Modelle zum Wasserhaushalt und N-Austrag

Ansatz A: Die Klimatische Wasserbilanz

Bei der Abschätzung der Sickerung anhand der klimatischen Wasserbilanz entspricht diese dem Niederschlag (in mm) abzüglich der Evapotranspiration (in mm). Es wird von einem ebenen Standort ausgegangen, d.h. Oberflächenabfluss und laterale Wasserbewegungen im Boden können vernachlässigt werden (RENGER et al., 1974).

S = N - ETP (1)

Die Abschätzung der täglichen Evapotranspiration und Evaporation (in mm) erfolgt mit Hilfe des Ansatzes von HAUDE:

ETP = a (es – e)14 (2)

mit es = Sättigungsdampfdruck um 14 Uhr

e = Dampfdruck um 14 Uhr

a = empirischer monatlicher Pflanzenfaktor.

Dabei wird unterstellt, dass sich die potentielle und aktuelle Evapotranspiration entsprechen, wovon im Winter in unseren Breiten ausgegangen werden kann (VAN EIMERN &

HÄCKEL, 1979). Nach Untersuchungen von RENGER et al. (1974) gilt dies bei einem Wassergehalt von 100 bis 70 % der nutzbaren Feldkapazität. Dieser Feuchtezustand des Bodens war während der Sickerungsperioden stets gegeben. Bei der Berechnung der potentiellen Evapotranspiration der Winterrübsen werden für den Faktor a die Monatswerte von Winterraps mit 0,18 für die Monate September bis Februar bzw. 0,20 (März) verwendet

(LÖPMEIER, 1994). Der Berechnung der potentiellen Evaporation der Brache liegen die Faktoren 0,15 (September) und 0,11 (Oktober - März) zugrunde (VDI, 1993).

Ansatz B: Die Klimatische Wasserbilanz unter Berücksichtigung der Veränderungen des Bodenwasservorrats anhand von TDR-Messungen

Ansatz A geht bei der Berechnung der Sickerung von der Annahme konstanter Bodenwasservoräte aus. Bei dem Ansatz B werden die Vorgänge der Aufsättigung bzw.

Austrocknung des Bodens mit erfasst (RENGER et al., 1974). Durch direkt ermittelte volumetrische Wassergehalte mit Hilfe von TDR-Sonden in den verschiedenen Bodentiefen bis 130 cm können diese Prozesse berücksichtigt werden. Die Formel (1) wird somit wie folgt erweitert:

Sz = N - ETP - Δ W0-z, (3)

wobei bezogen auf den betrachteten Zeitraum Sz die Sickerung (in mm) in der Bodentiefe z, N der Niederschlag (in mm), ETP die Evapotranspiration (in mm) und Δ W0-z die Boden–

wasservorratsveränderung (in mm) in der Bodenschicht 0-z cm Tiefe kennzeichnen.

Ansatz C: Die Klimatische Wasserbilanz unter Berücksichtigung der Veränderungen des Bodenwasservorrats anhand von Messungen des Bodenwasserpotentials

Dieser Ansatz basiert ebenfalls auf der Formel (3). Die Berechnung der Wasservorratsverän–

derungen in den einzelnen Bodenschichten erfolgt jedoch indirekt anhand der Daten des Bodenwasserpotentials. Diese Werte werden mit Hilfe des in situ bestimmten Zusammen-hangs von Bodenwasserpotential (ψm) und Wassergehalt (θ) und der Kenntnis über die Bodenhorizontabfolge und –mächtigkeit aus der Feinkartierung in volumetrische Wasser–

gehaltsveränderungen im Boden transformiert.

Für die Umrechnung von im Felde gemessenen Saugspannungen in volumetrische Wassergehalte gibt es eine Vielzahl von Ansätzen, z.B. exponentielle oder geometrische Funktionen (SAXTON et al:, 1986) oder Polynome (ZEPP, 1987). Dabei sind vor allem Polynome höherer Grade wegen ihrer Wendepunkte problematisch (HENNIG, 1992).

Basierend auf den ψm-θ-Wertepaaren, die während des gesamten Versuchszeitraumes auf 18

ausgewählten Parzellen mit paralleler Bodenwasserpotentials- und Bodenwasser–

gehaltsmessung erhoben wurden, wird der Mualem-van-Genuchten- Parameteransatz (VAN GENUCHTEN, 1980) verwendet. Danach besteht zwischen den beiden Parametern ψm und θ folgender Zusammenhang:

ψm = Matrixpotential θ = Wassergehalt (Vol%) θs = Wassergehalt bei Sättigung θr = Restwassergehalt bei pF 7

(4)

Die Werte für den Wassergehalt bei Sättigung der am Standort vorkommenden Horizonte wurden von dem Fachbereich Bodenkunde der TU-Berlin im Rahmen eines interdisziplinären Forschungsprojekts bestimmt (FIA, 1992). Für den Restwassergehalt wird der Wert 0 angenommen. Die optimale Anpassung der Kurve an die Messpunkte zur Bestimmung der frei wählbaren Parameter α, n und m (m = 1-1/n) erfolgte iterativ mit Hilfe der Methode der kleinsten Summe der quadratischen Abweichungen. Die auf diese Weise berechneten Beziehungen von θ und ψm für die bis 130 cm Tiefe vorkommenden Horizonte Ap (gepflügt), Ap (gefräst), Al, Al/IIBt und IIBt finden sich im Anhang (Abb. A1-A5). Für die 12 Bracheparzellen, bei denen keine Messungen erfolgen konnten, wurde der Sickerungsverlauf von Bracheparzellen mit identischer Horizontabfolge und –mächtigkeit zugrunde gelegt.

Dieser Ansatz bildet die Grundlage der in dieser Arbeit durchgeführten Beschreibungen zum Bodenwasserhaushalt und N-Austrag während der Winterhalbjahre (Kap.3.1, 3.2 und 3.4).

Ansatz D: Die Bestimmung der Sickerung anhand der Wasserleitfähigkeitsfunktion

Die Erfassung der Wasserflüsse kann auch anhand der stationären Fließgleichung nach DARCY (5) erfolgen. Wird die Sickerung pro Zeit- und Flächeneinheit als eindimensionaler Fluss Q (cm³/cm² d) an der Unterkante eines betrachteten Bodenprofils definiert, ergibt sich für den Wasserfluss Q:

dz d K

Q= * ψ / (5)

Das Ausmaß der Wasserbewegung ist abhängig von dem antreibenden Potentialgefälle und der Durchlässigkeit oder Wasserleitfähigkeit des Bodens. Q ist die gesamte Wassermenge, die

während einer Zeiteinheit eine definierte Fläche perkoliert, und K bezeichnet die Wasserleitfähigkeit des Bodens. Die treibende Kraft ist das Potential dψ im Verlaufe der Fließstrecke dz. Bei der Betrachtung von Wasserbewegungen wird für die Bestimmung des Potentialgradienten üblicherweise das hydraulische Potential verwendet. Dieses setzt sich aus den Teilpotentialen Matrixpotential ψm und dem Gravitationspotential ψz zusammen:

z

Wird die Geländeoberkante als Null-Bezugspunkt definiert und werden zwei unterschiedliche Tensiometerebenen zoben und zunten betrachtet, so ergibt sich der Potentialgradient:

) 1 Bei positivem Vorzeichen des Potentialgradienten liegt ein abwärts gerichteter Wasserfluss vor, bei negativem Vorzeichen ist der Wasserfluss nach oben gerichtet. Nimmt der hydraulische Gradient den Wert 0 an, findet keine Wasserbewegung statt.

Die Wasserleitfähigkeit K ist eine Funktion des Bodenmatrixpotentials, dessen Beziehung VAN GENUCHTEN (1980) durch Kombination der Funktion (4) und MUALEM’S Modell der hydraulischen Leitfähigkeit wie folgt beschreibt:

[

]

[

]

Die frei wählbaren Parameter α, n und m werden bei der Anpassung der Funktion (4) an die erhobenen ψm-θ-Wertepaare ermittelt. Für den dimensionslosen Parameter a wird der Wert 0,5 eingesetzt, der nach MUALEM (1976) auf eine Vielzahl von Böden übertragbar ist. Die gesättigten Wasserleitfähigkeiten Ks für alle vorkommenden Bodenhorizonte wurden von dem Fachbereich Bodenkunde der TU-Berlin mit Hilfe eines Haubenpermeameters bestimmt (Tab. 3).

Tab. 3: Gesättigte Wasserleitfähigkeit (Ks) typischer Horizonte der Versuchsflächen (FIA, 1992)

Horizont Ks in cm/d

Ap 39,0

Al 198,0

Al/IIBt 37,7

IIBt 1,6

IICv 7,0

Der N-Austrag wird bei allen oben beschriebenen vier Modellen durch Multiplikation der Sickerwassermenge und der Nitrat-N-Konzentration im Bodenwasser berechnet (RENGER und WESSOLEK, 1992). Dabei wurde vereinfachend davon ausgegangen, dass der Transport des Nitratanions im Wesentlichen durch Massenfluss erfolgt. Dies trifft nach Untersuchungen von STREBEL & RENGER (1976) unterhalb des Wurzelraumes weitgehend zu. Aufgrund dieser Einschränkung dürften die Berechnungen für die Zwischenfruchtvarianten in den oberen Messtiefen tendenziell zu hohe N-Austräge ausweisen.