Die Bodenfeuchte ist Teil des Wasserkreislaufes. Auch wenn sie nur ca. 0,001 % der gesamten Wassermenge des Planeten ausmacht, kommt der Bodenfeuchte eine herausragende Bedeutung für das Leben auf Erden zu. Ein Teil des im Boden gebundenen Wassers, die so genannte nutzbare Feldkapazität, steht der Vegetation für ihre Stoffwechselprozesse zur Verfügung (KUNTZE ET AL. 1994:234). Die zeitliche und räumliche Dynamik der Bodenfeuchte mit den Prozessen der Evaporation, Transpiration, Infiltration und Grundwasserneubildung ist für das Verständnis der lokalen Wasserkreisläufe von größter Bedeutung. Mit den konventionellen Messmethoden ist die Bodenfeuchte nur punktuell zu erfassen. Großflächige Untersuchungen sind durch den hohen zeitlichen und finanziellen Aufwand kaum zu realisieren. Die Fernerkundung bietet daher eine kostengünstige und zeitsparende Alternative.
In dieser Hausarbeit werden die verschieden Ansätze zur Erfassung der Bodenfeuchte mit den Methoden der Fernerkundung erläutert. Dem gehen zunächst eine Definition des Begriffs Bodenfeuchte, sowie einige Anmerkungen zu den konventionellen Messmethoden dieses Umweltparameters voraus.
Der Mikrowellenfernerkundung kommt bei der Ermittlung der Bodenfeuchte eine besondere Bedeutung zu, so dass sich die Beispiele zur Anwendung der Fernerkundungsmethoden im (letzten Teil der Arbeit) auf diesen Wellenlängenbereich beziehen.
Inhalt
1 Einleitung
2 Theoretische Vorbetrachtung zur Bodenfeuchte
3 Fernerkundungsmethoden zur Bestimmung der Bodenfeuchte
3.1 Bodenfeuchtebestimmung mit Gammastrahlung
3.2 Bestimmung der Bodenfeuchte im sichtbaren (VIS), nahen (NIR) und mittleren Infrarotbereich (MIR)
3.3 Bestimmung der Bodenfeuchte im thermalen Infrarot (TIR)
3.4 Methoden der Bodenfeuchtebestimmung im Mikrowellenbereich
3.4.1 Passive Methoden
3.4.2 Aktive Methode
3.4.3 Oberflächenparameter
4 Erfassung der Oberbodenfeuchte (< 5 cm) mittels Active Microwave ERS Wind Scatterometer und SAR-Daten
5 Ableitung der Bodenfeuchte von unbedeckten Böden aus RADARSAT-1 Daten mit Hilfe einfacher empirischer Modelle
6 Zusammenfassung und Ausblick
7 Literatur
Abbildungs- und Tabellenverzeichnis
Abb. 1: Schematische Darstellung des Adsorptions- und Kapillarwassers (Bodenfeuchte)
Abb. 2: Reflexionsspektren einer Bodenprobe für niedrige und hohe Feuchtegehalte
Abb. 3: Relative Reflexion als Funktion der Bodenfeuchte für vier verschiedene Bodentypen und die sieben verwendeten Wellenlängenbänder
Abb. 4: Korrelation von Bodenfeuchte am kritischen Punkt und Feuchte bei einer Saugspannung von -0,01 MPa
Abb. 5: Der Real- und Imaginärteil der Dielektrizitätskonstante als Funktion der volumetrischen Bodenfeuchte eines lehmigen Bodens, gemessen mit Frequenzen
Abb. 6: Die Dielektrizitätskonstante von fünf verschiedenen Böden, gemessen bei einer Frequenz von 1,4 GHz
Abb. 7: Eindringtiefe in Abhängigkeit von der volumetrischen Bodenfeuchte und der Frequenz
Abb. 8: Aufnahmegeometrie des ERS Wind Scatterometers
Abb. 9: IEM-Simulation der Differenz des Rückstreukoeffizienten (zwischen 20° und 30°) in Abhängigkeit von der Bodenfeuchte und Rauhigkeitsparameter (Rms-Höhe)
Abb. 10: IEM-Simulation der Differenz des Rückstreukoeffizienten in Abhängigkeit vom Einfallswinkel für rms-Höhen zwischen 0,3 und 1 cm und einer volumetrischen Bodenfeuchte von 10%
Abb. 11: IEM-Simulation der Differenz des Rückstreukoeffizienten für verschiedene Rauhigkeiten (VV-Polarisation, 23°)
Abb. 12: Veränderung des Rückstreusignals der Waldflächen in Abhängigkeit der Zeit, für Grand Morin und Petit Morein
Abb. 13: Rückstreusignal der Waldflächen in Abhängigkeit vom Einfallswinkel
Abb. 14: WSC Signal der nicht bewaldeten Flächen in Abhängigkeit des Einfallswinkels für (a) Dez.-Jan. und (b) Mai-Juni
Abb. 15: Beziehung von gemessenen und berechneten Rückstreukoeffizienten, berechnet mit (a) Ji-Modell, (b) Champion-Modell und (c) neu entwickeltem Modell
Tabellenverzeichnis
Tab. 1: Zusammenfassung der Fernerkundungsmethoden zur Bestimmung der Bodenfeuchte
Tab. 2: Werte der konstanten Koeffizienten für Ji-Modell und Champion-Modell
1 Einleitung
Die Bodenfeuchte ist Teil des Wasserkreislaufes. Auch wenn sie nur ca. 0,001 % der gesamten Wassermenge des Planeten ausmacht, kommt der Bodenfeuchte eine herausragende Bedeutung für das Leben auf Erden zu. Ein Teil des im Boden gebundenen Wassers, die so genannte nutzbare Feldkapazität, steht der Vegetation für ihre Stoffwechselprozesse zur Verfügung (Kuntze et al. 1994:234). Die zeitliche und räumliche Dynamik der Bodenfeuchte mit den Prozessen der Evaporation, Transpiration, Infiltration und Grundwasserneubildung ist für das Verständnis der lokalen Wasserkreisläufe von größter Bedeutung. Mit den konventionellen Messmethoden ist die Bodenfeuchte nur punktuell zu erfassen. Großflächige Untersuchungen sind durch den hohen zeitlichen und finanziellen Aufwand kaum zu realisieren. Die Fernerkundung bietet daher eine kostengünstige und zeitsparende Alternative.
In dieser Hausarbeit werden die verschieden Ansätze zur Erfassung der Bodenfeuchte mit den Methoden der Fernerkundung erläutert. Dem gehen zunächst eine Definition des Begriffs Bodenfeuchte, sowie einige Anmerkungen zu den konventionellen Messmethoden dieses Umweltparameters voraus.
Der Mikrowellenfernerkundung kommt bei der Ermittlung der Bodenfeuchte eine besondere Bedeutung zu, so dass sich die Beispiele zur Anwendung der Fernerkundungsmethoden im (letzten Teil der Arbeit) auf diesen Wellenlängenbereich beziehen.
2 Theoretische Vorbetrachtung zur Bodenfeuchte
Das in den Poren des Bodens vorhandene Wasser ist nur teilweise frei beweglich. Ein Teil unterliegt Bindungen durch Eigenschaften der Bodenmatrix. Das Bodenwasser wird häufig nach der Art seiner Bindung unterteilt, da die Bindungsart das Verhalten bestimmter Wasseranteile beeinflusst. Als freies Wasser werden das Grund- und Stauwasser sowie das Sickerwasser bezeichnet. Grund- und Stauwasser bildet sich über wasserundurchlässigen Schichten (z. B. Tonen). Während das Grundwasser ganzjährig vorhanden ist, wird von Stauwasser gesprochen, wenn das Wasservorkommen nur zu einem Teil des Jahres auftritt (Scheffer & Schachtschabel 1989: 171).
Das Sickerwasser ist der Wasseranteil, der nach einem Niederschlagsereignis unter Einwirkung der Schwerkraft in den gröberen Hohlräumen im Boden abwärts verlagert wird. Erfolgt dies langsam, spricht man von Infiltration. Das rasche Eindringen in das Gestein, in Röhren- und Kluftsysteme bezeichnet man als Versinkung (Wilhelm 1993:79 f.).
Das in der vadosen (ungesättigten) Zone des Bodens verbleibende Wasser nennt man Haftwasser oder auch Bodenfeuchte (Cech 2002:94, Mückenhausen 1985:318, Scheffer & Schachtschabel 1989:171). Engman (1991:127) charakterisiert die Bodenfeuchte als „temporary storage of pecipitation within a shallow layer of the Earth that is generally limited to the zone of aeration, which approximately coincides with the root zone“.
Die Bindung des Haftwassers (Bodenfeuchte) wird durch die Wirkung verschiedener Kräfte zwischen den festen Bodenpartikeln und den Wassermolekülen sowie den Kräften zwischen den Wassermolekülen selbst verursacht. Nach der Art dieser Kräfte wird das Haftwasser in Adsorptions- und Kapillarwasser unterteilt (siehe Abbildung 1).
Der Begriff Adsorptionswasser umfasst das unter Wirkung von Adsorptionskräften und osmotischen Kräften stehende Wasser, das die festen Bodenteilchen umhüllt, ohne dass Menisken ausgebildet werden (Scheffer & Schachtschabel 1989:172). Die Adsorptionskräfte zwischen den festen Bodenpartikel und den Wassermolekülen umfassen zum einen die nur über kurze Entfernung wirkenden London - van der Waals’schen Kräfte sowie die Wasserstoffbrückenbindungen zwischen den Sauerstoffatomen der festen Oberflächen und den Wassermolekülen und zum anderen die über größere Entfernung wirkenden Kräfte unter Einwirken des elektrostatischen Feldes der Kationen und Anionen. Die Wasserdipole werden in diesem Feld ausgerichtet und angezogen (Mückenhausen 1985:307).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abb. 1: Schematische Darstellung des Adsorptions- und Kapillarwassers (Bodenfeuchte) (Mückenhausen 1985: 21).
Die Menge des Adsorptionswassers steht mit dem Wasserdampfdruck der Bodenluft im Gleichgewicht. Wird dieses Gleichgewicht z. B. durch einen Anstieg des Grundwasserspiegels gestört, wird der Wasserdampfdruck also größer als es dem Äquivalent im Boden entspricht, so wird aus der Luft Wasser an die Bodenpartikel angelagert. Dieser Vorgang wird als Hygroskopizität bezeichnet (Wilhelm 1993:80).
Neben dem Wasserdampfdruck ist die Menge an Adsorptionswasser auch von der Korngröße der Bodenpartikel sowie vom Tonmineralbestand des Bodens abhängig. Der Wassergehalt steigt mit abnehmender Korngröße, d. h. mit steigender spezifischer Oberfläche der festen Teilchen. Die Abhängigkeit ist bei Korndurchmessern kleiner als 5 μm, im besonderen bei der Tonfraktion sehr signifikant. Bei gleichem Wasserdampfdruck lagert Kaolinit auf Grund seiner kleineren spezifischen Oberfläche wesentlich weniger Adsorptionswasser an als Montmorillonit (Wilhelm 1993:80).
Bei der Anlagerung von Adsorptionswasser bilden sich bereits während der Adsorption einiger Wasserschichten an der Berührungsstelle der Bodenpartikel stark gekrümmte Menisken aus. Sie umschließen die Berührungsstelle ringförmig und vergrößern sich mit steigender Wasseranlagerung. Hervorgerufen wird diese Bildung von Kapillarwasser durch die Tendenz der Grenzfläche von Wasser und Luft sich zu verkleinern, da somit ein energieärmerer Zustand erreicht wird (Mückenhausen 1985:308).
Der Großteil des Bodenwassers unterliegt sowohl Adsorptions- als auch Kapillarkräften. Die kapillare Bindung überwiegt mit steigendem Wassergehalt (Scheffer & Schachtschabel 1989:173).
Die wichtigste Methode zur Bestimmung der Bodenfeuchte ist die gravimetrische Methode durch Trocknung einer Bodenprobe bei 105 °C. Hierbei entspricht der Gewichtsverlust zwischen getrockneter und feuchter Probe dem Wassergehalt. Die gravimetrische Bestimmung der Bodenfeuchte eignet sich nicht für fortlaufende Messungen von Veränderungen des Wassergehalts im Gelände, da diese Arbeitsweise Probenahmen voraussetzt und im Labor durchgeführt werden muss. Für kontinuierliche Registrierungen im Freiland werden indirekte Methoden angewendet, die den Einbau eines Messfühlers im Boden erfordern. Dies sind z. B. Messung der Diffusion von Neutronen, Messung der elektrischen Leitfähigkeit mittels in Gips- oder Nylonblöcke eingebetteten Elektroden, Messung der Wärmeleitfähigkeit sowie der Abschwächung von Gammastrahlung (Hübner 1999:5 ff).
Fernerkundungsmethoden können Feldmessungen bei der Bereitstellung von hoch qualitativen Profildaten an einzelnen Messpunkten nicht ersetzen. Ihr Vorteil liegt in der Kartierung der Parameter auf regionalen, kontinentalen und globalen Maßstäben (Schmugge et al. 2002:1369).
3 Fernerkundungsmethoden zur Bestimmung der Bodenfeuchte
Die Bodenfeuchte kann bis zu einem gewissem Maße mit einer Vielzahl von Techniken gemessen werden, die alle Bereiche des elektromagnetischen Spektrums nutzen. Eine erfolgreiche Messung der Bodenfeuchte mit Hilfe der Fernerkundung hängt von der Art der reflektierten oder emittierten elektromagnetischen Strahlung ab (Engman & Chauhan 1995:189). Die Vor- und Nachteile der verschiedenen Methoden sind in Tabelle 1 zusammengefasst. Es hat sich gezeigt, dass nur der Mikrowellenbereich des elektromagnetischen Spektrums dazu geeignet ist, die Bodenfeuchte unter einer Vielzahl unterschiedlicher Bedingungen (Topographie, Vegetationsbedeckung) zu erfassen (Belz 2000:11, Engman 2000:198, Lakshmi 2003:1, Wagner 1998:2) und wird deshalb in der Fernerkundung bevorzugt zur Messung der Bodenfeuchte verwendet (Oldak et al. 2003:4580, Weidong et al. 2002:238).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Tabelle 1: Zusammenfassung der Fernerkundungsmethoden zur Bestimmung der Bodenfeuchte (Engman 2000:199, verändert).
3.1 Bodenfeuchtebestimmung mit Gammastrahlung
Flugzeuggestützte Messungen der Bodenfeuchte mittels Gammastrahlung basieren auf der Strahlungsdifferenz der natürlichen terrestrischen Gammastrahlung zwischen feuchten und trockenen Böden. Das Wasser in den oberen Bodenschichten schwächt die Gammastrahlung der unteren Schichten ab, so dass die Strahlung bei feuchten Böden geringer ist, als bei trockenen Böden. Diese Methode setzt allerdings Kalibrierungen des Messgerätes voraus. Hierbei wird die Hintergrundbodenfeuchte (Mo) und die Hintergrundgammastrahlung (Co) über zuvor definierten Geraden durch Überflüge gemessen. Die aktuelle Bodenfeuchte kann mit der Formel
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
berechnet werden, wobei C die gemessene Gammastrahlung darstellt (Engman 1991:128). Da die Gammastrahlung auch durch die Atmosphäre abgeschwächt wird, sind Bodenfeuchtemessungen mit dieser Methode auf eine Flughöhe von unter 300 m beschränkt. Neben der Notwendigkeit einer empirischen Kalibrierung durch Referenzwerte sowie der beschränkten Fughöhe, stellt auch die geringe räumliche Auflösung einen Nachteil dieser Technik dar (Engman 2000:198 f).
3.2 Bestimmung der Bodenfeuchte im sichtbaren (VIS), nahen (NIR) und mittleren Infrarotbereich (MIR)
Der Bereich der reflektierten Solarstrahlung eignet sich nicht besonders gut zur Abschätzung der Bodenfeuchte, da eine Vielzahl von Störfaktoren die Dateninterpretation behindern (Engman 1991:128 f). Feuchte Böden haben generell geringere Albedowerte als trockene Böden. Diese Differenz wird bei den Ansätzen die Bodenfeuchte im Bereich des sichtbaren Lichts, des nahen und mittleren Infrarots zu bestimmen, gemessen. Eine Vielzahl von Störfaktoren, wie organisches Material, Oberflächenrauhigkeit, Bodentextur, Einfallswinkel der Strahlung, Bodenfarbe, Vegetationsbedeckung sowie die Tatsache, dass es sich bei der Bodenfeuchte um eine variable Größe handelt, machen diese Ansätze unpraktikabel (Engman 1991:129, Engman 2000:199).
Weidong et al. (2002:238-246) untersuchten den Zusammenhang zwischen dem Reflexionsverhalten von Böden und der Bodenfeuchte im Wellenlängenbereich zwischen 350 nm und 2500 nm. Hierbei wurden zehn vegetationsfreie Böden unterschiedlichster Zusammensetzung (Pimär- und Sekundärminerale, organisches Material, Korngröße usw.) beprobt. Die Bodenproben wurden zunächst luftgetrocknet und gesiebt (2 mm-Sieb). Die getrockneten und gesiebten Proben wurden in Zylinder mit einem Durchmesser von 10 cm und einer Höhe von 1,5 cm gefüllt und mit Wasser gesättigt. Nachdem das freie Wasser auf der Bodenoberfläche verdunstet war, wurde die Reflexion in bestimmten Zeitabständen während der Abtrocknung gemessen. Für die Messungen wurde eine ASD Pro FR Portable Spectroradiometer verwendet, welches über eine spektrale Auflösung von 1,4 nm im Bereich kürzerer Wellenlängen und bis zu 2 nm bei längeren Wellen verfügt. Der Sensor war in 40 cm Höhe über der Oberfläche der Bodenprobe angebracht, die von einer 600 W-Halogenlampe aus 70 cm Entfernung beleuchtet wurde. Der Einfallswickel der Strahlung betrug 15°. Diese spezielle Konfiguration wurde verwendet, um den Schattenanteil zu minimieren und somit den Einfluss der Oberflächenrauhigkeit auf das Reflexionsverhalten der Bodenproben zu begrenzen (Weidong et al. 2002:240). Zu dem erfolgte eine Normalisierung der Reflexionswerte der feuchten Böden anhand der trockenen Proben, um den Anteil der Oberflächenrauhigkeit, sowie der Aufnahmegeometrie an der Gesamtreflexion zu verringern. Hierzu wurde eine relative Reflexion errechnet, indem der Reflexionswert bei einer bestimmten Bodenfeuchte durch den im trockenen Zustand gemessen Wert dividiert wurde (Weidong et al. 2002:241).
Wie im linken Teil der Abbildung 2 zu erkennen ist, zeigte sich, dass bei niedrigen Feuchtegehalten ein Anstieg der Bodenfeuchtewerte eine Abnahme der Reflektion der Böden über den gesamten gemessenen Wellenlängenbereich hinweg verursachte. Bei höheren Feuchtegehalten ist jedoch eine Umkehrung dieses Zusammenhangs zu beobachten, da sich hier die Reflexion der Böden mit zunehmender Bodenfeuchte erhöhte (Abbildung 2, rechts). Dieser kritische Punkt, an dem sich der beschriebene Zusammenhang von Reflexion und Bodenfeuchte umkehrt, weist eine starke Abhängigkeit vom Bodentyp sowie von der Wellenlänge auf, was in Abbildung 3 deutlich wird. Hier ist der kritische Punkt als Pfeil auf die Achse der Bodenfeuchte markiert.
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Der Bereich für den kritischen Punkt wurde in Abhängigkeit vom Bodentyp für alle verwendeten Wellenlängen bei einem Feuchtegehalt zwischen 0,15 g/cm3 und 0,40 g/cm3 festgestellt. Dieser Punkt verschiebt sich allerdings bei längeren Wellen geringfügig in Richtung höherer Bodenfeuchtegehalte (Weidong et al. 2002:242).
Bei den kürzeren Wellenlängen, bei denen die Streuprozesse dominieren, vollzog sich die Veränderung der Bodenreflexion mit sich veränderndem Feuchtegehalt sehr schnell. Im Gegensatz dazu war diese Veränderung im Bereich längerer Wellen, bei denen die Absorption des Wassers eine wichtige Rolle spielt, nur sehr allmählich. Im 1998 nm - Band, das einem starken Wasserabsorptionsband entspricht, zeigt sich die Bodenreflexion nahezu unempfindlich gegenüber einem Bodenfeuchteanstieg über den kritischen Punkt hinaus. Bei niedrigeren Feuchtegehalten war die Variationsbreite entsprechend des Zusammenwirkens von Streuungs- und Absorptionsprozessen maximal. Somit sind längere Wellen für die Bodenfeuchteerfassung auf niedrigen Feuchteniveaus effizient, während sich kürzere Wellenlängen für die höchsten Feuchtegehalte eignen (Weidong et al. 2002:242).
Der kritische Punkt konnte durch eine Veränderung des Streuprozesses auf Grund der Verteilung des Poren- und Adsorptionswassers bei diesem speziellen Feuchteniveau erklärt werden. Wie in Abbildung 4 zu erkennen ist, wurde eine signifikante Korrelation (R2 = 0,6237) zwischen der Bodenfeuchte am kritischen Punkt und der Feuchte bei einer Saugspannung von -0,01 MPa festgestellt. Böden, welche die Feldkapazität erreicht haben, können nach der Entwässerung der Grobporen Wasser bei einem Druck von -0,01 MPa bis -0,03 MPa halten. Böden mit einem großen Porendurchmesser weisen niedrige Wassergehalte bei einer Saugspannung von -0,01 MPa auf. Dies entspricht einem hohen Wassergehalt am kritischen Punkt. Im Gegensatz dazu enthalten Böden kleinerer Korngrößen mit einem hohen Feinporenanteil nur wenig Wasser am kritischen Punkt (Weidong et al. 2002:243). Die Autoren betonen allerdings, dass die Genauigkeit der Aussagen über die Beziehung, die bei dieser Studie zwischen Bodenfeuchte, kritischem Punkt und hydrodynamischen Eigenschaften des Bodens ausgemacht wurde, durch die geringe Zahl an Messungen und untersuchten Bodenfeuchtezuständen eingeschränkt wird. Es sind weitere Messungen notwendig um die Beziehung zwischen kritischem Punkt und Saugspannungskurve der Böden besser zu beschreiben (Weidong et al. 2002:245).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
3.3 Thermales Infrarot (TIR)
Der Bereich des thermalen Infrarots bietet einen theoretisch fundierten Ansatz zur Bodenfeuchtemessung. Nach der Berücksichtigung meteorologische Eingangsdaten ist die Oberflächentemperatur hauptsächlich vom Boden oder der thermischen Trägheit abhängig (Engman 1991:129). Die thermische Trägheit hängt wiederum von der Wärmeleitfähigkeit sowie der Wärmespeicherkapazität ab, die mit zunehmender Bodenfeuchte ansteigen:
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