11.4 Aquifertypen

11.4.1 Gespannte und ungespannte Aquifere

Grundwasserleiter (Aquifere) sind lockere oder feste Gesteinsschichten bzw. Gesteinskörper, in denen Grundwasser zirkulieren kann. Davon abgegrenzt werden Grundwassernichtleiter (Aquiclude), welche in der Natur aber kaum vorkommen. Häufiger sind Geringleiter, sogenannte Aquitarde. Werden mehrere übereinanderliegende Aquifere durch Aqiclude oder Aquitarde hydraulisch voneinander getrennt, spricht man von Stockwerksbildung.

Ungespannter Aquifer

Als ungespannter (phreatischer, engl. unconfined) Aquifer wird der oberste Aquifer bezeichnet, der nach oben durch den Wasserspiegel abgegrenzt ist; daher ist die Standrohrspiegelhöhe gleich dem Wasserspiegel. Im ungespannten Aquifer ist die Transmissivität eine Funktion des Ortes und der Piezometerhöhe, da sich die Aquifermächtigkeit mit der Wasserspiegelhöhe ändert. Der Speicherkoeffizient entspricht hier im wesentlichen der entwässerbaren Porosität ne des Aquifers. Die Wasseroberfläche (= freie Oberfläche = phreatische Oberfläche) bildet die obere Begrenzung der gesättigten Zone bzw. die untere Berandung der ungesättigten Bodenzone (Aerationszone). Die Giederung des Untergrundes mit phreatischen Verhältnissen zeigt die folgende Abbildung:

Abb. 11.14: Hydrogeologische Gliederung des Untergrundes (ungespannte Verhältnisse).

Bei Wasserentnahme aus einer Bohrung in freiem Grundwasser wird, wenn keine ergänzende Grundwasserneubildung stattfindet, der Aquifer entleert, wobei sich wegen des notwendigen lateralen Fließvorganges ein relativ steiles, zur Bohrung hin zunehmendes Gefälle der Grundwasseroberfläche einstellt (Absenktrichter). Ein Unterschied zwischen dem Speicherkoeffizient S und dem spezifischen Speicherkoeffizient Ss besteht im freien Grundwasser praktisch nicht und entspricht dem nutzbaren Hohlraumanteil ne (Speicherkoeffizient schwankt zwischen 0,02 und 0,3).

Gespannter Aquifer

Ein Aquifer, der zwischen zwei mehr oder weniger undurchlässigen Schichten (Aquitard oder Aquiclude) liegt, wird gespannter (artesischer, eng. confined) Aquifer genannt. Die Standrohrspiegelhöhe liegt über der oberen Deckschicht und im Fall eines artesischen Aquifers sogar über der Erdoberfläche.

Im gespannten Aquifer ist der Speicherkoeffizient eine Funktion der Kompressibilität des Aquifers.

Für den Fall, dass die obere Deckschicht zum ungespannten aquifer relativ durchlässig ist, liegen halbgespannte Verhältnisse vor (leaky Aquifer).

Der schematische Schnitt (überhöht) von Grundwasserdruckflächen im Lockergestein (oben) und im Festgestein (unten) sind in folgender Abbildung dargestellt:

Abb. 11.16: Schematische Schnitte nach DIN

Aquifere können nach ihrer Festigkeit und der Art der durchflusswirksamen Hohlräume eingeteilt werden:

11.4.2 Porenaquifere

Porengrundwasser ist Grundwasser im Locker- oder Festgestein, dessen durchflusswirksamer Hohlraum von Poren gebildet wird.

Porengrundwasserleiter (Porenaquifere) kommen vor allem in Lockergesteinen vor (Porosität ca. 30%), sie sind z.B. in Norddeutschland weit verbreitet. Sie haben ein sehr effektives Porenvolumen (Makroporosität) und ein kleines kapazitives Volumen.

11.4.3 Kluftaquifere

Kluftgrundwasser ist Grundwasser im Festgestein, dessen durchflusswirksamer Hohlraum aus Klüften und anderen Trennfugen gebildet wird.

Kluftgrundwasserleiter (Kluftaquifere) kommen in Festgesteinen vor. Kristalline Kluftaquifere < 1%, Kalke, Dolomite 5 %, Sandsteine 15 %.

Das IfGG hat hydrologische Untersuchungen im palöozoischen Festgestein im Oberharz durchgeführt (Lange Bramke, Schacht und Alte Riefensbeek).

Am Beispiel der Langen Bramke können die Interaktionen zwischen Kluftgrundwasserleiter und Vorfluter exemplarisch dokumentiert werden (Herrmann et al. 1989, Schöniger 1990, Schöniger 1996). Die Abb. 11.3 zeigt die topographischen Verhältnisse und die Beobachtungbrunnen sowie die Abflussmessstelle (AE0 = 0,76 km², geogr. Breite: 10°26 O, geogr. Länge: 51°50 N, Wasserbilanz 1985-96: hN = 1290 mm, hA = 574 mm, q = 6.639 l/(s km²)). Die Kluftgrundwasserreaktionen auf aktuell infiltrierendes Niederschlags- oder Schneeschmelzwasser sind in Abb. 11.4 für die Brunnen HKLU und HKLQ dargestellt.

Abb. 11.3: Untersuchungsgebiet Lange Bramke (Oberharz).
Abb. 11.4.: Kluftgrundwasserstände mit Niederschlag- und Abflusshöhen des WWJ 1990 am Mittelhangbereich (HKLU, oben) und am Hangfußbereich (HKLQ, unten).

Kluftgrundwasserreaktionen auf Systembelastungen mit Amplituden von mehr als 3 m im Mittelhangbereich bei Flurabständen von über 25 m Tiefe sind im paläozoischen Mittelgebirge keine Seltenheit. Auch in geologisch unterschiedlichen Einheiten (Riefensbeek, Gr. Schacht) sind ähnliche rasche Kluftgrundwasserreaktionen zu beobachten. Die Kluftgrundwasserleiter sind Speicher mit hohen Verweilzeiten. Über 80% der Gebietsabflusshöhen stammen aus diesen hydrologisch dynamischen Speichern, in denen das Wasser über Kluftsysteme und Störungen umgesetzt wird bzw. zirkuliert. Abb. 11.5 zeigt die Ganglinien für Niederschlag, Abfluss und den Kluftgrundwasserständen für das WWJ 1990.

Abb. 11.5: Tägliche Niederschlags- und Abflusshöhen mit Grundwasserstandsganglinien für HKLU (rot) und HKLQ (grün) für das WWJ 1990.

11.4.4 Karstaquifere

Karstgrundwasserleiter (Karstaquifere) kommen in verkarstetem Gestein vor. Einige Beispiele finden sich in Süddeutschland und auf dem Balkan. Eine besondere Art der Klüfte sind Karst-Hohlräume in den carbonatischen Gesteinen. Infolge der meist sehr verschiedenartigen chemischen Zusammensetzungen (Carbonate und häufig auch Sulfate von Calcium und Magnesium) und des dadurch bedingten ungleichmäßigen Lösevermögens des (zirkulierenden) CO2-haltigen Wassers sind in geologischen Zeitspannen entsprechend vielgestaltig-unregelmäßige Höhlräume, von schmalen Klüften bis zu gewaltigen Höhlen entstanden (DIN 4049).

Verkarstung beruht auf Kalklösung. Calciumcarbonat -> Calciumdicarbonat. Dolomit ist nicht verkarstungsfähig, da neben den leicht löslichen Ca-Ionen auch schwer lösliche Mg-Ionen vorliegen. Kalklösung ist temperaturabhängig nach dem Gesetz von Henry Dalton:

C O 2 gelöst = L · p · k

Dabei ist L ein temperaturabhängiger Austauschfaktor, p der CO2-Partialdruck und k = 1,964 eine Konstante. L und damit die Kalklöslichkeit nimmt bei steigender Temperatur ab (L(0°C)=1,713, L(10°C)=1,196, L(20°C)=0,878). Aber: in den Tropen liegen sehr starke Partialdrücke vor.

In Karstregionen besteht ein enger Zusammenhang zwischen Grund- und Oberflächenwasser (vgl. Donauversickerung!). Dies bedingt eine hohe Kontaminationsanfälligkeit.