Ermittlung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate ...

Ermittlung der flächendifferenzierten 

Grundwasserneubildungsrate in Südost-Holstein nach 

verschiedenen Verfahren unter Verwendung eines 

Geoinformationssystems 

Inauguraldissertation im 

Fachbereiches Geowissenschaften 

der 

Freien Universität Berlin 

vorgelegt von: 

Tammo Meyer 

und 

Maja Tesmer 

Berlin 2000

dissertation.de - Verlag im Internet GmbH 

Sonderausgabe des Werkes mit der ISBN-Nummer: 3-89825-243-4 

Inauguraldissertation an der Freien Universität Berlin 

Fachbereich Geowissenschaften 

D188 

dissertation.de - Verlag im Internet GmbH 

Fritschestr. 68 

10 585 Berlin 

E-Mail: dissertation.de@snafu.de 

URL: http://www.dissertation.de

Kurzfassung 

Die durchgeführten Arbeiten standen im engen Zusammenhang mit Untersuchungen 

des Landesamtes für Natur und Umwelt des Landes Schleswig-Holsteins (LANU) zur 

Ermittlung des Grundwasserdargebotes. Ziel des Forschungs- und Entwicklungsvorhabens 

(F & E) war es, die flächendifferenzierte Grundwasserneubildungsrate für 

ein Gebiet von 1290 km 2 zu erheben. 

Um eine zuverlässige Berechnung der Grundwasserneubildungsrate zu ermöglichen, 

wurden unterschiedliche Verfahren angewandt. Zum Einsatz kamen Methoden, die 

es erlaubten die mittlere flächendifferenzierte Grundwasserneubildungsrate für lange 

Zeiträume zu erheben, da die Ergebnisse in die zukünftige wasserwirtschaftlichen 

Rahmenplanungen einfließen werden. Die Auswahl der Verfahren richtete sich nach 

den Aufgabenstellung und den zur Verfügung stehenden Eingangsdaten. Folgende 

Verfahren wurden unter den gegebenen klimatischen und geologischen Voraussetzungen 

als geeignet befunden: 

1. Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) 

2. JOSOPAIT & LILLICH (1975) 

3. DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

4. PROKSCH (1990) 

5. RENGER & WESSOLEK (1990) 

6. SCHROEDER & WYRWICH (1990) 

7. VEKOS (in KLÄMT (1988) 

Zeitlich räumlich variable Datensätze, wie Niederschlag und Evapotranspiration wurden 

für die Zeitreihe 1961 – 1990 erhoben, ausgewertet und regionalisiert. Die Regionalisierung 

dieser Daten erfolgte entweder durch Punktkriging oder der Polygonmethode. 

Des weiteren wurden Abflußdaten anhand unterschiedlicher Methoden 

ausgewertet. 

Räumlich variable Eingangsdaten, wie geologische Karten, Daten zur Landnutzung 

und Morphologie wurden digitalisiert, ausgewertet und in das Geoinformationssystem 

ARC/INFO importiert. 

Sämtliche Datensätze wurden in ARC/INFO für die weiteren Berechnungen nach den 

obengenannten Methoden aufbereitet, analysiert und interpretiert. Neben der Analyse, 

dem Vergleich und der Bewertung der Berechnungsergebnisse wurden thematische 

Karten in ARC/VIEW erstellt.

Summary 

Determination of the spatially variable groundwater recharge by using different 

methods and a geographic information system (GIS) in Südost-Holstein 

The investigation was incorporated in a hydrogeological investigation programme 

conducted by the Department of Nature and Environment of the state Schleswig- 

Holstein (LANU). The objective of the research was to determine the rate of groundwater 

recharge and its spatial variability for an area of 1290 km 2 . 

For the reliable calculation of the groundwater recharge different methods were applied. 

Only methods were used, which allowed a spatially variable determination of 

recharge for a long-term average, as the results of the calculation will be used for 

future groundwater management. The choice of methods was determined by the 

studies objectives, the initial data sets and their supplement. Following methods 

suited under the given climatic and geological conditions: 

1. Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) 

2. JOSOPAIT & LILLICH (1975) 

3. DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

4. PROKSCH (1990) 

5. RENGER & WESSOLEK (1990) 

6. SCHROEDER & WYRWICH (1990) 

7. VEKOS (in KLÄMT (1988) 

Data sets variable in space and time, like precipitation and evapotranspiration, were 

collected for the period of 1961-1990, interpreted and then regionalized by kriging or 

the polygon method. Furthermore runoff data were evaluated by using different approaches. 

Data variable in space, like geological maps, landuse, morphology were transformed 

into digital data sets, evaluated and then imported into the GIS ARC/INFO. 

All data sets were prepared, interpreted and analysed in ARC/INFO to build the necessary 

database for the calculations, which were performed for the methods mentioned 

above. Besides of the analysis, comparison and interpretation of the results, thematic 

maps were created using ARC/V IEW.

Inhaltsverzeichnis 

1 Einleitung ....................................................................................................................................... 1 

1.1 Lage und Beschreibung des Untersuchungsgebietes ................................................................ 2 

2 Stand der Forschung .................................................................................................................... 7 

2.1 Wasserhaushalt und seine Elemente ......................................................................................... 7 

2.1.1 Niederschlag ...................................................................................................................... 8 

2.1.2 Evapotranspiration ........................................................................................................... 10 

2.1.3 Abfluß ............................................................................................................................... 14 

2.2 Grundwasserneubildung ........................................................................................................... 19 

2.2.1 Lysimeterverfahren........................................................................................................... 25 

2.2.2 Das Verfahren nach Renger & Wessolek (1990)............................................................. 26 

2.2.3 Das Verfahren nach Bagrov/Glugla (in Grunske, 1975)................................................... 27 

2.2.4 Das Verfahren nach Josopait & Lillich (1975) .................................................................. 29 

2.2.5 Das Verfahren nach Dörhöfer & Josopait (1980) ............................................................. 30 

2.2.6 Das Verfahren nach Schroeder & Wyrwich (1992) .......................................................... 31 

2.2.7 Grundwasserneubildungsberechnung mit dem Verdunstungskomponentensystem 

VEKOS (Klämt, 1988) ...................................................................................................... 32 

3 Datengrundlage, -überprüfung, -bearbeitung .......................................................................... 33 

3.1 Klima ......................................................................................................................................... 33 

3.1.1 Datengrundlage Klima......................................................................................................33 

3.1.2 Datengüte und -bearbeitung............................................................................................. 35 

3.2 Abfluß........................................................................................................................................ 42 

3.2.1 Separation des Basis- und des Direktabflusses............................................................... 44 

3.3 Geologie und Bodenkunde ....................................................................................................... 47 

3.3.1 Datengrundlage................................................................................................................ 47 

3.3.2 Datenbearbeitung............................................................................................................. 47 

3.4 ATKIS-Daten............................................................................................................................. 50 

3.4.1 Datengüte und Bearbeitung ............................................................................................. 51 

3.5 Digitales Geländemodell (DGM) ...............................................................................................53 

3.5.1 Datenbearbeitung: Erstellung des digitalen Höhenmodells.............................................. 53 

4 Ableitung und Beschreibung der Eingangsparameter............................................................ 55 

4.1 Niederschlag ............................................................................................................................. 55 

4.1.1 Regionalisierung des Niederschlages .............................................................................. 62 

4.2 Evapotranspiration .................................................................................................................... 65 

4.3 Geologie und Bodenkunde ....................................................................................................... 68 

4.3.1 Vergleich bodenkundlicher und geologischer Karten....................................................... 72 

4.4 Ableitung der Landnutzungsklassen aus ATKIS-Daten ............................................................ 75 

4.5 Ableitung des Gewässernetzes aus ATKIS-Daten ................................................................... 77 

4.6 Berechnung morphometrischer Reliefparameter aus dem DGM ............................................. 77 

4.6.1 Reliefenergie .................................................................................................................... 77 

4.6.2 Hangneigung und Hangexposition ................................................................................... 80 

4.6.3 Ableitung des Gewässernetzes und der oberirdischen Einzugsgebiete .......................... 80 

4.7 Festlegung der oberirdischen Einzugsgebiete.......................................................................... 82 

4.7.1 Beschreibung der Einzugsgebiete.................................................................................... 83 

4.8 Auswertung der Abflußdaten im Bereich Südost-Holstein nach verschiedenen Verfahren...... 86 

I

II 

4.8.1 Auswertung der mittleren monatlichen Niedrigwasserabflüsse (Wundt, 1958)................ 87 

4.8.2 Auswertung der Abflußganglinien nach dem A u-Linien-Verfahren (Natermann, 1951) ... 91 

4.9 Zusammenhänge zwischen den Abflußkomponenten und Gebietsparametern....................... 94 

4.9.1 Bivariate Korrelation ......................................................................................................... 95 

4.9.2 Auswertung der Abflußdaten mit der multiplen Regression ............................................. 96 

4.9.3 Umsetzung des Modells zur Abschätzung der Direktabflußverteilung............................. 99 

5 Umsetzung der Berechnungsverfahren in einem Geoinformationssystem (GIS) .............. 103 

5.1 VEKOS (Klämmt, 1988) .......................................................................................................... 105 

5.2 Verfahren nach Renger & Wessolek (1990)........................................................................... 106 

5.3 Verfahren nach Bagrov/Glugla (1975) .................................................................................... 108 

5.4 Verfahren nach Proksch (1990).............................................................................................. 110 

5.5 Verfahren nach Josopait & Lillich (1975) ................................................................................ 112 

5.6 Verfahren nach Dörhöfer & Josopait (1980) ........................................................................... 113 

5.7 Verfahren nach Schroeder & Wyrwich (1990) ........................................................................ 116 

6 Ergebnisse der Grundwasserneubildungsberechnungen.................................................... 119 

6.1 Betrachtung der einzelnen Methoden ..................................................................................... 119 

6.1.1 Das Verfahren nach Bagrov/Glugla................................................................................ 119 


VEKOS ........................................................................................................................... 121 

6.1.3 Das Verfahren nach Renger & Wessolek ...................................................................... 124 

6.1.4 Das Verfahren nach Proksch ......................................................................................... 126 

6.1.5 Das Verfahren nach Bagrov/Glugla unter Berücksichtigung des Direktabflusses ......... 128 

6.1.6 Das Verfahren nach Josopait & Lillich............................................................................ 130 

6.1.7 Das Verfahren nach Dörhöfer & Josopait ...................................................................... 132 

6.1.8 Das Verfahren nach Schroeder & Wyrwich.................................................................... 134 

6.2 Methodenvergleich.................................................................................................................. 136 

6.3 Sensitivitätsanalyse................................................................................................................. 142 

7 Diskussion ................................................................................................................................. 149 

8 Zusammenfassung.................................................................................................................... 159 

9 Literatur...................................................................................................................................... 165 

10 Anhang ....................................................................................................................................... 179

Abbildungsverzeichnis 

Abbildung 1: Naturräumliche Gliederung Schleswig-Holsteins ........................................................... 3 

Abbildung 2: Böden des Östlichen Hügellandes und der Hohen Geest.............................................. 4 

Abbildung 3: Einflußgrößen auf die Höhe der Grundwasserneubildungsrate ..................................... 7 

Abbildung 4: Evapotranspiration: Einflüsse und Meßverfahren ........................................................ 10 

Abbildung 5: Der Abfluß in Bezug zu wichtigen Einflußgrößen......................................................... 14 

Abbildung 6: Schematische Darstellung des Abflußprozesses......................................................... 15 

Abbildung 7: Darstellung eines Grundwasserabschnittes (DIN 4049 Teil 3) .................................... 19 

Abbildung 8: Modellhafte Darstellung möglicher Grundwasserneubildungsvorgänge in humiden 

Bereichen..................................................................................................................... 20 

Abbildung 9: Schematisierte Darstellung einer linearen Trendanalyse............................................. 37 

Abbildung 10: Schematisierte Darstellung eines Variogrammes ........................................................ 39 

Abbildung 11: Schematische Darstellung der Parameter zur Berechnung eines richtungsorientierten 

Variogrammes.............................................................................................................. 40 

Abbildung 12: Konstruktion von Thiessenpolygonen; F1-F4 = zugehörige Flächenanteile................ 41 

Abbildung 13: Abflußmeßstellen und deren oberirdische Einzugsgebiete in Südost-Holstein............ 42 

Abbildung 14: Beobachtungszeiträume der Abflußmeßstellen in Südost-Holstein ............................. 44 

Abbildung 15: Separation der Abflußkomponenten nach den Au – Linien-Verfahren (NATERMANN 

1951) und dem MoMNQ – Verfahren (WUNDT, 1958).................................................. 46 

Abbildung 16: Schematische Skizze des vorliegenden Kartenmaterials. 48 

Abbildung 17: Schematische Skizze der Transparentfolie mit den von der geologischen und 

topographischen Karte erhaltenen Elementen............................................................. 49 

Abbildung 18: Schematische Darstellung von Fehlflächen in den ATKIS-Daten................................51 

Abbildung 19: Problem der Überschneidung von Polygonen und der daraus folgenden 

unterschiedlichen Attributierung der Wasserflächen.................................................... 52 

Abbildung 20: Doppelsummenlinien zur Homogenitätsprüfung dargestellt anhand unkorrigierter 

Niederschlagswerte der Zeitreihe 1961-1990 von 12 Niederschlagsstationen ............ 55 

Abbildung 21: Feldverteilung der Standardabweichung der unkorrigierten Niederschlagsdaten der 

Zeitreihe 1961-1990 ..................................................................................................... 56 

Abbildung 22: Repräsentanz der Niederschlagsreihe der Station Schwarzenbek in Abhängigkeit von 

der Entfernung zu 27 Niederschlagsstationen des erweiterten Untersuchungsraumes 

mit entsprechenden Ausgleichsgeraden. ..................................................................... 57 

Abbildung 23: Kasten-Faden-Diagramm der jährlichen korrigierten Niederschlagsmengen (1961- 

1990) ............................................................................................................................ 58 

Abbildung 24: Lineare Trendanalyse der korrigierten Niederschlagszeitreihe 1961-1990 der Station 

Schwarzenbek.............................................................................................................. 59 

Abbildung 25: Mittlere korrigierte monatliche Niederschlagssummen 1961-1990 der Station 

Schwarzenbek.............................................................................................................. 59 

Abbildung 26: Gegenüberstellung der korrigierten Niederschlagssummen (Nkor) für das 30-jährige 

Mittel 1961-1990, Naß- und Trockenjahr ..................................................................... 61 

III

IV 

Abbildung 27: Mittlere korrigierte Jahresniederschlagssummen (Nkor) 1961-1990 der auf einer West- 

Ost-Achse aufgetragenen Niederschlagsstationen mit Angabe des linearen Trends.. 61 

Abbildung 28: Häufigkeitsverteilung und kummulierte Häufigkeit (%) der mittleren korrigierten 

Niederschlagshöhen 1961-1990 .................................................................................. 63 

Abbildung 29: Trendflächenanalyse der korrigierten Niederschlagsdaten, Zeitreihe 1961-1990 63 

Abbildung 30: Experimentelles Richtungsvariogramm der mittleren jährlichen Niederschlagshöhen 

(1961-1990).................................................................................................................. 64 

Abbildung 31: a) Kasten-Faden-Diagramm der jährlichen potentiellen Evapotranspirationssummen 

der Zeitreihe 1961/90 nach Turc-Ivanov und b) nach HAUDE (1954) ........................... 65 

Abbildung 32: Klimatische Wasserbilanz der Station Hamburg-Fühlsbüttel................................. ...... 67 

Abbildung 33: Substrattypenverteilung nach SCHROEDER & WYRWICH (1990) .................................... 71 

Abbildung 34: a) Differenzenkarte der nutzbaren Feldkapazität zwischen bodenkundlicher und 

geologischer Kartenrandlegendenauswertung. b) Differenzenkarte zwischen 

geologischer und bodenkundlicher Substrattypenauswertung nach SCHROEDER & 

WYRWICH (1990) .......................................................................................................... 74 

Abbildung 35: prozentuale Flächenanteile der zusammengefaßten Landnutzungsgruppen an der 

Gesamtfläche ......................................................................................................... 75 

Abbildung 36: Landnutzung im Untersuchungsgebiet......................................................................... 76 

Abbildung 37: Schematische Darstellung der Bestimmung der Reliefenergie: links Ermittlung von 

Minimum und Maximum der Gridwerte in 1km 2 ; rechts Zuordnung der Differenz zu 

einem Gridpunkt mit der Fläche 1km 2 . ........................................................................ 78 

Abbildung 38: Verteilung der Reliefenergie im Untersuchungsraum Südost-Holstein........................ 79 

Abbildung 39: Fließwege in einem DGM gestützten Fließmodell; nach (LEMPERT ET AL., 1994) ........ 81 

Abbildung 40: Vergleich zwischen berechnetem und tatsächlichem Einzugsgebiet des Pegels 

Rehagen/Bunsbach...................................................................................................... 82 

Abbildung 41: Festlegung und Digitalisierung der oberirdischen Einzugsgebiete............................... 83 

Abbildung 42: Direktabflußanteile vom Gesamtabfluß in den hydrologischen Halbjahren ................. 90 

Abbildung 43: Quotienten der Winter- und Sommerbasisabflüsse der Einzugsgebiete ..................... 91 

Abbildung 44 Abfluß–Niederschlag–Diagramm des Pegels Barnitz / Quellenthal ............................. 93 

Abbildung 45: Streudiagramme von ausgewählten Abfluß- und Gebietskenngrößen ........................ 95 

Abbildung 46: Direktabflüsse aus dem Modell gegen die aus der Abflußauswertung nach dem 

MoMNQ-Verfahren....................................................................................................... 99 

Abbildung 47: Karte der mit Hilfe der multiplen Regression abgeschätzten Direktabflußhöhen....... 100 

Abbildung 48: Direktabflußspenden nach der Abflußdatenauswertung und nach dem der 

Einzugsgebietsmittel aus der Rasterzellenberechnung mittels multipler Regression 101 

Abbildung 49: Prinzip eines Geoinformationssystems ...................................................................... 103 

Abbildung 50: Schematische Darstellung des Verfahrenganges mit Datensätzen aus VEKOS....... 106 

Abbildung 51: Schematische Darstellung des Verfahrenganges für das Verfahren nach RENGER & 

WESSOLEK ................................................................................................................. 108 

Abbildung 52: Diagramm zur Bestimmung von “y” in Abhängigkeit von “x” und Effektivitätsparameter 

“n"............................................................................................................................... 109

Abbildung 53: Schematische Darstellung des Verfahrenganges für das Verfahren nach 

BAGROV/GLUGLA ......................................................................................................... 110 

Abbildung 54: Schematische Darstellung des Verfahrenganges für das Verfahren nach PROKSCH 111 

Abbildung 55: Schematische Darstellung des Verfahrenganges für das Verfahren nach JOSOPAIT & 

LILLICH ........................................................................................................................ 113 

Abbildung 56: Ermittlung der Grundwasserneubildung mit Hilfe eines Diagrammes aus DÖRHÖFER & 

JOSOPAIT .................................................................................................................... 114 

Abbildung 57: Rechtwinkliges Dreieck und seine Bezeichnungen.................................................... 115 

Abbildung 58: Schematische Darstellung des Verfahrenganges für das Verfahren nach DÖRHÖFER & 

JOSOPAIT..................................................................................................................... 116 

Abbildung 59: Schematische Darstellung des Verfahrenganges für das Verfahren nach SCHROEDER & 

WYRWICH.................................................................................................................... 117 

Abbildung 60: Mittlere Grundwasserneubildungsrate des Untersuchungsgebietes mit prozentualen 

Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von der nutzbaren Feldkapazität 

(nFK); Verfahren nach Bagrov/Glugla ohne Berücksichtigung des Direktabflusses.. 120 



(nFK); Grundwasserneubildungsberechnungen mit dem Verdunstungskomponentensystem 

VEKOS........................................................................................................... 122 



(nFK); Verfahren nach RENGER & WESSOLEK (1990)................................................. 125 


Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von den Substratklassen; Verfahren 

nach PROKSCH............................................................................................................ 127 

Abbildung 64: Mittlere Grundwasserneubildungsrate (Gwnr) des Untersuchungsgebietes mit 

prozentualen Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von der nutzbaren 

Feldkapazität (nFK); Verfahren nach Bagrov/Glugla unter Berücksichtigung des 

Direktabflusses........................................................................................................... 129 


prozentualen Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von den 

Bodengruppen; Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH .................................................. 131 



Bodenartengruppen; Verfahren nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT ................................... 133 


prozentualen Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von den Bodentypen; 

Verfahren nach SCHROEDER & WYRWICH ................................................................... 135 

Abbildung 68: Kasten-Faden-Diagramm der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate 

(1961-1990) ............................................................................................................... 136 

Abbildung 69: Klassifizierung Grundwasserneubildungsrate anhand der Standardabweichung ...... 140 

Abbildung 70: Klassifizierung Grundwasserneubildungsrate anhand der Standardabweichung mit 

Berücksichtigung des Direktabflusses ...................................................................... 141 

V

VI 

Abbildung 71: Höhe der Grundwasserneubildungsrate in Abhängigkeit von Landnutzung und 

Substrat, berechnet für die Niederschlagsstation Schwarzenbek anhand 

unterschiedlicher Verfahren ....................................................................................... 146

Tabellenverzeichnis 

Tabelle 1: Jahresgang des mittleren prozentualen Niederschlagsmeßfehlers für Schleswig-Holstein 9 

Tabelle 2: Vor- und Nachteile der Berechnungsverfahren der Grundwasserneubildung bei der 

Betrachtung des Sickerraumes ........................................................................................ 22 


Betrachtung des Gerinneabflusses .................................................................................. 23 


Betrachtung des Grundwasserraumes............................................................................. 24 

Tabelle 5: Auflistung der verfügbaren Niederschlagsdaten ............................................................... 34 

Tabelle 6: Wettterstationen des Gesamtuntersuchungsgebietes ...................................................... 35 

Tabelle 7: Abflußmeßstellen im Untersuchungsgebiet Südost-Holstein ............................................ 43 

Tabelle 8: Aufgenommene geologische und bodenkundliche Karten................................................ 47 

Tabelle 9: Flächenart und Anzahl der häufigsten Kleinflächen .......................................................... 52 

Tabelle 10: Mittlere korrigierte Niederschlagshöhe, hydrologisches Winterhalbjahr (Wihj) & 

hydrologisches Sommerhalbjahr (Sohj) 1961-1990 ......................................................... 60 

Tabelle 11: Vergleich der nach HAUDE (1954) und Turc-Ivanov berechneten potentiellen 

Evapotranspirationshöhen (Mittel 1961/90)...................................................................... 66 

Tabelle 12: Bodenartengruppen nach (AGBODEN, 1996).................................................................... 69 

Tabelle 13: Gegenüberstellung der Einstufung der nFKWe nach KA 3 und KA 4 ............................... 70 

Tabelle 14: Hangneigungsstufen nach (AGBODEN, 1996) ................................................................... 80 

Tabelle 15: Durchschnittliche Reliefenergie (RE) der Einzugsgebiete................................................. 84 

Tabelle 16: Flächenanteile der Hauptlandnutzungsarten der Einzugsgebiete der gewässerkundlichen 

Abflußmeßstellen .............................................................................................................. 85 

Tabelle 17: Flächenanteile der Substratklassen nach dem Verfahren von SCHROEDER & WYRWICH 

(1990) ................................................................................................................................ 86 

Tabelle 18: Die bedeutendsten Grundwasserentnahmen im Untersuchungsgebiet............................ 87 

Tabelle 19: Ergebnisse der Abflußdatenauswertung nach dem MoMNQ-Verfahren........................... 88 

Tabelle 20: Ergebnisse der Abflußdatenauswertung nach dem Verfahren von KILLE (1958).............. 88 

Tabelle 21: Jahreszeitlich differenzierte Abflußkomponenten.............................................................. 90 

Tabelle 22: Auswertung der Abflußganglinie nach dem Verfahren von NATERMANN (1951)................ 92 

Tabelle 23: Pearson-Korrelationskoeffizienten der Abflußkomponenten nach MoMNQ-Verfahren) mit 

dem Niederschlag ............................................................................................................. 94 

Tabelle 24: Pearson-Korrelationskoeffizienten der Gebietskenngrößen.............................................. 95 

Tabelle 25: Pearson-Korrelationskoeffizienten .................................................................................... 96 

Tabelle 26: Modellbeschreibung der linearen multiplen Regression.................................................... 97 

Tabelle 27: Prozentualer Flächenanteil (alle Einzugsgebiete) ............................................................. 98 

Tabelle 28: Zusammenfassung der Ergebnisse mit den Einflußgrößen Acker/Sand und Acker/Lehm... 

..................................................................................................................................... 98 

Tabelle 29: Eingangsparameter der gewählten Verfahren; + = berücksichtigt, u = unkorrigierter ..... 104 

VII

VIII 

Tabelle 30: Mittlere effektive Durchwurzelungstiefe in Abhängigkeit von Bodenart und Nutzungsform .. 

................................................................................................................................... 107 

Tabelle 31: Konstanten nach RENGER & WESSOLEK (1996)............................................................... 107 

Tabelle 32: Abgeleitete Werte für den Effektivitätsparameter “n” in Abhängigkeit vom Bewuchs und 

der nutzbaren Feldkapazität (nFK) .................................................................................. 109 

Tabelle 33: Lysimetergleichungen nach PROKSCH (1990); N = mittlere unkorrigierte 

Jahresniederschlagshöhe ............................................................................................... 111 

Tabelle 34: Lysimetergleichungen nach JOSOPAIT & LILLICH (1975) .................................................. 112 

Tabelle 35: Nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) abgeleitete reale Evapotranspirationswerte in 

Abhängigkeit vom Substrat, Landnutzung und Flurabstand............................................ 114 

Tabelle 36: Zuordnung der Reliefenergie in die jeweilige A/Au-Stufen und Beschreibung der A/Au- 

Geraden nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) ................................................................. 115 

Tabelle 37: Reale Evapotranspirationshöhen in Abhängigkeit von Bodentyp und Landnutzung in 

mm/a, aus SCHROEDER & WYRWICH (1990) .................................................................... 116 

Tabelle 38: Ableitung des prozentualen Anteils des Direktabflusses am Wasserüberschuß in 

Abhängigkeit von Bodengruppe, Reliefenergie (RE) und Bewuchs - verändert nach 

SCHROEDER & WYRWICH (1990)....................................................................................... 117 

Tabelle 39: Mittlere Grundwasserneubildungsrate (Gwnr) des Untersuchungsgebietes mit 


Feldkapazität (nFK); Verfahren nach Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) ohne 

Berücksichtigung des Direktabflusses ........................................................................... 121 



Feldkapazität (nFK); Grundwasserneubildungsberechnungen mit dem 

Verdunstungskomponenten- system VEKOS (KLÄMT, 1988).......................................... 123 

Tabelle 41: Mittlere Grundwasserneubildungsrate des Untersuchungsgebietes mit prozentualen 

Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von der nutzbaren Feldkapazität (nFK); 

Verfahren nach RENGER & WESSOLEK (1990) ................................................................. 125 


Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von den Substratklassen; Verfahren 

nach PROKSCH (1990)...................................................................................................... 128 



Feldkapazität (nFK); Verfahren nach Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) unter 

Berücksichtigung des Direktabflusses .................................................................................. 

................................................................................................................................... 130 


prozentualen Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von den Bodengruppen, 

Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH (1975) ..................................................................... 132 



Bodenartengruppen; Verfahren nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980).............................. 134 


prozentualen Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von den Bodentypen; 

Verfahren nach SCHROEDER & WYRWICH (1990)............................................................. 136

Tabelle 47: Statistische Kenngrößen der Berechnung der flächendifferenzierten 

Grundwasserneubildungsrate nach verschiedenen Verfahren ....................................... 137 

Tabelle 48: Gebietsmittel und prozentuale Abweichung des anhand von bodenkundlichen Karten 

(Bodenk.) berechneten Gebietsmittel der Grundwasserneubildungsrate (Gwnr) von dem 

aus geologischen Karten (Geol.) berechneten................................................................ 143 

Tabelle 49: Absolute Höhen und Sensitivitätsindices (I) der Grundwasserneubildungsrate (Gwnr) bei 

vorgegebener Landnutzung und einer Substratvariation von Reinsand (ss) zu Sandlehm 

(sl) ................................................................................................................................... 144 

Tabelle 50: Absolute Höhen und Sensitivitätsindices (I) der Grundwasserneubildungsrate (Gwnr) in 

Abhängigkeit von Variationen der Landnutzungsverhältnisse......................................... 145 

Tabelle 51: Sensitivitätsindices (I) der Grundwasserneubildungsrate (Gwnr) für den Parameter 

Niederschlag.................................................................................................................... 147 

Tabelle 52: Berechneten Grundwasserneubildungsraten (Gwnr) für Acker und Grünland nach den 

Verfahren: RENGER & WESSOLEK (1990), PROKSCH (1990) und dem Programmpaket 

VEKOS (KLÄMT, 1988); berechnet für die Niederschlagsstation Schwarzenbek ............ 153 

Tabelle 53: Berechneten Grundwasserneubildungsraten (Gwnr) für Laub- und Nadelwald nach den 

Verfahren: RENGER & WESSOLEK (1990), PROKSCH (1990); SCHROEDER & WYRWICH 

(1990) und dem Programmpaket VEKOS (KLÄMT, 1988); berechnet für die 

Niederschlagsstation Schwarzenbek............................................................................... 153 

IX

X 

Anhangsverzeichnis 

Anhang 1.1: Lage des Untersuchungsgebietes Südost-Holstein mit der Verteilung der 

Anhang 4.1.3: 

Niederschlags- und Klimastationen 

Mittlere Niederschlagsverteilung der korrigierten Niederschlagssummen [mm/a] der 

Zeitreihe 1961–1990. Interpolationsverfahren: Punktkriging 

Anhang 4.1.4: Mittlere Niederschlagsverteilung und Schätzstandardabweichung der korrigierten 

Niederschlagssummen [mm/a] der Zeitreihe 1961–1990. Interpolationsverfahren: 

Punktkriging 

Anhang 4.1.5: Mittlere Niederschlagsverteilung der unkorrigierten Niederschlagssummen [mm/a] 

der Zeitreihe 1961–1990. Interpolationsverfahren: Punktkriging 

Anhang 4.1.6: Mittlere Niederschlagsverteilung der unkorrigierten Sommerhalbjahre [mm/a] der 


Anhang 4.1.7: Mittlere Niederschlagsverteilung der unkorrigierten Winterhalbjahre [mm/a] der 


Anhang 4.1.9: Karte der mittleren potentiellen Evapotranspirationshöhen nach Turc-Ivanov der 

Zeitreihe 1961–1990 

Anhang 4.1.10: Karte der mittleren potentiellen Evapotranspirationshöhen nach Haude der Zeitreihe 

1961–1990 

Anhang 4.4.1: Klassifizierung der ATKIS-Daten zur Erhebung der Landnutzung 

Anhang 4.8.1: Direktabflußspenden nach dem MoMNQ-Verfahren (WUNDT, 1958) 

Anhang 4.8.2: Basisabflußspenden nach dem MoMNQ-Verfahren (WUNDT, 1958) 

Anhang 4.9.1: Korrelationstabelle der jährlichen und der halbjährlichen 

Anhang 4.9.2: 

Abflußkomponentenspenden mit den Gebietsparametern 

Modellzusammenfassung der multiplen linearen Regression zur Schätzung der 

Direktabflußspendenhöhe 

Anhang 5.3.1: Formeln zu Ermittlung des Quotienten “y” nach Bagrov/Glugla 

Anhang 6.1.1: Karte der mittleren Grundwasserneubildungsrate im Untersuchungsgebiet Südost- 

Holstein im Zeitraum 1961-1990. Berechnungsansatz nach Bagrov/Glugla (ohne 

Berücksichtigung des Direktabflusses) 


Holstein im Zeitraum 1961-1990. Berechnungsansatz anhand von VEKOS-Daten 

(ohne Berücksichtigung des Direktabflusses) 


Holstein im Zeitraum 1961-1990. Berechnungsansatz nach Renger & Wessolek 



Holstein im Zeitraum 1961-1990. Berechnungsansatz nach Proksch (ohne 

Berücksichtigung des Direktabflusses) 


Holstein im Zeitraum 1961-1990. Berechnungsansatz nach Bagrov/Glugla 


Holstein im Zeitraum 1961-1990. Berechnungsansatz nach Josopait & Lillich 


Holstein im Zeitraum 1961-1990. Berechnungsansatz nach Dörhöfer & Josopait 


Holstein im Zeitraum 1961-1990. Berechnungsansatz nach Schroeder & Wyrwich

1 Einleitung 

Veranlassung und Zielsetzung 

Im Dezember 1996 beauftragte das Landesamt für Natur und Umwelt Schleswig- 

Holstein (LANU) die Freie Universität Berlin, Fachbereich Rohstoff- und Umweltgeologie, 

Wasserhaushaltsuntersuchungen im Planungsraum Südostholstein durchzuführen 

sowie aufgrund der erarbeiteten Erkenntnisse eine Machbarkeitsstudie für den 

benachbarten Raum Lübeck zu erstellen. Ziel des Forschungs- und Entwicklungsvorhabens 

ist die flächenhafte Ermittlung der Grundwasserneubildungsrate. Die Vergabe 

des Auftrages steht im engen Zusammenhang mit Untersuchungen des LANUs 

zur Ermittlung des Grundwasserdargebotes. Diese Untersuchungen dienen der Beschreibung 

der Größe und räumlichen Verteilung der verfügbaren Grundwassermengen 

unter Berücksichtigung von hydrogeologischen, hydrologischen sowie wasserwirtschaftlichen 

Aspekten (OTTO, 1998). Die Notwendigkeit der Untersuchungen ergibt 

sich aus der im folgenden dargestellten Sachlage. 

In Schleswig-Holstein erfolgt die Trinkwasserversorgung hauptsächlich aus dem 

Grundwasser, wobei seit Jahren ein Anstieg des Wasserverbrauches festzustellen 

ist. Während Ende der 60er Jahre der Bedarf rund 113 Mio m 3 /a betrug, stieg er bis 

1992 auf rund 218 Mio m 3 /a und stagniert seitdem auf diesem (SCHLESWIG-HOLSTEIN, 

1999a). Durch das verarbeitende Gewerbe kommen noch weitere Grundwasserentnahmen 

von über 40 Mio. m 3 /a hinzu (AGSTER, 1996). Dies entspricht einer Verdoppelung 

des Bedarfes. Vor diesem Hintergrund ist es wichtig, zur Sicherung der 

Trinkwasserversorgung in Schleswig-Holstein, mögliche Trinkwassergewinnungsgebiete 

zu erfassen. 

Die Entnahme von Grundwasser zur Gewinnung von Trink- und Brauchwasser setzt 

die Erteilung eines Wasserrechtes voraus. Wasserwirtschaftliche Planungen obliegen 

gemäß dem Wasserhaushaltsgesetz (WHG) den Ländern (MICHELSEN, 1991). 

Zum Schutz des Grundwassers unterliegt die Trink- und Brauchwassergewinnung im 

zunehmenden Maße strengen ökologischen und rechtlichen Auflagen. Ursache 

hierfür ist, daß es in der Vergangenheit aufgrund von wasserbaulichen Eingriffen 

häufig zu erheblichen Beeinträchtigungen des Wasserhaushaltes kam. Regionale 

Grundwasserabsenkungen führten zu beträchtlichen Ertragseinbußen für die Landwirtschaft 

sowie einer drastischen Abnahme von ökologisch bedeutsamen Feuchtbiotopen 

(WESSOLEK, 1989). Aus diesem Grunde sind Maßnahmen zur Erhaltung und 

Verbesserung der Wasserversorgung, unter Berücksichtigung ökologischer Aspekte, 

außerordentlich wichtig. Für die Umsetzung dieser Ziele ist es erforderlich, die 

Wechselwirkung im System Atmosphäre-Pflanze-Boden-Grundwasser zu analysieren, 

um negative Auswirkungen minimieren zu können. 

1

2 

Im Rahmen des Wasserrechtsverfahrens dienen hydrogeologische und bodenkundliche 

Gutachten der Beurteilung der Wasserhaushaltsänderungen durch Grundwasserentnahme 

(KLUES & RAISSI, 1995). Wesentliche Grundlage ist die Bestimmung der 

Regeneration der natürlichen Grundwasserressourcen. Diese erfolgt im wesentlichen 

durch die Grundwasserneubildung aus Niederschlägen (MEYER ET AL., 1998). 

Die Ermittlung der Grundwasserneubildung kann nur durch die vergleichende Verwendung 

mehrerer Methoden verläßlich bestimmt werden (BREDENKAMP ET AL., 1995; 

HYDROGEOLOGIE, 1977). Im Rahmen dieser Arbeit werden Verfahren angewendet, die 

die Ermittlung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate im langjährigen 

Mittel erlauben. Die Verfahren weisen unterschiedliche Betrachtungsschwerpunkte 

und Eingangsdaten auf. Um die Auswirkung der verfahrensspezifischen Betrachtungsschwerpunkte 

auf das Berechnungsergebnis zu quantifizieren, werden die 

Ergebnisse einander gegenüber gestellt. Die resultierende Ergebnisbandbreite ermöglicht 

Rückschlüsse auf die Sicherheit der Berechnungen. 

1.1 Lage und Beschreibung des Untersuchungsgebietes 

Das Untersuchungsgebiet Südost-Holstein wird im Süden von der Elbe begrenzt. Die 

westliche Grenze verläuft von Hamburg im Süden bis nach Bad Oldesloe. Im Norden 

bildet die Trave, im Osten der Elbe-Lübeck-Kanal, die Begrenzung des Untersuchungsgebietes 

(vgl. Anhang 1.1). Das Untersuchungsgebiet umfaßt eine Fläche von 

1290 km 2 . 

Folgende topographische Karten im Maßstab 1 : 25 000 (TK 25) decken das Gebiet 

ab: 

- 2128 Bad Oldesloe, 2129 Hamberge, 

- 2227 Bargteheide, 2228 Eichede, 2229 Krumesse, 

- 2327 Ahrensburg, 2328 Trittau, 2329 Nusse, 2330 Mölln, 2331 Seedorf 

- 2427 Glinde, 2428 Schwarzenbek, 2429 Siebeneichen, 2430 Gudow 

- 2527 Bergedorf, 2528 Geesthacht, 2529 Büchen 

- 2628 Artlenburg, 2629 Lauenburg 

Landschaft und Böden 

Die heutige Gestalt und Oberflächenform Schleswig-Holsteins wurden vorwiegend 

durch Eiszeit und Nacheiszeit geprägt. Typisch sind eiszeitliche Ablagerungen wie 

Moränen, Sande und Kiese. Es werden vier Nordwest-Südost verlaufende Landschaftszonen 

unterschieden, das Östliche Hügelland, die Vorgeest, die Hohe Geest 

und die Marschen und Niederungen. Im Untersuchungsgebiet Südost-Holstein treten 

zwei der beschriebenen Einheiten auf (vgl. Abbildung 1). Im südlichen Teil herrscht 

die Hohe Geest vor. Der nördliche Teil des Untersuchungsgebietes ist durch das 

Östliche Hügelland geprägt.

Nordsee 

Legende 

Elbe 

Marschen & Niederungen 

Geest 

Vorgeest 

Östliches Hügelland 

Seen 

0 10 20 30 km 

DÄNEMARK 

Niedersachsen 

Hamburg 

Ostsee 

Lübecker Bucht 

Mecklenburg 

Abbildung 1: Naturräumliche Gliederung Schleswig-Holsteins, nach (Wilhelm, 

1970); Untersuchungsraum umrandet 

Das Östliche Hügelland ist eine Bildung der letzten Eiszeit (Weichselvereisung) und 

wird auch als Jungmoränengebiet bezeichnet. Es wird im Westen von den Endmoränen 

des maximalen, weichseleiszeitlichen Gletschervorstoßes und im Osten von der 

Ostsee begrenzt. Typische Ablagerungen sind Geschiebemergel, Sande und Kiese 

(PAFFEN, 1970). Hierbei handelt es sich um Moränen, die teilweise durch nachfolgende 

Eisvorstöße gestaucht wurden (JOHANNSEN, 1980). Verschiedene Phasen des 

Eisvorstoßes mit anschließenden Phasen des Abschmelzens hinterließen eine reliefreiche, 

kuppige Grund- und Endmoränenlandschaft (AGSTER, 1996; REICHE & 

SCHLEUß, 1992). 

Während die Kuppen der Grundmoränenlandschaft zwischen 10 und 60 m ü. NN 

liegen, erreicht die Morphologie in den aufgestauchten Endmoränenzügen bis ca. 

100 m ü. NN (WILHELM, 1970). Die höchste Erhebung Holsteins, der Bungsberg 

(164 m ü. NN), gilt als Nunatak (eisfreie Hochlage), deren Bildung in die vorausgegangene 

Saale-Eiszeit fällt (SCHIMMING & BLUME, 1993). Solche eisfreien Hochlagen, 

die von den weichseleiszeitlichen Gletschern umflossen wurden, sind wahrscheinlich 

die Hahnheide östlich von Trittau mit Höhen bis 99 m ü. NN und die Erhebung im 

Raum Talkau-Niendorf/Stecknitz. 

3

4 

Auf den weitverbreiteten jungdiluvialen Geschiebemergeln, die heute bis in eine Tiefe 

von 50 – 200 cm entkalkt und verlehmt sind, entstanden vornehmlich Parabraunerden 

ohne oder mit Staunässeeinfluß (vgl. Abbildung 2). 

Hamburg 

Eider 

Elbe 

Ostsee 

Elbe-Lübeck-Kanal 

Lübecker Bucht 

Mecklenburg 

0 10 20 30 km 

Legende 

Östliches Hügelland 

nicht bis schwach gebleichte Parabraunerde 

(Brauner Waldboden = eutrophe 

Parabraunerde) 

mäßig gebleichte Parabraunerde und 

Pseudogley-Parabraunerde 

mäßig gebleichter Waldpodsol, über 

Lehm meist staunaß (rostfarbener 

Waldboden = mesotrophe Braunerde) 

nicht bis schwach gebleichter nasser 

Waldboden (Pseudogley und Gley) 

Vorgeest und Hohe Geest 

feuchter Heidepodsol (Gleypodsol) mit 

Orterde und Ortstein 

mäßig bis stark gebleichter Waldpodsol 

(Braunpodsol-Podsol), über Lehm meist 

staunaß 

podsolierte Parabraunerde (Parabraunerde-Podsol) 

mäßig bis starkgebleichter nasser 

Waldboden (Podsol-Pseudogley) 

Abbildung 2: Böden des Östlichen Hügellandes und der Hohen Geest, nach (PAFFEN, 1970) 

Die Böden besitzen Ackerzahlen zwischen 45 und 65. Inselhaft treten Sande und 

Kiese, insbesondere in Rinnentälern und auf Endmoränen, auf (PAFFEN, 1970). Diese 

Standorte zeigen mitunter eine starke Podsolierung (SCHLICHTING, 1960). Über tonigem 

Untergrund kommt es unter Stauwassereinfluß zur Ausbildung von Pseudogleyen 

(BLUME ET AL., 1993). In Muldenlagen und bei oberflächennahem Grundwasser 

treten Gleye, Anmoore, Niedermoore und entsprechende Übergangstypen auf. 

Die raschen wechselnden Gesteins- und Bodenverhältnisse geben der Jungmoränenlandschaft 

eine sehr unregelmäßige angeordnete, abwechslungsreiche ökologische 

Feinstruktur, die sich in Hydrologie, Boden und in dem Wechsel von Wald, Akker, 

Grünland und Mooren widerspiegelt. 

Die Hohe Geest (Altmoränengeest) ist ein Gebiet, das in der Saale-Eiszeit entstanden 

ist. Moränenzüge und kleinere Sanderflächen wechseln miteinander, wodurch es 

zu einer unterschiedlichen Ausprägung des Reliefes kommt. Aufgrund der länger 

wirksamen Abtragung und der zusätzlichen Beeinflussung durch die periglazialen

Erscheinungen der Weichseleiszeit (Solifluktion, Ablation) finden sich hier mit Höhen 

zwischen 30 bis 91 m ü. NN geringere Höhenunterschiede als im östlichen Hügelland 

(LIEDTKE & MARCINEK, 1994). In einem breiten Gürtel zwischen Glinde und Büchen 

führte dies zu einer insgesamt ruhigeren und ausgeglicheneren Landschaft mit Höhen 

um 40 m NN. Diese wird im Süden durch einen saaleeiszeitlichen Endmoränenzug 

zwischen Bergedorf und Lauenburg begrenzt, der bei Geesthacht eine Höhe von 

90 m NN besitzt (AGSTER, 1996). Der steile Abfall zum Urstromtal der Elbe bildet in 

diesem Gebiet eine deutliche Geländestufe aus. Die Ackerzahlen liegen zwischen 26 

und 45 (HINGST, 1970). Die unterschiedlichen Substrattypen der Hohen Geest erzeugen 

ein kontrastreiches Bodenmosaik, wobei Podsolböden aller Entwicklungsstufen 

vorherrschen. Auf versandeten Geschiebelehmen oder verlehmten Decksanden entwickelten 

sich podsolierte Braunerden, Parabraunerden-Podsole bzw. Braunerden- 

Podsole. 

In den beiden Landschaftseinheiten dominiert landwirtschaftliche Nutzung. Im Östlichen 

Hügelland werden primär Winterweizen und Winterraps angebaut, während auf 

der Hohen Geest Mais, Roggen und Gerste den Hauptanteil der Ackerfrüchte bildet 

(SCHLESWIG-HOLSTEIN, 1999b). 

Hydrologie und Hydrogeologie 

Das heutige Gewässernetz wurde im wesentlichen während der letzten Eiszeit, vor 

allem im Weichselspätglazial, angelegt. Die Flußverläufe zeichnen in weiten Bereichen 

den Verlauf der damaligen Schmelzwasserabflüsse nach, deren Hauptentwässerungrichtung 

südwärts ins Elbe-Urstromtal gerichtet war. Stecknitz und Bille fließen 

in die Elbe. Innerhalb des Untersuchungsgebietes ist die Bille wichtigster Vorfuter. 

Mit den ihr zufließenden Gewässern Mühlenbach, Schiebenitz, Schwarze Aue entwässert 

sie etwa ein Viertel des Untersuchungsgebietes. Im Norden des Untersuchungsgebietes 

ist die Hauptabflußrichtung durch den Abstrom der Trave in die Ostsee 

gekennzeichnet. Sie stellt gleichzeitig den Hauptvorfluter im nördlichen Teil des 

Untersuchungsraumes dar. Seitenzuflüsse wie die Beste bzw. Norderbeste und Barnitz 

entwässern in die Trave. Im Westen münden die Flüße in Alster oder Wandse. 

Der Elbe-Lübeck-Kanal entwässert den östlichen Teil des Untersuchungsgebietes 

und wird von der Linau, Grienau, Steinau und dem Priesterbach angeströmt. 

Die Elbeniederung sowie das Stecknitz-, Alster- und Bestetal stellen, in bezug auf 

grundwasserhydraulische Verhältnisse, Druckentlastungszonen dar (OTTO, 1997). 

Aus diesem Grunde werden diese Gebiete auch aus den pleistozänen und tertiären 

Grundwasserleitern angeströmt. 

Für die Trinkwasserversorgung werden die Grundwasserleiter der mio- und pliozänen 

Schichtenfolgen des Jungtertiärs sowie pleistozäne Ablagerungen genutzt. Die 

pliozänen Kaolinsande und die miozänen Braunkohlesande (BKS) bestehen aus 

unterschiedlich mächtigen Fluß- und Deltafaziesablagerungen, die sich infolge der 

5

6 

Regression der Tertiärmeere ausgebildet haben . Neben den pleistozänen Sanden 

sind sie die wichtigsten Grundwasserleiter Schleswig-Holsteins (JOHANNSEN, 1980). 

Die pleistozänen Grundwasserleiter sind geprägt durch ihre häufig rasch wechselnde 

Sedimentfolge und ihre heterogene Struktur. Ihre Mächtigkeit schwankt von wenigen 

Metern bis zu 200 m im Bereich pleistozäner Rinnen. Insbesondere diese Rinnen 

stellen ergiebige Grundwasserförderhorizonte dar (BOKELMANN, 1997). Im mittleren 

Teil des Untersuchungsgebietes ist die hydraulische Barriere (Hamburger Ton oder 

der obere Glimmerton) zwischen tertiärem und pleistozänen Grundwasserleitern partiell, 

im Süden teilweise vollständig, ausgeräumt. In diesen Bereichen kann es zu hydraulischen 

Kontakten kommen. 

Klima 

Das Klima in Schleswig-Holstein wird durch das Azorenhoch und das Islandtief bestimmt. 

Durch diese relativ stabilen Luftdruckwirbel herrschen Westwinde mit advektiven 

Wetterlagen vor, die besonders in Westküstennähe zu hohen Niederschlägen 

führen. Das Klima ist als gemäßigt feucht-ozeanisch zu beschreiben (RIEDEL, 1987). 

Die Jahresmitteltemperatur liegt bei 8,3 °C, der mittlere unkorrigierte Jahresniederschlag 

beträgt 763 mm/a. Die Niederschlagsmenge verteilt sich nicht gleichmäßig 

über das Land. Die mittlere Jahresniederschlagsmenge auf der Insel Fehmarn liegt 

bei nur 550 mm/a und auf der Schleswiger Geest bei 825 mm/a. Die mittlere Verdunstung 

beträgt im Jahr ca. 460 mm (MINISTERIUM FÜR UMWELT, 1998). Die Jahreswerte 

der klimatischen Wasserbilanz sind, außer in extremen Trockenjahren, positiv.

2 Stand der Forschung 

2.1 Wasserhaushalt und seine Elemente 

Der Wasserhaushalt beschreibt bilanzierend den Wasserkreislauf in einem Betrachtungsraum 

(MÜLLER, 1999). Der Wasserkreislauf ist eine Folge der ständigen Zustands- 

und Ortsveränderungen des Wassers in Form von Niederschlag, Abfluß und 

Verdunstung (DIN 4049, 1996). Die Wasserhaushaltsglieder und die dazugehörigen 

Prozesse sind in Abbildung 3 schematisch dargestellt. 

Evapotranspiration 

Interzeption 

Pflanzen 

Evaporation 

Wasseraufnahme 

Der Wasserhaushalt 

Niederschlag 

Muldenverluste Benetzungsverluste 

Bodenoberfläche 

kapill. Aufstieg 

Infiltration 

ungesättigte 

Bodenzone 

Abbildung 3: Einflußgrößen auf die Höhe der Grundwasserneubildungsrate.Qo = Oberflächenabfluß, 

Qi = Zwischenabfluß, Qb = Basisabfluß 

Der Niederschlag fällt entweder auf Pflanzen, auf die Erdoberfläche oder in Gewässer. 

Von dort verdunstet ein Teil des Niederschlages direkt. Andere Anteile bilden 

den Oberflächenabfluß oder versickern. Die versickerten Wassermengen werden 

innerhalb der ungesättigten Bodenzone von den Pflanzen aufgenommen, fließen 

oberflächennah als Zwischenabfluß ab oder erreichen den Grundwasserraum 

(WOHLRAB ET AL., 1992). Dieser Prozeß beschreibt die Grundwasserneubildung aus 

infiltriertem Niederschlag. Im folgenden werden die einzelnen Wasserhaushaltskomponenten 

vorgestellt. 

Qi 

Qo 

kapill. Aufstieg 

GrundwasserneubildungQb 

Influenz 

Aquifer 

Gewässer 

Evaporation 

7

8 

2.1.1 Niederschlag 

Zum Niederschlag zählen alle Kondensationsprodukte, die aus der Atmosphäre zum 

Boden gelangen. Man unterscheidet folgende Niederschlagsarten: 

- fallender Niederschlag: Regen, Schnee, Hagel, Graupel und andere Niederschläge 

in Form von Eispartikeln 

- abgesetzte Niederschlag: Tau, Reif und Nebelniederschläge 

- abgelagerte Niederschlag: Schneedecke, Eisablagerungen 

- aufgewirbelte Niederschlag: Schneefegen, Schneetreiben (windbedingte Umlagerung 

von zunächst abgelagerten Schnee 

Die größte mengenmäßige Bedeutung haben die fallenden Niederschläge, zuvorderst 

Regen und an zweiter Stelle der Schnee (ERNSTBERGER, 1987). 

Je nach dem Flächenbezug des betrachteten Niederschlages unterscheidet man 

zwischen dem punktmäßig gemessenen Niederschlag (Punkt- oder Stationsniederschlag) 

und dem auf die Fläche bezogenen Gebietsniederschlag. Bei Wasserhaushaltsbetrachtungen 

stellt der Gebietsniederschlag die entscheidende Systeminputgröße 

dar. Die Ermittlung des Gebietsniederschlages erfolgt durch die Regionalisierung 

der punktuell gemessenen Niederschlagshöhen. 

Als Niederschlagsmesser dienen kreisrunde zylindrische Gefäße mit unterschiedlich 

großen Auffangfläche. Diese werden in verschiedenen Höhen über der Erdoberfläche 

angeordnet. Innerhalb der einzelnen meteorologischen Netze werden einheitliche 

Regenmessertypen verwendet, um eine Vergleichbarkeit der Daten zu gewährleisten. 

Beim Deutschem Wetterdienst (DWD) wird als Standardverfahren zur Bestimmung 

der punktuellen Niederschlagshöhe der Regenmesser nach Hellmann eingesetzt. 

Er besitzt eine Auffangfläche von 200 cm 2 und wird 1 m über Erdoberfläche 

angeordnet (MANIAK, 1998). 

Die punktuelle Messung des fallenden Niederschlages ist mit teils unüberwindlichen 

Schwierigkeiten und Fehlern verbunden (RAPP & SCHÖNWIESE, 1996), da es zu 

sythematischen Meßfehlern, gegenüber den auf der Geländeoberfläche auftreffenden 

Niederschlagsarten, kommt (GRUNSKE, 1975; LÜTZKE, 1965). Diese führen in der 

Regel zu einer Unterschätzung der gefallenen Niederschlagsmengen. Experimentelle 

Untersuchungen mit wechselnder Höhenanordnung des Meßgerätes ergaben, daß 

die verbreiteten Standardgeräte nur 50 bis 95 % des wahren Niederschlages messen 

(SEVRUK, 1994). Wesentliche Ursachen ist die Verwehung von Niederschlagsanteilen 

über das Auffanggefäß hinaus. Mit wachsender Windexposition nimmt der Fehlbetrag 

zu, so daß im offenen Gelände größere Meßfehler zu erwarten sind, als in bebauten 

und vegetationsreichen Gebieten (SEVRUK & NESPOR, 1994). LEGATES (1993)

stellte fest, daß bei starkem Wind durchschnittlich 20% des tatsächlich gefallenen 

Niederschlages von einer Hellmann-Apparatur nicht aufgenommen wird. Bei 

Schneefall können die Verluste zum teil sogar mehr als 50 % betragen (SEVRUK, 

1994). Neben dem dominierenden Windeinfluß (Herauswehen durch Turbulenz und 

Wirbelbildung) können der Aufbau und die Eigenschaften des Meßinstrumentes 

(Maße, Installationshöhe, Form, Farbe, Material, Alter, Isolation) sowie eventuell auftretende 

Gerätefehler (Herausspritzen, Verdunstung, Kondensation, Benetzung, Lekke) 

sowie Beobachterfehler (Ablesung) die Meßwerte zusätzlich beeinflussen. Dies 

stellt den Sinn der Angabe eines Absolutwertes in Frage. 

Obwohl die Problematik der Niederschlagsmessungen seit langem diskutiert wird 

(GOLF, 1982; GOLUBEV, 1980; GRAF, 1984; KARBAUM, 1970; RICHTER, 1995), beziehen 

die meisten Verfahren zur Berechnung der Grundwasserneubildung unkorrigierte 

Niederschlagswerte ein. Grund hierfür ist vor allem, daß die Niederschlagskorrektur 

zwar möglich, aber aufgrund fehlender Informationen über die Stationslage sehr aufwendig 

ist. Erst der Ansatz von Richter (1995), der die Einteilung von Regionen mit 

einheitlichen Niederschlagsmeßfehlern vorschlägt, bietet einen handhabbaren Lösungsansatz. 

RICHTER (1995) weist für Deutschland Windfehler in der Größenordnung von ca. 2 bis 

35 % und Benetzungs- und Verdunstungsfehler von 3 bis 8 % nach, wobei die Höhe 

des Meßfehlers abhängig von der Jahreszeit und der Stationslage ist. Im Winter 

überwiegen bei weitem die Windfehler, im Sommer dagegen die Benetzungs- und 

Verdunstungsfehler. Für das Norddeutsche Tiefland gibt RICHTER (1995) die, in der 

Tabelle 1 aufgeführten, mittleren monatlichen Niederschlagsmeßfehler an. 

Tabelle 1: Jahresgang des mittleren prozentualen Niederschlagsmeßfehlers für Schleswig-Holstein, 

a = frei, b = leicht geschützt, c = mäßig geschützt, d = stark geschützt; 

nach RICHTER (1995) 

Stationslage 

Jan Feb Mrz Apr Mai Jun Jul Aug Sept Okt Nov Dez Jahr 

a 22,8 23,6 20,0 16,0 12,0 10,3 10,5 10,3 11,5 13,6 16,2 18,9 14,9 

b 17,3 17,9 15,5 13,6 10,8 9,2 9,4 9,3 10,2 11,2 12,9 14,6 12,3 

c 13,4 13,7 12,6 11,6 9,8 8,4 8,5 8,4 9,1 9,7 10,6 11,6 10,4 

d 9,5 9,6 9,4 9,4 8,5 7,3 7,5 7,3 7,8 7,8 8,0 8,4 8,2 

Die Korrektur des systematischen Meßfehlers der Hellmann-Apparatur wird in 

Deutschland i.R. vom DWD vorgenommen und erfolgt auf der Grundlage von Untersuchungen 

von RICHTER (1995), nach der Beziehung: 

Nkor = N+∆N mit N = Meßwert des Hellmannmeßgerätes ∆N = bN ∈ 

9

10 

Durch die Koeffizienten b und ∈ wird der Einfluß der Windexposition der Meßstelle 

und die Niederschlagsart (fest, flüssig, Mischniederschlag) der Meßwerte berücksichtigt. 

2.1.2 Evapotranspiration 

Die Evapotranspiration als physikalischer Prozeß beschreibt den Übergang von 

Wasser aus dem flüssigen oder festen Zustand in den gasförmigen Zustand durch 

die Verdunstung von der Bodenoberfläche und die Transpiration von Pflanzen 

(DVWK, 1996). Die potentielle Evapotranspiration gibt die, unter gegebenen klimatischen 

Bedingungen, maximal mögliche Verdunstung an. Sie entspricht etwa der 

Verdunstung einer freien Wasseroberfläche. Die Bestimmung der potentiellen 

Evapotranspiration kann mittels unterschiedlichster Verfahren erfolgen. Die direkte 

Messung der Verdunstung erfolgt über Verdunstungswaage, Verdunstungswanne 

oder mit Hilfe wägbarer Lysimeter. Diese Verfahren sind, genau wie die indirekte Bestimmung 

der Evaporation über Bodenfeuchtebestimmung, sehr aufwendig. (vgl. Abbildung 

4). 

Boden: 

Substrat, Lagerungsdichte 

Durchwurzelungstiefe 

aktuelle Feuchte 

Relief, Exposition 

Messung an Verdunstungskörpern: 

Piche-Evaporimeter 

Czeratzki-Scheibe 

CLASS-A-PAN 

Messung an Pflanzen am Standort: 

Einzelbalttuntersuchungen 

Aerodynamische Profilmethode 

Energiebilanzmethode 

Klima: 

Sonneneinstrahlung, Windbewegung 

Lufttemperatur, Luftfeuchtigkeit 


Direkte Meßverfahren Indirekte Meßverfahren 

Abbildung 4: Evapotranspiration: Einflüsse und Meßverfahren 

Bodenfeuchtebestimmung: 

Neutronensonden,Gravimetrie,Tensiometern, 

Lysimetern 

Meteorologische, empirische Formeln: 

z.B.: Thornthwaite, Haude, Penman, Rijtema, 

Penman-Montheith, Blaney Criddle, Turc etc. 

Kombinierte Verfahren: 

Haude-Bodenwasserhaushalt 

Vegetation: 

Art, Entwicklung, 

Vegetationszeitpunkt, 

Wasserversorgung, 

Vergesellschaftung

Empirisch entwickelte Formeln ermöglichen die Berechnung der potentiellen 

Evapotranspiration anhand von Klimafaktoren. Die große Rolle, die die Verdunstung 

in der Hydrologie, Meteorologie, Wasser und Landwirtschaft einnimmt, äußert sich in 

den zahlreichen monographischen Abhandlungen (BRUTSAERT, 1984; DVWK, 1996; 

RIJETMA, 1965; SCHMUGGE & ANDRE, 1991; SCHRÖDTER, 1985). Die Vielzahl an empirischen 

Formeln gibt einen Hinweis auf die komplexen Zusammenhänge des 

Evapotranspirationsprozesses und die Problematik der Evapotranspirationsberechnung. 

Neue Ansätze zur Ermittlung der Evapotranspiration werden von YANG & 

MELVILLE (1997) beschrieben, die eine Methode zur Berechnung der Evapotranspiration 

durch die Auswertung von Landsat-TM-Daten erprobten. Im folgenden werden, 

neben einer Kurzbeschreibung der Penmann-Methode, die Berechnungsansätze 

vorgestellt, die in den von uns angewandten Verfahren zur Berechnung der flächendifferenzierten 

Grundwasserneubildungsrate berücksichtigt werden. 

Verdunstung von Wasserflächen 

Die umfassendste Formel zur Berechnung der potentiellen Evapotranspiration freier 

Wasserflächen stellte PENMAN (1956) unter Berücksichtigung aller wesentlichen meteorologischen 

Faktoren auf. In die Formel von Penman gehen folgende Faktoren 

ein: Tagesmittel der Lufttemperatur, Tagesmittel der relativen Luftfeuchte, Tagessumme 

der Globalstrahlung, tatsächliche Sonnenscheindauer, Tagesmittel der 

Windgeschwindigkeit in zwei Meter Höhe, Sättigungsdampfdruck des Wassers beim 

Tagesmittel der Lufttemperatur, Steigung des Sättigungsdampfdruckes beim Tagesmittel 

der Lufttemperatur, Albedo-Wert und theoretisch mögliche Sonnenscheindauer. 

Die Anwendungsmöglichkeit dieser Formel wird dadurch eingeschränkt, daß viele 

dieser meteorologischen Faktoren nicht an allen Klimastationen erhoben werden. Die 

Penman Formel wurde von MONTEITH (1965) für die Berechnung der Evapotranspiration 

von Nutzflächen mit Bestandsfaktoren erweitert. Die Berechnung der 

Evapotranspirationshöhe mittels der Penman-Monteith-Beziehungen zeigt eine sehr 

hohe Übereinstimmung mit tatsächlich gemessenen Werten und wird weltweit angewandt 

(ABTEW & OBEYSEKERA, 1995; DVWK, 1996; FENNESSEY & VOGEL, 1996). So 

testet der DWD zur Zeit die Routineanwendung des Programmes AMBETI, welches 

auf der Penman-Monteith-Beziehung beruht (BRADEN, 1995). Das Meteorological Office 

in Großbritannien setzt seit Jahren das Penman-Monteith-Verfahren erfolgreich 

ein. 

Potentielle Evapotranspiration von Landflächen 

Die einfacheren empirisch-statistischen Methoden zur Berechnung der potentiellen 

Verdunstung von Landflächen sind meist über den Zusammenhang zwischen meteorologischen 

Messungen und Bodenfeuchte- oder Evaporimetermessungen entwickelt 

worden. Berücksichtigt werden ein bis zwei meteorologische Größen. Dies hat den 

Vorteil, daß die notwendigen Eingangsdaten an den meisten Wetterstationen abrufbar 

sind bzw. leicht aus Tabellen entnommen werden können. In der Praxis haben 

11

12 

sich u. a. die Verfahren von HAUDE (1954) UND Turc-Ivanov bewährt (DOMMERMUTH & 

TRAMPF, 1990). 

Verfahren nach HAUDE (1954) 

In Deutschland veröffentlichte zuerst Haude ein Verfahren zur Berechnung von Monatsummen 

der potentiellen Evapotranspiration. Das von HAUDE (1954) entwickelte 

Verfahren besitzt den Vorteil, daß zu seiner Anwendung nur die tägliche Lufttemperatur 

und relative Luftfeuchte notwendig sind. Die Formel lautet: 

ET 

P 

14 

pot 

= 

⎛ F14 

⎞ 

= x ⋅P14⎜1− 

⎟ 

⎝ 100 ⎠ 

4, 

58⋅10 

7 , 45⋅t 

235+ 

⋅t 

[ mm/ 

d ] 

X= Monatskoeffizient 

P14= Sättigungsdampfdruck um 14 00 Uhr 

F14= relative Luftfeuchte um 14 00 Uhr (%) 

t = Lufttemperatur um 14 00 Uhr (°C) 

Die Monatskoeffizienten gelten nur für einen unbewachsenen Boden mit einem 

Grundwasserflurabstand von 40 cm. Da diese Voraussetzungen naturgemäß selten 

gegeben sind, berechnete SPONAGEL (1980) pflanzenspezifische Monatskoeffizienten. 

Hierdurch wird die Berechnung der landnutzungsabhängigen potentiellen 

Evapotranspiration ermöglicht. Die Berechnung der potentiellen Evapotranspiration 

nach Haude wird zusammen mit dem Niederschlag als klimatische Wasserbilanz in 

Niedersachsen und Schleswig-Holstein erfolgreich bei der Beregnungsberatung eingesetzt. 

Im Vergleich zu Lysimeterdaten liefert sie, bei der Betrachtung von Normaljahren, 

gute Übereinstimmungen. In Trockenjahren kann die errechnete potentielle 

Evapotranspiration um 30 % höher und in Naßjahren um 10 % niederiger liegen 

(BEINHAUER, 1998). Insbesondere an Tagen mit hoher Luftfeuchtigkeit oder in Küstengebieten 

kommt es zu einer Unterschätzung der potentiellen Evapotranspiration. 

Das Verfahren nach Turc (1961) 

Das empirische Verfahren von TURC (1961) wurde für Frankreich und Nordafrika 

entwickelt und besitzt nur Gültigkeit für positive Temperaturen. In die Berechnung 

geht neben der Lufttemperatur die Globalstrahlung in täglicher Auflösung ein: 

Et 

mit 

pot 

0, 

00311 

= ( G + 209) 

× 

t + 15 

L 

Etpot = potentielle Verdunstungshöhe in mm/d 

G = Globalstrahlung 

tL = Lufttemperatur in °C, Tagesmittelwert

Das TURC-Verfahren liefert für Deutschland zu geringe Werte der ETpot, so daß eine 

Korrektur notwendig ist. Der Korrekturfaktor beträgt für die Jahressummen 1,1 

(DVWK, 1996). WENDLING (1984 ) beschreibt das Verfahren, als das beste Verfahren 

zur Abschätzung der potentiellen Evapotranspiration. 

Aufgrund der Gültigkeit der TURC-Formel für nur positive Temperaturen, versagt die 

Formel im Temperaturbereich unter 0°C und ist bei Lufttemperaturen, die nur knapp 

über dem Gefrierpunkt liegen, stärker fehleranfällig. Daher wird in der Praxis das 

Turc-Verfahren für die Monate November bis Dezember durch die modifizierte Ivanov-Formel 

ergänzt (WENDLING ET AL., 1984). In diesen Monaten bzw. in Monaten mit 

Lufttemperaturen unterhalb von 3°C gilt ersatzweise: 

ETpot = 0, 

0011× 

( 25+ 

t L) 

2 

× ( 100 − U) 

mit Etpot = potentielle Verdunstungshöhe in mm/d 

tL = Lufttemperatur in °C, Tagesmittelwert 

U = relative Luftfeuchte in %, Tagesmittelwert 

Reale (tatsächliche) Evapotranspiration 

Bei der Berechnung der potentiellen Evapotranspiration wird davon ausgegangen, 

daß bei gegebenen meteorologischen Bedingungen unbegrenzt Wasser zur Verfügung 

steht. Im Gegensatz dazu wird bei der Berechnung der tatsächlichen Verdunstung 

eines Gebietes der tatsächliche Wasservorrat des Bodens sowie Art und Anteil 

der Flächennutzung berücksichtigt. Hierbei wird der Wasservorrat des Bodens durch 

die Speichereigenschaften des Bodensubstrates, durch den spezifischen Wasserbedarf 

der Bewuchsart sowie durch die Wiederauffüllung durch Niederschläge beschrieben. 

Beispielhaft soll das vom DWD verwandte Programmpaket VEKOS vorgestellt 

werden. 

Die grundlegende Konzeption des Verdunstungskomponentensystems VEKOS wird 

bei KLÄMT (1988) beschrieben. Das Programm berücksichtigt bei der Berechnung der 

Verdunstungshöhe vegetationsbedeckter Flächen die Speichereigenschaften des 

Bodens, Bodenfeuchteausschöpfung der jeweiligen Bewuchsart und die Wiederauffüllung 

durch Niederschläge. Die vegetationsspezifische Faktoren gehen nur für den 

Zeitraum der Vegetationsperiode März bis Oktober in das Modell ein. Im Zeitraum 

November bis Februar erfolgt im Modell keine nach Bewuchs differenzierte Berechnung 

der Verdunstungshöhen der Landoberfläche. Für die Wintermonate wird davon 

ausgegangen, daß die Evapotranspirationhöhe im wesentlichen durch die meteorologischen 

Verhältnissen bestimmt wird. Diese wird in dem Programm durch das 

Verfahren nach Turc-Ivanov ermittelt. 

13

14 

2.1.3 Abfluß 

Der Abfluß ist in der DIN 4049 (1994) allgemein und quantitativ definiert. Allgemein 

ist er „unter dem Einfluß der Schwerkraft auf und unter der Landoberfläche sich bewegendes 

Wasser“. Quantitativ handelt es sich um ein Wasservolumen, das pro 

Zeiteinheit einen gewissen Fließquerschnitt durchfließt und einem Einzugsgebiet zuzuordnen 

ist. Hierbei ist zu beachten, daß der allgemein definierte Abfluß nicht zu 

dem quantitativ definiertem führen muß, da er wiederum verdunsten kann. Nach der 

Wasserhaushaltsgleichung ist der Abfluß der Teil des Niederschlages, der nicht verdunstet 

ist. Der Abfluß wird von einer Reihe unterschiedlicher Faktoren gesteuert. In 

der Abbildung 5 sind wichtige Einflußgrößen schematisch in ihrem Bezug zum Abfluß 

dargestellt. 

Niederschlag Verdunstung 

Form 

Relief 

Klima 

Abfluß 

Einzugsgebiet 

Landnutzung 

Abbildung 5: Der Abfluß in Bezug zu wichtigen Einflußgrößen 

Boden 

Der Niederschlag nimmt Einfluß durch seine Form (Regen, Schnee usw.), Typ, Intensität, 

Dauer, zeitliche und räumliche Verteilung, Häufigkeit und Bewegungsrichtung 

des Niederschlagfeldes (DYCK, 1978). Die Höhe der Verdunstung bestimmt neben 

dem Niederschlag die Abflußhöhe. Der Boden steht mit dem Abfluß und dem 

Niederschlag über die eventuelle Verschlämmungsneigung in Wechselbeziehung. 

Form und Relief des Einzugsgebietes bestimmen die Zeit, die dem Oberflächenabfluß 

zur Versickerung bzw. zur Verdunstung „zur Verfügung steht“. Der Boden wirkt 

sich einerseits über seine Infiltrationskapazität, andererseits durch seine Eigenschaft, 

Wasser zu speichern und dieses der Verdunstung zuzuführen, aus. Einen starken 

Einfluß auf die Entstehung und Art des Abflusses hat die Landnutzung. Auf die Prozesse 

der Einflußnahme wird bei der Beschreibung der unterschiedlichen Abflußformen 

näher eingegangen.

Abflußbildung- und Abflußprozesse 

Der Prozeß der Abflußbildung beinhaltet die im und auf dem Boden zum Abfluß gelangenden 

Anteile des Niederschlages, die als effektiver Gebietsniederschlag den 

Erdboden erreichen. Die Teilprozesse, die die Abflußbildung steuern, sind in der 

linken Hälfte der Abbildung 6 dargestellt. Die Ergebnisse der Abflußbildung führen 

über die unterschiedlichen Formen des Abflusses (über die Abflußkonzentration) bis 

zum Abfluß im offenen Gerinne und ergeben zusammen den Abflußprozeß. 

Abbildung 6 : Schematische Darstellung des Abflußprozesses (aus BAUMGARTNER & L IEBSCHER, 1996) 

Abhängig von der Reaktionszeit zwischen einem Niederschlagsereignis und der Reaktion 

des Fließgewässers können drei Arten der Speisung unterschieden werden, 

denen wiederum Abflußarten unterschiedlicher Entstehungsorte zugeordnet werden 

können (JELINEK, 1999a). 

Direktspeisung 

Landoberflächenabfluß (Horton-Abfluß) 

Sättigungsabfluß (an der Bodenoberfläche) 

Regenentwässerung (versiegelte Flächen) 

Zufluß aus Gräben und Drainagen 

Grundwasserimpuls 

15

16 

Verzögerte Speisung 

Zufluß aus Gräben und Drainagen 

Zwischenabfluß (Interflow) 

Schneller Grundwasserabfluß 

Überflutung 

Basisspeisung 

Grundwasserabfluß 

Abwassereinleitung 

Der an einem Pegel gemessene Abfluß besteht aus einer Kombination der o.g. Abflußprozesse, 

die sich gegenseitig überlagern können. So kann z.B. Oberflächenabfluß 

aus größerer Entfernung zum Vorfluter zeitgleich mit Interflow aus der nahen 

Umgebung, als Antwort auf ein Niederschlagsereignis, gemessen werden. 

In der Literatur sind zahlreiche Verfahren zur Separation der Abflußkomponenten aus 

einer Abflußganglinie oder aus statistischen hydrologischen Daten beschrieben 

(DYCK, 1978; KILLE, 1970; LILLICH, 1970; MENDEL & UBELL, 1973A; MENDEL & UBELL, 

1973B; NATERMANN, 1958; WUNDT, 1968). Im folgenden werden Arten des Abflusses 

nach ihren Entstehungsorten unterschieden und die Prozesse näher erläutert. 

Der Oberflächenabfluß 

Im wesentlichen führen zwei Mechanismen zu Oberflächenabfluß. Der Hortonsche 

Landoberflächenabfluß, in Folge der Überschreitung der Infiltrationskapazität eines 

Bodens, sowie der Sättigungsabfluß. 

Bei Infiltrationsmessungen stellte HORTON (1933) eine exponentielle Abnahme der 

Infiltration des Niederschlages im Boden mit der Zeit fest. Das Infiltrationsvermögen 

eines Bodens nimmt mit der Infiltrationsdauer ab, bis es einen konstanten Wert erreicht. 

Die Zeit, die bis zur Einstellung des stationären Zustandes vergeht sowie die 

sich dann einstellende Infiltrationshöhe der Infiltrationskapazität, ist von den Bodeneigenschaften 

abhängig. Beispiele von Infiltrationsuntersuchungen zeigen Unterschiede 

zwischen dem Infiltrationsvermögen zu Beginn der Messungen bis zum Einstellen 

der Stationarität vom Mehrfachen einer Zehnerpotenz (DYCK, 1978). Bei Infiltrationsuntersuchungen 

auf vorwiegend lehmigen Böden von SHARMA ET AL. (1980) 

wurde stets eine Gleichgewichtseinstellung in weniger als 60 Minuten erreicht. Wird 

die Infiltrationskapazität des Bodens im Verlauf oder bei der Gleichgewichtseinstellung 

überschritten, kommt es zu Oberflächenabfluß. In weiterführenden Untersuchungen, 

z.B. von THEILE (1972), wurde auf den Zusammenhang zwischen der Infiltrationskapazität 

und dem Bodenwasservorrat eingegangen. 

Durch die Verschlämmung des Bodens wird der Infiltrationsprozeß gehemmt. Der 

Regenschlag liefert sowohl die mechanische Energie zur Verringerung der Gefügestabilität, 

als auch das Wasser zum Transport abgelöster Partikel. Beides ermöglicht

die Verschlämmung eines Bodens. Dabei werden Aggregate aufgelöst und durch 

lokales Quellen bis hin zur Dispergierung in eine Suspension überführt. Diese Suspension 

sickert in den Untergrund und die Festpartikel werden dort abgefiltert. Dadurch 

wird die weitere Infiltration gehemmt. Als Folge davon wird der Wassergehalt 

in den oberen Bodenschichten weiter erhöht, was wiederum zu einer Destabilisierung 

des Gefüges führt. SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL (1992) sowie EINSELE & SCHULZ 

(1973) messen dieser Art des Oberflächenabflusses, durch Überschreitung des 

Infiltrationsvermögens, in den Sandergebieten Schleswig-Holsteins nur eine geringe 

Bedeutung bei. Trotz des bedeutenden Anteils von Lehmböden sind die Voraussetzung 

der durchgehenden Fließwege bis zum Vorfluter und der notwendigen Starkregenereignisse 

nur selten verwirklicht. Insgesamt wurde dieser Prozeß für humide 

Gebiete in der Vergangenheit häufig überschätzt (BEVEN & WOOD, 1983; BONNEL, 

1993; PILGRIM, 1983). Eine bedeutende Rolle spielt er im ariden Bereich durch Oberflächenverkrustung, 

Vegetationsarmut und ausgetrocknete Böden (BAUMGARTNER & 

LIEBSCHER, 1996). 

Mengenmäßig bedeutender ist im humiden Bereich der Oberflächenabfluß von Flächen, 

deren Infiltrationskapazität nahezu Null ist. Hierzu zählt u.a. der Sättigungsabfluß. 

Der Sättigungsabfluß findet auf grundwassernahen Standorten statt, deren Infiltrationskapazität 

aufgrund sehr geringer Flurabstände bereits auf ein Minimum reduziert 

ist. Nach Niederschlagsereignissen kann oberflächennahes, lateral fließendes 

Grundwasser am Hangfuß gesättigte Flächen bilden. Teilweise führt dies bis zum 

Wiederaustritt an der Oberfläche und bildet den sogenannten „return flow“ 

(MUSGRAVE & HOLTAN, 1964). Da sich diese Gebiete in der Regel in der Nähe von 

Vorflutern befinden, ist der Fließweg zum selben kurz. Die Wahrscheinlichkeit einer 

Unterbrechung von Fließpfaden, z.B. durch abflußlose Senken, ist dadurch geringer. 

Anhand des Mechanismus des Sättigungsabflusses kann es auch in Flachland mit 

sandigen Böden zur Oberflächenabflußbildung kommen (GRUNSKE, 1975). Im humiden 

Bereich wird der Landoberflächenabfluß zum überwiegenden Teil aus dem Sättigungsabfluß 

gebildet. Neben den gesättigten Flächen bilden gefrorene Böden, 

Wasserflächen und versiegelte Flächen Bereiche mit einer Infiltrationskapazität nahe 

oder gleich Null. Einschränkend ist zu bemerken, daß nur vollständig, bündig versiegelte 

Flächen eine Infiltration verhindern. Bei Untersuchungen im Berliner Stadtgebiet 

stellte GLUGLA ET AL. (1999) fest, daß versiegelten Flächen Infiltration in beträchtlicher 

Höhe zulassen. Die Grundwasserneubildung unter diesen Flächen ist zum Teil 

höher als auf unversiegelten Flächen. Der erhöhte Oberflächenabfluß wird von einer 

geringeren Verdunstung kompensiert. 

Der hypodermische Abfluß (Zwischenabfluß) 

Der Begriff hypodermischer Abfluß steht für oberflächennahe, laterale Fließvorgänge 

im Boden. Er beschreibt somit den physikalischen Prozeß der Wasserbewegung in 

der ungesättigten Bodenzone. Der Zwischenabfluß entspricht, den sich bei der 

17

18 

Ganglinienseparation ergebenden, Anteil des Direktabflusses. Er tritt verzögert auf 

und geht vermutlich aus den o.g. Prozessen hervor. 

Hypodermischer Abfluß entsteht bei einem anisotropen Aufbau des Bodens mit einer 

Verringerung der hydraulischen Leitfähigkeit in der Tiefe. Trifft das Sickerwasser auf 

eine schlechter durchlässige Schicht, bewegt sich ein Teil des Wassers parallel zu 

dieser in Richtung des stärksten Gefälles (JACKSON, 1992; JACKSON, 1993; 

PHILIP, 1993). Dies tritt hauptsächlich auf, wenn sich ein skelettreicher Boden über 

schlecht durchlässigen Schichten befindet (BAUMGARTNER & LIEBSCHER 1996). 

Eine wichtige Rolle beim hypodermischen Abfluß kann der Makroporenfluß spielen 

(MCDONNEL, 1990). Ein System von verbundenen, vertikalen und horizontalen Makroporen 

begünstigt den hypodermischen Abfluß (BRONSTERT, 1994). Der hypodermische 

Abfluß im Makroporensystem ist im Fließgewässer schneller nach einem 

Niederschlagereignis zu registrieren, als der aus dem Matrixfluß (KOFALK, 1998). Der 

Zwischenabfluß kann entweder wieder an der Bodenoberfläche austreten (return 

flow) und als Oberflächenabfluß weiter fließen, oder er gelangt unterirdisch bis in den 

Bereich des Vorfluters (RICHTER & LILLICH, 1975). 

Der Basisabfluß 

Der Basisabfluß ist der Teil des Abflusses, der mit großer Verzögerung und stark gedämpft, 

die Reaktion auf Niederschlag im Vorfluter bildet. Er wird in der Hauptsache 

aus Niederschlägen gebildet, die in den Boden versickern, die ungesättigte Zone 

durchsickern und als Grundwasserabstrom in den Vorfluter exfiltrieren. Der Reibungswiderstandes 

im Grundwasserleiter bewirkt eine verzögerte Speisung des Vorfluters. 

Dieser Prozeß wird durch das Darcy Gesetz beschrieben. Die Speisung eines 

Vorfluters, über den Grundwasserpfad mit einer sehr schnellen Reaktion auf ein Niederschlagsereignis, 

ist besonders in Einzugsgebieten im Tiefland bedeutend. Dort 

führen Niederschläge zu einer kurzfristigen Erhöhung der Piezometerstände. Über 

eine Druckübertragung im gesättigten Bereich kommt es zu einer Direktspeisung der 

Vorfluter (JELINEK, 1999b). 

Im Tiefland ist bei der Ermittlung der Basisabflußspenden mit großen Fehlern zu 

rechnen, wenn das oberirdische Einzugsgebiet als Berechnungsgrundlage herangezogen 

wird. Eine Überprüfung der Übereinstimmung der Flächengröße von unterirdischem 

und oberirdischem Einzugsgebiet ist über die Wasserhaushaltsgleichung 

möglich, da die Differenz von Niederschlag und Verdunstung durch den Abfluß gebildet 

wird (BAUMANN ET AL., 1970). Bei anthropogener Nutzung des Gewässers können 

auch eingeleitete Klarwässer zum Teil den Basisabfluß eines Vorfluters bilden.

2.2 Grundwasserneubildung 

Nach DIN 4049 Teil 3 bezeichnet der Begriff der Grundwasserneubildung den Zugang 

von infiltriertem Wasser durch den Sickerraum zum Grundwasser. Die Infiltration 

ist der Zugang von Wasser, u.a. aus dem Niederschlag durch enge Hohlräume in 

den Erboden (ALBRECHT & GROSSMANN, 1995). Während die Infiltration an der Untergrenze 

des durchwurzelten Bodenraumes gemessen wird, findet die eigentliche 

Grundwasserneubildung an der Oberfläche des oberflächennahen Grundwasserkörpers 

statt (vgl. Abbildung 7). 

Abbildung 7 : Darstellung eines Grundwasserabschnittes (DIN 4049 Teil 3) 

Wie die Abbildung 7 verdeutlicht, trägt nicht nur die Infiltration von Niederschlägen 

zur Grundwasserneubildung bei, sondern auch Beregnung, Einleitung und Influenz 

von Oberflächengewässern. Grundwasserneubildung findet nur im obersten Grundwasserstockwerk 

statt, da die Speisung von tieferen Stockwerken als Zusickerung 

definiert ist. 

In der Praxis wird der Begriff Grundwasserneubildung häufig sehr unscharf formuliert. 

Dies führte 1997 zu einer lebhaften Diskussion zwischen HÖLTING (1997a) und 

DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1997). HÖLTING (1997a) kritisierte den von KLAASSEN & 

SCHEELE (1996) verwandten Begriff der potentiellen Grundwasserneubildung. Er betont, 

daß die Berechnung der Grundwasserneubildung allein aus klimatischen Kennwerten 

und häufig nur indirekt bestimmten pedologischen Parametern kritisch zu 

19

20 

überprüfen ist. Ferner führt er auf, daß die Höhe der Grundwasserneubildung, sowohl 

im Festgestein als auch im Lockergestein, teils wesentlich von der Uferfiltration 

bestimmt wird. Dies wird durch Arbeiten von SCHNEIDER (1988) und SOMMER V. 

JARMERSTED (1992) bestätigt. HÖLTING (1997a) kommt zu dem Schluß, daß die beste 

Methode zur Ermittlung der Grundwasserneubildungsrate die Auswertung der Trokkenwetterabflüsse 

ist. DÖRHOEFER & JOSOPAIT (1997) stimmen mit HÖLTING (1997a) 

dahingehend überein, daß Uferfiltration und auch Seihwasser Anteile an der Grundwasserneubildung 

haben. Sie sind jedoch der Meinung, daß die Grundwasserneubildung 

überwiegend als Folge der Infiltration und Durchsickerung aus Niederschlag 

erfolgt. Ferner erläutern sie detailliert die Problematik der Berechnung der Grundwasserneubildungsrate 

aus Abflußmessungen, die im folgenden noch geschildert 

wird. HÖLTING (1997b) bestätigt in seiner Erwiderung noch einmal, daß für die 

reginale Ermittlung der Grundwasserneubildung die differenzierte Messung von 

Trockenwetterabflüssen die geeignetste Methode ist. 

Im Rahmen dieser Arbeit wird der Begriff der Grundwasserneubildung ausschließlich 

für die Ergänzung des Grundwassers aus dem Niederschlag verwandt. 

Influenzanteile, deren Abschätzung extrem problematisch sind (LERNER ET 

AL., 1990a), bleiben unberücksichtigt. Genau genommen wird bei vielen Verfahren 

sogar nur die Infiltration betrachtet, da während der Perkolation (Durchgang von 

Wasser durch den Sickerraum) noch Zwischenabfluß (Ai) auftreten kann (vgl. Abbildung 

8). 

Abbildung 8: Modellhafte Darstellung möglicher Grundwasserneubildungsvorgänge in humiden Bereichen. 

A) im Flachland B) in Gebieten mit hoher Reliefenergie C) in Bereichen mit Influenz

Die Ermittlung der Grundwasserneubildungsrate stützt sich je nach der vorgegebenen 

Datenlage, den klimatologischen, morphologischen und geologischen Bedingungen 

auf unterschiedliche Verfahren. Wichtig für die Ermittlung der Grundwasserneubildungsrate 

ist die Kenntnis der Fehlerquellen bei den einzelnen Verfahren. Des 

weiteren sollte eine Abschätzung der Meßgenauigkeit der Eingangsdaten wie z. B. 

Niederschlag, Verdunstung, Boden, Abfluß und hydrogeologische Gegebenheiten 

erfolgen. Die Grundwasserneubildung ist als Basisabfluß Bilanzglied der Wasserhaushaltsgleichung: 

N = Q + V 

N = Qo + Qb + Qi + V 

N : Niederschlag Qo : oberirdischer Abfluß 

Q : Abfluß QI : Zwischenabfluß 

V : Verdunstung Qb : Basisabfluß 

Bei langjährigen Betrachtungen (unter Nichtberücksichtigung von Speicheränderungen) 

kann die Grundwasserneubildung bei Kenntnis der anderen Bilanzglieder berechnet 

werden. Die Vielzahl der entwickelten Methoden macht eine vollständige 

Darstellung der Möglichkeiten zur Ermittlung der Grundwasserneubildungrate unmöglich. 

Aufgrund der geographischen Lage des Untersuchungsgebietes Südost- 

Holstein konnten nur Methoden betrachtet werden, bei denen klimatologische wie 

geologische Verhältnisse des Untersuchungsgebietes ausreichend berücksichtigt 

werden. Dies reduziert die möglichen Verfahren mehr oder weniger auf den deutschsprachigen 

Raum. Für Grundwasserneubildungsberechnungen in ariden bis semiariden 

Klimaten hat die International Assosciation of Hydrogeologists (IAH) einen 

umfassenden Überblick über Verfahren und Problematiken der Grundwasserneubildungsabschätzung 

publiziert (LERNER ET AL., 1990a; BREDENKAMP ET AL., 1995). 

Im folgenden werden Verfahren zur Berechnung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate 

anhand ihres Betrachtungsschwerpunktes unterteilt und zusammenfassend 

beurteilt. Die durchgeführte Klassifizierung ist und kann aufgrund 

der Komplexität der Ermittlung der Grundwasserneubildung nicht eindeutig sein, so 

daß es zu Überschneidungen kommt. 

Sickerraum 

direkte Lysimetermethode oder die Übertragung von Lysimetergleichungen auf 

die Fläche, ggf. mit Ergänzung der Verfahren durch hydrologisch relevante Parameter 

(ABTEW & OBEYSEKERA, 1995; BALLA ET AL., 1998; DYCK & 

CHARDABELLAS, 1963; GLUGLA, 1996; GRUNSKE, 1975; JOSOPAIT & LILLICH, 

1975; LÜTZKE, 1965; OTTO, 1992; PROKSCH, 1990; SCHROEDER & WYRWICH, 

1990) 

21

22 

Wassergehalts- und Wasserspanungsmessungen unter Einsatz von Tensiometern 

(RENGER ET AL., 1974a), Neutronensonden (VISVALINGEN & TANDY, 

1972) oder einer Gammadoppelsonde und Einsatz der Darcy-Gleichung 

Bodenwasserhaushaltsmodelle oder ihre Kombination mit meteorologischen 

Wasserhaushaltsmodellen (ALBRECHT & GROSSMANN, 1995; BRADEN, 1995; 

ELLING ET AL., 1990; GLUGLA & THIEMER, 1971; GROSSMANN, 1996; HÖRMANN, 

1997; KLÄMT, 1988; KOITZSCH ET AL., 1980; RENGER & STREBEL, 1980; 

SCHROEDER & HAMELS, 1987; VAN DER PLOEG, 1974; WEGEHENKEL, 1995; 

WESSOLEK, 1989) 

Gerinneabfluß 

Auswertung der Abflußmessung unter der Annahme, daß der Basisabfluß der 

Grundwasserneubildungsrate entspricht (ASCHWANDEN ET AL., 1986; KILLE, 

1970; LINGEMANN, 1972; NATERMANN, 1958; WUNDT, 1958) 

Grundwasserraum 

mathematische Analyse der Grundwasserganglinen und der Grundwassereigenschaften: 

(Böke, 1977; Brühl et al., 1977; Bütow, 1975; Ferreira & Rodrigues, 

1988; Hessisches Landesamt für Umweltplanung, 1955; Johansson, 

1987; Preuss, 1977) 

hydrochemische Vergleiche zwischen der Niederschlags- und Grundwasserzusammensetzung, 

z.B. Chloridmethode (JOHANSSON, 1988; SCHOELLER, 

1963; SCHULZ, 1972) 

In den Tabellen 2 bis 4 sind Vor- und Nachteile der Berechnungsverfahren in Abhängigkeit 

des Betrachtungsraumes zusammengestellt: 

Tabelle 2: Vor- und Nachteile der Berechnungsverfahren der Grundwasserneubildung bei der Betrachtung 

des Sickerraumes 

Lysimetermessung und erweiterte Verfahren 

Vorteile Nachteile 

direkte Meßwerte der Versickerung, bzw. Grund- nur im Lockergestein einsetzbar 

wasserneubildung bei ausreichender Tiefe der 

Lysimeter 

bei punktueller Betrachtung, wenig zusätzliche 

Eingangsdaten erforderlich 

nur punktuelle Ergebnisse, bei der Übertragung 

auf die Fläche viele zusätzlichen Informationen 

notwendig: Niederschlagshöhe, mittlere Monats 

bzw. Jahrestemperaturen, Oberflächenabfluß, 

Bewuchs bzw. Flächennutzung, Bodenart, 

Flurabstand des Grundwassers 

Ableitung weiterer Parameter möglich: Direktabfluß wird häufig vernachlässigt oder pau- 


schal berechnet 

hohe zeitliche Auflösung bei wägbaren 

technisch aufwendig: ungestörte Verhältnisse im 

Lysimetern 

Lysimeter schwer zu realisieren

Fortsetzung Tabelle 2: Vor- und Nachteile der Berechnungsverfahren der Grundwasserneubildung bei 

der Betrachtung des Sickerraumes 

Grundwasserneubildungsrate aus der Bodenwasserhaushaltsmessung 


direkte Meßwerte im Boden, geringfügige nur in relativ homogenen Böden sinnvoll 

Störung der natürlichen Verhältnisse 

hohe zeitliche Auflösung möglich sehr aufwendig bzgl. Messung und Auswertung 

Ermittlung kleinflächiger Nutzungs- oder Bodenunterschiede 

nur punktuelle Ergebnisse 

Ableitung weiterer Parameter möglich: 

Evapotranspiration, kapillarer Aufstieg 

bei punktueller Betrachtung, wenig zusätzliche 

Eingangsdaten erforderlich 

Grundwasserneubildungsrate aus dem Bodenwasserhaushaltsmodellen 


Berücksichtigung der relevanten agrarmeteorologischen 

Eingangsparameter 

Ableitung von Bodenfeuchte, realer Evapotranspiration, 

kapillarem Aufstieg möglich 

bei ausreichender Datengrundlage sehr gute 

Ergebnisse im kleinräumigen Bereich 

Ableitung von Bodenfeuchte, realer 


23 

tlw. erforderliche Eingangsdaten wie Globalstrahlung, 

Windgeschwindigkeit 

klimatologische Eingangsdaten müssen häufig in 

täglicher Auflösung vorliegen 

Regionalisierung der täglichen oder monatlichen 

klimatologischen Daten. 

Ableitung der Bodenkennwerte wie Feldkapazität, 

nutzbare Feldkapazität, permanenter Welkepunkt, 

hydraulische Leitfähigkeit für große Gebiete 

ist sehr schwierig 

Tabelle 3: Vor- und Nachteile der Berechnungsverfahren der Grundwasserneubildung bei der Betrachtung 

des Gerinneabflusses 

Vorteile 

Gerinneabfluß 

Nachteile 

relativ einfacher Modellaufbau langjährige Abflußmessungen nötig 

relativ hohe Genauigkeit bei langjährigen Betrachtungen 

Voraussetzung: der gesamte Abfluß in Trockenwetterzeiten 

entstammt ausschließlich dem 

Grundwasser 

Schwierigkeiten bei effluenten Verhalten des 

Aquifers 

Fehler durch eventuell nicht erfaßten Grundwasserabstrom 

und Zwischenabfluß 

im Flachland meist ungenügende Kenntnis des 

unterirdischen Einzugsgebietes 

Verfahren mathematisch nicht exakt formuliert

24 


Betrachtung des Grundwasserraumes 

Grundwassermodelle 


umfangreiche Modellierung des Gesamtwasserhaushaltes 

eines Aquifers 

Berücksichtigung von unterirdischen Ab- und 

Zustrom 

nur sekundär einsetzbar für die Berechnung der 

Grundwasserneubildung 

großer Umfang an benötigten Eingangsdaten: 

• dichtes Grundwassermeßstellennetz 

• hydrogeologische Größen (Transmissivität, 

kf-Wert, etc.) 

Vorteile 

komplizierte Eichung und Festlegung der Anfangs- 

und Randbedingungen für die Modelle 

hohe Anzahl von Grundwassermeßstellen notwendig 

Chloridmethode 

Nachteile 

geringer Aufwand: 

Methode nur anwendbar in kleinen, homogenen 

• in landwirtschaftlich ungenutzten Gebieten Gebieten, in denen das Auftreten von Salz aus: 

2-3 Probenahmen von wenigen, repräsen- • Landwirtschaft 

tativen Brunnen 

• Streusalzen 

• Niederschlagsbeprobung (Mittelwerte unter 

Berücksichtigung der Niederschlagshöhe) 

• geogener Herkunft 

• Untersuchung des Vorfluters bei Trockenwetterabfluß 

auszuschließen ist. 

Die Ermittlung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungrate sollte nach 

Möglichkeit mit unterschiedlichen Methoden, die von einander unabhängige Eingangsdaten 

benutzen, berechnet werden (HYDROGEOLOGIE, 1977). Häufig führt erst 

die Ermittlung der Grundwasserneubildungsrate über verschiedenen Methoden zu 

verläßlichen Abschätzungen (DÖRHÖFER & JOSOPAIT, 1997; LERNER ET AL., 1990A), 

wobei die Auswahl der Verfahren abhängig von der Datengrundlage ist. Aufgrund der 

zur Verfügung stehenden Datenlage konnten Berechnungsverfahren des Grundwasserraumes 

nicht berücksichtigt werden. Dies gilt ebenso für Bodenwassergehaltsund 

Lysimetermessungen. Indirekt gehen in viele Verfahren aus Lysimetermessungen 

abgeleitete Gleichungen ein. 

Die von uns ausgewählten Verfahren zur flächendifferenzierten Berechnung der 

Grundwasserneubildungsrate werden im folgenden zusammenfassend vorgestellt. 

Im Kapitel 5 werden die Verfahren und ihre konkrete Umsetzung im Geoinformationssystem 

Arc/Info beschrieben. Dort werden die in das jeweilige Verfahren eingehenden 

Formeln und Werte etc. genannt.

2.2.1 Lysimeterverfahren 

In der Literatur viel zitiert und auch in der Praxis angewandt werden die Lysimeterauswertungen 

von DYCK & CHARDABELLAS (1963). DYCK & CHARDEBELLAS (1963) 

werteten Meßwerte von 40 mitteleuropäischen Stationen aus, wobei 27 Stationen in 

der Bundesrepublik Deutschland, die übrigen in Holland, Großbritannien, Frankreich, 

Österreich und der Sowjetunion lagen. Die von ihnen erstellten Lysimetergleichungen 

beschreiben die Sickerwasser-Niederschlagsbeziehungen für Sand und Lehm mit 

und ohne Bewuchs. Auffallend bei der Betrachtung der Gleichungen ist, daß unabhängig 

vom Bewuchs oder der Bodenart, alle Geraden durch dieselbe Steigung von 

1,1 beschrieben werden. SCHROEDER (1980) und PROKSCH (1990) weisen darauf hin, 

daß im mitteleuropäischen Klimabereich, eine Steigung von > 1 nicht zu erwarten ist. 

Liegen bei einer Lysimetergleichung Steigungen von > 1 vor, bedeutet dies, daß die 

Sickerwassermenge stärker ansteigt als der Niederschlag und somit die Verdunstungshöhe 

bei höheren Niederschlägen abnimmt. Aufgrund der Literaturstudien sind 

wir der Meinung, daß DYCK & CHARDEBELLAS (1963) durch den Faktor 1,1 den 

systematischen Meßfehler bei der Erhebung der Niederschlagshöhe korrigieren. Bis 

zu dem Korrekturansatz von RICHTER (1995), wurde die Niederschlagshöhe oft mit 

einem Pauschalwert von ca. 10 % korrigiert. Die Lysimetergleichungen von DYCK und 

CHARDEBELLAS (1963) sind Grundlage von einigen Verfahren zur Berechnung der 

flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate (DÖRHÖFER & JOSOPAIT, 1980; 

JOSOPAIT & LILLICH, 1975; OTTO, 1992). 

Besser geeignet erscheinen die Lysimetergleichungen von PROKSCH (1990). 

PROKSCH (1990) wertete das umfangreiche Datenmaterial der hydrologischen Datenbank 

HYDABA aus. HYDABA ist eine Datenbank, die qualitative und quantitative hydrologische 

Daten umfaßt und an der Bundesanstalt für Gewässerkunde geführt 

wird. Anhand des umfangreichen Datenmaterials konnte PROKSCH (1990), unter Berücksichtigung 

von insgesamt 88 Stationen, Beziehungen von Niederschlag, Bodenart, 

Vegetationsbedeckung und Sickerwassermengen beschreiben. Die von PROKSCH 

benutzten Niederschlagsdaten, bestanden sowohl aus Werten, die auf Bodenniveau 

als auch aus Niederschlagsdaten, die in einer Hohe von 1 m über der Erdoberfläche 

gemessen wurden (unkorrigierte Niederschlagshöhen vgl. Kapitel 2.1.1). Interessant 

ist, daß PROKSCH (1990) um einen einheitlichen Datensatz zu besitzen, die korrekt 

auf Bodenniveau gemessenen Niederschlagshöhen gegenkorrigierte. 

Grundwassernahe Standorte werden bei PROKSCH (1990) dadurch berücksichtigt, 

daß er diesen, in Abhängigkeit vom Bewuchs und Flurabstand, ggf. Werte der potentiellen 

Seeverdunstung zuweist. Auch versiegelte Flächen werden mittels Faktoren 

bei der Berechnung der Grundwasserneubildung berücksichtigt. Das Fehlen von 

Gleichungen für den Bestand Wald auf lehmigen Substraten gleicht er durch Pauschalwerte 

aus. 

25

26 

Verfahrensbewertung 

Für beide Verfahren gilt, daß die aus Lysimetermessungen gewonnen Daten zunächst 

nur Gültigkeit für den konkreten Meßstandort und den betrachteten Zeitraum 

besitzen. Zur Erfassung einer repräsentativen Grundwasserneubildungsrate müssen 

die punktuell erhobenen Lysimeterdaten auf größere Areale übertragen werden. Die 

Vergleichbarkeit der Eingangsdaten, wie Bewuchs, Bodenart und meteorologischen 

Bedingungen, muß gewährleistet sein. Die Ergebnisse sind nur auf andere Gebiete 

übertragbar, wenn die Bedingungen am Meßstandort weitgehend den Verhältnissen 

im Untersuchungsgebiet entsprechen. 

Das von PROKSCH (1990) entwickelte Verfahren benutzt, ebenso wie das von DYCK & 

CHARDEBELLAS (1963), unkorrigierte Niederschlagsdaten. Diese können entweder 

den meteorologischen Jahrbüchern entnommen oder direkt beim DWD angefordert 

werden. Aufgrund der Einteilung in Bodenartengruppen, ist eine Klassifizierung anhand 

von bodenkundlichen oder geologischen Karten vergleichsweise unkompliziert. 

Von Nachteil ist, daß laterale Wasserbewegungen wie Oberflächen- und 

Zwischenabflüsse nicht berücksichtigt werden. Dies bedeutet, daß Flächen in denen 

diese Problematik auftritt, erkannt und gesondert betrachtet werden müssen. 

2.2.2 Das Verfahren nach RENGER & WESSOLEK (1990) 

Beim Verfahren nach RENGER & WESSOLEK (1990) wird über den Bodenwasserhaushalt 

die Grundwasserneubildung an ebenen Standorten im Lockergesteinsbereich, 

ohne Berücksichtigung des oberirdischen Abflusses und des Zwischenabflusses, ermittelt 

(Qd = 0). Hierbei wird davon ausgegangen, daß die Differenz zwischen Niederschlag 

und realen Verdunstung der Grundwasserneubildung entspricht. Voraussetzung 

ist, daß der Bodenwasserspeicher zu Beginn der Vegetationsperiode bis zur 

Feldkapazität gefüllt ist. Aus diesem Grunde erfolgt die Berechnung der realen 

Evapotranspiration als Summe von April bis März des Folgejahres nach der Formel: 

Eta = a * NSo + b * NWi + c * log W pfl + d *ETp + e 

mit Eta = reale Evapotranspiration 

Etp = potentielle Evapotranspiration nach Haude (Gras) in mm/a 

Nso = Sommerniederschlag in mm, Summe 01.04. bis 30.09. 

NWi = Winterniederschlag in mm, Summe 01.10. bis 31.03. 

Wpfl = pflanzenverfügbare Wassermenge im Boden in mm 

Die Niederschlagsdaten gehen als unkorrigierte Niederschlagshöhen in die Gleichungen 

ein. Die pflanzenverfügbare Wassermenge Wpfl setzt sich zusammen aus 

der nutzbaren Feldkapazität im effektiven Wurzelraum (nFKWe) und dem kapillaren 

Aufstieg aus dem Grundwasser (KRV): 

Wpfl = nFKWe + KRV bei grundwasserfernen Böden gilt: Wpfl = nFKWe.

Die Konstanten a bis e sind abhängig von Klima und Standortbedingungen (vgl. Kapitel 

5.2). Sie ergeben sich über die Berechnung der realen Evapotranspiration nach 

dem Rijetma-Ansatz (RIJETMA 1965). Die Genauigkeit der Verdunstungsbestimmung 

wird mit + 20 - 35 mm a ngegeben. 


In ebenen Gebieten ohne Oberflächenabfluß ist das Verfahren gut einsetzbar. Die 

meteorologischen Ausgangsdaten sind unkorrigierter Niederschlag und die potentielle 

Evapotranspiration nach Haude. In Gebieten mit hohem Oberflächenabfluß muß 

überprüft werden, inwiefern dies zu berücksichtigen ist. Angaben über die nutzbare 

Feldkapazität im effektiven Wurzelraum (nFKWe) sollen aus Bodenkarten entnommen 

werden. Sind diese nicht vorhanden, ist eine Ableitung aus geologischen Karten vorzunehmen, 

was mit erheblichen Arbeitsaufwand verbunden ist. Ferner muß die 

Durchwurzelungstiefe und bei Grundwasserbeeinflussung die Höhe der kapillaren 

Aufstiegsrate, ermittelt werden. Die Ableitung dieser Parameter anhand geologischer 

Karten ist problematisch. In Gebieten mit erhöhter Luftfeuchtigkeit kann es aufgrund 

des Einsatzes der Haude-Verdunstung zu fehlerhaften Berechnungen kommen. 

Weiterer Nachteil des Verfahrens ist, daß keine Faktoren für die Bewuchsarten 

Laubwald und Moor geliefert werden. Das Verfahren wurde zum Beispiel von 

KLAASSEN & SCHEELE (1996) unter Einsatz des Geoinformationssystems Arc/Info in 

Hessen eingesetzt. 

2.2.3 Das Verfahren nach Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) 

Die Berechnung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate nach 

Bagrov/Glugla ist ein relativ kompliziertes Verfahren. Dies liegt zum einen daran, daß 

sehr viele Einflüsse der Grundwasserneubildung berücksichtigt werden. Zum anderen 

ist die Berechnung nicht direkt über die Formel von Bagrov möglich. Sie wird 

über ein von GLUGLA & THIEMER (1971) entwickeltes Nomogramm durchgeführt . Das 

Verfahren nach Bagrov/Glugla arbeitet mit korrigierten Niederschlagswerten und der 

potentiellen Evapotranspiration nach Penman oder Turc. Bei der Verwendung der 

Turc-Evapotranspiration ist zu beachten, daß die Evapotranspirationshöhen für den 

deutschen Klimaraum um den Faktor 1,1 zu erhöhen sind (vgl. Kapitel 2.1.2). Liegen 

keine korrigierten Niederschlagswerte vor, so wird der Windfehler pauschal mit ca. 

10 % der Niederschlagshöhe berücksichtigt und die unkorrigierten Niederschlagswerte 

um den jeweiligen Betrag erhöht. Von der korrigierten Niederschlagshöhe wird 

der Direktabfluß subtrahiert, wodurch der effektive Niederschlag (Neff) ermittelt wird. 

Der Direktabfluß kann, wenn keine Messungen zur Verfügung stehen, als absoluter 

Wert aus Tabellen entnommen werden. In ebenen Gebieten entfällt dieser Arbeitsschritt. 

Berücksichtigt werden die Nutzungsarten: vegetationsloser Boden, landwirtschaftlich, 

gärtnerisch oder forstwirtschaftliche Nutzung. Im weiteren Verfahrensgang 

werden verschiedene Informationen in Tabellen und Diagrammen ausgewertet. In 

Abhängigkeit von Bewuchs und Bodenart wird Effektivitätsparameter “n“ ermittelt. Die 

27

28 

Informationen zur Bodenart werden der Reichsbodenschätzung oder Bodenkarten 

entnommen. 

Das Bagrov-Verfahren gilt zunächst für Flächen mit flurfernem Grundwasser. Bei 

Flächen mit flurnahem Grundwasser muß dieser Einfluß anhand von mittleren Werten 

von effektiver Durchwurzelungstiefe, Grundwasserstand und kapillarer Aufstiegsrate 

ermittelt werden. Die kapillare Aufstiegsrate ist für Tage der Wachstumszeit, ohne 

oder mit Niederschlagshöhen < 2 mm/d, zu berechnen (GLUGLA, 1996). Unter 

mitteleuropäischen Bedingungen gilt im Mittel: 

für Halmfrüchte 60 Tage 

für Hackfrüchte 90 Tage 

für Wald und Dauergrünland 120 Tage 

In Abhängigkeit von der Höhe der kapillaren Aufstiegsrate ist der Effektivitätsparameter 

„n“ zu erhöhen. Der Effektivitätsparameter „n“ zusammen mit dem Quotient 

aus Neff und ETpot gehen in ein Nomogramm ein, aus welchem sich die aktuelle Verdunstung 

ableitet. Der Neff abzüglich der aktuellen Verdunstung entspricht dann der 

Grundwasserneubildung. 


Das Verfahren nach Bagrov/Glugla ist gut im Lockergesteinsbereich einsetzbar. Niederschlagskorrektur, 

Oberflächenabfluß und kapillarer Aufstieg werden berücksichtigt. 

Die geforderten klimatischen Eingangsdaten können am einfachsten vom DWD 

bezogen werden. Die Verwendung der Penman-Formel ist weniger geeignet, da die 

zur Berechnung notwendigen Parameter nicht an jeder Klimastation erhoben werden. 

Aus diesem Grunde bietet sich der Einsatz der Turc-Verdunstung an. Von Nachteil 

ist außerdem die Ableitung des Effektivitätsparameters „n“ und der realen 

Evapotranspiration aus Nomogrammen, was die Handhabung des Verfahrens sehr 

aufwendig macht. Problematisch ist ebenfalls die Ableitung der benötigten Bodenkenngrößen, 

des Grundwasserflurabstandes und der kapillaren Aufstiegsrate. Dies 

gilt insbesondere dann, wenn keine bodenkundlichen Karten oder keine Daten der 

Reichsbodenschätzung vorliegen. 

Das Verfahren von Bagrov/Glugla findet in Deutschland, insbesondere im ostdeutschen 

Raum, verbreitet Anwendung. Es wurde in das Rechenprogramm RASTER 

und in das Abflussbildungsmodell ABIMO integriert (GLUGLA & ENDERLEIN, 1976; 

GLUGLA & KÖNIG, 1989; HERZOG & KUNZE, 1999), wodurch die Ableitung von „n“ durch 

die Software vollzogen wird. BIERSTEDT (1991) prüfte die Einsetzbarkeit des Verfahrens 

und kam zu dem Schluß, daß es bei freien Grundwasserleitern bis zu einer 

Teufe von maximal 30 m gut geeignet ist.

2.2.4 Das Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH (1975) 

JOSOPAIT & LILLICH (1975) entwickelten eine Methode zur Abschätzung der Grundwasserneubildung 

im mittleren Flächenmaßstab von 1 : 200 000 für das niedersächsische 

Flachland. Als Datengrundlage werden topographische, bodenkundliche und 

geologische Karten, sowie unkorrigierte Niederschlagshöhen herangezogen. Das 

Verfahren verwendet in erweiterter Form die Lysimeterbeziehungen von Dyck und 

Chardebellas. Josopait und Lillich rechtfertigen den Einsatz dieser Gleichungen damit, 

daß vor allem Niederschlag, Bodenart und Bewuchs maßgebend für die Höhe 

der Grundwasserneubildungsrate sind, während unterschiedliche Klimaverhältnisse 

eine untergeordnete Rolle spielen. Sie berücksichtigen, daß die im Lysimeter gemessene 

Sickerwassermenge nur dann der Grundwasserneubildung gleichgesetzt 

werden kann, wenn kein Oberflächenabfluß und keine Grundwasserbeeinflussung 

vorliegt. 

Anhand von bodenkundlichen Übersichtskarten und geologischen Karten werden 

grundwassernahe Standorte abgegrenzt und die geologischen Einheiten in den Substrattypen 

Sand, Geschiebelehm und Sandlöß zusammengefaßt. Aus topographischen 

Karten wird die Landnutzung für die drei Klassen Acker-/Grünland, Heide und 

Wald abgeleitet. Im folgenden Schritt wird der Wasserüberschuß bestimmt. Der 

Wasserüberschuß ist hierbei die Wassermenge, die nach Abzug der ermittelten realen 

Evapotranspiration vom mittleren Jahresniederschlag verbleibt. Liegt keine 

Grundwasserbeeinflussung vor, entspricht der Wasserüberschuß der Sickerwassermenge, 

die nach Lysimetergleichungen berechnet wird. Für grundwasserbeeinflußte 

Böden werden in Abhängigkeit vom Bodentyp und Flurabstand entweder Pauschalwerte 

von 150 - 200 mm /a für den Wasserüberschuß eingesetzt oder aber ein Betrag 

von 50 mm/a von der errechneten Sickerwasserhöhe abgezogen. Dadurch wird 

die durch die Grundwasserbeeinflussung erhöhte Verdunstung berücksichtigt. 

Zur Abschätzung des oberirdischen Abflusses werden vier Gebietstypen abgegrenzt, 

die Bereiche mit sehr hohen, hohen bis mittleren, gelegentlichen oder keinem Oberflächenabfluß 

kennzeichnen. In Abhängigkeit von Relief, Bebauung, Infiltrationsvermögen 

des Bodens, Entfernung zum Vorfluter und dem Flurabstand erhalten diese 

Gebiete Werte zwischen 0 - 200 mm/a . Die Grundwasserneubildungsrate entspricht 

dann der Differenz zwischen Wasserüberschuß und Oberflächenabfluß. Von Nachteil 

ist, daß bei der Klassifizierung der Landnutzung weder Acker- und Grünland noch 

Laub-, Nadel- bzw. Mischwald differenziert werden. 


Das Verfahren ist aufgrund seiner Entwicklung für ein Gebiet im niedersächsischen 

Flachland grundsätzlich gut für das Untersuchungsgebiet Südost-Holstein einsetzbar. 

Als klimatologische Daten gehen nur unkorrigierte Niederschlagsdaten ein, was die 

benötigte Datengrundlage reduziert. Oberflächenabfluß und Grundwasserbeeinflus- 

29

30 

sung werden - wenn auch nur pauschal - berücksichtigt. Die nur abgeschätzten Abschläge 

können bei der Berechnung der Grundwasserneubildung in anderen Gebieten 

zu Fehleinschätzungen führen. 

Das Verfahren wurde als Grundlage für die Berechnungen der flächendifferenzierten 

Grundwasserneubildungsrate in verschiedenen Regionen Deutschlands eingesetzt 

(OTTO, 1992; STRUCKMEIER, 1990). OTTO (1992) beschreibt das Verfahren hinsichtlich 

seiner Eignung als gut. Teilaspekte, wie z.B. die Ermittlung des Oberflächenabflusses, 

paßte er auf die hydrologischen Verhältnisse des Untersuchungsgebietes Südost-Holstein 

an. 

2.2.5 Das Verfahren nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

Das von DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) entwickelte Verfahren wurde in Niedersachsen 

angewendet, um eine Abschätzung der Grundwasserneubildungsrate für beliebige 

Teilgebiete, die Vorauswahl von Deponiestandorten und die Abgrenzung günstiger 

Einzugsgebiete für die Wassererschließung zu bestimmen. Dabei wurde eine 

dem Maßstab 1: 200 000 angestrebte Genauigkeit bezüglich der Mengenangaben 

und Gebietswerte angestrebt. Die Methode wurde sowohl für den Lockergesteins- als 

auch für den Festgesteinsbereich entworfen. 

Durch die Betrachtung und Auswertung langjähriger unkorrigierter Niederschlags-, 

Lysimeter- und Abflußdaten ergab sich ein direkter Zusammenhang zwischen steigender 

Niederschlagshöhe und Abflußhöhe, die mit einer Steigung von ca. 1 beschrieben 

wird. Diese Annahme besitzt ihre Gültigkeit im humiden Klima bei Niederschlagshöhen 

zwischen 600 bis 1000 mm/a. Sie beinhaltet, daß die Höhe der Verdunstung 

unabhängig von der Niederschlagshöhe konstant ist und somit der Niederschlag 

nicht bei der Ermittlung der Evapotranspiration herangezogen werden muß. 

Unter Zuhilfenahme von Lysimeterauswertungen von DYCK & CHARDEBELLAS (1963), 

THOMAS-LAUCKNER & SPENGLER (1968) und RAUSCH (1977) wurde eine Beziehung 

zwischen Bodenart, Bewuchs (Acker-/Grünland, Wald, unbewachsen) und realer 

Evapotranspirationshöhe abgeleitet. Insgesamt ergeben sich 12 Evapotranspirationsstufen, 

wobei grundwassernahe Standorte in die höchsten Stufen fallen. Diese 

repräsentieren mit Werten zwischen 575 und 600 mm/a in etwa die potentielle 

Evapotranspirationshöhe unseres Klimabereiches. 

Die Berücksichtigung des Oberflächenabflusses geht davon aus, daß hohe Direktabflüsse 

bei steilem Relief sowie bei grundwassernahen Böden auftreten. Während geringe 

Abflüsse bei flachem Relief und grundwasserfernen durchlässigen Böden vorzufinden 

sind. Dabei wird der Oberflächenabfluß durch das Verhältnis von Gesamtabfluß 

zum unterirdischem Abfluß (Ages/Au) je nach Reliefenergie und Flurabstand 

bestimmt. Es ergeben sich sechs verschiedene Ages /Au Quotienten Gruppen.

Die ermittelten Werte werden in einfache Diagramme eingetragen, aus denen die 

Grundwasserneubildung als Ergebnis zu entnehmen ist. Nach der Bestimmung der 

Grundwasserneubildungrate werden für versiegelte Flächen prozentuale Abschläge 

von der Grundwasserneubildungsrate abgezogen. 


Das Verfahren zeichnet sich dadurch aus, daß es sowohl für den Lockergesteins- als 

auch für den Festgesteinsbereich aufgestellt wurde. Es ist hinsichtlich seiner Anforderung 

an die Eingangsdaten für größere Gebiete, die im humiden Klimabereich liegen, 

geeignet. Dadurch, daß die Verdunstung aus der Bodenart und der Art des Bewuchses 

ermittelt wird, werden an meteorologischen Daten nur unkorrigierte Niederschlagswerte 

benötigt. Diesem Vorteil steht gegenüber, daß für die Bestimmung des 

Oberflächenabflusses, neben der Erhebung der Flurabstände, die Reliefenergie benötigt 

wird. Diese muß, wenn nicht bestehende Karten ausgewertet können, mühevoll 

aus digitalen Höhenmodellen oder topologischen Karten abgeleitet werden. Das 

Verfahren berücksichtigt Oberflächenabfluß, Grundwasserbeeinflussung und Versiegelung. 

Die Bewuchsarten werden letztendlich nur in zwei relevante Klassen 

untergliedert (Acker-/Grünland oder Wald). Dabei beruht die für Wald abgeleitete Beziehung 

nur auf Einzelwerten. Aufgrund der Ableitung der relevanten Parameter aus 

Diagrammen, ist die Berechnung der Grundwasserneubildungrate für größere Gebiete 

sehr arbeitsaufwendig. 

In der Praxis findet insbesondere der Ansatz zur Ermittlung des Direktabflusses Anwendung 

(SCHREY, 1992; SCHROEDER & WYRWICH, 1990; STRUCKMEIER, 1990). 

GROSSMANN (1997) berechnete anhand des Verfahrens die flächendifferenzierte 

Grundwasserneubildungsrate für den Großraum Hamburg. Er kritisiert, daß die 

grundwassernahen Böden nur in stark generalisierter Form Berücksichtigung finden, 

da kein Unterschied zwischen den einzelnen Nutzungstypen gemacht wird. 

2.2.6 Das Verfahren nach SCHROEDER & WYRWICH (1992) 

SCHROEDER & WYRWICH (1992) modifizierten die Methode von DORHÖFER & JOSOPAIT 

(1980), um die Grundwasserneubildung flächendifferenziert in einem Raster zu erheben. 

Die Methode wurde in verschiedenen Gebieten Nordrhein-Westfalen angewendet 

und überprüft. Der mittlere unkorrigierte Jahresniederschlag wird aus der Höhengleichenkarte 

im Maßstab 1 : 200 000 abgeleitet, während Landnutzung und Bodengruppen 

aus den entsprechenden Karten im Maßstab 1 : 50 000 zu erheben sind. 

Bei der Verdunstung wird auf verschiedene Bewuchsarten (Acker-/Grünland, Nadelwald, 

Mischwald, Laubwald) eingegangen. Diesen werden pauschale Evapotranspirationswerte 

in Abhängigkeit von der Bodengruppe zugeordnet. Unterschieden werden 

terrestrische Sandböden oder terrestrische Lehmböden. Als weitere Bodengruppe 

werden semiterrestrische Böden mit flach anstehendem Grundwasser bzw. lang 

anhaltendem Stauwasser abgegrenzt (Auen-, Gley-, Pseudogley-Böden, Moore). Für 

die Abschätzung des Oberflächenabflusses werden neben der Reliefenergie auch 

31

32 

Bewuchs und Bodengruppe herangezogen. Aus einer Tabelle ist dann der prozentuale 

Anteil (p) des Oberflächenabflusses am Wasserüberschuß zu entnehmen. Für 

die Bewuchsart Wald wird grundsätzlich kein Direktabfluß angenommen. 


Die nötigen Eingangsdaten können meteorologischen, topographischen, bodenkundlichen 

und geologischen Karten entnommen werden. Die Bestimmung des Direktabflußanteils 

wird im Gegensatz zu dem Verfahren nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

nicht nur von der Reliefenergie, sondern zusätzlich von Bewuchs und Bodenart abgeleitet. 

Unberücksichtigt bleibt, daß die Höhe des Direktabflusses noch von weiteren 

Faktoren abhängig ist. So verringern z.B. Ackerfurchen selbst bei relativ hoher 

Reliefenergie den Anteil stark (BORK, 1988). Auch abflußlose Senken bewirken eine 

relativ hohe Reliefenergie, ohne jedoch einen oberflächlichen Abfluß direkt in den 

Vorfluter zu ermöglichen. Reliefenergien, die größer als 40 m/km 2 sind, werden in 

dem Ansatz nicht beachtet. Problematisch ist der Einsatz von pauschalen Werten 

für die Evapotranspirationshöhe. Aufgrund des hauptsächlich numerischen 

Lösungsansatzes, ist das Verfahren wesentlich unkomplizierter zu handhaben als die 

vorwiegend graphische Auswertung nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980). 

Grossmann, (1997) weist darauf hin, daß bei der Anwendung darauf zu achten ist, 

daß die Klimastationen innerhalb des Gültigkeitsbereiches des Verfahren liegen. Er 

stellte bei seinen Berechnungen fest, daß bei Klimastationen mit Niederschlagshöhen 

um 600 mm/a, die Höhe der Grundwasserneubildungsrate nach dem Ansatz von 

Schroeder & Wyrwich (1992 ) zu gering sind. In einem weiteren Schritt entwickelte er 

das Verfahren weiter, indem er es mit einem Einschicht-Bodenwasserhaushaltsmodell 

kombinierte (Grossmann, 1998). 


VEKOS (KLÄMT, 1988) 

Das Verdunstungskomponentensystem Vekos wurde bereits im Kapitel 2.1.2 vorgestellt. 


Bei der Berechnung der Grundwasserneubildung wird davon ausgegangen, daß weder 

Oberflächen- noch Zwischenabfluß auftritt. Sie ergibt sich dementsprechend aus 

Differenz von korrigierter mittlerer Niederschlagshöhe zu mittlerer realer Evapotranspirationshöhe, 

in Abhängigkeit von Bewuchs und Bodenart. Im Vergleich zu den anderen 

Verfahren werden die realen Evapotranspirationshöhen anhand täglicher Daten 

ermittelt, wobei auch Interzeptionsverdunstung berücksichtigt wird. Das Programm 

ermöglicht eine sehr differenzierte Betrachtung des Bewuchses. Die reale 

Evapotranspirationshöhe kann für die Bestandsarten Wald (Nadel- , Laubwald), 

Grünland und zehn landwirtschaftliche Hauptfruchtarten (Winter-, Sommergetreide, 

Kartoffeln, Zuckerrüben, Raps) unter Berücksichtigung von Zwischenfruchtanbau und 

Brache berechnet werden.

3 Datengrundlage, -überprüfung, -bearbeitung 

Im folgenden Kapitel wird die für die Berechnungen herangezogene Datengrundlage 

dargelegt. Es werden unterschiedliche Methoden zur Überprüfung der Datengüte 

vorgestellt. Ferner wird die Überführung von geologischen und bodenkundlichen 

Karten in digitale Form beschrieben, sowie die Bearbeitung der vom LANU zur Verfügung 

gestellten Daten. 

3.1 Klima 

Im Rahmen der Ermittlung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate 

im Untersuchungsraum Südost-Holstein wird zugleich eine Machbarkeitsstudie für 

den nördlich angrenzenden Untersuchungsraum Lübeck durchgeführt. Aus diesem 

Grunde wurde bei der Datenakquisition der klimatologischen Daten dieser Untersuchungsraum 

auch abgedeckt. Die Regionalisierung der meteorologischen Punktdaten 

wurde mit diesem erweiterten Datensatz durchgeführt (vgl. Anhang 1.1.) 

3.1.1 Datengrundlage Klima 


Das LANU stellte Niederschlagsmeßreihen im Zeitraum von 1975-1995 von insgesamt 

192 Niederschlagsstationen in Schleswig-Holstein zur Verfügung. Alle Stationen 

gehören dem Meßnetz des Deutschen Wettdienstes (DWD) an. Aus diesem 

Datenkollektiv wurden die Datensätze herausgesucht, die einen räumlichen Bezug 

zum Untersuchungsraum besitzen und lückenlose Zeitreihen vorweisen. Dadurch 

reduzierte sich der Datensatz auf 28 Niederschlagsstationen, die den Zeitraum 1975- 

1995 in täglicher Auflösung abdecken. 

Eine erste Auswertung zeigte sowohl eine räumliche als auch zeitliche Variabilität der 

Niederschlagsverteilung im Gesamtuntersuchungsgebiet. Die zeitliche Variabilität der 

Niederschlagshöhen ist hierbei größer als die regionalen Unterschiede der mittleren 

Niederschlagshöhen. Diese Erkenntnis führte zu folgenden Arbeitsschritten: 

1. Ergänzung der bestehenden Zeitreihen unter Beachtung der WMO Richtlinie 

eines Mindestbeobachtungszeitraumes von 30 Jahren (SCHÖNWIESE, 1994). 

2. Verdichtung des Meßstellennetzes durch Berücksichtigung anderer Betreiber, 

wie Abwasserzweckverbände, Wasserversorgungsunternehmen und Forschungsinstitute. 

Die Verdichtung des Meßstellennetzes durch die Berücksichtigung anderer Betreiber 

erwies sich als nicht sinnvoll, da die dort durchgeführten Messungen keinem Standardverfahren 

unterliegen und somit keine Vergleichbarkeit der Daten gegeben ist. 

33

34 

Bei der Überprüfung der vom LANU zur Verfügung gestellten Daten stellte sich heraus, 

daß es sich um nicht korrigierte Niederschlagsdaten handelt. Da für die Berechnung 

der Grundwasserneubildung mittels unterschiedlicher Verfahren sowohl unkorrigierte 

als auch korrigierte Niederschlagshöhen benötigt werden, wurden zusätzlich 

korrigierte Niederschlagsdaten der Zeitreihe 1961-1990 vom DWD angefordert. Die 

Zeitreihe der unkorrigierten Niederschlagsdaten von 1975-1995 wurde durch Monatswerte 

der Zeitreihe 1961-1974 ergänzt. Die Monatswerte wurden aus den meteorologischen 

Jahrbüchern entnommen. Des weiteren wurde, für abflußrelevante Niederschlagsstationen, 

die unkorrigierten Niederschlagszeitreihen bis Oktober 1998 

ergänzt. Die Datengrundlage der Niederschlagsdaten nach Datensichtung und Komplettierung 

ist in Tabelle 5 aufgeführt. 

Tabelle 5: Auflistung der verfügbaren Niederschlagsdaten 

Art der 

Niederchlagsdaten 

Zeitreihe Auflösung 

Anzahl der 

Stationen 

korrigiert 1961-1990 monatlich 28 

unkorrigiert 1961-1995 monatlich 24 

unkorrigiert 1961-1998 monatlich 13 

unkorrigiert 1975-1995 täglich 28 

Potentielle Evapotranspiration 

Für die verdunstungsklimatische Beschreibung der Untersuchungsgebiete werden 

die von dem DWD zur Verfügung gestellten Datenreihen der potentiellen Verdunstungshöhe 

nach HAUDE (1954) und Turc-Ivanov herangezogen, die die Zeitreihe 

1961-1990 in monatlicher Auflösung abdecken. Die potentielle Verdunstung nach 

HAUDE (1954) liegt für sieben Stationen, die nach dem Turc-Ivanov-Verfahren für 

zehn Klimastationen, im erweiterten Untersuchungsraum vor (vgl. Anhang 1.1). Die 

Überprüfung der Stationen hinsichtlich ihrer Repräsentanz und Homogenität wurde 

vom DWD durchgeführt und bestätigt (KLÄMT, 1998). 

Unter den Wetterstationen weisen Hamburg-Fuhlsbüttel, Eutin, Boizenburg und Travemünde 

vollständige Zeitreihen auf. Für die übrigen Stationen erfolgte seitens 

DWD’s eine Ergänzung der Meßreihen (vgl. Tabelle 6). Hierzu wurden die unvollständigen 

Datenreihen mit kompletten repräsentativen Datenreihen korreliert und 

Regressionsanalysen durchgeführt. Die Wetterstation Lübeck erfuhr im Untersuchungszeitraum 

eine Stationsumlegung, welche zu deutlichen Inhomogenitäten in 

den Zeitreihen der Verdunstungsgrößen führte. Für die Berechnung wurde der neuere 

Stationsort Lübeck-Blankensee mit statistisch ergänzter Zeitreihe (1961-1984) 

gewählt. Diese Wetterstation besitzt eine bessere Repräsentativität für die verdunstungsklimatischen 

Bedingungen der ländlichen Region des Untersuchungsgebietes.

Tabelle 6: Wettterstationen des Gesamtunters uchungsgebietes 

Station Zeitreihe 

Wahlstedt Apr.1981-Dez.1990 

Bad Segeberg Jan.1951-Jun.1973 

Eutin Jan.1961-Dez.1990 

Boizenburg Jan.1961-Dez.1990 

Hamburg-Reitbrook Jun.1978-Apr.1988 

Ahrensburg-Wulfsdorf Jan.1973-Dez.1990 

Lübeck (Wst) Mär.1950-Feb.1985 

Lübeck-Blankensee (Wst) Mär.1985-Dez.1990 

Travemünde Jan.1961-Dez.1990 

Mölln Jul.1975-Sep.1984 

Reale (tatsächliche) Evapotranspiration 

Die Berechnung der realen Evapotranspiration wurde vom DWD durchgeführt und 

steht für fünf Klimastationen (vgl. Anhang 1.1) in monatlicher Auflösung für den Zeitraum 

von 1961/90 zur Verfügung. Berechnet wurden acht Bodenarten in Kombination 

mit den vier Bewuchsarten Acker, Grünland, Nadelwald und Laubwald. Die Überprüfung 

der Datenkonsistenz und –güte wurde vom DWD vorgenommen. 

3.1.2 Datengüte und -bearbeitung 

Die Sicherstellung der Datengüte ist eine sehr zeitintensive und mühsame Arbeit, die 

aber als Grundvoraussetzung für alle weiteren Berechnungen gelten muß. Die Kontrolle 

der Datengüte dient dazu, fehlerhafte Einzelwerte (Ausreißer) zu entdecken. 

Diese können aufgrund von veränderten Meßbedingungen in der jeweiligen Station, 

durch Lageveränderung des Niederschlagsmessers, durch veränderte Horizontabdachung, 

systematische Ablesefehler oder andere, von der realen Niederschlagshöhe 

unabhängigen Faktoren hervorgerufen werden (JELINEK, 1999a). Bei der Datenüberprüfung 

kommen sowohl einfache visuelle Kontrollen (Durchsicht der Datensätze) als 

auch statistische Verfahren (Variationsbreite, Standardabweichung) zur Anwendung. 

Eine gute Möglichkeit der Kontrolle bietet die räumliche Abbildung der Standardabweichung 

(RAPP & SCHÖNWIESE, 1996). Hierbei fallen fehlerhafte Meßreihen dadurch 

auf, daß ihre Standardabweichungen außerhalb des Wertebereiches der anderen 

liegen und als lokale Maxima hervorstechen. Eine weitere Möglichkeit der Homogenitätsprüfung 

bietet das Doppelsummenlinien-Verfahren, bei dem die kumulierten 

Jahreswerte der einzelnen Stationen gegen das kumulierte Gesamtmittel aller Stationen 

aufgetragen wird (MANIAK, 1998). Bei einer homogenen Datenreihe ergibt sich 

ein aufsteigender Linienzug, der im Idealfall durch eine Gerade beschrieben wird. 

Umkehrt weisen signifikante Abweichungen von einer Geraden, innerhalb der aufgetragenen 

Doppelsummenlinie, auf Inhomogenitäten hin. Ist dies der Fall, müssen die 

Daten korrigiert oder eliminiert werden. 

35

36 

Repräsentanz 

Für den Untersuchungsraum sollen niederschlags- und verdunstungsklimatisch repräsentative 

Stationen exemplarisch vorgestellt werden. Hierzu wird eine Repräsentanzanalyse 

durchgeführt, die darstellt, inwieweit die zeitliche Schwankungsstruktur 

der betrachteten Station, stellvertretend für das Gesamtuntersuchungsgebiet stehen 

kann. Zur Erfassung der Repräsentanz eignet sich die Betrachtung der räumlichen 

Verteilung des zweidimensionalen, linearen Produkt-Moment-Korrelationskoeffizienten 

r nach Pearson (Korrelationskoeffizient). Der Korrelationskoeffizient gibt 

die Ähnlichkeit zweier Zeitreihen ai und bi an, 

r = 

∑ 

∑ 

( ai −a)( bi − b) 

( a −a) ( b −b) 

2 2 

i i 

mit -1 < r < 1, 

wobei a und b die Mittelwerte der Zeitreihen sind. Eine ausreichende Repräsentanz 

einer Zeitreihe liegt nach RAPP & SCHÖNWIESE (1996) bei einem Korrelationskoeffizienten 

von r= 0,7 für Monatssummen des Niederschlages vor, was etwa der halben 

gemeinsamen Varianz entspricht. 

Trendanalyse 

Für die Beurteilung der zeitlichen Variabilität werden die Daten statistisch ausgewertet 

und einer Trendanalyse unterzogen. Hierbei beschreibt die Trendanalyse die 

Veränderung eines Klimaelementes innerhalb eines bestimmten Zeitraumes. Die 

Möglichkeiten eine Trendanalyse durchzuführen sind vielfältig (SACHS, 1993; 

SCHÖNWIESE, 1992). Der lineare Trend als Berechnungsmöglichkeit hat zum einen 

den Vorteil, daß er in der Klimatologie weit verbreitet und deshalb vergleichbar, zum 

anderen leicht zu berechnen ist. Bei der linearen Trendanalyse wird durch eine Zeitreihe 

ai, der Länge n (z.B. n = Jahre) eine Regressionsgerade nach der Methode der 

kleinsten Quadrate gelegt, 

âi = A + B ti 

worin âi die Ordinatenwerte der Regressionsgeraden zu den Zeitpunkten ti bedeuten 

und A bzw. B die Regressionskoeffizienten sind. Der lineare Trend (Tr) ist dann definiert 

als Differenz zwischen dem Endwert ân zum Zeitpunkt tn und dem Anfangswert 

â1 zum Zeitpunkt t1 (vgl. Abbildung 9): 

Tr= ân - âi

Abbildung 9 : Schematisierte Darstellung einer linearen Trendanalyse, Erläuterungen im Text 

(nach RAPP & SCHÖNWIESE, 1996) 

Bei mengenabhängigen Klimaelementen (wie z.B. der Niederschlagssumme) ist die 

Einführung eines „relativen Trends“, also eine Normierung, zweckmäßig. Dies ermöglicht 

den direkten Vergleich von Zeitreihen mit unterschiedlichen Mittelwerten. 

Dies ist insbesondere dann notwendig, wenn zwischen den Lagen der einzelnen 

Meßstationen große Reliefunterschiede liegen, da die mittlere Niederschlagssumme 

stark höhen- und orographieabhängig ist. Eine Möglichkeit der Normierung ist die 

prozentuale Angabe des absoluten Trends am Mittelwert, also: 

absoluterTrend 

relativerTrend[%] 

= ⋅100 

Mittelwert 

Neben der Homogenitäts- und Repräsentanzanalyse der Niederschlagswerte, wir die 

räumliche Verteilung des Gebietsniederschlages benötigt (SCHILLING & HARMS, 1983), 

um eine flächendifferenzierte Berechnung der Grundwasserneubildungsrate durchzuführen. 

Geostatistische Methoden zur Regionalisierung punktueller Daten 

Zur Berechnung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildung ist es notwendig, 

aus den punktuell erhobenen Klimagrößen (Niederschlag, Evapotranspiration) Gebietswerte 

abzuleiten. Die Methodik der Regionalisierung reicht von einfacher Mittelbildung 

bis zur Anwendung räumlicher Polynome . Nähere Hinweise über Methodik 

und Fehler sind u.a. den Arbeiten von GIESECKE & MEYER (1983) und MENDEL (1977) 

zu entnehmen. Welche Methodik für einen vorgegebenen Anwendungszweck am 

37

38 

geeignetsten ist, wird u.a. durch folgende Kriterien bestimmt: Gebietsgröße, Zahl und 

Repräsentanz der Stationen, Anforderung an die Genauigkeit der Ergebnisse und 

Arbeitsaufwand (KLEEBERG & CEMUS, 1992). 

Voraussetzung für die Regionalisierung von Daten ist, daß zwischen den einzelnen 

punktförmigen Informationen ein räumlicher Zusammenhang, d.h. eine räumliche 

Erhaltungsneigung besteht. Der räumliche Zusammenhang kann durch die Variogrammanalyse 

überprüft werden. Durch die Variogrammanalyse wird die räumliche 

Variabilität (autokorrelative Verhalten) einer ortsabhängigen Variabel quantitativ beschrieben 

(DELFINER, 1976; MATHERON, 1965). Weitere Ausführungen finden sich bei 

AKIN & SIEMES (1988), DAVIS (1973), JOURNEL (1989) UND SCHAFMEISTER (1999). 

Die meisten statistischen Verfahren legen eine Normal- bzw. Log-Normalverteilung 

zugrunde, die insbesondere bei der Mittelbildung wichtig ist. Aus diesem Grunde ist 

die Kenntnis der Verteilungsfunktion der ortsabhängigen Variablen grundlegende 

Voraussetzung für die Modellierung. 

Das experimentelle Variogramm wird durch die Funktion γ( r h ) beschrieben, die die 

Varianz der Meßwerte zwischen Punktepaaren schätzt: 

r 

γ( h) 

= 

1 

2 

n( h) 

∑ 

i= 

1 

r 2 

{ [ zx ( i) − zx ( i + h) 

] } 

r 

nh ( ) 

n( r h ): Anzahl der Probenpaare im Abstand h 

z(xi)): Wert der Variablen am Punkt xi z(xi+h): Wert der Variablen am Punkt xi+ r h 

Die Punktepaare ergeben sich dabei aus der Kombination aller Meßwerte miteinander. 

Um Streuungen kontrolliert einzuschränken, wird für die Punktepaare mit etwa 

gleichem Abstand sowohl ein Mittelwert der Varianzen als auch der Entfernung gebildet. 

Die errechneten Variogrammwerte werden gegen den Abstand h aufgetragen. 

Die sich ergebende Kurve beschreibt quantitativ die räumliche Variabilität der Variablen. 

Die entstehenden Kurven der räumlichen Variabilitätsstrukturen (Variogrammtypen) 

können durch statistische Verteilungsfunktionen oder mathematische Modellfunktionen 

beschrieben werden. Als Modellfunktionen haben sich die lineare, exponentielle, 

sphärische und die Gauß’sche Modellfunktion bewährt (Bundesanstalt, 

1997). Jede Modellfunktion wird durch die Parameter Reichweite (range), den 

Schwellenwert der Varianz (sill) und die Grundvarianz (nugget-effect) beschrieben 

(DVWK, 1990). Abbildung 10 stellt diese Kennwerte dar. Durch Veränderungen dieser 

Parameter wird das Modell solange modifiziert, bis die Modellfunktion hinreichend 

genau mit den experimentellen Variogrammwerten übereinstimmt (ZABEL ET

AL., 1994). Über das Verhältnis von der Grundvarianz zum Schwellenwert der Varianz 

lassen sich Aussagen über die Trennung von lokaler, zufälliger Information und 

regionaler Information treffen. Die Grundvarianz beschreibt den zufälligen (lokalen) 

Anteil, der aufgrund von Meßungenauigkeiten, veränderlichen Meßbedingungen, 

zeitlichen Variationen etc. auftritt. Der Schwellenwert beschreibt die maximale Varianz 

von Meßwerten, zwischen denen aufgrund des Abstandes kein Zusammenhang 

mehr besteht. Der Varianzanstieg vom Nuggeteffekt zum Sill charakterisiert das regionale 

Verhalten. Die Reichweite gibt die Distanz an, ab der die Meßwerte nicht 

mehr korrelierbar sind. Ein räumlicher Zusammenhang liegt dann vor, wenn die 

Grundvarianz für einen bestimmten Entfernungsbereich kleiner ist als der Schwellenwert. 

Nur in diesem Fall ist eine Regionalisierung sinnvoll. 

Abbildung 1 0: Schematisierte Darstellung eines Variogrammes. Auf der Abszisse ist die mittlere Entfernung zwischen den Punktepaaren, auf der Ordinate die zu gehörigen mittlere Varianz, dargestellt aus DVWK (1982) 

Enthält das Variogramm keine Hinweise auf eine räumlichen Zusammenhang, so 

kann dies u.a. an stark richtungsabhängigen räumlichen Zusammenhängen liegen. 

Um solche Anisotropien im Untersuchungsgebiet zu erfassen, ist es nötig, mit richtungsorientierten 

Variogrammen zu arbeiten. Hierbei wird für verschiedene Richtungen 

ψi eine Suchellipse durch den Öffnungswinkel δ, die Schrittweite und die Tolranz 

ϕ ± d definiert (vgl. Abbildung 11). Alle Punkte, die in das Segment δ ± ψ und ϕ ± d 

fallen, werden vom Punkt xi, der Richtung ψi und dem Abstand h als ein Punkt xi+h zugeordnet. 

39

40 

x i 

ψ i 

h 

+δψ 

-δψ 

-ϕd 

+ϕd 

χ i+h 

Abbildung 11: Schematische Darstellung der Parameter zur Berechnung eines richtungsorientierten 

Variogrammes 

Eine räumliche anisotrope Struktur der Eingangsvariablen liegt dann vor, wenn die in 

unterschiedliche Richtungen berechneten Variogramme durch deutlich verschiedene 

Kurvenverläufe charakterisiert werden. 

Die Güte des theoretischen Variogrammes wird durch Kreuzprüfung (cross validation) 

überprüft. Dabei wird ein Punkt nach dem anderen des urspünglichen Datensatzes, 

weggelassen und mit Hilfe des Variogrammodelles und des Punktkrigings 

geschätzt. Die Differenz zwischen den gemessenen Probenwerten z(xi) und den geschätzten 

Werten z‘(xi) wird für jeden einzelnen Punkt berechnet, quadriert und durch 

die Krige-Schätzvarianzen für jeden Punkt dividiert. Eine gute Anpassung des Variogrammes 

liegt vor, wenn die kleinste Abweichung vom Mittelwert Null und für die 

Standardabweichung 1 beträgt (AKIN & SIEMES, 1988). 

Die durch die Variographie ermittelte Modellfunktion geht als Grundlage in das Kriging-Verfahren 

ein. Das Kriging-Verfahren ermöglicht eine Interpolation raumvariater 

Strukturen, d.h. eine Prognose der tatsächlichen Werte für Raumeinheiten (Flächen), 

an denen keine direkte Feldmessung vorliegt. Dabei wird ein gleitender, gewichteter 

Mittelwert benachbarter Probenpunkte gebildet. Die Gewichte werden mit Hilfe des 

Variogramm-Modelles so bestimmt, daß der Schätzfehler (σn) minimiert wird. Ein 

Vorteil des Krige-Verfahrens liegt darin, daß man neben dem Schätzwert auch die 

Schätzstandardabweichung erhält und dadurch die Zuverlässigkeit der Ergebnisse 

beschreiben kann. Dadurch können Gebiete ausgewiesen werden an denen die Datendichte 

ungenügend erscheint. MARTINEZ-COB (1996) beschreibt die gute Anwendbarkeit 

unterschiedlicher Kriging-Methoden für die Regionalisierung von klimatischen 

Größen. 

Die Variogrammanalyse und die darauf aufbauende Regionalisierung mittels Punktkriging 

kann nur durchgeführt werden, wenn eine engmaschiges Meßnetz vorhanden 

ist. Ist dies nicht der Fall müssen andere Regionalisierungsverfahren zum Einsatz

kommen. Eine Möglichkeit der Regionalisierung klimatologischer Daten bietet z.B. 

das THIESSEN-Polygon-Verfahren (DVWK, 1996; HÖLTING, 1992; LIEBSCHER, 1970). 

Dazu werden die Meßstationen gemäß ihren geographischen Koordinaten in einem 

geeigneten Maßstab aufgetragen und durch einen Linienzug verbunden. Auf den 

Verbindungslinien der Meßstellen werden anschließend die Mittelsenkrechten konstruiert 

(vgl. Abbildung 12). Dieses Verfahren ist in Gebieten mit stärkerem Oberflächenrelief 

nicht geeignet, kann aber aufgrund der geringen Reliefunterschiede im 

Untersuchungsgebiet Südost-Holstein angewendet werden. Sämtliche mittleren Verdunstungshöhen 

wurden auf diese Weise regionalisiert. 

Station 4 

F4 

Station 3 

F3 

Station 2 

Abbildung 12: Konstruktion von Thiessenpolygonen; F1-F4 = zugehörige 

Flächenanteile 

F1 

Station 1 

F2 

41

42 

3.2 Abfluß 

Räumliche Verteilung der Abflußmeßstellen 

Im Untersuchungsraum Südost-Holstein liegen die Daten von 16 gewässerkundlichen 

Pegelanlagen vor. Teile des Untersuchungsgebietes befinden sich nicht innerhalb 

der oberirdischen Einzugsgebiete dieser Meßstellen (vgl. Abbildung 13). 

Ammersbek 

NorderBeste 

Bredenbek 

Glinder 

Au 

se 

Freie und Hansestadt 

Hamburg 

Elbe 

Glinder Au 

Neritz 

Bunsbach 

Rehagen 

Au 

Hopfenbach 

Wand 

Wandse 

Quellental 

Bünningstedt 

Beste 

Corbek 

Sachsenwaldau 

Reinbek 

Sulsbek 

Bille 

Sch 

w 

arze 


0 5 10km 

Quellental 

2 

Mühlenbach 

Barnitz 

Fribek 

Au 

Aumühle 

Linau 

Bille 

Hamfelde 

Au 

Kühlenbach 

Schiebenitz 

Stein 

Lütau 

graben 

Trave 

Nusse 

au 

Duvenseeb ach 

Mühlenbek 

Linau 

Augraben 

Stegnitz 

Grienau 

Ziegelhof 

Steinau 

Lübeck - Kanal 

Elbe - 

Priesterbach 

Breitenfelde 

Pötrau 

Witzeeze 

Mecklenburg- 

Vorpommern 

Abbildung 13: Abflußmeßstellen und deren oberirdische Einzugsgebiete in Südost- 

Holstein (aus OTTO, 1997).

In der Tabelle 7 sind die im Untersuchungsgebiet betriebenen, gewässerkundlichen 

Pegelanlagen mit der Größe des oberirdischen Einzugsgebietes und den Hoch- und 

Rechtswerten verzeichnet. 

Tabelle 7: Abflußmeßstellen im Untersuchungsgebiet Südost-Holstein. Die Hochwerte und Rechtswerte 

sind im Gauß-Krüger Koordinatensystem angegeben. Eo: Einzugsgebiet (oberirdisch) 

Standort Gewässer HW RW 

Eo-größe 

[km 2 ] 

Aumuehle Schwarze Au 5952470 3586740 83,9 

Breitenfelde Priesterbach 5942300 4410680 32,8 

Buenningstedt Hunnau 5952470 3580400 64,0 

Hamfelde Bille 5942530 3595040 66,5 

Luetau Linau 5923940 4403130 56,2 

Luetau Augraben 5923530 4402710 34,1 

Neritz Norderbeste 5962180 3585380 48,0 

Nusse Steinau 5948550 4406000 75,2 

Poetrau Steinau 5928130 4408040 92,3 

Quellenthal Beste 5963560 3589530 89,0 

Quellenthal 2 Barnitz 5963500 3590240 58,8 

Rehagen Bunsbach 5953660 3579060 30,1 

Reinbek Bille 5931160 3582400 28,1 

Sachsenwaldau Bille 5935330 3586220 156,5 

Witzeeze Linau 5925610 4407020 15,7 

Ziegelhof Grinau 5964820 4406920 32,5 

Von den 1290 km 2 des Untersuchungsgebietes liegen ca. 300 km 2 außerhalb der 

oberirdischen Einzugsgebiete gewässerkundlicher Pegelanlagen. Im Süden entwässern 

Teile des Untersuchungsgebietes direkt in die Elbe oder unterstromig des Pegels 

Reinbek in die Bille. Im Osten des Untersuchungsgebietes dient der Elbe- 

Lübeck-Kanal der Vorflut. In diesen Bereichen sind keine hydrologischen Daten verfügbar. 

Das oberirdische Einzugsgebiet des Pegels Neritz/Norderbeste liegt zum 

größten Teil außerhalb des Untersuchungsgebietes. 

Westlich des Untersuchungsraumes werden vom gewässerkundlichen Dienst Hamburg 

weitere Pegel betrieben, deren oberirdische Einzugsgebiete in den Untersuchungsraum 

hineinreichen. Die Ergebnisse der von OTTO (1997) durchgeführten 

Auswertungen dieser Pegel konnten bei der statistischen Analyse der Abflüsse nicht 

berücksichtigt nicht berücksichtigt werden, da weder der Beobachtungszeitraum 

noch die Auswertemethode gleich sind. 

Die Beobachtungszeiträume der Abflußmeßstellen 

Die im Untersuchungsgebiet Südost-Holstein betriebenen Abflußmeßstellen haben 

unterschiedliche Beobachtungszeiträume. Von einigen Pegeln liegen Abflußdaten ab 

1971 vor, die meisten jedoch werden seit 1985 betrieben (Abbildung 14). 

43

44 

POETRAU STEINAU 

NUSSE STEINAU 

AUMUEHLESCHWARZE AU 

BREITENFELDE PRIESTERBACH 

LUETAU AU-GRABEN 

NERITZ NORDERBESTE 

WITZEEZE LINAU 

LUETAU LINAU 

BUENNINGSTEDT HUNNAU 

ZIEGELHOF GRINAU 

REHAGEN BUNSBACH 

SACHSENWALDAU BILLE 

REINBEK BILLE 

HAMFELDE BILLE 

QUELLENTHAL BESTE 

QUELLENTHAL BARNITZ 

1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 

Abbildung 14: Beobachtungszeiträume der Abflußmeßstellen in Südost-Holstein 

Bei der statistischen Auswertung der Gewässerkundlichen Hauptzahlen ist ein ausreichend 

langer Beobachtungszeitraum Voraussetzung, um repräsentative Aussagen 

treffen zu können. KILLE (1970) schlägt vor, mindestens zehnjährige Zeitreihen zu 

verwenden. Die Weltmeteorologische Organisation (WMO) schlägt einen Mindestbeobachtungszeitraum 

der Klimagrößen von 30 Jahren vor, um die hohe zeitliche Variabilität 

zu erfassen. Da die zeitliche Variabilität des Abflusses abhängig von den 

klimatischen Parametern ist, müßten die gleichen statistischen Anforderungen an die 

Beobachtungszeiträume zur repräsentativen Auswertung von Abflußdaten gestellt 

werden. Die Forderung nach einem mindestens zehnjährigen Betrachtungszeitraum 

stellt einen Kompromiß zwischen der vorhandenen Datenlage und den statistischen 

Erfordernissen dar. 

Im Rahmen der Untersuchungen werden die Abflußcharakteristika verschiedener 

Einzugsgebiete miteinander verglichen. Es ist notwendig die Ergebnisse der Auswertung 

gleicher Beobachtungszeiträume zu betrachten, um einen Einfluß unterschiedlicher 

meteorologischer Bedingungen auszuschließen. In der Abbildung 14 

wird augenscheinlich, daß sich im Bereich Südost-Holstein am besten der Zeitraum 

zwischen den hydrologischen Jahren 1985 und 1998 eignet. In diesem Zeitraum liegen 

von 12 Abflußmeßstellen vollständige vierzehnjährige Zeitreihen vor. 

3.2.1 Separation des Basis- und des Direktabflusses 

Das Prinzip der Separation der Abflußkomponenten aus dem Gesamtabfluß beruht 

bei vielen Verfahren auf den unterschiedlichen Verweilzeiten der Abflußkomponenten 

im Einzugsgebiet (vgl. Kap. 2.1.3). Einen Überblick über die gebräuchlichsten

Verfahren bieten eine Vielzahl an Autoren (DYCK, 1978; LILLICH, 1970; MATTHEß & 

UBELL, 1983; NATERMANN, 1958; WUNDT, 1958). Durch die nachfolgend beschriebenen 

Verfahren ist eine Trennung des Gesamtabflusses in Basis- und Direktabfluß 

möglich. 

Das MoMNQ – Verfahren (WUNDT, 1958) 

Die Datenbasis des Verfahrens bilden die gewässerkundlichen Hauptzahlen mehrerer 

aufeinander folgender Jahre. Diese sind den gewässerkundlichen Jahrbüchern zu 

entnehmen. Für die Berechnungen werden die monatlichen Niedrigwasserabflüsse 

(MoNQ) und die monatlichen Mittelwasserabflüsse herangezogen (MoMQ, entspricht 

dem Gesamtabfluß). Aus den Monatsabflußwerten werden Mittelwerte (MoMNQ, 

MoMMQ) gebildet (arithmetisches Mittel der einzelnen Monate). 

Grundlage des Verfahrens ist die Annahme, daß der MoMNQ im untersuchten Einzugsgebiet 

im wesentlichen aus dem Grundwasser stammt. Die Differenz zwischen 

dem Gesamt- und dem Basisabfluß entspricht dem Direktabfluß. Aufgrund des statistischen 

Ansatzes des Verfahrens ist eine Aussage über einzelne hydrologische Jahre 

nicht möglich. Der Mindestbeobachtungszeitraum sollte 10 Jahre nicht unterschreiten 

(KILLE, 1970). 

WUNDT (1958) ermittelte in Gebirgsregionen relativ hohe MoNQ-Werte. Er deutete 

dies als die Folge zu kurzer niederschlagsfreier Zeiträume, so daß der MoNQ Anteile 

von Oberflächenabfluß beinhaltet. WUNDT (1958) ermittelte für Einzugsgebiete im 

Alpenraum nicht plausible Basisabflüsse. Er erklärte die zu hohen Werte mit dem 

Auftreten von Zwischen- und Oberflächenabfluß in den Niedrigwasserabflüssen. Als 

Grenzwert gibt er ca. 200 mm/a an. KILLE (1970) entwickelte das Verfahren von 

WUNDT (1958) weiter. Er beschrieb Oberflächenabflußanteile am MoNQ vor allem in 

Mittelgebirgsregionen Hessens. Diese Anteile werden in einem graphischen Verfahren 

abgetrennt und der grundwasserbürtige Anteil ermittelt. 

Im Gesamteinzugsgebiet der oberen Stör wurden Oberflächen- und Zwischenabflüsse 

im Vorfluter bis ca. 3 Tage nach dem Niederschlagsereignis beobachtet (JELINEK 

1999a). Das bedeutet, daß nach 3 niederschlagsfreien Tagen der Abfluß im wesentlichen 

aus dem Grundwasser stammt. Diese Ergebnisse lassen sich aufgrund der 

räumlichen Nähe und vergleichbarer Randbedingungen auf das Untersuchungsgebiet 

übertragen. Es ist davon auszugehen, daß unter den gegebenen klimatischen 

Verhältnissen, selbst in niederschlagsreichen Monaten, der MoNQ dem Basisabfluß 

entspricht. STRUCKMEIER (1990) bestätigt anhand von Untersuchungen im Münsterländer 

Becken, daß im Flachland der Anteil an Oberflächenabfluß in den MoNQ vernachlässigbar 

gering ist. Das Verfahren nach WUNDT (1958) ist deshalb für die Aufteilung 

des Gesamtabflusses in Basis- und Direktabfluß im Untersuchungsraum geeignet. 

45

46 

Im Unterschied zum Au-Linien Verfahren berücksichtigt das MoMNQ – Verfahren 

nicht, daß es unter einem Abflußpeak ein Anstieg des Basisabflusses erfolgt (vgl. 

Abbildung 15). Dieser Anstieg des Basisabflusses konnte durch isotopenhydrochemische 

Untersuchungen nachgewiesen werden (VON LOEWENSTERN, 1998). 

Das Au – Linien Verfahren (NATERNANN, 1951) 

Die Datenbasis des Au – Linien Verfahrens bilden Abflußganglinien aus täglichen 

Abflußdaten. Es ist ein einfach anzuwendendes, graphisches Verfahren. Unterhalb 

der Ganglinie wird zeichnerisch eine „Grundwelle“ konstruiert. Diese berührt, großzügig 

durchgehend, die unteren Punkte der Ganglinie. Die Grundwelle trennt den 

grundwasserbürtigen Abflußanteil vom Direktabfluß. Die Fläche zwischen der Abszisse 

und der Grundwelle wird planimetriert und daraus die Basisabflußmenge bestimmt. 

Besonders problematisch ist die Konstruktion der Au – Linie bei längeren sich 

überlappenden Hochwasserabflüssen (Mattheß & Ubell, 1983). Analog zum MoMNQ 

– Verfahren enthalten in diesen Zeiträumen die Niedrigwasserabflüsse einen Anteil 

Oberflächenabfluß, der sich störend auswirkt. Die Au – Linie muß dann über weite 

Strecken „frei Hand“ geführt werden. Sie entspricht demnach einer willkürlichen 

Festlegung. Die betrachtete Zeitreihe sollte mindestens ein hydrologisches Halbjahr 

vollständig erfassen. Aussagen über einzelne hydrologische Jahre oder Halbjahre 

sind im Gegensatz zu dem MoMNQ – Verfahren möglich. Dies erlaubt detaillierte 

zeitliche Betrachtungen. Das Verfahren wurde 1958 verbessert (NATERMANN, 1958). 

Bei diesem erweiterten Verfahren werden zusätzlich Klimadaten herangezogen. Der 

erhebliche Mehraufwand ermöglicht die sicherere Konstruktion der Au – Linie auch 

unter Hochwasserwellen. Im Einzelfall ist zu prüfen, ob der Mehraufwand bezogen 

auf die Fragestellung sinnvoll ist. 

Das einfache Verfahren ist im Gegensatz zum MoMNQ – Verfahren geeignet, den 

Anstieg des Basisabflusses unter einem Ganglinienpeak abzubilden und somit den 

Basis- und den Direktabfluß hinreichend genau abzutrennen (MALLEN, 1994). Für die 

Untersuchungen im Raum Südost-Holstein ist es in seiner Aussagekraft ausreichend. 

Für das Jahr 1991: 

Ao-WUNDT 0,15 m3/s 

Au-WUNDT 0,25 m3/s 

Ao-NATERMANN 0,14 m3/s 

Au-NATERMANN 0,26 m3/s 

Abbildung 15: Separation der Abflußkomponenten nach den Au – Linien-Verfahren 

(NATERMANN 1951), hellgrau hinterlegt, und dem MoMNQ – Verfahren 

(WUNDT, 1958), dunkelgrau hinterlegt

3.3 Geologie und Bodenkunde 

3.3.1 Datengrundlage 

Datengrundlage zur Ableitung der notwendigen Bodeninformation sind bodenkundliche 

und geologische Karten im Maßstab 1 : 25 000. 

Während die geologischen Karten nahezu flächendeckend für das Untersuchungsgebiet 

vorliegen (16 Kartenblätter), stehen nur wenige bodenkundliche Karten zur 

Verfügung (3 Kartenblätter). Dies bedeutet, daß sämtliche Bodenkenngrößen für das 

Gesamtgebiet nur aus geologischen Karten abgeleitet werden können. Die Bearbeitung 

der bodenkundlichen Karten ermöglicht Vergleiche zwischen der Verwendung 

unterschiedlicher Datengrundlagen. Für weiterführende Arbeiten wurden zusätzlich 

ein bodenkundliches und drei geologische Kartenblätter bearbeitet, die den benachbarten 

östlichen Teil des Untersuchungsgebietes abdecken (vgl. Tabelle 8). 

Tabelle 8: Aufgenommene geologische und bodenkundliche (Jahreszahl fettgedruckt) Karten 

Kartenblatt Jahr Kartenblatt Jahr Kartenblatt Jahr 

2128 Bad Oldesloe 1935 2330 Mölln 1906 2628 Artlenburg 1900 

2129 Hamberge 1934 2427 Glinde 1912 2629 Lauenburg 1904, 1992 

2228 Eichede 1935 2428 Schwarzenbek 1911 

2229 Krumesse 1911 2429 Siebeneichen 1911, 1990 

2230 Ratzeburg 1903 2430 Gudow 1907, 1990 

2327 Ahrensburg 1912 2527 Bergedorf 1912 

2328 Trittau 1935 2528 Geesthacht 1911 

2329 Nusse 1911 2529 Büchen 1915, 1992 

3.3.2 Datenbearbeitung 

2227 Bargteheide; 1925 

(nach geol. Rein- 

Karte,ohne Kartenrandlegende) 

Die geologischen Karten stammen zum größten Teil aus der ersten Hälfte dieses 

Jahrhunderts (vgl. Tabelle 8). Dies hat zur Folge, daß sie in unterschiedlichen Projektionen 

bzw. Gradeinteilungen vorliegen. Die meisten Karten stehen in Form von 

faltbaren Geländekarten zur Verfügung, welche für die handlichere Benutzung im 

Gelände segmentiert und auf Stoff geklebt wurden (vgl. Abbildung 16). Bevor die 

Karten in digitale Form übertragen werden können, müssen sie aus den genannten 

Gründen überarbeitet werden. 

47

48 

Geologische Karte 

Abbildung 16: Schematische Skizze des vorliegenden Kartenmaterials. 

Bei der graphischen Aufbereitung der geologischen Karten macht man sich zunutze, 

daß alle geologischen Karten trotz der unterschiedlichen Projektionen in ihrer Erstreckung 

deckungsgleich mit dem entsprechendem topographischen Kartenblatt 

sind (Gauß-Krüger Koordinatensystem). So dient die Ausdehnung des jeweiligen topographischen 

Kartenblattes als Rahmen. Durch Ausmessen der einzelnen Segmente, 

Erstellen eines Rahmens anhand der topographischen Karte, Auftragen des 

Rahmens und der Segmente auf Transparenzfolie, Eintragen von Paßpunkten und 

anschließende Abtragung der kartierten Einheiten auf die Folie werden die Karten 

zeichnerisch zusammengefügt und georeferenziert. Hierbei ist darauf zu achten, daß 

die Karten leicht trapezförmig sind, d.h. der untere Kartenrand ca. 1mm länger ist, als 

der obere. Dadurch ist eine Karte mit ihrem südlichen und nördlichen Nachbarblatt 

nicht deckungsgleich. Diese Problematik ergibt sich in östlicher und westlicher Richtung 

nicht. 

Die Arbeitsschritte gliedern sich wie folgt: 

Aufnahme der Segmentbreite/-höhe 

Einzelsegmente der geol. Karte 

Ausmessen der Segmente der geologische Karte: Die Breite wird pro Segment 

ca. 1 cm von der unteren und oberen Grenze entfernt gemessen, um Fehler aufgrund 

abgerundeter Kanten zu vermeiden. Die Höhe der Segmente wird an den 

beiden äußeren Segmenten ca. 1 cm vom jeweiligen Rand gemessen. Die 

Längen und Höhen der Segmente werden addiert und die Differenz zum Ausmaß 

der topographischen Karte festgestellt. 

Erstellen eines äußeren Rahmens auf der Folie anhand der topographischen 

Karte (Abbildung 17): Dieser wird so angelegt, daß die Innenseite des Rahmens 

die Grenze zur kartierenden Fläche bildet.

Festlegung der Segmente: Ergeben sich Differenzen zwischen der Summe der 

Breiten bzw. Höhen der Segmente und der Ausmaße der topographischen Karte, 

wird ein Segment (oder mehrere bei größeren Unterschieden z.B. > 0,2 mm) vergrößert 

bzw. verkleinert. Die Punkte der Segmentbreiten werden auf den Rahmen 

aufgetragen und miteinander verbunden. 

Eintragen der Paßpunkte aus topographischen Karte auf die Transparenzfolie: 

Die gewählten Paßpunkte zur Georeferenzierung sind die Ecken und Mittelpunkte 

einer Karte der Rahmenaußenlinien (geographische Koordinaten); falls vorhanden, 

die vier Kreuzungspunkte der UTM Koordinaten sowie die Gauß-Krüger- 

Koordinaten (vgl. Abbildung 17). 

Elemente auf der Folie 

Abbildung 17: Schematische Skizze der Transparentfolie mit den von der geologischen und 

topographischen Karte erhaltenen Elementen 

Eintragen der Grenzen der Kartiereinheiten: Die Hilfsrahmen werden auf die Segmente 

gelegt und die geologischen Grenzen eingetragen. Danach wird die Folie 

verschoben, so daß das nächste Segment an das erste anschließt. 

Nicht segmentierte Karten werden direkt auf Folie übertragen. 

Überführung in digitale Form 

Die im ersten Arbeitsschritt gewonnenen Folien werden auf einem DIN A0 Scanner 

gescannt, mit dem Programm ADOBE vektorisiert und in Arc/Info importiert. Es folgt 

die Säuberung, Überarbeitung und Georeferenzierung des jeweiligen Kartenblattes. 

Um digital auf die Flächeninformationen der geologischen und bodenkundlichen 

Karten zugreifen zu können, werden alle Signaturen der Kartenrandlegenden aufgenommen. 

Die Signaturen der geologischen und bodenkundlichen Karten erhalten 

eine spezifische Nummer. Diese besteht aus sieben Ziffern. Die ersten vier geben 

49 

Geographische Koordinaten 

UTM Koordinaten 

Gauß-Krüger Koordinaten 

Hilfsrahmen anhand der Einzelsegmentgröße 

(wird ausradiert) 

Äußerer Rahmen anhand der top. Karte 

(wird ausradiert) 

Grenze geologischer Einheiten

50 

die Nummer des Kartenblattes an. Die drei letzten Ziffern ergeben sich aus der Stellung 

der Signatur in der Kartenlegende. Die Erläuterung der Signatur sowie ihre 

Nummer werden in Tabellen festgehalten und in späteren Schritten ausgewertet. In 

Arc/Info wird den geologischen und bodenkundlichen Flächeneinheiten (Polygone) in 

der Polygon Attribute Table (PAT) die entsprechende siebenstellige Nummer zugeordnet 

(Attributierung). 

Fehler 

In den geologischen Karten sind teilweise kleine Fehler vorhanden. So sind nicht 

immer alle Sig-naturen in der Kartenrandlegende aufgeführt. Diese kleinen Flächen 

werden nach der Inaugenscheinnahme der Original-Karte der wahrscheinlichsten 

Kartenrandlegende zugeordnet. Für die geologische Skizze Bargteheide ist keine 

Kartenrandlegende verfügbar. Bei dieser Karte werden die geologischen Einheiten 

benachbarter Karten auf das Kartenblatt Bargteheide weiterverfolgt. Basierend auf 

den Anschlußkartenrandlegenden wurde für die Skizze eine Kartenrandlegende abgeleitet 

(MEYER ET AL., 1998b). Teilweise können geologische bzw. bodenkundliche 

Einheiten nicht über den gemeinsamen Kartenrand hinaus miteinander verbunden 

werden. Es entstehen sogenannte Kartenrandverwerfungen. Dieser Fehler kann 

nicht behoben werden. Der zusammengefügte Kartenrand stellt infolgedessen einen 

Wechsel der geologischen Einheiten dar. Der sich aufgrund der zeichnerischen 

Übertragung des segmentierten Kartenmaterials ergebende Fehler liegt im Bereich 

der Zeichenungenauigkeit. Er wird auf 1 mm bis maximal 2 mm geschätzt. Eine größere 

Genauigkeit ist bei Kartenmaterial dieses Maßstabes nicht zu erwarten und genügt 

der Fragestellung vollkommen. 

3.4 ATKIS-Daten 

Das Amtlich-Topographisch-Kartographische Informationssystem (ATKIS), das von 

der Arbeitsgemeinschaft der Vermessungsverwaltungen der Länder (AdV) konzipiert 

worden ist, befindet sich seit 1992 im Aufbau. Es enthält einen bundeseinheitlichen 

Datenbestand der Struktur der Erdoberfläche (Topographie). Es befindet sich in den 

einzelnen Bundesländern in unterschiedlichen Ausbaustufen (EBBINGHAUS ET AL., 

1996). ATKIS orientiert sich inhaltlich an der topographischen Karte 1 : 25 000 

(TK 25), wobei die Auflösegenauigkeit der Daten sehr hoch ist. ATKIS-Daten liefern 

Informationen über folgende Objektarten: Siedlungen, Gewässer, Relief, Verkehr und 

Vegetation. 

Das Landesamt für Natur und Umwelt des Landes Schleswig-Holstein stellte insgesamt 

110 ATKIS-Daten der ersten Ausbaustufe (DLM 25/1) zur Verfügung. Die Daten 

wurden bereits im Landesamt mit Hilfe der kommerziellen Schnittstellensoftware 

EDBSARC 3.0, der Firma ESRI-Deutschland, in Arc/Info-Format überführt (ZÖLITZ- 

MÖLLER & KEßLER, 1996a). Die gelieferten Daten liegen im 3er und 4er Streifen nach 

Gauß-Krüger vor und decken das Untersuchungsgebiet komplett ab.

3.4.1 Datengüte und Bearbeitung 

Die Kacheln der ATKIS-Daten entsprechen in ihrer räumlichen Ausdehnung nicht 

den geologischen und bodenkundlichen Kartenblättern. Um einen einheitlichen Arbeitsmaßstab 

zu erzeugen, werden die ATKIS-Kacheln in Arc/Info aneinander gehängt 

und dann auf TK25-Größe der jeweiligen Kartenblätter ausgeschnitten. Dazu 

müssen mehrere ATKIS-Kacheln miteinander verschnitten werden. Voraussetzung 

dieses Arbeitsschrittes ist die einheitliche Attributierung der jeweiligen Flächen. Liegt 

diese nicht vor, werden bei der Erzeugung einer Topologie in Arc/Info nicht alle Flächeninformationen 

überführt. Eine uneinheitliche Attributierung liegt bei den ATKIS- 

Kacheln 574926cl, 420956cl und 426974cl vor. Des weiteren fehlen in der Kachel Nr. 

402986cl, an der westlichen Grenze zur benachbarten Kachel, mehrere Flächen (vgl. 

Abbildung 18). Das entsprechende Gebiet und dessen Landnutzung wird anhand der 

topographische Karte ermittelt und den fehlenden Flächen die jeweilige Eigenschaft 

zugeordnet. Dies gilt ebenso für die 222 Flächen ohne jegliche Attributierung, die 

eine Gesamtfläche von ca. 5 km 2 einnehmen. 

Abbildung 18: Schematische Darstellung von Fehlflächen in den ATKIS-Daten, Kachel-Nr. 402986cl 

Für das Forschungs- und Entwicklungsvorhaben sind aus den ATKIS-Daten nur Informationen 

relevant, die Auskünfte über die Art der Landnutzung bzw. über Gewässer 

geben. Von Interesse sind die Landnutzungen Acker, Grünland oder Wald (differenziert 

in Nadel-, Laub- und Mischwald). Als weitere Flächeninformation wird der 

Bebauungsgrad bzw. die Ausweisung von Wasserflächen benötigt. 

Zur Reduzierung der Datenmenge wird der ATKIS-Attributkatalog vereinfacht und im 

ersten Schritt auf die relevanten Attribute (OBJART, OBJEKTART, OBJART1, 

OBJEKTART1, VEG und BETEXTUNG1) beschränkt. Problematisch ist, daß die erforderliche 

Gleichheit der Objektdefinition nicht immer gegeben ist (ZÖLITZ-MÖLLER & 

KEßLER, 1996b). Zum Beispiel gibt es Flächen, die in der Klasse OBJEKTART einer 

Ortslage zugeordnet sind, aber in der Klasse OBJEKTART1 als Strom, Fluß oder 

Bach definiert sind (vgl. Abbildung 19). Diese Klassifizierung unterliegt keinem er- 

51

52 

kennbaren logischen Zusammenhang. So können Wasserflächen wahlweise auch in 

OBJEKTART1 als Ortslage gekennzeichnet sein (vgl. Abbildung 19). Aus diesem 

Grund muß vor der Weiterverarbeitung eine einheitliche, in sich schlüssige Objektdefinition 

erfolgen. Erst nach diesem Schritt ist es möglich, alle Flächen gleicher 

Nutzung zusammenfassen zu können (Befehl: „dissolve“). 

Item Definition 

Objektart : Grünland 

Objektart1: Ortslage 


Objektart : Ortslage 

Objektart1: Teich 

Abbildung 19: Problem der Überschneidung von Polygonen und der daraus folgenden 

unterschiedlichen Attributierung der Wasserflächen; Kachel Nr. 402986cl 

Die ATKIS-Daten liegen in einer räumlichen Auflösung vor, die zur Bearbeitung der 

Fragestellung unnötig hoch ist. Die kleinsten Flächen haben eine Größe von 30 m 2 . 

Die räumliche Auflösung aller anderen Eingangsgrößen ist weit geringer, so daß eine 

Vergröberung der Datenauflösung in Richtung eines einheitlichen Arbeitsmaßstabes 

führt. Aus diesem Grunde und um die Anzahl der Polygone und die der Rechenzeit in 

Arc/Info zu begrenzen, wird der ATKIS-Datensatz von Flächen mit einer Ausdehnung 

von weniger als 2500 m 2 bereinigt. Diese werden dem Nachbarpolygon mit der längsten 

gemeinsamen Grenze zugeschlagen. Die Anzahl der Polygone kann dadurch 

von über 16000 auf ca. 9500 reduziert werden. Die Fläche der Polygone mit einer 

kleineren Fläche als 2500 m 2 beträgt ca. 0,4 % der Gesamtfläche. Die Kleinflächen 

sind gleichmäßig über das Untersuchungsgebiet gestreut. Die größte Gruppe unter 

den Kleinflächen stellen die Gehölze dar (vgl. Tabelle 9). Dabei handelt es sich in der 

Mehrzahl um kleine Busch- bis Baumgruppen. 

Tabelle 9: Flächenart und Anzahl der häufigsten 

Kleinflächen: Gesamtanzahl 3384 

Fläche Anzahl 

Gehölz 2923 

Grünland 992 

Stehendes Gewässer 799 


Objektart : Teich 

Objektart1: Ortslage

3.5 Digitales Geländemodell (DGM) 

In den letzten Jahren wird die Abbildung der Oberflächenform zunehmend durch sogenannte 

digitale Geländemodelle (DGM) vorgenommen. Ein DGM beschreibt das 

Relief durch Rechts- und Hochwert sowie dem zugehörigen Höhenwert. Die x,y,z- 

Wertetripel sind in der Regel in einem quadratischen Raster angeordnet (KÖTHE ET 

AL., 1996), das Rasterweiten zwischen 10 und 50 m aufweist. Anhand dieser Daten 

können morphometrische Reliefparameter, wie z.B. Reliefenergie, Hangneigung, Exposition 

und Wölbung, erhoben werden. 

Das LANU stellte 51 Dateien mit Höhenwerten zur Verfügung. Die den Punkten zugeordnete 

Höhe entspricht der gemittelten Höhe einer Rasterzelle von 50*50 m 2 . Die 

vertikale Auflösung der Höhendaten liegt bei 1 Dezimeter. Die Kacheln liegen sowohl 

im 3er als auch im 4er Streifen der Gauß-Krüger-Projektion vor. Aus diesen Datensätzen 

wird ein digitales Geländemodell erstellt und die relevanten Reliefparameter 

abgeleitet. Diese sind zur Charakterisierung des Direktabflusses bei den Berechnungen 

der Grundwasserneubildung erforderlich. 

3.5.1 Datenbearbeitung: Erstellung des digitalen Höhenmodells 

Die Daten können nicht direkt in Arc/Info eingelesen werden. Um die Daten zu importieren, 

muß das Dateiformat geändert werden: 

vorher: ---X--Y--------Z 

nachher: 1-X-Y-Z 

Im zweiten Schritt werden unter UNIX alle Daten des 3er bzw. 4er Streifens in je einer 

Datei zusammengefaßt (Befehl: „cat“ ). Es folgt die Erstellung jeweils einer TIN- 

Datei (Triangulated Irregular Network) in Arc (Befehl: „createtin“). Um die beiden 

Dateien aneinanderfügen zu können, werden aus den TIN-Dateien Punktcoverages 

erzeugt. Als nächstes werden die Koordinaten des 3er Streifena auf die des 4er 

Streifens umgerechnet und dann an das andere Coverage angehängt (Befehle „projectdefine“ 

und „append“). Das entstandene Punkt-Coverage wird in Arc wieder in ein 

TIN umgewandelt (Befehl: „arctin“). Das erstellte digitale Höhenmodell wird für die 

Ermittlung der Hangneigung, der Hangexposition sowie der Reliefenergie benötigt. 

Ferner wird überprüft, ob anhand des Modells das Gewässernetz und die jeweiligen 

Einzugsgebiete bestimmt werden können. 

53

4 Ableitung und Beschreibung der Eingangsparameter 

4.1 Niederschlag 

Die korrigierten Niederschlagsdaten der Zeitreihe 1961-1990 wurden vom DWD auf 

ihre Homogenität hin überprüft. Deswegen war es nur für die unkorrigierten Datenreihen 

der Niederschlagszeitreihe 1961-1990 notwendig die Homogenitätstests 

durchzuführen. 

Die Prüfung der Homogenität der Daten nach dem Doppelsummenlinien-Verfahren 

wurde für alle Niederschlagsstationen, die im oder in unmittelbarer Nähe des Untersuchungsgebietes 

Südost-Holstein liegen (vgl. Anhang 1.1), durchgeführt. Aufgrund 

des relativ geradlinigen Verlaufes der Linienzüge (vgl. Abbildung 20) kann davon 

ausgegangen werden, daß an den ausgewählten Niederschlagsstationen keine signifikanten 

Veränderungen der Meßbedingungen stattfanden. Die Zeitreihen der einzelnen 

Niederschlagsstationen sind in sich konsistent. 

45000 

40000 

Kummulierte Summe der mittleren Jahresniederschläge 

Ordinatenschnittpunk bei jeder Station versetzt 

35000 

30000 

25000 

20000 

15000 

10000 

5000 

0 

Trittau 

Steinhorst 

Schwarzenbek 

Reinbek 

Ratzeburg 

Lauenburg 

Langenlehsten 

Kittlitz 

Geesthacht 

Bargteheide 

0 Kummulierte 10000 Jahressumme des 20000 Niederschlages 30000 

Abbildung 20: Doppelsummenlinien zur Homogenitätsprüfung dargestellt anhand unkorrigierter Niederschlagswerte 

der Zeitreihe 1961-1990 von 12 Niederschlagsstationen 

Nusse 

Lütau 

55

56 

Der zweite Schritt der Homogenitätsprüfung besteht darin, räumliche Inhomogenitäten 

zu entdecken, zu überprüfen und ggf. zu eliminieren. Dazu werden die Standardabweichungen 

der einzelnen Datensätze räumlich aufgetragen. Abbildung 21 stellt 

die Ergebnisse der Homogenitätsprüfung der unkorrigierten Niederschlagsdaten dar. 

Die Feldstandardabweichungen zeigen keine signifikanten Scharungen der Isolinien, 

was auf fehlerhafte Einzelwerte hinweisen würde. Die Datensätze weisen keine 

durch die Homogenitätsprüfung zu erkennende Inhomogenität auf. 

Rechtswert 

5955000 

5950000 

5945000 

5940000 

Bargteheide 

5935000 

Reinbek 

5930000 

5925000 

5920000 

Standardabweichung der unkorrigierten Niederschlagswerte 

der Zeitreihe 1961-1990 

Geesthacht 

Trittau 

Steinhorst 

Schwarzenbek 

Lauenburg 

Langenlehsten 

Abbildung 21: Feldverteilung der Standardabweichung der unkorrigierten Niederschlagsdaten der 

Zeitreihe 1961-1990 

Lütau 

Der Homogenitätsprüfung folgt die statistische Auswertung der korrigierten und unkorrigierten 

Niederschlagsdaten. Zur exemplarischen Beschreibung des Niederschlagsgeschehen 

im Untersuchungsgebiet wurden die Zeitreihe 1961-1990 der Jahresummen 

und des hydrologischen Winter- und Sommerhalbjahres der Station 

Schwarzenbek auf ihre Repräsentanz (vgl. Kap. 3.1.1) untersucht und ausgewertet. 

In der Abbildung 22 sind die errechneten Korrelationskoeffizienten der Station 

Schwarzenbek mit den anderen Niederschlagsstationen in Abhängigkeit von ihrer 

Entfernung dargestellt. Die Korrelationskoeffizienten (r) aller drei betrachteten Zeitintervalle 

sind mit Werten > 0,7 hoch. Sie erfüllen das von RAPP & SCHÖNWIESE 

(1996) angegebene Mindestkriterium für eine ausreichende Repräsentanz von 

r = 0,7. Weiterhin erkennt man, daß die Repräsentanz jahreszeitenabhängig ist. Sie 

ist im Winter geringer als im Sommer. Grund für diesen jahreszeitlichen Unterschied 

ist, daß im Sommer häufiger lokal begrenzte Niederschlagsereignisse (Schauer oder 

Gewitter) auftreten. Die Repräsentanz nimmt mit der Entfernung ab. Nur bei den 

hydrologischen Sommerhalbjahren wird das Repräsentanzkriterium ab einer 

Nusse 

Ratzeburg 

4385000 4390000 4395000 4400000 4405000 4410000 4415000 4420000 4425000 

Hochwert 

Kittlitz

Entfernung von ca. 60 km unterschritten. Die Niederschlagsstation Schwarzenbek 

repräsentiert das Untersuchungsgebiet sehr gut. 

Korrelationskoeffizient 

1 

0.9 

0.8 

Niederschlagsstation Schwarzenbek 

0.7 

0.6 

Jahr 

Winter 

Sommer 

0 10 20 30 40 50 60 70 80 

Entfernung [km] 

Abbildung 22: Repräsentanz der Niederschlagsreihe der Station Schwarzenbek in Abhängigkeit von 

der Entfernung zu 27 Niederschlagsstationen des erweiterten Untersuchungsraumes 

mit entsprechenden Ausgleichsgeraden. Dargestellt für die Zeitreihen 1961-1990 der 

Jahressummen und des hydrologischen Winter- und Sommerhalbjahr. 

Ein Vergleich der unkorrigierten Niederschlagswerte mit vom DWD korrigierten Niederschlagsdaten 

der Zeitreihe 1961-1990 zeigt, daß ohne Korrektur die Niederschlagsdaten 

im Mittel über diesen Zeitraum zwischen 42 und 103 mm/a (6-13%) 

negativ von den korrigierten Niederschlagswerten abweichen. Es zeigt sich eine lineare 

Abhängigkeit, die durch eine Geradensteigung von 1,1 beschrieben wird. Die 

Auswertung bestätigt die im Kapitel 2.1.1 beschriebene Problematik der Niederschlagsmessung. 

Die jährlichen korrigierten und unkorrigierten Niederschlagssummen der Zeitreihe 

1961-1990 der Niederschlagsstationen des Untersuchungsgebietes Südost-Holstein 

wurden statistisch bearbeitet. Dabei wurden bei den unkorrigierten Daten 12 Stationen 

und bei den korrigierten 16 Stationen berücksichtigt. Im folgenden werden die 

Ergebnisse nur für die korrigierten Niederschlagswerte präsentiert. 

In der Abbildung 23 sind die Ergebnisse in einem Kasten-Faden-Diagramm zusammengefaßt. 

Dargestellt ist der Wertebereich des Mittelwertes ± Standardabweichung, 

Minimum und Maximum der jährlichen Niederschlagssummen. 

57

58 

N kor [mm/a] 

1200 

1100 

1000 

900 

800 

700 

600 

500 

400 

Niederschlagsstation 

Abbildung 23: Kasten-Faden-Diagramm der jährlichen korrigierten Niederschlagsmengen (1961- 

1990); Kasten = Mittelwert ± Standardabweichung; Faden = Spannweite Minimum-Maximum 

Die Daten zeigen eine deutliche zeitliche Variabilität. Innerhalb jeder Zeitreihe tritt 

zwischen minimalen und maximalen Niederschlagswerten eine große Differenz auf. 

Die geringste Spanne zwischen Minimum und Maximum weist die Niederschlagsstation 

Schönberg mit 332 mm auf. Die größte Spanne wurde mit 551 mm bei der Station 

Nusse registriert. Die Mittelwerte der Datenreihen liegen zwischen 750 und 

870 mm/a mit Standardabweichungen von über 90 mm/a. Daraus ergeben sich für 

die jährlichen Niederschlagssummen Variabilitätskoeffizienten (Standardabweichung 

dividiert durch den Mittelwert) zwischen 13 und 16 %, die nach Rasch (1987) eine 

mittlere Variabilität kennzeichnen. 

Zur Beurteilung der zeitlichen Variabilität der Niederschlagsdaten wurde überprüft, ob 

die Variabilität zufällig oder trendbehaftet ist. Innerhalb der Zeitreihe 1961-1990 der 

jährlichen Niederschlagssummen der einzelnen Stationen kann kein signifikanter 

Trend nachgewiesen werden. Dies wird durch die Untersuchungen von RAPP & 

SCHÖNWIESE (1996) bestätigt, der für die wichtigsten Flußeinzugsgebiete Deutschlands 

den zeitlichen Trend studierte. Bei seinen Untersuchungen von Zeitreihen unterschiedlicher 

Länge konnte er nachweisen, daß in den letzten hundert Jahren in 

den meisten Flußeinzugsgebieten eine signifikante Zunahme der Jahresniederschlagssumme 

von 10 bis 16 % des Mittelwertes zu verzeichnen ist. Die Ausnahme 

bilden der Norden und Osten Deutschlands. Für das Zeitintervall 1961-1990 waren 

keine signifikanten Trends erkennbar. Lediglich im hydrologischen Winterhalbjahr 

konnte eine signifikante Zunahme der Niederschlagsmengen um ca. 10 % des

jeweiligen Mittelwertes nachgewiesen werden. Die Winterniederschläge im Untersuchungsgebiet 

zeigen dies nicht (vgl. Abbildung 24). 

1200 

1000 

800 

600 

400 

200 

Niederschlagsstation Schwarzenbek 

0 

1960 1970 1980 

Zeitreihe 

1990 

Abbildung 24: Lineare Trendanalyse der korrigierten Niederschlagszeitreihe 1961-1990 der Station 

Schwarzenbek 

Die monatlichen Niederschlagshöhen im Untersuchungsgebiet weisen in ihrem mittleren 

innerjährlichen Gang eine typische Doppelwelle mit Hauptmaximum im Juli und 

einem weiteren Maximum im November/Dezember auf. Die geringsten monatlichen 

Niederschlagssummen fallen im Mittel im Februar. Dieses Hauptminimum ist im ganzen 

Gebiet deutlich ausgeprägt. Abbildung 25 stellt den mittleren innerjährlichen 

Gang der Station Schwarzenbek dar. 

Niederschlagshöhe [mm] 

90 

80 

70 

60 

50 

40 

30 

20 

10 

0 

korrigierter Niederschlag 

[mm/a] 

Januar 

Jahr 

Wihj 

Februar 

März 

April 

Station Schwarzenbek 

Mai 

Juni 

Abbildung 25: Mittlere korrigierte monatliche Niederschlagssummen 1961-1990 der Station 

Schwarzenbek 

Juli 

August 

September 

Oktober 

November 

Dezember 

59

60 

Für alle Stationen im Untersuchungsgebiet gilt, daß die mittlere Niederschlagsverteilung 

zwischen Winterhalbjahr (November bis April) und dem Sommerhalbjahr (Mai 

bis Oktober) recht ausgeglichen ist (vgl. Tabelle 10). Die mittlere jährliche Niederschlagshöhe 

der Station Schwarzenbek von 810 mm ergibt sich zu 48 % (390 mm) 

aus Niederschlägen im Winterhalbjahr und zu 52 % (420 mm) aus Niederschlägen im 

Sommerhalbjahr. Die Variabilität der monatlichen Summen der Station bewegt sich 

zwischen 38 und 56 % bei einer jährlichen Variabilität von 15 %. 

Tabelle 10: Mittlere korrigierte Niederschlagshöhe, hydrologisches Winterhalbjahr 

(Wihj) & hydrologisches Sommerhalbjahr (Sohj) 1961- 

1990 

Station 

Wihj Sohj 

[mm/a] % [mm/a] % 

Bargteheide 413 48 456 52 

Boizenburg 309 45 376 55 

Geesthacht 376 47 431 53 

Greven-Granzin 366 48 403 52 

Hamburg-Fuhlsbüttel 400 47 456 53 

Kittlitz 361 48 391 52 

Langenlehsten 358 48 394 52 

Lauenburg 359 47 404 53 

Lütau 371 47 412 53 

Nusse 356 48 382 52 

Ratzeburg 368 48 401 52 

Reinbek 402 48 438 52 

Schönberg 336 48 368 52 

Schwarzenbek 390 48 420 52 

Steinhorst 380 48 410 52 

Trittau 423 49 437 51 

Zur Abschätzung der Niederschlagsverteilung in Extremjahren wurden aus den Datenreihen, 

die Jahre heraus gesucht in denen die Niederschlagshöhe den Mittelwert 

der zugehörigen Niederschlagsreihe um mehr als die Standardabweichung überschreitet 

(Naßjahr) bzw. unterschreitet (Trockenjahr). Das Jahr 1975 stellt für alle 

Stationen im Untersuchungsgebiet ein Trockenjahr dar, während das Jahr 1981 nur 

für den überwiegenden Teil der Stationen im Gesamtuntersuchungsgebiet (64 %) ein 

Naßjahr repräsentiert. Abbildung 26 stellt die Niederschlagsverteilung der Extremjahre 

und die mittlere korrigierte Niederschlagshöhe 1961-1990 einander gegenüber. 

Die Stationen sind in der Grafik gemäß ihrer geographischen Lage von West nach 

Ost sortiert. Sowohl bei den mittleren Niederschlagssummen als auch bei denen des 

Trockenjahres 1975 erkennt man eine tendenzielle Abnahme der Niederschlagssummen 

von West nach Ost, die im Naßjahr 1981 nicht ausgeprägt ist.

Nkor [mm/a] 

1200 

Trockenjahr 1975 

Mittel 1961/90 

Nassjahr 1981 

Hamburg-Fuhlsbüttel 

Reinbek 

Bargteheide 

Geesthacht 

Trittau 

Schwarzenbek 

Steinhorst 

Lauenburg 

Abbildung 26: Gegenüberstellung der korrigierten Niederschlagssummen (Nkor) für das 30-jährige 

Mittel 1961-1990, Naß- und Trockenjahr 

Der Trend wurde für die mittleren korrigierten Niederschlagssummen der Zeitreihe 

1961-1990 näher betrachtet (vgl. Abbildung 27). 

Nkorr [mm/a] 

1000 

800 

600 

400 

200 

1000 

0 

800 

600 

400 

200 

0 

Hamburg 

Reinbek 

Bargteheide 

Geesthacht 

Trittau 

Schwarzenbek 

Steinhorst 

Abbildung 27: Mittlere korrigierte Jahresniederschlagssummen (Nkor) 1961-1990 der auf einer West- 

Ost-Achse aufgetragenen Niederschlagsstationen mit Angabe des linearen Trends. 

Lütau 

Lauenburg 

Nusse 

Lütau 

Boizenburg 

Nusse 

Langenlehsten 

Boizenburg 

Niederschlagsstationen 

Ratzeburg 

Langenlehsten 

Greven-Granzin 

Ratzeburg 

Kittlitz 

Schönberg 

R 2 = 0.6837 

Greven 

Kittlitz 

Schönberg 

61

62 

Der hochsignifikante Trend (r > 0,8) in der Niederschlagsverteilung der mittleren Jahresniederschläge 

von West nach Ost zeigt eine gute Übereinstimmung mit der in 

SCHMIDTKE (1992) angegebenen Niederschlagsverteilung für Schleswig-Holstein. Die 

Abnahme der mittleren Niederschlagssummen beträgt ca. 2,5 mm/km. JELINEK, 

(1999A) beschreibt diesen Trend für das im Westen an das Untersuchungsgebiet 

angrenzende Einzugsgebiet der Stör mit einer Abnahme von West nach Ost von ca. 

3 mm/km. Dieses Phänomen läßt sich damit erklären, daß die westlich gelegenen 

Niederschlagsstationen klimatisch noch stärker maritim beeinflußt werden, während 

im östlichen Teil des Gebietes sich bereits der kontinentale Klimaeinfluß auswirkt. 

Dies bewirkt eine Abnahme der Niederschlagshöhen von West nach Ost (BEINHAUER, 

1998). 

Die Ergebnisse zeigen die hohe Qualität der Niederschlagsdaten und stimmen sehr 

gut mit den großräumigen Untersuchungen von KELLER (1979), KIRSCHING (1991) 

OHLBRÜCK (1967) UND SCHMIDTKE (1992) zur Niederschlagsverteilung und -variabilität 

in Schleswig-Holstein überein. 

4.1.1 Regionalisierung des Niederschlages 

Zur Regionalisierung der Niederschlagshöhen wurden Niederschlagsreihen von 28 

Stationen für die korrigierten bzw. 24 Stationen für die unkorrigierten Zeitreihen 

1961-1990 verwendet. Diese Daten dienten zur Regionalisierung der mittleren Jahressummen 

und der bodenkundlichen Halbjahressummen. Außerdem wurden für die 

Untersuchungen der Abfluß/Niederschlagsbeziehung im Untersuchungsgebiet die 

hydrologischen Jahressummen der Jahre 1985-1998 einzeln sowie die mittleren hydrologischen 

Jahressummen der Zeitreihen 1971-1998, 1985-1991, 1989-1993 und 

1985-1994 aus unkorrigierten Niederschlagsdaten von 12 Stationen berechnet. Bei 

der Auswahl der Stationen wurde im Vorfeld darauf geachtet, daß ein Teil der Stationen 

außerhalb des Untersuchungsgebietes liegt. So kann die Niederschlagsverteilung 

im Untersuchungsgebiet interpoliert werden und die wesentlich unsichere Extrapolation 

vermieden werden. Die Ergebnisse der Regionalisierung der Daten wird exemplarisch 

an der korrigierten Niederschlagsdatenreihe für die mittleren Jahressummen 

erläutert. 

Zuerst wurde die Verteilungsfunktion der Niederschlagshöhen 1961-1990 ermittelt 

(vgl. Abbildung 28). Die Daten zeigen eine leicht linksschiefe Verteilungsfunktion, die 

annähernd die Form einer Normalverteilung vorweist. Sowohl Mittel- als auch Medianwert 

betragen 820 mm/a, was ebenfalls auf eine symmetrische Verteilung hindeutet. 

Aufgrund dieser Verteilungsfunktion ist es möglich, die Daten mit Hilfe von 

Variographie und Kriging zu regionalisieren (vgl. Kapitel 3.1).

Abbildung 28: Häufigkeitsverteilung und kummulierte Häufigkeit (%) der mittleren korrigierten Niederschlagshöhen 

1961-1990 

Im nächsten Schritt wurden mit dem Programmpaket GEOEAS unterschiedliche Variogramme 

berechnet. Die strukturelle Analyse der in unterschiedliche Richtungen 

berechneten Variogramme zeigte deutliche Unterschiede im Kurvenverlauf, was auf 

eine anisotrope Struktur der Niederschlagsverteilung hinweist. Anhand einer Trendflächenanalyse 

zeigt sich ein mehr oder weniger West/Ost verlaufender Trend der 

Niederschlagsverteilung (vgl. Abbildung 29), der bereits in Kapitel 5.1 angesprochen 

wurde. 

Hochwert 

6000000 

5990000 

5980000 

5970000 

5960000 

Häufigkeit 

8 

6 

4 

2 

0 

5950000 

Hamburg 

5940000 

5930000 

5920000 

740 780 820 860 900 

mittlere Jahresniederschläge 1961/90 [mm/a] 

Plön 

Bad Ol desloe 

Seedorf 

Steinhorst 

Mittel = 820 

Var = 3167 

Std = 63 

N = 28 

Abbildung 29: Trendflächenanalyse der korrigierten Niederschlagsdaten, Zeitreihe 1961-1990 

Eutin 

Lauenburg 

Um bei der Berechnung der Variogramme die aufgrund des Trends hervorgerufene 

Variabilität der Daten zu eliminieren, wurde im Streichen des Trends ein 

richtungsorientiertes Variogramm berechnet, verschiedene Modellfunktionen ange- 

Lübeck 

Ratzeburg 

Travemünde 

Schönberg 

4370000 4380000 4390000 4400000 4410000 4420000 4430000 

Rechtswert 

100% 

80% 

60% 

40% 

20% 

0% 

63

64 

paßt und durch Kreuzvalidation die Güte der experimentellen Variogramme überprüft. 

Abbildung 30 zeigt die Anpassung der sphärischen Modellfunktion an das in 

nördliche Richtung berechnete Variogramm der mittleren jährlichen Niederschlagssummen 

1961/90. Die Funktion wird durch einen Sill von 2120, einer Reichweite von 

76 km und einem Nuggeteffekt von 350 beschrieben. 

Abbildung 30: Experimentelles Richtungsvariogramm der mittleren jährlichen Niederschlagshöhen 

1961/90; Modell sphärisch 

Die Variogramm-Modelle wurden in das Kriging-Gleichungssystem eingesetzt und 

die regionale Verteilung der Niederschlagshöhen sowie der Schätzstandardabweichung 

berechnet. 

Die durch Kriging interpolierte Niederschlagsverteilung der mittleren jährlichen korrigierten 

Niederschlagshöhe ist im Anhang 4.1.3 dargestellt. Die höchsten Niederschlagswerte 

finden sich mit Werten über 875 mm/a westlich von Bargteheide, die 

niedrigsten Niederschlagssummen liegen (< 775 mm/a) im Bereich Nusse vor. Der 

Gebietsmittelwert liegt bei 812 mm/a. Die durch das Kriging-Verfahren ermittelte 

Schätzstandardabweichung ist, mit Gebietswerten zwischen 25 und 35 mm/a, als 

gering einzuschätzen. Das Zentrum des Untersuchungsgebietes zeigt dabei Werte 

< 30 mm/a. Höhere Standardabweichungen finden sich im nordöstlichen Teil des 

Untersuchungsgebietes (vgl. Anhang 4.1.4). 

Anhang 4.1.5 zeigt die durch Kriging ermittelte Verteilung der unkorrigierten mittleren 

Jahresniederschlagshöhen der Zeitreihe 1961-1990. Das Verteilungsmuster gleicht 

dem der korrigierten Niederschlagsdaten. Die höchsten Werte finden sich auch hier 

mit Werten von > 775 mm/a im Westen des Untersuchungsgebietes, die niedrigsten 

Werte < 700 mm/a liegen im Osten. Die errechneten Schätzstandardabweichungen 

gleichen in ihrer Höhe und Verteilung denen der korrigierten. Die Differenz zwischen 

der korrigierten und unkorrigierten Gebietsjahresniederschlagssumme liegt bei 80 

mm/a.

Für die Berechnung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate nach 

RENGER & Wessolek (1990) war es notwendig, die bodenkundlichen Sommer- bzw. 

Winterhalbjahre der unkorrigierten Niederschlagssummen zu regionalisieren. Die 

Verteilungen sind in dem Anhang 4.1.6 und 4.1.7 abgebildet. Der Wertebereich der 

mittleren Niederschlagssummen der Sommerhalbjahre liegt zwischen 370 mm/0.5a 

im Osten und 410 mm/0.5a im westlichen Bereich. Das Gebietsmittel liegt 

bei 378 mm/0.5a. Die Schätzstandardabweichungen haben Werte zwischen 10 und 

15 mm/0.5a. Im Vergleich dazu sind die Schätzstandardabweichungen der Winterhalbjahre 

mit Werten zwischen 15 und 20 mm/a höher. Das Gebietsmittel für die 

mittleren Niederschlagshöhen der Winterhalbjahre beträgt 354 mm/a. 

4.2 Evapotranspiration 

Bei der Überprüfung der vom DWD zur Verfügung gestellten potentiellen 

Evapotranspirationsdaten nach Turc-Ivanov stellte sich heraus, daß die Daten nicht, 

wie es für die Benutzung des Verfahrens in Deutschland notwendig ist, korrigiert 

wurden. Der, der Literatur entnommene, Korrekturfaktor von 1,1 (DVWK, 1996) gilt 

nur für Jahressummen. Er kann nicht auf Monatssummen übertragen werden, da 

dies insbesondere in den Sommermonaten zur Verfälschung der Monatssummen 

führen würde. Nach der durchgeführten Korrektur stehen die korrigierten potentiellen 

Evapotranspiratiosdaten nach Turc-Ivanov nur in jährlicher Auflösung zur Verfügung. 

Für das Untersuchungsgebiet Südost-Holstein wurden die Daten (Zeitreihe 1961- 

1990) der potentiellen Evapotranspiration nach HAUDE (1954) und Turc-Ivanov statistisch 

bearbeitet. In den Abbildungen 31 sind die Ergebnisse in einem Kasten- 

Faden-Diagramm zusammengefaßt. Dargestellt ist der Wertebereich des Mittelwertes 

± Standardabweichung, Minimum und Maximum der potentiellen Evapotranspiration. 

ETpot [mm] 

700 

650 

600 

550 

500 

450 

400 

350 

300 

Abbildung a 

Hamburg- 

Fuhlsbüttel 

ETpot nach Turc-Ivanov 

Hamburg- 

Reitbrock 

Ahrensburg 

Klimastation 

Boizenburg 

Mölln 

ETpot [mm] 

700 

650 

600 

550 

500 

450 

400 

350 

300 

Abbildung b 

Hamburg- 

Fuhlsbüttel 

ETpot nach Haude 

Ahrensburg 

Klimastation 

Abbildung 31: Kasten-Faden-Diagramm der jährlichen potentiellen Evapotranspirationssummen 

der Zeitreihe 1961/90 nach Turc-Ivanov (Abbildung a) und nach HAUDE (1954) 

(Abbildung b); Kasten = Mittelwert ± Standardabweichung; Faden = Spannweite 

Minimum-Maximum 

Boizenburg 

Mölln 

65

66 

Im Vergleich zu den Niederschlagsdaten zeigen beide Datensätze eine geringere 

zeitliche Variabiliät. Die Differenzen zwischen minimalen und maximalen potentiellen 

Evapotranspirationswerten liegen bei der Berechnung nach Turc-Ivanov zwischen 

150 und 190 mm/a, bei Haude zwischen 240 und 290 mm/a. Die Mittelwerte der Datenreihen 

weisen Werte zwischen 570 und 603 mm/a mit Standardabweichungen um 

40 mm/a für das Verfahren nach Turc-Ivanov vor. Im Vergleich dazu sind die nach 

HAUDE (1954) berechneten Mittel, mit Werten zwischen 490 und 540 mm/a, deutlich 

geringer (vgl. Tabelle 11) und besitzen Standardabweichungen von über 60 mm/a. 

Die nach Turc-Ivanov berechneten Variabilitätskoeffizienten sind mit ca. 7 % als gering 

einzustufen, während die Haude-Werte (um 13 %) eine mittlere Variabilität vorweisen. 

Tabelle 11: Vergleich der nach HAUDE (1954) und Turc-Ivanov berechneten potentiellen 

Evapotranspirationshöhen (Mittel 1961/90) 

Station Etpot Haude 

[mm/a] 

Etpot Turc-Ivanov 

[mm/a] 

Differenz 

[mm/a] 

Ahrensburg -Wuhlsdorf 495 570 75 

Boizenburg 515 586 71 

Hamburg-Fuhlsbüttel 507 599 92 

Mölln 533 603 70 

Zur Beschreibung des Evapotranspirationsgeschehens wird die für das Gebiet repräsentative 

Klimastation Hamburg-Fuhlsbüttel exemplarisch vorgestellt. Die mittleren 

monatlichen Evapotranspirations- und Niederschlagshöhen der Station Hamburg- 

Fuhlsbüttel sind in der Abbildung 32 einander gegenüber gestellt. Die Niederschlagshöhe 

überschreitet, wie es unter maritim geprägten klimatischen Bedingungen 

typisch ist, in ihrer mittleren jährlichen Summe von 856 mm deutlich den nach 

HAUDE berechneten mittleren jährlichen Wert der potentiellen Evapotranspiration von 

507 mm (KLÄMT, 1998). 

Im mittleren Jahresgang überschreitet die potentielle Evapotranspiration nur in den 

Monaten Mai, Juni und August das Niederschlagsdargebot. Abbildung 32 zeigt die 

klimatische Wasserbilanz für das Trockenjahr 1975. Selbst in dem Trockenjahr 1975 

überschreitet die jährliche potentielle Evapotranspirationshöhe (596 mm) nicht das 

Niederschlagsdargebot (668 mm/a). In den Monaten Juni und August kommt es zu 

negativen Differenzen von über 100 mm. Insbesondere im August 1975 sind die 

Werte der potentiellen Evapotranspiration deutlich höher als ihr langjähriges monatliches 

Mittel.

Abbildung a 

mm 

100 

80 

60 

40 

20 

0 

-20 

Station Hamburg-Fuhlsbüttel 1961/90 

JAN FEB MRZ APR MAI JUN JUL AUG SEP OKT NOV DEZ 

Differenz 

Nkor 

Etpot Haude 

Abbildung b 

Station Hamburg-Fuhlsbüttel 1975 

Abbildung 32: Klimatische Wasserbilanz der Station Hamburg-Fühlsbüttel; a: Mittel 1961-190; 

b: Trockenjahr 1975 

Die regionalen Unterschiede der mittleren jährlichen potentiellen Evapotranspiration 

nach Turc-Ivanov sind im Untersuchungsgebiet gering. Die maximale Differenz liegt 

bei 33 mm/a für das Modellkonzept von Turc-Ivanov . Die räumliche Variabilität ist 

mit einem Variationskoeffizienten von 2,5 % sehr gering. Der Stichprobenumfang des 

Untersuchungsgebietes, inklusive der erweiterten Betrachtung des Untersuchungsraumes 

Lübeck, ist zu gering, um eine Regionalisierung mittels Variographie und Kriging 

durchzuführen. Aus diesem Grunde wurde die Regionalisierung anhand von 

Thiessen-Polygonen durchgeführt (vgl. Kapitel 3.1.2 und Anhang 4.1.9.). Das auf 

diese Art ermittelte Gebietsmittel für den Untersuchungsraum Südost-Holstein liegt 

bei 584 mm/a. 

Die regionalen Unterschiede der mittleren jährlichen potentiellen Evapotranspirationshöhe 

im Untersuchungsgebiet zeigen bei der Berechnung nach HAUDE (1954) 

ebenfalls sehr geringe Variabilität. Die maximale Differenz liegt bei 38 mm/a. Der Variabilitätskoeffizient 

ist mit 3 % auch als sehr gering einzuschätzen. Die anhand Thiessen-Methode 

ermittelte potentielle Gebietsverdunstung beträgt 514 mm/a (vgl. Anhang 

4.1.10). 

Betrachtet man die weitere Umgebung des Untersuchungsraumes fällt auf, daß insbesondere 

im Bereich Travemünde deutlich geringere Evapotranspirationswerte errechnet 

werden als im Binnenland. Ursache hierfür ist der „Küsteneffekt“ der Ostsee, 

der zur Erhöhung der Luftfeuchtigkeit führt. Hohe Luftfeuchtigkeitswerte können bei 

der Anwendung der Haude-Formel zu einer Unterschätzung der tatsächlichen 

Evapotranspirationshöhe führen. An Tagen mit hoher Luftfeuchtigkeit errechnet sich 

nach der Haude-Formel zu oft ein Evapotranspirationswert < 0,5 mm pro Tag. Während 

dies in den Wintermonaten ein realistischer Wert ist, führt er bei der Berechnung 

der Evapotranspiration während der Vegetationszeit zu einer deutlichen Unterschätzung 

der tatsächlichen Höhe. BEINHAUER (1998) gibt für die Vegetationsperiode 

Werte von mindestens 1 mm pro Tag an. KETELSEN & WIDMOSER (1998) ebenso wie 

SCHEKORR (1971) hinterfragen ebenfalls die Eignung des Haude-Verfahrens aufgrund 

zu geringer Evapotranspirationswerte. 

Eine vergleichende Betrachtung der Ergebnisse mit den für ähnliche Klimaregionen 

beschriebenen Literaturwerten zeigt eine gute Übereinstimmung. Bei dem Vergleich 

mm 

140 

120 

100 

80 

60 

40 

20 

0 

-20 

-40 

-60 

-80 

-100 

-120 

JAN FEB MRZ APR MAI JUN JUL AUG SEP OKT NOV DEZ 

Differenz 

Nkor 1975 

Etpot Haude 

67

68 

muß betont werden, daß die zitierten Autoren für ihre Untersuchungen wesentlich 

kürzere Zeitreihen benutzten (JELINEK, 1999A; KETELSEN & WIDMOSER, 1998). Dadurch 

wird die Vergleichbarkeit eingeschränkt, ist aber aufgrund der relativ geringen 

zeitlichen Variabilität der Evapotranspiration zulässig. KETELSEN & WIDMOSER (1998) 

errechneten die potentielle Verdunstung nach Turc-Wendling (DVWK, 1996) mit 620 

mm/a für die Insel Föhr. JELINEK ermittelte für das Einzugsgebiet der Stör potentielle 

Evapotranspirationswerte von 590 mm/a, indem er das Verfahren nach Turc- 

Wendling benutzte (DVWK, 1996). Zugleich gibt er einen Wert von 610 mm/a nach 

dem Verfahren von Penman und eine Haude-Verdunstung von 492 mm/a an. Die 

Berechnungsergebnisse nach dem Verfahren nach Turc-Wendling weichen demnach 

nur um ca. 3 % von denen nach dem Verfahren nach Penman ab, während es bei 

dem Verfahren nach Haude ca. 20 % sind. 

Da allgemein die Methode nach Penman, insbesondere in ihrer Weiterentwicklung 

als Penman-Monteith-Gleichung, als eine der besten Methoden zur indirekten Bestimmung 

der potentiellen Evapotranspiration gilt (SCHRÖDTER, 1985), ist für die Bestimmung 

der potentiellen Evapotranspiration die Methode nach Turc-Wendling besser 

geeignet als die nach Haude. 

Für das Untersuchungsgebiet wurde in einem weiteren Schritt die klimatische Wasserbilanz 

für die Zeitreihe 1961-1990 flächendifferenziert berechnet. Hierzu wurden 

als Eingangsdaten die mittleren jährlichen Niederschlagshöhen (korrigierte Datensätze) 

und die potentiellen Evapotranspirationshöhen nach Turc-Ivanov bzw. Haude 

verwandt. Die Bilanz ergibt bei der Verwendung der potentiellen Evapotranspiration 

nach Turc-Ivanov ein Gebietsmittel von 228 mm/a im Vergleich zu 298 mm/a nach 

Haude. 

4.3 Geologie und Bodenkunde 

Die Überführung der geologischen und bodenkundlichen Karten in ein digitales Format 

ist Voraussetzung für die Umsetzung der Berechnungen in einem GIS. Da die 

Verfahren hinsichtlich ihrer Anforderung an die pedogenen Parameter sehr unterschiedlich 

sind, werden im ersten Schritt die Kartenrandlegenden sehr detailliert 

klassifiziert. Die Zuordnung der bodenkundlichen und hydrologischen Parameter zu 

den aufgenommenen geologischen und bodenkundlichen Kartiereinheiten fand in 

Zusammenarbeit mit dem LANU, Abteilung Boden, statt. Hierbei finden Flurabstand, 

Bodenartengruppen und nutzbare Feldkapazitäten (nFK) Berücksichtigung; letztere 

werden aus den Bodenartengruppen abgeleitet (AGBODEN, 1996) und teilen sich 

gemäß Tabelle 12 auf:

Tabelle 12: Bodenartengruppen nach (AGBODEN, 1996) 

Bodenarten- 

Bodenartengruppe Bodenartenuntergruppen Symbol nFK 

hauptgruppe 

[mm/dm] 

Ton (t) Lehmtone (lt) Tt, Tu2, Tl, Ts2 15 

Schlufftone (ut) Tu3, Tu4, Lt3 15 

Lehm (l) Tonlehme (tl) Lts, Ts3, Ts4 15 

Normallehme (ll) Lt2, Ls2, Ls3, Ls4 15 

Sandlehme (sl) Slu, Sl4, St3 17 

Schluff (u) Tonschluffe (tu) Ut4, Lu 22 

Lehmschluffe (lu) Ut2, Ut3, Uls 22 

Sandschluffe (su) Us, Uu 22 

Sand (ss) Schluffsande (us) Su3, Su4 22 

Lehmsande (ls) St2, Su2; Sl2, Sl3 17 

Reinsande (ss) fS, fSms 

18 

gSfS, mSfs 

14 

mS, mSgs 

8 

Neben den mineralischen Substraten werden auch organische berücksichtigt. Diese 

gliedern sich in Hochmoortorfe (hh) mit einer nutzbaren Feldkapazität von 60 mm/dm 

bzw. 30 mm/dm für Niedermoortorfe (nh). Verfahren, die als Eingangsparameter die 

nutzbare Feldkapazität benötigen sind: die Grundwasserneubildungsermittlung anhand 

von VEKOS-Daten, das Verfahren nach BAGROV/GLUGLA (1975) und das Verfahren 

nach RENGER & WESSOLEK (1990). Die Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH 

(1975), DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) und PROKSCH (1990) benötigen als Klassifizierung 

Bodenartengruppen, die sich aus der Auswertung der geologischen Karten ergibt. 

Die Zuordnung der Bodenarten zu den Bodentypen terrestrische Sandböden oder 

terrestrische Lehmböden richtet sich bei dem Verfahren nach SCHROEDER & 

WYRWICH (1990) nach der Höhe der nutzbaren Feldkapazität. Terrestrische Sandböden 

sind durch eine niedrige bis höchstens mittlere nutzbare Feldkapazität gekennzeichnet. 

Terrestrische Lehmböden beinhalten alle Böden mit mehr als mittlerer 

nutzbarer Feldkapazität. Problematisch ist, daß SCHROEDER & WYRWICH (1990) keine 

konkreten Werte für ihre Einteilung definieren. Die bodenkundliche Kartieranleitung 

KA 4 der AGBODEN (1996) bietet nur für die Einstufung der pflanzenverfügbaren 

Wassermenge (nFKWe) Tabellen an, die abhängig vom effektiven Wurzelraum und 

damit vom Bewuchs sind. Da der Bewuchs im Verfahren von SCHROEDER & WYRWICH 

(1990) erst in einem späteren Arbeitsschritt einfließt, wird bei der Klassifizierung von 

einem effektiven Wurzelraum von 10 dm ausgegangen (RENGER & STREBEL, 1980). 

Ferner muß beachtet werden, daß das Verfahren 1990 entstand, während die KA 4 

aus dem Jahre 1996 stammt. Geowissenschaftliche Fortschritte machten eine Neuauflage 

der damaligen Kartieranleitung KA 3 (AGBODEN, 1982) erforderlich, die unter 

anderem Neuklassifizierungen der Bodenkennwerte mit sich brachte. 

69

70 

In Tabelle 13 sind die unterschiedlichen Einstufungen der pflanzenverfügbaren Wassermenge 

einander gegenüber gestellt. 

Tabelle 13: Gegenüberstellung der Einstufung der nFKWe nach KA 3 und KA 4 

KA 3 

nFKWe [mm] 

Bezeichnung 

KA 4 

nFKWe [mm] 

< 50 sehr gering < 60 

50 – 90 gering 60 – 140 

90 – 140 mittel 140 –220 

140 – 200 hoch 220 – 300 

> 200 sehr hoch > 300 

Die neue Einstufung führt dazu, daß Böden, denen ehemalig eine mittlere pflanzenverfügbare 

Wassermenge zugeordnet wurde, jetzt eine geringe besitzen. Aufgrund 

dieser Verschiebung wird für die Klassifizierung die KA 3 herangezogen, da im Jahre 

1990 nur diese als Richtlinie für SCHROEDER & WYRWICH (1990) fungieren konnte. 

Dadurch ergibt sich eine Diskrepanz zwischen der Ableitung der Bodenartengruppen 

nach KA 4 und der Einstufung der pflanzenverfügbare Wassermenge nach KA 3. 

Diese kann vernachlässigt werden, da es im Bereich der Bodenartengruppen zu keinen, 

für unsere Berechnungen, relevanten Verschiebungen in der Neuauflage der 

bodenkundlichen Kartieranleitung kam (KRAHMER ET AL., 1995). 

Es ergibt sich folgende Zuordnung der Bodenartengruppen: 

Terrestrische Lehmböden: Lehmtone, Schlufftone, Tonlehme, Normallehme, 

Sandlehme, Tonschluffe, Lehmschluffe, Sandschluffe, Schluffsande, Lehmsande 

Terrestrische Sandböden: Reinsande ggf. auch Kiese. 

Abbildung 33 zeigt die räumliche Verteilung der Substrattypen nach SCHROEDER & 

WYRWICH (1990) im Untersuchungsgebiet.

Abbildung 33: Substrattypenverteilung nach SCHROEDER & WYRWICH (1990) 

Im nördlichen Teil dominieren die terrestrischen Lehmböden, während der mittlere 

Bereich durch einen kleinräumigen Wechsel der Substrate gekennzeichnet ist. Semiterrestrische 

Böden zeichnen das Gewässernetz nach. Insgesamt werden 55 % 

als terrestrische Lehmböden, 32 % terrestrische Sandböden und 13 % als semiterrestrische 

Böden klassifiziert. 

Fehler 

Voraussetzung für eine Nutzung der Tabellenwerte der Kartieranleitung ist die eindeutige 

Ansprache einer durch das Bodenartendiagramm definierten Bodenart, der 

Lagerungsdichte und des Humusgehaltes (RENGER, 1971). Die Ansprache der Bo- 

71

72 

denarten für die geologischen Kartenblätter erfolgt anhand der Kartenrandlegenden. 

Hierbei ist es möglich, daß es zu Fehlklassifizierungen kommt. Dies betrifft insbesondere 

die älteren Kartenblätter, da trotz intensiver Nachforschungen nicht herausgefunden 

werden konnte, nach welchen Normen am Anfang diese Jahrhunderts kartiert 

wurde. Ein Vergleich mit Karten der Reichsbodenschätzung (BENNE ET AL., 1990; 

REICHE & SCHLEUß, 1992) ist im Rahmen der Arbeit nicht möglich 

Die Ableitung der Bodenkennwerte aus bodenkundlichen Kartenblätter ist wesentlich 

einfacher. In den Kartenrandlegenden werden den Einheiten die wichtigsten Bodenkennwerte 

zugeordnet. Die Zuordnung beruht meist auf punktuellen Analyseergebnissen, 

welche anhand von Richtwerten eingestuft werden. Zum größten Teil konnten 

die Klassifizierungen direkt übernommen werden. Bei einzelnen Einheiten wurde, 

seitens des LANUs, Korrekturen bzgl. der Höhe der nutzbaren Feldkapazität vorgenommen. 

Grundsätzlich ist davon auszugehen, daß die bodenkundliche Kartengrundlage 

gut für die gewünschten Berechnungen geeignet ist. 

HENNINGS (1991) untersuchte die Güte der vom Niedersächsischem Landesamt herausgebenen 

bodenkundlichen Kartenblätter (1 : 25 000), unter Berücksichtigung der 

räumlichen Variabiliät. Er fand heraus, daß 63 % der untersuchten Einheiten taxonomisch 

richtig angesprochen wurden. Bezüglich ökologisch relevanter bodenphysikalischer 

Parameter beurteilt er die Klassifizierung optimistischer. Er weist jedoch 

darauf hin, daß tiefenbezogene Angaben hinsichtlich Horizontlagen sehr variabel und 

damit sehr schwer zu erfassen sind. Die Kenntnis über eventuelle Horizontwechsel 

innerhalb der ersten Meter im Boden ist für die Bestimmung des effektiven Wurzelraumes 

wichtig. Hierbei wirken sich Horizontwechsel bzw. Änderungen der Lagerungsdichte 

innerhalb eines Horizontes sehr stark aus (LEHNARDT & BRECHTEL, 1980; 

SCHREY, 1996). 

Aufgrund der Datengrundlage und der Größe des Untersuchungsraumes ist es weder 

bei den bodenkundlichen noch bei den geologischen Eingangsdaten möglich, 

mehrschichtige Böden zu berücksichtigen. Im folgenden wird die Ableitung der 

nutzbare Feldkapazität sowie des Bodentyps nach SCHROEDER & WYRWICH (1990) 

anhand geologischer bzw. bodenkundlicher Ausgangsdaten bewertet. 

4.3.1 Vergleich bodenkundlicher und geologischer Karten 

Der Vergleich von bodenkundlichen und geologischen Karten als Datengrundlage für 

die Berechnung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate wird für die 

Kartenblätter: 2429-Siebeneichen, 2529-Büchen und 2629-Lauenburg durchgeführt. 

Es wird eine Gegenüberstellung der nutzbaren Feldkapazitäten vorgenommen und 

eine Differenzenkarte erstellt. Hierbei entspricht der aus der bodenkundlichen Karte 

abgeleitete Wert hundert Prozent. Die Differenz wird als prozentuale Abweichung 

von geologischer zu bodenkundlicher Auswertung angegeben. In Abbildung 34a ist

exemplarisch für das Kartenblatt Siebeneichen das Ergebnis dargestellt. Im Mittel 

wird für dieses Kartenblatt die nutzbare Feldkapazität um 23 % unterschätzt, während 

die Differenz bei den anderen Kartenblättern wesentlich geringer ist. Für alle 

drei Kartenblätter ergibt sich ein Mittel von – 2 %. Für eine flächendifferenzierte Betrachtung 

ist die Angabe eines Mittelwertes ungeeignet, da sich Über- und Unterschätzungen 

ausgleichen. Abbildung 34a verdeutlicht diese Problematik. Auffallend 

ist, daß in der Regel die bodenkundliche Auswertung höhere nutzbare Feldkapazitätswerte 

liefert als die geologische. Grund hierfür ist, daß die bodenkundliche Substratansprache 

größeres Augenmerk auf den Feinkornanteil legt. Dieser bestimmt im 

hohen Maße die Höhe der nutzbaren Feldkapazität. In Bereichen von Flußniederungen 

kommt es zu positiven Differenzen. Hier wird anhand der geologischen Karte oft 

als Substrat Niedermoor angegeben (nFK = 30 mm/dm). Die bodenkundliche Karte 

weist in solchen Gebieten als Bodentyp Anmoorgleye bzw. Gleye aus, die nutzbare 

Feldkapazitäten zwischen 15 und 22 mm/dm besitzen. Dies entspricht Differenzen 

von 35 bis 100 %. 

Die Differenzenkarte zwischen geologischer und bodenkundlicher Substrattypenauswertung 

ist in Abbildung 34b exemplarisch für das Kartenblatt Siebeneichen dargestellt. 

Die Substrattypen werden nach SCHROEDER & WYRWICH (1990) in terrestrische 

Sand- bzw. Lehmböden sowie semiterrestrische Böden unterteilt. 

Für das Kartenblatt Siebeneichen gilt, daß 41 % der Fläche gleich klassifiziert werden. 

Diesen stehen 44 % der Fläche entgegen, die anhand der geologischen Auswertung 

als terrestrische Sandböden angesprochen werden, während es sich nach 

bodenkundlicher Einordnung um terrestrische Lehmböden handelt. Bei rund 10 % 

der Fläche werden semiterrestrische Böden nach der bodenkundlichen Karte in der 

geologischen als terrestrische Böden ausgewiesen. Umgekehrt sind es 5 %. Für alle 

drei Kartenblätter verschiebt sich der prozentuale Flächenanteil der gleich klassifizierten 

Bereiche auf 45 %, bzw. auf 34% für die Einteilung terrestrischer Sandböden 

(Geologie) anstatt terrestrischer Lehmböden (Bodenkunde). Grund für diese Abweichungen 

ist auch hier die genauere Erfassung des Feinkornanteils, insbesondere 

des Schluffes, durch die bodenkundliche Aufnahme. 

73

74 

Differenzenkarte der nutzbaren Feldkapazität zwischen 

bodenkundlicher und geologischer Kartenrandlegendenauswertung 

Legende 

50% 

Differenzenkarte zwischen geologischer und bodenkundlicher Substrattypenauswertun 

Legende 

geol. sB : bodk. tL (4.3 %) 

geol. tS : bodk. t L (44.3 %) 

geol. sB : bodk. tS (0.6 %) 

gleich ( 41.3 %) 

geol. tS : bodk. sB (6.5 %) 

geo l. tL : b odk. tS (0.1 %) 

geo l. tL : b odk. sB (2 .9 %) 

tS = terrestrische Sandböden 

tL = terrestrische Lehmböden 

sB = semiterrestriche Böden 

(%) = prozent uale Flächenanteile 

Abbildung 34: a) Differenzenkarte der nutzbaren Feldkapazität zwischen bodenkundlicher und geologischer 

Kartenrandlegendenauswertung. b) Differenzenkarte zwischen geologischer 

und bodenkundlicher Substrattypenauswertung nach SCHROEDER & WYRWICH (1990) 

N 

N 

a) 

0 1 2kmKilometers b) 

0 1 2kmKilometers

4.4 Ableitung der Landnutzungsklassen aus ATKIS-Daten 

Für die Berechnung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate werden 

die im ATKIS-Datensatz unterschiedenen 39 Arten der Landnutzung in 12 Klassen 

zusammengefaßt (vgl. Anhang 4.4.1). Bei der Ausweisung von versiegelten Flächen 

wird, in Anlehnung an verschiedene Autoren, der Versiegelungsgrad der jeweiligen 

Fläche bestimmt (PRANZAS, 1995; SCHOSS, 1977; WESSOLEK, 1988; WESSOLEK, 

1992). Die Flächen werden einer der drei Versiegelungsklassen (leicht, mittel, stark) 

zugeordnet. Diese Einordnung kann, aufgrund der uneinheitlichen Objektdefinition 

der ATKIS-Daten, nicht ausschließlich über die OBJART-Nummer (vgl. Anhang 

4.4.1) erfolgen. Die versiegelten Flächen werden in Arc/Info selektiert und dargestellt. 

Im nächsten Schritt wird anhand des topographischen Kartenmaterials der Versiegelungsfaktor 

überprüft bzw. bei einer falschen Klassifizierung ermittelt. Dasselbe gilt 

für die Objektdefinition „besondere Nutzung“. 

Abbildung 35 stellt die prozentuale Verteilung der Landnutzung im Untersuchungsgebiet 

dar. Es dominiert mit großem Abstand die Nutzung als Ackerland. Darauf folgen 

Wald- und Grünlandnutzung. Die letzte, flächenmäßig bedeutende Nutzung ist 

die Gruppe der Wohnbauflächen. Im ländlich geprägten Raum handelt es sich überwiegend 

um Einzelhaussiedlungsgebiete mit großem Garten. 

Mischwald 

12.2 

Nadelwald 

3.8 

Laubwald 

5.1 

Grünland 

14.2 

teilvers. 

9.7 

sonst. 

0.9 

Acker 

54.1 

Abbildung 35: prozentuale Flächenanteile der zusammengefaßten Landnutzungsgruppen an der Gesamtfläche 

Die starke landwirtschaftliche Nutzung des Untersuchungsraumes wird auch in Abbildung 

36 deutlich. Daneben sind auch ausgedehnte zusammenhängende Waldgebiete 

zu erkennen. Die größten Waldgebiete sind der Sachsenwald und das Naturschutzgebiet 

Hahnheide. Bedeutende Anteile an Wohnbauflächen befinden sich im 

Bereich Reinbek (westlich des Sachsenwaldes) und in Bargteheide bzw. Ahrensburg. 

75

76 

Abbildung 36: Landnutzung im Untersuchungsgebiet

4.5 Ableitung des Gewässernetzes aus ATKIS-Daten 

Die Ableitung des Fließgewässernetzes ist für die Abschätzung des Direktabflusses, 

sowie der Beurteilung der Grundwasserbeeinflussung notwendig. Gebiete, die in 

Vorfluternähe liegen, weisen meist höhere Direktabflüsse und geringe Flurabstände 

auf. Die Festlegung des Gewässernetzes wird ebenfalls anhand der ATKIS-Daten 

vorgenommen werden. Diese beinhalten neben den flächenhaften Objekten auch 

linienförmige Objekte (OBJEKTTYP7). Analog zu den obengenannten Arbeitsschritten 

werden zur Erstellung der Datenebene „Gewässernetz“ die ATKIS-Kacheln aneinander 

gefügt. Aus dem Attribut-Katalog der linienförmigen Objekte wird nur die 

Objektgruppe 5100 benötigt, die sämtliche Gewässerläufe beinhaltet. 

Es folgt die Überprüfung des erstellten Gewässernetzes anhand der topographischen 

Karten. Da die ATKIS-Daten der ersten Ausbaustufe (DLM 25/1) fehlerbehaftet sind, 

müssen unterbrochene Linienzüge geschlossen bzw. neu zugeordnet werden. Anschließend 

werden vorfluternahe Gebiete ausgewiesen. Dieser Arbeitsschritt erfolgt 

in Arc/Info durch die Benutzung einer „Buffer-Funktion“. Hierbei wird um die Linienzüge 

ein Band gelegt. Die Entfernung ist auf beiden Seiten des Vorfluters äquidistant 

und wird orthogonal zum Linienverlauf bestimmt. Für die Ausweisung der vorfluternahen 

Gebiete wird eine Entfernung von 250 m gewählt. Diese Distanz wurde für das 

Untersuchungsgebiet aufgrund des Isohypsenverlaufes in den topographischen 

Karten abgeschätzt. 

4.6 Berechnung morphometrischer Reliefparameter aus dem DGM 

4.6.1 Reliefenergie 

Das Relief einer Fläche wirkt sich auf ihren Wasserhaushalt aus. Insbesondere das 

Abflußverhalten wird vom Relief mitbestimmt. Die Reliefenergie ist eine mit Hilfe der 

EDV zu bestimmende Gebietskenngröße. Sie erfaßt die Oberflächengestalt in ihrer 

Dreidimensionalität. Die Reliefenergie wird auch Reliefindex genannt (SCHMIDT, 

1988). Sie ist definiert als die Höhendifferenz zwischen dem höchsten und dem niedrigsten 

Punkt im Gelände pro km 2 und wird angegeben in der Einheit m/km 2 . 

Die Bestimmung der Reliefenergie erfolgt durch die statistische Auswertung von Bezugsflächen 

mit einer Kantenlänge von 20*20 Gridpunkten (1 km*1km). Diese werden 

über die Datenbasis „gelegt“ (Befehl „blockrange“). In den 1 km 2 großen Bezugsflächen 

wird die maximale und die minimale Höhe bestimmt und deren Differenz 

gebildet (vgl. Abbildung 37). 

77

78 

1.50 1.60 1.70 1.80 1.90 2.00 

1.40 1.50 1.60 1.70 2.10 1.90 

1.30 1.40 1.50 1.60 1.70 1.80 

1.20 1.30 1.40 1.50 1.60 1.70 

1.10 1.20 1.30 1.40 1.50 1.60 

1.00 1.10 0.90 

1.30 1.40 1.50 

Abbildung 37: Schematische Darstellung der Bestimmung der Reliefenergie: links Ermittlung von 

Minimum und Maximum der Gridwerte in 1km 2 ; rechts Zuordnung der Differenz zu einem 

Gridpunkt mit der Fläche 1km 2 . Die Anzahl der Höhenmittelwerte wurde in der 

Darstellung verringert. 

Durch die Mittelbildung über die Fläche einer Rasterzelle von 50*50 m 2 (bedingt 

durch die Eingangsdaten) werden das Minimum und das Maximum der im Gelände 

tatsächlich vorliegenden Fläche im Modell geglättet. Die mit dem Befehl „blockrange“ 

ermittelte Spanne zwischen maximalen und minimalen Werten entspricht der Spanne 

gemittelter Höhenwerte. Zwischen den realen Minima und Maxima liegt eine größere 

Spanne. Dadurch kommt es bei der Ableitung der Reliefenergie aus einem digitalen 

Höhenmodell zu einer systematischen Unterschätzung. Die Unterschätzung ist vernachlässigbar 

gering. 

Ergebnis dieser Auswertung ist ein flächendeckendes Polygoncoverage von Quadraten 

mit einer Kantenlänge von 1 km, denen in der Datenbank die Höhe der Reliefenergie 

zugeordnet ist. Abbildung 38 zeigt das Ergebnis. 

1.20

Abbildung 38: Verteilung der Reliefenergie im Untersuchungsraum Südost-Holstein 

Deutlich ist der Geestabbruch im Süden zur Elbe hin zu erkennen. Im Zentrum des 

Untersuchungsgebietes wirken sich die Hügel im Bereich des Staatsforstes Trittau 

auf die Reliefenergie aus, welche mit einer Höhe von knapp 100 m ihre Umgebung 

um 30 – 40 m überragen . Bei diesen Hügeln handelt es sich um einen Nunatak aus 

saaleeiszeitlichem Moränenmaterial. Im Nordosten bewirkt der Übergang von der 

weichseleiszeitlichen Hochfläche zu den Eisstauseebildungen im Bereich des Göldenitzer 

Mühlenbaches eine erhöhte Reliefenergie. Insgesamt ist das Relief relativ ruhig. 

Die durchschnittliche Reliefenergie beträgt 16 m/km 2 . Während im Bereich des 

Östlichen Hügellandes mittlere bis hohe Reliefenergien eher Hügel nachzeichnen, 

werden sie in der Hohen Geest zumeist durch das Einschneiden von Fließgewässern 

in ebenerem Gelände erzeugt. Anhand des Verteilungsmusters der Reliefenergie ist 

kein deutlicher Unterschied zwischen der Hohen Geest und dem Östlichen Hügelland 

zu erkennen. 

79

80 

4.6.2 Hangneigung und Hangexposition 

Für die Berechnung der Hangneigung und der Hangexposition wird die TIN Datei in 

ein Lattice umgewandelt (Befehl: „tinlattice“), dessen Zellgröße 50*50 m 2 beträgt. Die 

Hangexposition kann mit der Default-Einstellung in Arc/Info berechnet werden. Für 

die Ableitung der Hangneigung werden folgende Hangneigungsstufen gewählt (vgl. 

Tabelle 14): 

Tabelle 14: Hangneigungsstufen nach (AGBODEN, 1996) 

Bezeichnung Hangneigung in Grad Hangneigung in % 

nicht geneigt 58% 

Der Befehl für die Generierung der Hangneigungskarte lautet „slope“, der für die Exposition 

„aspect“. 

4.6.3 Ableitung des Gewässernetzes und der oberirdischen Einzugsgebiete 

Bevor aus einem DGM das Gewässernetz und das oberirdische Einzugsgebiet berechnet 

werden kann, müssen abflußlose Senken eliminiert werden. Die abflußlosen 

Senken entsprechen entweder den natürlichen Gegebenheiten oder sind auf Interpolationsfehler 

bei der Erstellung des DGM zurückzuführen. In einem Abflußmodell 

führen derartige Bereiche zu Fehlern, da sie eine „Sackgasse“ für den oberirdischen 

Abfluß bilden. Aus diesem Grunde werden alle Senken gefüllt und der Fließweg als 

kürzest möglicher Weg über die so entstandene Ebene gerechnet (Arc/Info GRID- 

Befehl: „fill sink“). 

Innerhalb der Fließwegsuche wird für jedes Element im Einzugsgebiet der Nachbar 

(Nachfolger) gesucht, zu dem das größte positive Gefälle besteht (Befehl: „flowdirection“). 

Da jedes Element nur genau einen Nachfolger haben kann, ist die Fließrichtung 

in Richtung des Gefälles fest definiert. In der Gegenrichtung besteht die Eindeutigkeit 

nicht, da ein Nachfolger mehrere „Oberlieger“ haben kann (vgl. Abbildung 

39).

Abbildung 3 9 : Fließwege in einem DGM gestützten Fließmodell; nach ( L EMPERT ET AL ., 1994) 

Zusätzlich zur Berechnung des Einzugsgebietes benötigt Arc/Info dessen tiefsten 

Punkt (Auslaßpunkt). Ausgehend von diesem Punkt, ergibt sich das Einzugsgebiet 

durch die Gesamtheit der Zellen, die in diesen Punkt entwässern (Befehl „watershed“). 

Die dieses Gebiet umgrenzende Linie entspricht der Wasserscheide. 

Zur Ableitung des Gewässernetzes wird die mit dem Befehl „flowdirection“ ermittelte 

Fließrichtung mit dem Befehl „flowaccumulation“ weiter berechnet (VON WERNER, 

1995). Bei diesem Arbeitsschritt wird für jede Zelle die Anzahl der Oberlieger ermittelt, 

die sich in dieser sammeln. Das Gewässernetz im Modell ist dann, an der hohen 

Anzahl der Oberlieger einer Zelle zu identifizieren. Die minimale Anzahl an Oberliegern, 

ab der das modellierte Gewässernetz möglichst genau das tatsächliche nachbildet, 

muß empirisch bestimmt werden. Im Einzugsgebiet des Pegels Rehagen/Bunsbach 

entspricht dies einer Anzahl von 200 Oberliegern. 

Fehler 

Im Untersuchungsgebiet treten bei der Festlegung der oberirdischen Einzugsgebiete 

von gewässerkundlichen Pegelanlagen anhand des DGM50 Fehler auf. Diese beruhen 

auf den geringen Reliefunterschieden im Untersuchungsraum. Diese werden bei 

der vorliegenden Auflösung des Rasters nicht ausreichend wiedergegeben 

(BRONSTERT ET AL., 1999). Dies führt zur falschen Berechnung der Fließrichtung und 

allen darauf basierenden Berechnungen. In Abbildung 40 ist das tatsächliche oberirdische 

Einzugsgebiet des Pegels Rehagen/Bunsbach hellgrau unterlegt und 

dunkelgrau, das aus dem DGM50 abgeleitete. Die starke Abweichung zwischen den 

beiden Gebieten beruht auf der falschen Ableitung des Gewässernetzes nach dem 

DGM50. Obwohl das berechnete Gewässernetz in weiten Bereichen mit dem tatsächlichen 

gut übereinstimmt, führen kleinere Abweichungen zu großen Fehlern. 

Diese Abweichungen führen im Beispiel dazu, daß der nördliche Bereich unterstromig 

des Pegels in den Bunsbach entwässert. 

81

82 

Abbildung 40: Vergleich zwischen berechnetem und tatsächlichem Einzugsgebiet des Pegels 

Rehagen/Bunsbach 

Aus diesem Grunde müssen die Einzugsgebiete aus vorliegenden Kartenmaterial 

abgeleitet und digitalisiert werden (vgl. Kap. 4.8.). Das Gewässernetz entstammt den 

ATKIS-Daten (vgl. Kap. 4.5). 

4.7 Festlegung der oberirdischen Einzugsgebiete 

Gewässerkundliche 

Pegelanlage 

Einzugsgebiet aus 

den ATKIS-Daten 

Einzugsgebiet aus 

dem DGM50 

Gewässernetz aus 

dem DGM 

Gewässernetz aus 

den ATKIS-Daten 

Um die oberirdischen Einzugsgebiete in ein GIS zu überführen, wurde auf Karten im 

Maßstab 1 : 25 000 des LANUs zurückgegriffen, in denen die Einzugsgebiete aller 

Vorfluter per Hand festgelegt wurden. Dieses Kartenwerk bildet die Vorstufe eines 

gewässerkundlichen Flächenverzeichnisses. Tiefster Punkt der Teileinzugsgebiete 

ist entweder die Einmündung in ein anderes Fließgewässer oder markante Punkte, 

wie Brücken. Gewässerkundliche Pegelanlagen sind nicht berücksichtigt. Die Grenzen 

wurden digitalisiert und die daraus entstehenden Flächen numeriert. Zusätzlich 

eingefügt wurden die Teileinzugsgebiete der Pegel bis zu einer bereits bestehenden 

Grenze (vgl. Abbildung 41). 

Die Numerierung erfolgt unter der Maßgabe, daß das Gesamteinzugsgebiet eines 

Pegels mit einer numerischen von-bis-Abfrage (im Beispiel 9001-9005) im GIS ermittelt 

und zu einer Fläche verschmolzen werden kann.

9004 

9005 

9002 

9003 

9001 

Abflußmeßstelle 

Einzugsgebietsgrenzen 

9000 

Nachdigitalisierte Einzugsgebietsgrenze 

Abbildung 41: Festlegung und Digitalisierung der oberirdischen Einzugsgebiete 

Fehler 

Eine besondere Problematik im Tiefland stellt die Bestimmung des unterirdischen 

Einzugsgebietes (Eu) dar. Die Ableitung des Eu aufgrund des Eo kann im Tiefland zu 

großen Fehlern führen (JELINEK, 1999B; WASSERWIRTSCHAFT, 1996). Ein Vergleich 

von gemessenen und aus dem Wasserhaushalt errechneten Gesamtabflüssen ergaben 

nicht plausible Abweichungen (BAUMANN ET AL., 1970) die auf die unterschiedliche 

Größe und Lage des Eu. und des Eo zurückgeführt wurde. Das zur Bestimmung 

des Eu notwendige dichte Netz von Grundwasserbeobachtungsmeßstellen ist im 

Untersuchungsgebiet nicht vorhanden, so daß trotz der o.g. Problematik die Eo zur 

Berechnung der Flächenspenden herangezogen werden. 

4.7.1 Beschreibung der Einzugsgebiete 

Die den 16 gewässerkundlichen Meßstellen zugehörigen Einzugsgebiete weisen hinsichtlich 

der Geologie, der Morphologie, der Landnutzung und der Niederschlagshöhe 

unterschiedliche Ausprägungen auf. Um den Einfluß der genannten Gebietskenngrößen 

auf das Abflußgeschehen und die Grundwasserneubildung bestimmen zu 

können, wird ihr Flächenanteil bzw. ihre Höhe bezogen auf das Einzugsgebiet ermittelt. 

Die Lage der Einzugsgebiete ist in Abbildung 13 dargestellt. 

Reliefenergie 

Die Reliefenergie gibt die Differenz zwischen dem höchsten und dem niedrigsten 

Höhenwert in einem Raster von 1 km Kantenlänge an. Die Ableitung der RE auf der 

Grundlage des Digitalen Geländemodells (DGM50) ist in Kap. 4.6.1 ausführlich beschrieben. 

Die durchschnittliche Reliefenergie der Einzugsgebiete ist in Tabelle 15 

aufgeführt. 

83

84 

Tabelle 15: Durchschnittliche Reliefenergie (RE) der Einzugsgebiete 

Einzugsgebiet Ort Gewässer Durchschnittliche 

Reliefenergie (RE) 

[m/km 2 ] 

1 Ziegelhof Grinau 13 

2 Quellenthal 2 Barnitz 15 

3 Breitenfelde Priesterbach 15 

4 Nusse Steinau 16 

5 Poetrau Steinau 12 

6 Luetau Linau 19 

7 Luetau Augraben 18 

8 Aumuehle Schwarze Au 12 

9 Hamfelde Bille 16 

10 Rehagen Bunsbach 10 

11 Witzeeze Linau 19 

12 Quellenthal Beste 13 

13 Buenningstedt Hunnau 13 

14 Neritz Norderbeste 15 

15 Sachsenwaldau Bille 17 

16 Reinbek Bille 20 

1 – 16 Gesamt 15 

Die Reliefenergie der Einzugsgebiete liegen in einem schmalen Bereich zwischen 10 

und 20 m/km 2 . Der Mittelwert des Gesamtgebietes liegt bei 15 m/km 2 . Insgesamt ist 

das Relief relativ ausgeglichen. Die höchsten durchschnittlichen Reliefenergien der 

Einzugsgebiete liegen im Süden des Untersuchungsraumes. Dies sind die Einzugsgebiete 

der Pegel der Linau, dem Augraben, der Bille bei Reinbeck. In diesem Bereich 

erzeugen die relativ tief eingeschnittenen Vorfluter die hohe Reliefenergie. Die 

Erosionsbasen dieser Vorfluter bilden die tiefliegenden Bereiche der Sanderflächen 

in der Nähe des Elbe-Lübeck-Kanals (Linau) bzw. die Marsch (Bille). 

Im zentralen Bereich (Einzugsgebiete Steinau / Pötrau und Schwarze Au / Aumühle) 

herrscht ein ausgeglichenes Relief vor. Der geologische Aufbau wird dort durch saalekaltzeitliche 

Sander- bzw. Moränen gebildet. Auf diese Bildungen wirkte die Erosion 

länger. Dadurch wurden die Reliefunterschiede ausgeglichen. Im nördlichen Bereich 

des Untersuchungsraumes kommt der kuppige bis wellige Habitus des weichselkaltzeitlichen 

Östlichen Hügellandes mit mittlerer Reliefenergie zum Ausdruck.

Landnutzung 

Die Landnutzung ist ein Faktor, der die Entstehung und Art des Abflusses beeinflußt. 

In Kapitel 4.4 wird auf die Landnutzung im Gesamtuntersuchungsgebiet eingegangen. 

Die Abbildung 36 zeigt die Karte der flächenmäßig häufigsten Landnutzungsformen. 

Die Verteilung der Flächenanteile der verschiedenen Landnutzungen in den 

einzelnen Einzugsgebieten differiert stark. In der Tabelle 16 sind die verschiedenen 

Landnutzungsformen und ihr Flächenanteil in den Einzugsgebieten aufgeführt. 

Tabelle 16: Flächenanteile der Hauptlandnutzungsarten der Einzugsgebiete der gewässerkundlichen 

Abflußmeßstellen 

Einzugsgebiet Ort Gewässer Acker Grünland Wald Wohnfläche 

[%] [%] [%] [%] 

1 Ziegelhof Grinau 79 10 10 1 

2 Quellenthal 2 Barnitz 76 9 13 3 

3 Breitenfelde Priesterbach 80 8 9 2 

4 Nusse Steinau 64 15 19 2 

5 Poetrau Steinau 60 20 19 2 

6 Luetau Linau 66 5 25 4 

7 Luetau Augraben 67 17 14 2 

8 Aumuehle Schwarze Au 31 7 56 5 

9 Hamfelde Bille 53 13 32 2 

10 Rehagen Bunsbach 56 23 9 12 

11 Witzeeze Linau 78 11 10 1 

12 Quellenthal Beste 68 17 10 5 

13 Buenningstedt Hunnau 48 14 20 18 

14 Neritz Norderbeste 67 24 6 3 

15 Sachsenwaldau Bille 49 16 30 5 

16 Reinbek Bille 24 9 43 24 

1 – 16 Gesamt 60 14 20 6 

Insgesamt überwiegt die landwirtschaftliche Nutzung als Ackerland. Besonders deutlich 

ist dies im Norden (Einzugsgebiet 1; 2; 12 und 14) sowie im äußersten Süden (6; 

7 und 11) und im Einzugsgebiet 3. In Gebieten mit einem hohen Flächenanteil an 

Ackernutzung tritt die forstliche Nutzung zumeist zurück. 

Bedeutende Waldanteile von 33% und mehr werden im Bereich des Sachsenwaldes 

und des Naturschutzgebietes Hahnheide erreicht (Einzugsgebiete 8; 9; 15 und 16 ). 

Gegenüber dem Gebietsmittelwert erhöhte Grünlandflächenanteile sind am deutlichsten 

im Nordwesten (Einzugsgebiet 10 und 14) zu erkennen. 

Substratinformation zu den Deckschichten 

Das Bodensubstrat bestimmt unter anderem das Infiltrationsvermögen des Bodens. 

Dadurch nimmt es Einfluß auf das Abflußgeschehen. Da das Infiltrationsvermögen 

auch von anderen, im Rahmen dieser Untersuchung nicht zu bestimmenden, Größen 

gesteuert wird (vgl. Kapitel 2.1.3), ist eine weitere Differenzierung der Substratklassen 

nicht sinnvoll. 

85

86 

SCHROEDER & WYRWICH (1990) schlagen zur Berechnung der Grundwasserneubildungsrate 

eine Differenzierung der Böden in terrestrischen Sandboden (tS), terrestrischen 

Lehmboden (tL) und semiterrestrischen Boden (sB) vor. Diese Klassen erlauben 

eine grobe Einschätzung des Infiltrationsvermögens der Böden. In Tabelle 17 

sind die Flächenanteile der Bodenklassen aufgeführt. 

Tabelle 17: Flächenanteile der Substratklassen nach dem Verfahren von SCHROEDER & WYRWICH 

(1990) 

Einzugsgebiet Ort Gewässer tL tS sB 

[%] [%] [%] 

1 Ziegelhof Grinau 83 5 11 

2 Quellenthal 2 Barnitz 87 4 8 

3 Breitenfelde Priesterbach 56 32 12 

4 Nusse Steinau 69 10 19 

5 Poetrau Steinau 33 52 15 

6 Luetau Linau 54 43 3 

7 Luetau Augraben 53 28 19 

8 Aumuehle Schwarze Au 43 49 7 

9 Hamfelde Bille 64 21 15 

10 Rehagen Bunsbach 75 16 8 

11 Witzeeze Linau 67 22 12 

12 Quellenthal Beste 77 10 13 

13 Buenningstedt Hunnau 65 25 9 

14 Neritz Norderbeste 75 14 10 

15 Sachsenwaldau Bille 41 48 10 

16 Reinbek Bille 44 44 12 

1 – 16 Gesamt 62 27 12 

Die Einzugsgebiete mit einem hohen Anteil an terrestrischen Lehmböden liegen ausnahmslos 

im Norden des Untersuchungsgebietes. Die geologischen Karten (vgl. Tabelle 

8) weisen dort vorwiegend glazigene, schlecht sortierte Sedimente der weichselkaltzeitlichen 

Moränen aus. Im südlichen Teil des Untersuchungsraumes ist das 

Bodenmosaik vielfältiger durch das Nebeneinander glazigener und fluvioglazigener 

(meist sandig, sortierter) Sedimente. Hohe Flächenanteile von semiterrestrischen 

Böden hängen mit größeren Moorgebieten (Düvenseer Moor im Einzugsgebiet 4) 

oder mit größeren vernäßten Bereichen in der Nähe eines Vorfluters zusammen 

(Einzugsgebiet 7) zusammen. 

4.8 Auswertung der Abflußdaten im Bereich Südost-Holstein nach verschiedenen 

Verfahren 

Die Betrachtung des Abflusses ist bei Wasserhaushaltsuntersuchungen mit dem Ziel 

der Ermittlung der Grundwasserneubildungsrate von großer Bedeutung. So stellt der 

Basisabfluß den Teil des Gesamtabflusses dar, der aus dem Grundwasser stammt. 

Er dient als vergleichende Größe für die aus dem Wasserhaushalt berechneten 

Grundwasserneubildungsraten.

4.8.1 Auswertung der mittleren monatlichen Niedrigwasserabflüsse (WUNDT, 

1958) 

Die Ermittlung des Basisabflusses anhand der gewässerkundlichen Hauptzahl des 

mittleren monatlichen Niedrigwasserabflusses, wie von WUNDT (1958) beschrieben, 

ist ein schnell durchzuführendes statistisches Verfahren (MoMNQ-Verfahren). Durch 

die Abtrennung des Basisabflusses vom Gesamtabfluß bleibt als Differenz der Direktabfluß. 

Dieser beinhaltet im wesentlichen den Oberflächenabfluß und den Zwischenabfluß. 

Grundwasserentnahmen 

Grundwasserentnahmen in den Einzugsgebieten müssen berücksichtigt werden, da 

diese entnommenen Wassermengen den Basisabfluß entsprechend verringern. Im 

Untersuchungsgebiet wird das Grundwasser für die Brauch- und Trinkwasserversorgung 

vielfältig genutzt. Neben kleineren bzw. temporären Entnahmen werden auch 

große Mengen Grundwasser mehr oder weniger kontinuierlich gefördert. Die bedeutendsten 

Wasserwerke, deren Förderung sich auf gewässerkundliche Pegelanlagen 

im Untersuchungsgebiet auswirkt, sind mit ihrer durchschnittlichen jährlichen Entnahmemengen 

in Tabelle 18 aufgeführt. 

Tabelle 18:Die bedeutendsten Grundwasserentnahmen im Untersuchungsgebiet. Entnahmemengen 

aus OTTO (1997), genutzte Grundwasserleiter aus AGSTER (1996). 

Wasserwerk Entnahmemenge Einzugsgebiet genutzter % vom Basisa bGrundwasserfluß 

nach 

leiter 

MoMNQ 

Großhansdorf 10 * 10 6 m 3 /a Hunnau quart. Sande 140% 

Großensee 4,5 * 10 6 m 3 /a Sachsenw. Bille untere Braunkohlensande 

Bad Oldesloe 1,5 * 10 6 m 3 /a Barnitz quart. Sande 25% 

Es wird von der vereinfachten Annahme ausgegangen, daß die Grundwasserentnahmen 

sich nur in dem Einzugsgebiet, in dem sie vorgenommen werden, auswirken. 

Die Entnahmemengen werden den Basisabfluß zugerechnet (vgl. Tabelle 19). 

Der nach dem MoMNQ-Verfahren ermittelte Basisabfluß der Pegel Bille / Sachsenwaldau 

und Barnitz / Quellenthal werden um ca. 25 % erhöht. Wesentlich stärker 

wirkt sich die Grundwasserentnahme im Einzugsgebiet der Hunnau am Pegel in 

Bünningstedt aus. Hier übersteigt die Grundwasserentnahme den am Pegel ermittelten 

Basisabfluß um ca. 150 %. 

Auswertungsergebnisse der Jahresabflüsse 

Die Auswertung der Abflußdaten der Pegel mit einer geringeren Beobachtungszeit ist 

entsprechend unsicher und mit Vorsicht zu interpretieren. In der Tabelle 19 sind die 

Ergebnisse der Auswertungen nach dem MoMNQ-Verfahren aufgeführt. Die Ergebnisse 

von Pegeln mit kürzerer Beobachtungsdauer sind kursiv hervorgehoben. 

22% 

87

88 

Tabelle 19:Ergebnisse der Abflußdatenauswertung nach dem MoMNQ-Verfahren 

Pegel Gewässer 

QGesamt 

[mm/a] 

QDirekt 

[mm/a] 

QBasis 

[mm/a] 

% QDirekt v. 

QGesamt 

Ziegelhof Grinau 314 248 66 79 

Quellenthal 2 Barnitz 357 221 136 62 

Breitenfelde Priesterbach 126 83 43 66 

Nusse Steinau 224 148 76 66 

Poetrau Steinau 243 101 143 41 

Luetau Linau 100 68 32 68 

Luetau Augraben 72 46 26 64 

Aumuehle Schwarze Au 139 84 55 60 

Hamfelde Bille 261 155 106 59 

Rehagen Bunsbach 200 111 89 56 

Witzeeze Linau 252 83 169 33 

Quellenthal Beste 297 172 125 58 

Buenningstedt Hunnau 370 101 268 27 

Neritz Norderbeste 338 153 186 45 

Sachsenwaldau Bille 280 82 198 29 

Reinbek Bille 411 109 302 27 

Gebietsm ittel 249 123 126 53 

Die von OTTO (1997) ermittelten Abflußwerte der vom Hamburger gewässerkundlichen 

Dienst betriebenen Pegel sind in der nachfolgenden Tabelle 20 zusammengefaßt. 

Die dargestellten Ergebnisse sind mit denen aus Tabelle 19 nur bedingt vergleichbar, 

da sie mit Hilfe des Verfahrens von KILLE (1958) erhoben wurden. Bei diesem 

Verfahren ist der Direktabflußanteil systematisch höher als beim Verfahren nach 

WUNDT (1958). Die Einzugsgebiete dieser Pegelanlagen liegen zum Teil außerhalb 

Schleswig-Holsteins, so daß keine vollständigen Informationen zur Landnutzung, der 

Geologie und der Morphologie vorliegen. Bei den weiteren Auswertungen bleiben 

diese Pegel aus den genannten Gründen unberücksichtigt. 

Tabelle 20:Ergebnisse der Abflußdatenauswertung nach dem Verfahren von KILLE (1958) aus OTTO 

(1997). 


QGesamt 

[mm/a] 

QDirekt 

[mm/a] 

QBasis 

[mm/a] 

% QDirekt v. 

QGesamt 

Brügkamp Ammersbek 665 195 470 29 

Wohldorfer Damm Bredenbek 304 201 103 66 

Wilhelm-Grimm-Str. Wandse 180 109 71 61 

An der Steinbek Glinder Au 248 167 81 67 

Der Gesamtabfluß und die Abflußkomponenten zeigen in ihrer Höhe eine starke 

räumliche Variabilität. Der Direktabfluß stellt im Mittel gut die Hälfte des Gesamtabflusses 

dar, teilweise auch deutlich mehr (Tabelle 19 u. Tabelle 20).

In den Anhängen 4.8.1 und 4.8.2 sind Karten mit der räumlichen Verteilung des Basis- 

und des Direktabflusses abgebildet. Die höchste Basisabflußspende beträgt 

ca. 300 mm/a, die niedrigste 26 mm/a. Im arithmetischen Mittel beträgt sie 

126 mm/a. Tendenziell ist der Baisabfluß im Süden des Untersuchungsgebietes mit 

weniger als 100 mm/a geringer als im übrigen Gebiet. Dort kann ein Grundwasserabstrom 

am Geestrand zur topographisch tiefer gelegenen Elbe als Ursache der 

niedrigen Basisabflüsse angenommen werden (OTTO, 1997). Daraus folgt, daß die 

unterirdischen Einzugsgebiete dort kleiner sind als die oberirdischen. 

Die höchsten Basisabflußspenden treten im Untersuchungsraum in den Einzugsgebieten 

der Pegel Bille / Reinbek und Hunnau / Bünningstedt auf. Diese gewässerkundlichen 

Pegelanlagen befinden sich im Bereich der Elbe bzw. Alster Talaue. Diese 

Niederungsbereiche werden aufgrund der grundwasserhydraulischen Verhältnisse 

sowohl von pleistozänen, als auch von tertiären Grundwasserleitern angeströmt 

(OTTO, 1997). Analog zu den höher gelegenen Einzugsgebieten mit sehr niedrigen 

Basisabflußspenden weicht auch bei diesen das oberirdische Einzugsgebiet vom 

unterirdischen ab, was in diesem Fall zu hohen Basisabflußspenden führt. Beim Einzugsgebiet 

Hunnau / Bünningstedt ist es auch möglich, daß die Grundwasserentnahme 

sich nicht, oder nicht nur im Einzugsgebiet auswirkt und somit die Korrektur 

des Basisabflusses zu hohe Werte erzeugt. Das Einzugsgebiet des Bunsbaches / 

Rehagen hebt sich mit relativ niedrigen Basisabflußspenden von seiner Umgebung 

ab. OTTO (1997) erklärt dies mit influenten Verhältnissen im Verlauf des Bunsbaches. 

Die Direktabflußspende variiert zwischen minimal ca. 50 mm/a und maximal ca. 

250 mm/a. Im Durchschnitt beträgt sie 123 mm/a. Der Direktabfluß ist im Norden des 

Untersuchungsraumes relativ hoch. Dort werden großflächig Abflußspenden von 

mehr als 150 mm/a erreicht. Im Süden sind die Direktabflußspenden tendenziell 

niedriger. Im zentralen Bereich ergibt sich ein uneinheitliches Bild. Die Direktabflußspenden 

können in erster Linie mit der Verteilung der Substrate erklärt werden. Lehmige 

Substrate treten im Norden flächendeckend auf. 

Winter- / Sommerabflüsse 

Die Auswertung der Niedrigwasserabflüsse nach dem Verfahren von WUNDT (1958) 

erlaubt eine differenzierte Betrachtung der hydrologischen Winter- und Sommerhalbjahre. 

In der Tabelle 21 sind die differenzierten Abflußkomponenten aufgeführt. 

89

90 

Tabelle 21: Jahreszeitlich differenzierte Abflußkomponenten. 

Pegel Nr 

QGesamt 

Sommer 

[mm/a] 

QGesamt 

Winter 

[mm/a] 

QDirekt 

Sommer 

[mm/a] 

QDirekt 

Winter 

[mm/a] 

QBasis 

Sommer 

[mm/a] 

QBasis 

Winter 

[mm/a] 

Ziegelhof 1 54 260 38 210 16 50 

Quellenthal 2 2 89 269 43 178 45 90 

Breitenfelde 3 22 104 14 69 8 35 

Nusse 4 42 181 26 122 16 60 

Poetrau 5 76 167 31 69 45 97 

Luetau 6 22 78 11 57 11 21 

Luetau 7 13 60 8 39 5 21 

Aumuehle 8 43 96 25 59 18 37 

Hamfelde 9 63 198 35 120 28 78 

Rehagen 10 55 144 29 82 26 62 

Witzeeze 11 101 150 46 37 55 113 

Quellenthal 12 69 228 35 137 34 91 

Buenningstedt 13 140 229 24 77 116 152 

Neritz 14 124 214 44 108 79 106 

Sachsenwaldau 15 99 180 21 60 78 120 

Reinbek 16 168 242 14 95 155 147 

Der Gesamtabfluß besteht ca. zwischen 30 und 70 % aus Direktabfluß (vgl. Tabelle 

21). Bis auf den Linau / Witzeeze (Pegel 11) ist der Anteil im hydrologischen Winterhalbjahr 

höher als im Sommerhalbjahr (s. Abbildung 42). Dies ist eine Folge des Vegetationseinflusses 

auf die Abflußbildung. Der höhere Bedeckungsgrad wirkt sich im 

Sommer reduzierend auf die Direktabflußbildung aus. Im Sommer beeinflußt der Direktabfluß 

die Höhe der Grundwasserneubildung nur geringfügig, da die Direktabflußhöhe 

absolut wie relativ weniger bedeutend ist als im Winter. 

% Q-direkt von Q-gesamt 

90 

80 

70 

60 

50 

40 

30 

20 

10 

0 

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 

Pegel Nr. 

hydr. Winterhalbjahr 

hydr. Sommerhalbjahr 

Abbildung 42: Direktabflußanteile vom Gesamtabfluß in den hydrologischen Halbjahren. Numerierung 

wie in Tabelle 21.

WUNDT (1958) bezeichnet die sommerlichen Niedrigwasserabflüsse als Mindestwert 

des Abflusses, der das ganze Jahr über zur Verfügung steht. Die Abbildung 43 zeigt, 

daß das Verhältnis zwischen Winter- und Sommerbasisabfluß im Untersuchungsgebiet 

sehr uneinheitlich ist. Der Winterbasisabfluß übersteigt den Sommerbasisabfluß 

bis zum Fünffachen. Der ganzjährig zur Verfügung stehende Mindestabfluß liegt 

demnach teilweise deutlich unter den Basisabflüssen der hydrologischen Jahre. 

Häufigkeit 

4 

3 

2 

1 

0 

1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0 4,5 5,0 

Winter- / Sommerbasisabfluß 

Abbildung 43: Quotienten der Winter- und Sommerbasisabflüsse der Einzugsgebiete 

4.8.2 Auswertung der Abflußganglinien nach dem Au-Linien-Verfahren 

(NATERMANN, 1951) 

NATERMANN (1951) entwickelte ein einfach auszuführendes graphisches Verfahren 

zur Separation der Abflußkomponenten aus der Abflußganglinien. Der Verfahrensgang 

ist in Kapitel 3.2.1 beschrieben. ALTMANN & BÜNZ (1971) betonen die Eignung 

des Verfahrens in Einzugsgebieten mit quartären Deckschichten jeder Größe. Im 

Gegensatz zum MoMNQ-Verfahren berücksichtigt das Au-Linien-Verfahren einen 

Anstieg des Basisabflusses unter einem Abflußpeak. Durch Isotopenuntersuchungen 

konnte dieser Anstieg nachgewiesen werden (VON LOEWENSTERN, 1998). 

Die Auswertungsergebnisse sind in Tabelle 22 aufgeführt. Der Beobachtungszeitraum 

ist weitgehend identisch mit dem, der für die Auswertung nach dem MoMNQ- 

Verfahren gewählt wurde (vgl. Abbildung 14). Die Abflußhöhen in Tabelle 22 sind 

integrale Werte des Gesamteinzugsgebietes der Pegel. Oberhalb liegende Einzugsgebiete 

wurden nicht abgezogen. 

91

92 

Tabelle 22: Auswertung der Abflußganglinie nach dem Verfahren von NATERMANN (1951). Die Differenz 

bezieht sich auf die Höhe des Basisabflusses. 


QGesamt 

[mm/a] 

QDirekt 

[mm/a] 

QBasis 

[mm/a] 

Differenz vom 

MoMNQ- 

Verfahren [%] 

Ziegelhof Grinau 316 245 71 8 

Quellenthal 2 Barnitz 332 190 142 4 

Breitenfelde Priesterbach 113 66 47 10 

Nusse Steinau 223 138 85 12 

Poetrau Steinau 242 87 155 9 

Luetau Linau 86 46 40 34 

Luetau Augraben 72 37 35 34 

Aumuehle Schwarze Au 138 68 71 28 

Hamfelde Bille 268 138 130 22 

Rehagen Bunsbach 183 87 96 9 

Witzeeze Linau 113 58 55 10 

Quellenthal Beste 311 156 155 6 

Buenningstedt Hunnau 212 83 129 15 

Neritz Norderbeste 336 143 193 4 

Sachsenwaldau Bille 248 94 154 6 

Reinbek Bille 293 139 155 9 

Gebiet Mittel 218 111 107 

Die Differenz zwischen den aus dem MoMNQ-Verfahren und dem Au-Linien- 

Verfahren ermittelten Basisabflüssen liegt zumeist unter 10 %. Höhere Abweichungen 

treten bei sehr niedrigen Basisabflüssen auf. Die absolute Differenz beträgt auch 

in diesen Einzugsgebieten zwischen 5 und 15 mm/a und ist damit gering. Vergleichende 

Untersuchungen zwischen den genannten Verfahren ergaben teilweise noch 

geringere Unterschiede (Altmann & Bünz, 1971, Lingemann, 1972). 

Auswertung einzelner hydrologischer Jahre 

Das Au-Linien-Verfahren erlaubt im Gegensatz zum MoMNQ-Verfahren die Auswertung 

einzelner hydrologischer Jahre oder auch Halbjahre. Die Jahresniederschläge 

für die Einzugsgebiete wurden aus dem flächengewichteten Mittel der mittels Kriging 

regionalisierten unkorrigierten Niederschläge für die einzelnen Jahre gewonnen. Die 

Abbildung 44 zeigt beispielhaft am Pegel Barnitz / Quellenthal den Zusammenhang 

zwischen der Niederschlagshöhe und Direkt-, Basis- bzw. Gesamtabflußspende.

Q [mm/a] 

600 

500 

400 

300 

200 

100 

0 

400 500 600 700 800 900 1000 

Jahresniederschlag [mm/a] 

Qbasis 

Qgesamt 

Qdirekt 

Abbildung 44: Abfluß–Niederschlag–Diagramm des Pegels Barnitz / Quellenthal. Die durchgezogenen 

Lineien entsprechen den Regressionsgeraden. 

Der Zusammenhang entspricht den Erwartungen, da die jährliche Verdunstung in 

unserem Klimabereich annähernd konstant ist (SCHÖNWIESE, 1994). Somit wirkt sich 

die Differenzen der Jahresniederschläge im starken Maße auf den Abfluß aus. Der 

Gesamtabfluß zeigt eine Steigung von etwa 0,9. DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) erklären 

Steigungen < 1 mit einem Speichereinfluß in den Einzugsgebieten. Folgt einem 

niederschlagsreichen ein niederschlagsarmes Jahr, so sind die Gesamtabflüsse im 

niederschlagsarmen relativ höher. Der Speicher ist in diesem Fall am Ende des Jahres 

weniger gefüllt ist als zu Beginn. Im umgekehrten Fall werden relativ geringere 

Gesamtabflußmengen beobachtet, da der Speicher aufgrund des niederschlagsarmen 

Vorjahres erst gefüllt wird. Der Speichereffekt ist in diesem Einzugsgebiet Pegel 

Barnitz / Quellenthal zu vernachlässigen. Der größte Teil der Einzugsgebiete zeigt 

hingegen einen starken Speichereffekt (Steigungen zwischen 0,4 und 0,7). Dies 

zeigt, daß eine Abschätzung der Grundwasserneubildungsrate für einzelne Jahre 

aus den Basisabflüssen nur unter Berücksichtigung möglicher Speichereffekte 

durchgeführt werden darf. Aus der Abbildung 44 wird ersichtlich, daß die Ausgleichsgerade 

des Direktabflusses eine größere Steigung hat als die des Basisabflusses. 

Dies ist bei der überwiegenden Anzahl der Einzugsgebiete der Fall. Der Direktabflußanteil 

erhöht sich somit gegenüber dem Basisabflußanteil mit höheren Niederschlägen. 

In der Tabelle 23 sind die Korrelationskoeffizienten von Niederschlag und den Abflußkomponenten 

aufgeführt. Die Berechnungen werden für Einzugsgebiete durchgeführt, 

die keine anderen mit einschließen und einen ausreichend langen Beobachtungszeitraum 

haben. 

93

94 

Tabelle 23: Pearson-Korrelationskoeffizienten der Abflußkomponenten nach MoMNQ-Verfahren) mit 

dem Niederschlag 

Pegel 

Qgesamt 

[mm/a] 

Qbasis 

[mm/a] 

Qdirekt 

[mm/a] 

Grinau Ziegelhof 0,77 0,86 0,72 

Barnitz Quellenthal 2 0,93 0,90 0,90 

Priesterbach Breitenfelde 0,62 0,43 0,67 

Steinau Nusse 0,87 0,72 0,87 

Steinau Poetrau 0,80 0,69 0,79 

Augraben Luetau 0,59 0,58 0,54 

Bille Hamfelde 0,86 0,82 0,84 

Hunnau Buenningstedt 0,83 0,79 0,70 

Norderbeste Neritz 0,84 0,79 0,83 

Bille Sachsenwaldau 0,81 0,71 0,81 

Bei den meisten Einzugsgebieten korreliert der Niederschlag am stärksten mit dem 

Gesamtabfluß und am geringsten mit dem Basisabfluß. Deutlich ist die geringe Korrelation 

aller Abflußkomponenten mit dem Niederschlag bei den Pegeln Augraben / 

Luetau und Priesterbach / Breitenfelde. Dies sind die Einzugsgebiete mit den geringsten 

Abflußspenden (vgl. Tabelle 23). Die Zuverlässigkeit dieser gewässerkundlichen 

Pegelanlage ist in Frage zu stellen. 

Zusammenfassend betrachtet ergeben sich aus den Auswertungen nach dem Au- 

Linien-Verfahren folgende Schlußfolgerungen: 

Die Bestimmung der jährlichen Variabilität der Grundwasserneubildung über den 

Basisabfluß ist aufgrund des Speichereffektes der Einzugsgebiete nicht möglich. 

Die langjährigen Unterschiede der Auswertungsergebnisse im Vergleich zum 

MoMNQ-Verfahren sind absolut gesehen meist gering, so daß das MoMNQ- 

Verfahren aufgrund seiner praktikableren Ausführung geeigneter ist. 

Die Höhe des Direktabflußanteils steigt mit zunehmender Niederschlagshöhe. 

Es gibt zwei gewässerkundliche Pegelanlagen die keinen signifikanten Zusammenhang 

zwischen dem Niederschlag und dem Abfluß erkennen lassen. Diese 

sind offensichtlich durch andere, nicht bestimmte Faktoren gestört. 

4.9 Zusammenhänge zwischen den Abflußkomponenten und Gebietsparametern 

Ziel der Auswertung der Abflußdaten ist die Ermittlung des Gesamtabflusses und der 

Komponenten Basis- und Direktabfluß. Hierbei ist im folgenden zu klären, ob die Höhe 

und das Mengenverhältnis des Basis- und des Direktabflusses als Jahreswert 

bzw. als Jahresmittelwert auf gebietsabhängige Eingangsgrößen wie Landnutzung, 

Aufbau der geologischen Deckschichten und Relief zurückzuführen ist.

4.9.1 Bivariate Korrelation 

Die bivariate Korrelation ermöglicht Aussagen über die Abhängigkeit zweier Variablen 

voneinander. Der Anhang 4.9.1 zeigt die Korrelationstabelle der jährlichen und 

der Sommer/Winter differenzierten Abflußkomponenten mit den aufgenommenen 

Gebietskenngrößen. Dabei wurden die Landnutzungs- und Bodentypinformationen 

auch in Kombination aufgenommen (z.B. prozentualer Flächenanteil von Acker auf 

Lehm usw.). Die Abbildung 45 zeigt ausgewählte Variablen in einem Streudiagramm. 

% 

Sandböden 

% 

Lehmböden 

% 

GW-böden 

Reliefenergie 

Gesamtabfluß 

Direktabfluß 

Basisabfluß 

Abbildung 45: Streudiagramme von ausgewählten Abfluß- und Gebietskenngrößen; 

GW-Böden = grundwasserbeeinflusste Böden. 

Der Zusammenhang zwischen den Flächenanteilen der Hauptbodentypen Lehm und 

Sand untereinander sowie der Abflußkomponenten mit dem Gesamtabfluß ist darauf 

zurückzuführen, daß sie sich gegenseitig aus- bzw. einschließen. Die Landnutzung 

im Untersuchungsgebiet ist teilweise vom Substrat der Deckschichten abhängig. Die 

ackerbauliche Nutzung überwiegt, entsprechend der besseren Eignung, auf lehmigen 

Substraten, während Sandböden eher forstwirtschaftlich genutzt werden (vgl. Tabelle 

24). 

Tabelle 24:Pearson-Korrelationskoeffizienten der Gebietskenngrößen; 

tS: terrestrischer Sandboden, tL: terrestrischer Lehmboden, 

sB: semiterrestrische Böden 

%-tL %-tS %-sB 

%-Acker +0,56 -0,58 +0,13 

%-Wald -0,62 +0,65 -0,18 

%-Weide +0,12 -0,21 +0,36 

95

96 

Teilweise werden Zusammenhänge zwischen den Gebietskenngrößen und den 

Abflußkomponenten deutlich. In Tabelle 25 sind ausgewählte Variablen und deren 

Korrelationskoeffizienten aufgeführt. Ein hoher Flächenanteil an Lehmböden geht 

einher mit hohem Direktabfluß (Pearson-Korrelationsfaktor: 0,74). Dies ist ein Hinweis 

auf die Entstehung von Landoberflächenabfluß infolge der Überschreitung der 

Infiltrationskapazität der Böden (HORTON-Oberflächenabfluß), wie in Kapitel 2.1.3 

beschrieben. Sandböden bewirken hingegen einen signifikant geringeren Oberflächenabfluß. 

Tabelle 25:Pearson-Korrelationskoeffizienten. Signifikante Korrelationen grau hinterlegt. 

tS: terrestrischer Sandboden, tL: terrestrischer Lehmbode, sB: semiterrestrische 

Böden 

Gesamtabfluß Direktabfluß Basisabfluß 

%-Acker +0,22 +0,32 -0,48 

%-Wald -0,09 -0,29 +0,16 

%-Weide +0,13 +0,01 +0,15 

%-tS -0,31 -0,74 +0,13 

%-tL +0,32 +0,74 -0,11 

%-sB -0,06 +0,02 -0,09 

Reliefenergie +0,03 -0,35 +0,20 

Die Höhe des Basisabflusses korreliert mit keiner der aufgenommenen Gebietskenngrößen 

signifikant. Dies läßt auf einen komplexen Zusammenhang zwischen den 

Einflußgrößen und der Grundwasserneubildung schließen. Insbesondere sind hier 

die Problematik der Bestimmung der unterirdischen Einzugsgebiete und die Beeinflussung 

durch Grundwasserentnahmen oder Einleitungen in die Vorfluter zu nennen. 

Die Reliefenergie wirkt sich nicht auf die Höhe der Abflußkomponenten aus. Dies 

stellt den Ansatz zur Abschätzung des Oberflächenabflusses nach dem Verfahren 

von DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) für das Untersuchungsgebiet in Frage. In dem 

Verfahren wird die Direktabflußspende ausschließlich als eine Funktion der Reliefenergie 

angesehen. Die Reliefenergie im Untersuchungsraum wird teilweise durch 

abflußlose Senken bestimmt. Eine hohe Reliefenergie tritt zudem häufig in bewaldeten 

Gebieten auf. Die genannten Umstände bewirken eine Unterbrechung der oberirdischen 

Fließpfade auch bei höherer Reliefenergie. 

4.9.2 Auswertung der Abflußdaten mit der multiplen Regression 

Die Abhängigkeiten in dem natürlichen System Abfluß – Landnutzung – Substrattyp 

sind komplexer, als das durch eine Größe ein abhängiger Zielwert beschrieben werden 

kann. Die multiple lineare Regressionsanalyse erlaubt die statistische Beschreibung 

des Einflusses mehrerer Wirkgrößen auf eine abhängige Variable. Dabei wird 

eine Zielvariable (Prädiktant) definiert (in diesem Fall der Direktabfluß). Den Einflußgrößen 

(Landnutzung, Bodentyp) werden in dem Verfahren Faktoren zugeordnet. 

Diese Faktoren werden so gewählt, daß die Abweichungen zwischen den berechneten 

Prädiktanten und den Daten aus der Abflußauswertung möglichst gering sind.

Die multidimensionale lineare Regressionsgleichung lautet: 

D 

â = A + B1b1 + B2b2 + B3b3 + ... +BDbD = A + Σ Bdbd 

(d= 1,…, D) 

Dabei ist â der Prädiktant, D die Dimensionen und b...bD die Einflußgrößen 

(SCHÖNWIESE, 1992). B1 bis BD sind die Regressionskoeffizienten und A eine Konstante. 

Bei der geringen Probenanzahl (n = 16 Einzugsgebiete) muß die Anzahl der Einflußgrößen 

gering gehalten werden, da eine Anpassung zwischen berechneten und „gemessenen“ 

Werten bei einer hohen Anzahl zwangsläufig gut ausfällt. 

Als erstes werden zwei multiple Regressionen durchgeführt, um zu bestimmen, ob 

die Landnutzung oder der geologische Aufbau entscheidender für die Höhe des Direktabflusses 

ist. In die Berechnungen fließen die Landnutzungen Acker, Wald und 

Grünland, sowie die Bodentypen terrestrische Sandböden, terrestrische Lehmböden 

und stauwasserbeeinflußte Böden ein. Die Ergebnisse sind in Tabelle 26 dargestellt. 

Der Bodentyp beeinflußt den Direktabfluß wesentlich stärker als die Landnutzung. 

Die Modellergebnisse mit den Einflußgrößen Landnutzung und dem Prädiktanten 

Direktabfluß korrelieren nicht signifikant (R= 0,33). Die Bodentypen können im Modell 

die Direktabflußdaten signifikant beschreiben. Der Korrelationskoeffizient zwischen 

den berechneten Werten und den Abflußdaten beträgt 0,76. Das Verhältnis zwischen 

der durch das Modell beschriebenen Variabilität und der Restvarariabilität (Residuen) 

ist mit einem Wert von 5,35 (F - Wert in Tabelle 26) erheblich höher als im Landnutzungsmodell 

(0,47). 

Tabelle 26:Modellbeschreibung der linearen multiplen Regression. Erläuterungen im Text; tS: terrestrischer 

Sandboden, tL: terrestrischer Lehmbode, sB: semiterrestrische Böden 

d=1 

Modell Landnutzung Modell Bodentyp 

Mittel Regressionquadrat 3498 8950 

Mittel Residuenquadrat 1652 1674 

F-Wert 0,47 5,35 

Korrelationskoeffzient 0,33 0,76 

Standardfehler des Schätzers 59 40 

Bei einer multiplen Regressionsberechnung dürfen nur Parameter eingehen, die 

nicht miteinander korrelieren. Aus diesem Grunde ist die Einbeziehung der Landnutzungs- 

und der Bodentypenflächenanteile nicht gestattet (s. Tabelle 27). Jeder Fläche 

mit einer Landnutzungsinformation ist auch eine Bodentypinformation zugeordnet 

(außer bei Fehlflächen). Ackerflächen befinden sich häufiger auf lehmigen Sub- 

97

98 

straten, Wald eher auf Sand (vgl. Tabelle 27). In der Natur beeinflußt immer eine 

Kombination dieser Flächeninformation das Direktabflußverhalten. 

Im nächsten Schritt werden die Einflußgrößen gesucht, die die abhängige Variable 

im Modell am besten schätzen. Dafür wurden aus den oben genannten Gründen die 

Flächenanteile der bedeutendsten Landnutzungsformen differenziert nach ihrem Bodentyp 

ermittelt. Die Ergebnisse der prozentualen Flächenanteile sind der Tabelle 27 

zu entnehmen. Die beiden stärksten Klassen sind grau hinterlegt. 

Tabelle 27: Prozentualer Flächenanteil (alle Einzugsgebiete) 

der Landnutzung – Bodentypkombination 

tS tL sB 

Acker 13 40 4 

Grünland 3 7 4 

Wald 7 10 2 

Bei einer vorwärtsgerichteten multiplen Regression werden jeweils schrittweise Einflußgrößen 

mit in die Berechnung aufgenommen. Dies geschieht in der Reihenfolge 

der abnehmenden Bedeutung der Einflußgröße auf die Modellanpassung. Die beiden 

wichtigsten Einflußgrößen sind die am stärksten vertretenen Landnutzung – Bodentypkombinationen 

Acker / Sand und Acker / Lehm. 

Ein Modell mit nur zwei Einflußgrößen Acker / Sand und Acker / Lehm erlaubt eine 

Abschätzung des Direktabflusses. In Tabelle 28 sind die Ergebnisse aufgeführt, im 

Anhang 4.9.2 ist das Modell beschrieben. 

Tabelle 28:Zusammenfassung der Ergebnisse mit den Einflußgrößen 

Acker/Sand und Acker/Lehm 

Modell 

Mittel Regressionquadrat 15837 

Mittel Residuenquadrat 1174 

F-Wert 13,5 

Korrelationskoeffzient 0,82 

Standardfehler des Schätzers 34 

In der Abbildung 46 sind die ausgewerteten Direktabflußmengen gegen die berechneten 

aufgetragen. Die Regressionsgleichung lautet: 

Qdirekt = (1,27*%“Acker auf Lehm“) + (-3,35*%“Acker auf Sand“) + 117 

Der Direktabfluß des Einzugsgebietes der Steinau / Pötrau wird durch das Modell 

sehr unzutreffend geschätzt (berechneter Wert unter 50 mm/a). Es ist das einzige 

Einzugsgebiet im Untersuchungsraum, in dem die Ackerflächen auf Sand gegenüber 

denen auf Lehm im größeren Ausmaß auftreten.

Qdirekt berechnet 

250 

200 

150 

100 

50 

0 

0 50 100 150 200 250 300 

Qdirekt nach WUNDT 

Abbildung 46: Direktabflüsse aus dem Modell gegen die aus der Abflußauswertung nach dem 

MoMNQ-Verfahren. Alle Angaben in [mm/a]. 

Das Modell unterschätzt tendenziell höhere Direktabflußspenden, während niedrigere 

überschätzt werden. Insgesamt ist jedoch eine Abschätzung mit einem Standardfehler 

des Schätzers von +/- 34 mm/a, insbesondere hinsichtlich eines in der Erhebung 

und der Auswertung relativ unsicheren Datensatzes wie Abflußdaten, eine gute 

Abschätzung. 

4.9.3 Umsetzung des Modells zur Abschätzung der Direktabflußverteilung 

Die Verwendung des Modells zur Regionalisierung des Direktabflusses kann nur eine 

Abschätzung ergeben. Aus Abb. 46 ergeben sich Abweichungen zwischen den für 

die Einzugsgebiete berechneten und den nach dem MoMNQ-Verfahren ermittelten 

Direktabflüsse von bis zu einem Drittel. Die Zahl der ausgewerteten Einzugsgebiete 

und die Unsicherheit der Eingangsdaten lassen statistisch abgesicherte Aussagen 

nicht zu. Mit dem Modell wird die räumliche Verteilung des Direktabflusses im Untersuchungsgebiet 

geschätzt. Hierbei müssen folgende Randbedingungen erfüllt sein: 

1. Die Flächengröße der zu berechnenden Einheiten darf nicht um Größenordnungen 

von denen der Einzugsgebiete abweichen. 

2. In den zu berechnenden Flächen muß die Kombination „Acker auf Lehmboden“ 

gegenüber der „Acker auf Sandboden“ überwiegen. 

3. Berechnungsergebnisse außerhalb des durch die Modelleingangsdaten abgesicherten 

Wertebereiches (Minimum = 50 mm/a, Maximum = 210 mm/a) sind nicht 

gültig. 

Aufgrund der ersten Randbedingung wird für die Berechnung ein Raster mit einer 

räumliche Diskretisierung von 5*5 km 2 gewählt, dies entpricht in Lage und Größe 

dem Niederschlagsraster. Eine höhere räumliche Auflösung ist nicht vertretbar. Für 

99

100 

jede Zelle wird der Prozentualanteil der Ackerflächen auf Lehm und auf Sand ermittelt. 

Bei Rasterzellen, die die zweite Randbedingung nicht erfüllen, wird der Sandanteil 

dem Lehmanteil gleichgesetzt. Diese Korrektur führt im Untersuchungsgebiet zu 

plausiblen Werten. Sie ist aufgrund der willkürlichen Festlegung jedoch zu hinterfragen. 

Für jede Zelle wird die Direktabflußhöhe nach der oben genannten Regressionsgleichung 

berechnet. Abschätzungsergebnisse, die außerhalb des Wertebereiches 

liegen (vgl. Randbedingung 3) erhalten den Minimal bzw. Maximalwert. 

Das Ergebnis der Schätzung der Direktabflußhöhe sind in Abbildung dargestellt. Der 

nördliche Bereich tritt mit hohen Direktabflußspenden deutlich hervor. Im zentralen 

und südöstlichen Teil des Untersuchungsraumes sind sie dagegen geringer. Dies 

entspricht dem Bild, das die Auswertung der Abflußdaten ergibt. Auffällig ist eine Rasterzelle 

im südlichen zentralen Bereich mit einer nicht plausiblen hohen berechneten 

Direktabflußspende. In dieser Zelle ist der Waldanteil sehr hoch und die vorhandenen 

Ackerflächen bestehen vollständig aus lehmigen Substrat. Die Verteilung der 

Hydrotope Acker / Lehm und Acker / Sand ist dadurch nicht mehr bestimmend für die 

Direktabflußbildung. Dies zeigt, daß bei einer hohen Abweichung zwischen Hydrotopzusammensetzung 

der Rasterzelle und Hydrotopzusammensetzung der in das 

Modell eingegangenen Einzugsgebiete die Berechnung problematisch ist. 

Qdi rekt n ach m ultip ler 

Regression [mm /a ] 

0-50 

50 50 - 11 00 

100 -- 150 

150 -- 200 

200 -- 500 

Abbildung 47: Karte der mit Hilfe der multiplen Regression abgeschätzten Direktabflußhöhen. 

Einzugsgebiete der ausgewerteten gewässerkundlichen Pegelanlagen eingezeichnet. 

Km 

N

101 

Um die Rasterzellen bezogene Abschätzung der Höhe des Direktabflusses zu überprüfen, 

werden die Einzugsgebiete aus den Rasterzellenberechnungen „herausgestanzt“ 

und das Gebietsmittel berechnet. Abbildung 48 zeigt die so gewonnenen Gebietsmittel 

gegen die der Abflußdatenauswertung. 

Qdirekt berechnet 

210 

190 

170 

150 

130 

110 

90 

70 

50 

0 50 100 150 200 250 

Qdirekt nach WUNDT 

Abbildung 48: Direktabflußspenden nach der Abflußdatenauswertung und nach dem 

der Einzugsgebietsmittel aus der Rasterzellenberechnung mittels multipler 

Regression. Alle Angaben in mm/a. 

Der Pearson Korrelationskoeffizient beträgt 0,83 und zeigt somit eine mittlere Signifikanz. 

Die Steigung der Regressionsgeraden ist mit 0,5 zu gering und zeigt wiederum 

die Tendenz des Modells niedrige Werte zu über- und hohe Werte zu unterschätzen. 

Die geringe Anzahl von Einzugsgebieten im Untersuchungsraum läßt einen Ausschluß 

von extremen Werten bei der Erstellung des Modells zur besseren Anpassung 

der überwiegenden Anzahl der Einzugsgebiete nicht zu.

102

5 Umsetzung der Berechnungsverfahren in einem Geoinformationssystem 

(GIS) 

103 

Bei der Betrachtung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildung spielt der 

räumliche Bezug der vielfältigen Eingangsdatenebenen eine erhebliche Rolle. Die 

Erfassung und Auswertung kann ohne den Einsatz von elektronischen Hilfsmitteln 

sowie neuen Methoden nicht mehr bewältigt werden. Computersysteme, die diesen 

Raumbezug erstellen können, werden unter dem Begriff Geoinformationssystem zusammengefaßt 

(BILL & FRITSCH, 1994; GÖPFERT 1991). 

Der Einsatz eines Geoinformationssystems erlaubt die: 

- Datenerfassung: durch direkte Eingabe am Rechner, Einlesen von Daten, Digitalisieren, 

Scannen 

- Datenverwaltung: Speicherung und Organisation der Daten unter Berücksichtigung 

ihres Raumbezugs 

- Analyse: geometrische, logische und relationale Verknüpfung mehrerer Datenebenen 

(Transformationen, Verschneidungen, Simulationen) 

- Präsentation: Visualisierung der Daten und Ergebnisse, Erzeugen von Karten und 

Druckvorlagen (vgl. Abbildung 49) 

Erfassung Analyse Präsentation 

Datenverwaltung 

Abbildung 49: Prinzip eines Geoinformationssystems 

Im Rahmen dieser Arbeit wird das GIS Arc/Info verwendet. Ausführliche Erläuterungen 

der Anwendungsmöglichkeiten und Vorteile finden sich z.B. in ESRI (1997). Für 

die Berechnung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate sind Daten 

aus verschiedenen Bereichen digital bereitzustellen oder zu bearbeiten. Tabelle 29 

stellt die, für die ausgewählten Verfahren benötigten, räumlichen bzw. räumlichzeitlichen 

Variablen (Klima, Boden, Landnutzung, Hydrologie) zusammen.

104 

Tabelle 29: Eingangsparameter der gewählten Verfahren; + = berücksichtigt, u = unkorrigierter 

Niederschlag, k = korrigierter Niederschlag, T = Turc/Ivanov; H = Haude, nFK = nutzbare 

Feldkapazität 

Klima Boden und Pflanze Hydrologie 

Verfahren 


potentielle Evapotranspiration 

PROKSCH (1990) u ✙ ✙ ✙ ✙ 

RENGER & WESSOLEK (1990) u H ✙ ✙ (✙) ✙ 

BAGROV & GLUGLA (1975) 

ohne Oberflächenabfluß k T ✙ ✙ (✙) ✙ 

VEKOS (KLÄMT, 1988) k ✙ ✙ (✙) (✙) 

nFK 

BAGROV & GLUGLA (1975) 

mit Oberflächenabfluß k T ✙ ✙ (✙) ✙ ✙ ✙ 

JOSOPAIT & LILLICH (1975) u ✙ ✙ ✙ ✙ ✙ ✙ 

DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) u ✙ ✙ ✙ ✙ ✙ ✙ 

SCHROEDER & WYRWICH (1990) u ✙ ✙ (✙) ✙ ✙ ✙ 

Eingeklammerte Kreuze in der Tabelle 29 bedeuten, daß das ursprüngliche Verfahren 

diesen Eingangsparameter nicht berücksichtigt. Dies betrifft insbesondere teilversiegelte 

Flächen, die im Rahmen dieser Arbeit nach dem Ansatz von PROKSCH 

(1990) eingehen. Hierbei wird die Sickerwassermenge für die Landnutzung Weide 

ermittelt und mit einem vom Versiegelungsgrad abhängigen Faktor multipliziert. Dieser 

ist in drei Stufen differenziert. Ein hoher Versiegelungsgrad erhält den Faktor 0,2; 

mittlere und niedrige die Faktoren 0,6 und 0,8. Die Bestimmung des Versiegelungsgrades 

ist in Kapitel 4.4.1 beschrieben. 

Im folgenden wird für alle angewendeten Verfahren ihre Umsetzung in Arc/Info beschrieben. 

Sich für alle Verfahren wiederholende Schritte, wie die Verschneidung der 

verschiedenen Datenebenen, das Selektieren von Flächen, die Zuweisung von 

Werten, Ausweisung von Flächen ohne Daten oder einzelne Berechnungsvorgänge, 

werden exemplarisch anhand des ersten Verfahrens erläutert. Für alle Verfahren gilt, 

daß die klimatischen Parameter in regionalisierter Form eingehen. Sämtliche Berechnungen 

wurden einzeln für jedes Kartenblatt vorgenommen, da die Größe der 

Dateien eine Gesamtbearbeitung des Untersuchungsgebietes nicht ermöglichten. 

Am Ende jeder Verfahrensbeschreibung sind in einem Fließdiagramm die wichtigsten 

Eingangsdaten und Verfahrensschritte schematisch zusammengefaßt. Die verwen- 

Bodengruppen, Bodenart 

Landnutzung 

Versiegelung 

Relief, Reliefenergie 

Grundwasserflurabstand 

Oberflächenabfluß

deten Abkürzungen werden im folgenden oder innerhalb des jeweiligen Textes erläutert: 

ATKIS = amtlich topographisch kartographisches Informationssystem 

nFK = nutzbare Feldkapazität 

Qd = Oberflächenabfluß 

N_korr = korrigierter Jahresniederschlag 

N_unkorr = unkorrigierter Jahresniederschlag 

Etpot = potentielle Evaporation nach Turc/Ivanov 

ETreal = reale Evapotranspiration 

ETHaude = potentielle Evapotranspirationshöhe nach Haude 

Gwn = Grundwasserneubildung 

DHM = Digitales Höhenmodell 

5.1 VEKOS (KLÄMMT, 1988) 

105 

In die Berechnungen gehen die Klimadaten (korrigierte Niederschlagshöhen, die 

realen und potentiellen Evapotranspirationshöhen), die aus der Geologie abgeleitete 

nutzbare Feldkapazität, Flurabstand sowie die aus der Auswertung von ATKIS-Daten 

gewonnene Landnutzung ein. Diese eingehenden Datenbanken können entweder für 

die jeweilige Fläche nur einen Wert besitzen oder aber, wie im Falle der realen 

Evapotranspiration, mehrere. Die Datenbank der realen Evapotranspiration besitzt 

sämtliche Evapotranspirationshöhen, die in Abhängigkeit von der räumlichen Lage, 

der Bodenart, dem Flurabstand und dem Bewuchs auftreten können. Im ersten 

Schritt werden alle Eingangsdaten miteinander in Arc/Info verschnitten. Nach diesem 

Schritt verfügt jede Fläche über alle obengenannten Informationen. Im nächsten 

Schritt muß für die jeweilige Fläche der zuzuordnende Wert der realen Evapotranspirationshöhe 

ermittelt werden. Hierzu werden sämtliche Flächen, die z.B. die Landnutzung 

Acker und eine nutzbare Feldkapazität von 8 mm/dm besitzen, selektiert und 

ihnen der entsprechende Wert zugeordnet. In diesem Sinne verfährt man für alle anderen 

Kombinationen von nFK-Werten und Landnutzungen inklusive versiegelter 

Flächen weiter. Standorte mit dem Bewuchs Acker oder Nadelwald in Kombination 

mit nutzbaren Feldkapazitäten von > 30 mm/dm bleiben bei der Berechnung der 

realen Evapotranspiration mit dem Programm VEKOS unberücksichtigt. Für diese Flächen 

werden die Evapotranspirationswerte von Grünland bzw. Laubwald für die jeweilige 

nutzbare Feldkapazität eingesetzt und Aufschläge von 20 mm/a (Acker) bzw. 

30 mm/a (Nadelwald) vergeben. Als nächstes werden alle Flächen selektiert, die einen 

Flurabstand < 8 dm oder den Bestand Moor besitzen und ihnen als 

Evapotranspirationswert die potentielle Evapotranspiration nach Turc/Ivanov zugeordnet. 

Sämtliche Flächen, die jetzt keine konkreten Evapotranspirationswerte 

besitzen, sind entweder Gewässer oder aber Flächen, die in den ATKIS-Daten oder 

aufgrund des Verfahrens nicht klassifizierbar sind. Diese Bereiche werden in der 

Datenbank als fehlender Wert (no data = -9999) gekennzeichnet. Anschließend folgt

106 

der Berechnungsgang der Grundwasserneubildungsrate. Dazu wird für jede einzelne 

Fläche des gesamten Kartenblattes von der Niederschlagshöhe die reale 

Evapotranspirationshöhe abgezogen, wobei Oberflächenabflüsse unbeachtet bleiben. 

Abschließend wird für versiegelte Flächen die errechnete Grundwasserneubildungsrate 

um den jeweiligen Versiegelungsfaktor reduziert (vgl. Abbildung 50). 

Geologie 

Bodenkunde 

ATKIS 

Berechnung der Grundwaserneubildung mit VEKOS-Daten 

Flurabstand 

< 8 dm 

nFK ETreal 

Landnutzung 

Grünland, Acker 

Nadel-,Laub-, 

Mischwald, Moor, 

Versiegelung 

Abbildung 50: Schematische Darstellung des Verfahrenganges mit Datensätzen aus VEKOS 

5.2 Verfahren nach RENGER & WESSOLEK (1990) 

N_korr 

Die Eingangsdaten dieses Verfahrens sind in Kapitel 2.2.2 und in der Abbildung 51 

aufgeführt. Bevor die Grundwasserneubildungsrate berechnet werden kann, ist eine 

weitere Größe, die pflanzenverfügbare Wassermenge (Wpfl), zu ermitteln. Zur Ableitung 

der pflanzenverfügbaren Wassermenge muß zum einen die nutzbare Feldkapazität 

(nFK) des effektiven Wurzelraums (We), zum anderen die kapillare Anstiegsrate 

(Krv) bekannt sein. Die Tiefe des effektiven Wurzelraumes wird bei grundwasserfernen 

Standorten von Bodenart und Nutzungsform bestimmt (vgl. Tabelle 30). 

Bei grundwassernahen Standorten wird davon ausgegangen, daß für die meisten 

Vegetationsarten der Flurabstand (∆Flur) die unterste Grenze der Durchwurzelungstiefe 

ist (LEHNARDT & BRECHTEL, 1980). 

Gwn 

Versiegelungsfaktor

107 

Tabelle 30: Mittlere effektive Durchwurzelungstiefe in Abhängigkeit von Bodenart und Nutzungsform; 

aus Bodenkundliche Kartieranleitung (1996) und DVWK (1996) 

Bodenart 

Mittelsand (mS) 6 5 

Feinsand (fS) 7 5-6 

lehmiger Sand (Sl) 8 6 

sandiger Lehm (Ls) 

schluffiger Sand (Su) 

sandiger Schluff (Us) 

Schluff (U) 

sandiger Ton (Ts) 

lehmiger Ton (Tl) 

Ton (T) 

lehmiger Schluff (Ul) 

schluffiger Lehm (Lu) 

toniger Lehm (Lt) 

Mittlere effektive Durchwurzelungstiefe [dm] 

Acker Grünland Wald 

(15 - 45 Jahre) 

Niedermoor Hochmoor 

9 7 

10 8 

11 8-9 

10-20 2 4 

Die Höhe der kapillaren Aufstiegsrate ist abhängig vom Substrat und dem Abstand 

zwischen dem Gundwasserspiegel und der Untergrenze des effektiven Wurzelraumes 

und wird aus Tabellen abgeleitet (AGBODEN, 1996). Sie ist je nach Landnutzung 

mit der Anzahl an Tagen (xd) zu multiplizieren, an denen sie auftritt (vgl. Kapitel 

2.2.3). 

Die pflanzenverfügbare Wassermenge wird dann für grundwasserferne Standorte 

nach folgender Gleichung berechnet: 

Wpfl = nFK * We bzw. bei Grundwassereinfluß durch: Wpfl = ∆Flur *nFK+ (Krv * xd) 

Anschließend wird die reale Evaporation anhand der folgenden Formel berechnet: 

Eta = a * NSo + b * NWi + c * log W pfl + d *ETp + e 

Für die Konstanten a bis e wurden von RENGER & WESSOLEK (1996) für norddeutsche 

Verhältnisse die in der Tabelle 31 angegebenen Werte bestimmt. 

Tabelle 31: Konstanten nach RENGER & WESSOLEK (1996) 

Bodennutzung a b c d e 

Acker 0,39 0,08 153 0,12 -109 

Grünland 0,48 0,10 286 0,10 -330 

Nadelwald 0,33 0,29 166 0,19 -127 

Die im Verfahren nicht berücksichtigten Bestandsarten Laub- und Mischwald werden 

in diesem Berechnungsschritt wie Nadelwald behandelt. Da die Evapotranspirations-

108 

höhe eines Nadelwaldbestands höher ist als die eines Laub- bzw. Mischwaldes, wird 

der errechnete Evapotranspirationsbetrag anschließend um 30 mm/a (Laubwald) 

bzw. 15 mm/a (Mischwald) erniedrigt (mündl. Rücksprache mit Herrn Wessolek 

1999). Die anhand der ATKIS-Daten ausgewiesenen Moorflächen erhalten potentielle 

Evapotranspirationshöhen nach HAUDE (1954). Die Grundwasserneubildungsrate 

ergibt sich dann aus der Differenz aus Niederschlag und Verdunstung unter Berücksichtigung 

der versiegelten Flächen und Vernachlässigung von Oberflächenabfluß. 

Der Verfahrensgang ist schematisch in Abbildung 51 zusammengefaßt. 

nFKWe 

Geologie 

Bodenkunde 

Bodenart 

Flurabstand 

+ 

Landnutzung 

Grünland, Acker 

Nadelwald, 

Versiegelung 

ATKIS 

Verfahren nach Renger & Wessolek 

N_unkorr_s 

N_unkorr_w 

KRv Wpfl 

ETHaude 

Abbildung 51: Schematische Darstellung des Verfahrenganges für das Verfahren nach RENGER & 

WESSOLEK (1990) 

5.3 Verfahren nach BAGROV/GLUGLA (1975) 

ETreal 

Neben den üblichen Eingangsdaten benötigt das Verfahren, wenn es in nicht ebenen 

Gebieten eingesetzt wird, die auf ihr Einzugsgebiet bezogenen Direktabflüsse (vgl 

Abbildung 53). Diese werden als integraler Wert für das Einzugsgebiet von den korrigierten 

Niederschlagshöhen subtrahiert, um die Höhe des effektiven Niederschlages 

zu erhalten. Das Verfahren wird auch für ebenes Gelände berechnet, in diesem Falle 

entfallen die vorherigen Arbeitsschritte. Aus einem Nomogramm wird für die verschiedenen 

Landnutzungen in Abhängigkeit von der nutzbaren Feldkapazität der Effektivitätsparameter 

„n“ abgeleitet (vgl. Tabelle 32). 

*a 

*b 

*c 

*d+e 

*Versiegelungsfaktor 

Gwn 

N_unkorr

Tabelle 32: Abgeleitete Werte für den Effektivitätsparameter „n“ in Abhängigkeit 

vom Bewuchs und der nutzbaren Feldkapazität (nFK) 

nFK 

Effektivitätsparameter „n“ 

Vegetationslos Acker-/Grünland Wald 

8 0.30 1.00 3.00 

14 0.40 1.50 4.00 

15 0.50 1.60 4.00 

17 0.60 2.00 5.00 

18 0.70 2.00 5.00 

22 1.00 3.00 8.00 

109 

Bei grundwasserbeeinflußten Bereichen wird die kapillare Aufstiegsrate bestimmt 

(s.o.). Liegt sie unter 1,5 mm/d, so wird der Effektivitäsparameter „n“ um 20 % bzw. 

um 50 % bei Werten über 1,5 mm/d erhöht. Moorböden erhalten ohne weitere Berechnungsschritte 

potentielle Evapotranspirationshöhen nach Turc/Ivanov. Im nächsten 

Schritt wird der Quotient aus Niederschlag bzw. effektivem Niederschlag und 

der potentiellen Evapotranspiration nach TURC/IVANOV gebildet. Dieser in Kombination 

mit dem Effektivitätsparameter „n“ dient der Ermittlung von „y“, wobei „y“ das Verhältnis 

von realer Evapotranspiration zu potentieller Evapotranspiration beschreibt. 

Abbildung 52: Diagramm zur Bestimmung von „y“ in Abhängigkeit von „x“ und ivitätsparameter Effekt 

„n“ aus GLUGLA & K Ö N I G (1989); mit x = Niederschlag / potentielle Evapotranspiration und „y“ = reale Evapotranspiration / potentielle Evapotranspirat i o n

110 

Bei dem Verfahren nach BAGROV/GLUGLA (1975) wird „y“ anhand eines Diagramms 

abgeleitet. Da die in Kapitel 2.2.3 erwähnten Rechenprogramme RASTER und 

ABIMO nicht zur Verfügung standen, werden die von den Autoren bestimmten Kurven 

abgetragen und mittels polynomialer Kurvenanpassung beschrieben (vgl. Abbildung 5 2). Die 

ermittelten Funktionen sind im Anhang 5.3.1 zusammengefaßt. Durch diesen Arbeitsschritt 

wird die Berechnung in Arc/Info zu ermöglicht. 

Die reale Evaporation erhält man durch die Multiplikation von „y“ mit der potentiellen 

Evapotranspiration. Unter Beachtung der Versiegelung ist dann die Differenz aus 

Niederschlag und realer Evapotranspiration die Grundwasserneubildung. Die einzelnen 

Arbeitsschritte sowie die in das Verfahren eingehenden Größen sind schematisch 

in Abbildung 53 aufgeführt. 

Gewässerkundl. 

Flächenverzeichnis 

Einzugsgebiete 

Verfahren nach Bagrov/Glugla 


BAGROV/GLUGLA (1975) 

5.4 Verfahren nach PROKSCH (1990) 

Qd 

Abflußdaten 

N_korr N_eff 

Flurabstand 

ETpot 

In das Verfahren gehen unkorrigierte Niederschlagshöhen, Landnutzung, Bodentyp 

und die Seeverdunstung nach Richter ein. Im ersten Schritt werden Flächen mit geringem 

Flurabstand ausgesondert. Bei Acker- und Grünlandnutzung wird bis zu einem 

Flurabstand von < 8 dm, bei Waldgebieten bis zu einem Flurabstand von 

< 15 dm die Seeverdunstung des jeweiligen Gebietes den Flächen zugewiesen. Die 

in den ATKIS-Daten als Moor gekennzeichneten Flächen erhalten ebenfalls diese 

Krv 

Gleichungssytem 

ETreal 

Geologie 

Bodenkunde 

Gwn 

Substrat 

nFK 

n 

N_eff 

ATKIS 

Landnutzung 

Acker/Grünland,Wald, Moor, 

unbewachsen,versiegelt 

We 

Bestandsart

111 

Werte. Die Grundwasserneubildungsrate dieser Flächen ergibt sich aus der Subtraktion 

der Seeverdunstung von der Niederschlagshöhe. Im nächsten Schritt wird mittels 

der in Tabelle 33 angegebenen Lysimetergleichungen die Sickerwassermenge in 

Abhängigkeit von Bodentyp und Landnutzung bestimmt. 

Tabelle 33: Lysimetergleichungen nach PROKSCH (1990); N = mittlere 

unkorrigierte Jahresniederschlagshöhe, Sw = Sickerwasser 

Bodenart Vegetation Lysimetergleichung 

Sand unbewachsen Sw = - 59,20 + 0,852 N 

Dünenvegetation Sw = - 167,96 + 0,840 N 

Acker Sw = - 160,73 + 0,717 N 

Gras Sw = - 299,02 + 0,918 N 

Laubwald Sw = - 199,27 + 0,662 N 

Nadelwald Sw = - 289,66 + 0,578 N 

lehm. Sand unbewachsen Sw = - 125,36 + 0,732 N 

Acker Sw = - 305,23 + 0,819 N 

Gras Sw = - 250,16 + 0,688 N 

Lößlehm Unbewachsen Sw = - 204,81 + 0,687 N 

Acker Sw = - 414,86 + 1,018 N 

Gras Sw = - 391,51 + 0,960 N 

Lehm Acker Sw = - 244,82 + 0,624 N 

Gras Sw = - 341,37 + 0,933 N 

Für Mischwald wird die Sickerwassermenge durch das Mittel zwischen Laub- und 

Nadelwald bestimmt. Aufgrund der fehlenden Lysimetergleichungen für Nadel- und 

Laubwald auf lehmigen Substraten wird für diesen Bodentyp von der errechneten 

Sickerwassermenge pauschal 60 mm/a abgezogen. Unter Vernachlässigung der 

Oberflächenabflüsse entspricht die Sickerwassermenge der Grundwasserneubildung 

unter Berücksichtigung der Versiegelung. Abbildung 54 zeigt den Verfahrensgang. 

Geologie 

Bodenkunde 

ATKIS 

Verfahren nach Proksch 

Flurabstand 

< 8 dm 

< 15 dm (Wald) 

Substrat 

Sand, Lehm, 

schluffger Lehm 

lehmiger Sand 

Landnutzung 

Acker/Grünland,Wald, 

Moor, unbewachsen, 

versiegelt 

Seeverdunstung 

N_unkorr 

Lysimetergleichung 

Abbildung 54: Schematische Darstellung des Verfahrenganges für das Verfahren 

nach PROKSCH (1990) 

Gwn 

*Versiegelungs

112 

5.5 Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH (1975) 

Die in das Verfahren eingehenden Größen sind in Abbildung 55 aufgeführt. Im ersten 

Verfahrensschritt wird der Wasserüberschuß flächendifferenziert erfaßt. Als erstes 

werden grundwassernahe Bereiche ausgegrenzt. Dieses sind Gebiete mit Flurabständen 

< 8 dm. Sie erhalten als Wasserüberschuß entweder 150 mm/a 

(∆Flur < 3 dm) bzw. 175 mm/a (∆Flur > 3 dm < 8 dm). Die nach den ATKIS-Daten 

ausgewiesenen Moorgebiete erhalten ebenfalls den Wert 175 mm/a. Bei Flurabständen 

> 8 dm < 15 dm wird zuerst die Sickerwassermenge bestimmt und dann um 

50 mm/a reduziert. Liegt keine Grundwasserbeeinflussung vor, entspricht der Wasserüberschuß 

der Sickerwassermenge, die nach den in der Tabelle 34 angegebenen 

Gleichungen und Berücksichtigung von Bewuchs und Substrattyp berechnet wird. 

Bei dem Substrattyp Sandlöß werden im ursprünglichen Verfahren Waldstandorte 

bzw. Böden ohne Bewuchs nicht berücksichtigt. Diese werden wie der Substrattyp 

Sand behandelt und bekommen Abschläge. 

Tabelle 34: Lysimetergleichungen nach JOSOPAIT & LILLICH (1975) N = mittlere unkorrigierte Jahresniederschlagshöhe, 

Sw = Sickerwasser; für den Substrattyp Sandlöß wurden für den Bewuchs 

Wald bzw. unbewachsen Abschläge verteilt 

Substrattyp Bewuchs Lysimetergleichung 

Sand Unbewachsen Sw = 1,1 N – 306 

Acker- / Grünland Sw = 1,1 N – 433 

Wald Sw = 1,1 N – 474 

Geschiebelehm Unbewachsen Sw = 1,1 N – 405 


Wald Sw = 1,1 N – 578 

Sandlöß Unbewachsen Sw = 1,1 N – 306 – 44 


Wald Sw = 1,1 N – 474 – 60 

Als nächstes folgt die Abgrenzung von Gebieten mit unterschiedlich hohem Direktabfluß. 

Den höchsten Direktabfluß von 200 mm/a erhalten Gebiete mit geringem 

Flurabstand ( < 3 dm). Gebiete mit Flurabständen von 3-8 dm erhalten bei sandigem 

Substrat Direktabflußhöhen von 150 mm/a bzw. 175 mm/a bei lehmigen Substraten. 

Angrenzende Talgebiete , Talhänge, Ortschaften und Böden mit geringer Infiltatrationskapazität 

(Tone, Lehme und schluffige Lehme) erhalten den Wert 100 mm/a. Die 

angrenzenden Talgebiete werden mittels Arc/Info ausgewiesen. Hierzu wird um das, 

aus den ATKIS-Daten abgeleitete, Gewässernetz (vgl. Kapitel 4.5) eine Zone (buffer) 

von 250 m zu jeder Vorfluterseite gelegt. Alle noch nicht klassifizierten Flächen erhalten, 

wenn sie innerhalb dieser Zone liegen, den Wert 100 mm/a. Talhänge sind 

Bereiche, die Hangneigungen von > 3 % besitzen (vgl. Kapitel 4.6). Gebiete ohne 

Direktabfluß sind dadurch gekennzeichnet, daß sie außerhalb der Bufferzone liegen, 

sandiges Substrat vorweisen und eine Hangneigung < 2 % besitzen. Alle Flächen, 

die jetzt noch keinen Wert für den Direktabfluß besitzen, werden als Gebiete mit ge-

113 

legentlichem Abfluß (30 mm/a) gekennzeichnet. Die Berechnung der Grundwasserneubildung 

ergibt sich aus der Differenz zwischen Niederschlag und Wasserüberschuß. 

In diesem Verfahren wird die errechnete Grundwasserneubildungsrate nicht 

um den jeweiligen Versiegelungsfaktor erniedrigt, da Ortschaften durch erhöhte Abflußwerte 

beachtet wurden. 

Geologie 

Bodenkunde 

ATKIS 

Verfahren nach Proksch 

Flurabstand 

< 8 dm 

< 15 dm (Wald) 

Substrat 

Sand, Lehm, 

schluffger Lehm 

lehmiger Sand 

Landnutzung 

Acker/Grünland,Wald, 

Moor, unbewachsen, 

versiegelt 


JOSOPAIT & LILLICH (1975) 

5.6 Verfahren nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

Seeverdunstung 

N_unkorr 

Lysimetergleichung 

Im ersten Schritt wird die reale Verdunstungshöhe entsprechend der ermittelten Bodenart 

für die Landnutzung Acker/Grünland und Wald sowie für grundwasserbeeinflußte 

Böden erhoben. DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) leiten diese aus einem Diagramm 

mit 12 Evapotranspirationsklassen ab. Während DÖRHÖFER & JOSOPAIT 

(1980) in diesem Diagramm die 12 Klassen in Stufen von 25 mm/a untergliedern, 

wird zur Umsetzung im GIS das Klassenmittel verwandt. Grundwasserbeeinflußte 

Böden erhalten nach Tabelle 35 in Abhängigkeit vom Flurabstand die höchsten Verdunstungshöhen. 

Gwn 

*Versiegelungs

114 

Tabelle 35: Nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) abgeleitete reale Evapotranspirationswerte 

in Abhängigkeit vom Substrat, Landnutzung und Flurabstand 

reale Verdunstungshöhe [mm/a] 

Substrat / Flurabstand [dm] Acker/Grünland Wald 

Sand 363 463 

lehmiger Sand 413 488 

lehmiger Schluff 463 513 

Schluff, sandiger Lehm 488 538 

Lehm 538 588 

Ton 563 588 

> 7.5 8 < 15 dm) die A/Au-Stufe 4 (Sand) 

bzw. 5 (Lehm) gewählt wird.

Tabelle 36: Zuordnung der Reliefenergie in die jeweilige A/Au-Stufen und Beschreibung 

der A/Au-Geraden nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

Reliefenergie 

(m/km 2 ) 

A/Au-Stufe ermittelter Steigungswinkel 

der A/Au-Geraden (α) 

tan α 

160 6 22.0° 0.40 

115 

Der von den Autoren vorgeschlagene graphische Lösungsansatz zur Ermittlung der 

Grundwasserneubildungsrate (vgl. Abbildung 56) ist für eine GIS-Anwendung ungeeignet. Um die 

Berechnung in einem GIS zu ermöglichen, muß der Lösungsansatz mathematisch 

beschrieben werden. Hierbei macht man sich eine trigonometrische Winkelfunktion 

(vgl. Abbildung 57) zunutze. 

Abbildung 57: Rechtwinkliges Dreieck und seine Bezeichnungen 

Nach den Abbildung 5 6 und 57 bildet die Differenz zwischen dem Niederschlag und der 

Evapotranspirationshöhe (Wasserüberschuß) die Ankathete. Die Grundwasserneubildungsrate 

entspricht der Gegenkathete. Die Steigung der A/Au-Geraden ist für 

jede A/Au-Stufe definiert (vgl. Tabelle 36). Somit kann die Höhe der Grundwasserneubildung 

über die Dreiecksfunktion berechnet werden: 

Gegenkathete 

tan α = 

bzw. Gegenkathe te = Ankathete⋅ 

tanα 

Ankathete 

oder: 

Grundwasserneubildung = ( Niederschlag 

− Verdunstung) 

⋅ tan( A / Au − Stufe) 

Die ermittelten Grundwasserneubildungsraten werden bei versiegelten Flächen um 

den jeweiligen Versiegelungsfaktor reduziert. Die einzelnen Verfahrensschritte sind 

in dem Fließdiagramm (vgl. Abbildung 58) veranschaulicht.

116 

ATKIS 

Geologie 

Bodenkunde 

DHM 

Verfahren nach Dörhöfer & Josopait 

Landnutzung 

Acker/Grünland, 

Wald, Moor, 

Versiegelung 

Flurabstand 

< 12.5 dm 

Substrat 

Sand, Lehm, Ton 

und Untergruppen 

Reliefenergie 

ET-Stufe 

N_unkorr 

A/Au-Stufe 

Abbildung 58: Schematische Darstellung des Verfahrenganges für das Verfahren 

nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

5.7 Verfahren nach SCHROEDER & WYRWICH (1990) 

Versiegelungsfaktor 

In das Verfahren nach SCHROEDER & WYRWICH (1990) gehen die unkorrigierten Niederschlagshöhen, 

die aus der Geologie abgeleiteten Bodentypen, die Landnutzung 

und Reliefenergie ein (vgl. Kapitel 4). Als erstes werden die Flächen gemäß ihrer 

Landnutzung und ihres Bodentypes in verschiedene reale Evapotranspirationsklassen 

eingeordnet (vgl. Tabelle 37). Die Bodentypen ergeben sich anhand der Höhe 

der nutzbaren Feldkapazität (vgl. Kapitel 4.3) bzw. anhand des Flurabstandes. Bis zu 

einem Flurabstand 12,5 dm werden Böden als semiterrestrisch eingestuft, wenn aufgrund 

der Klassifizierung von langen Staunässephasen ausgegangen wird. Nach 

ATKIS-Daten klassifizierte Moore erhalten den Gebietsmittelwert der Seeverdunstung 

von 600 mm/a. 

Tabelle 37: Reale Evapotranspirationshöhen in Abhängigkeit von Bodentyp und Landnutzung in 

mm/a, aus SCHROEDER & WYRWICH (1990) 

Bodentyp Acker- / Grünlandflächen Laubwald Mischwald Nadelwald 

terrestrische Sandböden (tS) 380 480 540 600 

terrestrische Lehmböden (tL) 440 540 600 660 

semiterrestrische Böden (sB) 550 650 700 750 

Die Höhe des Direktabflusses richtet sich nach dem Substrattyp, der Reliefenergie 

und der Landnutzung. Die Berechnung erfolgt nur für die Landnutzung Acker- / 

Grünland, da für Waldflächen angenommen wird, daß kein Oberflächenabfluß auftritt. 

Auf sandigem Substrat mit einer Reliefenergie von 0 -< 20 m/km 2 tritt ebenfalls kein 

Oberflächenabfluß auf. Semiterrestrische Böden erhalten unabhängig von der Reliefenergie 

einen prozentualen Anteil (p) am Wasserüberschuß von 0,5. Die restliche 

Klassifizierung erfolgt gemäß Tabelle 38. Ergibt die Berechnung des Wasserüberschusses 

negative Werte, bleibt der Oberflächenabfluß unbeachtet. 

Gwn

117 

Tabelle 38: Ableitung des prozentualen Anteils des Direktabflusses am Wasserüberschuß in Abhängigkeit 

von Bodengruppe, Reliefenergie (RE) und Bewuchs - verändert nach 

SCHROEDER & WYRWICH (1990); tS = terrestrische Sandböden, tL = terrestrische 

Lehmböden, sB = semiterrestrische Böden 

Bodengruppe Reliefenergie Bewuchs Berechnung 

des prozentualen Anteils (p) 

am Wasserüberschuß 

tS 

0 - < 20 

> 20 < 40 

> 40 

Acker-/Grünland 



Wald 

0 - < 40 


tL > 40 


Wald 

sB unabhängig Acker-/Grünland 

Wald 

p = 0 

p = RE * 0,0165 – 0,33 

p = 0,33 

p = 0 

p = RE * 0,0165 

p = 0,66 

p = 0 

p = 0,5 

Die Berechnung des Direktabflusses und der Grundwasserneubildung (vgl. 

Abbildung 59) ergibt sich aus: 

Direktabfluß = (Niederschlag - Verdunstung) * p 

und 

Grundwasserneubildung = (Wasserüberschuß- Direktabfluß) * Versiegelungsfaktor. 

ATKIS 

Geologie 

Bodenkunde 

DHM 

Verfahren nach Schroeder & Wyrwich 

Landnutzung 

Acker/Grünland, Laub-, 

Nadel-,Mischwald, 

Moor, Versiegelung 

Bodentyp 

tS, tL, sB 

Reliefenergie 

N_unkorr 

Et-Wert 


SCHROEDER & WYRWICH (1990) 

Qd 

Versiegelungsfaktor 

Gwn

118

6 Ergebnisse der Grundwasserneubildungsberechnungen 

6.1 Betrachtung der einzelnen Methoden 

119 

Die Berechnung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate wird für alle 

Methoden für den Zeitraum von 1961-1990 vorgenommen. Die klimatischen Eingangsgrößen 

gehen als mittlere Jahres- bzw. Halbjahreswerte in die Berechnung ein. 

Sowohl Landnutzung als auch die abgeleiteten Bodenkennwerte werden als konstant 

angesehen und entsprechen in ihrer Aktualität dem zugrunde liegenden Datenmaterial 

(vgl. Kapitel 3). Die Ergebnisse stellen die Höhe der mittleren Grundwasserneubildungsrate 

des Betrachtungszeitraumes dar. 

Die Berechnung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate wird, wenn 

nicht anders angegeben, für ein Gebiet von 1240 km 2 durchgeführt. Die Landnutzung 

verteilt sich in diesem Gebiet auf 54 % Acker, 14 % Weide, 22 % Wald und 10 % 

sonstige Nutzungen. Sonstige Nutzungen bestehen aus Wohnbauflächen, Gewässern 

und Mooren, wobei bei Gewässern davon ausgegangen wird, daß keine 

Grundwasserneubildung stattfindet. 

Die räumliche Auflösung der Berechnungen richtet sich nach den ATKIS-Daten, welche 

alle Flächen mit einer Ausdehnung von > 2500 m 2 berücksichtigen. Ergebnisse 

werden auf dieser Basis berechnet und ausgewertet. Die Auswertung erfolgt im Bezug 

auf die Landnutzung in Verbindung mit dem jeweiligen Substrat. Hierbei kommt 

es aufgrund der Verfahrensansätze zu unterschiedlichen Klassifizierungen, die sowohl 

die Differenzierung der Landnutzung als auch der Bodeneigenschaften betrifft. 

Besondere Berücksichtigung finden alle Flächenanteile, deren prozentualer Anteil am 

Gebiet 3 % übersteigt. Für diese Flächen werden das flächengewichtete Mittel des 

Untersuchungsgebietes angegeben. In den Karten werden die berechneten Einzelwerte 

durch die Darstellung des flächengewichteten Mittels für Zellgrößen von 

500 x 500 m wiedergegeben. Dies ermöglicht eine bessere Visualisierung der Ergebnisse. 

Im folgenden werden zuerst die Verfahren beschrieben, die den Direktabfluß nicht 

berücksichtigen (Kapitel 6.1.1 - 6.1.4). Anschließend werden die Ergebnisse der 

Verfahren mit Berücksichtigung des Direktabflusses vorgestellt (Kapitel 6.1.5 – 

6.1.8). Es wird daran erinnert, daß nutzbare Feldkapazitäten von > 30 mm/a immer 

grundwasserbeeinflußte Böden darstellen, da es sich ihr um Moorböden handelt. 

6.1.1 Das Verfahren nach Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) 

Anhang 6.1.1 zeigt die Ergebnisse der Berechnungen der flächendifferenzierten 

Grundwasserneubildungsrate nach dem Verfahren nach Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 

1975). Die Höhe der Grundwasserneubildungsrate nimmt von West nach Ost suk-

120 

zessive ab. Die höchsten Werte (> 350 mm/a) finden sich im Bereich Bargteheide. Im 

Nordosten dominieren Werte zwischen 200 und 300 mm/a. Im Raum Nusse fallen 

niedrigere Höhen auf, die anhand der großen Areale mit forstwirtschaftlicher Nutzung 

(Kreisforst Koberg und Farchau, Stadtforst Lübeck) erklärbar sind. Das Gebietsmittel 

liegt bei 288 mm/a, dieses entspricht ca. 35 % der korrigierten Niederschlagshöhe. 

Die Standardabweichung beträgt 62 mm/a. Die Variabilität der berechneten Werte 

wird, bei einem Variationskoeffizienten von 22 %, als mittel eingestuft. Die maximale 

Grundwasserneubildungsraten liegen bei > 500 mm/a und treten bei unbewachsenen 

Flächen mit sehr geringen nutzbaren Feldkapazitäten auf. Grundwasserneubildungsraten 

von < 100 mm/a entsprechen Gebieten mit versiegelten Flächen und hohen 

nutzbaren Feldkapazitäten. Für schwach versiegelte Flächen mit geringen nutzbaren 

Feldkapazitäten werden Werte von ca. 340 mm/a ermittelt. Das Gebietsmittel für Flächen 

mit Versiegelung beträgt 247 mm/a. 

In Abbildung 60 sind die Gebietsmittel der Grundwasserneubildungsraten für die verschiedenen 

Landnutzungsarten in Abhängigkeit von der nutzbaren Feldkapazität zusammengefaßt 

und die Häufigkeit ihres Auftretens dargestellt. 

mittlere Grundwasserneubildungsrate 

[mm/a] 

400 

350 

300 

250 

200 

150 

100 

50 

0 

350 

6 

328 



(nFK); Verfahren nach Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) ohne Berücksichtigung des 

Direktabflusses 

294 

256 

234 

28 27 

9 8 

220 

8 14 & 15 17 & 18 30 & 60 

nFK [mm/dm] 

Acker/Grünland Wald % Acker/Grünland % Wald 

6 

50 

40 

30 

20 

10 

0 

Flächenanteil [%]

121 

Die Höhe der mittleren Grundwasserneubildungsrate nimmt unabhängig vom Bewuchs 

mit steigender nutzbaren Feldkapazität ab. Die höchsten mittleren Grundwasserneubildungsraten 

von 350 mm/a finden sich bei der Landnutzung Acker/Grünland 

auf sandigem Substrat (nFK = 8 mm/dm), die 6 % Flächenanteile besitzt. Mit zunehmender 

nutzbarer Feldkapazität, welches einen Substratübergang hin zum Lehm 

bedeutet, verringert sich dieser Wert auf 294 mm/a. Mehr als die Hälfte des Gebietes 

weisen Acker/Grünlandnutzung auf lehmigen Substraten vor. Bei nutzbaren Feldkapazitäten 

von 30 bis 60 mm/dm, die anmoorige bis moorige Substrate mit Grundwasserbeeinflussung 

repräsentieren, treten im Untersuchungsgebiet Grundwasserneubildungsraten 

von ca. 220 mm/a auf. Hauptnutzungstyp ist hier Acker/Grünland (6%), 

Wald tritt mit < 3 % nur untergeordnet auf, weist aber ähnliche Grundwasserneubildungsraten 

vor (vgl. Tabelle 39). In Waldgebieten, die im Bereich einer nutzbaren 

Feldkapazität von 14 bis 18 mm/dm liegen, reduziert sich die Grundwasserneubildungsrate 

um ca. 60 mm/a des jeweiligen Wertes unter Acker-/Grünlandnutzung. Die 

Höhe der Grundwasserneubildungsrate wird stärker von Landnutzung als von dem 

Substrat beeinflußt, solange keine Grundwasserbeeinflussung vorliegt. Die mittleren 

Gebietswerte nehmen von: 

Brache > Acker/Grünland > Wald > versiegelte Flächen > grundwasserbeeinflußte 

Böden 

ab. 

Tabelle 39:Mittlere Grundwasserneubildungsrate (Gwnr) des Untersuchungsgebietes mit prozentualen 


Verfahren nach Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) ohne Berücksichtigung des Direktabflusses 

nFK Gwnr Flächenprozent Gwnr Flächenprozent 

[mm/dm] [mm/a] 

% 

[mm/a] 

% 

Acker/Grünland Acker/Grünland Wald 

Wald 

8 350 6 251 3 

14 & 15 328 28 256 9 

17 & 18 294 27 234 8 

30 & 60 220 6 226 2 




Grundwasserneubildungsrate, die sich aus der Differenz von korrigierten Niederschlagshöhen 

und realen Evapotranspirationshöhen ergibt. Die realen Evapotranspirationshöhen 

wurden mit dem Verdunstungskomponentensystem VEKOS (KLÄMT, 

1988) ermittelt.

122 

Man erkennt deutlich eine Abnahme der Grundwasserneubildungsrate von West 

nach Ost. Hohe Grundwasserneubildungsraten finden sich im nordwestlichen Bereich 

des Untersuchungsgebietes. Hier liegen Werte zwischen 250 – 350 mm/a vor. 

Die höchsten Grundwasserneubildungsraten treten bei maximalen Niederschlagswerten 

(874 mm/a) auf, wenn sehr geringe nutzbare Feldkapazitäten und landwirtschaftliche 

Nutzung vorliegen. Geringere Grundwasserneubildungsraten im Bereich 

Bargteheide und Ahrensburg sind in erster Linie auf den Einfluß der beiden Stadtgebiete 

zurückzuführen. Die Werte reduzieren sich teilweise auf Höhen < 100 mm/a, 

wenn neben der Beeinflussung durch Bebauung auch noch hohe nutzbare Feldkapazitäten 

vorliegen. Das Gebietsmittel für versiegelte bzw. teilversiegelte Bereiche 

beträgt 227 mm/a. Im Nordosten des Untersuchungsgebietes dominieren Werte zwischen 

200 bis 300 mm/a. Im Südosten (Bereich Büchen) treten flächenhaft Grundwasserneubildungsraten 

< 200 mm/a auf, die im Zusammenhang mit niedrigen Niederschlagshöhen 

(< 750 mm/a) stehen. Das Gebietsmittel liegt bei 276 mm/a, dieses 

entspricht ca. 34 % der korrigierten Niederschlagshöhe. Die Standardabweichung 

beträgt 62 mm/a. Die Variabilität der berechneten Werte wird, bei einem Variationskoeffizienten 

von 22 %, als mittel eingestuft. 





[mm/a] 

350 

300 

250 

200 

150 

100 

50 

0 

306 307 

5 

23 

264 

299 





288 

24 

250 

9 8 

5 

292 

8 14 & 15 

nFK [mm/dm] 

17 & 18 30 & 60 

Acker Wald Grünland % Acker % Wald % Grünland 

4 

199 

4 

50 

45 

40 

35 

30 

25 

20 

15 

10 

5 

0 

Flächenanteile [%]

123 

Die Höhe der mittleren Grundwasserneubildungsrate wird im wesentlichen durch die 

Landnutzung bestimmt. Sie steigt bei den mineralischen Substraten folgendermaßen 

an: Wald < Grünland < Acker. Lediglich bei sehr hohen nutzbaren Feldkapazitäten 

(30 bzw. 60 mm/dm), die bei organischen Böden (Moore) auftreten, kommt es zu einer 

deutlichen Abnahme der Grundwasserneubildungsrate. Grundwasserbeeinflussung 

führt in diesen Bereichen zusätzlich zu höheren realen Evapotranspirationshöhen 

und damit zu geringen Grundwasserneubildungshöhen (ca. 200 mm/a). In solchen 

Gebieten befinden sich bevorzugt Weiden (4 %), selten Acker bzw. Wald (vgl. 

Tabelle 40). Grünlandflächen auf mittleren nutzbaren Feldkapazitäten, die im Gebiet 

zu 9 % vertreten sind, erreichen im Gebietsmittel Grundwasserneubildungsraten um 

290 mm/a. Die Differenz zu Ackerflächen mit Werten von ca. 290 bis 310 mm/a ist 

relativ gering. Der größte Teil der Ackerflächen tritt in Gebieten mit mittleren nutzbaren 

Feldkapazitäten auf (47 %). Waldgebiete befinden sich ebenfalls vorwiegend auf 

Substraten mit mittleren Feldkapazitäten und zeigen mittlere Grundwasserneubildungsraten 

zwischen 250 bis 275 mm/a, wobei höhere nutzbare Feldkapazitäten zu 

geringeren Werten führen (vgl. Tabelle 40). 

Die Höhe der Grundwasserneubildungsrate wird bei diesem Verfahren im wesentlichen 

durch die Landnutzung bestimmt. Bodeneigenschaften spielen in weiten Bereichen 

eine untergeordnete Rolle. Das Auftreten von organischen Substraten oder 

Grundwasserbeeinflussung wirkt sich hingegen stark aus. Es ergibt sich folgende 

Einstufung der mittleren Grundwasserneubildungsrate für das Untersuchungsgebiet: 

Acker > Grünland > Wald > versiegelte Flächen > grundwasserbeeinflußte Böden 

Tabelle 40: Mittlere Grundwasserneubildungsrate (Gwnr) des Untersuchungsgebietes mit prozentualen 




nFK Gwnr Flächenprozent Gwnr Flächenprozent Gwnr Flächenprozent 

[mm/dm] [mm/a] % [mm/a] % [mm/a] % 

Acker Acker Grünland Grünland Wald Wald 

8 306 5 309 1 277 3 

14 & 15 307 23 299 5 264 9 

17 & 18 288 24 292 4 250 8 

30 & 60 196 2 199 4 201 2

124 

6.1.3 Das Verfahren nach RENGER & WESSOLEK (1990) 

Im Gegensatz zu den beiden vorherigen Verfahren zeigt sich eine sehr variable Verteilung 

der Grundwasserneubildungsrate. Tendenziell erkennt man eine Abnahme 

der Grundwasserneubildungsrate von West nach Ost, die jedoch wesentlich schwächer 

ausgebildet ist. Hohe und niedrigere Grundwasserneubildungsraten wechseln 

einander ab. Diese Verteilung spiegelt die ökologische Feinstruktur des Gebietes 

wider, die sich sowohl in Hydrologie und Boden als auch im Wechsel der Landnutzungsarten 

zeigt. 

Die mittlere Grundwasserneubildungsrate des Gebietes beträgt 224 mm/a. Dies entspricht 

31 % des Gebietsniederschlages, der bei diesem Verfahren aus unkorrigierten 

Datenreihen ermittelt wird. Der Variationskoeffizient ist mit einem Wert von 40 % 

hoch, wobei die Standardabweichung bei 90 mm/a liegt. Maximale Grundwasserneubildungsraten 

liegen bei ca. 380 mm/a und treten im niederschlagsreicheren 

Nordwesten des Gebietes auf, wenn Ackernutzung auf geringe nutzbare Feldkapazität 

trifft. Aber auch im östlichen Teils des Untersuchungsgebietes werden, trotz der 

um etwa 10 % niedrigeren Niederschlagshöhen, bei sonst gleichen Bedingungen, 

Grundwasserneubildungsraten von ca. 310 mm/a (Bereich Siebeneichen) erreicht. 

Negative Beträge korrelieren mit grundwasserbeeinflußten Gebieten, die Grünlandnutzung 

vorweisen. Diese sind im Raum Bergedorf besonders auffällig. Besonders 

deutlich erkennt man bei diesem Verfahren die Verringerung der Grundwasserneubildungsrate 

aufgrund des Bestandes Wald. In den Gebieten Schwarzenbek (Sachsenwald), 

Nusse (Kreisforst Koberg, Kreisforst Farchau, Stadtforst Lübeck) und 

Krummesse (Bliestorfer Wald, Kannenbruch) führt dies zu Werten, die in der Regel 

Höhen von < 150 mm/a besitzen. Im Kannenbruch liegen zudem geringe Flurabstände 

vor. Im Kreis Ahrensburg verringern sich die Werte der Grundwasserneubildungsraten 

aufgrund des Stadteinflusses. Unter bebauten Flächen werden im Gebiet im 

Mittel 184 mm/a Grundwasser neugebildet. 



und die Häufigkeit ihres Auftretens dargestellt.

mittlere Grundwasserneubildungsrate [mm/a] 

350 

300 

250 

200 

150 

100 

50 

0 

-50 

330 

5 

288 

125 



(nFK); Verfahren nach RENGER & WESSOLEK (1990) 

Die Höhe der Grundwasserneubildungsrate wird bei diesem Verfahren, unter Vernachlässigung 

der Niederschlagshöhe, deutlich von den drei Standorteigenschaften: 

Flurabstand, Landnutzung und Substrat beeinflußt. Niedrige Flurabstände die meist 

mit hohen nutzbaren Feldkapazitäten korrelieren, wirken sich vermindernd auf die 

Höhe der Grundwasserneubildungsrate aus und dominieren, außer bei Acker, stärker 

als die Landnutzung. Der Einfluß der Landnutzung ist bedeutender für die Höhe der 

Grundwasserneubildungsrate als Feldkapazitäten. Es ergibt sich folgende Hierarchie 

für die Beeinflussung der Höhe der Grundwasserneubildungsrate: 

a) Standorteigenschaften: Flurabstand > Landnutzung > nutzbare Feldkapazität 

b) Landnutzung: Wald > versiegelt Flächen > Grünland > Acker 



(nFK); Verfahren nach RENGER & WESSOLEK (1990) 

nFK Gwnr Flächenprozent Gwnr Flächenprozent Gwnr Flächenprozent 

[mm/dm] [mm/a] % [mm/a] % [mm/a] % 

Acker Acker Grünland Grünland Wald Wald 

8 330 5 331 1 159 3 

14 & 15 288 23 220 5 147 9 

17 & 18 272 24 219 4 146 8 

30 & 60 197 2 -24 4 66 2 

272 

220 219 

23 

24 

147 146 

9 8 

5 

4 

197 

8 14 & 15 

nFK [mm/dm] 

17 & 18 30 & 60 


2 

66 

2 

4 

-24 

49 

42 

35 

28 

21 

14 

7 

0 

-7 

Flächenanteile [%]

126 

6.1.4 Das Verfahren nach PROKSCH (1990) 


Grundwasserneubildungsrate nach dem Berechnungsansatz nach PROKSCH (1990). 

Auch bei diesem Verfahren zeigt sich eine, im Gegensatz zu den ersten beiden Verfahren, 

variable Verteilung der Grundwasserneubildungsrate. Im Vergleich zu dem 

Verfahren nach RENGER & WESSOLEK (1990) ist die Abnahme der Grundwasserneubildungsrate 

von West nach Ost deutlicher ausgeprägt. 

Die mittlere Grundwasserneubildungsrate des Gebietes beträgt 253 mm/a. Dies entspricht 

35 % des Gebietsniederschlages (unkorrigierte Niederschlagshöhen). Die 

Standardabweichung liegt bei 100 mm/a. Der Variationskoeffizient ist mit einem Wert 

von 40 % hoch. Maximale Grundwasserneubildungsraten liegen bei ca. 600 mm/a 

und treten in Bereichen von Sandböden ohne Vegetation auf. Generell treten hohe 

Grundwasserneubildungsraten (> 300 mm/a) bei Sandböden und der Landnutzung 

Acker auf. Bei der im Untersuchungsgebiet überwiegenden Ackernutzung, werden 

durch den Wechsel zwischen hohen und mittleren Grundwasserneubildungsraten die 

pedogenen Verhältnisse gut nachgezeichnet. Besonders gut erkennt man dies im 

südlichen Raum (Bergedorf, Geesthacht, Büchen). Deutlich fallen Waldflächen im 

Gesamtbild auf, die zu einer Verringerung der Grundwasserneubildungsrate führen 

(Bereich Schwarzenbek, Nusse, Krumesse). Geringe Grundwasserneubildungsraten 

treten bei anmoorigen Böden auf. 

Bebaute Flächen besitzen im Gebietsmittel eine Grundwasserneubildungsrate von 

243 mm/a. Diese im Vergleich zu den vorherigen Verfahren relativ hohe Rate läßt 

sich dadurch erklären, daß im ersten Schritt die Höhe der Grundwasserneubildungsrate 

für Grünland berechnet wird, die dann um den jeweiligen Versiegelungsfaktor 

reduziert wird. Die für Grünland auf Sand ermittelten Werte liegen entgegen der Erwartung 

bei dem Verfahren nach PROKSCH (1990) höher als die von Acker (vgl. 

Tabelle 42). 


Landnutzungsarten in Abhängigkeit von der Substratklasse zusammengefaßt 

und die Häufigkeit ihres Auftretens dargestellt.


[mm/a] 

400 

350 

300 

250 

200 

150 

100 

50 

0 

354 

16 

179 

10 

361 

4 

288 

24 

159 

8 

254 

4 

127 


Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von den Substratklassen: s = Sand, 

ls = lehmiger Sand, l = Lehm, nh = Niedermoor, hh = Hochmoor; Verfahren nach 

PROKSCH (1990) 

Bei diesem Verfahren wirken sich sowohl Bodeneigenschaften als auch die Art der 

Landnutzung auf die Höhe der Grundwasserneubildungsrate aus. Der Einfluß der 

Bodenart überwiegt deutlich den der Landnutzungsarten Acker und Grünland. Bei 

Waldstandorten spielt das Substrat eine untergeordnete Rolle. Im Flächenmittel werden 

unter Wald mit Sandböden (10 % Flächenanteil) ca. 180 mm/a Grundwasser 

bzw. bei reinen Lehmböden 185 mm/a neugebildet (vgl. Tabelle 42). Bei lehmigen 

Sanden verringert sich die Grundwasserneubildungsrate auf ca. 160 mm/a. Im Gegensatz 

zur Ackernutzung ist bei forstwirtschaftlicher Nutzung die Höhe der Grundwasserneubildungsrate 

nicht abhängig von dem Feinkornanteil des Substrates. Unter 

Acker nimmt die Grundwasserneubildungsrate mit zunehmenden Feinkornanteil sukzessive 

von 354 mm/a bei Sandböden (16 % Flächenanteil), über 288 mm/a bei lehmigen 

Sanden (22 % Flächenanteil) auf 212 mm/a bei reinen Lehmen (12 % Flächenanteil) 

ab. Bei Grünlandnutzung wirkt sich der Übergang von Sand zu lehmigen 

Sand ebenfalls verringernd auf die Grundwasserneubildungsrate aus. Sie sinkt von 

rund 360 mm/a auf ca. 250 mm/a, steigt jedoch bei Lehmen wieder auf ca. 350 mm/a 

an. Verfahrensbedingt zeigen sich bei Mooren keine Unterschiede in der Höhe der 

219 

12 

122 

s ls 

Substratklasse 

l nh & hh 


4 

50 

45 

40 

35 

30 

25 

20 

15 

10 

5 

0 

Flächenanteile [%]

128 

Grundwasserneubildungsrate, da für diese unabhängig vom Bewuchs die Bilanz von 

Seen verwendet wurde. 

Im Untersuchungsgebiet ergibt sich für die Höhe der Grundwasserneubildungsrate 

die Reihenfolge : 

Grundwasserbeeinflussung < Wald < Versiegelung < Acker & Grünland 


Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von den Substratklassen: s = Sand, 

ls = lehmiger Sand, l = Lehm, nh = Niedermoor, hh = Hochmoor; Verfahren nach 

PROKSCH (1990) 

nFK 

[mm/dm] 

Gwnr 

[mm/a] 

Acker 

Flächenprozent 

% 

Acker 

Gwnr 

[mm/a] 

Grünland 


% 

Grünland 

Gwnr 

[mm/a] 

Wald 


% 

Wald 

s 354 16 361 4 180 10 

ls 288 24 253 4 159 8 

l 219 13 350 2 185 2 

nh & hh 120 2 121 4 122 2 

6.1.5 Das Verfahren nach Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) unter Berücksichtigung 

des Direktabflusses 

Bei diesem Verfahren gehen die für die 16 Einzugsgebiete ermittelten Direktabflußspenden 

ein (vgl. Kapitel 5.3). Da die Einzugsgebiete nicht das Gesamtgebiet abdecken, 

werden die Ergebnisse für ein Gebiet von ca. 930 km 2 angegeben. Für Bereiche, 

in denen keine Abflußwerte vorliegen, sind im Anhang 6.1.5 die ermittelten 

Grundwasserneubildungsraten ohne Berücksichtigung des Direktabflusses (vgl. Anhang 

6.1.1) dargestellt. 

Im Flächenmittel bilden sich bei diesem Verfahren 218 mm/a Grundwasser neu. Dies 

entspricht 27 % des Gebietsniederschlages (korrigierte Niederschlagshöhen). Die 

Standardabweichung liegt bei 64 mm/a. Die Variabilität der berechneten Werte wird 

bei einem Variationskoeffizienten von ca. 30 % als mittel eingestuft. 

Im Gesamtbild pausen sich die unterschiedlichen Direktabflußspenden durch. Die 

Einzugsgebietsgrenzen bilden häufig die Grenze zwischen höheren und niedrigeren 

Grundwasserneubildungsraten. Im Nordwesten des Gebietes fallen hohe Direktabflußspenden 

mit hohen Niederschlägen zusammen, so daß mittlere Grundwasserneubildungsraten 

vorherrschen. Im Osten wirken sich die mittleren bis hohen Direktabflußspenden 

stärker sichtbar auf die Berechnungsergebnisse aus, da dort geringere 

Niederschlagshöhen eingehen (Einzugsgebiete 4, 5 und 9). In diesem Bereich 

ist zudem deutlich der Einfluß der Landnutzung (z.B. Kreisforst Koberg) und der 

Grundwasserbeeinflussung (Duvenseer Moor) zu erkennen. Im Süden und Südwesten 

sind die Grundwasserneubildungsraten mittel bis hoch, bei relativ geringen Ab-

129 

flußspenden. Die höchsten Grundwasserneubildungsraten (> 300 mm/a) finden sich 

im Einzugsgebiet der Bille / Sachsenwaldau. Maximale Grundwasserneubildungsraten 

liegen bei > 500 mm/a und treten bei unbewachsenen Flächen mit sehr geringen 

nutzbaren Feldkapazitäten auf. Grundwasserneubildungsraten von < 50 mm/a entsprechen 

Gebieten mit versiegelten Flächen und hohen nutzbaren Feldkapazitäten. 

Das Gebietsmittel für Flächen mit Versiegelung beträgt ca. 200 mm/a. 



und die Häufigkeit ihres Auftretens dargestellt. Die Höhe der mittleren 

Grundwasserneubildungsrate nimmt mit steigender nutzbarer Feldkapazität ab. Die 

höchsten mittleren Grundwasserneubildungsraten von 279 mm/a finden sich bei der 

Landnutzungsart Acker/Grünland auf sandigem Substrat (nFK = 8 mm/dm), die 6 % 

der Flächenanteile besitzt. Mit zunehmender nutzbarer Feldkapazität verringert sich 

dieser Wert auf 227 mm/a. Mehr als die Hälfte des Gebietes weisen Akker/Grünlandnutzung 

auf lehmigen Substraten vor. Bei nutzbaren Feldkapazitäten 

von 30 bzw. 60 mm/dm treten im Untersuchungsgebiet Grundwasserneubildungsraten 

von ca. 120 mm/a auf. Hauptnutzungstyp ist hier mit 6 % Flächenanteil Akker/Grünland 

(vgl. Tabelle 43). 


[mm/a] 

300 

250 

200 

150 

100 

50 

0 

279 

6 

254 

197 

31 

Abbildung 64: Mittlere Grundwasserneubildungsrate (Gwnr) des Untersuchungsgebietes mit prozentualen 


(nFK); Verfahren nach Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) unter Berücksichtigung 

des Direktabflusses 

227 

164 

25 

9 9 

121 

8 14 & 15 17 & 18 30 & 60 

nFK [mm/dm] 


6 

50 

40 

30 

20 

10 

0 

Flächenanteil [%]

130 

In Waldgebieten, die im Bereich einer nutzbaren Feldkapazität von 14 bis 18 mm/dm 

liegen, reduziert sich die Grundwasserneubildungsrate um ca. 60 mm/a des 

jeweiligen Wertes unter landwirtschaftlicher Nutzung. Die Höhe der Grundwasserneubildungsrate 

wird stärker von der Landnutzung als von dem Substrat beeinflußt, 

solange keine Grundwasserbeeinflussung vorliegt. Die mittleren Gebietswerte nehmen 

von: 

Brache > Acker/Grünland > versiegelte Flächen > Wald > Grundwasserbeeinflussung 

ab. 



Verfahren nach Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) unter Berücksichtigung des Direktabflusses 

nFK Gwnr Flächenprozent Gwnr Flächenprozent 

[mm/dm] [mm/a] 

% 

[mm/a] 

% 


Wald 

8 279 6 188 3 

14 & 15 254 31 197 9 

17 & 18 227 25 164 9 

30 & 60 121 6 137 2 

6.1.6 Das Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH (1975) 


Grundwasserneubildungsrate nach dem Berechnungsansatz nach JOSOPAIT & LILLICH 

(1975). Anders als im vorherigen Verfahren werden hier die Direktabflüsse anhand 

von den spezifischen Standorteigenschaften geschätzt (vgl. Kapitel 5.5). 

Die Verteilung der Grundwasserneubildungsrate im Gebiet ist bei diesem Verfahren 

sehr heterogen. Dies wird durch den sehr hohen Variabilitätskoeffizienten von 50 % 

verdeutlicht. Das Gebietsmittel liegt bei 200 mm/a (28 % des Gebietsniederschlages), 

bei einer Standardabweichung von 100 mm/a. Gebiete mit mittleren bis hohen 

Grundwasserneubildungsraten treten tendenziell im Südwesten auf, während geringere 

Grundwasserneubildungsraten im Nordosten zu finden sind. Die Höhe der 

Grundwasserneubildungsrate wird deutlich von Substrateigenschaften geprägt. So 

fallen besonders Bereiche auf, die als Bodenart Sand besitzen (z.B. Bereich Glinde, 

Schwarzenbek und Geesthacht). Hier finden sich unter Ackernutzung in Kombination 

mit Sandböden sehr hohe Grundwasserneubildungsraten. Maximale Werte werden 

bei unbewachsenen Sandböden (> 500 mm/a) gebildet. Niedrige Grundwasserneubildungsraten 

(< 100 mm/a) korrelieren mit grundwasserbeeinflußten Gebieten oder 

mit Hangneigungen > 4 % (z.B. Bereich Bergedorf, Büchen, Nusse). In bebauten 

Gebieten bildet sich im Gebietsmittel ca. 200 mm/a Grundwasser neu. Diese ungewöhnlich 

hohen Werte erklären sich aufgrund des, von den anderen Verfahren abweichenden, 

Berechnungsansatzes für versiegelte Flächen. Bei diesem Verfahren

131 

wird der Einfluß der Versiegelung über den Direktabfluß berücksichtigt, wobei versiegelte 

Bereiche den selben Abflußwert wie Lehmböden erhalten. 


Landnutzungsarten in Abhängigkeit vom Substrat dargestellt. 

Bei diesem Verfahren wirkt sich die Art der Landnutzung nur geringfügig auf die Höhe 

der Grundwasserneubildungsrate aus. Entscheidend für die Höhe der Grundwasserneubildungsrate 

ist die Bodengruppe. Die mittlere Grundwasserneubildungsrate 

unter Ackerflächen mit Sandböden (20 % Flächenanteil) beträgt 315 mm/a. Dieser 

Wert verringert sich bei Waldstandorten mit sandigem Substrat um 13 % auf 

275 mm/a. Auf lehmigen Böden bilden sich bei landwirtschaftlicher Nutzung (41 % 

Flächenanteil) rund 175 mm/a, bei forstwirtschaftlicher Nutzung ca. 150 mm/a 

Grundwasser neu. Moorgebiete besitzen unabhängig vom Bewuchs mittlere Grundwasserneubildungsraten 

von 25 mm/a (vgl. Tabelle 44). 


[mm/a] 

350 

300 

250 

200 

150 

100 

50 

0 

315 

20 

275 

10 

174 

41 


Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von den Bodengruppen: 

S = Sand, L = Lehm, H = Moor; Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH (1975) 

Die Höhe der Grundwasserneubildung steigt also von grundwasserbeeinflußten Böden 

über Lehm zu Sand an, wobei unter Acker/Grünlandflächen höhere Grundwasserneubildungsraten 

vorzufinden sind als bei Waldflächen. 

148 

10 

25 

Sand Lehm Moor 

Bodenartengruppe 

6 

100 


90 

80 

70 

60 

50 

40 

30 

20 

10 

0 

Flächenanteil [%]

132 


Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von den Bodengruppen: S = Sand, 

L = Lehm, H = Moor; Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH (1975) 

Bodenarten- Gwnr Flächenprozent Gwnr Flächenprozent 

hauptgruppe [mm/a] 

% 

[mm/a] 

% 


Wald 

S 315 20 275 10 

L 174 41 148 10 

H 25 6 25 2 

6.1.7 Das Verfahren nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 


Grundwasserneubildungsrate nach dem Berechnungsansatz nach DÖRHÖFER & 

JOSOPAIT (1980). 

Das Gebietsmittel der Grundwasserneubildungsrate beträgt bei diesem Verfahren 

168 mm/a (23 % des Gebietsniederschlages), bei einer Standardabweichung von 

66 mm/a und einem Variationskoeffizienten von 40 %. Im großen und ganzen zeigt 

sich, bis auf den nördlichen Bereich, ein relativ homogenes Verteilungsmuster der 

Grundwasserneubildungsrate. Im Westen des Untersuchungsgebietes liegen die 

Grundwasserneubildungsraten zwischen 200 und 300 mm/a. Vereinzelt treten niedrigere 

Grundwasserneubildungsraten auf, die z. B. im Raum Ahrensburg durch versiegelte 

Flächen hervorgerufen werden. Im Gebietsmittel werden unter versiegelten 

Flächen ca. 150 mm/a Grundwasser neugebildet. Im Raum Bergedorf führen niedrige 

Flurabstände und hohe Reliefenergie zu geringen Werten. Die Grundwasserneubildungsrate 

nimmt nach Osten hin auf Werte zwischen 100 und 200 mm/a ab. Auch 

hier korrelieren Werte unter 100 mm/a mit grundwasserbeeinflußten Bereichen oder 

mit ausgeprägtem Relief. Im Norden fällt besonders der Raum Eichede auf, wo es in 

einem weiten Bereich zu Grundwasserneubildungsraten von unter 150 mm/a kommt, 

während in der Umgebung höhere Werte dominieren. Grund für die geringere 

Grundwasserneubildungsrate ist ein Wechsel der Bodenart, von lehmigem Sand in 

den umliegenden Bereichen zu Reinlehmen im Bereich Eichede. 


Landnutzungsarten in Abhängigkeit von der Bodenartengruppe zusammengefaßt 


Die Höhe der mittleren Grundwasserneubildungsrate nimmt mit steigendem Feinkornanteil 

ab. Dies gilt sowohl für forstwirtschaftliche als auch für landwirtschaftliche 

Nutzung. Die dominierenden Bodenartengruppen im Untersuchungsgebiet sind Sande 

und sandige Lehme. Bei diesen Bodenartengruppen wirkt sich die Änderung der 

Landnutzung bei gleichem Substrat stärker auf das Ergebnis aus als die Änderung

133 

des Substrates bei gleicher Nutzung. So wird auf Sandböden mit Ackernutzung 

(20 % der Fläche) ca. 220 mm/a Grundwasser neugebildet, während es bei Waldstandorten 

auf Sand (10 % der Fläche) nur noch 170 mm/a sind. Dies bedeutet, daß 

die Grundwasserneubildungsrate unter Ackerflächen auf Sand um 30 % höher liegt 

als bei Waldstandorten. 


350 

300 

250 

200 

150 

100 

50 

0 

221 

20 

171 

197 

29 

149 

10 9 


Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von den Bodenartengruppen: 

ss = Reinsande, ls = Lehmsande, tl = Tonlehme, ll =Normallehme, sl = Sandlehme, 

nh = Niedermoor, hh = Hochmoor; Verfahren nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

Bei sandigen Lehmen bzw. lehmigem Sand (29 % der Fläche) reduziert sich die 

Grundwasserneubildungsrate im Vergleich zu Sanden bei Ackerflächen um ca. 11 % 

auf ca. 200 mm/a bzw. bei Waldflächen (9 % der Fläche) um ca. 13 % auf 150 mm/a. 

Bei Reinlehmen und Moorböden hingegen verringert sich der Einfluß der Landnutzung 

und tritt hinter dem des Substrates zurück. Hier betragen die Grundwasserneubildungsraten 

für Ackerflächen im Gebietsmittel 115 mm/a und für Waldflächen ca. 

100 mm/a (vgl. Tabelle 45). Insgesamt trifft man bei 13 % der Fläche Ackernutzung 

in Kombination mit Reinlehmen an. Die geringsten Grundwasserneubildungsraten 

von ca. 80 mm/a werden unabhängig vom Bewuchs bei grundwasserbeeinflußten 

Mooren ermittelt, die 6 % der Fläche einnehmen. Die Höhe der Grundwasserneubildungsrate 

wird stärker von der Landnutzung als von dem Substrat beeinflußt. Ausnahmen 

bilden Reinlehme oder Grundwasserbeeinflussung. 

115 

13 

79 

ss ls & sl ll & tl nh & hh 


6 

100 


90 

80 

70 

60 

50 

40 

30 

20 

10 

0 

Flächenanteil [%]

134 

Tabelle 45: Mittlere Grundwasserneubildungsrate (Gwnr) des Untersuchungsgebietes mit prozentualen 

Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von den Bodenartengruppen: ss 

= Reinsande, us = Schluffsande, ls = Lehmsande, tl = Tonlehme, ll =Normallehme, 

sl = Sandlehme, nh = Niedermoor, hh = Hochmoor; Verfahren nach DÖRHÖFER & 

JOSOPAIT (1980) 


Gwnr 

[mm/a] 

Acker/Grünland 


% 


Gwnr 

[mm/a] 

Wald 


% 

Wald 

ss 221 20 171 10 

ls & sl 197 29 149 9 

ll & tl 115 13 99 2 

nh & hh 79 6 82 2 

6.1.8 Das Verfahren nach SCHROEDER & WYRWICH (1990) 


Grundwasserneubildungsrate nach dem Berechnungsansatz nach SCHROEDER & 

WYRWICH (1990). 

Die Verteilung der Grundwasserneubildungsrate läßt bei diesem Verfahren keine 

ausgeprägten regionalen Trends erkennen. Die mittlere Grundwasserneubildungsrate 

für das Gebiet beträgt ca. 200 mm/a (28 % des Gebietsniederschlages). Die 

Standardabweichung beträgt rund 100 mm/a, so daß sich ein sehr hoher Variabilitätskoeffizient 

von fast 50 % ergibt. Hohe und niedrige Werte wechseln einander ab. 

Maximale Grundwasserneubildungsraten (> 350 mm/a) finden sich bei Ackerstandorten 

auf terrestrischen Sandböden (z.B. Raum Geesthacht, Schwarzenbek). Die 

geringsten Grundwasserneubildungsraten (< 50 mm/a) entsprechen Bereichen mit 

Grundwasserbeeinflussung, die forstwirtschaftlich genutzt werden (z.B. Bliestorfer 

Wald bei Krumesse). Generell sind semiterrestrische Böden durch niedrige Grundwasserneubildungsraten 

gekennzeichnet. Auch der Einfluß der Landnutzung auf die 

Ergebnisse läßt sich gut nachvollziehen. Geringe Werte im Bereich Schwarzenbek 

haben ihre Ursache in den großräumigen forstlichen Nutzung (Sachsenwald). Im Bereich 

Ahrensburg sind niedrige Grundwasserneubildungsraten eine Folge der Versiegelung, 

die sich auch in anderen Bereichen gut nachvollziehen läßt (z.B. Reinbek, 

Bargteheide). Die mittlere Grundwasserneubildungsrate für bebaute Flächen liegt bei 

125 mm/a. Bei diesem Verfahren wirken sich gleichermaßen Landnutzung und Bodentyp 

auf die Höhe der Grundwasserneubildungsrate aus, so daß ein buntes Mosaik 

entsteht. Klimatische Einflüsse werden dadurch verdeckt.


350 

300 

250 

200 

150 

100 

50 

0 

341 

18 

189 

9 

218 

41 

142 

10 

135 


Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von den Bodentypen: 

tS = terrestrische Sandböden, tL = terrestrische Lehmböden, sB = semiterrestrische 

Böden; Verfahren nach SCHROEDER & WYRWICH (1990) 

In der Abbildung 67 erkennt man bei allen Nutzungsarten im Gebietsmittel eine deutliche 

Abnahme der Grundwasserneubildungsrate von terrestrischen Sandböden über 

Lehmböden zu den semiterrestrischen Böden. Die höchsten mittleren Grundwasserneubildungsraten 

von ca. 340 mm/a finden sich bei der Landnutzungsart Akker/Grünland 

auf terrestrischen Sandböden, die 18 % der Flächenanteile besitzen. 

Mehr als 40 % des Gebietes weisen Acker/Grünlandnutzung auf lehmigen Substraten 

vor, wobei sich hier im Gebietsmittel ca. 220 mm/a. Grundwasser neubilden. Die 

geringsten Grundwasserneubildungsraten werden bei landwirtschaftlicher Nutzung 

auf semiterrestrischen Böden erzielt. Bei forstwirtschaftlicher Nutzung ergeben sich 

für terrestrische Sandböden Grundwasserneubildungsraten von ca. 190 mm/a, bei 

terrestrische Lehmböden ca. 140 mm/a und bei semiterrestrischen Böden 

ca. 15 mm/a (vgl. Tabelle 46). Der Einfluß der Bodenart wirkt sich bei landwirtschaftlicher 

Nutzung stärker auf die Höhe der Grundwasserneubildungsrate aus als bei 

forstwirtschaftlicher Nutzung. So verringert sich die Grundwasserneubildungsrate bei 

Ackerflächen bei einem Substratwechsel von Sand zu Lehm, um ca. 35 %, während 

es bei Waldflächen nur ca. 25 % sind. Unterschiedliche Landnutzungen bei Sanden 

führen zu einer Differenz von ca. 45 % bzw. 25 % bei Waldflächen. 

86 

tS tL 

Bodentyp 

sB 


9 

14 

3 

80 

70 

60 

50 

40 

30 

20 

10 

0 

Flächenanteil [%]

136 


Flächenanteilen der Nutzungsart in Abhängigkeit von den Bodentypen: tS = terrestrische 

Sandböden, tL = terrestrische Lehmböden, sB = semiterrestrische Böden; Verfahren nach 

SCHROEDER & WYRWICH (1990) 

Bodentyp Gwnr 

[mm/a] 



% 


Gwnr 

[mm/a] 

Wald 


% 

Wald 

tS 341 18 189 9 

tL 218 41 142 10 

sB 86 9 14 3 

6.2 Methodenvergleich 

Die Ergebnisse der nach den verschiedenen Verfahren ermittelten Grundwasserneubildungsraten 

werden im folgenden einander gegenüber gestellt. Dies ermöglicht einen 

Überblick über die vorliegende Ergebnisbandbreite und veranschaulicht die Unterschiede 

zwischen den Verfahren. In Abbildung 68 sind die Ergebnisse der verschiedenen 

Berechnungen in einem Kasten-Faden-Diagramm zusammengefaßt. 

Dargestellt sind der Wertebereich der Mittelwerte + Standardabweichung, Minimum 

und Maximum der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate. 

Grundwasserneubildungsrate [mm/a] 

700 

600 

500 

400 

300 

200 

100 

0 

-100 

224 

253 

276 

288 

R & W P VEKOS B1 B2 S & W J & L D & J 

Abbildung 68: Kasten-Faden-Diagramm der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate 

(1961-1990); R & W = RENGER & W ESSOLEK (1990), P = PROKSCH (1990); 

B1 = Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) ohne Berücksichtigung des Direktabflusses, 

B2 = Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) mit Berücksichtigung des Direktabflusses, 

S & W = SCHROEDER & WYRWICH (1990), J & L = JOSOPAIT & LILLICH (1975); 

D & J = DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

234 

204 

202 

168

137 

Unter den Verfahren, die den Direktabfluß nicht berücksichtigen, werden im Gebietsmittel 

bei dem Verfahren nach RENGER & WESSOLEK (1990) am wenigsten und 

nach Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) am meisten Grundwasser neugebildet. Die 

Differenz zwischen den beiden beträgt ca. 60 mm/a. Die höchste Variabilität der Daten 

zeigen mit einem Variationskoeffizienten von 40 % das Verfahren nach RENGER & 

WESSOLEK (1990) und das Verfahren nach PROKSCH (1990), welches gleichzeitig die 

größte Spanne zwischen Minimum und Maximum (584 mm/a) vorweist (vgl. Tabelle 

47). Dies liegt daran, daß dieses Verfahren auch die Berechnung von Flächen ohne 

Bewuchs berücksichtigt, die erwartungsgemäß hohe Grundwasserneubildungsraten 

besitzen. 

Bei den Verfahren, die den Direktabfluß berücksichtigen, liefern das Verfahren nach 

SCHROEDER & WYRWICH (1990) bzw. JOSOPAIT & LILLICH (1975) gleiche Gebietsmittel 

von ca. 200 mm/a, während das Verfahren nach Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) 

um ca. 30 mm/a höhere Werte liefert. Das geringste Gebietsmittel ergibt sich bei der 

Berechnung der Grundwasserneubildungsrate nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

(ca. 170 mm/a). Die größte Variabilität der Ergebnisse weist das Verfahren nach 

JOSOPAIT & LILLICH (1975) mit einem Variationskoeffizienten von 50 % auf (vgl. 

Tabelle 47). 

Tabelle 47: Statistische Kenngrößen der Berechnung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate 

nach verschiedenen Verfahren; o. D. = ohne Berücksichtigung des 

Direktabflusses, m. D. = mit Berücksichtigung des Direktabflusses 

Verfahren Mittel 

[mm/a] 

Standardabweichung 

[mm/a] 

Variationskoeffizient 

% 

Minimum 

[mm/a] 

Maximum 

[mm/a] 

Spanne 

[mm/a] 

Renger & Wessolek o. D. 224 90 40 -60 385 445 

Proksch o. D. 253 101 40 17 601 584 

Bagrov/Glugla o. D. 288 62 22 44 593 549 

VEKOS o. D. 276 62 22 33 387 354 

Bagrov/Glugla m. D. 218 64 29 6 509 503 

Schroeder & Wyrwich m. D. 204 98 48 -65 399 464 

Josopait & Lillich m. D. 202 102 50 -50 547 597 

Dörhöfer & Josopait m. D. 168 66 39 16 415 399 

Bei einem Vergleich der beiden Verfahrensgruppen läßt sich folgende Klassifizierung 

für das Untersuchungsgebiet vornehmen: 

Verfahren mit niedrigem Gebietsmittel: DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

Verfahren mit mittlerem Gebietsmittel: Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) (mit Berücksichtigung 

des Direktabflusses), SCHROEDER & WYRWICH (1990), JOSOPAIT & 

LILLICH (1975), RENGER & WESSOLEK (1990) 

Verfahren mit hohem Gebietsmittel: PROKSCH (1990), Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 

1975) (ohne Berücksichtigung des Direktabflusses), VEKOS (KLÄMT, 1988) .

138 

Um die Auswirkungen von unterschiedlichen Standortfaktoren auf die Berechnungsergebnisse 

der Verfahren vergleichbar zu machen, werden diese normiert. Für die 

Normierung werden die Standardabweichung der bereits in Kapitel 6.1 beschriebenen 

absoluten Höhen herangezogen. Die in Abbildung 69 und Abbildung 70 hervorgehobenen 

Bereiche sind in Zusammenhang mit den umgebenden Gebieten zu interpretieren. 

Für den Vergleich werden folgende Bereiche besonders betrachtet: 

- Ortschaft mit Versiegelung 

- Waldfläche 

- Substratwechsel 

- Hohe Reliefenergie 

- Grundwasserbeeinflussung 

- Sandboden 

In Abbildung 69 und Abbildung 70 tragen diese Bereiche die selbe Numerierung. Allen 

Verfahren ist gemein, daß sie mehr oder weniger deutlich den West-Ost-Trend 

der Niederschlagshöhen widerspiegeln. Bei Verfahren, die den Direktabfluß berücksichtigen, 

kann der Einfluß der Standortfaktoren durch den des Direktabflusses 

überlagert werden. 

Einfluß von Versiegelung (Gebiet 1) 

Bei allen Verfahren ist eine deutliche Verringerung der Grundwasserneubildungsrate 

zu erkennen. Dies ist die Folge der direkten Reduzierung des Berechnungsergebnisses 

in Abhängigkeit des Versiegelungsfaktors. Eine Ausnahme bildet das Verfahren 

nach JOSOPAIT & LILLICH (1975) (vgl. Kapitel 6.1). 

Einfluß von Waldflächen (Gebiet 2) 

Der Einfluß von bewaldeten Flächen auf die Grundwasserneubildungsrate wird von 

den verschiedenen Verfahren unterschiedlich stark bewertet. Die Verfahren nach 

RENGER & WESSOLEK (1990) sowie nach PROKSCH (1990) berücksichtigen die Auswirkung 

von forstwirtschaftlicher Nutzung am stärksten. Im Gegensatz zur Umgebung 

unterscheidet sich die Höhe der Grundwasserneubildungsrate um ca. 3 Standardabweichungen. 

Bei den anderen Verfahren beträgt die Differenz ca. 1 Standardabweichung. 

Ausnahme bildet wiederum das Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH 

(1975), das keinen Einfluß nachzeichnet. 

Substratwechsel (Gebiet 3) 

Im Kapitel 3.3.2 wurde auf die Existenz von Kartenrandverwerfungen hingewiesen. 

An diesem Beispiel wird die damit verbundene Problematik und ihre Auswirkung auf 

die verschiedenen Berechnungsergebnisse veranschaulicht. Hierbei handelt es sich

139 

um einen Substratwechsel von Lehm (westlich) zu lehmigem Sand (östlich). Dieser 

abrupte Wechsel an der Kartengrenze ist nicht natürlichen Ursprungs. Beim Verfahren 

nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) sticht diese Grenze sofort ins Auge, da dort 

ein Sprung in der Grundwasserneubildungsrate von 2 Standardabweichungen vorliegt. 

Die Berechnungen nach den Verfahren von PROKSCH (1990) und JOSOPAIT & 

LILLICH (1975) zeigen diesen Effekt in abgeschwächter Form. Auf die anderen Verfahren 

wirkt sich der Wechsel nicht sichtbar aus, da die Höhe der nutzbaren Feldkapazität 

in die Klassifizierung eingeht. Diese unterscheidet sich zwischen den beiden 

Substraten kaum. 

Einfluß erhöhter Reliefenergie (Gebiet 4) 

Um den Einfluß einer erhöhten Reliefenergie nachzuweisen, wird das Naturschutzgebiet 

Hahnheide betrachtet. In diesem Gebiet wird das Relief nicht durch tiefer eingeschnittene 

Vorfluter erzeugt. Somit kommt es zu keiner Überlagerung durch 

Grundwasserbeeinflussung. Die Reliefenergie nimmt hier Werte von mehr als 

50 m/km 2 an. Anhand der Darstellung ist bei keinem Verfahren, in das die Morphologie 

(vgl. Abbildung 70 b - d) eingeht, eine Beeinflussung nachzuvollziehen. 

Grundwasserbeeinflussung (Gebiet 5) 

Die Grundwasserbeeinflussung bewirkt, im Vergleich zur Umgebung, bei allen Verfahren 

sichtbar niedrigere Grundwasserneubildungsraten. 

Einfluß von Sandböden (Gebiet 6) 

Das ausgewählte Gebiet stellt eine ausgedehnte Sandfläche dar. Sie wird, wie auch 

die umgebenden Bereiche (Lehm), nahezu ausschließlich landwirtschaftlich genutzt. 

Dieser Sandrücken hebt sich bei dem Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH (1975) mit 

der positiven Abweichung von ca. 2 Standardabweichungen vom umgebende Mittel 

am deutlichsten ab. Bei den anderen Verfahren tritt dieser Einfluß hinter der Nutzung 

zurück. 

Zusammenfassend läßt sich sagen, daß der Einfluß der genannten Standortfaktoren 

sich im unterschiedlichen Maße auf die Ergebnisse auswirkt. Allen Verfahren ist gemein, 

daß die Niederschlagshöhe die Höhe der Grundwasserneubildungsrate maßgeblich 

bestimmt. Grundwasserbeeinflussung wirkt sich bei allen Verfahren reduzierend 

auf die Höhe der Grundwasserneubildungsrate aus. Ein Teil der Verfahren mißt 

der Landnutzung eine große Bedeutung bei (RENGER & WESSOLEK, 1990). Bei dem 

Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH (1975) ist das Substrat ausschlaggebender für die 

Höhe der Grundwasserneubildungsrate.

140 

Abbildung 69: Klassifizierung Grundwasserneubildungsrate anhand der Standardabweichung (vgl. 

Tabelle 47). Verfahren ohne Berücksichtigung des Direktabflusses a) Bagrov/Glugla 

(in GRUNSKE, 1975), b) VEKOS (KLÄMT, 1988) , c) RENGER & W ESSOLEK (1990), 

d) PROKSCH (1990)

141 

Abbildung 70: Klassifizierung Grundwasserneubildungsrate anhand der Standardabweichung (vgl. 

Tabelle 47). Verfahren mit Berücksichtigung des Direktabflusses a) Bagrov/Glugla (in 

GRUNSKE, 1975), b) DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980), c) JOSOPAIT & LILLICH (1975), 

d) SCHROEDER & WYRWICH (1990)

142 

6.3 Sensitivitätsanalyse 

Aufgrund der Komplexität der Berechnungen sowie der unterschiedlichen Datenebenen, 

die von den einzelnen Verfahren benötigt werden, ist eine mathematische Fehlerbetrachtung 

der Ergebnisse schwierig. Statt dessen wird eine Sensitivitätsanalyse 

durchgeführt. Ziel der Sensitivitätsanalyse ist es, die Änderung der Berechnungsergebnisse 

aufgrund von Parametervariationen zu quantifizieren. 

Einfache Sensitivitätsanalysen variieren nacheinander jeweils einen Parameter (DÖLL 

& FOHRER, 1999). Ein Vergleich zwischen den einzelnen Sensitivitäten zeigt, auf welchen 

Parameter das Berechnungsergebnis am stärksten reagiert (DREYHAUPT, 1999). 

Bei der Berechnung von Wasserhaushaltsgrößen wird darauf hingewiesen, daß insbesondere 

die Eingangsgröße Niederschlag eine wesentliche Unsicherheit für die 

Güte der Ergebnisse darstellt (KASPAR & DÖLL, 1999; LAHMER ET AL., 1999; RUHE & 

RASCHKE, 1999). Die Abschätzung eines möglichen Berechnungsfehlers, aufgrund 

von unsicheren Eingangsdaten, kann nur erfolgen, wenn die Schwankungsbreite der 

Eingangsdaten bekannt ist. 

Um vergleichen zu können wie stark sich die Variationen der unterschiedlichen Eingabeparameter 

auf das Ergebnis auswirken, muß ein Sensitivitätsindex I berechnet 

werden: 

∆rb 

I( 

∆ rp) 

= 

∆rp 

mit: ∆rb = relative Änderung des Berechnungsergebnisses [%] 

∆rp = relative Änderung des Parameters [%] 

Des weiteren wird durch die Einführung des Sensitivitätsindexes eine Vergleichbarkeit 

zwischen den einzelnen Verfahren ermöglicht. Bei linearer Abhängigkeit der Ergebnisse 

von dem jeweiligen Parameter ist der Index eine Konstante (ECKHARDT ET 

AL., 1999). Liegt keine lineare Abhängigkeit vor, ist I eine Funktion der relativen Änderung 

des jeweiligen Parameters (∆rp). Bei Kenntnis des Indexes lassen sich die 

relativen Änderungen des Berechnungsergebnisses, in Abhängigkeit von der relativen 

Änderung des betrachteten Parameters, vorab berechnen: 

∆rb = I (∆rp) * ∆rp 

Außerdem kann durch eine Sensitivitätsanalyse verglichen werden, welchen Einfluß 

unterschiedliche Klassifizierungen nicht numerischer Parameter, wie z.B. Landnutzungs- 

und Substrattypen, auf die Berechnungen haben (GROSSMANN & LANGE, 

1999).

143 

Im folgenden wird zuerst der Einfluß des Substrates untersucht. Hierzu wird ein Vergleich 

zwischen der Berechnung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate 

basierend auf geologischen bzw. bodenkundlichen Substratinformationen 

vorgenommen. Ferner werden Sensitivitätsindices für den Übergang von sandigem 

zu lehmigem Substrat berechnet. Es schließt sich eine Betrachtung der Einflußgröße 

Landnutzung an. Abschließend wird die Bedeutung der Niederschlagshöhe bemessen. 

Aufgrund der Vergleichbarkeit kann aufgrund der unterschiedlichen Verfahrensansätze 

weder die Grundwasserbeeinflussung noch der Direktabfluß berücksichtigt 

werden. 

Substrat 

In Kapitel 4.3.1 wurde bereits beschrieben, daß es einen Unterschied zwischen geologischer 

und bodenkundlicher Substratklassifizierung anhand der Kartenrandlegende 

gibt. Im betrachteten Raum beträgt der Anteil an unterschiedlich klassifizierten 

Flächen in Abhängigkeit vom Verfahren mindestens 55 %. Die Auswertung erfolgt 

anhand des flächendifferenzierten Mittels der Grundwasserneubildungsrate für den 

Bereich Siebeneichen, Büchen und Lauenburg (ca. 215 km 2 ). Hierbei wird das Gebietsmittel, 

welches anhand der geologischen Karten berechnet wurde, auf 100 % 

gesetzt. Die in Tabelle 48 aufgeführten Werte stellen die prozentuale Abweichungen 

des anhand der bodenkundlichen Karten berechneten Gebietsmittel der Grundwasserneubildungsrate 

von diesem Wert dar. Sensitivitätsindices werden nicht berechnet, 

da zuerst nur die Gesamtabweichung ohne Berücksichtigung einzelner Substrate 

betrachtet wird. 

Tabelle 48: Gebietsmittel und prozentuale Abweichung des anhand von bodenkundlichen 

Karten (Bodenk.) berechneten Gebietsmittel der Grundwasserneubildungsrate 

(Gwnr) von dem aus geologischen Karten (Geol.) berechneten; 

o. D. = ohne Direktabfluß 

Verfahren Gwnr Geol. Gwnr Bodenk. Abweichung 

[mm/a] [mm/a] 

[%] 

VEKOS (KLÄMT, 1988) 228 242 6 

Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) o. D. 259 245 -5 

Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) 204 194 -5 

RENGER & WESSOLEK (1990) 214 200 -7 

PROKSCH (1990) 244 220 -10 

SCHROEDER & WYRWICH (1990) 200 176 -12 

DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 167 137 -18 

JOSOPAIT & LILLICH (1975) 198 151 -24 

Die prozentuale Abweichung fällt für die verschiedenen Verfahren sehr unterschiedlich 

aus. Am stärksten wird das Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH (1975) beeinflußt. 

Bei diesem Verfahren verringert sich die nach der geologischen Substrateinteilung 

berechnete Grundwasserneubildungsrate um mehr als 30 % gegenüber der bodenkundlichen 

Auswertung. Eine deutliche Beeinflussung zeigen ebenfalls die Verfahren

144 

nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) bzw. SCHROEDER & WYRWICH (1990). Die geringste 

Beeinflussung des Ergebnisses zeigt die Verfahren nach Bagrov/Glugla (in 

GRUNSKE, 1975). Bei den Berechnungen, welche mit dem Programm VEKOS (KLÄMT, 

1988) durchgeführt wurden, überrascht, daß negative Abweichungen vorliegen. 

Grund hierfür ist die unterschiedliche Ausweisung der Flurabstände. Während bei 

den bodenkundlichen Karten nur 2 % der Fläche einen Flurabstand < 8 dm besitzen, 

sind es bei der geologischen Auswertung 14 %. 

Aufgrund der unterschiedlichen Substratklassifizierung der Verfahren lassen sich 

durch diese erste Auswertung nur Tendenzen erkennen. Um einen Vergleich zu gestatten, 

werden die nutzbaren Feldkapazitäten, der im Gebiet am häufigsten auftretenden 

Bodenartengruppen Reinsand und Sandlehme verwendet. Bei Verfahren, die 

keine Differenzierung zwischen Lehm und sandigen Lehm besitzen wird der Lehmwert 

herangezogen. Für die Sensitivitätsanalyse beträgt die relative Änderung der 

nutzbaren Feldkapazität von Sand (8 mm/dm) zu Lehm (15 mm/dm) 87.5 %. Hieraus 

ergeben sich die in der Tabelle 49 aufgelisteten Sensitivitätsindices für einen Substratwechsel 

von Reinsand zu Sandlehmen, wobei sich die Grundwasserneubildungsrate 

gegenüber Reinsanden verringert. 

Tabelle 49: Absolute Höhen und Sensitivitätsindices (I) der Grundwasserneubildungsrate 

(Gwnr) bei vorgegebener Landnutzung und einer Substratvariation von Reinsand 

(ss) zu Sandlehm (sl) 

Verfahren 

ss 

Gwnr 

[mm/a] 

Acker Wald 

sl 

Gwnr 

[mm/a] 

I 

ss 

Gwnr 

[mm/a] 

sl 

Gwnr 

[mm/a] 

Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) 383 326 -0.17 274 257 -0.07 

VEKOS (KLÄMT, 1988) 323 306 -0.06 280 245 -0.14 

RENGER & WESSOLEK (1990) 361 292 -0.22 217 172 -0.24 

PROKSCH (1990) 373 305 -0.20 217 157 -0.31 

SCHROEDER & WYRWICH (1990) 365 305 -0.19 205 145 -0.33 

JOSOPAIT & LILLICH (1975) 387 262 -0.37 355 242 -0.34 

DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 382 332 -0.15 282 257 -0.10 

Das Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH (1975) zeigt die größte Sensitivität gegenüber 

einer Substratvariation von Reinsand zu Sandlehm. Die absolute Differenz beträgt 

bei Ackernutzung 125 mm/a und bei Wald 104 mm/a. Die Indices besitzen 

Werte um –0,35. Generell sind die Indices aufgrund der sehr hohen Änderung des 

Ausgangsparameter (87.5 %) gering. Am geringsten wirkt sich die Änderung bei den 

Verfahren nach Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975), DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

aus. Hierbei ist interessant, daß bei dem vorherigen Vergleich, der Einfluß des Substrates 

eine wesentlich größere Rolle zu spielen schien. Grund hierfür ist, daß die 

Differenz der Grundwasserneubildungsrate zwischen Reinsand und Sandlehm wesentlich 

geringer ist als zwischen Sand und Reinlehm. Der Index für diese Variation 

beträgt für beide Landnutzungen über 0,5. Dies verdeutlicht, daß die Indices zur Be- 

I

145 

schreibung einer Substratvariation nur für die jeweilige Änderung gelten. Es besteht 

keine lineare Abhängigkeit, so daß für Vergleiche anderer Substratklassen, die Indices 

neu berechnet werden müssen. 

Landnutzung 

Um den Einfluß der Vegetation auf die Höhe der Grundwasserneubildungsrate zu 

quantifizieren, wird die Abweichung der Grundwasserneubildungsrate von einem hypothetischen 

Einzugsgebiet mit einer Landnutzungsverteilung von je 50 % Acker und 

Wald berechnet. Es wird vereinfachend angenommen, daß Ackerstandorte grundsätzlich 

auf lehmigen und Waldstandorte auf sandigen Substraten vorzufinden sind. 

Die hypothetischen Einzugsgebiete besitzen ein Verhältnis von 75 % Acker zu 25 % 

Wald oder umgekehrt. Die Indices werden für eine Erhöhung bzw. Erniedrigung der 

Flächenanteile an Ackernutzung berechnet (+ 25 % bzw. –25 %). In der Tabelle 50 

sind die absoluten Höhen der Berechnungen und die sich bei einer Variation der 

Landnutzung ergebenden Sensitivitätsindices aufgeführt. Es zeigt sich eine lineare 

Abhängigkeit zwischen Flächenanteil der Landnutzung und Höhe der Grundwasserneubildungsrate. 

Dies bedeutet, daß man über diesen Index für beliebige Landnutzungsverteilungen 

direkt die relative Änderung der Grundwasserneubildungsrate berechnen 

kann. Am deutlichsten wirkt sich eine Änderung der Landnutzungsverteilung 

bei den Verfahren SCHROEDER & WYRWICH (1990), PROKSCH (1990) und RENGER & 

WESSOLEK (1990) aus. Bei dem Verfahren nach SCHROEDER & WYRWICH (1990) liegt 

der berechnete Index bei 0,33. Eine Änderung der Flächenanteile der Landnutzungsformen 

wirkt sich bei VEKOS-Daten am geringsten auf die Höhe der Grundwasserneubildungsrate 

aus. Mittleren Einfluß haben Änderungen bei den Verfahren 

DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) und Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975). Ein völlig anderes 

Bild zeigt das Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH (1975). Bei einer Erhöhung des 

Flächenanteils der Ackerflächen um 25 % erniedrigt sich die Grundwasserneubildungsrate 

um ca. 20 mm/a (vgl. Tabelle 50). Dieses nicht plausible Ergebnis, beruht 

auf der Übergewichtung des Substrateinflusses auf die Höhe der Grundwasserneubildungsrate. 

Tabelle 50: Absolute Höhen und Sensitivitätsindices (I) der Grundwasserneubildungsrate (Gwnr) 

in Abhängigkeit von Variationen der Landnutzungsverhältnisse 

Verfahren 

Flächenanteil 

50 % Acker 

50% Wald 

Gwnr 

[mm/a] 


75 % Acker 

25% Wald 

Gwnr 

[mm/a] 

I Gwnr 

[mm/a] 


25 % Acker 

75 % Wald 

Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) 300 313 0.17 287 0.17 

VEKOS (KLÄMT, 1988) 293 300 0.09 287 0.09 

RENGER & WESSOLEK (1990) 254 273 0.30 235 0.30 

PROKSCH (1990) 261 283 0.34 239 0.34 

SCHROEDER & WYRWICH (1990) 255 280 0.33 230 0.33 

JOSOPAIT & LILLICH (1975) 304 283 -0.28 325 -0.28 

DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 307 320 0.16 295 0.16 

I

146 

Zusammenfassend werden, die exemplarisch für die Niederschlagsstation Schwarzenbek, 

berechneten Grundwasserneubildungsraten der Landnutzungen Acker bzw. 

Wald auf Sand oder sandigem Lehm vorgestellt (vgl. Abbildung 71 und Tabelle 49). 



400 

350 

300 

250 

200 

150 

100 

400 

350 

300 

250 

200 

150 

100 

a 

Acker auf Sand 

R & W P Vekos B S & W J & L D & J 

c 

Acker auf sandigem Lehm 


Wald auf Sand 

Abbildung 71: Höhe der Grundwasserneubildungsrate in Abhängigkeit von Landnutzung und Substrat, 

berechnet für die Niederschlagsstation Schwarzenbek anhand unterschiedlicher Verfahren: 

R & W = RENGER & WESSOLEK (1990), P = Proksch (1990); B = Bagrov/Glugla (in 

GRUNSKE, 1975), S & W = SCHROEDER & WYRWICH (1990), J & L = JOSOPAIT & LILLICH 

(1975); D & J = DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

Die mittlere Niederschlagshöhe für die Zeitreihe 1961 - 1990 beträgt hier 745 m/a für 

den unkorrigierten Niederschlag bzw. 810 mm/a für den korrigierten. Die Grundwasserneubildungsrate 

an Standorten mit Ackernutzung und Sand sind ähnlich hoch. Sie 

liegt um die 50 % der jeweiligen Niederschlagsmenge bei Werten um 370 mm/a. 

Ausnahme bildet die Berechnung mit dem Programm VEKOS (KLÄMT, 1988), die 

deutlich geringere Werte liefert (40 % des Niederschlages). Bei Ackernutzung auf 

Lehm reduziert sich die Grundwasserneubildungsrate bei den meisten Verfahren um 

weitere 10 %, so daß Werte um 300 mm/a vorgefunden werden. Die geringste Differenz 

zwischen der Grundwasserneubildungsrate von Acker auf Sand bzw. lehmigen 

Sand weist mit 17 mm/a die Berechnung mit VEKOS (KLÄMT, 1988) auf, die größte 

Differenz das Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH (1975). Bei Waldstandorten sind die 

berechneten Grundwasserneubildungsraten sehr unterschiedlich. Auf Sand beträgt 

sie für die Verfahren nach RENGER & WESSOLEK (1990), PROKSCH (1990) und 

SCHROEDER & WYRWICH (1990) ca. 29 % der Niederschlagshöhe für die anderen 



400 

350 

300 

250 

200 

150 

100 

400 

350 

300 

250 

200 

150 

100 

b 


d 

Wald auf sandigem Lehm 

R & W P Vekos B S & W J & L D & J

147 

Verfahren mit Ausnahme von JOSOPAIT & LILLICH (1975) macht sie ca. 38 % aus. Bei 

letzerem Verfahren findet sich eine Grundwasserneubildungsrate von 346 mm/a 

(46 % des Niederschlages). Auf lehmigem Sand vermindert sich die Grundwasserneubildungsrate 

bei den Verfahren nach RENGER & WESSOLEK (1990), PROKSCH 

(1990) und SCHROEDER & WYRWICH (1990) noch einmal deutlich auf Werte zwischen 

150 und 170 mm/a (ca. 20% des Niederschlages). Die anderen Verfahren zeigen 

deutlich höhere Beträge von ca. 250 mm/a (ca. 32 % des Niederschlages). 


Als letztes soll der Einfluß der Niederschlagshöhe auf die Ergebnisse der Grundwasserneubildungsrate 

untersucht werden. Diese Betrachtung kann für den VEKOS- 

Datensatz aufgrund von fehlenden Informationen nicht durchgeführt werden. Bei dieser 

Sensitivitätsanalyse wird die Niederschlagshöhe in Schritten von 5 % erhöht bzw. 

erniedrigt. Die Berechnungen werden bis zu einer Abweichungen von 

30 % von der mittleren Niederschlagshöhe durchgeführt. Dieser Bereich beschreibt 

die in dem Untersuchungsgebiet aufgetretenen Niederschlagsschwankungen während 

des Beobachtungszeitraum 1961 –1990. Die Sensitivitätsanalyse zeigt, daß 

zwischen Niederschlagshöhe und Grundwasserneubildungsrate bei fast allen Verfahren 

ein linearer Zusammenhang besteht. Ausnahme bildet das Verfahren nach 

Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975), welches aufgrund der Ableitung der Grundwasserneubildungsrate 

anhand von Kurvenverläufen (vgl. Abbildung 52) keinen linearen 

Zusammenhang vorweist. Die Indices dieses Verfahren, die für jede Änderung des 

Parameters Niederschlag neu berechnet werden müssen, liegen bei Sandstandorten 

im Bereich der in Tabelle 51 aufgeführten Werte. Bei Lehmstandorten liegen die 

Werte bei beiden Landnutzungen zwischen 2.26 und 2.81. 

Tabelle 51: Sensitivitätsindices (I) der Grundwasserneubildungsrate (Gwnr) für den 

Parameter Niederschlag 

Verfahren 

Reinsand Sandlehm 

Acker Wald Acker Wald 

I I I I 

RENGER & WESSOLEK (1990) 1.57 2.22 1.95 2.99 

PROKSCH (1990) 1.43 2.37 2.11 3.71 

SCHROEDER & WYRWICH (1990) 2.04 3.63 2.44 5.13 

JOSOPAIT & LILLICH (1975) 2.12 2.37 3.13 3.39 

DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 1.95 2.64 3.60 4.75

148 

Die in Tabelle 51 aufgeführten Sensitivitätsindices zeigen wesentlich größere Werte 

als bei den vorherigen Berechnungen. Dies bedeutet, daß gegenüber dem Parameter 

Niederschlag die höchste Sensitivität der Grundwasserneubildungsrate besteht. 

Das Verfahren nach SCHROEDER & WYRWICH (1990) reagiert bei Waldstandorten am 

empfindlichsten auf eine Erhöhung der Niederschlagsmenge, während das Verfahren 

nach RENGER & WESSOLEK (1990) hier die geringste Beeinflussung zeigt. Relativ gesehen 

wirkt sich eine Variation der Niederschlagshöhe bei Waldflächen stärker auf 

die Höhe der Grundwasserneubildungsrate aus als bei Ackerflächen. 

Zusammenfassend wird festgestellt, daß die Berechnung der Grundwasserneubildungsrate 

am stärksten auf die Variation des Niederschlages reagiert. Generell spielt 

die Landnutzung eine größere Rolle als das Substrat. Der Einfluß der Landnutzung 

ist in engem Zusammenhang mit dem Substrat zu sehen, da Ackerflächen meist auf 

Lehmböden und Waldstandorte auf Sandböden zu finden sind.

7 Diskussion 

149 

Im folgenden Kapitel werden die Ergebnisse der Berechnung der flächendifferenzierten 

Grundwasserneubildungsrate diskutiert und die eingehenden Daten kritisch 

beurteilt. Die ausgewählten Verfahren werden vergleichend hinsichtlich der Ergebnisse, 

Fehlerquellen und Arbeitsaufwand bewertet. Es stellen sich folgende Fragen 

und Problematiken: 

− Welche Möglichkeiten gibt es die Ergebnisse zu validieren? 

− Wie ist die Güte der Berechnungsergebnisse? 

− Wie ist die Qualität der Eingangsdaten und ihre Auswirkung auf das Ergebnis? 

− Wie weit können Datensätze generalisiert werden, ohne daß der sich daraus 

ergebende Informationsverlust sich auf die Berechnungsergebnisse auswirkt? 

− Wo liegen die Grenzen der Anwendbarkeit der Verfahren? 

− Welches Verfahren wird als am geeignetsten für die Berechnung der Grundwasserneubildungsrate 

Gebieten angesehen? 

im Untersuchungsgebiet und in vergleichbaren 

− Welcher Arbeitsaufwand ergibt sich aus der digitalen Aufbereitung der 

Eingangsgrößen und der Bearbeitung in einem Geoinformationssystem? 

− Welche weiteren Fragestellungen können mit den zusammengestellten 

Datensätzen bearbeitet werden? 

Die verwendeten Verfahren beruhen auf Abflußmessungen und / oder Lysimetermessungen 

bzw. Betrachtungen des Bodenwasserhaushaltes. Sie sind für die jeweiligen 

Untersuchungsräume entwickelt und nur dort kalibriert. Aus diesem Grunde ist 

es notwendig, die Berechnungsergebnisse in anderen Untersuchungsräumen anhand 

von Geländestudien zu verifizieren. Eine Möglichkeit der Überprüfung ist die 

Auswertung von Abflußdaten (BAUMGARTNER & LIEBSCHER, 1996; GLUGLA ET AL., 

1999; HÖLTING, 1997A; MATTHEß & UBELL, 1978). Dabei entspricht der Basisabfluß 

der Grundwasserneubildung. Dieser ist ein integraler Wert für das unterirdische Einzugsgebiet. 

Er gibt keine Auskunft über die Güte der Differenzierung der Berechnungen 

innerhalb des Einzugsgebietes. Aufgrund der geringen Anzahl an Grundwassermeßstellen 

im Untersuchungsgebiet ist die Ableitung der unterirdischen Einzugsgebiete 

anhand von Grundwassergleichenplänen nicht möglich. Aus diesem Grunde 

können die Einzugsgebiete nur anhand der Topographie abgeleitet werden. Dies bedeutet, 

daß oberirdisches und unterirdisches deckungsgleich sind. Im norddeutschen 

Flachland weichen jedoch die oberirdischen und unterirdischen Einzugsgebiete häufig 

in Lage und Größe voneinander ab (JELINEK, 1999B; BAUMANN ET AL., 1970; 

LILLICH, 1970). Solange die Abgrenzung des unterirdischen Einzugsgebietes nicht 

anhand von Grundwassergleichenplänen erfolgt, sind die Auswertungsergebnisse 

stark fehlerbehaftet. Abflußmessungen können als Referenzmethode zur Validierung

150 

der Grundwasserneubildungsberechnungen nur dann eingesetzt werden, wenn 

durchgehend effluente Verhältnisse vorliegen. Weitere Einschränkungen ergeben 

sich kommunizierenden Grundwasserleitern und anthropogenen Grundwasserbeeinflussungen 

(AGSTER, 1996; DÖRHÖFER & JOSOPAIT, 1997; SOMMER V. JARMERSTED, 

1992). 

Im Untersuchungsgebiet sind die Abweichungen zwischen der flächendifferenziert 

berechneten Grundwasserneubildungsrate und den Abflußauswertungen hoch. Für 

die Einzugsgebiete werden Differenzen ermittelt, die in der Regel mehr als 100 % 

betragen. Grundsätzlich wird die Grundwasserneubildungsrate durch die Berechnungsverfahren 

höher eingeschätzt. Eine Ausnahme bilden die gewässerkundlichen 

Pegelanlagen, bei denen aufgrund besonderer hydraulischer Situationen davon auszugehen 

ist, daß ihr unterirdisches Einzugsgebiet erheblich größer ist als das oberirdische 

(OTTO, 1997). Die Höhe der Differenz für das Gesamtuntersuchungsgebiet 

zwischen den Ergebnissen der Verfahren und denen der Abflußauswertungen ist 

nicht nachvollziehbar. Während es in einzelnen Einzugsgebieten aufgrund der 

schwierigen Festlegung der Gebietsgrenzen durchaus zu Über- bzw. Unterschätzung 

der Abflüsse kommen kann, sollten sich im Gebietsmittel Zu- und Abstrom im wesentlichen 

ausgleichen. 

Bei einer überschlägigen Betrachtung der Wasserhaushaltsbilanz beträgt die Differenz 

zwischen korrigiertem Niederschlag und potentieller Evapotranspiration nach 

Turc-Ivanov für das Gebietsmittel mindestens 230 mm/a (vgl. Kapitel 4.1). Wird von 

diesem Wert die mittlere Direktabflußmenge von ca. 120 mm/a subtrahiert, ergibt 

sich eine Grundwasserneubildungsrate, die in der Größenordnung der mittleren Basisabflüsse 

liegt. Da jedoch die potentielle Evapotranspiration das Maß für die maximal 

mögliche Verdunstungshöhe bei gegebenen meteorologischen Bedingungen ist, 

wird damit die Grundwasserneubildungsrate unterschätzt, so daß die Basisabflußspenden 

höher liegen müßten. Verringert man das Gebietsmittel des Niederschlages 

um die mittlere Direktabflußhöhe und die aktuelle Evapotranspiration, die nach 

RENGER & WESSOLEK (1990) im Gebietsmittel ca. 500 mm/a beträgt, liegt das Ergebnis 

mit ca. 200 mm/a im Bereich der Berechnungsergebnisse nach der Mehrzahl der 

Verfahren. Dies zeigt, daß im Untersuchungsgebiet eine Validierung der Verfahren 

anhand von Abflußmessungen nicht möglich ist. Im nächsten Schritt werden die Berechnungsergebnisse 

mit denen anderer Autoren verglichen. 

In Schleswig-Holstein wurden in der Vergangenheit zahlreiche unterschiedliche Ansätze 

zur Ermittlung der Grundwasserneubildungsrate herangezogen. Die Ergebnisse 

streuen in einem weiten Bereich. Eine Zusammenstellung der Ergebnisse zeigt 

JOHANNSEN (1980). SCHEKORR (1972) ermittelte für zwei Gebiete, welche durch landwirtschaftliche 

Nutzung auf sandigem Substrat gekennzeichnet sind, 30 bzw. 46% 

Grundwasserneubildung vom Niederschlag. Aus der Ableitung der Grundwasserneubildungsrate 

anhand der Anreicherung des Chloridgehaltes berechnete SCHULZ

151 

(1972) eine Grundwasserneubildung von 35 – 41% des Niederschlages. Diese Werte 

wurden für drei Testfelder mit land- als auch forstwirtschaftlicher Nutzung auf 

Sanderflächen ermittelt. PREUSS (1977) errechnete für verschiedene Einzugsgebiete, 

die Teile des Untersuchungsraumes Südost-Holstein sind, Grundwasserneubildungsraten 

von < 10 % des Niederschlages. PETERSEN & KÖNIG (1966) ermittelten aus 

Verdunstungs- und Abflußwerten Grundwasserneubildungsraten für ganz Schleswig– 

Holstein von 10 – 15% des Niederschlages. Die im Rahmen dieser Arbeit berechneten 

Flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsraten liegen im Gebietsmittel 

zwischen ca. 170 mm/a und 280 mm/a (ca. 20 bis 35 % des Niederschlages). 

Unabhängig von den unterschiedlichen Beobachtungszeiträumen deutet die Bandbreite 

der Ergebnisse an, daß bei der Bestimmung der Grundwasserneubildungsrate 

die Wahl der Methode zu ihrer Ableitung einen großen Einfluß auf die Höhe des 

Ergebnisses hat. Bei der Auswahl eines Verfahrens besteht die Problematik darin, 

daß es in einem komplexen hydrogeologischen System schwierig ist, die Randbedingungen 

zu erfassen, die bestimmte Methoden in ihrer Anwendbarkeit ausschließen. 

Im folgenden werden die in dieser Arbeit angewendeten Verfahren hinsichtlich 

ihrer Eignung kritisch betrachtet. 

Die Eingangsdaten der verschiedenen Verfahren bestehen aus Informationen zum 

Klima, Abfluß, Morphologie, Landnutzung und Substrat. Hierbei fließen die Datenebenen 

in unterschiedlicher Differenzierung ein. Die Auffächerung der Eingangsdaten 

der Verfahren nimmt in folgender Reihenfolge zu: 

Klima: S & W = D & J = J & L = P < R & W = B = VEKOS 

Landnutzung: D & J = J & L = B < S & W < R & W = P < VEKOS 

Substrat: S & W < J & L 

Direktabfluß: D & J < S & W 

mit: R & W = RENGER & WESSOLEK (1990), P = PROKSCH (1990); B = Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 

1975) mit Berücksichtigung des Direktabflusses, S & W = SCHROEDER & WYRWICH (1990), 

J & L = JOSOPAIT & LILLICH (1975); D & J = DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

Als Klimadaten dienen korrigierte und unkorrigierte Niederschlagsdatenreihen und 

Daten zur potentiellen Evapotranspiration. Die Problematik der Niederschlagsmessung 

wurde bereits in Kapitel 2 diskutiert. Die Niederschlagsdaten sind bezüglich 

ihrer zeitlichen Auflösung und ihres Beobachtungszeitraumes ausreichend. Die 

regionale Verteilung der Niederschlagshöhen ist durch die Daten beschrieben. 

Lokale Variabilitäten werden nicht erfaßt (SCHILLING & HARMS, 1983). Die Datensätze 

zur potentiellen Evapotranspiration umfassen Berechnungen nach HAUDE (1954) und 

TURC-IVANOV (in WENDLING, 1984). Aufgrund der geringen räumlichen Variabilität dieser 

Größen reicht eine niedrigere Stationsdichte zur Charakterisierung der regionalen 

Verteilung aus. Die potentielle Evapotranspiration nach HAUDE (1954) fließt als

152 

Eingangsgröße in das Verfahren nach RENGER & WESSOLEK (1990) ein. Dabei zeigt 

sich, daß diese Größe einen geringen Einfluß hat. Eine Variation der potentiellen 

Evapotranspiration um 5 % führt zu einer Veränderung des Ergebnisses von ca. 1 % 

bei Ackerflächen und ca. 2 bis 3 % bei Waldflächen. Beim Verfahren von 

Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975) geht die potentielle Evapotranspiration nach 

TURC-IVANOV (in WENDLING, 1984) ein. Dieses Verfahren reagiert gegenüber einer 

Variation dieser Größe wesentlich sensitiver (5 % Änderung der Evapotranspirationshöhe 

bewirken bis zu 4 % Veränderung des Ergebnisses bei Ackerflächen bzw. 

bis zu 9 % bei Waldflächen). 

Die Landnutzung wird aus digital vorliegenden ATKIS-Daten abgeleitet. Diese sind in 

der räumlichen Auflösung und im Informationsgehalt für die Fragestellung unnötig 

fein aufgelöst. Der Datensatz wird im Informationsgehalt generalisiert, um die Eingangsdatenebenen 

für die verschiedenen Verfahren zu bilden. Polygone mit einer 

Fläche kleiner als 2500 m 2 werden zur Vereinheitlichung des Arbeitsmaßstabes von 

1 : 25 000 dem Nachbarpolygon mit der längsten gemeinsamen Grenze zugeschlagen. 

Die dadurch entstehende Ungenauigkeit ist zu vernachlässigen. Zusammenfassend 

betrachtet ist der Einsatz der zur Verfügung gestellten ATKIS-Daten mit erheblichen 

Arbeitsaufwand und Rechenzeit verbunden. In einem angrenzendem Untersuchungsraum 

belegten MEYER et al. (1998), daß die Auswertung von LANDSAT-TM 

Daten mit geringerem Arbeitsaufwand gute Ergebnisse liefern. 

Da der Einfluß der Landnutzung auf die Grundwasserneubildungsrate groß ist, sind 

Verfahren zu bevorzugen, die zwischen Acker- und Grünlandnutzung sowie den unterschiedlichen 

Waldtypen unterscheiden (vgl. Tabelle 52). Während eine Differenzierung 

sich bei Acker- und Grünlandnutzung auf Sanden nur geringfügig auf die 

Höhe der Grundwasserneubildungsrate auswirken (< 15 mm/a), können die Unterschiede 

bei Lehmen in Abhängigkeit vom Verfahren über 60 mm/a betragen (vgl. 

Tabelle 52). Besonders stark wirkt sich die Differenzierung bei dem Verfahren nach 

PROKSCH (1990) aus, bei dem die Differenz zwischen Acker bzw. Grünland auf Lehm 

ca. 130 mm/a beträgt. Ferner weicht das Verfahren von den anderen dadurch ab, 

daß die Grundwasserneubildungsraten sich bei Grünlandnutzung gegenüber Ackernutzung 

erhöhen, während sich bei den anderen Verfahren verringern.

153 

Tabelle 52: Berechneten Grundwasserneubildungsraten (Gwnr) für Acker und Grünland nach den 

Verfahren: R & W = RENGER & WESSOLEK (1990), P = PROKSCH (1990) und dem Programmpaket 

VEKOS (KLÄMT, 1988); berechnet für die Niederschlagsstation Schwarzenbek 

Standort R & W 

Gwnr [mm/a] 

P 

Gwnr [mm/a] 

VEKOS 

Gwnr [mm/a] 

Acker auf Reinsand 361 373 323 

Grünland auf Reinsand 350 385 311 

Acker auf Sandlehm 292 220 306 

Grünland auf Sandlehm 230 353 280 

Bei den Verfahren, die verschiedene Waldtypen differenzieren, ergeben sich sehr 

unterschiedliche Grundwasserneubildungsraten (vgl. Tabelle 53). Die anhand des 

Programms VEKOS berechneten Grundwasserneubildungsraten sind mit Werten 

zwischen 294 mm/a bei Laubwald auf Reinsand und 226 mm/a bei Nadelwald auf 

Sandlehm am höchsten. Die Verfahren nach PROKSCH (1990) und SCHROEDER & 

WYRWICH (1990) zeigen für Nadelwaldstandorte ähnlich hohe Grundwasserneubildungsraten, 

welche bei sandigem Substrat etwa 80 mm/a und bei Lehm etwa 140 

mm/a betragen. Im Vergleich zu diesen Verfahren sind die Grundwasserneubildungsraten 

nach RENGER & WESSOLEK (1990) bei Nadelwald auf Sand mit 201 mm/a bzw. 

Nadelwald auf Sandlehm (150 mm/a) deutlich höher. 

Tabelle 53: Berechneten Grundwasserneubildungsraten (Gwnr) für Laub- und Nadelwald nach den 

Verfahren: R & W = RENGER & W ESSOLEK (1990), P = PROKSCH (1990); S & W = 

SCHROEDER & WYRWICH (1990) und dem Programmpaket VEKOS (KLÄMT, 1988); berechnet 

für die Niederschlagsstation Schwarzenbek 

Standort R & W 

P 

S & W 

VEKOS 

Gwnr [mm/a] Gwnr [mm/a] Gwnr [mm/a] Gwnr [mm/a] 

Laubwald auf Reinsand 231 294 265 294 

Nadelwald auf Reinsand 201 141 145 266 

Laubwald auf Sandlehm 186 234 205 265 

Nadelwald auf Sandlehm 156 81 85 226 

Bei Laubstandorten ist es umgekehrt, hier liefert das Verfahren nach RENGER & 

WESSOLEK (1990) niedrigere Werte. Grundsätzlich ist die Grundwasserneubildungsrate 

unter Laubwald höher als bei Nadelwald. Die Differenz zwischen diesen beiden 

Nutzungen bei gleichem Substrat liegt bei RENGER & WESSOLEK (1990) UND VEKOS 

bei CA. 30 mm/a, bei SCHROEDER & WYRWICH bei ca. 120 mm/a und bei PROKSCH 

(1990) 150 mm/a. Die stark von einander abweichenden Ergebnisse spiegeln die 

Problematik der Berechnung der Grundwasserneubildungsrate in Forstbeständen 

wieder. 

In Forstbeständen wirken sich u.a. Interzeptionsverluste deutlich auf die Höhe der 

Grundwasserneubildungsrate aus. Die Höhe der Interzeptionsverdunstung ist ab-

154 

hängig von unterschiedlichen Vegetationsfaktoren. Dies sind u.a. Vegetationsart, 

Bestandsdichte, Bestandsalter, Vegetationsform (Kronenschluß, Aststellung etc.) und 

Durchwurzelungstiefe. Die Literaturangaben bezüglich der Höhe der Interzeptionsverdunstung 

von Waldbeständen weichen stark von einander ab. So bestimmten 

BRECHTEL & PAVLOV (1977) bei Untersuchungen im Frankfurter Stadtwald in Abhängigkeit 

von Baumart und Bestand in der Vegetationszeit Interzeptionsverluste zwischen 

10 und 40 %. Bei Fichten mit ungeastetem Stangenholz bestimmte WEHE 

(1974) sogar Verluste von 72 % des Niederschlages, wohingegen von SCHÖNMARK 

(1976) in einem Fichtenbestand während der Wintermonate 30 bis 40 % beobachtete. 

Die Quantifizierung der Interzeptionsverdunstung, welche sich im hohen Maße auf 

die Höhe der Grundwasserneubildungsrate auswirkt, ist problematisch, da für die 

Ableitung der bestimmenden Parameter (s. o.) Detailuntersuchungen im Bestand 

notwendig sind. 

Der Einfluß von versiegelten Flächen wurde im Rahmen dieser Arbeit anhand des 

Versiegelungsgrades abgeschätzt. Dabei werden drei Versiegelungsstufen unterschieden. 

Die Grundwasserneubildungsrate unter teilversiegelten Flächen ist im Untersuchungsgebiet 

ca. 20 % geringer. Der gewählte pauschale Ansatz begründet sich 

mit der Gebietsgröße und den zur Verfügung stehenden Daten. Er liefert Näherungswerte. 

Für Ballungsräume ist eine genauere Betrachtung sinnvoll, die Kanalisation, 

Versiegelungsmaterial und –alter berücksichtigt (WESSOLEK, 1992). 

Die Substrateigenschaften werden aus den geologischen Karten im Maßstab 

1 : 25 000 abgeleitet. Hierbei handelt es sich um Karten der königlichen preußischen 

Landesaufnahme, bei denen die Aufnahmekriterien nicht aus deren Erläuterungsbeiheften 

oder aus anderen Quellen, sicher abzuleiten sind. Die Aufnahme erfolgte nicht 

unter dem Gesichtspunkt der Eigenschaften eines Bodens bezüglich des Bodenwasserhaushaltes. 

Da keine anderen Quellen mit flächendeckenden Substratinformationen 

zur Verfügung stehen, müssen diese trotz der genannten Probleme aus den 

geologischen Karten abgeleitet werden. Bei einem Vergleich in einem kleinen Teilbereich 

(ca. 240 km 2 ) des Untersuchungsgebietes konnte nachgewiesen werden, daß 

es bedeutende Abweichungen zwischen bodenkundlichen und geologischen Karten 

gibt. Dies führt im Gebietsmittel zu keinen großen Unterschieden, da positive und 

negative Abweichungen der Grundwasserneubildungsrate sich ausgleichen. 

Punktuell können jedoch sehr große Differenzen > 200 mm/a auftreten. Besonders 

bei der Ausweisung von grundwasserbeeinflußten Flächen weichen bodenkundliche 

und geologische Aufnahme stark von einander ab. Dies wirkt sich erheblich auf die 

Berechnung der Grundwasserneubildungsrate aus. Bei kleinräumigen Betrachtungen 

sollte dies berücksichtigt werden. 

Die Verfahren beruhen auf unterschiedlichen Klassifizierungen der Substrate. Es gibt 

die Einteilung nach Substrateigenschaften, wie die nutzbare Feldkapazität und die

Zuordnung zu Bodenartengruppen und Substrattypen. Die Sicherheit der verfahrensspezifischen 

Klassifizierung steigt von: 

nutzbare Feldkapazität < Bodenartengruppen < Substrattypen. 

155 

Am unsichersten ist die Ableitung der nutzbare Feldkapazität. Die Bestimmung der 

nutzbare Feldkapazität richtet sich nach Bodenart, Lagerungsdichte und Humusgehalt. 

Die Höhe der nutzbaren Feldkapazität unterscheidet sich bei Bodenarten mit 

höherem Feinkornanteil weniger stark, als bei Reinsanden. In dieser Bodenartengruppe 

reicht die Spanne der nutzbaren Feldkapazität von 8 bis 22 mm/dm (vgl. 

AGBODEN, 1994). Eine Differenzierung zwischen Feinsand, Mittelsand und Grobsand 

kann anhand der geologischen Karten selten erfolgen, so daß hier Mittelsand angenommen 

wird. Die Lagerungsdichte, die insbesondere auf Ackerflächen (Auflockerung 

durch Pflügen bzw. Verdichtung durch Befahrung) sehr unterschiedlich ist 

(BORK, 1988), führt zu einer weiteren Unsicherheit bei der Ableitung der nutzbaren 

Feldkapazität. Die Verfahren, die die nutzbare Feldkapazität als Eingangsgröße verwenden, 

berücksichtigen zur Bestimmung der pflanzenverfügbaren Wassermenge 

zusätzlich die effektive Durchwurzelungstiefe und gegebenenfalls die kapillare Aufstiegsrate. 

Die effektive Wurzeltiefe fällt bei stark verdichteten Böden in der Regel 

um 1 bis 2 dm geringer aus. In Forstbeständen können die tatsächlichen Wurzeltiefen 

erheblich von den mittleren abweichen (vgl. DVWK, 1996; SCHREY, 1996). Es 

handelt sich um Fehlerquellen, die im Rahmen dieser Arbeit nicht berücksichtigt werden 

können. Um den Fehler möglichst klein zu halten, werden mittlere Werte herangezogen. 

Die Verfahren, die in ihrem Verfahrensgang das Substrat anhand von Bodenartengruppen 

bzw. Substrattypen klassifizieren ermöglichen eine sicherere Zuordnung der 

geologischen Einheiten. Bei diesem Ansatz wird bei der Zusammenfassung stark 

generalisiert, so daß differenzierte Aussagen nicht möglich sind. 

Zur Abschätzung des Direktabflusses werden in einigen Verfahren Lösungsansätze 

geboten. Diese berücksichtigen auf unterschiedliche Weise die räumliche Heterogenität 

des Direktabflußgeschehens. Bei dem Vergleich der durch die Verfahren geschätzten 

Direktabflußspenden auf Einzugsgebietsebene und den Abflußauswertungen 

konnte keine gute Übereinstimmung festgestellt werden. Bei der Betrachtung der 

Abbildung 72 a) fällt auf, daß bei dem Verfahren nach DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) 

sich eine nicht signifikante Korrelation zwischen den geschätzten und den nach 

WUNDT (1958) ermittelten Direktabflußspenden ergibt. Der Verlauf der Ausgleichsgeraden 

weist auf einen negativen Zusammenhang zwischen den Direktabflußspenden 

hin. Dies weist darauf hin, daß dieses Verfahren das Direktabflußgeschehen im Untersuchungsgebiet 

nicht korrekt abbildet. Die beste Näherung zeigt das Verfahren 

nach JOSOPAIT & LILLICH (1975).

156 

a) 

Q direkt geschätzt [mm/a] 

100 

50 

S & W 

D & J 

J & L 

0 

0 50 100 150 200 250 300 

Q direkt nach Wundt [mm/a] 

Abbildung 72: Vergleich zwischen geschätzten und nach WUNDT (1958) abgeleiteten Direktabflußspenden. 

a) geschätzt nach den Verfahren S & W = SCHROEDER & WYRWICH (1990), 

J & L = JOSOPAIT & LILLICH (1975); D & J = DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980);b) geschätzt 

nach der multiplen Regression 

Im Gebietsmittel wird bei allen Verfahren die Höhe des Direktabflusses deutlich unterschätzt. 

Dies zeigt, daß der Prozeß der Abflußbildung durch die eingehenden Parameter 

nicht treffend beschrieben wird. Grundsätzlich wird bei den Verfahren von 

JOSOPAIT & LILLICH (1975) und DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) nicht auf den Zusammenhang 

zwischen Landnutzung und Direktabflußbildung eingegangen. Nach diesen 

Verfahren werden in Waldgebieten Direktabflußbildungen angesetzt, die jedoch in 

der Natur nur selten vorzufinden sind (MÜLLER-USING, 1996). Eine bessere Möglichkeit 

den Direktabfluß im Untersuchungsgebiet zu schätzen, bietet das Modell der 

multiplen Regressionsanalyse (vgl. Abbildung 72 b). Das Modell beschränkt sich auf 

die Auswertung der Flächenanteile an Ackerland auf den Substrattypen Sand und 

Lehm. Das Modell liefert integrale Werte über eine Fläche von 5 * 5 km 2 . Es erlaubt 

keine Aussagen für kleinere Flächen. Die Ergebnisse des Modells sind über die Sensitivitätsindices 

des Niederschlages eine sinnvolle Ergänzung für die Verfahren, die 

den Abfluß nicht berücksichtigen. Dabei wird eine höhere räumliche Auflösung erreicht, 

als bei der ausschließlichen Verwendung der Einzugsgebietsintegralwerte 

nach WUNDT (1958). 

Im Rahmen dieser Arbeit hat sich gezeigt, daß selbst in Gebieten mit nur geringer 

Reliefenergie Direktabfluß auftritt. Ein Teil der Verfahren wurde für ebene Standorte 

entwickelt unter der Annahme, daß sich auf diesen kein Direktabfluß bildet. Dies bedeutet, 

daß Verfahren, die den Direktabfluß auf ebenen Flächen nicht berücksichtigen, 

zwangsläufig zu hohe Berechnungsergebnisse für das Untersuchungsgebiet 

liefern. Des weiteren sind die Verfahren nur für die Bedingungen gültig, unter denen 

sie entwickelt wurden. Einzelne Berechnungsergebnisse machen dies deutlich. So 

sind unter gegebenen klimatischen Bedingungen negative Grundwasserneubildungsraten 

im langjährigen Mittel nicht zu erwarten. Bei dem Verfahren nach RENGER & 

WESSOLEK (1990) treten diese vor allem bei Niedermooren und Hochmooren auf. Da 

Hochmoore definitionsgemäß nur vom Niederschlagswasser gespeist werden, also 

kein Grundwasseranschluß vorhanden ist, kann es hier in keinem Falle zu negativen 

Grundwasserneubildungsraten kommen. Niedermoore sind im Gegensatz zu Hochmooren 

in ihrem Wasserhaushalt direkt mit dem angrenzenden Mineralböden über 

b) 

Q direkt aus multipl. Regression [mm/a] 

200 

150 

100 

50 

Multipl. - 

Regr. 

0 50 100 150 200 250 300 

Q direkt nach Wundt [mm/a]

157 

das Grundwasser verzahnt. In der Regel finden sich auf solchen Standorten im norddeutschen 

Raum Evapotranspirationsraten von > 600 mm/a (BLANKENBURG, 1996; 

EGGELSMANN, 1973). Die Aufstellung von Wasserbilanzen für Niedermoore wird 

durch zuströmendes Oberflächen,- Vorfluter- oder Grundwasser erschwert und kann 

nur anhand detaillierter Untersuchungen erfolgen. Es ist davon auszugehen, daß das 

Verfahren nach RENGER & WESSOLEK (1990) nicht für die Berechnungen der Grundwasserneubildungsrate 

in Mooren entwickelt wurde. Für grundwasserbeeinflußte Böden 

berechnen SCHROEDER & WYRWICH (1990) ebenfalls negative Grundwasserneubildungsraten. 

Dies ist eine Folge der pauschalen Ansätze, die für die untersuchten 

Gebiete in Nordrhein-Westfalen gelten, jedoch nicht auf den Untersuchungsraum zu 

übertragen sind. Beim Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH (1975), das auf den Lysimetergleichungen 

von DYCK & CHARDABELLAS (1963) aufbaut, wird der Substrateinfluß 

gegenüber der Landnutzung überbewertet. 

Von allen Verfahren erscheint das von RENGER & WESSOLEK (1990) am besten die 

Faktoren zu berücksichtigen, die die Grundwasserneubildung beeinflussen. Die 

Landnutzungsformen werden in Acker, Grünland, Nadelwald und Laubwald unterteilt. 

Es werden keine Bodengruppen gebildet, sondern die Beschreibung der Standorteigenschaften 

erfolgt durch die nutzbare Feldkapazität, die Durchwurzelungstiefe und 

dem kapillaren Aufstieg. Das Verfahren berücksichtigt jahreszeitliche Einflüsse indem 

es zwischen Sommer- und Winterniederschlägen differenziert. Neben dem Niederschlag 

fließt zusätzlich die potentielle Evapotranspiration nach HAUDE (1954) ein. Für 

die Anwendung dieses Verfahrens sollte der Niederschlagswert entweder vor der 

Berechnung der Grundwasserneubildungsrate um den Direktabfluß verringert werden, 

oder aber nach der Berechnung über die Sensitivtätsindices einfließen. Für gröbere 

Abschätzungen eignet sich das Verfahren nach SCHROEDER & WYRWICH (1990). 

Die im Untersuchungsgebiet durchgeführten Arbeiten übertreffen, hinsichtlich der 

Größe des Betrachtungsraumes und der erreichten räumlichen Auflösung, bisherige 

Untersuchungen. Dies war nur durch den Einsatz eines Geoinformationssystems 

möglich. Im Rahmen der Arbeit erforderte dies einen hohen zeitlichen Aufwand zur 

Erstellung der bis dahin nicht vorhandenen digitalen Datengrundlage. Die erstellte 

Datengrundlage für die Ermittlung der Grundwasserneubildungsrate ist darüber hinaus 

für weitere Fragestellungen wie z.B. die Erstellung von Grundwassergefährdungskarten, 

Einbindung der Grundwasserneubildungsraten in Grundwassermodellen, 

Ausweisung von Trinkwasserschutzgebieten und Umweltverträglichkeitsprüfungen 

zu nutzen. Bereits bei der Anlage der Datenbasis ist zu berücksichtigen, daß 

auch für weiterführende Untersuchungen eine flexible Nutzung der Eingangsdaten, 

der abgeleiteten Daten und der Berechnungsergebnisse möglich ist.

158

8 Zusammenfassung 

159 

Im Rahmen des Untersuchungsprogramms „Ermittlung des Grundwasserdargebotes 

im Planungsraum Südost-Holstein“ des Landesamtes für Natur und Umwelt des 

Landes Schleswig-Holstein (LANU) werden von den Bearbeitern detaillierte Wasserhaushaltsuntersuchungen 

durchgeführt. Ziel des Forschungs- und Entwicklungsvorhabens 

ist die Ermittlung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate. 

Die Berechnungen erfolgten anhand verschiedener Methoden, die die Ermittlung der 

flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate im langjährigen Mittel erlauben. 

Die im Untersuchungsgebiet Südost-Holstein durchgeführten Arbeiten übertreffen 

hinsichtlich der Größe des Betrachtungsraumes, der erreichten räumlichen Auflösung 

und des Verfahrensvergleiches bisherige Untersuchungen. 

Das Untersuchungsgebiet liegt im Norddeutschen Tiefland. Die oberflächlich anstehenden 

Gesteine werden aus quartären Ablagerungen gebildet. Als typische Lockergesteine 

finden sich Geschiebemergel und Sande. Das Gebiet ist durch agrarwirtschaftliche 

Nutzung geprägt (Ackerflächen ca. 54 % der Gesamtfläche, Grünland ca. 

14 %). Untergeordnet findet auch forstliche Nutzung statt (21 %). Das Klima ist gemäßigt 

feucht-ozeanisch. Die Jahresmitteltemperatur liegt bei 8,3 °C, der mittlere 

unkorrigierte Jahresniederschlag beträgt 763 mm/a (durchschnittliche Werte für 

Schleswig-Holstein. Die Jahreswerte der klimatischen Wasserbilanz sind, außer in 

extremen Trockenjahren, positiv. Die Gesamtabflußspende beträgt im Mittel ca. 250 

mm/a, wobei ungefähr die Hälfte vom Direktabfluß gebildet wird. 

Vor der Berechnung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate werden 

eingehende Literaturstudien durchgeführt und ausgewertet. Hierbei werden die 

Verfahren anhand ihres Betrachtungsschwerpunktes klassifiziert (Sickerraum, 

Grundwasserraum, Gerinneabfluß). Die Auswahl der Berechnungsmethoden steht im 

engen Zusammenhang mit den klimatologischen, morphologischen und geologischen 

Bedingungen des Untersuchungsraum Südost-Holstein. Folgende Verfahren 

finden im Rahmen dieser Arbeit Anwendung: Bagrov/Glugla (in GRUNSKE, 1975), 

JOSOPAIT & LILLICH (1975), DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980), PROKSCH (1990), RENGER & 

WESSOLEK (1990), SCHROEDER & WYRWICH (1990). 

Die Auswahl der Verfahren richtet sich nach den verfügbar zu machenden Daten, die 

gesichtet, überprüft und bearbeitet werden. Die Verfahren unterscheiden sich aufgrund 

ihrer Eingangsparameter und des Verfahrensganges, hier insbesondere der 

unterschiedlichen Klassifizierung von Landnutzung und Böden. In der nachfolgenden 

Tabelle sind die Verfahren einander gegenübergestellt.

160 

Tabelle zu den Eingangsparametern der gewählten Verfahren; + = berücksichtigt, u = unkorrigierter 

Niederschlag, k = korrigierter Niederschlag, T = Turc/Ivanov; H = Haude, nFK = nutzbare 

Feldkapazität 

Verfahren 

Klima Boden und Pflanze Hydrologie 


PROKSCH (1990) u ✙ ✙ ✙ ✙ 

RENGER & WESSOLEK (1990) u H ✙ ✙ ✙ ✙ 

BAGROV & GLUGLA (in GRUNSKE, 1975); 

ohne Berücksichtigung des Oberflächenabflusses 

potentielle Evapotranspiration 

nFK 

Bodengruppen, Bodenart 

Landnutzung 

Versiegelung 

Relief, Reliefenergie 

Grundwasserflurabstand 

k T ✙ ✙ ✙ ✙ 

VEKOS (KLÄMT, 1988) k ✙ ✙ ✙ ✙ 

BAGROV & GLUGLA (in GRUNSKE, 1975); 

mit Berücksichtigung des Oberflächenabflusses 

Oberflächenabfluß 

k T ✙ ✙ ✙ ✙ ✙ ✙ 

JOSOPAIT & LILLICH (1975) u ✙ ✙ ✙ ✙ ✙ ✙ 

DÖRHÖFER & JOSOPAIT (1980) u ✙ ✙ ✙ ✙ ✙ ✙ 

SCHROEDER & WYRWICH (1990) u ✙ ✙ ✙ ✙ ✙ ✙ 

Aufgrund der Größe des Untersuchungsgebietes (1290 km 2 ), der Vielzahl der Datenebenen 

und dem angestrebten Arbeitsmaßstab von 1 : 25 000 ist der Einsatz eines 

Geoinformationssystems (z.B. Arc/Info) erforderlich. Digital bereitgestellte Datensätze 

werden in ein einheitliches Datenbankformat überführt. Analog vorliegende Karten 

werden digitalisiert und anschließend in die Datenbank integriert. Durch den Einsatz 

eines Geoinformationssystems wird ein Höchstmaß an Flexibilität bei der Datenverwaltung 

und –bearbeitung gewährleistet. Die Eingangsdatensätze lassen sich 

folgenden Datentypen zuordnen: 

räumlich variable Eingangsdaten 

räumlich zeitlich variable Eingangsdaten 

Die räumlich variablen Eingangsdaten werden gebildet aus den Datensätzen zur 

Landnutzung (ATKIS-Daten), Morphologie (DGM50–Daten) sowie geologischen 

Kartenblättern für das Gesamtgebiet. Für ein Teilgebiet (214 km 2 ) liegen zusätzlich 

bodenkundliche Karten vor. Die zeitlich räumlich variablen Eingangsdaten bestehen 

aus korrigierten und unkorrigierten Niederschlagswerten und Datensätzen zur potentiellen 

Evapotranspiration nach Turc-Ivanov bzw. Haude (Zeitreihe 1961-1990) sowie 

Abflußdaten von 16 gewässerkundlichen Pegelanlagen mit unterschiedlich langen 

Beobachtungszeiträumen.

161 

Anhand der ATKIS-Daten werden folgende Arten der Landnutzung unterschieden: 

Acker (54 %), Grünland (14 %), Laubwald (5 %), Nadelwald (4 %), Mischwald (12 

%), Moor (0,3 %) und Gewässer (0,6 %). Des weiteren werden versiegelte Flächen 

(10 %) bezüglich ihres Versiegelungsgrades in Anlehnung an SCHOSS (1977) in drei 

Gruppen untergliedert. 

Die Auswertung der geologischen und bodenkundlichen Karten beinhaltet die Ableitung 

von Bodenartengruppe, Substrattyp, nutzbarer Feldkapazität und Flurabstand. 

In dem Teiluntersuchungsgebiet werden beide Substrattypenauswertungen einander 

gegenübergestellt. Es zeigte sich, daß nur 45 % der Fläche gleich klassifiziert werden. 

Bei nicht übereinstimmenden Flächen weisen die bodenkundlichen Karten eher 

lehmige Substrate und die geologische Aufnahme sandige Substrate auf. Im 

Gesamtgebiet werden anhand der geologischen Karten 55 % der Fläche als Lehmböden, 

32 % der Fläche als Sandböden und 13 % der Flächen als semiterrestrische 

Böden klassifiziert (d.h. Böden mit Grundwasserbeeinflussung). 

Für das Untersuchungsgebiet wird aus den Datensätzen des DGM50 ein digitales 

Geländemodell erstellt. Dieses Geländemodell wird für die Ableitung der Reliefparameter 

Hangneigung und Reliefenergie eingesetzt, welche für die Charakterisierung 

des Direktabflusses bei einigen Verfahren erforderlich ist. Ferner wird das Geländemodell 

für die Ableitung des Gewässernetzes und der oberirdischen Einzugsgebiete 

in Arc/Info getestet. Es zeigt sich, daß bei der vorliegenden Auflösung des 

DGM50 Raster (50 * 50 m 2 ) die Auswertungsergebnisse stark fehlerbehaftet sind. 

Aus diesem Grunde wird das Gewässernetz anhand der ATKIS-Daten konstruiert 

und die oberirdischen Einzugsgebiete aus vorliegendem Kartenmaterial digitalisiert. 

In Abhängigkeit vom gewählten Verfahren zur Berechnung der flächendifferenzierten 

Grundwasserneubildungsrate werden entweder korrigierte oder unkorrigierte Niederschlagsdaten 

benötigt. Diese werden statistisch ausgewertet und die mittleren 

Jahres-, bzw. Halbjahressummen der Zeitreihe 1961-1990 berechnet. Die Niederschlagsverteilung 

im Untersuchungsgebiet ist durch eine Abnahme der Niederschlagshöhen 

von West nach Ost mit 2,5 mm/km gekennzeichnet. Dieser Trend wird 

bei der Regionalisierung der Niederschlagsdaten mittels Kriging durch die Berechnung 

von Richtungsvariogrammen berücksichtigt. Das nach der Regionalisierung 

berechnete Gebietsmittel ergibt für die korrigierten Niederschlagswerte einen Wert 

von 812 mm/a und bei den unkorrigierten 732 mm/a. 

Die klimatische Wasserbilanz, die aus der Differenz von korrigierter Niederschlagsverteilung 

zur potentiellen Evapotranspirationsverteilung berechnet wird, ergibt bei 

der Verwendung der potentiellen Gebietsverdunstung nach Turc/Ivanov Werte von 

228 mm/a im Vergleich zu 298 mm/a für Verdunstungswerte nach Haude. 

Die Auswertung der Abflußdaten erfolgt anhand des MoMNQ-Verfahrens nach 

WUNDT (1958). Diesem statistischen Verfahren wird die graphische Auswertung der 

Abflußganglinien nach dem Au-Linien-Verfahren (NATERMANN, 1951) gegenüber-

162 

gestellt. Die anhand dieser beiden Verfahren ermittelten Basisabflüsse unterscheiden 

sich in den meisten Einzugsgebieten nur geringfügig, wobei die nach dem Au-Linien- 

Verfahren errechneten Basisabflüsse immer höhere Werte ergeben. Größere Differenzen 

zwischen den beiden Verfahren treten bei sehr niedrigen Basisabflüssen auf. 

Bei der Auswertung nach WUNDT (1958) ergeben sich im Gebietsmittel, der durch 

gewässerkundliche Pegelanlagen erfaßten Bereiche, für den Gesamtabfluß 

249 mm/a, für den Direktabfluß 123 mm/a und für den Basisabfluß 126 mm/a. Der 

Gesamtabfluß und die Abflußkomponenten zeigen in ihrer Höhe eine hohe räumliche 

Variabilität. Im Untersuchungsgebiet streut der Anteil des Direktabflusses am 

Gesamtabfluß zwischen ca. 30 % und 70 %. 

Die den 16 gewässerkundlichen Meßstellen zugeordneten Einzugsgebiete weisen 

hinsichtlich ihrer Geologie, Morphologie und Landnutzung unterschiedliche Ausprägungen 

vor. Die Flächenanteile der genannten Gebietskenngrößen werden 

bestimmt, um ihren Einfluß auf das Abflußgeschehen zu ermitteln. Die Höhe der 

Direktabflüsse zeigt eine signifikante Abhängigkeit vom Substrattyp. Hohe Flächenanteile 

an Lehmböden korrelieren mit höheren Direktabflüssen, während Sandböden 

einen geringeren Direktabfluß bewirken. Die Höhe des Basisabflusses korreliert mit 

keiner der aufgenommenen Gebietsgrößen. Anhand einer vorwärtsgerichteten multiplen 

Regression werden Modelle berechnet, die den Einfluß von Landnutzung bzw. 

Bodentyp auf die Höhe des Direktabflusses quantifizieren. Der Bodentyp beeinflußt 

die Höhe des Direktabflusses wesentlich stärker als die Landnutzung. Ein 

Modell, welches die Kombinationen Acker auf Lehm bzw. Acker auf Sand berücksichtigt, 

gibt am besten die Verteilung der Direktabflußmengen im Untersuchungsgebiet 

wieder. Das Modell wird durch folgende Regressionsgleichung beschrieben: 

Qdirekt = (1,27*%“Acker auf Lehm“) + (-3,35*%“Acker auf Sand“) + 117 

Anhand dieses Modell wird eine Regionalisierung des Direktabflusses in einem Raster 

von 5 * 5 km 2 vorgenommen. Die durch die Regionalisierung ermittelten Direktabflußmengen 

der Einzugsgebiete werden mit denen des MoMNQ-Verfahrens verglichen. 

Grundsätzlich werden die Direktabflußmengen durch das Modell gut geschätzt. 

Für alle verwendeten Verfahren wird der Verfahrensgang sowie dessen Umsetzung 

in Arc/Info detailliert beschrieben. Die Ergebnisse jedes Verfahrens werden einzeln 

präsentiert. Es schließt sich ein Methodenvergleich an. Anhand der berechneten Gebietsmittel 

(Gbm) der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate werden die 

Verfahren in drei Gruppen zusammengefaßt: 

Verfahren mit niedrigem Gebietsmittel :DÖRHÖFER & JOSOPAIT (Gbm168 mm/a). 

Verfahren mit mittlerem Gebietsmittel : JOSOPAIT & LILLICH (Gbm 202 mm/a), 

SCHROEDER & WYRWICH (Gbm 204 mm/a), BAGROV/GLUGLA mit Berücksichtigung 

des Direktabflusses (Gbm 218 mm/a), RENGER & WESSOLEK (Gbm 224 mm/a).

163 

Verfahren mit hohem Gebietsmittel: PROKSCH (Gbm 253 mm/a), VEKOS (Gbm 276 

mm/a), BAGROV/GLUGLA ohne Berücksichtigung des Direktabflusses (Gbm 288 

mm/a). 

Des weiteren wird der Einfluß verschiedener Standortfaktoren auf die Höhe der 

Grundwasserneubildungsrate betrachtet. Allen Verfahren ist gemein, daß die Niederschlagshöhe 

die Höhe der Grundwasserneubildungsrate maßgeblich bestimmt. 

grundwasserbeeinflusste Böden wirken sich bei allen Verfahren reduzierend auf die 

Höhe der Grundwasserneubildungsrate aus. Ein Teil der Verfahren mißt der Landnutzung 

eine größere Bedeutung bei, während bei anderen Verfahren das Substrat 

ausschlaggebender für die Höhe der Grundwasserneubildungsrate ist. Um die Änderungen 

der Berechnungsergebnisse aufgrund von Parametervariationen zu quantifizieren, 

werden Sensitivitätsanalysen durchgeführt. Zum einen wird die Auswirkung 

eines Substratwechsels von Reinsand zu Sandlehm betrachtet, zum anderen der 

Einfluß der Vegetation und der Niederschlagshöhe. 

Das Verfahren nach JOSOPAIT & LILLICH (1975) reagiert am sensitivsten auf einen 

Substratwechsel (Sensitivitätsindex für Ackernutzung: -0,37; Sensitivitätsindex für 

forstwirtschaftliche Nutzung: -0,34), während die Berechnung der Grundwasserneubildungsrate 

mit dem Programm VEKOS (in KLÄMT, 1988) am geringsten auf einen 

Wechsel des Substrates reagiert (Sensitivitätsindex für Ackernutzung: -0,06 und 

Sensitivitätsindex für forstwirtschaftliche Nutzung: -0,14). Bei einer Variation der 

Landnutzung (Änderung der prozentualen Flächenanteile von forstwirtschaftlicher 

bzw. landwirtschaftlicher Nutzung) wirkt sich diese beim Verfahren nach PROKSCH 

(1990) am stärksten (Sensitivitätsindex 0,34) und bei der Berechnung der Grundwasserneubildungsrate 

mit dem Programm VEKOS am geringsten aus (Sensitivitätsindex 

0,09). Die berechneten Sensitivitätsindices für die Variation der Niederschlagshöhe 

liegen in Abhängigkeit von Verfahren, Landnutzung und Bodentyp zwischen 

1,43 und 5,13. 

Abschließend werden die Ergebnisse der Berechnung der flächendifferenzierten 

Grundwasserneubildungsrate diskutiert und die eingehenden Daten kritisch beurteilt. 

Die ausgewählten Verfahren werden vergleichend hinsichtlich der Ergebnisse, 

Fehlerquellen und Arbeitsaufwand bewertet. Von allen Verfahren erscheint das Verfahren 

von RENGER & WESSOLEK (1990) am Besten die Prozesse, die sich auf die 

Höhe der Grundwasserneubildungsrate auswirken, zu beschreiben. Nachteil dieses 

Verfahrens ist, daß es nur in Gebieten eingesetzt werden kann, in dem kein Direktabfluß 

auftritt, da dieser im Verfahrensgang unberücksichtigt bleibt. Bei Kenntnis der 

Direktabflußverteilung sollte aus diesem Grunde die Niederschlagshöhe um die 

jeweilige Direktabflußhöhe vermindert werden, bevor die weiteren Berechnungen 

durchgeführt werden.

164

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178

10 Anhang 

179

180 

Lage des Untersuchungsgebietes Südost- Holstein 

mit Verteilung der Niederschlags- und Klimastationen 

N 

Henstedt- 

Ulzburg 

HH- 

Fuhlsbüttel 

Alster 

Bornhöved 

Wahlstedt Bad 

Segeberg 

Ahrensburg - 

Wulfsdorf 

HH- 

Reitbrock 

Elbe 

Bargteheide 

Reinbek 

Beste 

Söhren 

Südost- 

Trittau 

Geesthacht 

Plön 

Plön, M-P-I 

Bad Oldesloe 

Bille 

Km 

Seedorf 

Trave 

Steinhorst 

Lübeck 

Holstein 

Schwarzenbek 

Linau 

Nusse 

Steinau 

Lütau 

Eutin 

Trave 

Lauenburg 

Elbe-Lübeck-Kanal 

Elbe 

Lübeck 

Mölln 

Schönwalde 

Ratzeburg 

Langenlehsten 

Boizenburg 

Anhang 1.1 

Greven 

- Granzin 

Legende 

Ostsee 

Travemünde 

Kittlitz 

Gromitz 

Schönberg 

Gebietsgrenzen 


Etpot nach Haude 

Etpot nach Turc/Ivanov 

Etreal

Boizenburg 

Lauenburg 

4370000 4380000 4390000 4400000 44100 0 4420000 4430000 

181 

Anhang 4.1.3 

Mittlere Niederschlagsverteilung (korrigiert) der Zeitreihe 1961 - 1990 

Interpolationsverfahren : Punktkriging 

875mm/a 

850mm/a 

825mm/a 

800mm/a 

775mm/a 

750mm/a 

725mm/a 

700mm/a 

Bornhöved 

Henstedt-Ulzburg 

Hamburg 

Bargteheide 

Reinbek 

Bad Oldesloe 

Geesthacht 

Plön 

Seedorf 

Söhren 

Steinhorst 

Trittau 

Schwarzenbek 

Eutin 

Nusse 

Lütau 

Schönwalde 

Lübeck 

Ratzeburg 

Langenlehsten 


0km 10km 20km 30km 40km 

Grömitz 

Travemünde 

Schönberg 

Kittlitz 

6000000 

5990000 

5980000 

5970000 

5960000 

5950000 

5940000 

5930000 

5920000

182 

HOCHWERT 

6000000 

5990000 

5980000 

5970000 

5960000 

5950000 

5940000 

Mittlere Niederschlagsverteilung & 

Schätzstandardabweichung 1961/90; (Nkor) 

Interpolationsverfahren: Punktkriging 

Bornhöved 


Hamburg 

Bargteheide 

Plön 

Seedorf 

Söhren 

Bad Oldesloe 

Steinhorst 

Trittau 

Eutin 

Nusse 

5930000 

Reinbek 

Schwarzenbek Langenlehsten 


5920000 

Geesthacht Lütau 

Boizenburg 

Lauenburg 

4370000 4380000 4390000 4400000 4410000 4420000 4430000 

RECHTSWERT 

Schönwalde 

Lübeck 

Ratzeburg 


Grömitz 

Travemünde 

Schönberg 

Kittlitz 

Anhang 4.1.4 

35mm/a 

30mm/a 

25mm/a

Lauenburg 

4370000 43800 004390000 4400000 4410000 4420000 4430000 

183 

Anhang 4.1.5 

Mittlere Niederschlagsverteilung (unkorrigiert) der Zeitreihe 1961 - 1990 

Interpolationsverfahren : Punktkriging 

800mm/a 

775mm/a 

750mm/a 

725mm/a 

700mm/a 

675mm/a 

Bornhöved 


Bargteheide 

Reinbek 

Bad Oldesloe 

Geesthacht 

Plön 

Seedorf 

Söhren 

Steinhorst 

Trittau 

Schwarzenbek 

Eutin 

Nusse 

Lütau 

Schönwalde 

Lübeck 

Ratzeburg 

Langenlehsten 


Grömitz 

Travemünde 

Kittlitz 

6000000 

5990000 

5980000 

5970000 

5960000 

5950000 

5940000 

5930000 

5920000

184 

HOCHWERT 

6000000 

5990000 

5980000 

5970000 

5960000 

5950000 

5940000 

5930000 

Mittlere Niederschlagsverteilung 1961/90 

Sommerhalbjahr; (Nunkor) 


Bornhöved 


Bargteheide 

Reinbek 

Plön 

Seedorf 

Söhren 

Bad Oldesloe 

Steinhorst 

Trittau 

Schwarzenbek 

Eutin 

Nusse 

5920000 


Lauenburg 

4370000 4380000 4390000 4400000 4410000 4420000 4430000 

RECHTSWERT 

Schönwalde 

Lübeck 

Ratzeburg 

Langenlehsten 


Grömitz 

Travemünde 

Kittlitz 

Anhang 4.1.6 

400mm/a 

375mm/a 

350mm/a 

325mm/a

HOCHWERT 

6000000 

5990000 

5980000 

5970000 

5960000 

5950000 

5940000 

5930000 

Mittlere Niederschlagsverteilung 

Winterhalbjahr 1961/90; (Nunkor) 


Bornhöved 


Bargteheide 

Reinbek 

Plön 

Seedorf 

Söhren 

Bad Oldesloe 

Steinhorst 

Trittau 

Schwarzenbek 

Eutin 

Nusse 

5920000 


Lauenburg 

4370000 4380000 4390000 4400000 4410000 4420000 4430000 

RECHTSWERT 

Schönwalde 

Lübeck 

Ratzeburg 

Langenlehsten 


Grömitz 

Travemünde 

Kittlitz 

185 

Anhang 4.1.7 

375.0mm/a 

350.0mm/a 

325.0mm/a 

300.0mm/a

186 

Mittlere potentielle Evapotranspiration 1961/90 

nach Turc/Ivanov 

Hamburg-R. 

Bad Segeberg 

570 mm/a 

Ahrensburg 

603 mm/a 

577 mm/a 

Eutin 

582 mm/a 

586 mm/a 

603 mm/a 

586 mm/a 

593 mm/a 

Travemünde 

Lübeck 

Mölln 

Boizenburg 


Anhang 4.1.9

Mittlere potentielle Evapotranspiration 1961/90 

nach Haude 

Wahlstedt 

495 mm/a 

Ahrensburg 

Hamburg 

507 mm/a 

513 mm/a 

459 mm/a 

533 mm/a 

515 mm/a 

Eutin 

Boizenburg 

411 mm/a 

Mölln 

Travemünde 

187 

Anhang 4.1.10

188 

Klassifizierung der ATKIS-Daten zur Erhebung der Landnutzung 

Arc/Info-Kennung Bezeichnung & ATKIS-Kennung 

veg-klasse =1 Acker 

objart = 4101 / Ackerland 

veg-klasse = 2 Grünland 

objart = 4102 / Grünland 

objart = 2201 / Sportanlage 

objart = 2202 / Freizeitanlage 

objart = 2213 / Friedhof 

objart = 2227 / Grünanlage 

objart = 2228 / Campingplatz 

objart = 4103 / Gartenland 

objart = 4104 / Heide 

objart = 4109 / Sonderkultur 

veg-klasse = 3 Laubwald 

veg = 1000 

veg-klasse = 4 Nadelwald 

veg = 2000 

veg-klasse = 5 Mischwald 

veg = 3000 

veg-klasse = 6 Moor 

objart = 4106 / Sumpf 

objart = 4105 / Moor 

veg-klasse = 7 unbewachsen 

objart = 4120 / Vegetationslose Flaeche 

objart = 2121 / Bergbaubetrieb 

objart = 2301 / Tagebau Grube Steinbruch 

veg-klasse = 8 Gewässer 

objart = 3402 / Hafenbecken 

objart = 5101 / Fliessgewässer 

objart = 5102 / Kanal 

objart = 5112 / stehendes Gewässer 

objart = 5303 / Schleuse 

objart = 5111 / Meer 

veg-klasse = 10 nicht klassifiziert 

objart = 4199 / Flaeche z.Zt. unbestimmbar 

objart = 3103 / Platz (Rastplatz Parkplatz) 

objart = 3502 / Raststaette 

objart = 3101 / Strasse 

objart = 3102 / Weg 

objart = 2314 / Absetzbecken Rieselfeld Schlammteich 

veg-klasse = 91 starke bis voellige Versiegelung 

objart = 3514 / Bruecke Unterfuehrung Ueberfuehrung 

objart = 2122 / Abfalldeponie 

objart = 2135 / Abfallbeseitigungsanlage 

objart = 3301 / Flughafen 

veg-klasse = 92 mittlere Versiegelung 

objart = 2112 / Industrie- und Gewerbeflaeche 

objart = 2101 / Ortslage 

objart = 2114 / Flaeche bes. funkt. Praegung 

objart = 2113 / Flaeche gemischter Nutzung 

objart = 2126 / Kraftwerk 

objart = 3302 / Flugplatz Landeplatz 

veg-klasse = 93 leichte Versiegelung 

objart = 2111 / Wohnbauflaeche Ortslage 

objart = 2111 / Wohnbauflaeche ohne Ortslage 

objart = 3501 / Bahnhofsanlage 

objart = 2134 / Wasserwerk 

objart = 2127 / Umspannwerk 

objart = 2129 / Klaeranlage 

Anhang 4.4.1

Ammersbek 


Bredenbek 


Au 

se 


Hamburg 

Elbe 


Neritz 

Bunsbach 

Rehagen 

Au 

Hopfenbach 

Wand 

Wandse 

< 50 mm/a 

Quellental 

Bünningstedt 

50 - 100 mm/a 

100 - 150 mm/a 

Beste 

Corbek 

Sachsenwaldau 

Reinbek 

Sulsbek 

Bille 

Sch 

w 

arze 


0 5 10km 

Quellental 

2 

Mühlenbach 

Barnitz 

Fribek 

Au 

Aumühle 

Linau 

150 - 200 mm/a 

> 200 mm/a 

Bille 

Hamfelde 

Au 

Kühlenbach 

Schie be nitz 

Stein 

Lütau 

graben 

Trave 

Nusse 

au 

Duvenseeb ach 

Mühlenbek 

Linau 

Augraben 

Stegnitz 

Grienau 

Ziegelhof 

Steinau 


Elbe - 

Priesterbach 

Breitenfelde 

Pötrau 

189 

Anhang 4.8.1 

Witzeeze 

Mecklenburg- 

Vorpommern

190 

Ammersbek 


Bredenbek 


Au 

se 


Hamburg 

Elbe 


Neritz 

Bunsbach 

Rehagen 

Au 

Hopfenbach 

Wand 

Wandse 

< 50 mm/a 

Quellental 

Bünningstedt 

50 - 100 mm/a 

100 - 150 mm/a 

Beste 

Corbek 

Sachsenwaldau 

Reinbek 

Sulsbek 

Bille 

Sch 

w 

arze 


0 5 10km 

Quellental 

2 

Mühlenbach 

Barnitz 

Fribek 

Au 

Aumühle 

Linau 

150 - 200 mm/a 

> 200 mm/a 

Bille 

Hamfelde 

Au 

Kühlenbach 

Schie benitz 

Stein 

Lütau 

graben 

Trave 

Nusse 

au 

Duvenseeb ach 

Mühlenbek 

Linau 

Augraben 

Stegnitz 

Grienau 

Ziegelhof 

Steinau 

Priesterbach 

Breitenfelde 

Pötrau 

Anhang 4.8.2 


Elbe - 

Witzeeze 

Mecklenburg- 

Vorpommern

Korrelationstabelle (nach Pearson) der jährlichen und halbjährlichen 

Abflußkomponentenspenden mit den Gebietsparametern 

191 

Anhang 4.9.1 

Acker Grünland Wald Wohn TS TL SB RE 

Q_A_GES -0,215 0,125 -0,30 0,483 -0,309 0,319 -0,061 -0,034 

0,423 0,645 0,912 0,058 0,245 0,229 0,821 0,900 

Q_A_BAS -0,479 0,147 0,162 0,707** 0,125 -0,113 -0,091 0,197 

0,060 0,588 0,548 0,002 0,643 0,677 0,739 0,465 

Q_A_DIR 0,316 0,009 -0,293 -0,169 -0,739** 0,739** 0,022 -0,350 

0,233 0,973 0,272 0,533 0,001 0,001 0,935 0,184 

Q_WIN_GES -0,032 0,095 -0,141 0,291 -0,502* 0,497 0,007 -0,170 

0,905 0,725 0,604 0,274 0,048 0,050 0,979 0,529 

Q_WIN_BAS -0,373 0,216 0,067 0,588* 0,035 -0,037 -0,030 0,109 

0,154 0,421 0,805 0,016 0,898 0,891 0,911 0,688 

Q_WIN_DIR 0,277 -0,058 -0,246 -0,114 -0,701** 0,697** 0,035 -0,321 

0,300 0,832 0,359 0,674 0,002 0,003 0,896 0,226 

Q_SOM_GES -0,441 0,142 0,139 0,666** 0,040 -0,010 -0,150 0,173 

0,087 0,599 0,609 0,005 0,884 0,972 0,579 0,521 

Q_SOM_BAS -0,562* 0,071 0,249 0,791** 0,209 -0,183 -0,146 0,275 

0,023 0,795 0,352 0,000 0,437 0,498 0,590 0,303 

Q_SOM_DIR 0,344 0,276 -0,360 -0,319 -0,584* 0,603* -0,040 -0,324 

0,192 0,302 0,171 0,228 0,017 0,013 0,882 0,221 

** Die Korrelation ist auf dem Niveau von 0,01 (2-seitig) signifikant 

* Die Korrelation ist auf dem Niveau von 0,05 (2-seitig) signifikant 

N = 16, kursiv: Signifikanz (2-seitig) 

TS = terrestrischer Sandboden, TL = terrestrischer Lehmboden; SB = semiterrestrischer Boden; RE = durchschnittliche Reliefenergie 

im Einzugsgebiet; Q = Abfluß; A = jährlich; ges. = gesamt; bas. = basis; dir = direkt; win = Winter; som = Sommer.

192 

Aufgenommene Variablen 

Modellbeschreibung der multiplen linearen Regression 

Modell Aufgen. Variablen 

1 Acker/TS 

Acker/TL 

Modellzusammenfassung 

Anhang 4.9.2 

Modell R R-Quadrat Korrigiertes R- Standardfehler 

Quadrat des Schätzers 

1 0,821 0,675 0,625 34,27 

ANOVA 

Modell Quadratsumme 

Regression 

Residuen 

Gesamt 

Koeffizienten 

Modell 

Konstante 

Acker/ TL 

Acker/ TS 

31676 

15265 

46940 

df Mittel der 

Quadrate 

2 

13 

15 

15838 

1174 

Nicht standardisierte Koeff. Standardisierte 

Koeff. 

B Std.fehler Beta 

116,6 

1,274 

-3,349 

34,9 

0,59 

1,11 

Abhängige Variable: Direktabfluß 

0,39 

-0,55 

F Signifikanz 

13,49 0,001 

3,34 

2,15 

-3,02 

T Signifikanz 

0,005 

0,051 

0,010

Formeln zur Ermittlung des Quotientens „y“ nach Bagrov/Glugla (1975) 

Effektivitätsparameter 

n“ 

y 

0 y = ETpot 

0.30 

y = (-0,0367x 2 + 0,3051x + 0,1132) 

0.35 

y = (-0,0418x 2 + 0,3308x + 0,1216) 

0.40 

y = (-0,0454x 2 + 0,3483x + 0,1345) 

0.50 

y = (-0,0521x 2 + 0,3799x + 0,1544) 

0.60 

y = (-0,06x 2 + 0,4104x + 0,171) 

0.70 

y = (-0,0662x 2 + 0,4343x + 0,1834) 

0.80 

y = (-0,0729x 2 + 0,4578x + 0,194) 

1.00 

y = (-0,0818x 2 + 0,4869x + 0,2187) 

1.20 

y = (0,0294x 3 - 0,2595x 2 + 0,8087x + 0,0827) 

1.40 

y = (0,0354x 3 - 0,2992x 2 + 0,8802x + 0,0741) 

1.50 

y = (0,0402x 3 - 0,3289x 2 + 0,9335x + 0,0586) 

1.60 

y = (0,0449x 3 - 0,3586x 2 + 0,9867x + 0,0431) 

1.70 

y = (0,046x 3 - 0,3673x 2 + 1,0027x + 0,0444) 

1.80 

y = (0,0472x 3 - 0,376x 2 + 1,0186x + 0,0456) 

2.00 

y = (0,0531x 3 - 0,4102x 2 + 1,0727x + 0,038) 

2.50 

y = (0,0683x 3 - 0,4969x 2 + 1,2075x + 0,0086) 

3.00 

y = (0,0788x 3 - 0,5586x 2 + 1,3063x - 0,0139) 

4.00 

y = (0,0904x 3 - 0,6228x 2 + 1,3972x - 0,0204) 

5.00 

y = (-0,0691x 4 + 0,6239x 3 - 2,0744x 2 + 3,014x - 

0,6188) 

8.00 

y = (-0,0794x 4 + 0,7101x 3 - 2,3261x 2 + 3,3042x 

- 0,7159) 

10.00 

y = (-0,0914x 4 + 0,8028x 3 - 2,5747x 2 + 3,5645x 

- 0,7943) 

193 

Anhang 5.3.1

194 

10°20’ 

10°30’ 

Anhang 6.1.1 

Mittlere Grundwasserneubildungsrate im Untersuchungsgebiet 

Südost-Holstein im Zeitraum 1961-1990 

Berechnungsansatz nach Bagrov/Glugla 

2227 Bargteheide 2228 Eichede 2229 Krummesse 

2327 Ahrensburg 

2328 Trittau 

2329 Nusse 

2427 Glinde 2428 Schwarzenbek 2429 Siebeneichen 

2527 Bergedorf 

Grundwasserneubildungsrate in mm/a 

350 

flächengewichtetes Mittel 

für Zellen von 500 x 500m 


2528 Geesthacht 

2529 Büchen 

2628 Artlenburg 2629 Lauenburg 

(Elbe) 

Ermittlung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate 

in Südost-Holstein 

nach verschiedenen Verfahren unter 

Verwendung eines Geoinformationssystems 

0 2 4 6 8 10 km 

Maßstab 1 : 200.000 

10°40’ 

Berlin 2000 

53°48’ 

53°42’ 

53°36’ 

53°30’ 

53°24’ 

wiss. Bearbeitung: 

Dipl.geol. M. Tesmer

10°20’ 

10°30’ 

195 

Anhang 6.1.2 



Berechnungsansatz anhand von VEKOS-Daten 




350 




2529 Büchen 





Verwendung eines Geoinformationssystemes 

(Elbe) 

0 2 4 6 8 10km 

Maßstab 1 : 200.000 

10°40’ 

Berlin 2000 

53°48’ 

53°42’ 

53°36’ 

53°30’ 

53°24’ 



196 

10°20’ 

10°30’ 

Anhang 6.1.3 



Berechnungsansatz nach Renger & Wessolek 




350 




2529 Büchen 


(Elbe) 





0 2 4 6 8 10 km 

Maßstab 1 : 200.000 

10°40’ 

Berlin 2000 

53°48’ 

53°42’ 

53°36’ 

53°30’ 

53°24’ 


Dipl.geol. T. Meyer

10°20’ 

10°30’ 

197 

Anhang 6.1.4 



Berechnungsansatz nach Proksch 



350 





2529 Büchen 


(Elbe) 





0 2 4 6 8 10km 

Maßstab 1 : 200.000 

10°40’ 

Berlin 2000 

53°48’ 

53°42’ 

53°36’ 

53°30’ 

53°24’ 



198 

10°20’ 

10°30’ 

Anhang 6.1.5 



Berechnungsansatz nach Bagrov/Glugla 


350 



2228 Eichede 

2428 Schwarzenbek 


2628 Artlenburg 





2229 Krummesse 

2429 Siebeneichen 

2529 Büchen 

2629 Lauenburg 

(Elbe) 

0 2 4 6 8 10km 

Maßstab 1 : 200.000 

10°40’ 

Berlin 2000 

53°48’ 

53°42’ 

53°36’ 

53°30’ 

53°24’ 



10°20’ 

10°30’ 

199 

Anhang 6.1.6 



Berechnungsansatz nach Josopait & Lillich 


2327 Ahrensburg 


2328 Trittau 

2329 Nusse 

2427 Glinde 2428 Schwarzenbek 2429 Siebeneichen 

2527 Bergedorf 

350 




2529 Büchen 


(Elbe) 





0 2 4 6 8 10km 

Maßstab 1 : 200.000 

10°40’ 

Berlin 2000 

53°48’ 

53°42’ 

53°36’ 

53°30’ 

53°24’ 



200 

10°20’ 

10°30’ 

Anhang 6.1.7 



Berechnungsansatz nach Dörhöfer & Josopait 



350 




2529 Büchen 


(Elbe) 





0 2 4 6 8 10 km 

Maßstab 1 : 200.000 

10°40’ 

Berlin 2000 

53°48’ 

53°42’ 

53°36’ 

53°30’ 

53°24’ 


Dipl.geol. T. Meyer

10°20’ 

10°30’ 

201 

Anhang 6.1.8 



Berechnungsansatz nach Schroeder & Wyrwich 



350 




2529 Büchen 






(Elbe) 

0 2 4 6 8 10km 

Maßstab 1 : 200.000 

10°40’ 

Berlin 2000 

53°48’ 

53°42’ 

53°36’ 

53°30’ 

53°24’ 


Dipl.geol. T. Meyer

Persönliche Daten: 

Tabellarischer Lebenslauf 

Name Tammo René Meyer 

Geburtstag und -ort 13. Januar 1968 in Bremen 

Familienstand ledig 

Schulbildung: 

1974 - 1980: Grundschule und Orientierungsstufe, Schule 

Flämische Straße Bremen 

1980 - 1987: Gymnasium, Schulzentrum Huchting, Bremen 

05. Juni 1987 Erlangung der Allgemeinen Hochschulreife 

Zivildienst 

März 1988 – Oktober 1989 Wehrersatzdienst bei der Lebenshilfe für geistig 

Behinderte e. V. Bremen 

Hochschulstudium: 

WS 1989/90 – WS 1996/97 Studium der Geologie-Paläontologie (Schwerpunkt 

Hydrogeologie) am Institut für Geologie, 

Geoinformatik und Geophysik der Freien Universität 

Berlin 

13. Januar 1997 Diplom in Geologie-Paläontologie 

Promotion: 

seit Jan. 1997 Im Rahmen des F & E-Vorhaben „Wasserhaushaltsuntersuchungen 

im Planungsraum Südost- 

Holstein 

Tag der mündlichen Prüfung 03. Juli 2000

Persönliche Daten: 

Tabellarischer Lebenslauf 

Name Maja, Natalie Tesmer 

Geburtstag und -ort 19. August 1967 in Kassel 

Familienstand ledig 

Schulbildung: 

1973 - 1977: Grundschule Am Heideweg, Kassel 

1977 - 1986: Friedrichs-Gymnasium, Kassel 

05. Juni 1986 Erlangung der Allgemeinen Hochschulreife 

Auslandsaufenthalte 

10/1986 - 08/1987 Edinburgh (Schottland): Au Pair 

11/1987 - 09/1989 Barcelona (Spanien): Sprachassistentin für Englisch 

und Deutsch 

Hochschulstudium: 

WS 1989/90 – SS 1996 Studium der Geologie-Paläontologie (Schwerpunkt 

Hydrogeologie) am Institut für Geologie, 

Geoinformatik und Geophysik der Freien Universität 

Berlin 

27.08.1996 Diplom in Geologie-Paläontologie 

Promotion: 

seit Jan. 1997 Im Rahmen des F & E-Vorhaben „Wasserhaushaltsuntersuchungen 

im Planungsraum Südost- 

Holstein 

Tag der mündlichen Prüfung 03. Juli 2000

Ermittlung der flächendifferenzierten Grundwasserneubildungsrate ...

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