8. Anhang

Siehe Tab. 8.1.

In diesem Anhang sind hydraulische Grundlageninformationen für unterschiedliche Abflusstypen und Fließpfade zusammengefasst, die z. B. zur Bestimmung der Konzentrationszeit eines Einzugsgebietes mit der Geschwindigkeitsmethode von Bedeutung sein können. Der Anhang gliedert sich nach den Abflusstypen in 1) Schichtabfluss, 2) Abfluss in Rinnen, Rillen und Hangmulden, 3) Abfluss in Gräben, teilgefüllten Rohren und anderen offenen Gerinnen, sowie in 4) Ansätze zur Bestimmung der Fließzeit durch Wasserkörper und Feuchtgebiete. Das letzte Unterkapitel 5) fasst Berechnungsansätze zur Bestimmung des hydraulischen Radius für unterschiedliche Gerinnetypen zusammen.

Eines der ältesten und einfachsten Verfahren zur Bestimmung des Scheitelabflusses ist das Verhältnis- oder Zeitbeiwertverfahren. Es ist im englischen Sprachraum als „rational method“ Ende des 19. Jahrhunderts bekannt geworden [32]. Variationen des Verfahrens sind weltweit verbreitet und werden aufgrund ihrer einfachen Handhabung auch heute noch zur Ermittlung von Scheitelabflüssen verwendet, z. B. bei der Dimensionierung von Kanalnetzen oder von Entwässerungsmaßnahmen an technischen Bauwerken [33].

Beim Verhältnisverfahren wird davon ausgegangen, dass es hinreichend ist, die Niederschlagsintensität als konstant anzunehmen, und dass die Niederschlagsdauer der Konzentrationszeit des Einzugsgebietes entspricht. Die (mittlere) Regenintensität wird als kritische Regenintensität bezeichnet (Erläuterung s. u.). Unter stationären Bedingungen ergibt sich der zu erwartende (ungünstigste) Scheitelabfluss (q_P) an einem definierten Gerinnequerschnitt dann aus dem Produkt von kritischer Regenintensität (i_D), Einzugsgebietsfläche (A) und einer landnutzungsspezifischen Verhältniszahl (σ).

wobei

Die Verhältniszahl σ ist dimensionslos und variiert zwischen 0 und 1. Trotz identischem Wertebereich und identischer Dimension entspricht σ nicht dem volumetrischen Abflussbeiwert Ψ. Während der Abflussbeiwert die Abflussmenge relativ zur Niederschlagshöhe angibt, ergibt sich σ beim Umstellen von Gl. 8.4 aus dem Verhältnis von Scheitelabflussrate zu Regenintensität multipliziert mit überregneter Fläche. Konzeptionell kann man sich die Verhältniszahl σ als den (undurchlässigen) Teil der Einzugsgebietsfläche vorstellen, der Abfluss bildet. Nach [32] kann σ entweder direkt durch Abschätzen des relevanten Flächenanteils oder aus Literaturwerten ermittelt werden (Tab. 8.5). Letztere gelten für den ungünstigsten Fall, bei dem die Niederschlagsdauer mit der Konzentrationszeit des Einzugsgebietes übereinstimmt. Entsprechend der Definition von σ ist die Massenbilanz beim Verhältnisverfahren nicht geschlossen. Daher es ist nicht möglich, mit der Methode auf das Wellenvolumen bzw. den volumetrischen Abflussbeiwert zu schließen. Dieser und weitere, mit dem Verhältnisverfahren verbundene Fallstricke, werden von [34] erläutert.

Das Verhältnisverfahren dient dazu, den für ein bestimmtes Wiederkehrintervall höchstmöglichen Scheitelabfluss zu bestimmen. Daher wird als kritische Regenintensität die maximal zu erwartende Niederschlagsrate angesetzt, die bei einem Regen auftreten kann, dessen Dauer (D) der Konzentrationszeit des Gebietes entspricht. Diese Annahme berücksichtigt den Umstand, dass die Niederschlagsintensität mit zunehmender Regendauer immer geringer wird. Zur Bestimmung der kritischen Regenintensität muss daher die Konzentrationszeit (t_C) bekannt sein. Dabei sollte t_C nach der Geschwindigkeitsmethode bestimmt werden, die in Abschn. 5.​3.​3 beschrieben ist.

Mithilfe von t_C kann die kritische Regenintensität aus KOSTRA-Daten [36] abgeleitet werden. Dazu wird für ein gewähltes Wiederkehrintervall und für die nächsthöhere Dauerstufe von t_C, sofern t_C < 2 h ist, die Regensumme ermittelt. Für t_C > 2 h gilt die Dauerstufe, die t_C am nächsten kommt. Der Quotient aus Regenmenge und Dauerstufe liefert die kritische Regenintensität. Ein Überblick über verschiedene, für weite Teile Süddeutschlands typische Größenordnungen von i_D ist in Tab. 8.6 gegeben.

Dem Verhältnisverfahren liegen die Annahmen zugrunde, dass Verhältniszahl, Niederschlagsintensität und Konzentrationszeit innerhalb des Einzugsgebietes konstant sind, weswegen sich der größte Abflussscheitel bei dem Regen einstellt, dessen Dauer der Konzentrationszeit entspricht. Praxiserfahrungen zeigen, dass diese Annahmen typischerweise nur in kleinen (<100 ha), einheitlich strukturierten Gebieten (z. B. gleichmäßige Verteilung versiegelter Fläche, homogene Fließpfadtopologie) mit Konzentrationszeiten zwischen 10 und 300 min zutreffen [35]. Hohe Unsicherheiten und Abweichungen in der Größe von 50 % und mehr gegenüber anderen Verfahren treten beim Verhältnisverfahren mitunter deswegen auf, da Verluste und Gebietsrückhalt vernachlässigt werden und keine spezifische Ermittlung des abflusswirksamen Niederschlags erfolgt.

Die übliche Anwendung des Verfahrens gliedert sich in folgende Arbeitsschritte:

Niederschlagsdaten spielen für die Quantifizierung von Wasserflüssen in der Landschaft eine zentrale Rolle, z. B. wenn ein historisches Hochwasserereignis rekonstruiert oder eine Maßnahme zum Wasserrückhalt dimensioniert werden soll. Je nach Fragestellung kommen dabei unterschiedliche Niederschlagsdaten zum Einsatz: Zur Rekonstruktion historischer Ereignisse werden idealerweise Messdaten verwendet. Die Dimensionierung von Maßnahmen orientiert sich dagegen meist an gebietsspezifischen Niederschlagsszenarien mit bestimmten statistischen Eigenschaften. Dafür werden i. d. R. synthetische Modellregen eingesetzt, für die unterschiedliche Möglichkeiten der Ableitung existieren.

In den Unterkapiteln werden zunächst allgemeine Kenngrößen, Grundlagen und Definitionen von Niederschlägen wiederholt. Im Anschluss folgt die Ableitung von Gebietsniederschlägen aus (historischen) Messdaten. Danach wird auf synthetische Modell- und Bemessungsregen eingegangen. Am Ende sind einige Beispiele zur Erstellung von Gebiets- und Modellregen und zur statistischen Einordnung extremer Niederschläge aufgeführt.

Eine Alternative zum CN-Verfahren zur Bestimmung der abflusswirksamen Niederschlagshöhe ist das Verfahren von Lutz [86]. Es berücksichtigt wesentliche Mechanismen und basiert auf Modellvorstellungen, die auch anderen Standardverfahren wie dem Konzept koaxialer Graphiken [87, 88] oder dem CN-Verfahren [89] zugrunde liegen. Die Ableitung des Verfahrens und die Schätzung der Variablen beruht auf Auswertung von 961 Niederschlag-Abfluss-Ereignissen aus 75 Einzugsgebieten in verschiedenen Regionen Deutschlands (Einzugsgebietsgröße 3–250 km²). Modifikationen des ursprünglichen Verfahrens und Vergleiche mit anderen Verfahren werden von [90] und [91] beschrieben. Da das Verfahren in der operationellen wasserwirtschaftlichen Praxis in Deutschland eine gewisse Bedeutung erlangt hat [92], wird es hier beschrieben.

Beim Lutz-Verfahren wird, wie beim CN-Verfahren, von einem gewissen Rückhalt zu Beginn eines Regens ausgegangen. Erst wenn der Niederschlag die Anfangsverluste übersteigt, fließt ein Teil des folgenden Regens ab. Die resultierende, abflusswirksame Niederschlagshöhe ergibt sich aus Standort- und ereignisspezifischen Eigenschaften: Berücksichtigt werden Anfangsverluste und ein maximaler Abflussbeiwert, die beide von der Landnutzung und hydrologischen Eigenschaften des Bodens abhängen, sowie ereignisspezifische Kenngrößen (Niederschlagshöhe, Vorfeuchte und Jahreszeit). Zudem verfügt das Modell über drei Parameter, die üblicherweise als Kalibriergrößen verwendet werden. Letztere stellen einen wesentlichen Unterschied zum CN-Verfahren dar, da sie eine Anpassung des Modells an gebietsspezifische Bedingungen ermöglichen. Der Einsatz von Kalibriergrößen birgt jedoch auch Nachteile, da die ursächlichen Gründe, die die Modellanpassung erfordern, meist im Unklaren bleiben. Zusätzlich sind lange Messreihen erforderlich, um die Kalibriergrößen robust zu bestimmen. Die Übertragung angepasster Modellparameter auf andere Gebiete, selbst auf Teilgebiete oder die Anwendung des Modells im Extrapolationsbereich ist damit streng genommen unzulässig.

Konzeptionell ergibt sich die abflusswirksame Niederschlagshöhe beim Lutz-Verfahren aus der Summe des von unbebauten (N_eff,U) und von bebauten Gebieten (N_eff,S) abfließenden Niederschlags (Gl. 8.7–8.9). Unbebaut ist dabei nicht landwirtschaftlich zu verstehen, sondern meint nicht-versiegelte Flächen. Auf unbebauten Flächen wird der abfließende Niederschlag aus zwei Komponenten ermittelt: Die erste ist statisch und durch den maximalen Abflussbeiwert definiert (linker Term von Gl. 8.8). Der maximale Abflussbeiwert ist der prozentuale Anteil des Niederschlags, der bei einem unendlich langen und großen Regen abfließt. In diesem Aspekt ähneln sich Lutz- und CN-Verfahren stark, da die von Lutz verwendeten Abflussbeiwerte aus CN-Werten abgeleitet wurden. Sie variieren in Abhängigkeit von Landnutzung, hydrologischer Bodenklasse und der Bewirtschaftungsweise und können Nachschlagetabellen (Tab. 8.12) entnommen werden. Die zweite Komponente des Modells (rechter Term von Gl. 8.8) trägt dem Umstand Rechnung, dass der Abflussanteil erst mit zunehmender Sättigung der Speicherkapazität des Bodens steigt. Hier gehen ereignisspezifische Variablen und gebietsspezifische Konstanten ein. Bei ungünstigen Bedingungen (z. B. undurchlässige Böden mit geringem Speichervermögen, spärliche Vegetationsbedeckung, hohe Vorfeuchte) wird der rechte Term klein und der Abfluss strebt gegen den vom linken Term definierten, maximal möglichen Abfluss. Bei günstigen Bedingungen (z. B. durchlässige Böden mit hohem Speichervermögen, hohe Vegetationsbedeckung, geringe Vorfeuchte) wird der rechte Term groß und der resultierende Abfluss in Folge gering. In bebauten Gebieten wird ein konstanter Abflussbeiwert verwendet und davon ausgegangen, dass nach Abdeckung des Anfangsverlustes der komplette Niederschlag abfließt (Gl. 8.9), wobei auch für diese Gleichung Variationen beschrieben sind, um beispielsweise den Versiegelungsgrad zu berücksichtigen [93].

Wobei

und

Hier sind:

Den größten Einfluss im ländlichen Raum haben der maximale Abflussbeiwert (Ψ_max) und der Proportionalitätsfaktor (a). Bei großem Faktor a strebt der zweite Term in der Klammer von Gl. 8.8 gegen null und der Abfluss wird durch den maximalen Abflussbeiwert bestimmt. Ein kleiner Faktor a reduziert dagegen den Abfluss bzw. erhöht den Rückhalt. Die Parameter a und Ψ_max sind gleichermaßen sensitiv und in ihrer Wirkung ähnlich wenn auch reziprok. Sie können sich zum Teil gegenseitig ersetzen (Abb. 8.14).

In ländlichen Einzugsgebieten ohne nennenswerte Bebauung und Straßen gilt N_eff,S = 0 und A_S = 0, wodurch Gl. 8.9 entfällt und Gl. 8.8 vereinfacht werden kann:

Die wesentlichen Einflussgrößen in dieser Gleichung sind der Gebietsniederschlag (N), der maximale Abflussbeiwert (Ψ_max) sowie der Proportionalitätsfaktor (a). Die Festlegung von Bemessungs- oder die Bestimmung von Gebietsniederschlägen ist in Abschn. 4.​4 und 8.4 beschrieben. Maximale Abflussbeiwerte können in Abhängigkeit von der hydrologischen Bodengruppe (vgl. Abschn. 8.6) und der Landnutzung aus Tab. 8.12 geschätzt werden. Anfangsverluste sind in Tab. 8.13 zusammengestellt. Treten in einem Gebiet unterschiedliche Bodengruppen und Landnutzungen auf, sind einheitliche Teilgebiete abzugrenzen. Die abflusswirksame Niederschlagshöhe ist für diese Teilgebiete getrennt zu ermitteln. Werden versiegelte Flächen berücksichtigt, wird der maximale Abflussbeiwert dort konstant mit Ψ_S = 1 angesetzt. Gleiches gilt für Wasserflächen, die analog zu versiegelten Gebieten behandelt werden. Um weitere, für spezielle Bedingungen maximale Abflussbeiwerte aus CN-Werten abzuleiten, kann die Gleichung in der Klammer (Ψ_max = 0,0118 · CN – 0,214) verwendet werden. Dies erfordert allerdings Umsicht, da das Lutz-Verfahren im Jahresverlauf wechselnde Abflussbedingungen (z. B. der Wechsel zwischen Brache und einer wachsenden Kultur und den wechselnden Abflussbedingungen innerhalb einer Kultur) nicht im maximalen Abflussbeiwert berücksichtigt, sondern in einer Wochenzahl, die für alle Landnutzungen einheitlich gilt. Würde man im Jahresverlauf wechselnde CN-Werte zur Ableitung des maximalen Abflussbeiwerts Ψ_max verwenden, würde der Jahresgang quasi doppelt berücksichtigt werden.

Die hydrologische Bodengruppe ist ein wichtiger Parameter zur Bestimmung des abflusswirksamen Niederschlags in verbreiteten Modellansätzen wie dem CN- oder dem Lutz-Verfahren. Das Konzept der hydrologischen Bodengruppe stammt aus den USA. In der Primärliteratur werden hydrologische Bodengruppen anhand ihres Versickerungsvermögens und ihrer Neigung zur Abflussbildung unterschieden [102, 103]. Dort werden Standorte entsprechend ihrer Wasserleitfähigkeit und dem Auftreten stauender Horizonte einer von vier Gruppen zugewiesen:

Für Deutschland existiert bisher keine einheitliche Karte der hydrologischen Bodengruppe, obwohl das CN- und das Lutz-Verfahren bereits seit den 1980er-Jahren weit verbreitet sind [61, 92]. Mögliche Ursachen sind, dass die bodenkundliche Datenbasis zwischen den Bundesländern variiert und auch, dass das aus den USA stammende Klassifizierungssystem nicht direkt übertragen werden kann. Zur Anwendung beider Verfahren muss die hydrologische Bodengruppe daher aus verfügbaren Bodeneigenschaften geschätzt oder aus Korngrößenanalysen ermittelt werden. Wegen des Fehlens einer deutschlandweiten Karte existieren heute unterschiedliche regionale Ableitungsverfahren und Karten der hydrologischen Bodengruppe – wenigstens für Reinland-Pfalz, Baden-Württemberg und Bayern –, die i. d. R. auf Anfrage über die jeweiligen Landesumweltämter verfügbar sind. Die aktuell in Bayern verfügbare Version (Stand 2019) basiert beispielsweise auf der Übersichtsbodenkarte 1:25.000. Sie ging aus einer Expertenschätzung hervor, bei der die Bodenart zunächst anhand einer Zuordnungstabelle aus [104] einer einzelnen hydrologischen Bodengruppen zugeordnet wurden (die Bodenart erlaubt Rückschlüsse auf die Korngrößenverteilung und damit auf die Wasserleitfähigkeit). Darauf aufbauend folgten weitere Klassifizierungsschritte, die Legendeneinträge und Angaben zu Oberboden und Deckschicht, Hydromorphologie, Relief, Rohbodenstandorten sowie die Lage von besiedelten Flächen und Gewässern, aber auch Spezialwissen aus einzelnen Regionen berücksichtigten.

Liegen keine Karten vor, lässt sich die hydrologische Bodengruppe auch aus einer Korngrößenanalyse oder der Reichsbodenschätzung ableiten. Dazu werden im Folgenden zwei Ansätze vorgeschlagen. Ein systematischer Vergleich und ihre Weiterentwicklung hin zu einem einheitlich anwendbaren und akzeptierten Verfahren sind anzustreben.

Der Verlauf von Wegen und Wegseitengräben beeinflusst die Entwässerung kleiner Einzugsgebiete maßgeblich. Die Probleme und Ansatzpunkte sind dabei besonders vielfältig und variieren in Abhängigkeit vom Wegeverlauf, der Topographie und der konstruktiven Bauausführung von Weg und Wegseitengraben. Sie werden hier nur schlaglichtartig beleuchtet.

Hinsichtlich des Wegverlaufs können grundsätzlich vier Fälle unterschieden werden (Abb. 8.15), die sich hydraulisch und hydrologisch unterschiedlich auswirken: Verläufe im oder nahe des Talwegs (1), höhenlinienparallele Wege (2), Wege auf dem Höhenrücken (3) und Wege mit einem Verlauf schräg zum Gefälle (4). Diese Differenzierung ist hilfreich, da sich die Größen der Wegeinzugsgebiete in Abhängigkeit vom Wegverlauf unterscheiden und da Abflussgeschwindigkeit und Bündelungswirkung mit dem Gefälle zunehmen.

Wie auf alten Flurkarten oder noch besser in Bodenschätzungsurkarten zu erkennen, wurden früher die Wege häufig entlang der Höhenrücken geführt, während in den feuchten Talmulden oft schmales Grünland lag (Abb. 8.16). Entlang der Höhenrücken sammelten die Wege wenig Wasser, brauchten deswegen nicht befestigt werden und erforderten wenig Unterhalt. Im Rahmen von privaten oder staatlichen Flurneuordnungen wurden dann die Wege häufig in die Talmulden gelegt und ersetzten dort das Grünland. Um die teuren Bauwerke zu schützen, wurden nun Wegseitengräben zur Wasserführung und Wegsicherung notwendig. Die stark abflussbremsende, weil hydraulisch raue und flach ausgeformte Talmulde wurde also verbreitet durch einen hydraulisch effizienten Graben ersetzt. Gleichzeitig liefert der befestigte Weg selbst auch mehr Abfluss, als es ein Spurweg mit wassergebundenen Spuren vorher getan hat. Die Umorganisation der Wege im ländlichen Raum und die damit geschaffenen Netze aus Wegseitengräben sind daher vielerorts ein wesentlicher Grund für das beschleunigte Abflussverhalten.

Im steilen Gelände, also besonders in forstlich genutzten Bereichen, erfordert die Anlage von Wegen oft tiefe Einschnitte in die Geländeoberfläche. Dies ist besonders dann der Fall, wenn – um die Befahrbarkeit zu verbessern – trotz steiler Neigung die Steigung des Weges gering sein soll. Durch den Einschnitt werden unterirdische Abflussbahnen (Zwischenabfluss) angeschnitten [108]. Die abflussmindernde Wirkung des Waldes beruht wesentlich darauf, dass bei ihm wenig Oberflächenabfluss, dafür aber viel Zwischenabfluss auftritt [54]. Der Zwischenabfluss fließt viel langsamer als der Oberflächenabfluss, was die Hochwasserwelle streckt und so den Scheitel mindert. Auf langen Hängen trägt meist nur der Zwischenabfluss des unteren Hangteils zum Hochwasserabfluss bei, weil der Zwischenabfluss aus dem Oberhang an durchlässigeren Stellen in tiefere Schichten versickern kann [109]. Wird der Bodenhorizont, in dem der Zwischenabfluss fließt, dagegen angeschnitten, so tritt der Zwischenabfluss in den Wegseitengraben über und wird rasch abgeleitet (Abb. 8.17). Die hochwassermindernde Wirkung eines Waldes kann reduziert oder durch das steile Terrain sogar umgekehrt werden, da die Abflusswelle ähnlich schnell wird wie die der agrarisch genutzten Gebiete, sodass sich beide Wellen ungünstig überlagern und sich die Scheitel addieren. Gerade in Wäldern kann der Wegebau daher enormen Einfluss auf die Gebietsentwässerung haben, was durch Messdaten aus dem Einzugsgebiet der Nahe in Rheinlandpfalz dokumentiert ist [110]. Ansätze zur Modellierung des Effektes sind von [108] und [111] beschrieben.

Beide Beispiele aus dem agrarischen bzw. dem forstlichen Raum zeigen, dass der Wegebau das Hochwassergeschehen im ländlichen Raum stark beeinflussen kann und stark beeinflusst hat. Hier besteht eine Verantwortung, aber auch Potenzial, um den Abfluss zu verlangsamen.

Wenn Wege in den ehemals begrünten Tiefenlinien geführt werden, ist die Funktion der begrünten Tiefenlinien so gut wie möglich wiederherzustellen. Dazu sollte der Wegseitengraben als breite, verkrautete Mulde ausgeführt werden und wichtiger noch, es sollten in regelmäßigen Abständen Verbindungsleitungen (z. B. tragfähige Rohre oder Sickerschichten durch das Planum, wenn wenig Feststofftransport zu erwarten ist) von der Berg- auf die Talseite installiert werden, um eine Durchgängigkeit in die Tiefenlinie zu gewährleisten (Abb. 8.18).

Wegabschnitte, die (quasi) parallel zum Hang verlaufen, verkürzen die effektive Hanglänge. Da unterhalb wieder flächenhaftes und damit besonders langsames Fließen beginnt, wird dort der Abfluss stark verlangsamt, was sich günstig auswirken kann. Entscheidend für ihre Wirkung ist aber, wie ihre Entwässerung gestaltet wird. Problematisch ist vor allem, wenn wegen der Steilheit des Geländes ein tiefer Einschnitt erforderlich wird und damit Zwischenabfluss exfiltrieren kann, oder wenn das vom Oberhang gesammelte Wasser gebündelt und damit schnell abgeleitet wird. Verlaufen hangparallele Wege durch Tiefenlinien, lassen sich dort durch Wegehöherlegungen mit geringem Aufwand kleine Rückhaltebecken anlegen (Abb. 8.19), die dieses Problem mindern oder lösen (siehe Abschn. 6.​4). Ideal ist, wenn eine Weiterleitung dann in einer begrünten Abflussmulde erfolgt.

Dieses Kapitel gibt praktische Hinweise und Empfehlungen zur Erfassung von Fließwegen im Gelände, besonders in landwirtschaftlich geprägten Gebieten bis zu einer Größe von etwa 5 maximal 10 km².

Als Grundlage werden idealerweise Luftbilder mit überlagerten Höhenlinien, Einzugsgebietsgrenzen, Gewässernetz und Flurstückgrenzen (im Maßstab 1:10.000) verwendet. Topographische Karten sind ebenfalls geeignet; die Verortung und Dokumentation von Strukturen wie Gräben oder Rohren ist in Luftbildern aber meist einfacher. Ein weiterer Vorteil von Luftbildern besteht darin, dass durch die Überlagerung mit den Flurstücken die Schläge schnell und einfach abgegrenzt und die Flächennutzungen abgeglichen werden können. Eine Darstellung der topographischen Wasserscheiden und ggf. auch digital abgeleiteter Fließwege erleichtert die Abgrenzung hydrologischer Einheiten im Feld, wobei die Gültigkeit der Wasserscheiden und Fließwege vor Ort zu prüfen ist, da Wege und Entwässerungsgräben oder Drainagen diese leicht verändern können. Weitere hilfreiche Datenquellen sind Drainagepläne, soweit am zuständigen Wasserwirtschaftsamt oder dem örtlichen Vermessungsamt vorhanden, die Bodenurschätzung³ aus den 1940er- und 1950er-Jahren, die Auskunft über (historische) Grünländer und (an)moorige Standortbedingungen gibt, sowie Auskünfte der Akteure vor Ort, wie Landwirte oder Mitarbeiter des örtlichen Bauhofs. Gerade Letztere sind durch den regelmäßigen Unterhalt der Wege und Gräben meist gut mit den örtlichen Gegebenheiten vertraut. Eine Zusammenstellung von Geodaten, die zur Bearbeitung typischer hydrologischer Fragestellungen hilfreich sind, kann Abschn. 8.9 entnommen werden.

Eine Kartierung sollte alle Elemente erfassen, die den Wasserfluss in der Fläche lenken oder beeinflussen können. Ein strukturiertes Vorgehen und die Verwendung eines an die örtlichen Gegebenheiten angepassten Kartierschlüssels (Abb. 8.20) sind hilfreich. Wichtige Elemente und Strukturen werden im Folgenden entsprechend ihrer Geometrie aufgeführt:

Für die Erfassung bietet sich an, das Gebiet in Teileinzugsgebiete zu untergliedern und von der Wasserscheide zum Gewässernetz oder in umgekehrter Richtung vorzugehen, um alle wesentlichen Entwässerungswege lückenlos zu erfassen. Wegseitengräben und Entwässerungssysteme wie Rohre und Drainagen (soweit ersichtlich) erfordern besondere Aufmerksamkeit, da sie Fließwege verkürzen können. Der beste Zeitraum für Geländeaufnahme ist außerhalb der Vegetationsperiode zwischen Oktober und April, wobei die Fließwege und -prozesse besonders bei der Schneeschmelze oder nach stärkeren Regenereignissen am besten erkennbar sind.

Aufbauend auf den im Feld erfassten Strukturen lassen sich Karten des aktuellen Zustands visualisieren. Sie stellen gleichzeitig eine sehr gute Basis zur Ableitung von Maßnahmen dar (Abb. 8.21). Idealerweise wird jedem im Gelände erfassten Element eine konkrete Maßnahmen- oder Handlungsempfehlung zugeordnet.

Geodaten stellen wichtige Informationen wie Eigenschaften und Verlauf von Fließpfaden oder Wasserscheiden und Einzugsgebietsgrößen bereit. Die relevanten Daten und Analyseschritte richten sich nach der Aufgabenstellung. Eine Übersicht typischer Datensätze und deren Bedeutung für hydrologische Fragestellungen fasst Tab. 8.19 zusammen. Auf eine Angabe der Bezugsquelle wurde verzichtet, da diese länderspezifisch variiert.

Zur Visualisierung und Bearbeitung von Geodaten sind hydrologische Analysewerkzeuge erforderlich. Geeignete, nicht-kommerzielle Geographische Informationssystem (GIS) sind beispielweise QGIS⁴ (mit GRASS GIS Integration), SAGA GIS⁵ oder die Whitebox Geospatial Analysis Tools (GAT)⁶ [114]. Hervorhebenswert sind vor allem Letztere, da sie nicht nur kompakt, plattformunabhängig und quelloffen sind, sie verfügen aktuell auch über die umfangreichsten Werkzeuge und Methoden zur Bearbeitung von Rasterdaten. Dadurch sind sie gerade für hydrologische Fragestellungen vielen kommerziellen GIS Produkten überlegen (Stand 2019).

CN-Werte lassen sich durch natürliche Regen oder künstliche Beregnungsversuche nur ermitteln, wenn dabei auch Oberflächenabfluss auftritt. In Beregnungsversuchen wählt man daher üblicherweise große Regenhöhen und große Regenintensitäten. Die Beregnungen, mit denen der Einfluss der Bedeckung auf die CN-Werte ermittelt worden war (vgl. Abb. 4.​3), hatten daher überwiegend eine Regenintensität von etwa 65 mm h⁻¹, die eine Stunde lang appliziert worden war. Es stellt sich daher die Frage, ob so ermittelte CN-Werte auch bei weniger extremen, eher realistischen Regen gültig sind. Von Wolfgarten [115] wurden Beregungsversuche bei unterschiedlicher Bodenbedeckung gemacht, die es erlauben, diese Frage zu prüfen. Im Speziellen applizierte er Regen mit einer Höhe von nur 12,5 mm in einer Viertelstunde, zwei Regen von 12,5 mm in jeweils einer Viertelstunde, die von einer fünfminütigen Pause unterbrochen waren (Gesamthöhe also 25 mm) und Regen, die auf stark verschlämmte Bodenoberflächen durch vorangegangene Regen appliziert wurden. Trotz dieser besonderen Situationen folgten die aus seinen Daten ermittelten CN-Werte weitgehend den Erwartungen von Gl. 4.​4 (Abb. 8.22). Die stark vorverschlämmten Flächen hatten CN-Werte, die am oberen Ende der Streubreite lagen, aber der Unterschied war relativ gering. Im Mittel waren die CN-Werte bei Vorverschlämmung um 3 höher. Bei sieben Beregnungen trat kein Oberflächenabfluss auf. Bei einer Regenhöhe von 12,5 mm ist das dann der Fall, wenn der CN-Wert unter 80 liegt. Daher treten in Abb. 8.22 für diese Regenhöhe keine kleineren CN-Werte auf, obwohl sie vorkamen, aber eben mangels Abfluss nicht bestimmt werden konnten. Dies erklärt auch, warum unter diesen Bedingungen nur CN-Werte oberhalb, aber nicht unterhalb von Gl. 4.​4 ermittelt werden konnten. Mit einer Regenhöhe von 25 mm lassen sich keine CN-Werte unter 67 ermitteln und traten daher auch nicht auf. Insgesamt ist Gl. 4.​4 aber offensichtlich in der Lage, CN-Werte für eine große Vielfalt an Bedingungen zu prognostizieren.

Bei natürlichen Regen ist eine Validierung der CN-Werte noch schwieriger. Zum einen sind die Regen nicht standardisiert, lassen sich also nur schwer vergleichen. Zum anderen sind sie häufig klein, wodurch sich kleine CN-Werte nicht oder nur unsicher berechnen lassen, da kein oder nur wenig Abfluss auftritt. In Folge wirken sich Fehler in der Niederschlags- und Abflussmessung oder Besonderheiten wie lokale Verdichtungen stark aus. Dennoch soll eine Validierung an einem kleinen Datensatz gezeigt werden, der Dikau [116] entnommen wurde.

Der Datensatz stammt von einer 720 m² großen, 60 m langen, 21 % geneigten Parzelle, auf der Wintergerste wuchs. Während der Vegetationsperiode lösten 25 Regen Abfluss aus. Der kleinste Regen, der Abfluss auslöste, hatte 2,6 mm (im März). Die beiden größten Abflüsse, die keinen Abfluss erzeugten, hatten 49 mm. Sie traten einmal im Juni und einmal im Juli auf, weswegen in diesen beiden Monaten kein CN-Wert errechnet werden kann. Für diese beiden Monate kann daher nur der CN-Wert berechnet werden, der mindestens unterschritten wird. Aus den Abflüssen wurden CN-Werte berechnete und zu Monatsmitteln zusammengefasst. Zusätzlich wurden nach dem in Kap. 4 beschriebenen Verfahren die monatlichen CN-Werte aus der Bedeckung vorhergesagt. Es wurde dazu der mittlere Jahresgang der Bodenbedeckung von Wintergerste nach [97] zugrunde gelegt. Analog zu Kap. 4 wurde in den Monaten November bis März eine Bodenfeuchte nahe der Feldkapazität, in den Monaten ab Mai eine Bodenfeuchte nahe 50 % Feldkapazität und im April ein dazwischenliegender Wert angenommen. Vergleicht man die aus Abflussmessungen berechneten CN-Werte mit den aus der Bedeckung vorhergesagten, so zeigt sich eine bemerkenswerte Übereinstimmung im Jahresgang (Abb. 8.23). Die vorhergesagten Werte liegen etwas unter den gemessenen. Dies ist darauf zurückzuführen, dass die Regen zu klein waren, um kleinere CN-Werte ermitteln zu können. Nur bei Regen, bei denen aufgrund besonderer Umstände, z. B. einer hohen Intensität, Oberflächenabfluss auftrat, gingen in die Berechnung ein. Teilweise gab es wesentlich größere Regen, bei denen kein Abfluss auftrat. Da bei diesen Regen kein CN-Wert errechnet werden kann, können diese Regen auch nicht in die Mittelwertbildung aufgenommen werden. Dies verschiebt den Mittelwert fälschlich nach oben. Ungeachtet dieser typischen Schwierigkeit bei der Auswertung natürlicher Regen zeigt sich aber, wie auch schon in der Modellierung der Infiltration durch [117], dass die Bedeckung einen dominanten Einfluss auf die Abflussbildung hat und daher zur Prognose der CN-Werte verwendet werden kann.

Die aus der Bedeckung vorhergesagten CN-Werte, die mit den Messwerten gut übereinstimmen, legen eine verschlämmungsgesteuerte Infiltration nahe. Dies deckt sich mit einer umfangreichen mechanistischen Modellierung des Oberflächenabflusses aller Datensätze von Dikau [116], bei der die durch die Bedeckung gesteuerte Verschlämmung wesentlich für die Abflussentstehung war [117]. Dazu wurde das die Verschlämmung abbildende Modell HKIN [118, 119] verwendet, aber auch andere Modelle, denen andere Modellvorstellungen zugrunde liegen, wie das mit Sättigungsflächen arbeitende TOPMODEL [120] oder das Modell NASIM [121], das die Infiltration bodenfeuchteabhängig berechnet. Eine verschlämmungsgesteuerte Infiltration erklärte bei diesen Modellierungen die Messwerte gut, auch wenn in einzelnen Fällen Schneeschmelze, Zwischenabfluss und Makroporenfluss ebenfalls eine Rolle spielten [117].

In Tab. 4.​2, in der die Jahresgänge der CN-Werte verschiedener Landnutzungen zusammengestellt sind, fällt auf, dass der Jahresgang für Wald deutlich weniger ausgeprägt ist als bei Ackerkulturen. Dies verwundert nicht, nachdem bei Wald – besonders bei hohem Nadelbaumanteil – die jahreszeitliche Variation der Abflussdisposition fast nur durch den Jahresgang der Bodenfeuchte bedingt wird, da selbst bei Laubbäumen im unbelaubten Zustand eine Bodenbedeckung durch Streu gegeben ist. In Tab. 4.​2 ist daher nur ein mittlerer Jahresgang der Bodenfeuchte berücksichtigt. Wenig überraschend ist der Wald deutlich abflussmindernder als Ackerflächen, wenn die Ackerflächen wenig bedeckt sind. Allerdings dreht sich das Bild in Zeiten, in denen Ackerflächen sehr gut bedeckt sind, wegen des wenig ausgeprägten Jahresgangs von Wald um. Es gibt wenig Datensätze, die diese etwas überraschende Einstufung unter deutschen Bedingungen überprüfen lassen. Tempel [110] hat mehrjährig zwei Waldeinzugsgebiete im Hunsrück gemessen und die Messwerte auch mit einem physikalisch basierten Modell (MMS/PRMS, [122‐124]) nachvollzogen. Diese Modellierung hat den Vorteil, dass sie es erlaubt, zwischen echtem Oberflächenabfluss und exfiltrierendem Zwischenabfluss zu trennen. Von Tempel [110] werden die Messwerte nicht und auch die Modellierungsergebnisse nur als Monatssummen mitgeteilt. Berechnet man CN-Werte aus Monatssummen statt aus Ereigniswerten, führt dies zu CN-Werten, die wesentlich zu niedrig sind, weil auch alle kleinen, vollständig infiltrierenden Regen dem abflussauslösenden Niederschlag angerechnet werden. Allerdings ist bei Wald eine Zuordnung des Abflusses zu einem Regenereignis auch wegen des langsamen Abflusses schwierig. Dadurch fällt möglicherweise bereits der nächste Regen, während der Abfluss des vorhergehenden Regens noch nicht beendet ist. Dies wird besonders dann häufig der Fall sein, wenn exfiltrierender Zwischenabfluss, der noch langsamer fließt als echter Oberflächenabfluss, eine bedeutende Rolle einnimmt. Dies war bei den beiden Einzugsgebieten der Fall, wodurch eine korrekte Zuordnung von Regen und Abfluss praktisch nicht mehr möglich und die Unterschätzung der CN-Werte bei Verwendung von Monatssummen kaum zu vermeiden ist. Trotz dieser prinzipiellen Schwierigkeiten sollte durch die Monatssummen der Jahresgang noch hinreichend aufgelöst werden, auch wenn die Tendenz zur Unterschätzung der CN-Werte bestehen bleibt.

Eine weitere, grundsätzliche Schwierigkeit bei der Modellierung des Oberflächenabflusses, gerade von Waldgebieten, ist die große Standortheterogenität. In Waldgebieten ist sie meist wesentlich ausgeprägter als in landwirtschaftlich genutzten Gebieten. Die Böden der Untersuchungsgebiete von Tempel [110] entsprachen in den Kamm- und Oberhanglagen der hydrologischen Bodengruppe A. Große Teile des Mittelhanges gehörten zur Bodengruppe B, und der Unterhang, der durch Hangzugswasser dauerhaft feucht, teilweise pseudovergleyt und auch wesentlich feinkörniger war, entsprach Bodengruppe C. In Abb. 8.24 sind daher die empfohlenen Jahresgänge der CN-Werte von Wald für alle drei Bodengruppen eingetragen und mit den aus den Daten von Tempel [110] berechneten Werten verglichen. Die nur aus dem Oberflächenabfluss berechneten CN-Werte liegen in den Sommermonaten nahe bei den für die hydrologische Bodengruppe B vorausgesagten Werten, während sie in den Wintermonaten unter der Vorhersage liegen. Nimmt man auch noch den Zwischenabfluss bei der Berechnung hinzu, ändert sich in den Sommermonaten wenig, in den Wintermonaten steigen die CN-Werte aber deutlich an. Insgesamt liegen dann die aus den Daten von Tempel [110] berechneten CN-Werte in allen Monaten etwa in dem Bereich, der für die hydrologischen Bodengruppen B und C erwartet werden kann. Ein wesentlicher Konflikt mit den empfohlenen CN-Werten ist nicht erkennbar.

Das CN-Modell ist ein Ereignismodell und ein häufiger Fehler in seiner Anwendung resultiert daraus, dass zeitlich nah aufeinanderfolgende Regen als getrennte Ereignisse betrachtet werden. Allerdings ist nirgends definiert, wodurch ein Ereignis vom nächsten Ereignis abzutrennen ist, wie das z. B. bei der Definition von Erosionsereignissen gegeben ist, wo innerhalb eines Ereignisses regenfreie Perioden von bis zu 6 h möglich sind [79, 125]. Bei der Definition von Ereignissen ist wichtig, dass mit jedem neuen Ereignis wieder Anfangsverluste (0,2 · S) (vgl. Abschn. 4.​3) berücksichtigt werden, während dies bei einer Fortsetzung des vorhergegangenen Regens nicht der Fall ist. Dies bedeutet, dass nach dem vorhergehenden Ereignis genug Zeit verstrichen sein muss, damit der Speicher, der den Anfangsverlust bewirkt (Interzeption durch Pflanzen, Speicherung auf der Bodenoberfläche durch die Mikrotopographie und Speicherung im Oberboden) wieder soweit entleert ist, dass er für eine erneute Befüllung bereitsteht. Folgt ein Regentag auf einen Regentag, so ist die Evapotranspiration und die Umverteilung innerhalb des Bodens meist zu gering, um den Oberbodenspeicher wieder zu entleeren, der am meisten zum Anfangsverlust beiträgt. Daher tritt kaum ein Anfangsverlust auf, wenn ein Regentag auf einen Regentag folgt und der Folgeregen muss als Fortsetzung des ersten Regens angesehen werden. Dies zeigt sich schön bei Beregnungsversuchen. Die in den 1960er-Jahren in den USA etablierte [126, 127] und in der Folge dann auch in Deutschland eingesetzte Methodik [128, 129] sieht einen sogenannten Trockenlauf am ersten Tag, einen sogenannten Feuchtlauf 24 h später und einen Nasslauf nach einer weiteren, meist halbstündigen Pause vor.

Unter anderem wurden von Martin [130] viele solche Beregnungszyklen zu unterschiedlichen Jahreszeiten auf 32 sehr unterschiedlichen Böden, vom Dünensand bis zum schwerem Ton, durchgeführt. Die Daten wurden später zusammen mit weiteren Beregnungsdaten in einer frei zugänglichen Datenbank veröffentlicht [99‐101]. Hier wird der erste Datensatz aus den Juli-Beregnungen von [130] gezeigt. Dabei handelt es sich um eine kolluvial überprägte Parabraunerde aus Löß bei Straubing in Bayern, ein sogenannter Weißlehm. Martin hatte hier am ersten Tag etwa 40 mm in 40 min appliziert, was nach der Definition des Deutschen Wetterdienstes einem heftigen Starkregen entspricht. Am nächsten Tag folgte ein halbstündiger Feuchtlauf mit 23 mm und nach einer halben Stunde Pause ein 15-min Nasslauf mit weiteren 16 mm. Die Regen fanden an Schönwettertagen statt. Daher ist zunächst auf Grund der für Beregnungsversuche geringen Menge des Trockenlaufs und der hohen Verdunstung im Juli von einer besonders schnellen Regeneration des Anfangsspeichers auszugehen. Es wurden ja nur die Parzellen beregnet, während die Umgebung trocken blieb. Dennoch zeigen die Messergebnisse deutlich, dass Feucht- und Nasslauf keine eigenständigen Ereignisse sind, sondern als Fortsetzung des Trockenlaufs angesehen werden müssen. Modelliert man alle drei Beregnungen als ein durch Pausen unterbrochenes Ereignis mit dem CN-Modell, wobei ein CN-Wert von 86 zugrunde gelegt wurde, dann überlagern sich Modellierung und Messung nahezu perfekt (Abb. 8.25 a). Dies gilt für jeden einzelnen Lauf. Am Ende des Trockenlaufs (gemessener Abfluss 16 mm) ist der berechnete Abfluss nur 2 mm niedriger, am Ende des Feuchtlaufs (gemessener kumulierter Abfluss 31 mm) beträgt der berechnete Abfluss ebenfalls 31 mm und am Ende des Nasslaufs (gemessener kumulierter Abfluss 42 mm) beträgt der berechnete Abfluss 45 mm.

Behandelt man dagegen die drei Läufe als unabhängige Regen, bleibt die Modellierung und damit die gute Übereinstimmung beim Trockenlauf gleich, beim Feucht- und Nasslauf werden aber die Abflussmengen grob unterschätzt. Statt der gemessenen 15 mm im Feuchtlauf werden nur 4 mm berechnet und statt der gemessenen 12 mm in Nasslauf wird nur 1 mm errechnet (Abb. 8.25b).

Dies ändert sich auch nicht grundsätzlich, wenn die CN-Werte für den Feucht- und Nasslauf mit Hilfe von Gl. 4.​3 entsprechend der nun höheren Bodenfeuchte angepasst werden. Zwar steigt dann der CN-Wert von 86 im Trockenlauf auf 93 im Feuchtlauf und auf 94 im Nasslauf und die Diskrepanzen zu den gemessenen Abflüssen werden geringer, aber das grundsätzliche Problem bleibt weiterbestehen. Im Nasslauf werden dann trotz des hohen CN-Wertes nur 5 mm Abfluss erwartet, obwohl 12 mm abgeflossen sind (Abb. 8.25c).

Abb. 8.25b und c zeigen deutlich, dass bei einer individuellen Betrachtung der einzelnen Regen der Anfangsverlust die wesentliche Ursache für diese Fehleinschätzung ist. Die berechneten Abflusskurven beginnen wesentlich später als die gemessenen Abflüsse und können daher auch nicht so hohe Abflusssummen erreichen. Im Feuchtlauf wurde bereits nach 51 s der erste Oberflächenabfluss gemessen und beim Nasslauf sogar schon nach 30 s während es im Trockenlauf 499 s (8,3 min) gedauert hatte. Auch dies wird in dem speziellen Fall nahezu perfekt vom CN-Modell vorhergesagt, bei dem Abfluss nach 495 s auftritt. Die Verzögerungen im Feucht- und Nasslauf beruhen nur darauf, dass zunächst ein Abflussfilm aufgebaut werden muss, bis es überhaupt zum Abfluss kommt. Rechnerisch ergibt sich aus der Anfangsverzögerung beim Feuchtlauf eine Schichtdicke von 1 mm und beim Feuchtlauf eine Schichtdicke von 0,5 mm. Dieses Oberflächenwasser fließt aber nach Regenende ebenfalls ab (s. a. [129]). Aus dem Nachfluss errechnen sich ebenfalls Schichtdicken von ca. 0,5 mm.

Das gleiche Verhalten wie bei dem in Abb. 8.25 beregneten Boden trat bei nahezu allen von Martin [130] beregneten 32 Böden und bei allen seinen 96 Beregnungszyklen mit je drei Läufen auf. Auch bei den übrigen in der Datenbank [99‐101] enthaltenen Beregnungen, sofern sie mehrere Läufe umfassten, trat dieses Verhalten auf (siehe beispielsweise auch die Abbildung in [129]). Kurz aufeinanderfolgende Regen müssen daher zwingend als ein Ereignis aufgefasst und gemeinsam berechnet werden. Sie über eine höhere Bodenfeuchte mit Hilfe von Gl. 4.​3 abzubilden ist dagegen unzureichend (Abb. 8.25), wird dem Mechanismus nicht gerecht und ist wohl eine verbreitete Ursache für systematische Fehler in der Anwendung des CN-Verfahrens.

Es stellt sich die Frage, wie groß die Regenpause sein muss, damit ein Folgeregen als unabhängiges Ereignis betrachtet werden kann. Da die Fehleinschätzung nicht aus einer Unterschätzung des CN-Wertes resultierte, sondern aus einer Überschätzung des Anfangsabzugs, ist dazu die Frage zu beantworten, wann der den Anfangsabzug verursachende Speicher wieder zur Verfügung steht. Bei dem in Abb. 8.25 dargestellten Ereignis infiltrierten 25 mm von den im Trockenlauf applizierten 40 mm. Unterstellt man im Juli eine tägliche Verdunstung von 5 mm d⁻¹, könnte der Anfangsspeicher nach fünf Tagen wieder zur Verfügung stehen. Nach drei Tagen ist vielleicht die Hälfte des Anfangsspeichers wieder verfügbar. Den Anfangsverlust von 0,2 S auf 0,1 S zu vermindern, wäre dann eine einfach umsetzbare Lösung in dieser Zwischenzeit. Eine Feuchtekorrektur des CN-Wertes sollte dann aber nicht vorgenommen werden. Die eignet sich dagegen besser, um hohe Bodenfeuchte zu berücksichtigen, die nicht durch abflussauslösende Starkregen hervorgerufen wurden. Solche Bedingungen sind besonders im Winterhalbjahr wegen der dann geringen Evapotranspiration gegeben.