Allgemeine Hydrogeologie - Hydrogeologie - page 91

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bei einem Wasservorrat im durchwurzelten Bo-
den zwischen 50 und 100 % der nutzbaren Feld-
kapazität (Abschn. 3.4.1) potenziell nutzen.
Nach verschiedenen (empirischen) Verfahren
für das Maingebiet zwischen Frankfurt a. M. und
Hanau ermittelte Verdunstungsraten ergaben:
Potenzielle Verdunstungsraten nach H AUDE
(1954/1955) 680 mm/a, nach P ENMAN (1949)
625 mm/a, tatsächliche: Berechnung aus Nieder-
schlag und Abfluss 550 mm/a, nach A LBRECHT
(2003) 440 mm/a, Gras-Referenzverdunstung
596 mm/a. Danach gibt die Standardbestimmung
offensichtlich ein gutes Mittel aus potenzieller
und tatsächlicher Evapotranspirationsrate.
Die errechneten Gras-Referenzverdunstungs-
raten wurden in BUNR (2003) nach einem nu-
merischen Verfahren von M ÜLLER -W ESTERMEIER
(1995) kartenmäßig dargestellt.

rung der Bodenfeuchte ergeben. Überwiegt die
Niederschlagsrate gegenüber der potenziellen
Evapotranspirationsrate, wird angenommen,
dass die tatsächliche gleich der potenziellen Eva-
potranspirationsrate ist. Der die potenzielle Eva-
potranspirationsrate h ·

ETp übersteigende Anteil
des Niederschlags dient zur Auffüllung der Bo-
denfeuchtigkeit bis zur maximalen Feldkapazität
(Abschn. 3.4.1); der Rest, der reale Wasserüber-
schuss, versickert weiter in den Untergrund zum
Grundwasser.
Ist dagegen h ·
ETp

h ·

N , ergibt sich ein potenziel-
les Wasserdefizit. Sind schon Defizite aus voran-
gegangenen Dekaden vorhanden, so gehen diese
in die nachfolgenden Berechnungsverfahren ein.
In BUNR (2003) erfolgt die Bestimmung
der tatsächlichen Verdunstungsrate nach dem
B AGROV -Verfahren (G LUGLA & M ÜLLER , 1997), das
sich für die gegebenen Klimabedingungen in
Deutschland als anwendbar erwiesen hat. Dazu
werden mittlere jährliche Werte der Klimagrößen,
nämlich korrigierte Niederschlagsrate h ·

>

3.7.3.3.5 Bestimmung der tatsächlichen
Evapotranspiration aus Klimadaten
größerer Zeiträume

korr , maxi-
male landnut zungs abhängige Verdunstungsrate
h · ETmax und tatsächliche Verdunstungsrate h · ETt in
einer Modell rech nung miteinander verknüpft.

Zur Bestimmung der tatsächlichen Evapotranspi-
ration h · ETt wird versucht, das Prinzip zur Berech-

nung der potentiellen Evapotranspiration h · ETp
aus Klimadaten anzuwenden. Die Überlegungen
gehen davon aus, dass zwar die Höhe der poten-
ziellen Evapotranspiration aus Klimadaten an der
Oberfläche errechnet wird, dass aber die tatsäch-
liche Verdunstung von dem vorhandenen, be-
grenzten Wasserdargebot abhängt. Wenn näm-
lich kein Wasser vorhanden ist, kann trotz hoher
potenzieller Evapotranspiration tatsächlich
nichts verdunsten. So einfach dieses Konzept ist,
so kompliziert erweisen sich die tatsächlichen
Zusammenhänge. Unterschiedliche Luftbewe-
gungen, verschieden hohe Niederschläge und
Niederschlagsintensitäten, das lokale Kleinklima,
sind schwer kalkulierbare Faktoren, die sich über-
dies noch gegenseitig beeinflussen. Um prakti-
kable Werte zu erhalten, werden größere Zeiträu-
me zusammengefasst.
Das T HORNTHWAITE -Verfahren wurde von
U HLIG (1959) eingehend beschrieben und von
L ILLICH et al. (1973) im Fuhrberger Feld nördlich
von Hannover angewandt. Zunächst werden die
Werte von Dekadensummen der Niederschlags-
rate und der potenziellen Evapotranspirationsra-
te graphisch gegenübergestellt (Abb. 43), wobei
sich aus der Differenz Zuwachs oder Verminde-

3.7.4 Abfluss

Der Abfluss macht das Volumen aus, das vom
Niederschlag nach der Verdunstung übrig geblie-
ben ist. Dem oberflächigen Abfluss kommt im
natürlichen Wasserhaushalt eine große Bedeu-
tung zu, da dieser oberflächig sichtbar und mess-
bar ist. Demgegenüber ist der unterirdische Ab-
fluss für die Trinkwasserversorgung bedeutsam.

3.7.4.1 Definition
Die dritte Größe in der hydrologischen Grund-
gleichung ist die Abflussrate h ·

A , die nach L IEB -
SCHER (1982); B AUMGARTNER & L IEBSCHER (1990)
in den alten Bundesländern im Mittel 318 mm/a
(~ 38 % der mittleren Niederschlagsrate) und in
den neuen Bundesländern im Mittel 145 mm/a
(~ 22 %) ausmacht. Der Abfluss eines oberirdi-
schen Gewässers (Vorfluters) ist zu verschiedenen
Zeiten unterschiedlich groß. Der charakteristi-
sche Gang des Abflusses eines Gewässers wird als