Bodenkundliche Grundlagen I
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__________________________________________________________________________ 1 Inhaltsverzeichnis A. Einführung....................................................................................................................................... 2 B. Geologische Grundlagen der Bodenkunde ...................................................................................... 3 I. Erdgeschichte................................................................................................................................ 3 II. Endogene und exogene Geologie ................................................................................................ 4 1. Endogene Faktoren................................................................................................................... 5 2. Exogene Faktoren .................................................................................................................. 10 C. Übersicht über die Geologie Deutschlands (als Anregung zum Selbststudium).......................... 13 D. Mineralogische Grundlagen der Bodenkunde............................................................................... 14 I. Chemie des Kohlenstoffs und Siliziums (Gemeinsames und Unterschiede).............................. 14 II. Silikate, insbesondere Tonminerale........................................................................................... 15 E. Die organische Substanz des Bodens und daran gekoppelte Prozesse .......................................... 19 I. Bau und Eigenschaften der organischen Substanz...................................................................... 19 II. Gekoppelte Prozesse.................................................................................................................. 21 1. Streuzersetzung / Humifizierung ........................................................................................... 21 2. N-Mineralisation .................................................................................................................... 25 3. Nitrifikation........................................................................................................................... 25 4. Denitrifikation........................................................................................................................ 27 5. N2-Fixierung........................................................................................................................... 27 6. Emission von Stickoxiden...................................................................................................... 28 7. Ammoniak-Emission ............................................................................................................. 28 8. Ammonium-Fixierung ........................................................................................................... 28 9. P- und S-Umsatz .................................................................................................................... 28 III. Humusformen im Wald............................................................................................................ 29 F. Die Bodenlösung............................................................................................................................ 31 I. Grundprinzip des Ionentausches ............................................................................................. 32 II. Kationensorption ................................................................................................................... 32 III. Anionensorption ................................................................................................................... 35 IV. Böden als Puffersysteme...................................................................................................... 35 G. Physik des Bodens......................................................................................................................... 37 I. Zustandsgrößen........................................................................................................................... 37 II. Transfergrößen........................................................................................................................... 46 III. Die Bodenluft ........................................................................................................................... 48 H. Schlüsselprozesse der Bodenentwicklung in Mitteleuropa........................................................... 49 I. Verbraunung und Verlehmung ................................................................................................... 49 II. Strukturbildung.......................................................................................................................... 50 1. Der Lagerungszustand von Böden als aktiv gestalteter Lebensraum..................................... 50 2. Gefügearten ............................................................................................................................ 51 III. Redoximorphose....................................................................................................................... 52 IV. Transporte mit dem Bodenwasser............................................................................................ 54 1. Salze....................................................................................................................................... 54 2. Transport von Kolloiden und Partikeln.................................................................................. 59 Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 2 A. Einführung Bodendefinition: Schnittstelle von Atmosphäre, Lithosphäre, Hydrosphäre und Biosphäre. Diese Definition ist in Abb. 1veranschaulicht. Abb. 1 Wenn wir ein Bodenprofil anschauen, können wir Merkmale beschreiben, diese Merkmale sind z. T. vom Gestein ererbt, z. T von pedogenen Prozessen verursacht. Menschen verbinden mit Böden gewisse Erwartungen. Pedogene Prozesse, die unter anthropozentrischem Gesichtspunkt gewertet werden, bezeichnet man als Bodenfunktionen. Wir werden uns dabei hauptsächlich mit ökologischen Funktionen befassen (z. B. Regel- und Speicherfunktionen von Böden bei der Pflanzenproduktion) und weniger mit technologischen Funktionen (z. B. Böden als Baugrund). Wie in jeder Naturwissenschaft ist auch zum Verständnis der Bodenkunde eine Kenntnis gewisser Formalismen notwendig. Da die Bodenkunde interdisziplinär arbeitet, muß neben den bodenkundlichen Formalismen auch ein "Grundwortschatz" aus Chemie, Physik, Geologie und Geographie verstanden werden. Einige wichtige Basisdefinitionen der Bodenkunde sind: − Bodenprofil: vertikaler Anschnitt eines Bodens, der i. d. R. bis zum Gestein reicht; − Horizonte: durch bodenbildende Prozesse spezifisch geprägte und abgrenzbare Bodenlagen; − L-Lage (ist noch kein Horizont!): unzersetzte Streu − O-Horizont: organische Auflagen terrestrischer Humusformen − A-Horizont: Mineralischer Oberbodenhorizont mit Humusakkumulation oder Verlust von Stoffen durch Auswaschung − B-Horizont: Mineralischer Unterbodenhorizont, wenn − Steingehalt < 75 % − Verwitterung, Verlehmung "in situ" − Akkumulation gelöster oder suspendierter Stoffe aus dem Oberboden − Feinerde frei von lithogenem Carbonat − C-Horizont: Mineralischer Unterbodenhorizont − i. d. R. Ausgangsgestein, dieses kann locker oder fest sein − T-Horizont: Mineralischer Unterbodenhorizont aus dem Lösungsrückstand von Carbonatgestein, wenn − Tongehalt > 45 % − Polyedergefüge − carbonatfrei Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 3 − S-Horizont: Mineralbodenhorizont mit Stauwassereinfluß − Luftvolumen < 3 % − P-Horizont: Mineralischer Unterbodenhorizont aus Tongestein − Tongehalt > 45 % − Prismen- oder Polyedergefüge − G-Horizont: Mineralbodenhorizont unter Grundwassereinfluß stehend − M-Horizont: Kolluvialer Mineralbodenhorizont Diese und andere Bezeichnungen für die Haupthorizonte werden durch vor- und nachgestellte Kleinbuchstaben weiter präzisiert. Dabei geben vorgestellte Kleinbuchstaben lithogene, d. h. vom Gestein ererbte Merkmale an, nachgestellte Kleinbuchstaben (sog. Horizontmerkmale) charakterisieren pedogene Eigenschaften. Beispiel: lCv ist ein physikalisch verwitterter C-Horizont (v), der aus einem Lockergestein (l) besteht. Es empfiehlt sich, die wichtigsten Hauptsymbole und die damit kombinierbaren lithogenen und pedogenen Zusatzsymbole in einschlägigen Lehrbüchern einzustudieren. Wenn man Bodenprofile betrachtet, erkennt man farbliche, strukturelle und stoffliche Muster (Merkmale), die Hinweise geben auf Prozesse, die in den Böden ablaufen oder abgelaufen sind. Die Kenntnis dieser Prozesse ist wichtig, um die Enstehung der Böden, sowie ihre ökologischen "Funktionen" zu verstehen. B. Geologische Grundlagen der Bodenkunde I. Erdgeschichte Im Altertum und Mittelalter galt die Gesteinshülle als unveränderliche Gegebenheit der Schöpfung; ab 1750: wichtige Erkenntnis: Erde hat eine Geschichte, davor Mythen, religiöse Vorstellungen; 1759 Einteilung der Erdkruste in Primär - kristalline Gesteine Sekundär - geschichtete Gesteine mit Fossilien Tertiär - schwach verfestigte Gesteine. Es gab heftigen Streit zwischen Neptunisten (alle Gesteine sind sedimentogen) und Plutonisten (alle Gesteine sind vulkanischen Ursprungs). Im 19. Jahrhundert Entstehung der heutigen Zeitskala: "Historische Geologie". Die wichtigsten "Urkunden" der historischen Geologie sind Gesteine und Fossilien. Je nachdem welcher Teilaspekt der Erdgeschichte im Vordergrund steht, unterscheidet man: − Paläogeographie − Paläoklimatologie − Paläontologie (Entwicklung des Lebens). Ein weiterer wichtiger Bergiff der historischen Geologie ist Fazies bzw. Fazien. Darunter versteht man unterschiedliche Sedimentabfolgen gleicher Zeitabschnitte. Ein Problem der historischen Geologie ist die Zeitmessung (verschiedene Auflösungen): − absolut (z. B.): − radioaktive Zerfallsreihen Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ Nuklid C14 K40 Halbwertzeit (Jahre) 5,7 x 103 1,3 x 109 Anwendung Endglied Holoz., Pleist. Mesoz., Kambr. N Ca, Ar 4 − Dendrochronologie (spielt innerhalb der Archäologie eine wichtige Rolle) − Pollenanlyse − relativ − Lithostratigraphie, "Hangendes" jünger als "Liegendes" − Biostratigraphie, Fossilien Vier große Erdzeitalter und die großen Schritte des Lebens: − Praekambrium − Kambrium: "Explosion" des Lebens − Paläozoikum − Devon: Land wird erobert, Knochenfische − Perm: Luft wird erobert − Mesozoikum − Kreide/Tertiär: Sauriersterben − Känozoikum − Pliozän/Pleistozän: Mensch II. Endogene und exogene Geologie Abb. 2: − Endogene Vorgänge: angetrieben aus der Energie, die im Erdinneren gespeichert ist: Wärme, Rotationsenergie, radioaktiver Zerfall im Erdinneren − Exogene Vorgänge: angetrieben von der Schwerkraft und der Sonnenenergie − Beide Kräfte bewirken einen Kreislauf der Gesteine. Beide Kräfte wirken "antagonistisch". endogene Kräfte: reliefbildend exogene Kräfte: nivellierend − z. B. wenn endogene Kräfte = 0, gäbe es nur Sedimentgesteine und kaum Gebirge In Abb. 2 ist dieser Zusammenhang verdeutlicht, indem die Erde als "geologisches Rührwerk" aufgefaßt wird. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 5 1. Endogene Faktoren → gesteuert aus dem Erdinneren Schalenaufbau der Erde − Erdkern: 7000 km ∅, d=11-13 − Erdmantel: 60-3000 km von der Oberfl., 300-1400 K, d=5.7-3.3 − Erdkruste: Sima (Ozeane, d=3), SiAl (Granitschale, d=2.7) Man unterscheidet: − Tektonische Vorgänge − Magmatische Vorgänge 1.1 Tektonische Vorgänge • Epirogenese langsame, lang andauernde Hebungen und Senkungen der Erdkruste, Bewegung mit hoher Beharrungstendenz Beispiele: − Hebung Skandinaviens, Senkung der Nordsee, Schollen bleiben erhalten, Meesresräume sind die ausgedehntesten Senkungsfelder der Erdkruste, Sammelbecken für die Abtragungsmassen des Festlandes; − Absenkung des Meeresbodens der Südsee bereits im letzten Jahrhundert von DARWIN erkannt, da lebende Riffe nur im Flachmeer vorkommen, Korallenkalkstöcke jedoch wesentlich tiefer reichen können. • Orogenese "Kurzfristige" Krustenbewegungen, bei denen das Gefüge der Erdkruste verändert wird. In der Erdgeschichte wechseln Phasen der Ruhe mit Phasen lebhafter Krustenbewegungen: "Orogene Phasen". Ein orogener Zyklus wird auch als "Geosynklilnale" bezeichnet. Typischer Ablauf einer Geosynklinalen: − a. Senkung (ca. 150 Mio Jahre) − b. "Einengung", d. h. Faltenbildung ohne Heraushebung, dauerte bei Alpen ca. 100 Mio Jahre − c. Trogbildung, Verlagerung des Trogs nach außen (bei Alpen: Molasse) − d. Hebung Folgende Geosynklinalen sind im Verlauf der Erdgeschichtedokumentiert: Kaledonische Geosynklinale − Kambrium-Devon Bretagne, Wales, Schottland, Norwegen Variszische Geosynklinale − Karbon-Perm Rhein. Schiefergebirge, Harz Alpidische Geosynklinale − Trias-heute Pyrenäen, Alpen, Apenin, Kaukasus Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 6 Seit ca. 1960 umfassendes geodynamisches Konzept zur Erklärung tektonischer Vorgänge: • Plattentektonik − Platten schwimmen im Erdmantel und werden durch Konvektionsströme bewegt, Krusten werden huckepack durch halberstarrte Platten getragen und schwimmen in der sog. "Astenosphäre" − Mittelatlantischer Rücken: Förderung rezenter Basalte, zwei auseinanderdriftende Platten werden aneinandergeschweißt (sea-floor-spreading) − Erdbeben, Vulkanismus gehäuft an Plattengrenzen − z. B. Anden: Ozeanische Platte wird unter die Kontinentalplatte geschoben − Landschaft um Freiburg: geprägt durch tertiäre Tektonik, Grabenbruch. In Abb.3 ist die Entstehung eines solchen Grabenbruches schematisch dargestellt. Abb. 3: Entstehung eines Grabenbruchs • Salztektonik "Pseudotektonik" Salz reagiert unter Druck plastisch, z. B. NaCl wir bei 50 - 100 bar beweglich; in Norddeutschland lagern 2000 - 3000 m Mesozoikum über Zechsteinsalz, Salz weicht in Klüfte aus und drückt aufliegende Schichten hoch: "Diapire"; z. B. Helgoland ist ein durch Salztektonik hochgeschleppter Triasblock. technische Nutzung der Salzstöcke: − Kavernen, künstliche Erdölreservoire − Endlager für Umweltgifte (Salz "kapselt" die Problemstoffe ein; Problematik!) 1.2 Magmatische Vorgänge • Vulkanismus Es gibt zur Zeit ca. 550 "tätige" Vulkane Gesteine: Vulkanite (Erstarrungsgesteine), aufgrund der schnellen Abkühlung feinkristallin, bekannteste Gesteinsgruppe: Basalte Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 7 Vulkanische Lockerstoffe, sog. "Aschen" (bei stark gashaltiger Schmelze) = "pyroklastische Sedimente" (z.B. Ignimbritvorkommen des permischen Vulkanismus im Münstertal) Die wichtigsten Vulkanite: Basalt: 90-100% Plagioklase (Albit-Anorthit) Andesit: heller als Basalt Trachyt: weiß bis hellgrau, Orthoklas vorherrschend Ryolith: (Quarzporphyr), 20-60 % Quarz • Plutonismus Plutonite (Tiefengesteine) Gabbro: 90-100 % Plagioklas Diorit: heller Syenit: Orthoklas vorherrschend, hell, graurosa Granit: 20-60 % Quarz Ganggesteine (Aplite) Übergänge zwischen Vulkaniten und Plutoniten, Erstarrung in Gängen, i. d. R. feinkörniger als der chemisch verwandte Plutonit Metamorphite alter Begriff: Kristalline Schiefer Umwandlung von primären Gesteinen unter Druck und Hitze Sonderfall: Kontaktmetamorphose Def: Mineralogische Umbildung von Gesteinen unterhalb der Zone von Verwitterung und Diagenese und unterhalb des Schmelzpunktes Sedimentgesteine----(M)---- Paragesteine Erstarrungsgesteine-(M)---- Orthogesteine Die wichtigsten Metamorphite Primärgestein Kalkstein, Dolomit Quarzsandstein Pelite (Tonstein) Gabbro, Basalt KlastischeSedimente (z. B. Grauwacken, Arkosen) Magmatite (Granit) Metamorphite Marmor Quarzit Phyllit, Glimmerscheifer Grünschiefer Paragneis Orthogneis Prozesse der Magmendifferenzierung (Magmen sind silikatische Mehrstoffsysteme). • zuerst kristallisieren schwerflüchtige Bestandteile aus, dadurch Anstieg des Innendrucks in der Restschmelze auch bei abnehmender Temperatur • zwei Reaktionsreihen, je nach Magma: Mg Fe-Silikate → Biotit, melanokrat Ca-Plagioklase → Quarz, leukokrat • übrig bleiben gasreiche Schmelzen → Pegmatite (grobkristallin) • pneumatolytische Phase schließt sich an, es bilden sich sog.: "Fluide Dampflösungen" • wässrige Lösungen, hydrothermales Stadium Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 8 Abb. 4:Schema der Magmandifferenzierung (aus BRINKMANN (1990): Abriss der Geologie, Bd. 1, Enke-Verlag, Stuttgart) Wenn man die Verteilung der Gesteinsarten auf der Erdoberfläche betrachtet, drängt sich folgende Frage auf: Warum gibt es so viele Gesteinsarten bei gleichzeitigem mengenmäßigen Vorherrschen relativ weniger Massengesteine? (Glück für Bodenkundler, die nicht alle exotischen Gesteine kennen müssen). Vereinfachend kann man sagen: − die meisten Plutonite (Tiefengesteine) sind Granite, − die meisten Vulkanite (Eruptivgesteine) sind Basalte. Warum ist das so? Dazu ist ein Phänomen aus der physikalischen Chemie wichtig, das man an einem Beispiel aus dem Alltagsleben erläutern kann: Im Winter füllt man das Frostschutzmittel Glykol ins Kühlwasser von Autos, um den Gefrierpunkt der Kühlflüssigkeit zu erniedrigen. Wasser gefriert bekanntlich bei 0 oC, reines Glykol bei -13 oC. Es existiert nun ein ganz bestimmtes Mengenverhältnis Wasser/Glykol, bei dem der Gefrierpunkt der Mischung weiter erniedrigt ist, als der der Einzelkomponenten. Diese Mischung nennt man eutektisch, der Gefrierpunkt dieser Mischung heißt Eutektikum oder eutektischer Punkt (vgl. Abb.4). Im Fall des Wasser-/Glykol-Gemisches liegt dieses Mischungsverhältnis bei 35:65; der Gefrierpunkt dieser Mischung beträgt -60 oC. Was passiert nun, wenn z. B. eine Mischung aus 80 % Wasser und 20 % Glykol abgekühlt wird? Wenn 0 oC unterschritten werden, entstehen Eiskristalle aus Wasser, die mit flüssigem Wasser/Glykol-Gemisch koexistieren. Bei weiterer Temperaturabsenkung entstehen weitere WasserEiskristalle; das Mischungsverhätnis der flüssigen Wasser/Glykol-Phase nähert sich dabei immer mehr dem eutektischen Punkt. Ist dieser Punkt erreicht, kann die Temperatur nicht weiter absinken, bevor nicht die ganze Flüssigkeit gefroren ist. Analoges kann bei einer Silikatschmelze passieren: Bei abnehmender Temperatur kristallisieren zunächst schwerer flüchtige Minerale aus, die mit der Restschmelze koexistieren. Dieses Auskristallisieren und Absetzen einzelner Minerale (="Absaigern") kann solange weitergehen, bis die Restschmelze ein eutektisches Mischungsverhältnis aufweist. Dann wird die Restschmelze insgesamt Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 9 erstarren. Umgekehrt wird sich beim Wiederaufschmelzen fester Gesteine zunächst die eutektische Mischung verflüssigen und ggf. abtransportiert werden, während schwerer flüchtige Komponenten zurückbleiben. Damit ist also folgendes erklärt: − Aus einer einzigen Silkatschmelze können verschiedene Minerale bzw. Gesteine entstehen. Dabei haben die zuerst auskristallisierenden Komponenten am meisten Zeit zur Kristallisation, d.h. gut kristalline, "idiomorphe" Minerale sind meist die schwerer flüchtigen Bestandteile einer Silikatschmelze. − Auch beim Wiederaufschmelzen kann es zu Mineralsortierungen kommen, da bei zunehmender Temperatur zunächst eine Schmelze mit eutektischem Mischungsverhältnis mobilisiert wird. Abb.5: Abb. 5: Phasendiagramm eines Wasser/GlyklolGemisches. Die häufig vorkommenden Massengesteine sind Mischungen, deren Schmelze nahe beim Eutektikum liegt. Das ist z.B. der Fall für granitische oder basaltische Schmelzen. Man muß allerdings wissen, daß die Verhältnisse in Silikatschmelzen bei weitem nicht so einfach sind, wie in dem angeführten Beispiel einer zweiphasigen Wasser/Glykol-Mischung. Silikatschmelzen sind mehrphasige Systeme, die meist auch mehrere Eutektika besitzen. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 10 2. Exogene Faktoren dazu gehören die Prozesse: • Verwitterung • Bodenbildung • Abtragung - Transport - Sedimentation die dabei beteiligten Kräfte bzw. Transportmedien sind: 2.1 Schwerkraft (ausschließlich) Bergrutsch, Erdrutsch Bergsturz (1806 Roßberg, 457 Tote) Steinschlag, Schuttkriechen, Muren (z.T. im Höllental zu beobachten) 2.2 Wasser − Globale Wasserbilanz − Direkte Wirkung des Niederschlages: Abspülung, Denudation (flächenhaft), daraus entstehende Landschaftsformen: Rumpfgebirge Schichtstufenlandschaft (Peneplains, wenn keine endogenen Kräfte wirksam sind) − Wirkung von Flüssen Akkumulation und Erosion in Abhängigkeit von der Gefällskurve eines Flusses Änderung durch Tektonik oder durch den Menschen (Rheinkorrektur) Talaue, Talterrassen − Wirkung des Gundwassers Austritt von Grundwasser = Quellen − Schichtquelle − Überlaufquelle − Stauquelle − artesische Quelle Einfluß des Grundwassers auf die Gestaltung der Erdoberfläche: Karsterscheinungen, Dolinen − Wirkung von Seen geologische "kurzlebige" Objekte ca. 20 000 Jahre Verlandung: Niedermoor-Hochmoor − Wirkung des Eises − Gletscher Im Pleistozän waren Skandinavien und Norddeutschland sowie das Alpenvorland von Inlandeis bedeckt. − Moränenlandschaft − Gebirgsgletscher − U-Täler − Flußterrassen − Periglaziale Vorgänge (siehe nächste Seite) Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 11 Abb. 6: Perigaziale Idealschichtung am Hang Durch Dauerfrost mit periodischem Auftauen kommt es an Hängen zu Bodenfließen oder Solifluktion. 1. Phase: Die dichte Basislage mit ± hangparallel eingergeltem Skelett 2. Phase: Die wenig dichte, meist lößbeeinflußte Haupt- und Mittellage mit unsortietemund nicht eingeregeltem Skelett. 3. Phase: Die sehr stark skeletthaltige Oberlage, die nur kleinräumig vorkommt. Der Zeitraum der Bodenbildung seit dem Pleistozän (ca 10000 Jahre) reicht nicht aus, um auf festem Silikatgestein ein A-B-C Profil entstehen zu lassen. Bei Braunerden ist die Haupt- und Mittellage meist identisch mit dem Bv-Horizont, die kaum durchwurzelbare Basislage wird häufig als Cv-Horizont ausgeschieden. 2.3 Wind Wirkung des Windes − Löß, Flugsande, Dünen Löß: wichtigstes quartäres Lockersediment Korngröße 0.02-0.05 mm (Schluff), 20 % Kalk, Quarz, Feldspäte Wege und Wirkung des Gesteins- und Bodentransportes : Bewegung Transport Sedimente Landschaftsformen Wasser laminar bis turbulent rollend schwebend sortierend geschichtet z.B: Konglomerate Rinnen V-Täler Terrassen Deltas Eis langsam stetig schiebend nicht sortierend Wind stoßweise flächig streng sortierend ungeschichtet z.B. Moräne Rundhöcker U-Täler Kare Moränen Drumlins Urstromtäler feinkörnig z.B. Löß Dünen Windkanter Lößdecken Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 12 2.4 Produkte der exogenen "Kräfte": Sedimente und Sedimentgesteine aus Gesteinstrümmern: klastische Sedimente aus Fällungsprodukten von Gewässern: chemische Sedimente aus Trümmern von Organismen: biogene Sedimente Diagenese : Verformung und Umwandlung durch Druck und Temperatur − Veränderungen, die ein Sediment erfährt, Mineralbestand bleibt konstant − Agentien: Wasser, Druck Temperatur, Zeit − Entwässerung − Drucklösung − Chemische Ausfüllung des Porenraumes Die Abgrenzung der Diagenese zur Metamorphose ist fließend. Schichtung: typische Eigenschaft von Sedimenten − konkordant → parallele Schichtung − diskordant → Hinweis auf tektonische Vorgänge während der Sedimentation Chemische Sedimente Kalk Dolomit Gips (CaSO4.H2O) Anhydrit (CaSO4) Steinsalz Biogene Sedimente Kalke, z. B. Foraminiferenkalke der Oberkreide (Rügen) Kieselige Gesteine, z. B. Radiolarien, Kieselschiefer Kohlen, Torf, Braunkohle, Steinkohle, Anthrazit Klastische Sedimente − verfestigt, z. B. Sandstein − unverfestigt, z. B. Löß weitere Einteilung nach Korngröße der Primärpartikel: Psephite > 2 mm Psammite: 2 mm - 0.02 mm Pelite < 0.02 mm Weitere Einteilungen: − runde Grobkörner in feinkörniger Grundmasse : Konglomerate, "Nagelfluh" − eckige Grobkörner in feinkörniger Grundmasse: Breccie − Sandsteine, Quarz als vorherrschendes Mineral, z. B. Buntsandstein − Grauwacken, höherer Feldspatgehalt, schlecht sortierte Korngrößen, kurze Transportentfernungen bis zur Sedimentation, Verwechslung mit Granit leicht möglich (Goethe 1784), Vorkommen: z. B. Rheinisches Schiefergebirge − Arkosen, Feldspäte in feinkörniger Grundmasse − Schieferton → Metamorphose → Tonschiefer unklare Nomenklatur Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 13 2.5 Verwitterung physikalische Verwitterung − Temperatur Erdoberfläche erwärmt sich 1 1/2 bis 2 1/2 -fach gegnüber der Atmosphäre schwarze Minerale erwärmen sich noch mehr Tiefe der täglichen Temperaturamplitude: 1/4 bis 1/2 m Tiefe der jährlichen Temperaturamplitude bis 20 m − Gefrierendes Wasser Wasser hat bei 4 oC die größte Dichte, bei Eisbildung ca. Volumenausdehnung um 9 % − Salz, in ariden Gebieten Kristallisationsdruck in Haarrissen von Gesteinen. "Salzsprengung" − mechanische Wirkung von Wurzeln − Quellungsdruck von Tonen chemische Verwitterung − Lösung (so kommt das Salz in das Meer) − Hydrolyse Reaktionen von Salzen mit den Ionen des Wassers Eigendissoziation: 10-7 Mol H+ pro Liter KAlSi3O8 + HOH → HAlSi3O8 + KOH Kalifeldspat + Wasser → Protonierter Kalifeldspat + Kalilauge! Aus der Tatsache, daß Böden bei der Verwitterung sauer sind folgt, daß diese Reaktion in humiden Regionen weit entfernt vom chemischen Gleichgewicht abläuft! HAlSi3O8 + 4 HOH → Al(OH)3 + 3 H2SiO3 Gibbsit + Metakieselsäure KAlSi3O8 + 8 HOH → Al(OH)3 + 3 H4SiO4 + KOH Gibbsit + Orthokieselsäure + Kalilauge Durch CO2-Bildung und Ausscheidung organischer Säuren werden Verwitterungsvorgänge durch biologische Aktivität stark beschleunigt. − Protolyse Reaktionen von Salzen mit den Protonen von Säuren (z. B. Kohlensäure, organische Säuren). − Oxidation Fe(II) → Fe(III) dadurch Abbau der negativen Überschußladung der Kristallgitter, ein Kation muß freiwerden Farbwechsel! C. Übersicht über die Geologie Deutschlands (als Anregung zum Selbststudium) Übersicht über den geologischen Bauplan Mitteleuropas, geordnet nach abnehmendem Alter der Gesteine − Kristallingebiete Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 14 Schwarzwald, Oberpfälzer Wald, Böhmer Wald, Fichtelgebirge, Erzgebirge, Odenwald, Teile des Spessarts − Verfaltetes und verschiefertes Devon und Unterkarbon Rheinisches Schiefergebirge, Harz, Thüringisch- Fränkisches Schiefergebirge, Lausitzer Bergland − Oberkarbonische Steinkohlebecken Ruhrgebiet, Aachener Steinkohlerevier, Saargebiet − Landschaften des Rotliegenden Thüringer Wald, Nordwestsächsisches Hügelland − Zechsteingebiete − Landschaften des Mesozoikums Sandstein-Landschaften in Südwestdeutschland, Südniedersachsen, Hessen und Ostthüringen − Südwestdeutsches Schichtstufenland − Thüringer Becken − Elbsandsteingebirge − Leine- und Weserbergland − Kreidebecken von Münster − Deutsche Alpen − Tertiär-Senken Oberrheingraben Süddeutsches Molassebecken Niederrheinische Bucht Südniedersächsische Tertiärsenke − Junge Vulkangebiete Vogelsberg, Siebengebirge, Eifel, Rhön, Kaiserstuhl, Hegau − Norddeutsches Tiefland − Quartäre Überdeckungen D. Mineralogische Grundlagen der Bodenkunde I. Chemie des Kohlenstoffs und Siliziums (Gemeinsames und Unterschiede) − beide in der 4. Hauptgruppe des Periodensystems; − meist vierwertig, Ausnahme: CO; − Valenzelektronenkonfiguration: s2p2, daher sollten sie eigentlich zweiwertig sein (wie C in Kohlenmonoxid); − vor Reaktionen findet meist eine sog. "Bastardisierung" oder "Hybridisierung" statt, d. h. es liegen vier gleichwertige Valenzelektronen vor. Dadurch entstehen tetraederförmige Verbindungen mit hoher Symmetrie; − man nennt dies "sp3-Hybridisierung"; − der zur Hybridisierung notwendige (geringe) Energiebetrag wird aus der Reaktionswärme zur Verfügung gestellt; − wenn im Fall des Kohlenstoffs weniger als 4 Bindungspartner zu Verfügung stehen, können sich auch p-Elektronenwolken überlappen: es entstehen Doppel- und Dreifachbindungen; sp3sp2 + 1 pz-Elektron, das ergibt 3 σ-Bindungen und eine π-Bindung; − Die Überlappung von p-Elektronenwolken ist bei Silizium aufgrund der größeren räumlichen Ausdehnung des Atoms i. d. R. nicht möglich (Ausnahme bei besonderen sterischen Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ − − − − − − − − 15 Konstellationen); Doppelbindungen können daher nur bei Elementen der ersten Achterperiode auftreten (C, N, O); Dieser zunächst geringfügig erscheinende Unterschied hat weitreichende Konsequenzen für die Chemie des Kohlenstoffs und des Siliziums; Bei Kohlenstoff ist eine Konsolidierung der (instabilen) Ortho-Säure durch intramolekulare Wasserabspaltung möglich (Abb. 7); (Ortho-Kohlensäure → (Meta-)Kohlensäure → Kohlendioxyd) Bei Silizium ist nur eine Konsolidierung durch intermolekulare Wasserabspaltung möglich, daher kommt Si kaum in monomerer Form vor (Abb. 7); stabilste C-Verbindung:CO2; stabilste Si-Verbindung: (SiO2)n; Kohlenstoffverbindungen sind daher aufgrund der höheren Vielfalt der Kombination von Bindungsmöglichkeiten wesentlich besser "geeignet", Informationen in chemischer Form zu speichern. Da sie sich durch Polymerisierung und Monomerisierung stabilisieren können, sind Kohlenstoffverbindungen gleichzeitig Energieträger und Baustoff für Lebewesen. Das in science-fiction-Romanen gelegentlich beschriebene (komplexe) Leben auf Si-Basis ist daher kaum denkbar! Abb. 7: Intra- und intermolekulare Wasserabspaltung bei Orthokohlensäure und Orthokieselsäure II. Silikate, insbesondere Tonminerale Gerüstsilikate − Feldspäte Si in den Tetraedern zu 20 - 50 % durch Al ersetzt (=Alumosilikate"), negative Überschußladung wird durch K, Na, Ca und Mg kompensiert Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 16 − Orthoklas (Kali-Feldspat) − Albit Na-... − Anorthit Ca-... − Albit und Anorthit bilden die Mischungsreihe der Plagioklase − Feldspatvertreter (Foide) Si-ärmere Gerüstsilikate Schichtsilikate (Phyllosilikate) − primär: Glimmer − Muskovit (hell) − Biotit (dunkel) − sekundär: Tonminerale − Zweischichtminerale (Tetr./Ok.) − Kaolinit − Halloysit (Zwischenschichtwasser) − Dreischichtminerale (Tetr./Ok./Tetr.) − Illit (glimmerähnlich) − Vermiculit (Ca-reich) − Smectite (geringe Schichtladung) − Vierschichtminerale − Chlorite Abb. 8a: und b: Struktur von Silikaten Tonminerale sind bodenspezifische Neubildungen. Ton ist primär und ursprünglich ein Korngrößenbergriff (< 0.002 mm), der Name "Ton"-Mineral weist also darauf hin, daß diese Mineralgruppe meist in der Korngröße der Tonfraktion vorliegt. Charakteristisch für Tonminerale ist ihr Schichtaufbau, sie bestehen aus flächig vernetzen Si-Tetraeden und Al-Oktaedern (vgl. Abb. 9). Die Ecken der Si-Tetraeder bestehen aus Sauerstoffatomen, die der Al-Oktaeder aus Hydroxylgruppen. Die Tetraederzentern sind durch Zentralatome (i. d. R. Si) besetzt, die Oktaederzentren sind entweder vollständig (trioktaedrisch) oder zu 2/3 (dioktaedrisch) mit Al besetzt, dazwischen gibt es auch ÜInst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 17 bergänge. − 1:1 Minerale: Die OH-Gruppe der Oktaeder liegt dem Sauerstoff der Tetraeder gegenüber, die Fixierung der Bauteile Tetraeder und Oktaeder erfolgt durch intermolekulare Wasserabspaltung über Sauerstoffbrücken. Es ensteht dreibindiger Sauerstoff, der Träger einer positiven Ladung ist. Dadurch wird die negative Überschußladung der Al-Oktaederschichten (Al(OH)6)3-) kompensiert; der Abstand dieser zweilagigen Elementarschichten wird durch Wasserstoffbrücken fixiert, d. h. diese Tonminerale können kaum quellen. Falls kein vollständiger interner Ladungsausgleich im Gitter möglich ist, muß die (meist negative) Überschußladung durch äußerlich anhaftende Kationen kompensiert werden. − 2:1 Minerale: Es kommt in jeder Elementarschicht eine um 180° gewendete Si-Tetraederschicht dazu, d. h. die Elementarschicht ist dreilagig (Si-Tetraeder/Al-Oktaeder/Si-Tetraeder); im Gegensatz zu den 1:1-Mineralen bleibt in den Elementarschichten der 2:1-Minerale ein größerer negativer Ladungsüberschuß (sog. "Schichtladung") bestehen, der durch Zwischenschichtionen, die zwischen den Elementarschichten lokalisiert sind, ausgeglichen wird; dadurch hängt der Abstand der Elementarschichten und die Festigkeit ihres Zusammenhaltes sowohl von der Art der Zwischenschichtionen als auch von deren Hydratation ab; die negative Überschußladung ihrerseits wird hauptsächlich verursacht durch isomorphen Ersatz in den Oktaederzentren (Al durch Mg) und Tetraederzentren (Si durch Al). D. h. bei der Bildung von Silikaten und speziell bei Tonmineralen ist das erste Kriterium das "sterische Ineinanderpassen", das zweite Kriterium ist dann der Ladungsausgleich der durch die zu Verfügung stehenden Kationen bewerkstelligt wird. Wichtige Tonminerale: 1. Kaolingruppe (1:1) 2. Illite (2:1) Kaolinit Halloysit wie Kaolinit, jedoch mit Zwischenschichtwasser eng verwandt mit den Glimmern Biotit und Muskovit, hohe Schichtladung durch tetraedrischen Ersatz, starker Zusammenhalt der Elementarschichten durch Kalium tetraedrische Schichtladung nicht so hoch wie bei den Illiten, ent3. Vermiculite (2:1) halten Zwischenschichtwasser, bei K-Zufuhr Illitisierung möglich. Schichtladung geringer als bei den Illiten enthalten daher mehr 4. Smectite (2:1) Zwischenschichtwasser, quellbar, Varietäten: Montmorillonit (vorwiegend oktaedrische Überschußladung), Beidellit, Nontronit (Al-reiche TM mit tetraedrischem Ersatz) Die Elementarschichten werden durch positiv geladene Al5. Chlorite (Mg,Fe) Hydroxidschicht zusammengehalten, daher nicht quellbar 6. Wechsellagerungsminera- Tonminerale, die aus unterschiedlichen Elementarschichten zusammengestzt sind le Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 18 Abb. 9: Schematischer Bau der Tonminerale: Aus dem Bauschema der Tonminerale wird klar, daß bei tetraedrischem Ersatz der Zusammenhalt der Elementarschichten größer ist, da die negativen und positiven Ladungszentren näher sind, und nach dem COULOMB`schen Gesetz die Kraft zwischen zwei Ladungen umgekehrt proportional zum Quadrat der Entfernung ist. Bildung und Umwandlung der Tonminerale: Häufigste Umwandlungspfade: 1. Glimmer → K(-) → Illit → K(-) → Vermikulit → (Al+) → sek. Chlorit 2. Feldspäte → (Ca,Mg,K,Na,Si(-)) → amorphe Zwischenprodukte → (Si-) → Goethit, Hämatit, Gibbsit → (Si+,-) → Allophan, Kaolinit, Halloysit → (K+) → Illit → (Ca,Mg+) → Smectit, Vermiculit 3. Smectit Vermiculit → (Ca,Mg,k,Na,Si(-)) → Kaolinit, Halloysit → (Si-) → Illit (Si,K (-)) → Gibbsit, Goethit, Hämatit Ökologische Bedeutung der Tonminerale: − Speicherung von Wasser − Speicherung "austauschbarer" Ionen, d.h. Vorhaltung eines pflanzeverfügbaren Ionenvorrates bei gleichzeitigem weitgehenden Schutz vor Verlust durch Auswaschung − Hierarchie der Bindungsfestigkeit von Metallen im Boden: Silikatisch/oxidisch >> austauschbar > löslich Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 19 E. Die organische Substanz des Bodens und daran gekoppelte Prozesse I. Bau und Eigenschaften der organischen Substanz Def.: abgestorbene Tiere und Pflanzen = "Humus", Abbau bis zu CO2 , H2O und Ionen = "Mineralisierung", Synthese von Bruchstücken zu bodenbürtigen Neubildungen = "Huminsäuren". Man kann die Bedeutung und die Funktion des Humus auf verschiedenen Skalenebenen betrachten: − lokale Ebene: Die organische Substanz im Boden kann als ein +/- kontinuierlicher Strom energiehaltiger Kohlenstoffverbindungen durch den Boden aufgefaßt werden. Dieser Energiestrom ist u.a. maßgeblich an der Entstehung von Bodenstruktur beteiligt. Der Kohlenstoffgehalt in Böden stellt also ein Fließgleichgewicht dar aus Kohlenstoffzufuhr (z.B. Streufall, Wurzeln, Ernterückstände etc.) und Kohlenstoffabfuhr (CO2 bei vollständiger aerober Mineralisierung) (vgl. Abb. 10). Abb. 10: Die dem Boden z. B. aus Streu, abgestorbenen Wurzeln oder Ernterückständen zugeführte C-Menge wird z. T. unmittelbar mineralisiert oder in Form metastabiler Huminstoffe im Boden gespeichert. Ausgangssubstanzen (Zufuhr): Kohlenhydrate, Lignin, Eiweiße Bausteine: Monosacharide (Bausteine der Cellulose) Phenylpropane (Bausteine des Lignins) Reaktive Gruppen: OH (phenol., alkohol. aldehyd.) α-Amino-Gruppen aromatische Bindungen Problem der chemischen Charakterisierung Summarische Chemische Eigenschaften "Säuren" und kolloiddisperse Makromoleküle pH-abhängige (variable) Ladung - Gegensatz zur Gitterladung von TM! hohe KAK (2000-3000 µmol IÄ/g) Wasserbindung 3-5 -fache des Eigengewichtes Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 20 − globale Ebene Der globale C-Vorrat in Böden ist ca. doppelt so hoch wie der C-Vorrat der terrestrischen Biomasse und ca. dreimal so groß wie der C-Vorrat der Atmosphäre. Der C-Vorrat im Boden ist daher ein wichtiger pool, der bei möglichen Klimaveränderungen in ähnlicher Größenordnung auf die Atmosphäre einwirken kann, wie die Verbrennung fossiler Brennstoffe (vgl. Abb. 11). Abb. 11: Globale C-Vorräte und -Flüsse __________________________________________ Abb. 12: C-Freisetzung aus Humusabbau bei verschiedenen Klimaszenarien. Der Umsatz des Stickstoffs in Böden ist eng mit dem Humusumsatz verbunden. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 21 II. Gekoppelte Prozesse 1. Streuzersetzung / Humifizierung Der C-Input in den Boden erfolgt über Blätter, abgestorbene Pflanzen, Wurzelnekromasse, Wurzeldeposition (Exsudate etc.) und organische Düngung. Leicht ermittelbar ist der Anfall oberirdischer Biomasse (Streu im engeren Sinne), schwieriger der Feinwurzelumsatz und die übrige Rhizodeposition. Dies gilt insbesondere, weil der Feinwurzelumsatz ein mehrfaches der Feinwurzelmenge ausmachen kann. Abb. 13 zeigt die Mittelwerte des jährlichen Kohlenstoffinputs (Umrechnungsfaktor zu Biotrockenmasse 2.0) in Waldökosysteme der kühl-gemäßigten Zone aus verschiedenen Ökosystemfallstudien: Die Böden der mitteleuropäischen Wälder müssen mit der jährlichen Zufuhr von 6 bis 10 t Biomasse, bzw. 3 - 5 t reinem Kohlenstoff "fertig" werden. Als grobe Faustregel kann man für den unterirdischen Streuanfall noch einmal die gleiche Menge annehmen, die oberirdisch anfällt. Was würde geschehen, wenn die gesamte Streumenge unverändert bliebe ? Abb. 13: Kohlenstoffinput auf bzw. in Böden in Wäldern der kühl-gemäßigten Klimazonen. Mittelwerte aus verschiedenen Ökosystemfallstudien. Die Streubalken stellen den einfachen Standardfehler der Mittelwerte dar. Phasen des Streuabbaus: 1. Absterbephase: Noch an der Pflanze werden aus Blättern und Nadeln wichtige Nährstoffe zurückgezogen, die im nächsten Jahr dem Neuaustrieb zur Verfügung stehen (welche vor allem?). Blattfärbung, Zunahme der Mikroorganismenpopulationen am absterbenden Blatt. 2. Auswaschphase: leichtlösliche Verbindungen (Zucker, Aminosäuren, Peptide, organische Säuren) werden ausgewaschen (Was passiert, wenn Heu im Regen liegen bleibt?). Es kommt zur explosionsartigen Vermehrung von solchen Mikroorganismen, die an schnell verfügbare Substanzen adaptiert sind. 3. Zerkleinerungsphase: Mechanische Zerteilung, Durchmischung aber auch bereits Umwandlung vor allem durch Regenwürmer und Enchyträen, aber auch Arthropoden. Nur maximal 10 % der Energie werden von ihnen genutzt, der Rest steht den in der Nahrungskette folgenden Organismen zur Verfügung. Der Kot besitzt eine stark vergrößerte Oberfläche, er speichert Wasser sehr gut und ist mit Darmenzymen vermischt. Er bildet, zusammen mit den Resten organischer Substanz, die Nahrungsgrundlage für kleinere Lebewesen. 4. Mikrobielle Phase: Sukzessionen von Mikroorganismen (Bakterien, Pilze). Vorraussetzung: Große Oberflächen und günstige Milieubedingungen. Hier sind jedoch Pilze sehr viel weniger anspruchsvoll. Hauptträger der Mineralisierung sind Bakterien (vollständige Umwandlung in sehr einfache, anorganische Ionen und Verbindungen: Wasser, CO2, NO3 etc.). Humifizierung: stabile Reste (v.a. aromatische Verbindungen) und neukombinierte Stoffe, bilden den Bodenhumusvorrat. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 22 Abb. 14: Schematischer Ablauf des Streuabbaus: Im Laufe der Streuzersetzung reichern sich schlechter zersetzbare orga-nische Verbindungen wie Lignin relativ im Humus an. Lignin ist die Basis vieler relativ stabiler Huminstoffverbindun-gen. Diskrete Abbauphasen sind Modellvorstellungen, die helfen, komplexe Prozeßketten realer Ökosysteme zu begreifen. In der Natur bilden sich "Nahrungsnetze", die keine klare sukzessive Abfolge mehr erkennen lassen. Dies wird bereits deutlich in der schematischen Abb. 14, in der die mikrobielle Biomasse wieder Ausgangspunkt für neue Zersetzungsprozesse ist. Wichtige Faktoren der Streuzersetzung sind: • Bodenreaktion: günstige Milieubedingungen für Bakterien als leistungsfähigste Umwandler und Mineralisierer sind Bodenreaktionen von pH 5,5 bis 7,0. Mit abnehmendem pH dominieren zunehmend Pilze mit weniger leistungsfähigen Stoffwechselformen. • Temperatur: Mikrobielle Umsätze sind stark temperaturabhängig. In unseren Böden geht eine Temperatursteigerung um 10°C einher mit einer Zunahme der mikrobiellen Aktivität um den Faktor 2-3 (Q10-Faktor). Die höheren akkumulierten Auflagehumusmengen in höheren Lagen der Gebirge sind auf die Temperaturlimitierung der biologischen Aktivität zurückzuführen. • Wasserversorgung: Bakterien leben i. d. R. in Wasserfilmen (z. B. an Makroporenwänden). Bei Wassermangel geht die mikrobielle Aktivität allgemein zurück bzw. es werden Spezialisten mit besonderen Schutzmechanismen gefördert. • Sauerstoffversorgung / CO2-Entsorgung: Die leistungsfähigsten Zersetzer sind Aerobier. Bei Wassersättigung, starker Bodenverdichtung und Versiegelung reicht oft die Belüftung nicht mehr aus, um die mikrobielle Aktivität aufrecht zu erhalten. • Substrateigenschaften: Während der Kohlenstoff in der org. Substanz zur Energiegewinnung genutzt wird, benötigen Mikroorganismen zum Aufbau ihrer Körpersubstanz (siehe Abb. 14) viel Stickstoff. Streu mit engem C/N-Verhältnis (12 - 25) liefern: Holunder, Erle, Robinie, Brennessel, Himbeere; noch gut zersetzlich sind Substanzen mit einem C/N von 25 - 40, wie Hasel, Linde Ahorn, Eberesche, Birke; weniger gut bis schwer zersetzbar sind Blätter / Nadeln mit einem C/N > 40, wie Eiche, Fichte, Kiefer, Lärche und z.B. Calluna-Heide. Das gleiche gilt, wenn es auch seltener als begrenzender Faktor auftritt, für Phospor und andere Nährelemente. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 23 • Zerkleinerung / Turbation: Fehlt die Makrofauna (Lumbriciden etc.), kann die Streu nicht für den mikrobiellen Angriff vorbereitet werden. Wichtig ist die Zerkleinerung der Streu bei gleichzeitiger Vermengung mit Schleimstoffen und mineralischen Partikeln. Abb. 15: Größenverhältnisse im Boden. Es wird deutlich, daß den verschiedenen Gliedern der Bodenfauna Funktionen zugeordnet werden können. Dabei hat sich eine Unterscheidung nach Größenklassen eingebürgert. (vgl. hierzu auch das Kapitel "Bodenstruktur"). Bakterien und Aktinomyceten (= Strahlenpilze, sind eigentlich Bakt., die Scheinhyphen bilden) kommen im Boden extrem individuenreich mit kurzer Generationsfolge vor. Sie leben in Wasserfilmen an Porenoberflächen, Wurzeln und anderen Bodenorganismen. Sie sind Hauptträger der Mineralisierung und entwickeln die größte metabolische Leistung hauptsächlich im neutralen bis alkalischen Bereich. Die Stoffwechseltypen der Bakterien - und aller anderen im Boden vorkommender Organismen sind sehr vielfältig, man teilt sie häufig ein nach ihrer Kohlenstoffquelle und ihrer Energiequelle in chemoheterotrophe (chemische Energie und Körperkohlenstoff aus vorhandener organischer Substanz), chemoautotrophe (chemische Energie aus reduzierten Verbindungen, Kohlenstoff aus CO2) und photoautotrophe (Lichtenergie und Kohlenstoff aus CO2). Eine weitere Unterscheidung erfolgt nach dem Verhältnis zum Sauerstoff: Aerobier benötigen freien Sauerstoff, Anaerobier andere oxidierte Verbindungen als Elektronenaktzeptor. Einen Überblick über die Stoffwechseltypen und daran gekoppelte Prozesse im Boden gibt die folgende Tabelle. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 24 Tab. 1: Ernährungstypen von Bodenorganismen und Bodenprozesse Energiequelle Elektronendonator organische Substanz organische Substanz O2 organische Substanz " " ‘’ ‘’ NO3, N2O SO4 ‘’ ‘’ " ‘’ ‘’ " '' Fe(III), Mn(ox) organische Substanz reduzierte Verbindungen NH3 NO2 O2 CO2 " Fe(II), Mn(red.) H2O O2 CO2 CO2 CO2 anaerob aerob lithotroph organotroph Licht chemoheterotrop h chemoautotroph photoautotroph Elektronen- Kohlenstoff akzeptor quelle ‘’ Bodenprozeß (beteiligte Organismen) Bioturbation, Zerkleinerung, Mineralisierung (Mikro- u. Makrofauna) Denitrifizierung Sulfidbildung (H2SGeruch!) Redoximorphose Fermentierung, Gärung (z.B. Hefen) Nitrifizierung (z.B. Nitrosomonas, bacter) Oxidationsmerkmale Primärproduktion (z.B. Grüne Pflanzen, Algen) ! Legende Pilze sind oft sehr viel größere Organismen als Bakterien. Sie kommen als Destruenten, Pathogene und Symbionten vor. Sie besitzen ihre ökologische Nische mehr in unfreundlicherer Umgebung im Hinblick auf die Wasserversorgung und das chemische Milieu (warum wohl?). Sie sind immer chemoheterotroph (wie wir Menschen auch). Sie sind zwar sehr leistungsfähig in der Erschließung von Kohlenstoffquellen, besitzen aber einen geringeren Wirkungsgrad (Wie kann man diesen in einer Nahrungskette definieren?) als Bakterien. Daher sind sie eher Umwandler als Mineralisierer. Algen sind meist photoautotroph (wie die höheren Pflanzen). Sie reagieren sehr empfindlich auf Austrocknung (sie sind „eigentlich“ Wasserlebewesen), weshalb im Boden lebende Algen meist von einer Schleimhülle umgeben sind. Die Symbiose zwischen Algen und Pilzen heißt Flechten. Aus der Lebensgemeinschaft ziehen beide Partner Nutzen. Der Pilz bezieht von der Alge die organischen Nährstoffe (wie heißt die Ernährungsform der Pilze?), dafür versorgt er die Algen mit Mineralstoffen und schützt sie vor ungünstigen Umwelteinflüssen, z.B. Austrocknung. Flechten besiedeln extreme Habitate, an denen keiner der Partner allein existenzfähig wäre. Einige Algen (und Flechten) sind in der Lage, das N2 der Atmosphäre zu binden, eine für Pionierorganismen äußerst günstige Fähigkeit. Wurzeln besitzen im Boden eine 2 - 3 mal höhere Masse als die Mikroorganismen. Durch Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 25 Ausscheidung von Enzymen, Schleimstoffen, Zucker, Aminosäuren und anderen Exsudaten gestalten die stoffwechselaktiven Feinwurzeln ihre unmittelbare Umgebung. Bis zu 30% der Assimilate einer Pflanze werden auf diese Weise an den Boden abgegeben. Die unmittelbare Umgebung der Wurzel nennt man „Rhizosphäre“, sie ist oft das kleinräumige Aktivitätszentrum im Bodenraum (sog. „hot spot“). Die zur Mesofauna gehörenden und im Boden sehr häufigen Nematoden, Milben und Urinsekten sind oft sapro- oder mikrophag, d.h. sie ernähren sich entweder von abgestorbener oder mikrobieller organischer Substanz. Letzteres ist von großer Bedeutung, weil durch die "Abweidung" von Bakterien- und Pilzrasen der mikrobielle Umsatz stark stimuliert wird. Makrofauna: Die zu den Ringelwürmern gehörenden Regenwürmer und die kleineren Enchyträen sind die gewichtsmäßig bedeutendsten Bodentiere. Man unterscheidet bei den Lumbriciden (Regenwürmer) 3 ökologische Kategorien: epigäische Streubewohner (z. B. in Moderauflagen), endogäische Mineralbodenbewohner und anözische Tiefbohrer, die zwischen der organischen Auflage und tieferen Horizonten wechseln. (Welcher Typ erbringt die klassischen Bioturbationsleistungen?). Eine starke Pigmentierung weisen nur die anözischen Regenwürmer und die Streubewohner auf. Die Regenwürmer können womöglich als das wichtigste Makrofaunenelement der Böden angesehen werden, weil sie im Bereich der Zerkleinerung, Durchmischung, Bildung von Ton-Humuskomplexen und der Porenbildung (sog. Bioporen) erhebliche Leistungen erbringen. Lumbriciden benötigen freies Ca2+ für die Synthese der Ton-Humus-Komplexen (diese Bindung verleiht den Huminstoffen eine besondere Abbauresistenz). Das Angewiesensein auf freies Ca2+ im Milieu erklärt auch die Adaption des Regenwurms an ausreichend hohe pH-Werte. Unterhalb ca. pH 4,5 nimmt die Regenwurmhäufigkeit daher ab, und die der Enchytraeiden zu. Die aktive Einarbeitung organischer Substanz in den Mineralboden und der Transport von mineralischen Partikeln an die Oberfläche wird Bioturbation genannt. Häufig im Boden sind auch Arthropoden (Spinnen, Asseln, Insekten, insbesondere deren Larven). In tropischen Böden können Termiten und Ameisen bei der Bodenbildung die Bedeutung der Lumbriciden weit übertreffen. 2. N-Mineralisation Unter N-Mineralisation versteht man allgemein die Überführung von organischem Stickstoff in anorganische N-Formen. Dies ist eine exotherme Reaktion. Ausgangspunkt der N-Mineralisation ist meist α-amino-Stickstoff, d.h. der Stickstoff aus N-haltigen Aminosäuren: R-NH2 + H2O " NH3 + R-OH Ammoniak (NH3) bildet in sauren Bodenlösungen Ammoniumsalze. Dieser erste Schritt der Mineralisation wird auch Ammonifizierung genannt, es sind verschiedene aerobe und anaerobe Eiweißzersetzer daran beteiligt. Der umgekehrte Vorgang, der Einbau von Ammonium (oder anderen mineralischen N-Formen) in mikrobielle Eiweißsubstanz nennt man N-Immobilisierung. 3. Nitrifikation Unter Nitrifikation versteht man den mikrobiellen Umbau von Ammonium (NH4+) in das leicht lösliche und damit leicht verfügbare Nitrat. Man unterscheidet: − autotrophe Nitrifikation − heterotrophe Nitrifikation Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 26 Die (chemo-)autotrophen Bakterien der Gattung Nitrosomas und Nitrobacter leben aerob, Nitrosomonas deckt seinen Energiebedarf, indem es Ammonium (NH4+) zu Nitrit (NO2-) oxydiert, Nitrobacter oxydiert Nitrit (NO2) zu Nitrat (NO3-). Bei der Nitritbildung beträgt der Energiegewinn 65 kcal/mol, bei der Nitratbildung nur 18 kcal/mol. Das ist neben der hohen Reaktionsfähigkeit des NO2- ein weiterer Grund, warum freis Nitrit im Boden kaum nachweisbar ist. NH4+ + 3/2 O2 –Nitrosomonas → NO2- + H2O + 2 H+ NO2- + 1/2 O2 –Nitrobacter → NO3- (1) (2) Wie man sieht, wird in der Reaktion (1) salpetrige Säure erzeugt, die in Reaktion (2) in Salpetersäure überführt wird. D. h., pro mol nitrifiziertem Ammonium werden 2 mol Protonen frei. Bei der Beurteilung, ob dies ökosystemar versauernd wirkt, muß man folgendes beachten: Wenn alles Nitrat aufgenommen wird und innerhalb der Pflanze wieder zu α-amino-Stickstoff reduziert wird, werden in den Pflanzen zwei mol Protonen verbraucht, d. h. in den Pflanzen entsteht so ein Äquivalent an Basizität, das dem Säureäquivalent aus der Nitrifikation im Boden entspricht. Wenn also (z. B. in einem Dauerwald) Aufbau und Abbau der pflanzlichen Biomasse ein stabiles Fließgleichgewicht bilden, sind die an den N-Kreislauf gekoppelten Protonenumsätze = 0 (vgl. Abb. 16). Abb. 16: Protonenbilanzen des N-Umsatzes Allerdings kann es immer zu raum-/zeitlichen Entkopplungen kommen, die dann i.d.R. von NettoProtonenumsätzen begleitet sind. Ein Beispiel dazu ist folgendes: Aus landwirtschaftlichen Flächen wird Ammoniak (NH3) emittiert, das als Ammonium (NH4+) in Wäldern deponiert wird. Dieses Ammonium wird im Boden meist vollständig nitrifiziert. Das Nitrat kann zu einem großen Teil aus dem Wurzelraum in Form von Neutralsalzen (z. B. Ca- und MgNitrat) ausgewaschen werden, wenn das Waldökosystem N-gesättigt ist. D. h. die bei der Nitrifizierung erzeugten Protonen verbleiben dann im Wuzelraum und wirken versauernd. Dieser Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 27 und ähnliche Mechanismen sind der Grund dafür, daß der atmogene Ammoniumeintrag in Waldböden so stark versauernd wirkt. Aus dem Gesagten wird natürlich auch klar, daß der Entzug von Biomasse, die α-Amino-Stickstoff enthält, ebenfalls versauernd wirkt, da ja auch dann von den bei der Nitrifizierung erzeugten Protonen eines bilanzmäßig ungepuffert im Ökosystem verbleibt. Man weiß auch, daß bei der Nitrifikation ein gasförmiger Verlustterm auftritt. Bei der Oxidation von Ammonium werden geringe Mengen an NO und N2O (=Lachgas) gebildet. Die Größenordnung dieser Produktion klimarelevanter Spurengase bei der Nitrifikation wird auf ca. 1 % geschätzt. 3.2. Heterotrophe Nitrifikation Es gibt einen ganze Reihe von Mikroorganismen, die Ammonium zu Nitrit oder Nitrat oxidieren können, daraus jedoch keine Energie für ihren Stoffwechsel gewinnen. D. h., diese Organismen sind noch auf andere Energiequellen angewiesen. Insbesondere in sauren Waldböden sind Pilze der Gattungen Aspergillus und Penicillium, die heterotroph nitrifizieren, von großer Bedeutung, da unter stark sauren Bedingungen die autotrophen Nitrifizierer nicht existieren können. 4. Denitrifikation Bei stark anaeroben Bedingungen können einige Mikroorganismen anstelle von molekularem Sauerstoff den Sauerstoff des Nitrat-Anions als Elektronenakzeptor benutzen und Nitrat zu NO, N2O oder N2 reduzieren (z. B. Bakterien der Gattungen Rhizobium und Pseudomonas). Diesen Vorgang nennt man Denitrifizierung. Welches der Reduktionsprodukte entsteht, hängt vom Redoxpotential des Bodens ab, d.h. eine Reduktion von N2O zu N2 ist nur bei niedrigem Redoxpotential (< 250 mV) möglich. N2O ist ein treibhausrelevantes Spurengas, das darüberhinaus durch Reaktionen in der Stratospäre zum Abbau der Ozonschicht beiträgt. Grundsätzlich treten also gasförmige Stickstoffverluste sowohl bei der Nitrifikation als auch bei der Denitrifikation auf. Bei der Denitrifikation sind sie die Endprodukte von Reaktionen und damit mengenmäßig bedeutender. Weitere wichtige Vorgänge im Boden im Zusammenhang mit dem Stickstoffumsatz sind: 5. N2-Fixierung Einige Organismen bilden das Enzym Nitrogenase. Dieses Enzym ermöglicht es den Organismen, das sehr stabile Molekül N2 zu spalten und N in die körpereigenen Proteine einzubauen. Diesen Vorgang nennt man N2-Fixierung. Man unterscheidet: symbiontische N2-Fixierung und nicht-symbiontische N2-Fixierung. Zu den bekanntesten Vertretern der symbiontischen N2-Fixierer gehören Bakterien der Gattung Rhizobium, (sog. "Knöllchenbakterien"), die in Symbiose mit Leguminosen leben. An der nicht-symbiontischen N2-Fixierung sind sowohl Blaualgen als auch Bakterien (Azotobacter, Azotomonas) beteiligt. Wenn auch der N-Gewinn durch N2-Fixierung auf vielen Standorten eher gering ist, ist die Bedeutung dieses Prozesses für die Evolution terrestrischer Ökosysteme nicht zu unterschätzen: Es ist neben der elektrochemischen Erzeugung von Stickoxiden (z. B. bei Blitzschlag) der einzige bekannte natürliche Prozess, bei dem das reaktionsträge N2-Molekül in den N-Stoffwechsel terrestrischer Organismen eingeschleust wird. Dieser Vorgang ist deshalb so wichtig, weil die überwiegende Mehrzahl der bodenbildenden Gesteine keinen oder nur sehr wenig Stickstoff enthält. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 28 6. Emission von Stickoxiden Bei allen Hochtemperaturverbrennungen entstehen aus dem eigentlich reaktionsträgen N2 der Atmosphäre Stickoxide. Die einzige bekannte, irreversible Senke für Stickoxide in der Atmosphäre ist deren Immission als Salpetersäure. Diese Immision findet bevorzugt an oberflächenreichen Waldbeständen statt. Da Wälder von ihrer Entwicklungsgeschichte her eher an ein knappes NAngebot angepaßt sind, kann der zusätzliche anthropogene N-Eintrag zu unharmonischen Ernährungsbedingungen führen. In Baden-Württemberg werden zur Zeit in Fichtenbaum- bis Althölzern im Mittel etwa 25 kg N (Ammonium und Nitrat) eingetragen. Das ist weit mehr als durch normale Holzernte exportiert wird, d. h. viele Wälder eutrophieren. 7. Ammoniak-Emission Diese Art des N-Umsatzes ist hauptsächlich ein Problem der intensiven Landwirtschaft Mitteleuropas. Ammonium ist eine Kationsäure mit einem pKS-Wert von 9.21. Nach der HENDERSON-HASSELBALCH-Gleichung ist der pH-Wert gleich dem pKS-Wert, wenn eine Säure zu 50% dissoziiert ist. D.h. bei einem Boden-pH um 9 liegen bereits ca. 50% des NH4+ als flüchtiges NH3 vor, da in diesem Fall folgendes Dissoziationsgleichgewicht gilt: NH4+ !" NH3 + H+ Die Ammoniakemission wird also durch hohe pH-Werte und durch hohe Ammoniumgehalte begünstigt. Beide Faktoren treffen häufig zusammen, wenn zu viel Gülle auf intensiv gekalkten Äckern "entsorgt" wird. Die Ammoniumimmission kann in Waldbeständen zu Nährstoffungleichgewichten und zu erheblicher Bodenversauerung führen. 8. Ammonium-Fixierung Das Ammoniumion hat einen ähnlichen Ionendurchmesser wie das Kaliumion, d.h. es "paßt" besonders gut in die sechseckigen Aussparungen flächig vernetzter Si-Tetraeder. Es ist daher ebenso wie Kalium befähigt, die Schichtladung von 2:1 Tonmineralen besonders effektiv zu kompensieren und für einen relativ stabilen Zusammenhalt der Elementarschichten zu sorgen. U.U. kann dies bei Böden mit hohem Tonmineralbestand des Illit- und Vermikult-Typs zu einer nichtpflanzenverfügbaren NH4+-Fixierung führen. Der so gespeicherte Stickstoff ist dann zumindest zeitweise auch dem mikrobiellen Zugriff entzogen. Man sieht, daß viele Prozesse, die z.T. synergistisch, z.T. antagonistisch ineinandergreifen, den NUmsatz in Böden beeinflussen. Aufgrund die Vielzahl der sich gegenseitig beeinflussenden Teilreaktionen ist es m.W. bislang nicht gelungen, ein umfassendes mechanistisches Modell des N-Umsatzes, das Prognosen für individuelle Standorte erlaubt, zu erstellen. 9. P- und S-Umsatz P- und S-Umsätze - in Oberböden - sind sehr an den Humusumsatz gekoppelt, da sie zu großen Anteilen in organischer Bindungsform vorliegen. Das bedeutet, daß in einem biologisch aktiven Boden den Pflanzen eher Phosphor und Schwefel zur Verfügung gestellt werden kann. Anorganische Phosphor-Verbindungen besitzen eine äußerst geringe Löslichkeit (pK-Werte >> 10), zudem liegen 15 - 80 % des Phosphor im Boden in organischer Bindung vor, davon bis zu 20 % in Organismen gebunden (Nukleinsäuren, ATP). Daher kommt hier den biologischen Umsätzen eine große Bedeutung zu. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 29 Die P-Oxidation wird jedoch nicht zur Energiegewinnung benutzt. Phosphate können auch nicht als Elektronenakzeptoren dienen, da die P-O-Bindung zu stabil ist und damit keine Energieausbeute mehr möglich wäre. Schwefel ist Bestanteil essentieller Aminosäuren wie Methionin und Cystein, eine ständige Zufuhr daher unerläßlich. In Böden unterliegt Schwefel folgenden biologisch katalysierten Formenwechseln: • S-Reduktion in Böden: 1. Assimilatorische Sulfatreduktion (alle Pflanzen): SO42- " SO32- " S2- " Einbau von S2- in Cystein 2. Dissimilatorische Sufatreduktion (Sulfatatmung von Anaerobiern): 4 H2 + SO42- " H2S + 2 H2O + 2 OH• S-Oxidation in Böden: 1. Chemolithotrophe Bakterien (Thiobazillus, oxidieren H2S oder S zu Sulfat) 2. Phototrophe Schwefelbakterien benötigen zusätzlich Lichtenergie III. Humusformen im Wald Mit dem Streufall gelangen jährlich 3 bis 10 t Trockenmasse auf den Boden (siehe auch Abschn. II.1). Die wichtigsten Bestandteile sind Blätter, Nadeln, Stengel, Samen und Holzteile. Die Qualität der Streu ist sehr heterogen, zu ihrer Kennzeichnung wird oft das Verhältnis von Kohlenstoff zu Stickstoff (C/N-Verhältnis) und Kohlenstoff zu Phosphor (C/P-Verhältnis) herangezogen. Langfristig stellt sich im Boden ein Fließgleichgewicht zwischen Biomasseauf- und -abbau ein, das charakteristisch ist für das standortstypische Zusammenspiel von Vegetation, Boden und Klima. Die Humusform eines Waldes ist somit ein wichtiger Indikator für die Standortsqualität (" Abb. 17) Die wichtigsten diagnostischen Humus-Lagen, bzw. -Horizonte, sind: 1. Die L-Lage (L von engl. litter = Blattstreu): sie besteht aus morphologisch wenig veränderten Pflanzenbestandteilen, Blätter oder Nadeln sind noch deutlich zu erkennen. 2. Der Of-Horizont (oder Vermoderungs-Lage; f von schwed. förmulting): von den Blättern / Nadeln sind nur noch +/- vernetzte und verfilzte skelettierte Reste vorhanden, deren Formen jedoch noch erkennbar sind. Häufig wird der Of-Horizont schon von Feinwurzeln durchsetzt (was bedeutet das für die Stoffkreisläufe?). 3. Der Oh-Horizont (h von humusreich): der Oh-Horizont ist sehr dunkel gefärbt und besteht überwiegend aus amopher organischer Substanz, deren Herkunft meist nicht mehr erkennbar ist. Je nach Auftreten (ganzflächig vorhanden oder nicht) und Ausprägung (= Mächtigkeit) der Lagen werden die 3 Grundtypen der Humusprofile im Wald unterschieden: Mull: Die Abfolge der Lagen, bzw. Hor., ist L - Ah, d.h. eine deutlich erkennbare Streuschicht liegt auf einem humusreichen Mineralbodenhorizont. Es ist die typische Form biologisch aktiver Oberböden, d.h. es dominieren Bodenwühler, insbesondere Regenwürmer, die das Laub zerkleinern und in den Mineralboden ziehen. Der weitere Umbau (Humifizierung) der organischen Substanz erfolgt im Ah-Horizont des Mineralbodens. Die L-Lage kann schon vor Beginn des nächsten Streufalls Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 30 aufgezehrt sein. C/N-Verhältnis = 10 - 17 C/P-Verhältnis < 200 Moder: Die Abfolge ist L - Of - Oh - Ah. L- und Of-Lagen sind immer vorhanden; ist der Oh geringmächtig (< 2 cm) spricht man von feinhumusarmem Moder, ist sie > 2cm, von feinhumusreichem Moder. Der Of (2-5 cm) ist z.T. schichtig bis verfilzt. Unter den Bodenwühlern treten die Regenwürmer zurück zugunsten von Enchyträen, die den Boden weniger effektiv durchmischen und eine geringere vertikale Reichweite haben. Der Übergang zwischen Oh und Mineralboden ist oft unscharf (Fingerprobe!). Ist die Abfolge L - Of - (Oh) - Ah, d.h. die Oh-Lage ist geringmächtig (2 - 5 mm) oder nur als nicht flächenhaft deckender Film ausgeprägt, spricht man von mullartigem Moder. Stets sollten daher zur Ansprache der Humusform eines Bestandes mehrere Humusprofile begutachtet werden. Bei Rohhumusartigem Moder ist die Abfolge L - Of - Oh - Ahe, d.h. der oberste Mineralbodenhorizont zeigt schwache Merkmale von Podsoligkeit. Deutlich ist die Schärfe der Horizontübergänge. Der Oh ist kaffeesatzartig bröckelbar. C/N-Verhältnis = 18 -29 C/P-Verhältnis = 200 - 600 Rohhumus: Die Abfolge ist L - Of - Oh - Ahe. Rohhumus ist die typische Humusform saurer und nährstoffarmer Standorte (z.B. der Podsole, weshalb als erster Mineralbodenhorizont ein Ahe oder Ae angegeben wird). Die Vegetation besteht meist aus Nadelhölzern und/oder Heiden (Calluna, Erica, Vaccinium) die eine Streu mit geringem C/N-Verhältnis liefern. Alle Lagen bzw. Horizonte sind deutlich ausgeprägt. Unter einer mächtigen L-Lage befindet sich die 5-8 cm mächtige Of-Lage; sie ist meist deutlich geschichtet, verfilzt und von Pilzhyphen durchzogen (was kann man daraus schließen?). Der darunterliegende Oh-Horizont ist bis zu 8 cm (maximal) mächtig. Er ist meist dicht, brechbar und läßt sich gut vom Mineralboden trennen. Die hier fehlende Durchmischung (Bioturbation) bewirkt, daß alle Schichten gut voneinander zu trennen sind. C/N-Verhältnis > 27 C/P-Verhältnis > 600 Abb. 17: Humusformen und Mineralbodenhorizonte unter Buche Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 31 F. Die Bodenlösung Böden sind Dreiphasengemische, in denen wichtige Regelprozesse stattfinden. Abb. 18: Schema einer wenigen mm3 großen, regelnden Elementarzelle − Was wird geregelt? landwirtschaftlich/forstlich: Ernährung in verschiedenen Wachstumsphasen, Wasserversorgung auch bei längerem Ausbleiben von Niederschlägen außerforstlich: "Filterfunktion" , Böden sollen Wasser so filtern, daß hochwertiges Trinkwasser zu Verfügung gestellt wird. − Wie wird geregelt? Festphase übt "Kontrolle" darüber aus, was gelöst ist, und was folglich mit dem Bodenwasser transportiert wird. Dies ist in Abb.10 dadurch angedeutet, daß Wurzeln den Ionengehalt der Bodenlösung verändern und über den Kontakt Porenwand/Bodenlösung wieder ein gleichgewichtsnaher Zustand hergestellt wird. Ein weiteres Charakteristikum der Elementarzelle ist es, daß Grenzflächen vorhanden sein müssen, die es den Wurzeln erlauben, auf kleinstem Raum sowohl mit der Bodenlösung als auch mit der Bodenluft zu wechselwirken. Eine zentrale Aufgabe der Bodenchemie ist die Beschreibung quantitativer und qualitativer Aspekte dieser "Kontrolle", d. h. die Wechselwirkungen der Lösungsphase mit der Festphase des Bodens. Dabei können immer dann Gleichgewichtsbetrachtungen verwendet werden, wenn es sich um schnelle Reaktionen handelt, langsame Reaktionen (z. B. die Silikatverwitterung) verlaufen in humiden Gebieten weitab vom chemischen Gleichgewicht. Der Ionenpool der Festphase ist mit sehr unterschiedlicher Intensität gebunden, die "locker" gebundenen Ionen stehen mit der Bodenlösung am ehesten in einem Lösungsgleichgewicht. Eine solche, relativ locker gebundene Ionenfraktion stellen die sog. effektiv austauschbaren Ionen dar. Effektiv heißt, daß der Ionentausch bei der tatsächlich im Boden herrschenden Protonenaktivität durchgeführt wird. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 32 I. Grundprinzip des Ionentausches Abb. 19: Boden als Ionentauscher Der Boden wird als "Austauscherharz" aufgefaßt. Das kann man tun, weil die Bodenfestsubstanz Eigenschaften eines unbeweglichen (Poly-)Anions bestitzt, an dem bewegliche Kationen für einen Ladungsausgleich sorgen. II. Kationensorption Zur Verdeutlichung der Kationensroption können wir drei Modellfälle unterscheiden: Fall 1: Der Austauscher (Boden) befindet sich im Gleichgewicht mit einer Salzlösung. Wenn Kationen unterschiedlicher Wertigkeit angeboten werden, findet i.d.R. eine bevorzugte Sorption höherwertiger Kationen statt. Man nennt das Wertigkeitseffekt. Aus dem MWG kann man darüberhinaus ableiten, dass der Wertigkeitseffekt mit zunehmender Verdünnung der Bodenlösung zunimmt. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 33 Abb. 20:Anwendung des MWG zur Erkärung des Wertigkeitseffektes Fall 2: nur einwertige Ionen in der Lösung: Ionen werden entsprechend der lyotrope Reihe: Na<Ksorbiert. Dies ist eine Reihe mit abnehmender Ladungsdichte weil der Ionenradius zunimmt. Mit abnehmender Ladungsdichte nimmt die Hydratationsenergie ab, d. h. die Hydrathüllen der Ionen werden bei Annäherung an den Ladungsschwerpunkt eher abgestreift man nennt dies: Hydratationseffekt. Der Hydratationseffekt wird durch Polarisierbarkeit noch verstärkt. Darunter versteht man, dass bei großen Ionen der Ladungsschwerpunkt verschoben werden kann, so dass sich die gegensätzlichen Ladungen einander stark annähern können. Daher z. B. starke Bindung des radioaktiven Cs, das beim Tschernobyl-Unfall großflächig freigesetzt wurde! Fall 3: Illit im Gleichgewicht mit einer äquimolaren K/Ca-Lösung: K wird entgegen dem Wertigkeitseffektes bevorzugt adsorbiert: sterischer Effekt. Aufgrund des "Hineinpassens" des K+ in die Sauerstoffsechsecke der Tetraeder, dadurch starke Annäherung der Ladungsschwerpunktemöglich (Coulomb´sches Gesetz: Bindungskraft ist umgekehrt proportional dem Quadrat der Entfernung!). Blei und Ammonium werden ebenfalls aufgrund ihrer Ionengradientenstoische bevorzugt. Möglichkeit der quantitativen Beschreibung der Beziehung zwischen Festphase und Lösungsphase: empirische Verteilungskoeffizienten, Adsorptionsisothermen Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 34 Das Prinzip des Zusammenspiels von variabler Ladung an Huminstoffen und Oxiden bzw. Hydroxiden und von vorwiegend permanenten Ladungen an Tonmieralen ist in Abb. 21dargestellt. Abb. 21: Permanente und variable Ladungen an pedogenen Austauschern (Tonminerale, Oxide, Humus) bei unterschiedlichen pH. Mit abnehmendem pH-Wert nimmt die variable negative Ladung ab und damit auch die Kationenaustauschkapazität des Bodens. Humusarme tropische Böden können "kationisch" sein, da Oxide und Hydroxide den größten Anteil an den Austauschsubstanzen haben. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 35 III. Anionensorption Böden sind auch Träger positiver Überschußladungen. Diese sind stärker pH-abhängig (variable Ladungen). Die Ursache dieser Ladung ist eine Wasseranlagerung an Tonmineral- Humus- und Oxidoberflächen und eine Dissoziation dieser Hydrathüllen je nach Umgebungs-pH. Ladung der Metalloberfläche entstanden aus der Reaktion: MeOMeOH+H2O-H3O+ MeOH(H2O)o MeOH + H2O MeOH2+ MeOH+H2O-OH- Daneben gibt es auch noch eine spezifische Anionensorption, z. B. bei Phosphat, Molybdat, Silikat, Arsenat, dabei findet ein sog. Ligandentausch mit OH- statt. Dieser Ligandentausch findet bei saurem Milieu bevorzugt statt, daher ist bei niedriger Bodenreaktion die Anionensorption generell höher. Allgemein gilt folgende Reihenfolge der Anionensorption: Cl-<NO3- < SO42- << MoO42- < SiO32- < AsO43- < PO33- IV. Böden als Puffersysteme Man kann das Zusammenwirken von Bodenlösung und Bodenfestphase auch als Analogon eines Puffersystems auffassen. Pufferlösungen setzen einer von außen erzwungenen pH-Verschiebung "Widerstand" entgegen. Zum Beispiel. stellt die Mischung einer schwachen Säure (z. B. Essigsäure) mit einem ihrer basischen Salze (z. B. Natriumacetat) einen Säurepuffer dar: bei Zufuhr von Säure sorgt der Überschuß an Acetat-Anionen dafür, daß die Protonen in die (schwache, d. h. wenig dissoziierte) Essigsäure überführt werden. Der pH-Wert bleibt dann konstant. Böden kann man formal als solche Puffersyteme auffassen, indem man sie als Gemische einer schwachen Säure (Bodenlösung = "Bodensäure") mit "basischen Salzen" (Bodenfestsubstanz aus Kationen relativ starker Laugenbildner und Anionen relativ schwacher Säurebildner) beschreibt. Solche pufferndenden Substanzen, die im Boden Protonen in schwache (=wenig dissoziierte) Säuren überführen können, sind: Carbonate: CaCO3 + 2 H+--> Ca2++ H2O + CO2 Humus: z.B. Ca"Humat"+2 H+-->"Huminsäure" + Ca2+ Silikate: z.B. K-Feldspat+H+-->H-Feldspat+K+ Oxide und Hydroxide: z.B. Al(OH)3 + 3H+ --> Al3+ + 3H2O Nach Brφnsted besteht ein Gemisch, das gegenüber Säuren puffert, aus einer schwachen BrφnstedSäure und der konjugierten Base, so z.B. der Carbonatpuffer: H2CO3 und HCO3-. Die konjugierte Base stammt aus einem basischen Salz dieser Säure, z.B. Ca(HCO3)2. Bei Zugabe einer stärkeren Säure wird diese in die schwache Kohlensäure H2CO3 überführt, bis das Salz, das die konjugierte Base nachliefert (Ca(HCO3)2), verbraucht ist: Ca(HCO3)2 + 2HCl → CaCl2 + 2 H2CO3. Das Wesen eines Säurepuffers ist also, daß eine schwache Säure in Mischung mit einem ihrer löslichen, basischen Salze vorliegt, und daß in diesem System starke Säuren in schwache Säuren überführt werden. Da auch in Böden starke Säuren in schwache Säuren überführt werden, kann man das Zusammenwirken von Bodenlösung und Bodenfestphase formal als Puffervorgang Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 36 auffassen. Die Bodenlösung ist dabei die schwache Säure, die in einem Lösungsgleichgewicht zu basischen Salzen (Bodenfestsubstanz) stehen. Pufferung durch: − Carbonate − Organische Substanz − Silikate − Oxide und Hydroxide Wenn man die ökologische Bedeutung der Pufferung im Auge hat, kann man auch folgende Überlegungen anstellen: Pufferreaktionen führen zu einer Veränderung der Zusammensetzung der Bodenlösung, da definitionsgemäß eine stärkere Säure in eine schwächere Säure überführt wird. Wenn man Substanzen der Festphase im Boden betrachtet, sind es vor allem Carbonate, Silikate und Hydroxide, die als Puffer infrage kommen, denn in diesen drei Stoffklassen sind Kationen an schwach saure funktionelle Gruppen gebunden. (Humus bleibt bei dieser Betrachtung zunächst draußen, Humus hat nur "geliehene" Pufferkapazität). Wenn Carbonate puffern, wird Ca vermehrt in der Bodenlösung erscheinen, bei Silikaten sind es die silikatisch gebundenen Neutralkationen, bei Hydroxiden sind es Al bzw. Fe. Man kann nun folgende Überlegungen anstellen: (pi = -lg [i+]) pi > 7, Ion hat keinen Einfluß auf den chemischen Bodenzustand; pi = 7-4.5, Ion wird kaum ausgewaschen, eine selektive Anreicherung am Austauscher ist jedoch möglich; pi = 4.5-0.5, i wird zum wichtigen ökologischen Faktor pi < 0.5 Verbindung ist nicht mehr Teil der stabilen Festphase des Bodens Für Aluminium gilt: pAl > 7 → pH > 5 pAl 4.4-7 → pH4.2-5.0 pAl 0.5-4.5 → pH 2.8-4.2 pAl<o.5 → pH<2.8 Pufferreaktion: AlOOH + 3H3O+ → Al3+ + 5 H2O nach Brφnstedt: Base + Säure → konj. Säure +Base Das Wesen dieser Pufferung liegt darin, daß eine starke Säure (H3O+)in die schwächere Kationsäure Al3+ überführt wird. Al3+ ist aufgrund folgender Hydrolysereaktion als Kationsäure zu werten: Pufferreaktion: AlOOH + 3H3O+ → Al3+ + 5 H2O Al3+ +2 H2O → Al(OH)2+ + H3O+ Säure+Base → konj. Base +Säure Für Eisen gilt: pFe > 7 pH > 3.2 pFe 4.5-7 pH 2.4-3.2 pFe 0.5-4.5 pH 1.1-2.4 Bis jetzt haben wir - abhängig von der Bodenreaktion - zwei große Puffersysteme im Boden lokalisiert: Carbonate (pH 8-6.2) und Hydroxide (pH<4.2) − Frage: wird dazwischen überhaupt nicht gepuffert? Silikate: puffern über den ganzen Bereich, pH- Bereich,wobei die puffernde Wirkung in einem ProInst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 37 tonverbrauch bei der Verwitterung besteht. Zwischen 6,2 und 5,0 sind Silikate jedoch der einzige wirksame Puffer. Aufgrund der relativ niedrigen Pufferrate gibt es jedoch nur wenige Waldböden, die sich in diesem Pufferbereich befinden. Tritt unterhalb von pH 5 die Kohlensäure gegenüber stärkeren Säuren (z.B. H2SO4, HNO3, org. Säuren) zurück, werden zusätzlich auch pedogene Tonminerale angegriffen und Gitteraluminium freigesetzt und dabei Protonen verbraucht. ULRICH hat ein Gleichgewichtsmodell formuliert, in dem diskreten pH-Bereichen dominierende Pufferreaktionen zugeordnet werden. Der pH-Bereich ergibt sich dabei aus dem pH-abhängigen Stabilitätsfeld der betreffenden, puffernden Substanzen. Diese Gleichgewichtsmodell, das weitgehend Eingang in die Bodenökologie gefunden hat ist in Abb. 22 vereinfacht dargestellt. Abb. 22: Gleichgewichtsmodell der Pufferbereiche modifiziert nach ULRICH pH-Wert 8,6 - 6,2 6,2 - 5,0 5,0 - <3 4,2 - 3,0 Pufferbereich Kohlensäure/ Kohlensäure/ starke Säure/ starke Säure/ Carbonat Silikat Slilkat Al-Oxid Pufferreaktion *) CaCO3+H2O+CO2 → 2+ Ca +2HCO3 + Pufferkapazität 150 kmol H pro 1% CaCO3 pro ha u. dm Puffer- rate >2 kmol H /ha/a gelöste + 2+ Ca Ionen *) **) <3,0 - HCO3 CaAl2Si2O8 + 2H2CO3 → Ca(HCO3)2 + Al2Si2O5(OH)4 + **) + 25 kmol H pro 1% Silikat pro ha u. dm 7 kmol H pro 1% Ton/ha 0.2-0.6 kmol + H /ha/a <0.2 kmol H /ha/a 2+ 2+ + Ca , Mg , K , HCO3 , sehr niedirge Konz. Eisen- + n(AlOOH+0.5H + H2O) →0.5nH2O+ 0.5+ (Al(OH)2.5 )n + 2+ 2+ + Ca , Mg , K , 0.5+ (Al(OH)2.5 )n, NO3 , 2SO4 AlOOH+3H → Al + 2H2O + 3+ + 150 kmol H pro 1% Ton/ha 0.5+ bei (Al(OH)2.5 )n groß, sonst klein 3+ - puffer- bereich 2- Al , NO3 , SO4 dargestellt ist beispielhaft die Verwitterung eines Ca-Feldspates zu Kaolinit dargestellt ist die Entstehung polymerer, niedrig geladener Al-Hydroxide aus oktaedrischem Al Grenzen des ULRICH´schen Gleichgewichtsmodells: - Bei schnellen pH-Änderungen können mehrere Puffersysteme nebeneinander aktiv sein; - die organische Substanz ist nicht berücksichtigt,obwohl gerade die ein sehr schnell reagierender Puffer darstellt. Allerdings beruht die Pufferleistung des Humus auf seinem Kationengehalt und der stammt ja letztendlich aus dem Mineralboden. D. h. das was an Pufferkapazität in der organischen Substanz aufgebaut wurde, ging dem Mineralboden verloren. (Ausnahmen: Gebiete mit hoher Staubdeposition) Def.: Die gesamte Pufferkapazität eines Bodens ist seine Kationensumme, die an Anionen schwacher Säuren gebunden sind. Diese Summe ist endlich. Versauerung ist nicht nur die Zunahme der Protonenaktivität (Abnahme des pH-Wertes), sondern auch jede Abnahme der Pufferkapazität, d.h. Bodenversauerung hat einen irreversiblen Aspekt. G. Physik des Bodens I. Zustandsgrößen Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 38 − Dichte der Festsubstanz (s) = Ms/Vs Ms=Masse der Festsubstanz, Vs=Volumen der Festsubstanz − Trockendichte, Lagerungsdichte (TD) = Ms/Vt Vt=Gesamtbodenvolumen − Porenvolumen (PV%) = (Vt-Vs)100/Vt Das Gesamtporenvolumen wird entweder durch Vakuumpyknometrie ermittelt oder es wird mit Hilfe der bekannten mittleren Dichten der beteiligten Festsubstanzen berechnet. Beispiel: Eine Bodenprobe enthält 6 Gewichtsprozent Humus und 94 Gewichtsprozent mineralische Anteile. Man kann für Ah-Humus eine mittlere Dichte von 1,3 g/cm3, für mineralische Bestandteile von 2,65 g/cm3 (=Quarz) annehmen. In 100 g Boden befinden sich demnach 6/1,3 = 4,6 cm3 Humus bzw. 94/2,65 = 35,5 cm3 mineralische Substanz. Wenn 100 cm3 dieses Bodens in trockenem Zustand (105 oC) 130 g wiegen, beträgt das Volumen des Humus 4,6x1,3 = 6,0 cm3, das Volumen der mineralischen Substanz 35,5x1,3 = 46,2 cm3. Insgesamt beträgt das Substanzvolumen 52,2 cm3. Das Gesamtporenvolumen beläuft sich dann auf 47,8 cm3 bzw. 47,8 %. − Porosität = (Vt-Vs)/Vt Meistens werden Porenvolumina auf das Gesamtbodenvolumen (Vt) bezogen. Die ist zwar anschaulich; dabei entsteht aber u. U. das Problem, daß z. B. bei der Untersuchung von Bodenverdichtungen in eingetieften Fahrspuren keine konstante Bezugsbasis zugrunde liegt, da ja bei Bodenverformungen das Gesamtbodenvolumen verändert wird. Wenn man das vermeiden will, kann man Porenvolumina entweder auf das Bodengewicht oder auf das konstante Volumen der Festsubstanz beziehen, wie es in der nachfolgend definierten Porenziffer der Fall ist. − Porenziffer ε = (Vt-Vs)/Vs − Wassergehalt Wassergehalt(Vol%) = VWasser 100/(VPoren+VFestsubstanz) − Wasserpotential: intensive Größe, welche die Beweglichkeit (unter ökologischem Gesichtspunkt die Verfügbarkeit) des Bodenwassers charakterisiert. Dabei wird der Boden gedanklich zu Kapillarbündeln vereinfacht (Röhrenmodell). Zur Veranschaulichung des Potentialkonzeptes ist vielleicht folgende Analogie hilfreich: Verschiedene Materialien haben unterschiedliche Wärmekapazitäten. Verbindet man zwei Materialien mit unterschiedlichem oder gleichem Wärmegehalt miteinander, findet ein Wärmeübergang statt, solange eine Temperaturdifferenz besteht. Verbindet man Bodenkörper mit unterschiedlichem oder gleichem Wassergehalt miteinander, findet ein Wasserfluß statt, solange eine Wasserpotential-Differenz besteht. Das Wasserpotential ist also ähnlich wie die Temperatur eine materialunabhängige Intensivgröße, die anzeigt, ob und in welche Richtung im System physikalische Arbeit (durch Wärmebzw. Wasserfluß) verrichtet wird oder nicht. Formal ist das Wasserpotential definiert als die physikalische Arbeit, die nötig ist, um eine Einheitsmenge "Wasser" aus einem Wasser-BodenGleichgewichtssystem isotherm zu einem Referenzsystem zu transportieren. Als Referenzsystem wird normalerweise freies Wasser verwendet. Das Wasserpotential läßt sich in einzelne Teilpotentiale aufgliedern: Wassertpotential = Druckpotential + osmot. Potential + Matrixpotential, Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 39 Es kann auch noch ein Gravitationspotential definiert werden, das zusammen mit dem Wasserpotential als Gesamtpotential bezeichnet wird. In der ungesättigten Zone in Böden können osmotisches Potential und Druckpotential häufig vernachlässigt werden, das Matrixpotential und das Gravitationspotential werden dann oft zum hydraulischen Potential zusammengefaßt. Die Dimension des Wasserpotentials hängt davon ab, ob die Wassermenge als Masse, als Volumen oder als Gewicht gemessen wird. Im ersten (weniger üblichen) Fall hat das Wasserpotential die Dimension erg/g, im zweiten Fall Hektopascal (1 pascal = 1 Newton/m2) und im dritten Fall cm Wassersäule (Druckhöhe). Hektopascal als Druckeinheit wird deshalb verwendet, weil dann der Zahlenwert des Druckes annähernd dem in cm Wassersäule entspricht (genau: 1 cm WS entspricht 98 Newton/m2, d. h. 1 cm WS ist 0,98 hPa). Eine beliebtes Beispiel zur Veranschaulichung des Potentialkonzeptes ist die Darstellung von Potentialgleichgewichten über einer Grundwasseroberfläche. Abb. 23a: Potentialgleichgewicht über einer Grundwasseroberfläche In Abb23a ist ein solches statisches Gleichgewicht dargestellt. Für das Gravitationspotential wurde in diesem Fall die Grundwasseroberfläche als Bezugsebene gewählt. Wasser, das sich oberhalb der GWO befindet, hat also ein positives Gravitationspotential. Im stationären Fall entspricht dies auf jeder Tiefenstufe dem negativen Matrixpotential, so daß das hydraulische Potential im ganzen Bodenprofil 0 ist, d. h. kein Wasser fließt. Abb23b: Potentialgleichgewicht über einer Grundwasseroberfläche Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 40 In Abb.23b ist dasselbe Potentialgleichgewicht dargestellt mit dem Unterschied, daß als Bezugsfläche für das Gravitationspotenial die Bodenoberfläche gewählt wurde. Es besteht dann im ganzen Bodenprofil ein konstantes negatives hydraulisches Potential, d.h. auch dann fließt kein Wasser. Man ist also bei der Wahl der Bezugsebene für das Gravitationspotential frei, da es bei Potentialbetrachtungen meist auf Potentialdifferenzen ankommt. Das Wasserpotential im Boden ist unter ökologischem Gesichtspunkt eine wesentlich wichtigere Größe als z.B. der Wassergehalt, da das Wasserpotential im Gegensatz zum Wassergehalt Aussagen über die Wasserverfügbarkeit für Pflanzen erlaubt. Man kann sich die Bedeutung des Wasserpotentials für die Wasserbewegung auch an folgendem Beispiel vergegenwärtigen: Wenn man einen Bodenkörper der Hauptbodenart „Sand“ mit einem Bodenkörper der Hauptbodenart „Ton“ kapillar verbindet, und beide Bodenkörper haben einen volumetrischen Wassergehalt von 20 %, fließt Wasser vom Sand zum Ton, weil im Ton das Wasser in engeren Poren gebunden ist und somit das Wasserpotential niedriger ist. Die Ursache der Wasserbindung in Böden ist die Wechselwirkung von Wasserdipolen mit der Porenwand. Dieser Zusammenhang führt zum sog. kapillaren Aufstieg und ist in der Abb. 24a: und Abb. 24a: dargestellt. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 41 Abb. 24a: Man sieht in Abb. 24a:, daß es drei Möglichkeiten der Wechselwirkung einer Flüssigkeit Festsubstanz gibt: − Adhäsion>Kohäsion, in einer Kapillare wird ein Wasserfilm an den Porenwänden hochgezogen, durch Kohäsion wird eine Wassersäule mitgezogen. Die Wassersäule hängt damit gewissermaßen an dem gebogenen Oberflächenhäutchen, dem sog. Wassermeniskus. Dieser Wassermeniskus ist wiederum durch die Adhäsion an die Porenwand geheftet Um das Wasser wieder aus der Kapillare herauszubekommen, muß Druck aufgewandt werden. Dieser Abb. 24a: Wechselwirkung von Flüssigkeiten mit FestphaDruck ist proportional der kapillasenoberflächen ren Steighöhe und umgekehrt proportional dem Kapillarendurchmesser. − Adhäsion=0, das ist z.B. der Fall von Wasser auf Stahloberflächen − Adhäsion=negativ, z.B. der Fall bei Quecksilber. Im Boden kann ausgetrocknetes humoses Material sehr hydrophob sein Wie in Abb. 24b dargestellt, ist an der Innenwand einer mit Wasser gefüllten Kapillare oberhalb des Wassermeniskus ein Adsorptionsfilm vorhanden. Steigt der Wassermeniskus um die Länge ∆z an verringert sich die Grenzfläche zwischen Wasser und Luft um die Fläche des Innenzylinders der Glaskapillare mit der Länge an der ∆z unter Energiefreisetzung. (In der Abbildung links). Mutipliziert man diese Fläche mit der Oberflächenspannung des Wasser σ (Einheit J/m²), erhält man den Energiebetrag Eofl.. Dieser Energiebetrag ist propotional zu ∆z und dem Kapillarendurchmesser r. Abb. 24b:Kapillarer Aufstieg Dem gegenüber steht ein Energiebedarf zum Anheben der Wassersäule. Dieser ergibt sich aus dem Gewicht der anzuhebenden Wassersäule, also aus der Dichte des Wassers, dem gesamten anzuhebenden Volumen und der Erdbeschleunigung. Die benötigte Energie ist somit proportional dem Quadrat des Radius r und der absoluten Höhe der Wassersäule z. Die Wassersäule steigt solange weiter an, bis die freiwerdende Energie Eofl. gleich der benötigten Energie Esäule ist. Führt man die beiden Gleichungen zusammen und löst nach z (der Säulenhöhe) auf, gilt: Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 42 2σ DW g ⋅ r worin σ die Oberflächenspannung des Wassers (0,072 J/m² bzw. N/m),. z die kapillare Aufstiegshöhe (m), Dw die Dichte des Wassers (1000 kg/m³), g die Erdbeschleunigung (9,8 m/sec2) und r der Porenradius ist. Die kapillare Aufstiegshöhe ist somit umgekehrt proportional zum Porenradius. Da der kapillare Aufstieg „von selbst“ abläuft, wenn man eine Kapillare ins Wasser hält, entspricht der Gewinn an Gravitationspotential dem Verlust an Matrixpotential, d. h. die Energiebilanz des kapillaren Aufstieges ist =0. z= − Körnung oder Korngrößenverteilung Bei dieser Betrachtung wird ein Kugelmodell des Bodens zugrunde gelegt. Einteilung nach der Atterberg-Skala, Schrittweite des Logarithmus des Äquivalentdurchmessers: 0,5 (DIN-Norm 4188) Korndurchmesser(µm) log 2000 3.3010 Sand 632 2.8010 200 2.3010 63 1.8010 Schluff 20 1.3010 6 0.8010 2 0.3010 Ton Die Einteilung in Korngrößenklassen, wie sie in der Bodenkunde üblich sind, ist in Abb. 25 dargestellt. Bestimmung der Körnung meist mit der kombinierten Sieb- und Pipett-Analyse nach KÖHN: Nach Zerlegung des Bodens in seine Primärkörner (durch Ultraschall, humuszerstörende ggf. oxidlösende und peptisierenden Reagenzien) werden die Sandfraktionen abgesiebt, die Schluff- und Tonfraktionen aufgrund der unterschiedlichen Sedimentationsgeschwindigkeit in einer temperaturkonstanten Suspension fraktioniert. Dabei findet die STOKES'sche Gleichung Anwendung: v = 2/9 r2g (dF-dW)/n. Dabei ist: v = Sinkgeschwindigkeit eines Teilchens r = Äquivalentradius des Teilchens (alle Teilchen werden als Kugeln angesehen) Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 43 g = Erdbeschleunigung dF-dW = Dichtedifferenz zwischen Teilchen und umgebendem Medium n = Viskosität des umgebenden Mediums Wenn Tone weiter aufgegliedert werden sollen (Grobton, Mittelton, Feinton), reicht die Schwerkraft zur Fraktionierung nicht aus, es muß dann zentrifugiert werden. Die verbreiteste Darstellung der Körnung ist die Summenkurve der Korn-Äquivalentdurchmesser. Sie hat den Vorteil, daß der Grenzdurchmesser von Kornfraktionen direkt an der Ordinate abgelesen werden kann, und daß eine direkte Kontrolle über die Qualität der Messung vorliegt, da am Ende der Kurve 100% erreicht werden müssen. Typisch ist, daß in Böden häufig Kornmischungen benachbarter Korngrößen auftreten, d. h. sowohl reine Korngrößensortierungen als auch Mischungen extremer Korngrößen (z. B. "tonige Sande") sind selten. Das ist so, weil die Körner durch den Transport durch Wasser oder Luft sortiert werden, d. h. die Sedimentation benachbarter Kornfraktionen ist wahrscheinlicher. Abb. 26:Mineralische Zusammensetzung der Kornfraktionen. Die Grafik zeigt grob schematisch die mittleren Verhältnisse für Böden des gemäßigten Klimas. − Porung man unterscheidet: Primärporenraum (z. B. der Porenraum, der sich einstellt, wenn ein Sandhaufen abgekippt wird); Sekundärporenraum (der Porenraum zwischen Bodenaggregaten, die sich abiotisch, z. B. durch Quellen und Schrumpfen, oder biotisch, z. B. durch Bodentiere, bildet). Der Lagerungszustand belebter Oberböden kann deshalb als hauptsächlich biogen angetriebenes Fließgleichgewicht angesehen werden. Porengrößenverteilung: Die Poren eines Bodens werden unter ökologischen Gesichtspunkten in Klassen eingeteilt: Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 44 Feinporen: ∅ < 0,2 µm, Entwässerungsdruck>104.2 hPa (pF 4,2), im humiden Klima selten luftgefüllt, Wasser nicht oder schwer pflanzenverfügbar; Mittelporen: 0,2 µm < ∅ > 10 µm; Entwässerungsdruck von 104,2 hPa bis 300 hPa (pF 4.2 bis pF 2.5),Hauptspeicherraum pflanzenverfügbaren Wassers; Grobporen: ∅ > 10 µm; Entwässerungsdruck < 300 hPa (pF 2.5) in terrestrischen Böden meist luftgefüllt. Die Bestimmung der Porengrößenverteilungung erfolgt mit Hilfe der Entwässerung natürlich gelagerter Bodenkörper mit steigenden Drücken; dem liegt die Gesetzmäßigkeit zugrunde, daß der Entwässerungsdruck einer Kapillare nur von deren Duchmesser abhängt. Mit steigendem Entwässerungsdruck kann somit eine theoretische Summenkurve der Äquivalentporendurchmesser bestimmt werden, solange Kapillarkräfte an der Wasserbindung im Boden den überwiegenden Anteil haben (sog. "pF-Kurve"). pF bezeichnet dabei in Analogie zum pH-Wert den dekadischen Logarithmus des jeweiligen Entwässerungsdruckes in hPa. (Eine solche logarithmische Einteilung des Entwässerungsdruckes ist deshalb sinnvoll, weil die pro Druckdifferenz freigegebene Wassermenge bei zunehmendem Entwässerungsdruck immer kleiner wird.) Man kann nun den Porenraum auch aufgliedern hinsichtlich seiner ökologischen Funktionen bei der Bodenbelüftung und der Wasserspeicherung: Wenn alle Poren wassergefüllt sind, spricht man von der maximalen Wasserkapazität. Dieser Zustand ist bei terrestrischen Böden selten realisiert, da meist noch Luftinklusionen vorhanden sind und die Grobporen (schnell dränende Poren) das leicht bewegliche Wasser rasch abführen. Ist letzeres geschehen, erreicht der Boden den Wasserstatus der Feldkapazität (=Fk). Die Feldkapazität entspricht also einer Wassermenge, die der Boden über längere Zeit gegenüber der Schwerkraft halten kann, die Grobporen stehen dabei als Belüftungssystem zur Verfügung. Die Wassermenge der Feldkapazität hängt stark von der Porung eines Bodens ab, sie ist z.B. aus einsichtigen Gründen bei Tonen wesentlich höher als bei Sanden. Im Idealfall entspricht die Feldkapazität einem hydraulischen Gleichgewicht. Da jedoch mit abnehmendem Wassergehalt die Wasserleitfähigkeit sehr stark abnimmt (vgl. ku-Wert), kann die Erreichung dieses Gleichgewichtes so stark verzögert sein, daß auch höhere Wassergehalte als "Feldkapazität" bezeichnet werden. Dies ist tatsächlich auch meist der Fall. "Feldkapazität" ist daher mehr ein ökologischer Begriff als eine bodenphysikalisch scharf definierte Größe. Daher kann auch nicht eine einzige Wasserspannung als Grenzwert der Feldkapazität angegeben werden. Die Wasserspannungen bei Feldkapazität liegen zwischen 160 und 300 hPa. Das in den Feinporen gebundene Wasser kann man als nicht oder schwer pflanzenverfügbar ansehen (je nach Pflanzenart!). Wenn man also diese Wassermenge (=Totwasser, Restwasser) von der Feldkapazität abzieht, erhält man die nutzbare Feldkapazität (=nFk). Sie ist eine wichtige summarische Größe zur ökologischen Kennzeichnung des Wasserhaushaltes von Böden, da sie näherungsweise angibt, wie lange ein Boden die Wasserversorgung einer Vegetationsdecke bei bekannter Evapotranspiration überbrücken kann. Die nFk wird entweder auf die durchwurzelte Bodentiefe oder bei Abwesenheit von mechanischen bzw. physiologischen Wurzelhemmnissen auf 1 m Bodentiefe bezogen. Die Wassermenge der nFK kann zweckmäßigerweise als Liter/m3 oder in mm Regenhöhe angegeben werden. Beides ergibt denselben Zahlenwert, da 1 Liter/m3 einem mm Regenhöhe entspricht. Das bei Feldkapazität vorhandene lufterfüllte Porenvolumen wird gelegentlich auch als Luftkapazität bezeichnet. Der Zusammenhang zwischen Entwässerungsdruck und Wassergehalt so wie die davon abgeleiteten ökologischen Speicherpotentiale sind in Abb. 27 für verschiedene Korngrößen dargestellt. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 45 Abb. 27: Man kann der Abb. 27 folgende wichtige ökologischen Informationen zur Speicherleistung verschiedener Substrate an pflanzenverfügbarem Wasser entnehmen: Sande: Geringes Gesamtspeichervermögen, nahezu vollständige Entwässerung bei geringen Wasserspannungen, geringe NFK Schlufflehm: besonders günstige NFK, auf dieser Eigenschaft beruht zum großen Teil die Fruchtbarkeit von Parabraunerden aus Löß(lehm). Ton: hohes Gesamtspeichervermögen, überwiegend Totwasser Torf: extrem hohes Gesamtspeichervermögen, mit hohem Makroporen- und Totwasseranteil Aus der Beziehung zwischen Entwässerungsdruck und Wassergehalt, wie sie bei pF-Kurven hergestellt wird, könnte man den Schluß ziehen, daß bei einem bestimmten Substrat der Wassergehalt über die Bestimmung des Wasserpotentials hergeleitet werden kann. Dies ist jedoch nur möglich, wenn die "Vorgeschichte" der Wasserpotentialänderung bekannt ist, da beim Adsorptionsgang andere Wassergehalte auftreten als bein Desorptionsvorgang. Man bezeichnet dieses Phänomen als Hysterese der Wasserspannungs-Wassergehaltsbeziehung. Die Hauptursache der Hysterese liegt in der nicht-idealen Kapillarität der Bodenporen. In Abb. 28 ist die Hysterese am Beispiel einer Modellpore (sog. Flaschenhals) dargestellt. Zur Verdeutlichung der Hysterese wenden wir also ein „Flaschenhalsmodell des Boden“ an. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 46 Abb. 28: Man beobachtet generell, daß die Beziehung zwischen Wassergehalt und Wasserspannung von der „Vorgeschichte“ der Wassergehaltsänderung abhängt: Bei gleicher Wasserspannung enthält ein Boden bei der Desorption signifikant mehr Wasser als bei der Adsorption. " Hysterese der Wassergehalts/Wasserspannungsbeziehung Ausgehend vom Desorptions-Wassergehalt θ0 bei ψ1 wird ein Boden einem erhöhten Entwässerungsdruck ausgesetzt und gibt Wasser ab. Der Verlauf der Desorption ist in der Kurve dargestellt. Vermindert man den Entwässerungdruck wieder auf ψ1; wird durch die Adsorption nicht wieder θ0 , sonden ein geringerer Wassergehalt erreicht, der umso niedriger ist, je größer die die Wassespannungsdifferenz war. Abb. 29: Hysterese an einem "Flaschenhals" Die Pore ist bei A bis zum Rand mit dem Radius r1 gefüllt. Wird der Entwässerungdruck gesteigert, entleert sie sich schlagartig bei Erreichung des Potentials r1 (B). Läßt man den Entwässerungsdruck wieder absinken, füllt sich die Poren jedoch nur langsam (C). Erst wenn das Potential r3 unterschritten ist, füllt sich die Pore wieder vollständig (D). → bei allen Wasserpotentialen zwischen pot r1 und pot r3 ist die Pore bei De- und Adsorption unterschiedlich gefüllt. → Das Ausmaß der Hysterese (Unterschied zwischen θDesorption und θAdsorption ) charakterisiert die Abweichung der Bodenporen vom Röhrenmodell! Bei Labormessungen ist immer zu definieren, ob eine Desorptionskurve oder Adsorptionskurve erhoben wird. Im Allgemeinen beziehen sich alle Analysedaten und Tabellenwerte auf Desorptionskurven. Mißt man im Gelände Wertepaare Wassergehalt/Wasserspannung, erhält man keine eindeutige Beziehung, sondern eine Punktewolke, da jede Wassergehaltsänderung eine individuelle Vorgeschichte hat. → die Wassergehalte im Freiland liegen regelmäßig unter den Werten der Laboradsorptionskurve, da die vollständige Sättigung nur sehr selten eintritt. II. Transfergrößen − kf-Wert (sog. "gesättigte" Wasserleitfähigkeit) Der kf-Wert ist der Proportionaltätsfaktor der DARCY-Gleichung : Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ Q = kf 47 ∆h ∆x Es bedeuten: Q: Wasserfluß in cm3/cm2 sec-1 ∆h/∆ ∆x: Quotient aus antreibendem Gradient und Fließstrecke, hier ausgedrückt als Quotient der Druckhöhe in cm Wassersäule und der Fließstrecke in cm. Der Koeffizient kf hat in dieser Form also die Dimension einer Geschwindigkeit. Dies darf man jedoch nicht als eine konkrete Geschwindigkeit mißverstehen, da die Dimension solcher Proportionalitätsfaktoren von der Wahl der Primärgrößen abhängt. Der kf-Wert enthält volumenabhängige und volumenunabhängige Informationen, da die Wasserleitfähigkeit sowohl vom Porenvolumen als auch von der Geometrie der Poren abhängt. Seine ökologische Aussagefähigkeit wird jedoch eingeschränkt durch − hohe Streuung der Werte; − Abhängigkeit der Werte von der Größe und Geometrie des untersuchten Bodenkörpers; (Wenn man z.B. kleine Stechzylinderproben (z. B. 100 cm3) zur Bestimmung von kf-Werten verwendet, können blind endende Poren bei der Probenahme geöffnet werden und somit "unberechtigterweise" zur Wasserleitfähigkeit beitragen.) − schwierige Operationalität der Randbedingung "wassergesättigt"; (Es ist kaum möglich, einen natürlich gelagerten Boden zerstörungsfrei 100%-ig mit Wasser zu sättigen, d. h. alle Luftinklusionen zu beseitigen.) − ku-Wert (sog. "ungesättigte" Leitfähigkeit"), ebenfalls Proportionalitätskoeffizient der DARCY-Gleichung, jedoch im ungesättigten Zustand. Der ku-Wert hängt also stark vom Wassergehalt des Bodens ab. Die Werte sind wesentlich "stabiler" als die kf-Werte. Ihre Bestimmung setzt jedoch erheblichen analytischen oder rechnerischen Aufwand voraus. Die Beziehung zwischen dem Wassergehalt und der Wasserleitfähigkeit ist eine der zentralen Parameterfunktionen bei der Erstellung von Wasserhaushaltsmodellen auf ökosystemarer Ebene. Der Abfall der Wasserleitfähigkeit mit zunehmender Wasserspannung ist i.d.R. sehr steil, d.h. bei Wasserspannungen > 160 hPa "bricht" die Wasserleitfähigkeit gewissermaßen "zusammen". Von ökologischem Interesse ist daher meist die Änderung der Wasserleitfähigkeit von 0-160 hPa Wasserspannung. − ka-Wert, Luftleitfähigkeit; entspricht formal dem kf- bzw. ku-Wert, nur daß anstelle von Wasser Luft verwendet wird. Dadurch können Bodenkörper mit zunehmendem Entwässerungsgrad, d. h. der durch das Wasser freigegebene Porenraum, untersucht werden. Häufig wird durch die Viskosität der Luft dividiert, wodurch man eine sog. "intrinsische" d. h. materialunabhängige Permeabilität (ki-Wert) erhält. Ein generelles Problem der ka- bzw. ki-Werte ist, daß nur mit sehr geringen Druckdifferenzen (< 1 hPa bzw. < 1 cm WS) gearbeitet werden darf, da das DARCY-Gesetz nur für laminaren, nicht jedoch für turbulenten Strom gilt. Da auch bei sehr geringen Strömungsgeschwindigkeiten keine dem Wasserfluß vergleichbare Laminarität erreicht wird, sind Umrechnungen von ka-Werten in kfWerte und umgekehrt nicht möglich. − DS/D0, scheinbarer, relativer Diffusionskoeffizient; gibt den Widerstand an, den der Boden bei einem bestimmten Wassergehalt der Diffusion eines Gases im Vergleich zur freien Atmosphäre entgegensetzt (scheinbar, weil der Diffusionskoeffizient nicht auf den Gesamtboden, sondern auf das gasgefüllte Porenvolumen bezogen wird). In Analogie zur DARCY-Gleichung sind Diffusionskoeffizenten Proportionalitätsfaktoren von DiffusionsgleiInst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 48 chungen, so z. B. im einfachsten (in der Praxis allerdings nie realisierten) Fall des ersten FICKschen Gesetzes: Q = DS ⋅ ∆C ∆X Darin bedeuten: Q: das diffusiv bewegte Gasvolumen DS: der scheinbare Diffusionskoeffizient ∆C ∆X : Quotient aus Konzentrationsgradient und Diffusionsweg. Diffusionskoeffizienten sind unter ökologischem Aspekt sehr aussagefähig, da die Gasbewegung in Böden hauptsächlich diffusiv ist und der Gashaushalt von Böden im Gegensatz zum Wasserhaushalt ausschließlich transportkontrolliert ist (Böden haben z. B. keine der "nutzbaren Feldkapazität" vergleichbare "nutzbare Sauerstoffspeicherkapazität"). Die Bestimmung von Diffusionskoeffizienten ist zwar "Routine", sie setzt jedoch einigen analytischen Aufwand (z. B. Gaschromatographie) voraus. Abb. 30 : − Porenkontinuität, -tortuosität aus dem Diffusionskoeffizienten abgeleitete Größe. Der Diffusionskoeffizient wird dabei auf das zur Verfügung stehende Luftporenvolumen bezogen, der Kehrwert dieses Verhältnisses ist die Porentortuosität. Im Prinzip können solche volumenunabhängigen Strukturmaße auch aus den kf- bzw. ka- oder kiWerten abgeleitet werden. III. Die Bodenluft Die Bodenatmosphäre war lange ein vernachlässigtes Kompartiment in der forstlichen Bodenkunde. Dabei ist es forstliches Erfahrungswissen, daß die Sauerstoffversorgung im durchwurzelten Raum einen Schlüsselfaktor des Wurzel- und Baumwachstums darstellt. Die Bodenluft steht ständig mit dem quasi-unendlichen und quasi-konstant zusammengesetzten Gasvorrat der Atmosphäre in Verbindung. Im Gegensatz zum Bodenwasser gibt es keine speziellen "Gas-Niederschläge", um z.B. den Sauerstoffvorrat im Gasraum des Bodens wieder aufzufüllen. Im Gegensatz zu Wasser haben Böden kaum Speicherkapaziät für Gase. Alles, was an Gasen gebraucht wird (z. B. O2 für die aerobe Atmung) oder was "entsorgt" werden muß (z. B. CO2 aus Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 49 der Bodenatmung), kann nur durch unmittelbaren Transport und nicht durch Füllung oder Entleerung von Zwischenspeichern geregelt werden. Man sagt daher, der Gashaushalt von Böden ist transportkontrolliert. Außerdem ist das luftführende Porensystem von Böden eine Sackgasse der Atmosphäre, während man das Porensystem des Bodenwassers als Brücke zwischen dem Wasservorrat der Atmosphäre und dem der Hydrosphäre auffassen kann. Für den Gashaushalt hat das die Konsequenz, daß alle Gasflüsse von und zum Boden über die Bodenoberfläche abgewickelt werden müssen; die Bodenoberfläche kann daher zur entscheidenden "Schleuse" für den Gashaushalt in einem Boden werden. Dieser Gesichtspunkt erlangt z.B. dann große Bedeutung, wenn man den Boden im Rahmen von Bewirtschaftungsmaßnahmen als Widerlager des Fahrzeugantriebes nutzt, und dabei die Gasdurchlässigkeit der Bodenoberfläche durch Bodenverformungen einschränkt. Die atmosphärische Zusammensetzung der Luft wird im Boden hauptsächlich durch biologische Prozesse ständig verändert: O2 wird durch aerobe Atmung verbraucht, CO2 wird produziert. Geschieht dies äquimolar, entstehen Partialdruckdifferenzen, bei nicht äquimolarem Gaswechsel entstehen absolute Druckdifferenzen. Partialdruckdifferenzen treiben Diffusion an, durch absolute Druckdifferenzen werden Konvektionsströme in Gang gesetzt. In gut durchlüfteten Böden überwiegt der Gastransport durch Diffusion, da bei äquimolarem O2/CO2-Austausch i. d. R. keine absoluten Druckdifferenzen auftreten. Auch in gut durchlüfteten Böden weicht die Zusammensetzung der Bodenluft i.d.R. erheblich von der der freien Atmosphäre ab. Vor allem der CO2-Gehalt beträgt meist ein Mehrfaches des CO2Gehaltes der Außenatmosphäre (ca. 21 % O2 , 78,1 % N2, 0,9 % Ar, und 0,035 % CO2). H. Schlüsselprozesse der Bodenentwicklung in Mitteleuropa I. Verbraunung und Verlehmung Verbraunung und Verlehmung sind die wichtigsten "in-situ-Prozesse" im Mineralkörper eines Bodens. Verbraunung: Zweiwertiges Eisen, das in den Kristallgittern von Silikaten (z. B. Feldspäte, Glimmer) gebunden ist, wird freigesetzt und oxidiert. Häufige Oxide der Böden gemäßigt humider Zonen: Ferrihydrit, Goethit. Die braune Frabe vieler unserer Böden ist auf diese Oxide zurückzuführen. Verlehmung: aus Fragmenten der Silikatverwitterung (z. B. von Feldspäten und Glimmern) entstehen bodeneigene Schichtsilikate, sog. Tonminerale. Auch Tonminerale können ähnlich wie Huminsäuren Kationen in austauschbarer Form binden, und zwar aufgrund spezieller Eigenschaften ihrer Gitterstruktur. Tonminerale liegen hauptsächlich in der Korngrößenfraktion Ton vor. Man unterscheidet: Feinboden ∅ < 2 mm Skelett, Steine ∅ > 2 mm Die Korngrößenverteilung der mineralischen Primärkörner hat eine große Bedeutung für die innere Oberfläche der Festsubstanz eines Bodens. Da viele ökologischen Funktionen von Böden auf Reaktionen der Oberflächen mit ihrem umgebenden Medium (Bodenlösung, Bodenluft) beruhen (z. B. Pufferung, Kationenaustausch), kommt der Korngrößenverteilung auch große ökologische Bedeutung zu. Die Zunahme der inneren Oberfläche mit abnehmender Größe der Primärkörner ist in nachfolgender Tabelle am Beispiel der Zerlegung eines Würfels in Teilwürfel dargestellt. Zunahme der inneren Oberfläche bei Aufteilung eines Würfels der Kantenlänge von 1 cm in Teilwürfel durch jeweils zehnfache Verkleinerung der Kantenlänge: Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ Kantenlänge der Teilwürfel (cm) 100 10-1 ≈ Grobsand 10-2 ≈ Feinsand 10-3 10-4 ≈ Ton 10-5 10-6 10-7 10-8 Zahl Innere Oberfläche (cm2) 100 103 106 109 1012 1015 1018 1021 1024 6 x 100 6 x 101 6 x 102 6 x 103 6 x 104 = 6 m² 6 x 105 6 x 106 6 x 107 6 x 108 = 6 ha 50 Man sieht, daß ein Boden, dessen mineralische Primärkörner der Größenfraktion "Ton" angehören, eine innere Oberfläche von ca. 6 m2 pro Kubikzentimeter besitzt. In humosen Mineralböden wird die innere Oberfläche durch die organische Substanz noch beträchtlich erweitert. Abb. 31: Schema von Verbraunung und Verlehmung Das Wesen der Verlehmung ist es, daß aus den Bruchstücken der Silikatverwitterung wieder hochgeordnete Strukturen, die Tonminerale, entstehen. Auch in der mineralischen Phase ist hier also das Prinzip verwirklicht, daß unter natürlichen Bedingungen der unabänderliche Strukturverlust durch den Aufbau neuer Strukturen zum großen Teil kompensiert wird, d. h. daß der Abbau in Schritten geringer Entropieproduktion erfolgt. II. Strukturbildung 1. Der Lagerungszustand von Böden als aktiv gestalteter Lebensraum Man nimmt heute an, daß das Leben auf diesem Planeten dessen physische Umgebung so verändert hat, daß die weitere Enwicklung des Lebens stark begünstigt wurde. Man kann von einer Autokatalyse des Lebens sprechen. Ausdruck dieser Tatsache ist zum Beispiel, daß die Zusammensetzung unserer Atmosphäre ein extremes chemisches Ungleichgewicht darstellt, das durch die Lebensvorgänge auf der Erde im Sinne eines Fließgleichgewichtes aufrechterhalten wird. Ohne Leben hätten wir vermutlich eine 98%-ige CO2-Atmosphäre mit unwirtlichen Oberflächentemperaturen von 240340 oC. Aus diesem Grund ist auch die Zusammensetzung der Atmosphäre offensichtlich wesentlich weniger stabil, wie sie es wäre, wenn sie in einem thermodynamischen Gleichgewicht zur ErdInst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 51 oberfläche stünde. Auch auf kleineren, dem Bodenkundler vielleicht mehr vertrauten Raum-/Zeitskalen gibt es zahlreiche Beispiele, daß Organismen in ihrer physische Umgebung statische Gleichgewichte in energiekonsumierende (="dissipative") Fließgleichgewichte umwandeln und damit die Lebensbedingungen verbessern. So kann man insbesondere die Entstehung und Aufrechterhaltung einer biogen angetriebenen Waldbodenstruktur als Ausdruck der Tatsache auffassen, daß Organismen an der Bodenoberfläche ihr Habitat in Richtung besserer Überlebensmöglichkeiten aktiv gestalten. Dieser Art der Sicht von biogener Bodenstruktur ist in Abb.29 dargestellt. Abb. 32: Biogene Bodenstruktur als dissipatives Fließgleichgewicht Eine biogene Bodenstruktur hat z.B. folgende Vorteile für Organismen terrestrischer Ökosysteme: − komplementäre Transportsysteme werden verknüpft, dadurch wird die gleichzeitige Verfügbarkeit von Wasser und den darin gelösten Nährelementen, sowie von Sauerstoff in der Bodenluft sichergestellt; − Zwischenspeicherung mobiler Ionen im Aggregatinneren wird ermöglicht und dadurch Ionenverluste beim Nährelementkreislauf minimiert. Dieser Gesichtspunkt ist gerade bei langlebigen Waldökosystemen, die in bezug auf Nährelemente "mangelverwaltende" Systeme sind, wichtig; die Bodenstruktur "löst" gewissermaßen den Konflikt zwischen ständiger Nährelementverfügbarkeit und der Notwendigkeit eines verlustfreien bzw. -armen Umsatzes; Strukturen, die für Regelprozesse erforderlich sind, enthalten Information. Aus einer gleichgewichtsnahen Struktur von Waldböden kann z. B. chemische und biologische Information abgerufen werden: − chemisch: thermodynamische Ungleichgewichte in der räumlichen Verteilung des mobilen Ionenpools, deren räumliches Muster durch die Bodenstruktur erklärt wird; − biologisch: Aggregatoberflächen sind Orte erhöhter mikrobieller Aktivität, aerenchymlose Feinwurzeln von Bäumen halten sich hauptsächlich im Interaggregatporenraum auf Der Lagerungszustand belebter Böden kann also als sog. "dissipatives Fließgleichgewicht" aufgefaßt werden, bei dem ein ständiger Strom energiehaltiger Substanzen für die Aufrechterhaltung einer komplexen Struktur sorgt. Träger dieses Energiestromes sind hauptsächlich wachsende Wurzeln und Bodentiere. Strahlungsenergie ist ebenfalls an der Strukturentstehung beteiligt, da auch durch Quellen und Schrumpfen Bodenaggregate entstehen können. 2. Gefügearten In Böden und insbesondere in Waldböden findet man selten die mineralischen Primär-Partikel als Einzelkörner vor. Meist sind die Primärkörner zu sekundären Aggregaten verknüpft. Die Art der räumlichen Anordnung der Bodenteilchen im Raum nennt man Gefüge. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 52 Wenn keine losen Einzelkörner vorliegen, aber auch keine Gefügegrenzen erkennbar sind, spricht man von Kohärentgefüge. Dieses Gefüge liegt z.B. bei tonigem Substrat vor, wenn es sich um quellfähige, wassergesättigte Tone handelt. Trocknet ein solches Substrat aus, entsteht ein Prismen- oder Polydergefüge. Wenn die Polyeder nicht voll ausgebildet sind (z. B. infolge von Beimengungen nicht quellfähiger Partikel), entstehen häufig Subpolyeder. In Abb. 33 sind die häufigsten Gefügearten schematisch dargestellt. Abb. 33: Abb. 34: Strukturbildung im Boden kann auf verschiedenen Skalenebenen wahrgenommen werden. Abb. 34 zeigt dies von der makroskopischen Aggregierung von Bodenteilchen bis hin zur "chemischen Aggregierung" definierter Stoffe wie Silikate oder Oxide. III. Redoximorphose Das Porenvolumen des Boden ist entweder mit der Bodenluft oder der Bodenlösung gefüllt. Da die Sauerstofflöslichkeit in Wasser sehr gering ist, sind die aeroben Bodenorganismen (inclusive Baumwurzeln aerenchymloser Spezies!) auf den O2-Gehalt der Bodenluft angewiesen. Bei Böden, in denen der Porenraum meist oder immer mit Waser gefüllt ist, kommt es hauptsächlich an der Phasengrenze Wasser/Luft zu Reduktions- und Oxidationsprozessen, die bleibende Spuren im BoInst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 53 denprofil hinterlassen (Redoximorphie). Die Merkmale der Redoximorphie sind deshalb so auffällig, weil einige Metalle im Boden (z. B. Fe) in mehreren Oxidations- bzw. Reduktionsstufen vorliegen können, und dieser Wechsel der Wertigkeit mit einem Farbwechsel verbunden ist. Man unterscheidet dabei Grund- und Stauwasser. Grundwasser bildet sich, wenn versickerndes Wasser auf undurchlässige Schichten trifft und als freies, ungespanntes Wasser ständig vorhanden ist. Von Stauwasser spricht man, wenn die Stauung oberflächennah geschieht und Wasser nicht immer ganzjährig in freier, ungespannter Form vorliegt. Im Zusammenhang mit der Redoximorphie sind folgende chemischen Grundbegriffe wichtig: Reduktionen sind Prozesse, bei denen ein Teilchen (Atom, Ion, Molekül) Elektronen aufnimmt: Beispiel: Cl2 + 2e- --> 2Cl(1) Oxidationen sind Prozesse, bei denen ein Teilchen (Atom, Ion, Molekül) Elektronen abgibt: Beispiel: Na --> Na+ + e(2) Ursprünglich (nach Lavoisier) waren die Begriffe Oxidation und Reduktion auf die Vorgänge der Sauerstoffaufnahme und -abgabe beschränkt, sie haben also ähnlich wie die Bergriffe Säure und Base eine Verallgemeinerung ihrer Bedeutung erfahren. Da freie Elektronen in chemischen Reaktionen nicht vorkommen, muß eine Oxidation immer mit einer Reduktion gekoppelt sein, d.h. wenn ein Teilchen ein Elektron abgibt, muß ein anderes dasein, welches dieses aufnimmt. Die Redoxpaare (1) und (2) sind also keine realen Reaktionen; eine Reaktion kommt nur durch die Kombination von mindestens 2 Redoxpaaren zustande: Cl2 + 2 Na --> 2 Na+ + 2 Cl(3) Eine solche Kombination bezeichnet man als Redoxsystem. Dabei bezeichnet man die oxidierte und reduzierte Stufe einer Halbreaktion, wie sie in (1) und (2) dargestellt sind, als konjugierte Redoxpaare. Man beachte die Analogie zum Säure-/Base-Konzept von Brφnsted. Auch dort entsteht aus einer Säure, wenn sie ein Proton abgibt, die konjugierte Base und ebenso müssen immer zwei Säure-/Base-Paare gekoppelt sein, damit eine Reaktion ablaufen kann. Diese Analogie besteht deshalb, weil sowohl Protonen als auch Elektronen bei chemischen Reaktionen nicht in freier Form vorkommen können. Im Boden sind hauptsächlich die Elemente C, N, S, Fe und Mn an Redoxreaktionen beteiligt. Die Metalle Fe und Mn deshalb, weil sie als Ionen in verschiedenen Wertigkeiten auftreten können, C, N und S aufgrund ihrer amphoteren Eigenschaften. D. h. sie können je nach Reaktionspartner Elektronen aufnehmen und abgeben. Viele Redoxreaktionen im Boden sind an biochemische Vorgänge gebunden. So tritt sowohl bei der aeroben als auch bei der aneroben Atmung immer die Notwendigkeit eines Elektronenakzeptors auf, damit aus der Oxidation (=Elektronenabgabe) einer Energiespeichersubstanz die für die Lebensvorgänge notwendige Energie frei werden kann. Redox-Halbreaktionen im Boden sind meist etwas komplizierter als die o.g. Beispiele (1) und (2), weil mit den Elektronenübergängen auch häufig Protonenumsätze verbunden sind. Wichtige Halbreaktionen in Böden sind z. B.: Fe2+ + 3 H2O → Fe(OH)3 + 3 H+ + e(4) + H2S → S + 2 H + 2e (5) + 2SO4 + 4 H + 2e → S +2 H2O +O2 (6)(Sulfatatmung) (7)(Nitratatmung) 2 NO3- + 4 H+ + 2e- → N2 +2 H2O+2O2 Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 54 Die Halbreaktionen (6) und (7) stellen anaerobe Atmungsprozesse dar, bei denen der Sauerstoff von Sulfat (6) bzw. von Nitrat (7) als Elektronenakzeptor benutzt wird. Werden zwei Halbreaktionen kombiniert, kann eine Redoxreaktion im Prinzip dann ablaufen, wenn die oxidierte Stufe der ersten Halbreaktion die reduzierte Stufe der zweiten Halbreaktion zu oxidieren vermag. Das ist z.B. der Fall, wenn man die Halbreaktionen (4) und (5) kombiniert: 2 Fe(OH)3 + H2S + 4 H+ → 2 Fe2+ + S + 6 H2O (8), d. h. Eisen(III)Hydroxid vermag Schwefelwasserstoff zu oxidieren. Wenn - wie es in Gleichung (8) der Fall ist - Protonenumsätze involviert sind, muß neben dem Redoxpotential auch ein bestimmter Säure-/Base-Status vorliegen, damit die Redoxreaktion ablaufen kann. IV. Transporte mit dem Bodenwasser Der Transport von Partikeln, Kolloiden oder von gelösten Substanzen kann charakteristische Horizontkombinationen erzeugen und ist damit oft der für die Ausscheidung von Bodentypen ausschlaggebende Prozess. 1. Salze Im Zusamenhang mit dem Lösungstransport von Salzen in der Bodenlösung sind folgende chemischen Grundbegriffe von Bedeutung, die hier noch einmal kurz zusammengefaßt werden: A. Säuren, Basen (Definitionen, Konzepte) Säure = H+-Donator Base = OH--Donator b. Brφnsted: Säure = H+-Donator, dabei bleibt eine Base zurück (= konjugierte Base) Base = H+ - Akzeptor, dabei bleibt eine Säure zurück (= konjugierte Säure) c. Lewis: noch allgemeinere Form der Definition: Säure = Elektronenakzeptor zur Bildung einer kovalenten Bindung Base = Elektronendonator zur Ausbildung einer kovalenten Bindung (soll hier nicht weiter vertieft werden) In der Bodenkunde hat weitgehend das Konzept von Brφnsted Anwendung gefunden. Wichtige Grundlage dieses Konzeptes ist: Eine Säure kann nur als Säure reagieren (= Protonen abgeben), wenn eine Base das Proton aufnimmt. Dies entspricht auch tatsächlich der Realität, da Protonen alleine nicht existieren können (die Ladung ist in Relation zum Ionendurchmesser zu groß). a. Arrhenius: HCl + HA Säure H2O ←→ H3O+ + ClB BH+ ABase Säure (konjugierte) Base NaOH + H2O ←→ Base Säure OH- + Na(H2O)+ Base (konjugierte) Säure Dabei ist beachtenswert, daß Wasser je nach Reaktionspartner sowohl als Base als auch als Säure auftreten kann. B. Säurestärke Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 55 HA + H2O ←→ H3O+ + ANach dem Massenwirkungsgesetz (MWG) kann man folgendes formulieren: (c(H3O+) . c(A-)) / (c(HA) . c(H2O)) = KS (Säurekonstante) Die Konzentration des Wassers (c(H2O)) kann als annähernd konstant angesehen werden und wird damit Bestandteil der Säurekonstanten. Bei starken Säuren ist die Konzentration undissoziierter Säure (steht allein im Nenner) sehr klein, KS wird daher eine relativ große Zahl. Meist wird der negative dekadische Logarithmus der Säurekonstanten angegeben: -lg KS = pKS; starke Säuren haben pKS-Werte < 1. Starke Säuren zeichnen sich im Brφnsted'schen Sinne dadurch aus, daß die H+ -Abgabe "leicht" vonstatten geht, während die konjugierte Base schwach ist, d.h. weniger Neigung zeigt, Protonen aufzunehmen. Bei starken Basen gilt Analoges. C. Salze Def.: Stoffe, die in festem Zustand aus Ionen aufgebaut sind. − Neutrale Salze: z. B. NaCl gelöst in Wasser, es bestehen nebeneinander die Komponenten Na+, Cl-, H3O+ OH-, H2O, und nichts passiert in Richtung einer Verschiebung des Säure-/Base-Status. (Salze, die das Kation einer starken Lauge (hier: Natronlauge) und das Anion einer starken Säure (hier: Salzsäure) besitzen, sind Neutralsalze). Weitere Neutralsalze: MgSO4, NaNO3, KCl,... − Saure Salze z. B. Al2(SO4)3; bei Lösung sind folgende Komponenten vorhanden: Al3+, SO42+, H3O+, OH-, H2O. Es findet nun folgende Teilreaktion statt: Al(OH)2+ Al3+ + 2 H2O → H3O+ + Säure Base Säure konjugierte Base Al3+ bezeichnet man als "Kationsäure", da dieses hydratisierte Kation Protonen abgeben kann. Alle Metallkationen, die einen relativ kleinen Ionenradius besitzen und stark geladen sind (hohe Ladungsdichte), treten in wässrigen Lösungen als Kationsäuren auf. Eine weitere wichtige und relativ starke Kationsäure in der Bodenkunde ist das Ammoniumion. NH4+ + H2O → H3O+ + NH3 Säure Base Säure konjugierte Base − Basische Salze z. B. Ca(HCO3), folgende Komponenten findet man in der Lösung: Ca2+, HCO32-, H3O+, OH-, H2O Es findet nun folgende Teilreaktion statt: HCO3- + H2O → OH- + H2CO3 Base Säure Base konjugierte Säure (instabil) D. Dissoziation: Def.: Zerfall eines Stoffes in Ionen, z. B. durch Lösung oder durch Schmelzen. Ein System mit freien Ionen bezeichnet man im Gegensatz zu den ebenfalls stromleitenden Metallen als "Leiter zweiter Art". Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 56 1.1 Anorganische Salze in silikatischen Böden In gemäßigt humiden Zonen herrscht in Böden i. d. R. ein nach unten gerichteter Wasserfluß, da in der Jahresbilanz mehr Wasser versickert als durch Verdunstung oder durch Transpiration von Pflanzen (Summe=Evapotranspiration) an die Atmosphäre abgegeben wird. Die Bodenlösung besteht nicht aus reinem Wasser, sondern sie enthält immer gelöste Salze. Es findet also in allen Böden der gemäßigt humiden Zonen ein nach unten gerichteter Lösungstransport statt. Wir schätzen es an Böden und insbesondere an Waldböden besonders, wenn sie elektrolytarmes (= "weiches" Wasser) liefern. Das Wasser enthält in diesem Fall hauptsächlich die Kationen Na+, K+, Ca2+, und Mg2+, die Anionen sind im wesentlichen HCO3- und Spuren der sehr schwachen und wenig löslichen Kieselsäure. Die Salze sind also hauptsächlich Bikarbonate der relativ starken Laugenbildner Natrium, Kalium, Calcium und Magnesium. Salze starker Laugenbildner und schwacher Säuren (Kohlensäure, Kieselsäure) reagieren durch Hydrolyse basisch, ihr Verlust bedeutet also eine Versauerung desjenigen Bodenkompartimentes, in dem sie gelöst wurden. Bodenversauerung ist daher in gemäßigt humiden Zonen ein natürlicher und langfristig auch unabänderlicher Bodenentwicklungsprozess. Diese natürliche "Untergrundversauerung" läuft allerdings - wie einfache theoretische Überlegungen zeigen - um Größenordnungen langsamer ab, als es bei unangepaßter Biomassenutzung und/oder bei hoher atmogener Säuredeposition der Fall sein kann (vgl. Abb. 32). In ariden Gebieten mit permanentem Wasserdefizit, herscht ein zur Bodenoberfläche gerichteter Flußgradient des Bodenwassers. Im Oberboden können sich also lösliche Neutralsalze und lösliche basische Salze anreichern. Diese Böden zeigen damit eine Entwicklung, die durch Alkalinisierung gekennzeichnet ist. Abb. 35: Relative Veränderung der Kationenvorräte (Na, K, Ca und Mg) bei Fortdauer der aktuellen Kationenexportraten mit dem Oberflächenabfluß in einem bewaldeten Einzugsgebiet mit naturnaher Vegetation und hohem Vorrat an Neutralkationen ("Conventwald", Fbz. St.Märgen, Paragneis, Bu/Ta/(Fi)). Man kann also festhalten: in geologischen Zeitdimmensionen (Jahrtausende und mehr) versauern Böden oder sie alkalinisieren. Wenn sie in ihrem Säure-/Basen-status konstant bleiben sollten, würde das so spezielle Randbedingungen des Wasserhaushaltes voraussetzen, daß es unwahrscheinlich ist, daß das überhaupt vorkommt. Der Transport gelöster anorganischer Salze hinterläßt im Profil silikatischer Böden i. d. R. keine sichtbaren Spuren, er ist damit auch nicht horizontprägend und begründet keine bodenInst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 57 systematischen Einheiten. 1.2 Organische Salze in silikatischen Böden (Podsolierung) An manchen Standorten kommt es zu einer Hemmung des Streuabbaus, so daß sich organische Auflagen bilden. Folgende natürlichen und anthropogenen Faktoren können eine zügige Humifizierung (=Synthese organischer Bruchstücke zu Huminstoffen) und Mineralisierung (=Abbau organischer Primärstoffe zu CO2, H2O und anorganischen Salzen) behindern: − natürliche Faktoren: − geringe Bodentemperaturen; − unzureichende Nährelementverfügbakeit für die steuabbauende Mikroflora, sog. "Basenarmut" des Gesteins; − zu niedrige Bodenreaktion; − O2-Mangel für die steuabbauende Mikroflora; − anthropogene Faktoren: − exzessiver Biomasseexport, dadurch Nährelementmangel und Bodenversauerung; − Begünstigung von nicht standortsgemäßen Pflanzen, die schwer abbaubare Streu liefern; − saure atmogene Depositionen. Diese Faktoren können einzeln oder in Kombination dazu führen, daß der bakterielle Streuabbau stark gehemmt wird. Wenn die Lebensmöglichkeiten streuabbauender Bakterien eingeschränkt ist, besiedeln hauptsächlich Pilze die organische Substanz. Bei dem weniger effizienten Streuabbau durch Pilze können in der organischen Auflage stark saure Stoffwechselprodukte (z. B. Oxalsäure) entstehen. Diese kurzkettigen Säuren sind löslich und werden mit dem Sickerwasser verfrachtet. Da sie auch über komplexierende Eigenschaften verfügen, findet ein Co-Transport von komplexiertem Eisen und Aluminium statt. In tieferen Horizonten können diese Säuren aufgrund veränderter Löslichkeitsbedingungen ausfallen und die komplexierten Metalle freigeben, die dann als Oxide oder Hydroxide ausfallen. Es entesteht durch diesen Prozeß, der Podsolierung genannt wird, eine Horizontabfolge, in der sich unter einer meist mächtigen Auflage ein humusarmer, gebleichter Mineralboden (Ae-Horizont) befindet, gefolgt von dunkler gefärbten Anreicherungshorizonten an organischer Substanz (Bh-Horizont) und/oder an Metalloxiden (BsHorizonte). 1.3 Anorganische Salze in carbonatischen Böden Kalksteine haben im Vergleich zu silikatischen Gesteinen eine um Größenordnungen höhere Löslichkeit. Bei Calcit findet folgende Lösungsreaktion statt: CaCO3 + H2O + CO2 → Ca(HCO3)2 Diesen Vorgang in primär carbonathaltigen Böden nennt man Entcarbonatisierung. Man sieht, daß die Löslichkeit des Calcits stark von der Menge an gelöstem CO2 abhängt. In Böden mit hoher biologischer Aktivität besteht aufgrund der verzögerten Abfuhr von Atmungs-CO2 ein höherer CO2Partialdruck als in der freien Atmosphäre. Aufgrund des höheren CO2-Gehaltes im Bodenwasser findet in belebten Böden eine schnellere Auflösung des Carbonate statt als in unbelebten carbonathaltigen Sedimenten. Da die Löslichkeit von Kohlendioxid in Wasser mit abnehmender Wassertemperatur zunimmt, nimmt auch die Löslichkeit von Calciumcarbonat - entgegen der sonst üblichen temperaturabhängigen Lösungsgeschwindigkeiten - mit abnehmender Temperatur zu. Allerdings wird dieser Effekt durch die Zunahme der biologischen Aktivität und damit einer Zunahme der CO2 -Produktion mit steigender Temperatur überlagert. In Böden, in denen Carbonat vorkommt, ist die Bodenlösung also stark von Bikarbonaten des Ca (bzw. von Ca und Mg, wenn Dolomit als Ausgangsmaterial vorliegt) dominiert. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 58 Frage: Welche Rolle spielt die Kohlensäure im Säure-/Base-Status (pH-Wert) von Niederschlägen und Bodenlösungen in nicht-carbonatischem Milieu? Kohlensäure ist bekanntlich instabil und zerfällt in Wasser und CO2. Die Beziehung zwischen H2CO3, und CO2 wird durch das Gesetz von Henry-Dalton hergestellt. Diese Beziehung besagt, daß die Konzentration eines Gases in einer Lösung dem Partialdruck dieses Gases proportional ist, der Proportionalitätsfaktor kH heißt HENRY-Konstante. Für CO2 lautet dieses Gesetz: (H2CO3)(gelöst) = kH . PCO2(gasförmig) in logarithmierter Form: pH2CO3 = pkH + pPCO2 (1) kH ist die Henry-Konstante, P ist der CO2-Partialdruck. Unter Partialdruck eines Gases versteht man seinen Volumenanteil, multipliziert mit dem Gesamtdruck. Der CO2-Anteil der freien Atmosphäre beträgt ca. 0.035 Vol%, d. h 0.00035 Volumenteile der Atmosphäre bestehen aus CO2 . Bei einem Atmosphärendruck von 1 bar ergibt das einen CO2-Partialdruck von 0.00035 bar. PPCO2 ist also -lg 0.00035 = 3.46. Die Henry-Konstante für CO2 beträgt bei 25 oC 1.45. Für die Dissoziation der Kohlensäure gilt ferner das bekannte Gleichgewicht: pH + pHCO3 - pH2CO3 = pKS = 6.46 (2) Wir können jetzt aus (1) die Konzentration der Kohlensäure (pH2CO3) durch Konstanten ersetzen: (3) pH + pHCO3 - (1.45 + 3.46) = 6.46 Da pH = pHCO3 ist, gilt: 2 pH = 6.46 + 4.91 (4) pH = 5.7, d. h. Wasser im Gleichgewicht mit dem CO2 der Athmosphäre sollte einen pH-Wert von 5.7 haben, wenn keine stärkere Säure vorhanden ist. Regenwasser, das von natürlichen und künstlichen Säureemissionen unbeeinflußt ist, müßte also diesen pH-Wert haben, den man auch als "biologischen Neutralpunkt" bezeichnet. Wenn in der Bodenluft die CO2-Konzentration durch langsame Entsorgung von Atmungs-CO2 um Faktor 10 erhöht ist, errechnet sich folgender pH-Wert: PCO2 ist dann 0.0035 bar. PPCO2 = lg 0.0035 = 2.46. Setzt man diese Zahl in (3) ein, ergibt sich ein pH von: 2 pH = 6.46 + 3.91 pH = 5.2 Die absolut höchsten CO2-Konzentrationen in der Bodenluft betragen 10 Vol%, d.h. der CO2Partialdruck beträgt 0.1 bar, pPCO2 ist dann -lg 0.1=1. Es errechnet sich dann ein pH-Wert von 2 pH = 6.46 + 2.45 pH = 4.5 D. h. pH-Werte unter 5 können durch Kohlensäure nur bei extrem hohen, in Böden kaum realisierten CO2-Partialdrücken (mehr als das 150-fache des CO2 - Partialdruckes der freien Atmosphäre) erreicht werden. D.h., die verbreitet niedrigen pH-Werte unserer Waldböden auf Silikatgesteinen können nicht auf die Wirkung der Kohlensäure zurückgeführt werden. Grundsätzlich sollte man sich bei der Anwendung solcher Gleichgewichtsbetrachtungen zur Beschreibung von Prozessen im Boden darüber im klaren sein, daß dies nur dann sinnvoll ist, wenn die betrachteten Reaktionen so schnell sind, daß sie im offenen System Boden auch in die Nähe ihrer Gleichgewichte gelangen können, bevor die Reaktionsprodkte abgeführt sind. Das ist in dem o.g. Beispielen +/- der Fall. Gleichgewichtsbetrachtungen sind z. B. auch möglich, wenn Al- und Fe-Hydroxide in stark sauren Böden instabil werden, wobei sich häufig das gebundene Al näherungsweiseso verhält, als ob es summarisch in Gibbsit (Al(OH)3) gebunden wäre. Nicht zutreffend sind Gleichgewichtsbtrachtungen zur Beschreibung der Vorgänge z. B. der Silikatverwitterung. Diese Reaktionen laufen so langsam ab, daß die Reaktionsprodukte im offenen Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 59 System "Boden" humider Regionen i. d. R. längst abgeführt sind, bevor gleichgewichtsnahe Zustände erreicht werden. Solche Zustände werden allenfalls in ariden Gebieten mit fehlendem vertikalen Gradienten des Wassertransports erreicht, wobei die Bodenlösung dann durch hohe Salzkonzentrationen und alkalische Reaktion gekennzeichnet ist. Beides sind Bedingungen, die dem Pflanzenwachstum unzuträglich sind (→ Bodenversalzung). Neben der Entcarbonatisierung gibt es auch den Prozess der Carbonatisierung. Die Ausfällung von sekundärem CaCO3 erfolgt dann, wenn aus irgendeinem Grund das Löslichkeitsprodukt des Calcits überschritten wird. Das kann z.B. bei einer Abnahme des CO2-Partialdruckes oder durch eine Konzentrierung der Bodenlösung aufgrund von Verdunstung geschehen. In der Umgebung Freiburgs findet man häufig solche sekundären Calcitausfällungen in C-Horizonten von Böden aus Würmlöß (z. B. sog. "Lößkindl"). 2. Transport von Kolloiden und Partikeln Die mit der Tonverlagerung oder Lessivierung verbundenen Vorgänge können weiter gefaßt werden als die Mobilisierung und Immobilisierung kolloidaler Partikel. Die Bedeutung dieser Prozesse für das ökologische Verständnis von Böden geht weit über die bodengenetischen Aspekte hinaus und ist eng mit der für die Bodenfunktion als Pflanzenstandort wichtige Strukturstabilität verbunden. Verteilt man einen Stoff fein in einem anderen Stoff, liegt eine Lösung oder Dispersion vor. Dabei kann sowohl das Dispersionsmittel als auch die dispergierte Substanz allen drei Aggregatzuständen angehören, (z.B. Feststoff in Gas: Rauch, Gas in Festsubstanz: Schwamm, Gas in Flüssigkeit: Schlagsahne). Bodenkundich interessieren uns insbesondere die wässrig-dispersen Systeme. Eine wichtige Unterscheidung dieser Systeme liegt in der Größerverteilung der dispergierten Substanzen (Abb. 36). Abb. 36 zeigt die Zwischenstellung der kolloidalen Lösung zwischen der molekularen Lösung (Ionen) und der gröberen Suspension (z.B. bei Verschlämmung). Die Größenordnung der dispergierten Bestandteile in einer kolloidalen Lösung liegt im Bereich der Fein- und Mitteltonfraktion aber auch mobiler Huminstoffe und anderer Makromoleküle. Aus der Abbildung wird deutlich,daß die Übergänge zwischen den Systemtypen fließend sind. In molekularen Lösungen sind einzelne Moleküle oder oft nur Bruchstücke der Moleküle (Ionen) verteilt. Die gelösten Teilchen können nicht optisch sichtbar gemacht werden und besitzen auch Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 60 keine partikulären Eigenschaften in der Lösung. Zu den kolloidalen Suspensionen zieht man die Grenze dort, wo die dispergierten Teilchen als identifizierbare Partikel erhalten bleiben. Gut kann das mit dem "Tyndall-Effekt" gezeigt werden: Läßt man einen gebündelten Lichtstrahl durch die Lösung fallen, wird er bei kolloidalen Lösungen auf der ganzen Länge durch Streuung an den Teilchen sichtbar, auch wenn die Lösung ohne Licht völlig klar erscheint. Um den kolloidalen Charakter einer Lösung zu erhalten, dürfen die Teilchen jedoch nicht so groß sein, daß die entmischende Schwerkraft dominant und die Dispersion somit instabil wird. Wie bereits angesprochen, sind in allen diesen wässrigen Dispersionen die Teilchen Kräften ausgesetzt, einerseits Wechselwirkungen sowohl zwischen den Teilchen und mit dem Wasser als auch solchen, die von außen wirken. a) Die Vorgänge in der molekularen Lösung behandeln Sie in anderen Lehreinheiten der bodenchemischen Schlüsselprozesse (Ionisierung, Ionentausch, Fällung, Diffusion etc.). b) Bei einer gröberen Suspension, wie sie absichtlich (durch Schütteln oder Rühren) oder in der Natur z.B. durch Wassererosion entsteht sind die beiden dominierenden Kräfte offensichtlich: Die Schwerkraft führt zur Entmischung (absinken) und zugeführte mechanische Energie zur Aufschlämmung. Wechselwirkungen zwischen den Teilchen sind von völlig untergeordneter Bedeutung. Die Quantifizierung der Absetzgeschwindigkeit in einer Bodensuspension macht man sich bei der Korngrößenanalyse zu Nutze. Die Vorgänge in den gröber dispersen Lösungen sind Gegenstand der Bodenphysik und, bei Fragen der Erosion, des Bodenschutzes. In einer stabilen kolloidalen Suspension sind die Partikel klein genug, daß die Brown'sche Molekularbewegung die Wirkung der Schwerkraft überwiegt. D.h. die Partikel verteilen sich nach einer initialen Mobilisierung im Lösungsmittel und werden durch molekulare Stöße in Bewegung gehalten ohne daß weiterhin mechanische Energie zugeführt werden muß. Eine Besonderheit vieler kolloidaler Systeme ist die Fähigkeit, zwischen dem Sol- (Partikel werden einzeln in der Schwebe gehalten) zum Gel-Zustand zu wechseln (Partikel verbinden sich größeren Einheiten und verhalten sich dann wie grob-disperse System). Den Vorgang nennt man Koagulation oder Flockung, den umgekehrten Vorgang Peptisierung. Dazu müssen zusätzlich die Kräfte zwischen den Teilchen und dabei insbesondere die van der Waals-, und die elektrostatischen Kräfte berücksichtigt werden. Um die Vorgänge deutlich zu machen, stellen wir uns eine Mischung aus Feintonpartikeln und ionenhaltiger Bodenlösung vor. Die Tonpartikel besitzen durch isomorphen Ersatz eine negative Überschußladung, die durch eine Kationenhülle kompensiert wird. Die Optimierung zwischen den Zuständen der minimalen Energie und der maximalen Entropie führt zu einem charakteristischen Aufbau dieser Kationenhülle (Abb. 37). Auf der Oberfläche der Tonpartikel liegt zunächst die monomolekulare "Sternschicht" auf, darauf folgt die diffuse Schicht, innerhalb derer die Kationen gegenüber der Außenlösung angereichert sind. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 61 Abb. 37: Elektrostatische Anziehung führt zu einem möglichst großen Annäherung der Kationen an die negativ geladenen Oberfläche (Zustand der geringsten Energie). Der Zustand der maximalen Entropie wäre erreicht, wenn durch die Beweglichkeit der Kationen in der Lösung diese gleichmäßig verteilt sind (Diffusion). Diese zwei entgegengesetzen Wirkungen führen zu einem optimalen Zustand einer abnehmenden Konzentration der Kationen an der Tonmineraloberfläche. Die Tonpartikel befinden sich in Bewegung und stoßen, bedingt durch die Brown'sche Bewegung mit anderen Tonpartikeln aneinander. Kommen die Partikel dabei nahe genug aneinander, wirken sowohl anziehende wie abstoßende Kräfte. Wenn die abstoßenden Kräfte überwiegen, bleibt der peptisierte Zustand erhalten, wenn die anziehenden Kräfte überwiegen, kommt es zur Flockung mit der Folge, daß die Dispersion nicht aufrechterhalten werden kann. Im Bereich der diffusen Schicht überwiegen die positiven Ladungen der Kationen. Dies wirkt einer Annäherung von Tonteilchen in der Bodenlösung entgegen, da sich gleiche Ladungen elektrostatisch abstoßen. Andererseits unterliegen die Tonpartikel den van der Waals Kräften, das sind relativ starke, aber sehr kurzreichende anziehende Kräfte zwischen Teilchen. Sie beruhen auf Wechselwirkungen zwischen induzierten Dipolen. Ihre Wirkung geht mit 6. Potenz des Abstandes zurück. Große Partikel besitzen eine stärkere Polarisierbarkeit und unterliegen somit größeren van der Waals Kräften. Kommt es nun durch die Molekularbewegung zu einer sehr starken Annäherung der Tonpartikel, können diese durch die van der Waals Kräfte aneinandergeheftet werden. Das bedeutet, je heftiger und häufiger die Zusammenstöße und je geringer die abstoßende Wirkung, desto wahrscheinlicher ist eine Koagulation. Während ersteres hauptsächlich von der Temperatur abhängt, ist für letzteres die Dicke der diffusen Schicht um die Tonpartikel verantwortlich. Diese Dicke bestimmt nämlich, ob die Zusammenstöße nicht schon weit außerhalb des kurzreichenden Wirkungsbereiches der van der Waals Kräfte abgefangen werden. Wovon hängt nun die Dicke der diffusen Schicht ab? a) Wertigkeitseffekt: stärker geladene Kationen können auf engerem Raum die Ladung der Tonminerale kompensieren. Hier gilt für die Dicke der Doppelschicht: Na+ > Ca++ > Al+++ 1) b) Hydratationseffekt: je stärker die Kationen hydratisiert sind, desto dicker wird die Doppelschicht. Je kleiner der nackte Ionendurchmesser bei gleicher Ladung ist, desto dicker wird die Hydratationshülle. Hier ist besonders Na mit seiner dicken Hydratationhülle zu erwähnen. 1 ) Bei der Betrachtung der Flockung der Bodenkolloide treten nur die drei aufgezählten Kationen als dominierende Kationen auf (Na in Salzböden, Ca in Carbonatböden und Al in sauren Böden) Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 62 Für die Effekte a) und b) gilt, daß je stärker die Kationen an die Austauscher gebunden werden, desto dünner ist auch die diffuse Schicht (vgl. lyotrope Reihe). c) Konzentration der Außenlösung: Bereits der Name der zweiten Lage der elektrischen Doppelschicht besagt, daß sie durch Diffusion entsteht. Die Diffusion ist umso wirksamer, desto größer der Konzentrationsunterschied zwischen der Sternschicht (mit konstanter Konzentration) und der Außenlösung ist. Anders gesagt, die Tendenz der Kationenhülle "auszufransen" ist umso größer , desto geringer die Ionenkonzentration in der Außenlösung ist. Für zwei Konzentrationen ist dies modellhaft in Abb. 38 dargestellt. Abb. 38: Dicke der diffusen Schicht = Wirkungsbereich u des abstoßenden Effektes für zwei Konzentrationen C in der Außenlösung. Je höher die Konzentration in der Außenlösung desto geringer ist das Konzentrationsgefälle zur maximalen Ionenkonzentration an der Austauscheroberfläche. Damit ist die Diffusion geringer und der Ladungsausgleich erfolgt auf geringerer Distanz. Daher ist die diffuse Schicht bei höherer Ionenkonzentration in der Außenlösung geringer mächtig. Beachten sie zusätzlich den Aufbau der diffusen Schicht in der nicht nur die Kationen gegenüber der Außenlösung über-, sondern ebenfalls die Anionen unterrepräsentiert sind. Wie sich eine unterschiedliche Dicke der diffusen Schicht nun auf die Interaktionen zwischen den Tonpartikeln auswirken ist in Abb. 4 dargestellt. Dabei spielt es keine Rolle, ob diese Dicke wie in der Abbildung nur auf die Konzentration in der Bodenlösung oder auf die Wertigkeit zurückgeführt wird. Im Falle der dicken diffusen Schicht müssen die Zusammenstöße aufgrund der Brownschen Bewegung schon sehr erheblich sein, um die abstoßenden Kräfte zu überwinden, da die Abstoßung bis sehr nahe an die Partikeloberfläche überwiegt. Bei einer dünnen diffusen Schicht reicht in diesem Modell bereits eine Annäherung, um das Aneinanderheften zu bewirken. Man kann die Effekte zusammenführen in einen Satz, der bereits um die Jahrhundertwende als Schulze-Hardy-Regel formuliert wurde und in jüngerer Zeit quantifiziert wurde: Die für die Stabilität der Suspension kritische Elektrolytkonzentration, die "critical coagulation concentration ccc", ist bestimmt durch die Ionen mit einer Ladung entgegengesetzt der der Oberfläche des Kolloids und ist proportional zur negativ potenzierten Valenz. Das heißt, bei Tonmineralen ist die Kationenkonzentration entscheidend. Die Potenz mit der die Wertigkeit eingeht, ist -6. Das heißt, bei Ca2+ ist nur 1/64, bei Al3+ nur 1/729 der Konzentration wie bei Na+ erforderlich, um die Suspension zu flocken. Betrachtet man nur die in unseren Böden bedeutenderen Ionen Ca und Al, braucht die Konzentraition des dreiwertigen Al nur knapp 10% betragen, um die gleiche Flockungswirkung wie Ca zu erreichen. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 63 Abb. 39 zeigt modellhaft die Wirkung unterschiedlicher Ionenkonzentrationen in der Bodenlösung auf die zwischen den Tonteilchen wirkenden Kräfte in Abhängigkeit von deren Abstand. Bei hohem Salzgehalt (gestrichelte Linien) ist die diffuse Schicht dünn, die abstoßende Wirkung der Kationenhülle somit weniger weitreichend. In der Summe mit der konstanten van der Waals-Kraft ergibt sich somit ein Überwiegen der anziehenden, somit koagulierenden Kräfte. Bei niedriger Ionenkonzentration ist auch in größerem Abstand die abstoßende Kraft noch wirksam, sodaß die nur unmittelbar an der Tonoberfläche die Resultierende im Anziehenden Bereich liegt. Welche ökologischen Konsequenzen hat nun die Mobilisierbarkeit von Bodenkolloiden? Der Begriff Mobilisierbarkeit besagt, daß auch ein ungeflockter Ton erst "aufgewirbelt" werden muß um dann aber extrem mobil zu sein. Ton- und Humuskolloide sind die wichtigsten aggregatstabilisierenden Substanzen. Diese Stabilisierung können sie natürlich nur im geflockten Zustand bewirken( wobei die Koagulation von Humuskolloiden noch von weiteren molekularen Eigenschaften abhängt und nicht vollständig mit dem einfachen Modell zu erklären ist). -) Aggregatzerstörung durch Wasser -) Verschlämmungsneigung -) Erosion -) Verstopfung von Makroporen -) Verdichtungsempfindlichkeit -) Belüftungsstörungen... Die Bodenstruktur wird somit instabil. Darüberhinaus ist natürlich auch die Wegfuhr von Bodenkolloiden immer mit einem Verlust an Fruchtbarkeit verbunden. Unter welchen Bedingungen haben wir in unseren Böden nun mit einer Mobilisierbarkeit von Ton zu rechnen? Dies kann man am Leichtesten erschließen, wenn man das Puffermodell von Ulrich heranzieht. a) Carbonatpuffer: Hohe Ca-Konzentrationen in der Bodenlösung, daher Flockung b) dominierender Silikatpuffer/Austauscherpuffer: Sehr geringe Lösungsraten im Verhältnis zu den Sickerraten. Daher gleichgewichtsferne Bedingungen mit sehr niedrigen Elektrolytkonzentrationen in der Bodenlösung. Hier ist mit einer Peptisierung zu rechnen. c) Aluminiumpuffer: Schon geringe Konzentrationen von Al reichen, um die Tone zu flocken. Der typischste Fall für die Beschreibung der Tonmobilisierung ist die Mergelserie, die in pedogenetisch vergleichsweise kurzen Zeiträumen die verschiedenen Pufferbereiche durchläuft. Wenn die Entcarbonatisierung im Oberboden abgeschlossen ist, wird die Bodenlösung sehr elektrolytarm und der Ton somit mobilisierbar. Wenn zusätzlich eine gute Durchlässigkeit und hohe Versickerungsraten hinzukommen, wird der Ton tatsächlich mobilisiert und verlagert. Wenn im Unterboden noch freies Carbonat vorhanden ist, flockt der Ton aus. Dies kann auch durch eine starke Verlangsamung der Fließbewegung oder Aufkonzentrierung der Suspension (Wurzelentnahme) unterstützt werden, Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 64 oder der Ton fällt durch diese Faktoren sogar in peptisierter Form aus. Der Ton wird in den tieferen Horizonten an den Wänden der wasserführenden Makroporen (d i.d.r. > 50µm) wieder abgelagert. Dabei regeln sich Tonplättchen wandparallel ein und es entstehen sogenannte "Illuviationscutanen", Tonhäutchen, die im Dünnschliffbild unter dem Mikroskop als gut abgrenzbare, laminar geschichtete Randzonen der Makroporen erscheinen. Die Schichtung zeigt, daß die Tonhäutchen sukzessive entstanden sind (Abb. 40). Abb. 40: Mikrozeichnung eines Bodendünnschliffes mit Illuviationscutane an der Makroporenwand. Die Illuviationscutane ist an der Einregelung der Tonpartikel erkennbar. Diese führt auch zu dem charakteristischen Glanz der Makroporenoberflächen. Feldbodenkundlich sind die Illuviationscutanen an glänzenden Aggregatoberflächen sowie an einem farblichen Unterschied zwischen Aggregatoberflächen und -innenbereich zu erkennen: Spontane Bruchflächen (Aggregatoberflächen) erscheinen dunkler als Schnittflächen (Aggregatinnenbereiche). Dieser Farbunterschied wird durch die Zusammensetzung der kolloidalen Lösung bewirkt, die nicht nur aus Tonmineralen und Oxiden, sondern auch aus organischer Substanz besteht. Von den Illuviationscutanen sind zu unterscheiden die "slicken sides" oder "Streßcutanen", die in Horizonten (z.B. in Vertisolen, evtl. auch P-Horizont der Pelosole) mit starker Quellungsdynamik auftreten. Bei diesen glänzen durch eine Umorientierung der Tonplättchen die Aggregatoberflächen (Polyeder, Prismen) ebenfalls. Da sie aber aus dem umgebenden Material bestehen, ist feldbodenkundlich kein Farbunterschied zu erkennen. Die Tonmobilisierung ist aber nicht auf Parabraunerden beschränkt, wenn sie auch dort horizontbildend ist. Auch eutrophe Braunerden haben Bedingungen die zur Peptisierung führen. Es mag zunächst als Widerspruch erscheinen, wenn gerade die fruchtbarsten Böden (Parabraunerden, eutrophe Braunerden) so stark von der Strukturdestabilisierung betroffen sind. Die Bodenstruktur ist jedoch als Fließgleichgewicht aufzufassen, bei dem Aggregatzerstörung und Neubildung auftreten. Solange eine hohe Aggregatneubildungsrate durch die biologische Aktivität und das Wurzelwachstum aufrechterhalten wird, kann die Strukturlabilität völlig kompensiert werden. Andererseits weisen auch saure Böden im Al-Pufferbereich oft ein stabiles Makroporensystem auf trotz sehr geringer biologischer Aktivität, weil alle porenschaffenden Prozesse konserviert werden. Der für die Bodenstruktur kritische Zustand ist der Übergang zum Al-Puffer, wenn die Strukturstabilisierung noch unzureichend ist, aber die biologische Aktivität stark abnimmt. Dies deutet sich als typischer Zustand in vielen Laubwäldern an, die die Humusform Mull aufweisen, darunter aber verschlämmte und kohärente A-Horizonte. Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 65 Ausgewählte deutschsprachige bodenkundliche Lehrbücher zur Vorlesung „Grundlagen der Bodenkunde I und II" (WS 98/99) 1.Geologie Zeil, W. (1990): Allgemeine Geologie, Ferdinand Enke Verlag Stuttgart, 278 S., 238 Abb., 14. neu bearbeitete Auflage Kurzgefaßtes Lehrbuch der exogenen und endogenen Geologie, geeignet auch als Nachschlagewerk für Studenten, die Geologie als Nebenfach studieren, Preis: DM 60.Richter, D.(1992): Allgemeine Geologie, Walter de Gruyter Verlag Berlin, 4. Auflage Wenig veränderte Auflage des "Göschen-Bändchens" von 1974, gut geeignet zum Einstieg, Preis: DM 58.Henningsen, D. und Katzung, G.(1992): Einführung in die Geologie Deutschlands, Ferdinand Enke Verlag Stuttgart, 227 S., 89 Abb., Farbanhang, 4., neu bearbeitete Auflage Sehr kurz gefaßte Darstellung der Geologie Deutschlands, die neuen Bundesländer sind bereits integriert, Preis: DM 22.80 Schwegler, E., Schneider, P und Heissel, W. (1969): Geologie in Stichworten, Verlag Ferdinand Hirt, 160 S. Äußerst knappe Stoffsammlung, als Repetitorium geeignet, Preis DM 39.80 2. Gesteinskunde, Mineralogie Gill, R.C.O.(1993): Chemische Grundlagen der Geowissenschaften, Ferdinand-EnkeVerlag Stuttgart, 164 Abb. 293 S. Es werden allgemeine chemische Grundlagen geboten und Anwendungsbeispiele aus dem Bereich der Geowissenschaften vorgestellt; vor allem für Studierende mit geringen chemischen Vorkenntnissen, Preis: DM 58.Manson, B. und Moore, C.B. (1985): Grundzüge der Geochemie: Ferdinand Enke Verlag Stuttgart, 97 Abb., 340 S. Trotz des hohen Alters noch aktuell und für Studierende mit speziellem Interesse an diesem Thema empfehlenswert, Preis: DM 56.Steinbachs Naturführer: Gesteine, Mosaik Verlag München, 1996, 287 S. Einfaches, aber sehr gutes Bestimmungsbuch für Gesteine und Minerale, Grundlagen der Gesteinsbildung sind anschaulich dargestellt, Preis DM 16.90 3. Bodenkunde Scheffer/Schachtschabel (1998): Lehrbuch der Bodenkunde, Ferdinand Enke Verlag Stuttgart, 14. Aufl., 494 S., 248 Abb. Umfassendstes deutsches Lehrbuch der Bodenkunde, Nachschlagewerk mit z.T. unterschiedlichem Neuigkeitsgehalt in den einzelnen Teilgebieten der Bodenkunde; Anwendungsbeispiele meist aus der Landwirtschaft; für bodenkundlich Interessierte, die in ihrer weiteren Ausbildung eine berufliche Option im Fach Bodenkunde wahren wollen, jedoch ein "Muß", Preis: DM 76.- Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 66 Rehfuess, K.E. (1990): Waldböden, Pareys Studientexte 29, 294S., 208 Abb., 2. neu bearbeitete und erweiterte Auflage Didaktisch gutes Lehrbuch, reich an exemplarischen Fallbeispielen, für Forststudenten ein sehr gutes Buch, um sich bei speziellen Fragen der Waldbodenkunde einen Überblick zu verschaffen, viele im Skript durch Fettdruck markierten Begriffe können hier mit vertiefenden Inhalten gefüllt werden. Preis DM 44.Zech,W. und Hintermaier-Erhard (1997): Wörterbuch der Bodenkunde, Ferdinand-EnkeVerlag Stuttgart, 273 Abb., 338 S. Gutes Nachschlagewerk, Preis: DM 68.Schröder, D., Blum, W.E.H. (1992): Bodenkunde in Stichworten, Hirt`s Stichwortbücher, 160 S., 5. revidierte und erweiterte Auflage Äußerst knappe Darstellung der Bodenkunde, aufgrund der dichten Darstellung hauptsächlich als Repetitorium gedacht, auch gut dazu geeignet, ausführlicher behandelte Teilbereiche in das Gesamtgebiet der Bodenkunde einzuordnen, Preis DM 37.Fiedler, H.J.(1990): Bodennutzung und Bodenschutz, Birkhäuser Verlag Basel, Boston, Berlin, 34 Abb. Übersicht über Grundlagen und bodentechnologische Aspekte des Bodenschutzes, Preis DM 78.Schlichting, E. (1993): Einführung in die Bodenkunde, Pareys Studientexte 58, 131 S., 43 Abb., 3. Auflage Unkonventionelles, landwirtschaftlich ausgerichtetes Lehrbuch; der Verfasser versucht, die Bodenkunde vom allgemeinen zum speziellen bzw. vom großen zum kleinen gehend zu vermitteln. Diesem sinvollen und originellen Konzept steht erschwerend entgegen, daß manche Abbildungen nur schwer verständlich sind. Preis: 34.Kuntze/Roeschmann/Schwerdtfeger (1994): Bodenkunde, Ulmer Verlag Stuttgart, 424 S. 178 Abb., 5. neubearbeitete und erweiterte Auflage Teilweise weit ausholendes, vorwiegend landwirtschaftlich und bodentechnologisch ausgerichtetes Lehrbuch, Preis ? Ziechmann, W. und Müller-Wegener, U.(1990): Bodenchemie, Wissenschaftsverlag Mannheim, 326 S. Schwerpunkt liegt bei der Humuschemie, für Studenten ohne Grundlagenphobie eine unkonventionelle, teilweise originelle Einführung in die Bodenchemie, Preis: ca DM 48.Sposito, G. (1998): Bodenchemie, Ferdinand-Enke-Verlag Stuttgart, 230 S. Übersetzung des von SPOSITO 1989 veröffentlichen Lehrbuchs „The chemistry of soils“, sehr grundlagenorientiert, Preis DM 128.Hartge, K.H. und Horn, R.(1992): Die physikalische Untersuchung von Böden, Ferdinand Enke Verlag Stuttgart, 3. Auflage, 175 S., 51 Abb. Es werden die wichtigsten bodenphysikalischen Meßmethoden vorgestellt. Wichtiges Buch für Leute, die sich mit Böden als Kompartimenten von Ökosystemen beschäftigen (wollen). Verdienstvoll ist, daß auch jeweils das einfachste Meßverfahren vorgestellt wird, aus dem das Meßprinzip ersichtlich ist. Preis DM 48.-Richter, J. (1986): Der Boden als Reaktor, Modelle für Prozesse im Boden, Ferdinand Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00 __________________________________________________________________________ 67 Enke Verlag Stuttgart Für Studenten, die sich auch durch etwas anspruchsvolleres, gelegentlich als Selbstzweck eingesetztes, mathematisches Handwerkszeug nicht abschrecken lassen, guter Überblick über Modellansätze zur Berechnung von Stoffflüssen im Boden, Preis: DM 28.Schlichting, E., Blume, H.P. und Stahr, K. (1995): Bodenkundliches Praktikum, Pareys Studientexte 81, 2. neu bearbeitete Auflage, 295 S., 46 Abb., 60 Tab. Langersehnte Wiederauflage eines vergriffenen "Klassikers", Zusammenstellung bodenkundlicher Methoden, einfache und wenig geräteintensive Methoden werden prioritär genannt, bodenphysikalische Methoden kommen dabei etwas zu kurz, auch die EDV im Dienste der Bodenkunde ist (noch) kein Thema. Unentbehrlich für analytisch arbeitende Bodenkundler. Preis: DM 58.-, mit Hörerschein DM 46.40 Haider, K. (1996): Biochemie des Bodens, Ferdinand Enke Verlag Stuttgart, 174 S., 59 Abb., 48 Tab. Übersichtliche Zusammenstellung biochemischer Prozesse im Boden mit Betonung der Humuschemie. Die in diesem Zusammenhang interessierenden Bodenorganismen kommen etwas zu kurz. Preis: DM 58.- Gisi, U. (1996): Bodenökologie, Thieme Verlag, 304 S., 142 Abb., 51 Tab., 2. Auflage Geschlossene und komprimierte, mit didaktisch durchdachten Abbildung angereicherte Darstellung der Bodenökologie. Auch Grundlagen werden prägnant und allgemeinverständlich präsentiert. Allgemeine naturwissenschaftliche und bodenkundliche Kenntnisse werden allerdings vorausgesetzt. Gut als Repititorium geeignet. Preis: DM 49.80 Arbeitskreis Standortskartierung (1996): Forstliche Standortsaufnahme, IHW Verlag Eching, 5. Auflage, 352 S. Zusammenstellung aller Feldmethoden zur Charakterisierung forstlicher Standorte, Standortskartierungsverfahren der einzelnen Bundesländer sind kurz charakterisiert. Für praktisch arbeitende, forstlich orientierte Standortskundler ein "Muß". Preis DM 39.80 Arbeitsgruppe "Boden" der geologischen Landesämter (1994): Bodenkundliche Kartieranleitung, Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung, 4. Auflage, 392 S., 33 Abb., 91 Tab. Zusammenfassung aller feldbodenkundlichen Methoden zur Bodenansprache, viele tabellarische Bestimmungsschlüssel, für alle, die feldbodenkundlich arbeiten wollen, ein "Muß". Preis DM 25.- Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00
