Den gesamten Wasservorrat der Erde einschließlich Schnee und Eis schätzt man auf rund 1,4 Milliarden Kubikkilometer. Davon sind jedoch nur etwa 3,5 Prozent uneingeschränkt nutzbares Süßwasser, und wiederum lediglich ungefähr die Hälfte davon fließt unterirdisch. Als begrenzte Ressource mit oft zentraler Bedeutung für die regionale Trink- und Brauchwasserversorgung steht dieses Grundwasser in den meisten Ländern unter besonderem Schutz: in trockenen (ariden) Gebieten vor allem durch Begrenzung der Entnahme, in feuchten (humiden) insbesondere hinsichtlich seiner Qualität, das heißt vor allem durch Vorsorge gegen Schadstoffeinträge.
Die Bundesrepublik entnimmt fast 80 Prozent des Trinkwassers aus diesem Vorkommen – weltweit ist das einer der Spitzensätze. Da hierzulande praktisch alle Haushalte an die öffentliche Versorgung angeschlossen sind und pro Kopf und Tag etwa 150 Liter verbrauchen, kommt jedermann direkt oder indirekt auch mit Grundwasser in Kontakt.
Die wesentlichen Vorteile dieser lebenswichtigen Ressource sind das regional oft erhebliche Vorratsvolumen, die meist geringen Gewinnungskosten – vor allem, wenn eine teure Aufbereitung entfällt – und der natürliche Schutz durch die Bodenüberdeckung. Allerdings sind damit zugleich die wesentlichen Nachteile erkennbar: Wenn ein Reservoir mit Schadstoffen kontaminiert wurde, ist die Sanierung meist langwierig und aufwendig, mitunter gar nicht mehr möglich.
Vor allem der früher recht sorglose Umgang mit organischen Lösemitteln in der metallverarbeitenden Industrie, mit Kraftstoffen in Raffineriebetrieben und Tankstellen sowie mit Teer und Teeröl in den städtischen Gaswerken hat Altlasten hinterlassen. Des weiteren beeinträchtigt die intensive Landbewirtschaftung mit dem in früheren Jahren teilweise massiven Einsatz von Herbiziden und Insektiziden sowie die noch vielfach übliche Düngung der Felder mit Gülle vielerorts die Grundwasserqualität erheblich. Wie die seit Mitte der achtziger Jahre in den europäischen Ländern und in Nordamerika regelmäßig durchgeführten Wasseranalysen zeigen, hat auch der inzwischen deutlich verbesserte Schutz diese Probleme bisher kaum vermindert.

Der Wasserkreislauf

Grundwasser entsteht zum größten Teil aus demjenigen Anteil der Niederschläge, die in den Boden und durch die sogenannte ungesättigte Zone versickern (Bild 1). Diese kann etwa in der Nähe eines Flusses wenige Dezimeter dick, sonst aber sehr viel mächtiger sein.
In humiden Gebieten wie der Bundesrepublik bilden durchschnittlich mehr als ein Drittel des Regens und schmelzenden Schnees pro Jahr neues Grundwasser, während der Großteil oberflächlich verdunstet oder in Flüsse, Seen, Kanalisation oder Meere abfließt. Bei einem für Deutschland typischen Jahresniederschlag von 600 bis 900 Millimetern ergibt das eine Grundwasserneubildung von 200 bis 300 Litern pro Quadratmeter.
Stellenweise findet sich auch fossil genanntes Grundwasser in tiefen Schichten, das sich in früheren feuchten Klimaperioden gebildet hat und nur begrenzt mit dem Wasserkreislauf in Verbindung steht. Bei Entnahme kann es sich also kaum erneuern. Größere Vorkommen wurden zum Beispiel in der Sahara, in Saudi-Arabien und Zentral-Australien nachgewiesen.

Grundwasserleiter

Die wasserführenden Schichten der oberen Erdkruste, auch Grundwasserleiter oder Aquifere genannt, können den versickerten Regen aus einem oder mehreren Jahren, mitunter sogar aus mehreren Jahrzehnten aufnehmen. Ausschlaggebend dafür sind hydrogeologische Standortbedingungen: Parameter der Geometrie wie Ausdehnung und Mächtigkeit der wasserführenden Gesteine, Merkmale ihrer Beschaffenheit wie Porosität und Durchlässigkeit sowie die Topographie des Geländes.
Grundsätzlich unterscheidet man zwischen Locker- und Festgestein-Aquiferen. Typisch für erstere ist beispielsweise eine Serie von Sand- und Kieslagen, wie sie vor allem in Flußtälern vorzufinden sind. Das Wasser zirkuliert im Porenhohlraum, der meist zwischen etwa 5 und 35 Prozent des gesamten Volumens ausmacht (Bild 2 oben links). Beim Festgestein-Aquifer, etwa einem geklüfteten Granit oder Sandstein, haben Hohlräume oft weniger als ein Prozent Anteil (Bild 2 oben Mitte). Eine Besonderheit sind Karst-Aquifere: Aufgrund der guten Wasserlöslichkeit von Kalk und Gips können große Hohlräume, sogar komplette Höhlensysteme entstehen (Bild 2 rechts).
Die Grundwasser-Oberfläche liegt an der Grenze zwischen lufthaltigem und wassergesättigtem Boden; die Aquifersohle als untere Begrenzung wird von einer undurchlässigen Schicht gebildet. Wechseln außerdem durchlässige und undurchlässige Schichten mehrfach ab, spricht man von Stockwerken, die Grundwasser verschiedener Art und Herkunft führen können.
Angetrieben durch die Neubildung fließt Grundwasser langsam, in der Regel mit wenigen Dezimetern pro Tag. Man bestimmt die Fließrichtung aus Messungen des Grundwasserspiegels in Bohrungen, Quellen, Flüssen, Seen und auch im Meer. Meist folgt sie in erster Näherung der Geländemorphologie und weist in Richtung des steilsten Gefälles des Grundwasserspiegels; die Fließgeschwindigkeit ist dabei proportional zu diesem Gefälle und zur hydraulischen Durchlässigkeit des Gesteins. Diesen Zusammenhang eruierte 1856 der französische Ingenieur Henry Darcy (1803 bis 1858) empirisch in seinem Labor in Dijon und legte damit die Grundlage vieler hydrogeologischer Betrachtungen und Analysen.

Problematische Heterogenität

Im allgemeinen variieren die natürlichen Gefälle des Grundwasserspiegels um ein bis zehn Meter auf einen Kilometer Fließstrecke. Hingegen kann die Durchlässigkeit je nach Gestein um bis zu zwölf Größenordnungen schwanken (Bild 2), zumal praktisch alle Grundwasserleiter aufgrund ihrer Entstehungsgeschichte mehr oder weniger heterogen aufgebaut sind. Eine detaillierte hydrogeologische Charakterisierung wäre somit sehr wichtig, doch stehen meist nur Daten weniger Bohrungen zur Verfügung; so gewinnt man lediglich recht unsichere Geometrieparameter und hydraulische Kennwerte für den Bereich zwischen den Meßstellen.
Am Beispiel einer Kiesgrube in Süddeutschland möchte ich modellhaft einige Grundprobleme und Lösungsansätze beschreiben, die auch für weit größere Aquifere gelten. Der komplexe Aufbau der Ablagerungen ist typisch für Lockergestein-Aquifere, wie sie in heutigen Flußtälern vorherrschen (Bild 3 a). Die Analyse ist freilich einfacher als die realer Grundwasserleiter mittels Bohrungen, denn man erhält bereits mit wenigen Proben und durch Bildverarbeitung ein vollständiges Abbild der Sedimentstrukturen und damit eine räumliche Verteilung der Durchlässigkeiten (Bild 3 b); aufgrund der starken Wertevariation erfolgt die Darstellung im logarithmischen Maßstab. Die spärlichen Informationen aus einigen wenigen Bohrungen ermöglichen hingegen kaum, ein exaktes geologisches Profil zu erstellen (Bild 3 c).
Anhand der geometrischen Analyse haben wir die Grundwasserströmung durch den photographierten Ausschnitt mit einem numerischen Strömungsmodell aus etwa 200000 Elementen simuliert; so ließen sich die einzelnen Grundwasser-Fließpfade berechnen (Bild 3 d). Es zeigt sich, daß hochdurchlässige Kiesbereiche stärker durchflossen, gering durchlässige Feinsandlagen eher umströmt werden.
Diese Erkenntnis hat generell und besonders für die Reinigung kontaminierter Grundwasserleiter große Bedeutung: Wenn Schadstoffe, die etwa aus undichten Deponien oder lecken Industrieanlagen in den Boden versickern, im Laufe der Jahre auch in gering durchlässige Schichten eingedrungen sind, kann zirkulierendes Grundwasser sie kaum noch erreichen; Durchspülen des Untergrundes beziehungsweise Abpumpen des kontaminierten Wassers ist deshalb wenig effizient – die Heterogenität des Untergrundes ist eine der Hauptursachen für das vielfach beobachtete Versagen herkömmlicher Sanierungmaßnahmen.
Anders als im vorgestellten Modellfall stehen, wie erwähnt, in der Praxis nur lückenhafte Daten zur Konstruktion geologischer Profile zur Verfügung, und die komplexen Verhältnisse im Untergrund werden somit mehr oder weniger stark vereinfacht dargestellt. Hier können beispielsweise geostatistische Verfahren helfen, die Interpretationsunsicherheit zumindest zu quantifizieren. Sie setzen allerdings zum einen voraus, daß die Variabilität des Aquifermaterials an den Bohrungen auch für den dazwischen liegenden Bereich repräsentativ ist, zum andern, daß die räumliche Ausdehnung der zu untersuchenden Sedimentstrukturen gewissen statistischen Gesetzmäßigkeiten unterliegt. Unter diesen Annahmen lassen sich anhand der punktuellen Meßwerte praktisch unendlich viele statistisch äquivalente Varianten der möglichen Verteilungen von Kenndaten des Untergrunds zwischen den Bohrungen erzeugen (Bild 3 e). An den Meßstellen selbst stimmen berechnete und aufgenommene Daten überein.
Sucht man nun beispielsweise die Wirksamkeit einer geplanten Sanierungsmaßnahme abzuschätzen, läßt sich die Ungenauigkeit der Ergebnisse anhand der Schwankungsbreite der einzelnen Varianten angeben. Das Resultat würde dann beispielsweise nicht lauten "Der Grundwasserleiter wird in zehn Jahren abgereinigt sein", sondern "mit einer Wahrscheinlichkeit von 90 Prozent in einem Zeitraum zwischen 5 und 25 Jahren". Die große Unsicherheit der Prognose zeigt in diesem Beispiel den noch unbefriedigenden Kenntnisstand der Untersuchungen an, ist aber gerade deshalb für denjenigen, der über die Wirtschaftlichkeit einer Maßnahme zu entscheiden hat, eine wichtige Zusatzinformation.

Hydraulische und geophysikalische Methoden

Außer der Auswertung von Bohrungen gibt es weitere Möglichkeiten zur Untergrunderkundung. Zum einen liefern hydraulische Verfahren meist über Distanzen von mehreren zehn Metern gemittelte Kennwerte. Dazu pumpt man Grundwasser kontrolliert ab und beobachtet gleichzeitig die Veränderungen des Spiegels. Ferner kann man an einer oder an mehreren Stellen einen Markierungsstoff in das Grundwasser geben und seine Ankunft unterstromig registrieren, um Fließrichtung und Fließgeschwindigkeit zu erschließen. Allerdings mißlingt das, wenn mangels hydrogeologischer Detailkenntnis der Heterogenität des Aquifers die Meßstellen falsch plaziert werden. Im Karst wurde immerhin mit einem Salz des Fluoresceins (Handelsname Uranin), dessen Fluoreszenz noch bei einer Verdünnung von 1 zu 100 Millionen im Sonnenlicht gut wahrnehmbar ist, schon 1877 die Donau-Versickerung aufgeklärt, durch die der Fluß unterirdisch durch die Schwäbische Alb Wasser an die Radolfzeller Aach und damit an den Rhein verliert.
Indirekte Methoden bestimmen die hydraulische Durchlässigkeit des Untergrunds nicht unmittelbar, sondern einen damit korrelierten Parameter. Ein solches geophysikalisches Verfahren, das in den letzten Jahren große Fortschritte gemacht hat, ist die seismische Tomographie. Dafür erzeugt man in vorhandenen Bohrungen beziehungsweise auch an der Erdoberfläche Druckwellen und registriert deren Geschwindigkeit mit Geophonen. Ähnlich wie in der medizinischen Tomographie beschallt man den Gesteinskörper aus verschiedenen Winkeln. An dem genannten Beispiel einer Kiesgrubenwand läßt sich zeigen, daß horizontal ausgerichtete, gering durchlässige Schichten gut zu detektieren sind, wenngleich sehr gut durchlässige nur in der Bildmitte herauskommen (Bild 4). Somit vermittelt das Verfahren schnell und kostengünstig ein räumlich differenziertes Abbild des Untergrundes, das allerdings nicht die Auflösung einer Photographie erreichen kann.


Aus: Spektrum der Wissenschaft 4 / 1998, Seite 86
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