Allgemeine Grundlagen Unter dem Begriff Infiltration wird das langsame vertikale Versickern von Wasser durch die Bodenoberfläche verstanden. Dabei benetzt das einsickernde Wasser die Bodenkörner und verdrängt Bodenluft aus den Porenräumen. Den Gegenpart zur Infiltration stellt die Versinkung dar, welche das schnelle Eindringen von Wasser in den Boden durch Röhren und Kluftsystemen (z.b. Trockenrisse, Wurzelröhren, Wurmröhren etc.), auch Makroporen genannt (siehe Abschnitt 2.5.2), beschreibt [DISSE, 2009]. Zur Infiltration kommt es, wenn die Summe aus Matrix- und Gravitationspotential größer gleich dem Gleichgewicht aus Grund- und Stauwasserspiegel ist (siehe Abschnitt 3.3.3) [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]: Ψ H = Ψ z + Ψ m > 0 Man spricht solange von Infiltration, wie es einen kontinuierlichen Nachschub von Wasser an der Bodenoberfläche gibt. Dieser Prozess kommt hauptsächlich als Folge aus Niederschlägen, aber auch durch Beregnungen oder Überstauungen, zustande [DISSE, 2009]. Endet die Wasserzufuhr, so wird nicht mehr von Infiltration, sondern von einer Umverteilung oder auch Redistribution gesprochen [HARTGE&HORN, 1999]. Man unterscheidet zusätzlich extra in die Infiltration durch Oberflächengewässer [VLS BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009]. Diese hat für diese Untersuchung aber keine weitere Bedeutung. Abb. 5.1: Versickerungsanteil aus Niederschlagsereignissen nach Bodentypen [DISSE, 2006]

50 5 Infiltration Infiltrationsrate Kennzeichnend für den Infiltrationsverlauf ist die Infiltrationsrate, welche das Wasservolumen angibt, das je Zeiteinheit versickert [mm/h] (siehe Abbildung 5.2). Die Infiltrationsrate ist von vielen Faktoren abhängig. Es wird zwischen ereignisunabhängigen und ereignisabhängigen Faktoren unterschieden. Unter ereignisunabhängigen Faktoren versteht man Eigenschaften des Bodens, die in erster Linie durch die Bodentextur und -struktur vorgegeben werden, wie Porengrößenverteilung, Gesamtporenvolumen, Humusgehalt, Mächtigkeit der Humusauflage, Verdichtung des Bodens, Wasserspannungskurve (pf-kurve), hydraulische Leitfähigkeit und Hangneigung. Die ereignisabhängigen Faktoren werden vor allem durch meteorologische und menschliche Faktoren bestimmt, wie z.b. Anfangswassergehalt und -spannung, Niederschlagsintensität, zeitliche Abfolge der Niederschläge, Hystereseeffekt, Bodennutzung, Bewuchs, Pflanzenwachstumsstadium etc. [DISSE, 2009]. Abb.5.2: Infiltrationsklassen und -raten in [mm/h] [BRETSCHNEIDER et al., 1993]] 5.3 Prozessbeeinflussende Faktoren an der Bodenoberfläche Maßgebend für den Wert der Infiltrationsrate, und somit für den Infiltrationsverlauf, ist, wie in Abschnitt 5.2 angedeutet, die Wasserleitfähigkeit an der Bodenoberfläche. Die maximale Infiltrationsrate wird durch die Bodenfeuchte und die jeweilige hydraulische Leitfähigkeit der Bodenmatrix an der Oberfläche vorgegeben. In der Regel ist das Infiltrationsvermögen zu Beginn eines Niederschlagsereignisses sehr gering, da das meiste Wasser durch das Matrixpotential Ψ m (siehe Abschnitt ) in den ersten cm der Bodenoberfläche festgehalten wird. Es steigt mit zunehmendem Wassergehalt (sinkendem Ψ m ) in der Oberbodenzone. Sind die kompletten Porenräume mit Wasser gefüllt,

51 5 Infiltration 40 wird die Infiltrationsrate konstant. Ist die zu infiltrierende Wassermenge größer als die hydraulisch gesättigte Leitfähigkeit des obersten Bodenhorizontes, kommt es zu Oberflächenabflüssen [DISSE, 2006] Einfluss der Korngrößenverteilung Ein Einflussfaktor ist die Korngrößenverteilung an der Bodenoberfläche. Während nichtbindige Böden (z.b. Sand) eine hohe Infiltrationsrate und eine niedrige Wasserrückhaltekapazität aufweisen, ist das bei feinkörnigeren bindigen Böden (z.b. Schluff) genau umgekehrt [VLS BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009] (siehe Abbildung 3.4 und 5.3): Abb. 5.3: Schematische Darstellung der Infiltration in unterschiedliche Bodentypen in den Zeitspannen t1, t2 und t3 seit Infiltrationsbeginn [HARTGE&HORN, 1999] Einfluss des Anfangswassergehaltes Der zweite wesentliche Punkt ist der Anfangswassergehaltes an oberflächennahen Schichten. An einer feuchten Bodenoberfläche, d.h. mit einem niedrigem Matrixpotential Ψ m und gesättigter Wasserbewegung, infiltriert Wasser ohne nennenswerte Verzögerung in Richtung des Gravitationspotentials Ψ z. An einer trockenen Bodenoberfläche mit hohem Matrixpotential kommt es dagegen zunächst zu einer ungesättigten Wasserbewegung. Erst wenn der Oberboden eine bis zur Wasserkapazität gesättigte Bodenzone (Sättigungszone) ausgebildet hat, startet der weitere Versickerungsprozess (siehe Abschnitt 5.4) [HINTERMEIER-ERHARD, 1997].

52 5 Infiltration Einfluss von Mikro- und Makroporen Als dritter wesentlicher Aspekt ist die Porenstruktur zu nennen (siehe Abschnitt 2.5 und Abbildung 5.4). Es wird zwischen Mikroporen- und Makroporenfluss unterschieden. In der Regel findet, solange es zu keinen Überflutungen kommt, der Infiltrationsprozess durch die Mikroporen statt, da diese ein höheres Matrixpotential als Makroporen besitzen. Die gröberen Poren nehmen erst am Infiltrationsprozess teil, wenn die Mikroporen soweit wassergesättigt sind und das Matrixpotential in ihnen soweit angestiegen (weniger negativ) ist, dass es das Volllaufen der Makroporen zulässt [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]. Sollte es an der Bodenoberfläche zu einem Überstau kommen, d.h. das zur Infiltration verfügbare Wasser hat die mögliche Rate der Mikroporeninfiltration überschritten, kann das überschüssige Wasser in das Makroporensystem infiltrieren. Dadurch wird ein im Vergleich zur Mikroporeninfiltration schnelles Eindringen von Oberflächenwasser ermöglicht [VLS BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009]. Schnelles Abfließen, vor allem an den Rändern der Makroporen führt, dabei zu einer Verzerrung des Infiltrationsvorganges. Problematisch wird es, wenn die Bodenoberfläche durch Zerstörung der Bodenaggregate und Verschlämmung verkrustet. Dies wirkt wie eine Versieglung, die Infiltrationsrate nimmt stark ab, und es kommt bei hoher Wasserzufuhr verstärkt zu Oberflächenabflüssen und somit zu Bodenerosionsprozessen [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]. 1 Niederschlag 2 Oberflächenabfluss 3 Sickerung in die Makroporen 4 Sickerung in den Makroporen 5 Sickerung in die Mikroporen durch die Bodenoberfläche 6 Sickerung von den Makroporen in die Mikroporen 7 Sickerung in den Mikroporen Abb. 5.4: Hydrologische Prozesse bei der Infiltration [GERMANN (1981), verändert durch BRONSTERT (1994)]

53 5 Infiltration Charakteristischer Infiltrationsverlauf Am besten lässt sich der Infiltrationsverlauf in einem homogenen, nicht verschlämmenden Boden erkennen (z.b. Sand). Als Annahme werden eine kontinuierlich gleichbleibende Wasserzufuhr und eine Überstauung mit einem unendlich dünnen Wasserfilm auf der Bodenoberfläche getroffen (siehe Abbildung 5.5). Zeitlich abhängig bilden sich 4 Zonen aus. Die obersten beiden Zonen sind die Sättigungs- und Übergangszone. Diese sind nach ihrer Ausbildung wenige cm dünn und konstant in Lage und Mächtigkeit. In der Sättigungszone findet der Wassertransport im gesättigten Milieu statt. Die gesättigte hydraulische Leitfähigkeit lässt sich experimentell durch Labormessungen oder Feldversuchen (u.a. dem Haubeninfiltrometer) bestimmen. Sollte die Wasserzufuhr so gering sein, dass es zu keiner Überstauung kommt, so bildet sich keine Sättigungszone aus und auch die Übergangszone ist dann nur schwach ausgeprägt [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002]. An die Übergangszone schließt sich die Transportzone an. Der Wassergehalt ist über die gesamte Tiefe der Transportzone konstant gleich und abhängig von der Wasserzufuhr aus den darüber liegenden Zonen. Die Länge der Transportzone nimmt mit andauernder Infiltrationszeit der Befeuchtungszone folgend zu. Der Sättigungsgrad stellt sich in dieser Zone so ein, dass die herangeführte Wassermenge gerade bei der dazugehörigen ungesättigten Wasserleitfähigkeit abgeführt werden kann. Die Übergangszone bildet somit den Bereich in welchen der Wassergehalt vom gesättigten Niveau auf den in der Transportzone vorherrschendem Niveau abfällt [HARTGE&HORN, 1999]. Die vierte Zone ist die Befeuchtungszone. Diese Zone wandert in Abhängigkeit der Infiltrationszeit von der Bodenoberfläche in die Tiefe, wobei die Vorrückgeschwindigkeit an der Bodenoberfläche zunächst relativ schnell und mit zunehmender Tiefe abnehmend ist. Das liegt an der Differenz der Matrixpotentiale Ψ m zwischen ausgebildeter Sättigungszone und dem Anfangswassergehalt des Bodens darunter. Diese Differenz nimmt mit zunehmender Länge der Transportzone ab, bis schließlich nur noch das Gravitationspotential Ψ z maßgebend ist. Die Geschwindigkeit wird dann konstant. Problematisch für den Infiltrationsprozess ist es, wenn die Befeuchtungszone auf eine schlecht wasserleitende Schicht trifft, da sich dadurch das Vorrücken der Befeuchtungszone stark verlangsamt. Es kann zur Stauwasserbildung im Boden führen, wenn sich über dieser Schicht ein Matrixpotential von Null einstellt [SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL, 2002].

54 5 Infiltration 43 Abb. 5.5: Verlauf der Infiltration bei einem homogen, mit einer unendlich dünnen Wasserschicht überfluteten, Boden in gleichen Zeitintervallen [BODMAN&COLEMAN, 1944] 5.5 Empirische Verfahren zur Bestimmung der Infiltrationsrate Im Rahmen von Niederschlag-Abflussberechnungen werden Bodenspeichermodelle zur Simulation der Infiltration eingesetzt. Diese Modelle dienen nicht in erster Linie der Bestimmung des Infiltrationsanteils eines Niederschlagereignisses, sondern sollen den Abflussbildungsprozess mit Schwerpunkt des Direktabflussanteils wiedergeben. Die Modelle stellen eine wesentliche Vereinfachung der Richards-Gleichung (siehe Abschnitt 4.3) dar. Die Infiltration als Bodenspeichermodell gibt innerhalb der Modellierung die Änderung der Bodenfeuchte über die Zeit wieder. Dabei unterliegt die Bodenfeuchte einer permanent laufenden Bilanzierung in einem definiert großem Bodenkörperraum [DISSE, 2006]. Die Änderung der Bodenfeuchte über die Zeit ergibt sich an der Bodenoberfläche, der Infiltrationsfläche, aus der Infiltrationsrate I v (t) als direkte Folge aus dem Niederschlag und in den darunterliegenden Bodenzonen über der Grundwasseroberfläche aus der Perkolation (Tiefenversickerung) I p (t) [DISSE, 2009]. Man unterscheidet zwischen zwei Arten von empirischen Infiltrationskonzepten. Beim ersten Ansatz wird, wie oben beschrieben, die Infiltrationsrate I v (t) als eine Funktion des im Porenraum gespeicherten Wassers (der Bodenfeuchte) bzw. der vorhandenen Wasseraufnahmekapazität (dem Bodenfeuchtedefizit) beschrieben. Diesem Ansatz liegt z.b. der Ansatz nach Horton zugrunde. Beim zweiten Ansatz wird die Infiltrationsrate I v (t) als Funktion der Wasserleitfähigkeit des Bodens beschrieben. Diese Funktion wird durch den Wert der gesättigten

55 5 Infiltration 44 Durchlässigkeitsbeiwert K s und den Potentialgradienten, welcher vom Wassergehalt Θ bzw. der Wasserspannung Ψ abhängig ist, bestimmt. Hier ist zu beachten, dass wegen der Abhängigkeit der Infiltrationsrate I v (t) vom Bodenfeuchtezustand als erstes der Zeitpunkt bestimmt werden muss, an dem an der Oberfläche ein wassergesättigtes Milieu erreicht worden ist. Dieser Zeitpunkt wird ponding time t p genannt. Damit ergeben sich zwei Phasen zur Beschreibung des Infiltrationsverlaufes. Als erstes die Phase bis zur Wassersättigung der Bodenoberfläche und als zweite die Phase, in der die Funktion die aktuelle Infiltrationsrate beschreibt, die sogenannte Rückgangsphase. Dieser Art der Funktion liegt z.b. der Ansatz von Green und Ampt zugrunde. Da beide Funktionen zeitabhängig sind, spricht man von zeitvariablen Abflussbildungsansätzen (siehe Abbildung 5.6). Im Gegensatz dazu stehen ereignisbezogene Abflussbildungsansätze, z.b. das Verfahren des U.S. Soil Conservation Service, kurz SCS- Verfahren genannt oder der Ansatz nach Lutz, sowie die Abflusskonzentrationsansätze, z.b. das Zeitflächen-Diagramm-Verfahren (Time-Area-Method) [LECHER et al., 2001]. Abb. 5.6: Zeitvariable Abflussbildungsansätze [LECHER et al., 2001]

56 5 Infiltration Ansatz nach Horton (1933) Robert Horton ging in seinem Modell aus dem Jahr 1933 davon aus, dass die Infiltrationsraten Verlustraten entsprechen, d.h. der Wasseranteil, welcher versickert, trägt nicht zur Abflussbildung bei und gilt daher als Verlust. Das Modell ist ein empirischer Ansatz basierend auf Infiltrationsmessungen. Als geeignete Funktion ergab sich eine fallende Exponentialkurve, welche sich asymptotisch einer Endinfiltrationsrate h Ic annähert (siehe Abbildung 5.7) [VLS BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009]. Die Perkolation I p (t) wird in diesem Ansatz über den gesamten Bodenquerschnitt als konstant angenommen. Die Exponentialkurve und somit die Infiltrationsraten zum Zeitpunkt t lassen sich durch folgende Gleichung beschreiben [DISSE, 2009]: I t h h * V Ic kt I 0 hic e (Gl. 5.01) I V (t) = Infiltrationsrate zum Zeitpunkt t h Ic = Endinfiltrationsrate h I0 = Anfangsinfiltrationsrate zum Zeitpunkt t = 0 k = Infiltrationskonstante (empirisch bestimmter Bodenparameter) Zum Zeitpunkt t = 0, dem Beginn des Niederschlagsereignisses, ist die Infiltrationsrate sehr hoch, d.h. es liegen hohe Verlustraten und kaum Abflüsse vor. Die Infiltrationsrate nimmt mit zunehmender Wassersättigung des Bodens allmählich ab und die Direktabflüsse mit anhaltendem Niederschlag zu. Abb. 5.7: Infiltrationskurve nach Horton [URL 3]

57 5 Infiltration Ansatz nach Green und Ampt (1911) Obwohl das Infiltrationsmodell von Green und Ampt aus dem Jahr 1911 stammt, dient es noch heute als Grundlage für die Berechung der Infiltrationskomponente in Niederschlag- Abfluss-Modellen. Dabei wird das durch ein Niederschlagsereignis versickernde Wasser wie eine von der Bodenoberfläche in den Boden ausbreitende Feuchtefront betrachtet, welche sich nach Wassersättigung der Oberfläche (ponding time t p ) in einer bestimmten Bodentiefe h f befindet. Die Gleichung der Kurve leitet sich von der Darcy-Gleichung ab (siehe Gleichung 5.02 und 4.01) [VLS BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009]: d H I v k * (Gl. 5.02) z ( t) f I v = Infiltrationsrate zum Zeitpunkt t k = hydraulische Leitfähigkeit der Transportzone dψ H = Veränderung des hydraulischen (antreibenden) Potentials z f (t) = Eindringtiefe der Befeuchtungsfront über die Zeit z f (t) lässt sich durch folgende Gleichung bestimmen: k f * g * t 2* k f * m0 * t z f t (Gl. 5.03) * s 0 * s k f = Durchlässigkeitsbeiwert für das gesättigte Milieu g = Gravitationskraft φ = Dichte des Wasser Ψ m0 = Matrixpotential bezogen auf den Anfangswassergehalt Θ S = Wassergehalt bei Sättigung Θ 0 = Anfangswassergehalt [Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, URL 4, 2003]

58 5 Infiltration 47 Mit der Annahme eines wasserüberstauten Bodens und konstanter Anfangsfeuchte wird vereinfacht festgelegt, dass das Niederschlagswasser kolbenförmig in den Boden eindringt und dabei den verfügbaren Porenraum vollständig auffüllt. Die infiltrierende Wassermenge kann in Form eines Stufenprofils angenähert werden (siehe Abbildung 5.8) [DISSE, 1995]: Abb. 5.8: Entwicklung des Feuchteprofils in einem homogenen Boden (links) und die Annäherung durch ein Stufenprofil [SCHIFFLER, 1992]

59 6 Feldinfiltrationsmessungen 48 6 Feldinfiltrationsmessungen 6.1 Messung der gesättigten Leitfähigkeit K s in der Bodenoberschicht Die experimentelle Bestimmung von Infiltrationsraten und die daraus abgeleitete gesättigte Leitfähigkeit K s ist langwierig und erfordert sowohl einen hohen messtechnischen als auch zeitlichen Aufwand. Aus diesem Grund werden, soweit wie möglich, bodenhydraulische Eigenschaften und die hieraus resultierenden Abflussprozesse durch Bodenersatzmodelle (z.b. Mualem-Van-Genuchten-Modell) und Computersimulationen (z.b. WaSim-ETH), die auf diesen Modellen basieren, erstellt. Jedoch sollten festgelegte Punkte in dem Versuchsgebiet durch Feldversuche, wie der Bestimmung der gesättigten Leitfähigkeit K s, beprobt werden. Dies hat mehrere Gründe: Zum einen dient es der Verifizierung, der in dem Modell eingegangenen Parameter, d.h. man überprüft, welche Pedrotransferfunktion (PTF) und die daraus resultierenden Eingangsparameter für das verwendete Bodenmodell die Realität am besten widerspiegelt (siehe Kapitel 7). Zum anderen können PTF selten jede Einzelheit eines komplexen Bodensystems, wie z.b. die Mikro- / Makroporenverteilung, welche einen sehr großen Einfluss auf das Infiltrationsverhalten eines Bodens hat, wiedergeben. Gerade auf landwirtschaftlich genutzten Flächen gibt es in der Bodenoberschicht (Pflugtiefe: ca. 40 cm) häufig eine höhere Durchlässigkeit, als für eine entsprechende Kornverteilung üblich ist [Disse, 1995]. Einflüsse wie partielle Verschlämmungen oder kleine Tonlinsen in der Nähe der Bodenoberfläche können ebenfalls einen erheblichen Einfluss auf die Infiltrationsrate und Leitfähigkeit eines Bodens haben. Solche Faktoren können Bodenkarten nur schwer bzw. gar nicht erfasst werden. So können mit Hilfe der durchgeführten Feldversuche im Modell bisher nicht berücksichtigte Einflüsse und Faktoren erkannt und die Computersimulation den Erkenntnissen angepasst werden, um eine möglichst realitätsnahe Modellierung zu schaffen. 6.2 Feldmessverfahren zur Bestimmung der gesättigten Leitfähigkeit K s In Deutschland werden drei grundlegende Messverfahren für die Durchführung von Feldmessungen unterschieden [VLS BODENKUNDE, UNIBW MÜNCHEN, 2009]: - Messungen mit einem Haubeninfiltrometer - Messungen mit einem Tensionsinfiltrometer (Disc Infiltrometer) - Messungen mit einem Doppelringinfiltrometer

60 6 Feldinfiltrationsmessungen 49 Bei allen drei Messverfahren liegt eine Mariotte sche Wasserzuführung zugrunde, d.h. über das Prinzip der Mariotte schen Flasche kann bei den drei Systemen unabhängig von der Höhe des Wasserspiegels im Wasserbehälter Wasser mit einer konstanten Geschwindigkeit und einem konstanten Druck zugeführt werden: Abb. 6.1: Mariotte sche Flasche [URL 5] Die Mariotte sche Flasche funktioniert nachfolgendem Prinzip (siehe Abbildung 6.1): Oberhalb von c bildet sich wegen des geschlossenen Systes ein Unterdruck aus, der umso größer wird, je tiefer das Belüftungsrohr ins Wasser eingetaucht wird. Der sinkende Wasserspiegel in der Flasche nähert sich, entsprechend des Wasserausflusses auf Höhe a, der Spitze des Belüftungsrohrs. An dessen Spitze auf der Höhe b herrscht Atmosphärendruck, d.h. der Druck am sinkenden Wasserspiegel nähert sich von der Höhe c aus dem Atmosphärendruck an. Gleichzeitig mit dem sinkenden Unterdruck auf Wasserspiegelhöhe sinkt der hydrostatische Wasserdruck auf die Höhe a, wo sich der Wasserausfluss befindet. Daraus resultiert dort ein konstanter Ausfluss mit einem konstanten Druck [URL 5].

61 6 Feldinfiltrationsmessungen Tensionsinfiltrometer (Disc-Infiltrometer) Abb. 6.2 Tensionsinfiltrometer (Disc-Infiltrometer) [DURNER, 2006] Durch Behälter 2 wird mit Hilfe des Mariotte schen Prinzips im Umkehrprinzip der Mariotte schen Flasche kein konstanter Wasserzufluss in die Versickerungsapparatur (Behälter 1) geleitet, sondern dort ein definiert konstanter wirksamer Unterdruck erzeugt. Unten am Behälter 1 befindet sich eine Membran, durch die das Wasser gleichmäßig über die Membranfläche versickert. Zwischen Boden und Membranfläche befindet sich ein Kontaktmaterial, welches eine ungestörte Bodenoberfläche sicherstellt. Hierbei handelt es sich in der Regel um eine Schicht Sand mit einer höheren Durchlässigkeit als die der des Bodens. Die Infiltrationsrate wird durch das Ablesen des sinkenden Wasserspiegels über die Zeit im Behälter 1 bestimmt. Zur Berechnung der Wasserleitfähigkeit liegt derselbe mathematische Ansatz wie bei dem Haubeninfiltrometer zugrunde (siehe Abschnitt 6.3) [SCHWÄRZEL, 2007].

62 6 Feldinfiltrationsmessungen Doppelringinfiltrometer Abb. 6.3: Prinzip des Doppelringinfiltrometer [DURNER 2006] Bei dem Doppelringinfiltrometer werden zwei Metallringe mit unterschiedlichen Radien in ungefähr 5 cm in den Boden eingebracht. Im Anschluss werden beide Ringe bis zur selben Wasserspiegelhöhe befüllt. Die Mariotte sche Wasserzuführung garantiert, dass der Wasserspiegel in beiden Ringen konstant gehalten wird. Durch gleichzeitiges Versickern über die Außenringfläche und die Innenringfläche wird unterhalb des inneren Ringes eine nahezu vertikale Strömung erreicht (siehe Abbildung 6.3). Gemessen wird die Änderung der Wasserstandshöhe in der Mariotte schen Flasche für den Innenring über die Zeit [DURNER, 2006].

63 6 Feldinfiltrationsmessungen Haubeninfiltrometer Abb. 6.4: Das Haubeninfiltrometer [UGT Bedienungsanleitung, 2007] Für die Feldversuche wurde das Haubeninfiltrometer der Firma Umwelt-Geräte-Technik GmbH Müncheberg (UGT) verwendet. Mit Hilfe des Haubeninfiltrometers lässt sich im Feldversuch die nahezu hydraulisch gesättigte Leitfähigkeit bestimmen. Der Hauptaufbau des Haubeninfiltrometer besteht aus drei Komponenten: Dem Wasserbehälter (5) mit integriertem Blasenturm und Belüftungsrohr (7), der Infiltrationshaube (2) mit Puffergefäß (3) und Standrohr (4), sowie dem U-Rohr Manometer (8). Die drei Komponenten, bilden ein luftdicht abgeschlossenes System. Nach dem Versuchsaufbau wird die Infiltrationshaube (2) kontrolliert mit Wasser gefüllt. Sobald das Puffergefäß (3) überläuft, beginnt der Infiltrationsvorgang. Dabei baut sich im gesamten System ein Unterdruck auf. Die wirksame hydraulische Druckhöhe Us in der Apparatur lässt sich gezielt über das Belüftungsrohr (7) im Blasenturm des Wasserbehälters (5) von Null bis zum Lufteintrittspunkt des Bodens einstellen. Der Wasserbehälter (5) funktioniert nach dem Prinzip der Mariotte schen Flasche, so dass entsprechend der Infiltrationsrate Wasser vom Wasserbehälter (5) in die Infiltrationshaube (2) nachgeführt wird und dadurch über die gesamte Versuchsdauer ein konstanter Wasserspiegel in der Infiltrationshaube (2) vorliegt. Der wesentliche Unterschied zum Tensionsinfiltrometer besteht darin, dass keine Membran und kein Kontaktmaterial benötigt werden, d.h. der Wasserkörper in der Infiltrationshaube (2) liegt direkt auf der Bodenoberfläche auf. Die kreisförmige Fläche am Boden bildet dabei die Versickerungsfläche für den Infiltrationsfluss. Dabei

64 6 Feldinfiltrationsmessungen 53 ist zu beachten, dass die Infiltrationshaube (2) rundherum bis zu einem in den Boden eingebrachten Begrenzungsring mit wassergesättigten Feinsand abgedichtet ist. Die Abdichtungswirkung des Feinsandes wird erst aktiv, nach dem im System ein Unterdruck erzeugt wird. Beim Versuchsaufbau wird die Druckhöhe des Wasserkörpers auf die Bodenoberfläche Hs eingestellt, welche am Standrohr (4) abzulesen ist. Die Druckhöhe Hs bleibt über eine gesamte Versuchsreihe an einem Messpunkt konstant. Die über das Belüftungsrohr (7) eingestellte wirksame hydraulische Druckhöhe Us lässt sich am U-Rohr Manometer (8) ablesen. Die Differenz der beiden Drücke gibt die effektiv durch den Wasserkörper ausgeübte Druckhöhe h an der Bodenoberfläche an: h Us Hs (Gl. 6.01) Durch die gezielt eingestellte effektive Druckhöhe h kann die ungesättigte hydraulische Leitfähigkeit eines Bodens an der Oberfläche simuliert werden, wobei die eingestellte effektive Druckhöhe h der Wasserspannung Ψ des Bodens an der Bodenoberfläche entspricht. Zur Versuchsauswertung wird das Absinken des Wasserspiegels im Wasserbehälter (5) über die Zeit bei einer konstanten effektiven Druckhöhe h gemessen. Dies geschieht solange, bis eine konstante Auslaufrate aus dem Wasserbehälter (5) erreicht wird, da dann aufgrund der Mariotte schen Wasserzuführung auf eine stationäre Infiltrationsrate geschlossen werden kann [UGT, 2007]. 6.3 Mathematisches Modell zur Bestimmung der nahezu gesättigten hydraulischen Leitfähigkeit aus einer Haubeninfiltrometermessung Das verwendete mathematische Modell zur Beschreibung der ungesättigten hydraulischen Leitfähigkeit K u (h) liegt dem Ansatz nach GARDNER (1958) zugrunde: Ku ( h) Ks *exp( * h) (Gl. 6.02) K u (h) = ungesättigte hydraulische Leitfähigkeit [cm/h] h = effektiver Druck an der Bodenoberfläche (negativ) [hpa] α = Exponentialkoeffizient (Einheit invers zu h) [1/hPa] K s = gesättigte hydraulische Leitfähigkeit [cm/h]

65 6 Feldinfiltrationsmessungen 54 Im Gegensatz zur Realität wird h bei der Berechnung der Leitfähigkeit als positiver Wert vorgegeben und α als negativer. Der Grund dafür ist, dass die wirksame hydraulische Druckhöhe Us am U-Rohr Manometer (8) als positiv abgelesen wird, obwohl am U-Rohr Manometer (8) eigentlich der wirksame Unterdruck im System angezeigt wird. Dadurch soll ein Vorzeichenfehler beim Ablesen der wirksamen Druckhöhe Us durch den Bediener ausgeschlossen werden. In der Gleichung 6.02 kommen mit α und K s zwei Unbekannte vor. Deswegen wird als zweites die Endinfiltrationsrate, welche vergleichbar ist mit einem stationären Fluss Q, durch eine kreisförmigen Infiltrationsfläche (Radius a der Infiltrationshaube) in einen unbegrenzten Boden nach einem modifizierten Ansatz [nach UGT, 2009] von WOODING (1968) betrachtet: 4 Q * a 2 * Ku *(1 ) (Gl. 6.03) * * a Q = stationäre Endinfiltrationsrate [cm³/h] a = Radius der Infiltrationshaube [cm] Setzt man in die Gleichung 6.02 die Gleichung 6.03 ein und werden die Endinfiltrationsraten Q i und Q j von zwei unterschiedlichen effektiven Druckhöhen h i und h j gemessen, erhält man nach Umformen den Exponentialkoeffizienten α i-j : i j Qi ln( ) Q ( h i j h j ) (Gl 6.04) Wenn α i-j aus Gleichung 6.04 bekannt ist, kann die damit korrespondierende hydraulische Leitfähigkeit K ui (h i ) der ersten effektiven Druckhöhe h i bestimmt werden: I r K ui ( hi ) (Gl. 6.05) 4 * a² *(1 ) * * a i j mit I r Qi * q (Gl. 6.06) Die Endinfiltrationsrate Q i muss für die Berechnung des Leitfähigkeitswertes K ui (h i ) (siehe Gleichung 6.04 und 6.05) mit einem Korrekturfaktor q multipliziert werden. Dieser berück-

66 6 Feldinfiltrationsmessungen 55 sichtigt das Flächenverhältnis zwischen der Infiltrationsfläche F Ih unterhalb der Infiltrationshaube und dem Querschnitt des Infiltrationsgefäßes F i : F F i q (Gl. 6.07) Ih Setzt man beim Versuchsstart die erste effektive Druckhöhe h i = 0, so entspricht K ui (h i ) der hydraulisch gesättigten Leitfähigkeit K s [UGT, 2009]. 6.4 Vor- und Nachteile der einzelnen Messverfahren Der große Vorteil des Haubeninfiltrometers gegenüber den anderen beiden Verfahren ist der, dass am Messpunkt die Bodenoberflächenstruktur vollkommen unberührt bleibt. Das Tensionsinfiltrometerverfahren benötigt eine erhebliche Vorbereitung der Bodenoberfläche. Um direkt auf der Bodenoberfläche messen zu können muss diese selbst von kleinen Unebenheiten und jeglicher Vegetation, inklusive Wurzeln, befreit werden. Dadurch lässt es sich kaum vermeiden, dass die Bodenstruktur an der Bodenoberfläche massiv gestört wird. Alternativ kann auf dem Boden eine glatte Kontaktmaterialschicht, z.b. Sand mit einer höheren Durchlässigkeit als die des Bodens, aufgebracht werden, um eine ungestörte Bodenoberfläche zu gewährleisten. Häufige Problematik hierbei ist, dass einzelne Sandkörner die Membran des Tensionsinfiltrometers verstopfen, was einer Verschlämmung der Bodenoberfläche gleichkommt. Hinzu kommt, dass das Wasser nicht direkt in den Boden infiltriert, sondern durch das Versickern über die Membran und die Kontaktmaterialschicht zwei weitere, nicht der Realität entsprechende, Beeinflussungsfaktoren hinzukommen. So wurde experimentell festgestellt, dass die Werte für Infiltrationsraten und damit der gesättigten hydraulischen Leitfähigkeit K s beim Tensionsinfiltrometer bis zu zehnmal kleiner sind, als diejenigen, die mit einem Haubeninfiltrometer gemessen worden sind [SCHWÄRZEL, 2007]. Der große Vorteil beim Doppelringinfiltrometer ist, dass eine realitätsnahe eindimensionale vertikale Infiltration abgebildet werden kann (siehe Abbildung 6.3) [DURNER, 2006]. Jedoch kommt es beim Doppelringinfiltrometer durch den Wasserkörper über der Bodenoberfläche zu Überstaubedingungen. Dadurch wird auf das infiltrierende Wasser an der Bodenoberfläche ein Überdruck ausgeübt, durch welchen von Beginn an, neben der Versickerung durch die Mikroporen, der gesamte Makroporenabfluss aktiviert wird und es im Vergleich zur Realität zu einer erhöhten Infiltration kommt [DISSE, 2005].

67 6 Feldinfiltrationsmessungen 56 Wie im Abschnitt angedeutet, ist ein weiterer Vorteil des Haubeninfiltrometers, dass die Wasserspannung Ψ an der Bodenoberfläche durch Einstellen der effektiven Druckhöhe h dort von 0, was der hydraulisch gesättigten Leitfähigkeit K s entspricht, bis zum Lufteintrittspunkt simuliert werden kann. Die hier wirksamen Makroporen werden dabei weder deformiert noch zugeschwemmt [UGT, 2007]. Die größte Problematik beim Haubeninfiltrometer besteht in der Handhabung der Apparatur. Man muss sehr sorgfältig arbeiten, um ein luftdicht abgeschlossenes System zu erhalten. Gerade im Bereich der Infiltrationshaube (2) kommt es schnell zu Undichtigkeiten und damit zu Änderungen der wirksamen Druckhöhe Us im Gesamtsystem, wodurch sich die effektive Druckhöhe h ändert und es innerhalb eines Versuchsablaufs zu einer Verfälschung des Messergebnisses kommt. Eine regelmäßige Überprüfung der wirksamen Druckhöhe Us ist deswegen unausweichlich.

68 6 Feldinfiltrationsmessungen Untersuchungsgebiet Helmholtz-Zentrum-München Forschungshof Scheyern Abb. 6.5: Der Forschungshof Scheyern mit Messpunkten und Landnutzungsangaben