es findet eine aufwärtsgerichtete Wasserbewegung statt. Unterhalb von 90 cm ist die Wasserbewegung abwärtsgerichtet, es findet also Versickerung statt. Abb. 5-9 zeigt ein Beispiel für die Berechnung der realen Evapotranspiration und Versickerung für einen bestimmten Zeitraum.
Für Messperioden ohne Wasserscheide unterhalb des Wurzelraums kann die Versickerung Qseep in [mm] nach der Gl. 5.14 berechnet werden:
Merksatz: Mit Messungen zur Bodenfeuchte und Wasserspannung lassen sich reale Verdunstung und Versickerung messen.
Im Winterhalbjahr kann man in unseren Breitengraden die reale Evapotranspiration aus der potenziellen Evapotranspiration (→ Kap. 7) multipliziert mit 0,9 einsetzen, da infolge der niedrigen Wasserspannungswerte nur geringe Differenzen zwischen realer und potenzieller Evapotranspiration auftreten.
Abb. 5-8 | Berechnung von hydraulischen Gradienten und hydraulischer Wasserscheide aus Tensiometermessungen; mit Ψm = Matrixpotenzial bzw. Wasserspannung [cm WS bzw. hPa]; Ψz = Gravitationspotenzial [cm WS bzw. hPa]; z = Tiefe [cm].
Abb. 5-9 | Beispiel für die Berechnung der realen Evapotranspiration (ETa) und der Versickerung (Qseep) in 1,5 m Tiefe aus Wassergehaltsmessungen im Boden.
5.3 | Wasserbewegung im Boden
Mit der Darcy-Gleichung lässt sich der Wasserfluss im Boden beschreiben.
Das Wasser im Boden ist aufgrund von Einflussgrößen wie Evaporation und Niederschlag selten in einem statischen Gleichgewicht, sondern bewegt sich stets in Richtung des niedrigeren Potenzials. Es herrschen also zumeist nicht stationäre (= transiente) Fließbedingungen vor. Stationäre Wassergehaltsänderungen sind selten anzutreffen und besagen, dass Wasserflüsse stattfinden, ohne dass sich dabei der Wassergehalt ändert. Dies kann z.B. in grundwasserbeeinflussten Böden der Fall sein, wenn im Kapillarsaum oberhalb des Grundwassers Wasser aufsteigt.
Die Intensität der Wasserbewegung wird durch das antreibende Potenzialgefälle und die Wasserleitfähigkeit bestimmt. Dieser Zusammenhang wurde erstmals von dem französischen Ingenieur Henry Darcy (1803–1859) mathematisch beschrieben:
In der Bodenphysik wird zwischen der gesättigten (kf) und ungesättigten Wasserleitfähigkeit (ku) unterschieden. Bei der gesättigten Wasserleitfähigkeit sind alle Poren mit Wasser gefüllt, während bei der ungesättigten nur Teile des Porenraums am Fließgeschehen teilnehmen. Mit zunehmender Austrocknung des Bodens sinkt der am Wassertransport beteiligte Porenanteil, und die hydraulische Wasserleitfähigkeit nimmt ab. Um dies auszudrücken, wird k in Gl. 5.15 umgeschrieben zu:
Bei der Betrachtung von Wasserflüssen im Boden gilt allgemein formuliert der Satz von der Erhaltung der Masse; dieser wird durch die Kontinuitätsgleichung ausgedrückt. Sie besagt, dass ein Wasserfluss zu einer adäquaten Änderung des Wassergehalts im Boden führt:
Wird die Kontinuitätsgleichung mit der Darcy-Gleichung kombiniert, erhält man die Richards-Gleichung, mit der die Wasserbewegung im Boden beschrieben werden kann:
Die Gl. 5.18 ist eine partielle Differenzialgleichung, die mithilfe numerischer Verfahren gelöst wird. Sie wird in vielen Computerprogrammen genutzt, um die Wasserbewegung und -bilanz zeitlich und räumlich hoch aufgelöst zu berechnen.
Die gesättigte und die ungesättigte Wasserleitfähigkeit eines Bodens werden von der Anzahl, Größe und Form der Poren beeinflusst, durch die das Wasser fließt. Im Falle von gesättigtem Fließen sind es vor allem die Grobporen, die den Wasserfluss im Boden bestimmen. Dieser Zusammenhang wird durch das Hagen-Poiseuille’sche Gesetz beschrieben, das für laminares, also schichtförmiges, nicht turbulentes Fließen gilt:
Tab. 5-7 | Klassifizierung der gesättigten Wasserleitfähigkeit kf (nach AG Boden 2005).
| Bezeichnung | gesättigte Wasserleitfähigkeit [cm/d] |
| sehr gering | < 1 |
| gering | 1 bis < 10 |
| mittel | 10 bis < 40 |
| hoch | 40 bis < 100 |
| sehr hoch | 100 bis < 300 |
| extrem hoch | > 300 |
Die Bewertung der gesättigten Wasserleitfähigkeit erfolgt nach Tab. 5-7.
Beginnt ein Boden auszutrocknen, so nimmt die Menge der am Wassertransport beteiligten Poren ab, und man spricht von ungesättigtem Fließen. Die ungesättigte Wasserleitfähigkeit ist also eine Funktion der Wasserspannung im Boden und kann sehr kleine Werte annehmen, wie Abb. 5-10 für vier Böden unterschiedlicher Textur zeigt.
Zwischenabfluss
Einige Standorte neigen zur Bildung von Stauwasser. Diese Böden nennt man Pseudogleye. Sie bestehen zumeist aus einem gut wasserdurchlässigen Oberboden über einem wasserstauenden Unterboden. Verantwortlich dafür sind entweder Tonverlagerungsvorgänge, die Poren des Unterbodens zugesetzt haben, oder geologische Entstehungsprozesse, aus denen ein Substratwechsel innerhalb eines Bodenprofils resultiert, wie z.B. Sand über Lehm. In beiden Fällen ist die Folge, dass aufgestautes Sickerwasser im Untergrund zu Zwischenabfluss (engl. «interflow») führen kann. Welchen Anteil der Zwischenabfluss am Gesamtabfluss einnimmt, hängt stark davon ab, wie dicht der wasserstauende Horizont im Unterboden ist und ob er einem lateralen Gefälle unterliegt. Abb. 5-11 zeigt, dass bei einem kf-Wert des Unterbodens von 5 cm/d der Zwischenabflussanteil ca. 48 % des gesamten Wasserflusses beträgt, während die langsam stattfindende Versickerung durch das Bodenprofil einen Anteil von ca 52 % hat.
Abb. 5-10 | Beziehung zwischen ungesättigter Wasserleitfähigkeit ku und Wasserspannung für verschiedene Bodenarten (Peters 2013).
Abb. 5-11 | Zwischenabflussanteil [%] am Gesamtabfluss bei Stauwasserböden als Funktion des kf-Wertes im Unterboden (Wessolek et al. 1994).
5.4 | Infiltration
Infiltration beschreibt den Fließvorgang von Wasser, das von oben in den Boden eindringt. Wie viel Wasser pro Zeiteinheit in den Boden infiltrieren kann, hängt von der Wasserleitfähigkeit im Porenraum, vor allem von der Anzahl
