Diskussion der Methode

ln den Sedimenten, in denen die Fauna abgetötet worden war, sollte nur molekulare Diffusion die Transportvorgänge zwischen Porenwasser und Wasser­

säule bestimmen. Aufgrund der Tatsache, daß sowohl in Sedimenten mit ur­

sprünglich hoher sowie mit ursprünglich niedriger Makrofaunabesiedlung an­

nähern gleich große molekulare Sedimentdiffusionskoeffizienten erhalten wurden, konnte geschlossen werden, daß die Existenz der toten Organismen und der von ihnen erzeugten stabilen wühlgefüge die molekulare Diffusion nicht feststellbar beeinflußten.

während mit dem vorliegenden eindimensionalen Diffusionsmodell nur der

vertikale Transport im Sediment betrachtet wurde, berechnete ALLER (1984)

den Einfluß der Gange und Kanäle im Sediment mit einem zweidimensionalen

Modell, das auch den horizontalen Transport über die zusätzliche

Grenzflä-che zwisGrenzflä-chen Sediment und Kanälen einschließt. Ohne eine aktive Ventilation der Rohren durch Bodenorganismen fand er keine signifikante Beeinflussung der Porenwasserprofile und Flüsse zwischen Sediment und Wasser, sondern Übereinstimmung mit dem eindimensionalen Diffusionsmodell. Bei Abwesenheit oder Inaktivität von Makrozoobenthos kann der Transport gelöster Partikel folglich in befriedigendem Maße durch vertikale Diffusion dargestellt wer­

den (LERMAN

1 9 7 9

; BERNER 1980).

Die Diffusion im Sediment konnte mit einem über alle Sedimenttiefen konstanten Ds beschrieben werden. Das liegt daran, daß Rohren und Gänge die Diffusion nicht beeinflußten und ein relativ einheitliches Sedimentgefüge mit entsprechender Porosität existierte. Eine Ausnahme bildeten die Sedi­

mente aus 25 m Wassertiefe bei Boknis Eck in den Jahren 1982 und 1983, bei denen wie in den Bioturbationsexperimenten im grenznahen Sedimentbereich größere Diffusionskoeffizienten als tiefer im Sediment auftraten. Es wird vermutet, daß in diesen Experimenten einige Tiere überlebt haben.

Die Mehrzahl der Diffusionsexperimente ergab eine relativ gute Überein­

stimmung zwischen gemessenen und berechneten Konzentrationen

im

Porenwas­

ser. Nur in der Nahe der Grenzfläche traten häufig Abweichungen auf, wobei die gemessenen Werte in der Regel niedriger als die berechneten Werte wa­

ren.

Als Ursache für diese Abweichungen kann die Porositätszunahme an der Grenzfläche ausgeschlossen werden. Da nach Gleichung (4) der diffusive Fluß der Porosität proportional ist, sollten die resultierenden Tracerkonzentra­

tionen bei steigender Porosität nicht geringer werden.

Als weitere Ursache der Abweichung zwischen berechneten und gemessenen Konzentrationen an der Grenzfläche muß die Rechnung mit der mittleren In­

tervalltiefe diskutiert werden. Die Porenwasserkonzentrationen lassen sich nicht in einer definierten Sedimenttiefe, sondern nur über ein Tiefeninter­

vall bestimmen und werden normalerweise wie in der vorliegenden Arbeit der mittleren Intervalltiefe zugeschrieben (z.B. bei dem Segment von 0 bis 0,5 cm der Tiefe von 0,25 cm). In Bereichen mit starken nichtlinearen Gra­

dienten wie an der Grenzfläche ist die Abweichung der im Intervall gemesse­

nen mittleren Konzentration C von der für die mittlere Sedimenttiefe be­

rechneten Konzentration C (x +x )/2 am größten. Dieser Einfluß wurde am Bei­

spiel des Experimentes vom 4.3.1983 untersucht. Im Näherungsverfahren zur Ermittlung von D wurde nicht mehr C rx +x )/2 » sondern C berechnet, das

1 2

man durch Integration über das Tiefenintervall erhält:

/ x2 f(x) dx

Mit dieser Beziehung (16) und dem für die anderen Tiefenintervalle ermit­

telten Diffusionskoeffizienten von 7,9*10-6cm2s_1 wurde C für das oberste Intervall (0-0,5 cm) berechnet. Mit 1268,34 mg kg-1 liegt dieser Wert nur 0,17 unter dem nach dem ursprünglichen Verfahren berechneten wert von 1268,51 mg kg-1 und damit noch innerhalb der Genauigkeit der Bromidbestim­

mung. Die im Vergleich damit beträchtlich niedrigere Konzentration des Meß­

wertes von 1219,3 mg kg-1 kann auf diese Weise nicht erklärt werden.

Der Diffusionskoeffizient für das oberste Tiefensegment vergrößert sich von 3,518*10-6 (bei der Berechnung für Co,

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) au^ 3,526*10~6 (für C), wäh­

rend der über die gesamte Sedimenttiefe gemittelte Diffusionskoeffizient bei 7,9*10-6cm2s-1 lag (Abb.14, Tab.4). Dieses Beispiel zeigt, daß die Zuordnung der Porenwasserkonzentration zur jeweiligen mittleren Probenseg­

menttiefe auch für den grenzflächennahen Bereich zulässig ist.

Die niedrigen Porenwasserkonzentrationen an der Grenzfläche könnten auf eine Hemmung des diffusiven Flusses durch eine Grenzschicht an der Sedi­

mentobe rfläche, die von verschiedenen Autoren (WIMBUSH und MUNK 1970; MORSE 1974; WIMBUSH 1976) postuliert wird, hinweisen. unterstützt wird diese Hy­

pothese durch Strömungsmessungen von CALDWELL und CHRISS (1979), die in der Tiefsee einen Rückgang der Strömungsgeschwindigkeiten auf Null bis zur Se­

dimentoberfläche feststellten und dies einer diffusiven Grenzschicht von

0,6 mm Dicke, die nicht der turbulenten Vermischung der Wassersäule unter­

liegt, zuschrieben.

ANDREWS und HARGRAVE (1984) fanden bei Silikatmessungen im Feinbereich der Grenzfläche Diskontinuitäten zwischen Porenwasser- und Wasserkonzentra­

tionen und berechneten anhand ihrer Ergebnisse eine diffusive Grenzschicht von 0,2 - 5 mm. BOUDREAU und GUINASSO (1982) geben in einer Übersicht verschiedener Arbeiten eine durchschnittliche Größe der Grenzschicht von 1 mm für die Tiefsee an. In Flachwassergebieten soll die Dicke der Grenz­

schicht um fast eine Größenordnung kleiner sein. Eine der wenigen direkten Messungen wird von SANTCHI et al. (1983) berichtet. Sie bestimmten anhand des Lösungsverhaltens von Alabasterplatten in der Tiefsee eine Grenzschicht von 470 ym. J0RGENSEN und REVSBECH (1985) berechneten nach Labormessungen von Sauerstoffgradienten in Sedimenten der dänischen Küste eine Dicke der Grenzschicht von 0,2 bis 1 mm.

Abgesehen davon, daß die Grenzschicht nach diesen Angaben zu dünn ist, um einen wesentlichen Einfluß auf die Transportvorgänge auszuüben (SCHINK und GUINASSO 1977), würde in den Tracerexperimenten eine solche Zone zu ge­

ringeren Konzentrationen im grenznahem Bodenwasser als in der Wassersäule führen, die anstelle der Wasserkonzentrationen als Randbedingung in die Diffusionsgleichung eingingen. Das hätte die Berechnung geringfügig größe­

rer Sedimentdiffusionskoeffizienten zur Folge. Die Annahme einer Grenz­

schicht kann den Verlauf der gemessenen Kurve jedoch nicht erklären.

Ein weiterer Grund für die Abweichung des obersten Meßwertes könnte in der Probennahme liegen. Bei der Abtrennung des Bodenwassers kann besonders durch Unebenheiten der Sedimentoberfläche ein Teil des Porenwassers bzw.

der obersten flockigen Sedimentschicht mit abgetrennt werden. Die oberste

Porenwasserprobe enthält als Folge davon einen Anteil der darunterliegenden

Probe. Da die tieferen Porenwasserproben geringere Tracerkonzentrationen

enthalten, kann dieser Effekt zu den niedrigen Grenzflächenkonzentrationen

führen.

Die Genauigkeit der Diffusionskoeffizientenbestimmung anhand der klein­

sten quadratischen Abweichungen der berechneten Konzentrationen von den ge­

messenen ist für das Experiment vom 24.5.1982 (Abb.14) beispielhaft darge­

stellt. In Abb.72 ist die Summe der Quadrate ^(AC)2 bei Veränderung der vorgegebenen Diffusionskoeffizienten aufgetragen. Es wurden 10 Werte aus Sedimenttiefen zwischen 0,5 und 6,0 cm zugrunde gelegt. Das Minimum liegt bei einem Diffusionskoeffizienten von Ds = 6,63*10-s cm2s_1. Schon kleine Änderungen im vorgegebenen Diffusionskoeffizienten führen zu einem schnel­

len Anstieg der ^(AC)2-Werte. Eine Variation von Ds um 1

d

,1 entspricht ei­

ner Variation der ^(AC)2 um 356.

Der nicht lineare Korrelationskoeffizient (SACHS 1984) zwischen berech­

neten und gemessenen Werten beträgt in diesem Beispiel 0,989 und bei Be­

rücksichtigung der gesamten Meßwerte bis in 10 cm Tiefe 0,988.

Im Dokument £) 0 I 40 12 <M//f/L ßtR- (Seite 110-114)