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| 5Bodenwasserhaushalt

Gerd Wessolek

Inhalt

5.1 Hydraulische Bodeneigenschaften und Kennwerte

5.2 Potenzialkonzept, Wasserspannung und Wassergehaltsmessungen

Der Boden stellt ein wichtiges Bindeglied zwischen Atmosphäre, Biosphäre und Grundwasser dar. Für Pflanzen ist Boden Wuchsstandort und Wasserspeicher; für das Grundwasser wirkt er als Sickerwasserspender und Filterkörper und ist eine Hauptquelle für die Grundwasserneubildung. Der Bodenwasserhaushalt ist von Klima, Boden, Nutzung und Grundwasserstand abhängig und weist innerjährlich eine große Dynamik auf. Der Bodenwasserspeicher wird mit der nutzbaren Feldkapazität im effektiven Wurzelraum beschrieben. Die Infiltration von Niederschlagswasser in den Boden und der Weitertransport sind abhängig von der Wasserleitfähigkeit. Bodenwasser kann versickern oder aus dem Grundwasser bei Austrocknung des Oberbodens kapillar aufsteigen. Die Richtung des Wasserflusses wird mithilfe des Potenzialkonzepts charakterisiert. Mithilfe von numerischen Modellen lassen sich Wassergehalte, Wasserbewegung und Bodenwasserhaushaltskomponenten berechnen.

5.1 | Hydraulische Bodeneigenschaften und Kennwerte

Das Bodenvolumen setzt sich aus dem Volumen der Festphase und des Porenraums zusammen.

Die physikalischen Bodeneigenschaften werden maßgeblich über den Porenraum, d.h. durch das Gesamtporenvolumen, die Porengrößenverteilung und durch die Kontinuität der Poren bestimmt.

Der Boden besteht aus einer Festphase mit mineralischen und organischen Bestandteilen und aus dem Porenraum. Entsprechend lässt sich das Volumen eines Bodenkörpers beschreiben durch:

Der Porenraum ist mit Wasser und/oder mit Gas gefüllt; die prozentualen Volumenanteile schwanken stark je nach Jahreszeit und Witterung:

Die Größe und Verteilung der Poren hängt ab von:

▶der Bodenart, also den Anteilen von Sand, Schluff und Ton,

▶dem Bodengefüge und

▶der Anordnung bzw. Lagerung der Bodenpartikel.

Letztere wird beschrieben durch die Trockenrohdichte des Bodens (ρ_TD):

Ein Boden mit einer ρ_TD von 1,2–1,4 wird als locker gelagert bezeichnet, ein Boden mit einer ρ_TD von > 1,7 dagegen als dicht. Die Einteilung, ob ein Boden als dicht oder noch als locker anzusehen ist, ist vor allem von seinen gefügeprägenden Ton- und Schluffgehalten abhängig (Renger et al. 2014).

Tab. 5-1 | Einteilung der Porengrößenbereiche, -durchmesser, Funktion und Wasserspannung (nach AG Boden 2005)

Porengrößenbereich	Porendurchmesser [μm]	Hydrologische Funktion	Wasserspannung [hPa]	[pF Stufe]
Grobporen, weit	> 50	Schnell dränende Poren, daher luftführend	< 60	< 1,8
Grobporen, eng	50–10	Langsam dränende Poren, wasser- und luftführend, pflanzenverfügbares Wasser	60–300	1,8–2,5
Mittelporen	10–0,2	Pflanzenverfügbares Wasser	300–15 000	2,5–4,2
Feinporen	< 0,2	Totwasser (nicht pflanzenverfügbar)	> 15 000	> 4,2

Der Durchmesser bestimmt die Funktion einer Pore.

Die Poren werden in Grob-, Mittel- und Feinporen unterteilt. Wie aus Tab. 5-1 ersichtlich wird, werden die Porengrößenbereiche einem bestimmten Porendurchmesser, einer hydrologischen Funktion sowie einer definierten Wasserspannung zugeordnet.

Je kleiner die Poren sind, desto stärker wird das Wasser in diesen gebunden. Dieser Zusammenhang wird durch die Steighöhengleichung beschrieben, wobei h_k als Maß für die Bindungsstärke dem Wasseraufstieg in einer Kapillaren mit dem Radius r entspricht:

Da bis auf r alle anderen Größen als konstant angesehen werden können, vereinfacht sich die Gleichung zu:

Porengrößenverteilung im Boden

Die hydraulischen Bodeneigenschaften lassen sich mit zwei Funktionen beschreiben: der Wasserretentionskurve (pF-Kurve) und der Wasserleitfähigkeit in Abhängigkeit von der Wasserspannung. Erstere wird auch als pF-Kurve oder Bodenwassercharakteristik bezeichnet. Sie beschreibt die Beziehung zwischen der Wasserspannung in hPa oder als logarithmierter Wert log hPa = pF-Stufe und dem Wassergehalt [Vol.-%]. Ihr Verlauf ist für jede Bodenart und Trockenrohdichte charakteristisch und ein wichtiges Merkmal für Berechnungen zum Wasserhaushalt. In Abb. 5-1 sind exemplarisch vier typische pF-Kurven für Ton, Schluff, Lehm und Sand dargestellt. Die Abszisse ist in logarithmischem Maßstab eingeteilt, um den gesamten Bereich der Wasserspannungen (pF-Werte) sichtbar zu machen. In Renger et al. (2008) sind für alle Bodenarten und Trockenrohdichten sowie für unterschiedliche geologische Ausgangssubstrate pF-Kurven beschrieben.

Der stark unterschiedliche Verlauf der drei Kurven wird durch die unterschiedlichen Anteile an Grob-, Mittel- und Feinporen verursacht. Der Tonboden hat überwiegend Feinporen und verfügt über wenig Mittel- und Grobporen. Der Schluff dagegen hat sehr viele Mittelporen, deutlich weniger Feinporen und moderate Anteile an Grobporen. Der Sand schließlich hat überwiegend Grob- und Mittelporen und nur sehr wenig Feinporen.

Abb. 5-1 | Beziehung zwischen Wassergehalt und Wasserspannung für verschiedene Bodenarten (nach Horn et al. 2010).

Die Wassergehalte im Ton nehmen erst bei sehr hohen Wasserspannungen ab, und selbst bei einem pF-Wert von > 4,2 ist der Wassergehalt im Boden noch sehr hoch. Anders bei Schluff: Hier nimmt der Wassergehalt kontinuierlich bei steigenden Wasserspannungen ab. Im Sand schließlich tritt schon bei Erreichen niedriger Wasserspannungen ein schneller Abfall der Wassergehalte ein, und bei hohen pF-Werten befindet sich nur noch sehr wenig Wasser in den Poren. Der Lehm nimmt im Verlauf der pF-Kurve eine mittlere Stellung zwischen Sand und Ton ein. Aus Abb. 5-1 ist auch ersichtlich, dass bei gleichem Wassergehalt die Bindungsstärke, als Matrixpotenzial bezeichnet, in der Reihenfolge Sandboden < Lehm < Tonboden zunimmt, also mit steigendem Tongehalt. Dies erklärt, warum sich im Falle eines Wassergehalts von 20 % ein Sandboden nass, ein Schluffboden feucht und ein Tonboden trocken anfühlt. Die zunehmende Bindungsstärke des Wassers bei kleiner werdenden Bodenpartikeln beruht auf einer Zunahme der adsorbierenden Oberfläche. Ein Boden, der entwässert wird, hat bei gleicher pF- Stufe höhere Wassergehalte als bei Bewässerung. Dieser Effekt wird als Hysterese bezeichnet. Ursache sind diskontinuierliche Porenradien, die sich unterschiedlich auswirken.

Kennwerte der pF-Kurve

Gesamtporenvolumen (GPV): Das Gesamtporenvolumen stellt die Summe aller Hohlräume dar und entspricht dem Wassergehalt bei Sättigung, d.h., die Wasserspannung ist gleich null. Das GPV variiert zwischen ca. 48–50 Vol.-% in Tonböden, 40–45 Vol.-% in Schluffen und 38–42 Vol.-% in Sanden.

Feldkapazität (FK): Feldkapazität herrscht dann vor, wenn die Grobporen eines Bodens durch die Wirkung der Schwerkraft entwässert sind, d.h., nur noch Wasser in den Mittel- und Feinporen gegen die Schwerkraft im Boden gehalten wird. In Abhängigkeit von den Klimabedingungen entspricht der Wassergehalt zumeist im Winter FK, wenn das Wasserdefizit des Sommers (Verdunstung > Niederschlag, im Winter umgekehrt) wieder aufgefüllt ist. Die FK nimmt pF-Werte < 2,5 ein und liegt zumeist im Bereich von pF = 1,8 bis pF = 2,5.

Nutzbare Feldkapazität (nFK): Den Porenanteil der Mittelporen, der das pflanzenverfügbare Wasser enthält, bezeichnet man als nutzbare Feldkapazität (nFK): Sie ist die Wassermenge zwischen Feldkapazität und permanentem Welkepunkt und als Porenraum zwischen pF = 1,8 (pF = 2,0) und pF = 4,2 definiert.

Luftkapazität (LK): Der Porenanteil zwischen dem Gesamtporenvolumen und der Feldkapazität wird als Luftkapazität (< pF = 1,8) bezeichnet. Er umfasst den Anteil der weiten Grobporen. Diese Poren enthalten aufgrund der Wirkung der Schwerkraft nur dann kurzzeitig Wasser, wenn infiltrierendes Niederschlagswasser zu einem zwischenzeitlichen Wasserüberschuss oder sogar zu Bodensättigung führt. Ein Boden sollte mindestens 7–8 Vol.-% Luftkapazität haben, damit eine ausreichende Durchlüftung gewährleistet ist.

Merksatz: Die Kennwerte Gesamtporenvolumen, Luftkapazität, Feldkapazität und nutzbare Feldkapazität beschreiben den Porenraum im Boden.

Permanenter Welkepunkt (PWP): Beim permanenten Welkepunkt sind die Grob- und Mittelporen entwässert. Der verbleibende Restwasseranteil befindet sich in den Feinporen, in denen er mit einer Wasserspannung von pF > 4,2 (entspricht > 15 000 hPa) fest gebunden ist. Ab diesem Punkt beginnen Pflanzen irreversibel zu welken, weil die Wurzeln nicht in der Lage sind, diesen Poren das Wasser zu entziehen. Dieses restliche, aber nicht mehr pflanzenverfügbare Wasser bezeichnet man als Totwasser. Tab. 5-2 gibt einen Überblick über die Größenordnungen der o.g. Parameter sowie eine Bewertung durch fünf Stufen. Aus den oben dargelegten Zusammenhängen ergeben sich folgende einfache Beziehungen:

Tab. 5-2 | Einstufung bodenphysikalischer Kennwerte der Wasserbindung in Vol.-% (nach AG Boden 2005).

Box 5.1

Bestimmung der pF-Kurve

Die Bestimmung der pF-Kurve erfolgt häufig nach DIN/ISO 11274. Für den Bereich pF < 2,0 werden wassergesättigte Bodenproben schrittweise mittels Unterdruck entwässert. Dabei setzt man einen mit Boden gefüllten Stechzylinder auf eine keramische Platte oder Membran und entwässert die Probe bei einer bestimmten Druckstufe, bis sich der Wassergehalt nicht mehr ändert. Dann wird über eine Wägung der verbleibende Wassergehalt im Boden bestimmt. Danach wird die Entwässerung bis zur nächsten Druckstufe weitergeführt etc. In höheren pF-Stufen werden die Proben in einen speziellen Drucktopf (vgl. Abb. 5-2) eingebracht und mit Überdruck entwässert.

Abb. 5-2 | Drucktopfapparatur (Foto: Gerd Wessolek).

Abb. 5-3 | HYPROP© Verdunstungsverfahren (Foto: Gerd Wessolek; HYPROP© UMS GmbH München).

Eine weitere Methode ist das HYPROP© Verdunstungsverfahren (vgl. Abb. 5-3) zur Bestimmung der pF-Kurve und der ungesättigten Leitfähigkeit. In einen 250-ml- Stechzylinder werden dazu zwei Tensiometerzellen in unterschiedlichen Höhen eingebaut und während der Verdunstungsphase sowohl die Gewichtsveränderungen als auch die Wasserspannungen kontinuierlich aufgezeichnet. Somit können in verschiedenen Tiefen gleichzeitig die pF-Kurve und die ungesättigte Wasserleitfähigkeit ermittelt werden.

Die Bestimmung der pF-Kurve ist aufwendig, kostspielig und erfordert entsprechende Apparaturen. Daher wurden sogenannte Pedotransferfunktionen entwickelt. Dabei handelt es sich um Rechenansätze bzw. Gleichungen, die eine Abschätzung bodenhydraulischer Kennwerte aus einfach zu bestimmenden oder routinemäßig vorliegenden Daten ermitteln. So werden für die Berechnung der pF-Kurve Angaben wie Textur und Lagerungsdichte genutzt.

Nutzbare Feldkapazität im effektiven Wurzelraum

Um für Pflanzen den effektiv nutzbaren Bodenwasserspeicher zu beschreiben, werden neben Angaben zur nutzbaren Feldkapazität (nFK) zusätzliche Informationen zur Durchwurzelung des betreffenden Standorts benötigt. Zur Beschreibung der effektiv wirksamen Wasseraufnahme durch Wurzeln hat sich das Konzept des effektiven Wurzelraums (We) bewährt. Es erlaubt eine einfache geometrische Festlegung, bis in welche Tiefe die jeweiligen Pflanzenbestände den Wasservorrat des Bodens vollständig ausschöpfen können. Aus Geländeuntersuchungen zur Durchwurzelung und Wasserentnahme ist bekannt, dass der effektive Wurzelraum ungefähr aus der Tiefe des Hauptwurzelraums (H_w) und des maximalen Wurzeltiefgangs (W_max) abgeschätzt werden kann. Diese Schätzung ist möglich durch:

Abb. 5-4 verdeutlicht, wie sich der effektive Wurzelraum konzeptionell anhand von Wassergehaltsmessungen am Ende einer trockenen Vegetationsperiode bestimmen lässt. Es sind abhängig von der Bodentiefe links der permanente Welkepunkt (PWP) und rechts die Feldkapazität (FK) eingetragen sowie der tatsächliche Wassergehalt am Ende einer trockenen Vegetationsperiode, dargestellt durch die gestrichelte Linie.

Abb. 5-4 | Bestimmung des effektiven Wurzelraums am Ende der Vegetationsperiode eines Trockenjahres durch Wassergehaltsmessungen unter Berücksichtigung der bodenphysikalischen Kennwerte «Feldkapazität» und «permanenter Welkepunkt» (nach Renger und Strebel 1982).

Der Verlauf der aktuellen Bodenfeuchte zeigt, dass im Oberboden der Wassergehalt beim permanenten Welkepunkt (PWP) liegt. Dies liegt u.a. daran, dass Bodenwasser bei starker Erwärmung des Oberbodens auch als Wasserdampf den Boden verlassen kann, also nicht allein durch Wurzelentzug. Ab einer Tiefe von 3,5 dm steigt dann die Bodenfeuchte infolge abnehmender Durchwurzelung kontinuierlich bis zu einer Tiefe von 12 dm an (= tiefster Punkt der Wasseraufnahme durch Wurzeln) und nähert sich langsam dem Wassergehalt bei Feldkapazität. Die horizontale Linie gibt nun die Tiefenlage der effektiven Durchwurzelungstiefe wieder. Unterhalb dieser Linie entspricht die gepunktete Fläche dem bereits aus dem Boden aufgenommenen Wasser. Diese Menge entspricht genau der gestrichelten Fläche des noch verbliebenen Bodenwassers oberhalb der Grenzlinie. Diese einfache geometrische Analyse ermöglicht es, für jeden Boden die für die Pflanzen pro Quadratmeter zur Verfügung stehende Wassermenge, also die nutzbare Feldkapazität im effektiven Wurzelraum, nach Gl. 5.10 zu berechnen:

In Tab. 5-3 sind Angaben zum effektiven Wurzelraum für unterschiedliche Böden und Kulturpflanzen zusammengestellt, in Tab. 5-4 für Forststandorte

Der effektive Wurzelraum ist die entscheidende Bezugstiefe zur Beschreibung der Wasserspeicherung im Boden.

Eine erste ökologische Bewertung der nFK_We, ob an einem Standort eher trockene oder eher feuchte Bedingungen zu erwarten sind, kann anhand der Tab. 5-5 erfolgen. Bei regionalen Betrachtungen und Bewertungen muss zusätzlich nach Klimaregion und Grundwassereinfluss unterschieden werden. Dies erfolgt nach dem Konzept der ökologischen Feuchtestufe und ist ausführlich in der Bodenkundlichen Kartieranleitung beschrieben (AG Boden 2005). Das Konzept der ökologischen Feuchtestufe ermöglicht es, einzuschätzen, welche natürlich vorkommenden Pflanzengesellschaften zu erwarten sind.

Tab. 5-3 | Effektiver Wurzelraum We [dm] während der Hauptwachstumsphase in Abhängigkeit von der Bodenart und Nutzungsform bei mittlerer Lagerungsdichte (Renger und Wessolek 1996).

Bodenart	Acker	Garten	Weide, Wiese	Rasen
Mittelsand	6	4	5	3
Feinsand	7	5	5-6	3-4
Lehm	9	6	7	4-5
Schluff	11	7	8-9	5-6

Tab. 5-4 | Effektiver Wurzelraum We [dm] von Forstbeständen für mittlere Gesamtbestandsbedingungen (Renger und Wessolek 1996).

Boden (Baumarten)	Aufforstung (0–15 Jahre)	Mittlere Bestände (15–45 Jahre)	Altbestände (> 45 Jahre)
Böden aus Lockergestein, Tiefwurzler (Kiefer, Buche, Eiche)	3–10	10–20	20–25
Boden über Festgestein, Flachwurzler (Birke, Fichte)	3–7*	7–12*	> 12*

* maximal bis zur Tiefe des anstehenden Festgesteins

Tab. 5-5 | Bewertung und Bodenfeuchte der nutzbaren Feldkapazität im effektiven Wurzelraum (nFK_We) und Zuordnung der ökologischen Bodenfeuchte (Renger und Wessolek 1996).

nFKWe[mm]	Bewertung	Ökologische Bodenfeuchte
< 60	sehr gering	sehr trocken
60-140	gering	trocken
140-220	mittel	frisch
220-300	hoch	mäßig feucht
> 300	sehr hoch	feucht

5.2 | Potenzialkonzept, Wasserspannung und Wassergehaltsmessungen

Das Bodenwasser unterliegt im Porenraum folgenden drei Kräften:

▶der Erdanziehung bzw. der Gravitation,

▶Adsorptions- und Kapillarkräften an den Bodenteilchen und

▶der hygroskopischen Anziehungskraft durch im Boden befindliche Salze.

Gravitationspotenzial (Ψz): Das Gravitationspotenzial richtet sich nach der Lage im Raum. Jeder Bodentiefe kann ein Gravitationspotenzial aus der Ortshöhe h in Zentimetern zugeordnet werden. Als Bezugsniveau wird entweder die Bodenoberfläche oder die Grundwasseroberfläche verwendet. Definiert man die Grundwasseroberfläche als Bezugspunkt, so ist dort das Gravitationspotenzial (Ψ_z) gleich null und steigt nach oben hin an. Wird dagegen die Bodenoberfläche als Bezugsniveau mit Ψ_z = 0 gewählt, so nimmt das Gravitationspotenzial mit der Tiefe ab.

Matrixpotenzial (Ψm): Das Matrixpotenzial beschreibt, mit welcher Wasserspannung das Bodenwasser durch Kapillarkräfte im Porenraum gebunden wird. Je weniger Wasser im Boden ist, desto stärker halten es die Adsorptions- und Kapillarkräfte in den Feinporen fest und desto schwerer ist es, diesen Poren Wasser zu entziehen. Das Matrixpotenzial wirkt der Gravitation entgegen und hat daher stets ein negatives Vorzeichen. Mit abnehmendem Wassergehalt sinkt das Matrixpotenzial, d.h., der Wert des Matrixpotenzials wird kleiner. Im deutschsprachigen Raum wird auch der Begriff «Wasserspannung» verwendet, darunter versteht man den Betrag des Matrixpotenzials in cm Wassersäule [cmWS] oder als Druck in hPa.

Osmotisches Potenzial (Ψo): Das osmotische Potenzial ist nur für salzhaltige Böden relevant, da Salze Wasser anziehen und binden. Unter mitteleuropäischen Bedingungen kann das osmotische Potenzial zumeist vernachlässigt werden, da Salze durch Sickerwasser ausgewaschen werden.

Gesamtpotenzial (ΨH): Das Gesamtpotenzial ergibt sich aus der Summe der einzelnen Potenziale.

Für mitteleuropäische Verhältnisse kann daher das Gesamtpotenzial Ψ_H beschrieben werden durch:

Box 5.2

Verteilung des Gravitations- und Matrixpotenzials

Stellt man eine Säule mit trockenem Boden in ein Wasserbad, so steigt Wasser von unten in die Bodensäule auf, bis sich ein Gleichgewicht eingestellt hat. Dies ist dann der Fall, wenn das Gesamtpotenzial in der Bodensäule an allen Punkten gleich groß ist. Ein Wasserfluss tritt nur dann auf, wenn Potenzialunterschiede entstehen. Dann fließt das Wasser stets vom Ort höheren zum Ort niedrigeren Potenzials, also von der feuchten zur trockenen Zone. In der Natur werden Veränderungen des Potenzials im Boden durch infiltrierende Niederschläge sowie durch Wasserentnahme von Pflanzenwurzeln erzeugt.

Abb. 5-5 | Potenzialverteilung in einer Bodensäule, in der sich das Bodenwasser im Gleichgewicht befindet (nach Ehlers 1996) mit z = Tiefe [cm]; θ = Wassergehalt [Vol.-%]; Ψ_m = Matrixpotenzial [hPa]; Ψ_H = Gesamtpotenzial [hPa].

Box 5.3

Messung des Matrixpotenzials

Zur Bestimmung des Matrixpotenzials werden pF-Meter, häufiger jedoch Tensiometer in den Boden eingesetzt. Bei den pF-Metern handelt es sich um ein thermisches Messverfahren, mit dem ein über eine Keramiksonde erfasster Wärmeimpuls einer Wasserspannung zugeordnet werden kann. Die Wasserspannung wird im Bereich von pF = 0–7 erfasst.

Ein Tensiometer besteht zumeist aus einer porösen keramischen Kerze, die mit einem Druckaufnehmer verbunden ist. Die keramische Zelle bzw. das Tensiometer ist mit Wasser gefüllt. Die Zelle gibt über ihre Poren so lange Wasser in den unmittelbar umgebenden Boden ab, bis sich ein Gleichgewicht zwischen dem Matrixpotenzial am Boden und dem Unterdruck im Tensiometer eingestellt hat. Dieser Unterdruck wird mittels des Druckaufnehmers gemessen. Als Einheit des Drucks werden hPa oder cm Wassersäule verwendet. Je nach Länge des Rohrs können Tensiometer in unterschiedlichen Tiefen eingebaut werden. Zum Einbringen der Tensiometer werden zunächst Bohrungen bis in die vorgesehene Tiefe durchgeführt, dann werden die Tensiometer in das Bohrloch vorsichtig nachgeschoben. Damit der Niederschlag ungestört auf die Bodenoberfläche fallen kann, hat es sich bewährt, die Tensiometer schräg in den Boden einzubauen. Das Matrixpotenzial errechnet sich wie folgt:

▶ Matrixpotenzial [cm] = gemessener Druck [cm] + Wassersäule im Tensiometer [cm]

▶ Der Messbereich der Tensiometer mit Keramikspitzen ist auf ein Matrixpotenzial bis –900 cm bzw. hPa begrenzt.

Auswertung von Tensiometermessungen

Die Auswertung basiert auf der Berechnung des hydraulischen Potenzials unter Einbeziehung einer Bezugshöhe, also entweder der Bodenoberfläche oder des Grundwasserstands. Das Vorzeichen des hydraulischen Potenzials zeigt die Fließrichtung des Wassers an, während die Zahl selbst Ausdruck der treibenden Kraft ist. Das Beispiel in Abb. 5-6 zeigt, wie Tensiometermessungen ausgewertet werden können.

Als Bezugshöhe wird die Bodenoberfläche bestimmt; dort ist Ψ_z = 0. Messpunkte unterhalb der Geländeoberfläche haben daher ein abnehmendes Gravitationspotenzial. Die Werte in Abb. 5-6 stehen in Tab. 5-6 und wurden zur Berechnung des Gesamtpotenzials nach Gl. 5.12 für die Punkte A und B verwendet.

Abb. 5-6 | Messungen von Wasserspannungen im Boden zur Berechnung des Gesamtpotenzials und des hydraulischen Gradienten.

Tab. 5-6 | Beispiel zur Berechnung des Gesamtpotenzials und des hydraulischen Gradienten.

Der hydraulische Gradient () beschreibt die antreibende Kraft der Wasserbewegung zwischen zwei Punkten und wird anhand der Teilpotenzialdifferenzen wie folgt berechnet:

Merksatz: Das hydraulische Potenzial beschreibt die Richtung und Kraft der Wasserbewegung im Boden.

Ist an einem Punkt, dann findet keine Wasserbewegung statt.

Da die Wasserbewegung bzw. der Fluss stets vom höheren zum niedrigeren Potenzial verläuft, ist in unserem Beispiel der Fluss des Bodenwassers nach oben gerichtet (= kapillarer Aufstieg), d.h., der Fluss verläuft von Punkt B zu Punkt A, denn –260 cm ist kleiner als –132 cm. Eine Abwärtsbewegung, also Versickerung, würde auftreten, wenn das Gesamtpotenzial (Ψ_H) von A größer als das von B wäre.

Box 5.4

Messung der Bodenfeuchte

Die Bestimmung der Bodenfeuchte, auch «volumetrischer Wassergehalt» genannt, kann mit dem FDR (Frequency-Domain Reflectometry) und/oder dem TDR-Verfahren (Time-Domain Reflectometry) erfolgen. Mit der TDR-Sonde wird die Laufzeit der elektromagnetischen Welle im Boden gemessen. Die Geschwindigkeit der Welle ist von der Dielektrizitätskonstante (Ɛ₀) des Bodens abhängig. Da die Dielektrizitätskonstante von Wasser (Ɛ₀ = ~ 81) deutlich größer ist als die von mineralischen Partikeln (Ɛ₀ = 2–5) und Luft (Ɛ₀ = 1), steigt Ɛ₀ des Bodens mit zunehmendem Wassergehalt. Dieses zerstörungsfreie Verfahren hat vor 20 Jahren die früher eingesetzten radioaktiven Methoden wie Neutronensondetechnik oder Gammadoppelsonden weitestgehend abgelöst.

TDR-Messgeräte können aus einem Handmessgerät und einer Messsonde bestehen. Im Messgerät wird eine elektromagnetische Welle erzeugt und über ein Kabel an die Sonde übertragen. Die Welle läuft entlang der zwei Elektroden durch den Boden und wird am Ende der Sonde reflektiert; das Messgerät zeichnet das Reflexionsmuster auf. Dieses wird ausgewertet und die Dielektrizitätskonstante sowie der Wassergehalt berechnet. Durch die TDR-Technik ist es heute auch möglich, den Wassergehaltsverlauf im Boden mittels Logger kontinuierlich in hoher zeitlicher und räumlicher Auflösung aufzuzeichnen. Dadurch können erstmals ereignisabhängige Prozessstudien unter Feldbedingungen zerstörungsfrei durchgeführt werden.

Abb. 5-7 | Links: Beispiel für ein TDR-Handmessgerät (Easytest, Lublin, Polen), rechts: Reflexionsmuster der Welle während einer TDR-Messung in einem Torfboden (80 = 34,2; Wassergehalt 46,4 Vol.-%) (Fotos: Gerd Wessolek).

Wasserspannungs- und Wassergehaltsmessungen können genutzt werden, um die reale Evapotranspiration aus der Wurzelzone und/oder die Versickerung unterhalb des Wurzelraums quantitativ zu ermitteln. Für diesen Zweck müssen die Wassergehalte und die Wasserspannungen des Bodens als Funktion der Tiefe und Zeit vorliegen. Die Wasserspannungen dienen dabei zur Berechnung der Richtung und Größe des hydraulischen Gradienten. In Vegetationszeiten ist häufig in einer bestimmten Bodentiefe der hydraulische Gradient gleich null. Oberhalb dieser Zone ist der Wasserfluss nach oben gerichtet, unterhalb findet ein abwärts gerichteter Wasserfluss statt. Die Grenze selbst stellt daher eine Wasserscheide in der ungesättigten Bodenzone dar.

Ein Beispiel für eine solche Situation und für die Berechnung von hydraulischen Gradienten geht aus Abb. 5-8 hervor. Oberhalb von 90 cm treten negative hydraulische Gradienten auf, d.h., 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 Q_seep 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 Ψ_m = Matrixpotenzial bzw. Wasserspannung [cm WS bzw. hPa]; Ψ_z = Gravitationspotenzial [cm WS bzw. hPa]; z = Tiefe [cm].

Abb. 5-9 | Beispiel für die Berechnung der realen Evapotranspiration (ETa) und der Versickerung (Q_seep) 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 (k_f) und ungesättigten Wasserleitfähigkeit (k_u) 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 k_f (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 k_f-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 k_u und Wasserspannung für verschiedene Bodenarten (Peters 2013).

Abb. 5-11 | Zwischenabflussanteil [%] am Gesamtabfluss bei Stauwasserböden als Funktion des k_f-Wertes im Unterboden (Wessolek et al. 1994).

5.4 | Infiltration

Infiltration beschreibt den Fließvorgang von Wasser, das von oben in den Boden eindringt. Wie viel Wasser pro Zeiteinheit in den Boden infiltrieren kann, hängt von der Wasserleitfähigkeit im Porenraum, vor allem von der Anzahl der Makroporen sowie vom Anfangswassergehalt im Boden ab. Dabei werden Makroporen als durch das Gefüge beeinflusste oder biogene Grobporen größer als 50 μm definiert. Als Infiltrationsrate (Inf) wird die pro Zeiteinheit (t) in den Boden aufgenommene Wassermenge verstanden.

Merksatz: Infiltration beschreibt die Fließgeschwindigkeit von Wasser beim Eintritt in den Boden.

In Infiltrationsversuchen ist die Infiltrationsrate maximal, wenn der Boden trocken und die Sorptivität wirksam ist, also zu Beginn des Experiments. Die Endinfiltrationsrate, die nach einer gewissen Versuchsdauer erreicht wird, entspricht in etwa der gesättigten Wasserleitfähigkeit (k_f) im Boden. Abweichungen hängen davon ab, wie repräsentativ das Probenvolumen in Hinblick auf die Makroporenverteilung und -menge ist und ob die Messung von k_f an Stechzylindern erfolgt, die vertikal oder horizontal entnommen worden sind. Zu Beginn von Regenereignissen, d.h. vor dem Einsetzen von Sättigung der Bodenoberfläche, ist die Regenintensität meist kleiner als die Infiltrationskapazität. Mit dieser wird die unterschiedliche Fähigkeit von Böden ausgedrückt, in Abhängigkeit ihres Feuchtegehalts Wasser aufzunehmen.

Zur Bestimmung der Infiltration können Messgeräte wie das Hauben- oder das Doppelringinfiltrometer genutzt werden. Für die Messung mit dem Haubeninfiltrometer wird die auf dem Boden aufgesetzte Haube (^→ Abb. 5-12) mit Wasser gefüllt und der Wasserstand über ein Mariott‘sches System konstant gehalten.

Abb. 5-12 | Haubeninfiltrometer.

Abb. 5-13 | Einsatz eines Doppelringinfiltrometers im Gelände.

Die Druckhöhe kann mittels U-Rohrmanometer eingestellt und somit je nach Bodenverhältnissen angepasst werden. Es ist darauf zu achten, dass das Wasser nicht seitlich aus der Haube abfließt.

Das Doppelringinfiltrometer besteht aus einem größeren und einem kleineren stabilen Metallring, die ineinander einige Zentimeter in den Boden eingedrückt werden. Bei der Messung wird vorsichtig Wasser in beide Ringe eingestaut, ohne dass dabei die Bodenoberfläche verschlämmt. Der Wasserstand beider Ringe muss auf gleichem Niveau bleiben. Im Anschluss wird im inneren Ring mit einem Schwimmer oder Zollstock zu mehreren Zeitpunkten der abfallende Wasserspiegel in Millimetern gemessen. Der äußere Ring dient dabei zur Stabilisierung des Wasserstands im Innenring, damit eindimensionales Fließen sichergestellt ist (→ Abb. 5-13). Während des Versuchs stellt sich im Boden ein charakteristisches Feuchteprofil ein, das durch eine Sättigungszone, Durchfeuchtungsfront und Benetzungszone gekennzeichnet ist.

Der Verlauf der Infiltrationsrate ist zu Beginn des Versuchs stark abhängig vom Wassergehalt im Boden: Ist der Boden trocken, kann die Anfangsinfiltrationsrate zunächst sehr hoch sein und fällt dann auf einen konstanten Wert kontinuierlich ab. Grund dafür ist die stark herabgesetzte Wasserspannung (= Matrixpotenzial), die zu Beginn der Infiltration das zugegebene Wasser in die Poren hineinzieht; im weiteren Verlauf verliert diese Wasserspannung durch Aufsättigung des Bodens an Bedeutung, und zum Schluss ist nur die Schwerkraft die antreibende Kraft für den Wassertransport (→ Abb. 5-14).

Abb. 5-14 | Schematische Darstellung eines Infiltrationsverlaufs in einem ursprünglich trockenen und ursprünglich feuchten Boden (nach Bohne 2005).

Die Infiltrationsrate wird vom Anfangswassergehalt im Boden beeinflusst.

Hydrophobie

Hydrophobe, d.h. wasserabweisende Böden befinden sich in unseren Breiten häufig unter Nadelwaldbeständen mit ausgeprägten Rohhumusauflagen oder unter Grasvegetation auf sandigen Böden. Die Anhäufung von schlecht abbaubaren Humusfraktionen in Verbindung mit ausgeprägten Trockenphasen kann dazu führen, dass der Oberboden zunehmend hydrophobe Oberflächen aufweist. In den USA und Australien werden diese Effekte auch durch Waldbrände verursacht. Als Folge wird die Benetzbarkeit der Bodenteilchen stark herabgesetzt. Für die Benetzungshemmung ist der Benetzungswinkel an den Bodenpartikeln die entscheidende Größe; sie bestimmt die Interaktion zwischen Wasser- und Bodenoberfläche. In hydrophoben Böden treten erhöhte Oberflächenabflüsse, präferenzielle Fließwege und eine Verminderung der Wasserspeicherfähigkeit des Bodens auf. Die Bestimmung der Hydrophobizität eines Bodens kann z.B. mit dem Water Drop Penetration Time (WDPT)-Test erfolgen. Mit einer Pipette werden drei Wassertropfen auf die Bodenoberfläche aufgebracht und mittels Stoppuhr die Eindringzeit der Tropfen gemessen.

Abb. 5-15 | Tröpfchenbildung auf hydrophobem Boden.

Tab. 5-8 | Kriterien zur Beurteilung von Hydrophobie (Decker und Jungerius 1990).

Die Verweilzeit der Tropfen bestimmt den Grad der Hydrophobie. Die Ausprägung der Hydrophobie wird nach. Decker und Jungerius (1990) in sieben Abstufungen von benetzbar (< 5 s) bis extrem wasserabweisend (> 6 h) klassifiziert (→ Tab. 5-8).

Verschlämmung

Einige Böden, wie z.B. Lössböden ohne bedeckende Vegetation, neigen dazu, nach Niederschlagsereignissen an der Oberfläche zu verschlämmen. Dabei kann sich eine bis zu 1,5 cm starke Kruste ausbilden. Diese Kruste versiegelt die Bodenoberfläche und kann die Wasserleitfähigkeit des Bodens um 1–2 Zehnerpotenzen vermindern. Als Folge tritt Oberflächenabfluss auf, der in Hanglagen oft vermehrt zu Stoffverlusten und Erosion führt (→ Kap. 9).

Hydrophobie, Verschlämmung und Verdichtung behindern die Infiltration.

Verdichtung

Eine Verdichtung des Oberbodens, z.B. verursacht durch Befahren mit schwerem Arbeitsgerät, kann zu einer verminderten Infiltration bzw. zu Oberflächenabfluss führen. Auch oberflächennahe, geogene Verdichtungen oder Verdichtungen anthropogenen Ursprungs wie z.B. die Pflugsohlenverdichtung können die Infiltration stark vermindern. In dichten Unterbodenhorizonten oder Verdichtungen im Unterboden begrenzt die geringe Wasserleitfähigkeit des Unterbodens die Infiltration im Oberboden durch rückstauendes Wasser.

Weiterführende Literatur

Bohne, K. (2005): An Introduction into Applied Soil Hydrology. Reiskirchen.

Hillel, D. (2004): Introduction to Environmental Soil Physics. Amsterdam.

Kutílek, M. und D. R. Nielsen (1994): Soil Hydrology. Reiskirchen.

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