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Prof. Dr. Christian WolkersdorferProf. Dr. Christian Wolkersdorfer

Abriss der HydrogeologieAbriss der Hydrogeologie

Pumpversuchsauswertung und Pumpversuchsauswertung und Grundwasserneubildung Grundwasserneubildung

Veranstaltung im Wintersemester 2008/2009Veranstaltung im Wintersemester 2008/2009Veranstaltung im Wintersemester 2008/2009Veranstaltung im Wintersemester 2008/2009

Präsentation basiert auf Präsentation basiert auf „Einführung Hydrogeologie“„Einführung Hydrogeologie“Prof. Dr. habil Broder J. Merkel (Bergakademie Freiberg)Prof. Dr. habil Broder J. Merkel (Bergakademie Freiberg)

Inhalte

•• Einführung Einführung •• Was ist ein Aquifer? Was ist ein Aquifer? •• Warum fließt Grundwasser?Warum fließt Grundwasser?•• Warum fließt Grundwasser? Warum fließt Grundwasser? •• Wie bestimmt man Porosität und Permeabilität? Wie bestimmt man Porosität und Permeabilität? •• Gesättigte und ungesättigte ZoneGesättigte und ungesättigte Zone•• Brunnen und Pumpversuche Brunnen und Pumpversuche •• Pumpversuchsauswertung und GrundwasserneubildungPumpversuchsauswertung und Grundwasserneubildung•• Wasser: Das universelle Lösungsmittel Wasser: Das universelle Lösungsmittel •• Wechselwirkungen Wasser Wechselwirkungen Wasser –– Gestein Gestein •• weitere Wasserinhaltsstoffe weitere Wasserinhaltsstoffe •• Grundwassermodellierung Grundwassermodellierung •• Grundwasserschutz und Management Grundwasserschutz und Management •• Grundwassersanierung Grundwassersanierung •• Regionale BeispieleRegionale Beispiele

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Typen von Pumpversuchen 1⁄2

• ZwischenpumpversuchFestlegung Brunnentiefe Brunnenausbau– Festlegung Brunnentiefe, Brunnenausbau

• Pumpversuch zur Brunnenentwicklung– technische Sandfreiheit, Brunnenentwicklung

• Brunnentest– Leistungscharakteristik von Brunnen

B i b• Betriebstests– Anfahrbetrieb, Pumpenauslegung

Typen von Pumpversuchen 2⁄2

• Grundwasserleitertestl it d d i h d– wasserleitende und wasserspeichernde

Eigenschaften des Grundwasserleiters, Grundwasserbeschaffenheit, Randbedingungen

• Langzeitpumpversuche– ökologische Auswirkungen, Dauerergiebigkeit,

Einfluss auf WasserhaushaltEinfluss auf Wasserhaushalt

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Einfache empirische Formeln: Absenkungsweite

Lyle S. Raymond: What is Groundwater?

Einfache empirische Formeln

• Brunnenformeln

– Sichardt (1928)– Sichardt (1928)

– Kussakin

= ⋅ ⋅ fR 3000 s k

= ⋅ ⋅ ⋅fR 575 s k H

– Schultze & Weber; Maekelburg

fR 575 s k H

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Einfache empirische Formeln

• Brunnenformeln– Baugrube 20 × 10 × 3 5 m

R

Baugrube 20 × 10 × 3,5 m

– Absenkung s = 4,5 m

– 4 Brunnen; 2 r = 0,3 m

– H = 10 m

– kf = 10-4 m s-1

• Sichardt: 135 m

• Kussakin: 82 m

• Ersatzradius: 8 m

π⋅= b l

rers

Einfache empirische Formeln (Forts.)

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Daten eines PumpversuchesAbsenkung in Grundwassermessstelle

0 50600 000

s, mZeit, min s, mZeit, min

0 762000

0,751000

0 125

0,094

0,744800,053

0,712400,032

0,601200,011

0,50600,000

0,7630000,2310

0,7620000,125

0,4030

0,0

0,1

graphische Darstellung

draw

dow

n, m

0,2

0,3

0,4

0,5

0 6

stationäre Bedingungen

time, min

0 500 1000 1500 2000 2500 3000

0,6

0,7

0,8

6

ohne Grundwassermessstelle?

gespannter Aquifer, stationäre Verhältnisse unendliche QVerhältnisse, unendliche ausgedehnter Aquifer, kein Gradient, …

=⋅

Qk

H sf

ungespannter Grundwasserleiter

h‘: wassererfüllte=

⋅Q

kh' sf

h : wassererfüllte Mächtigkeit bei stationären Verhältnissen aber: nur Abschätzung

⋅h s

Dupuit-Thiem

• Randbedingungen i ä V häl i ( d– stationäre Verhältnisse (steady state

conditions)

– Aquifer hat unendliche Ausdehnung

– Aquifer ist homogen, isotrop und hat konstante Mächtigkeit

– Grundwasserspiegel hat kein Gefälle

– konstante Pumprate

– vollkommener Brunnen

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Dupuit-Thiem (confined aquifer)

2 Messstellenπ⋅ ⋅ ⋅ ⋅ −=

⎛ ⎞⋅ ⎜ ⎟

f 1 2

2

2 k H (s s )Q

r2,3 log ⎜ ⎟

⎝ ⎠1

, gr

1 Messstelle

Q konstante Pumprate, m3 s-1

kf Durchlässigkeitsbeiwert, m s-1

π⋅ ⋅ ⋅ ⋅ −=⎛ ⎞

⋅ ⎜ ⎟⎝ ⎠

f B 2

2

B

2 k H (s s )Q

r2,3 log

r

f gH, hM Mächtigkeit Aquifer, ms1, s2 Absenkung in Messstellen 1 und 2, mr1, r2 Entfernung der Messstellen 1 und 2 zum Brunnen, msB Absenkung im Brunnen, mrB Radius des Brunnens, m

Dupuit-Thiem (confined aquifer)

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Dupuit-Thiem (confined aquifer)

mehr als 2 Messstellenπ⋅ ⋅ ⋅ ⋅Δ= f2 k H s

Q2,3,

Dupuit-Thiem (unconfined aquifer)

⎛ ⎞= − ⎜ ⎟

⎝ ⎠

2ss' s

2H

gleiche RandbedingungenKorrektur von Absenkung sH: Mächtigkeit vor Absenkung ⎝ ⎠2HH: Mächtigkeit vor Absenkung

Kruseman & deRidder: Analysis and Evaluation of pumping test data

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0,0

0,1

instationäre Auswertung (Jacob)

Δs =⏐0,23 – 0,58⏐= 0,35 m

draw

dow

n, m 0,2

0,3

0,4

0,5

0 6

time, min1 10 100 1000 10000

0,6

0,7

0,8

instationäre Auswertung (Jacob)

m

π⋅=

⋅ ⋅ Δ2,3 Q

Ts4

Transmissivität T = kf · H

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kompliziertere Randbedingungen

• leaky aquifer• begrenzter Aquiferg q• Abnehmende / zunehmende Mächtigkeit• Aquifer mit Neigung• anisotroper Aquifer• Grundwasserstockwerke• Neigung des Grundwasserspiegels• unvollkommener Brunnen• unvollkommener Brunnen• mehr als ein Brunnen• Horizontalfilterbrunnen• Kluftgrundwasserleiter

Spezielle Verfahren

• Pumpversuch mit variierenden P mpleist ngenPumpleistungen

• Pumpversuch in Brunnengalerien

• Auffüllversuche

• Slug Test

I l f h• Impulsverfahren

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Ungespannt (unconfined) – gespannt (confined)

Woher kommt das Wasser? weniger Wasser und woher?

Spezifischer Speicherkoeffizient(specific storage Ss)

Das Wasservolumen, das aus einem Einheitsvolumen des Aquifers zufließt, wenn der Druckspiegel um einen Meter gesenkt wird

Ss = ρ ⋅ g ⋅ (α + ne ⋅ β) Jacob 1940

ρ Dichte Wasser (≈ 1000 g m-3)g Gravitationskonstante (≈ 9,81 m s-2)n effektives Porenvolumenne effektives Porenvolumenα Kompressibilität des Sediments (10-6…10-11 m²/N)β Kompressibilität von Wasser (5,1…4,8 · 10-10 m²/N)

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Spezifischer Speicherkoeffizient

Der Speicherkoeffizient S (Storativity) eines gespannten Grundwasserleiters mit der Mächtigkeit H ergibt sich aus

S = Ss ⋅ H

rule of the thumb: S = H ⋅ 3,3 ⋅10-6 LohmannS = 5 ⋅ 10-5 … 5 ⋅ 10-3

Zum Vergleich:

Speicherkoeffizient ungespannter Aquifere

S neff = 0,1 … 0,2

Berechnung des Speicherkoeffizienten aus Pumpversuch

0,0

0,1

S = (2,25 ⋅ kf ⋅ M ⋅ t) / r2

S Speicherkoeffizient, –

draw

dow

n, m

,

0,2

0,3

0,4

0,5

0 6

pkf Durchlässigkeitsbeiwert, m s-1

M Mächtigkeit Aquifer, mt Zeit, sr Abstand zum Brunnen, m

time, min1 10 100 1000 10000

0,6

0,7

0,8t

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Zusammenfassung Pumpversuchsauswertung

• Wurden stationäre Verhältnisse im Brunnen und den Grundwassermessstellen erreicht?und den Grundwassermessstellen erreicht?

• Aus Pumpversuchen ohne Grundwassermessstellen können nur Schätzwerte ermittelt werden

• Pumpversuche liefern kf-Werte und Speicherkoeffizienten für gespannteSpeicherkoeffizienten für gespannte Grundwasserleiter

• Die gewonnenen Parameter sind repräsentativer als Laborversuche

Grundwasserneubildung

• Grundwasserneubildung ist die Menge des Wassers die einem GrundwasserleiterWassers, die einem Grundwasserleiter zufließt

• Grundwasserneubildung erfolgt durch infiltrierendes Niederschlagswasser, Zufluss von anderen Aquiferen und als Sonderfall: infiltrierendes Fluss-, Seewasser ,

• im engeren Sinn: Infiltration von Nieder-schlag durch die ungesättigte Zone in den oberflächennahen ersten Grundwasserleiter

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Wasserbilanz

P + Insub + Insur = Outsub + Outsur + ET + Δsoil + Δgw

ET P

OutIn

Wasserbilanz vereinfacht

Die vereinfachte Bilanzgleichung lautet:

N + G – ET = A

Niederschlag + Grundwasserneubildung –Evapotranspiration = Abfluss

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Erstellen einer Wasserbilanz

Kommentaremöglich?Kompartiment

Wind … unmöglichAtmosphäre

händisch von Karte; Computer (DGM)

Wasserscheideoberirdisches

Wasser

Versickerung nicht schwierig

ungesättigte gzwingend vertikal!

schwierigg gZone

MessstellendichteGW-Messstellen;

→ Isolinienkartegesättigte Zone

Einheiten

mm oder L ⋅ s-1 ⋅ km-²

mm = L/Zeit ⋅ m-²

100,0 mm = 3,17 L ⋅ s-1 ⋅ km-²

31,6 mm = 1,00 L ⋅ s-1 ⋅ km-²

mm-Angaben ohne Zeit sind immer auf ein Jahr bezogen

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oberirdisches und unterirdisches Einzugsgebiet

unterirdisches Einzugsgebiet

oberirdisches Einzugsgebiet

Faktoren, die die Infiltration steuern

• Temperatur, WasserdampfdruckWasserdampfdruck (Luftfeuchtigkeit)Wind, Wolkenbedeckung, Sonnenscheindauer, Albedo

• Landnutzung, Vegetation

• Boden (ungesättigte h dra lische D rchlässigkeithydraulische Durchlässigkeit, Wassergehalt bei Feldkapazität

• Hangneigung- und Ausrichtung

• oberirdischer Abfluss

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Methoden zur Ermittlung der Verdunstung

• Messung der Verdunstung von freier Wasseroberfläche

• empirische Funktionen unter Verwendung meteorologischer Parameter sowie Boden, Landnutzung, Morphologie

• Niedrigwasserabfluss• Halogene (Chlorid und Bromid) als natürliche Tracer• LysimeterLysimeter • Tensiometer, Neutronensonde, TDR-Sonden• Isotopen im Sickerwasser• numerische Modellierung (UZ und Grundwasser)

empirische Funktionen für Evapotranspiration

• Haude, Penman, Turc, Thornwaite, …

• liefern: potentielle oder aktuelle Evapotranspiration

• Annahme: oberirdischer Abfluss bekannt

• unberücksichtigt: Änderungen im• unberücksichtigt: Änderungen im Bodenwasserspeicher

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Haude: potentielle Evapotranspiration

( ),= ⋅ − ⋅14

Fx P -114

potET 1 mm d100

x empirischer Koeffizient (Pflanzenfaktor): 0,26 … 0,39 (monatsabhängig: kalt klein)

F14 relative Luftfeuchtigkeit um 14 Uhr

100

14 g

t Lufttemperatur um 14 Uhr ⋅

+= ⋅ttP

7,45235

14 4,58 10

Turc: aktuelle Evapotranspiration

=⎛ ⎞

P

Paktuell 2

ET

P Niederschlag, mm (Jahr)

t mittlere Jahrestemperatur, °C

⎛ ⎞+ ⎜ ⎟+ ⋅ + ⋅⎝ ⎠Pt t 30,9

300 25 0,05

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Lysimeter

• wägbar

• möglichst monolitisch gewinnen

Hölting & Coldewey 2005

Lysimeter

UMS Umweltanalytische Mess-Systeme GmbH

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Lysimeter

UMS Umweltanalytische Mess-Systeme GmbH : Berglysimeterstation - Stoderzinken in 1830 Meter

Lysimeter

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Lysimeterboden

Hydrogeologisches Versuchsfeld am Institut für Geologie der TU Bergakademie Freiberg

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Tritium von Kernwaffentests in der Atmosphäre

• idealer Tracer als Bestandteil des Wassermoleküls

• Halbwertzeit: 12 3 JahreHalbwertzeit: 12,3 Jahre

3 H, T

U

1000

1500

2000

2500

0

10

20

30

40

date56 58 60 62 64 66 68 70 72 74 76 78 80 82 84 86 88 90 92 94 96 98 00 02 04

0

500

1000 80 82 84 86 88 90 92 94 96 98 00 02

Valentia (IAEA)

Tritium im Sickerwasser

• Maximum Atmosphäre: 1963• Beispiel: Maximum in UZ in p

8 m Tiefe• → mittlere

Sickergeschwindigkeit = 0,2 m / Jahr

• bei einem mittleren Bodenwassergehalt von 0,1:→ 100 L 0 2 20 L→ 100 L · 0,2 = 20 L = 20 mm

• sehr geringe Neubildung

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Niederschlag Bayern (1961…1990)

Bayerisches Landesamt für Wasserwirtschaft

Niederschlag Deutschland

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Niederschlag Deutschland

potentielle Grundwasserneubildung

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Grundwasserneubildung

Neubildung in mmRegion

75 550Deutschland Quartär 75 ... 550Deutschland, Quartär

95 ... 250Deutschland, Sandstein

110 ... 160Deutschland, Kalkstein

300 ... 500Deutschland, Karst

60 ... 100Deutschland, Granit

3600M i H i 3600Maui, Hawai

20 ... 25Djibouti

0 ... 10südliche Sinai

warum ist die Grundwasserneubildung eine zentrale Größe?

• Bemessungsgrundlage für Be irtschaft ng eines Aq ifersBewirtschaftung eines Aquifers

• Entnahmen über der mittleren Neubildungsrate führen zu einer Absenkung des Grundwasserspiegels (overpumping)p p g

• Wer dies tut, handelt unverantwortlich