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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