Bodenkunde Skript I

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Inst. Boku. Waldern., Grundl. Boku. 1, WS 99/00

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Inhaltsverzeichnis A. Einfhrung....................................................................................................................................... 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. bersicht ber 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 Bodenlsung............................................................................................................................ 31

I. Grundprinzip des Ionentausches ............................................................................................. 32 II. Kationensorption ................................................................................................................... 32 III. Anionensorption ................................................................................................................... 35 IV. Bden als Puffersysteme...................................................................................................... 35

G. Physik des Bodens......................................................................................................................... 37 I. Zustandsgren........................................................................................................................... 37 II. Transfergren........................................................................................................................... 46 III. Die Bodenluft ........................................................................................................................... 48

H. Schlsselprozesse der Bodenentwicklung in Mitteleuropa........................................................... 49 I. Verbraunung und Verlehmung ................................................................................................... 49 II. Strukturbildung.......................................................................................................................... 50

1. Der Lagerungszustand von Bden als aktiv gestalteter Lebensraum..................................... 50 2. Gefgearten ............................................................................................................................ 51

III. Redoximorphose....................................................................................................................... 52 IV. Transporte mit dem Bodenwasser............................................................................................ 54

1. Salze....................................................................................................................................... 54 2. Transport von Kolloiden und Partikeln.................................................................................. 59

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A. Einfhrung Bodendefinition: Schnittstelle von Atmosphre, Lithosphre, Hydrosphre und Biosphre. Diese Definition ist in Abb. 1veranschaulicht. Abb. 1

Wenn wir ein Bodenprofil anschauen, knnen wir Merkmale beschreiben, diese Merkmale sind z. T. vom Gestein ererbt, z. T von pedogenen Prozessen verursacht. Menschen verbinden mit Bden gewisse Erwartungen. Pedogene Prozesse, die unter anthro-pozentrischem Gesichtspunkt gewertet werden, be-zeichnet man als Bodenfunktionen. Wir werden uns dabei hauptschlich mit kologischen Funktio-nen befassen (z. B. Regel- und Speicherfunktionen von Bden bei der Pflanzenproduktion) und weniger mit technologischen Funktionen (z. B. Bden als Baugrund). Wie in jeder Naturwissenschaft ist auch zum Ver-stndnis der Bodenkunde eine Kenntnis gewisser Formalismen notwendig. Da die Bodenkunde inter-disziplinr arbeitet, mu neben den bodenkundli-chen Formalismen auch ein "Grundwortschatz" aus Chemie, Physik, Geologie und Geographie verstan-den 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 geprgte 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 gelster 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 Lsungsrckstand von Carbonatge-stein, wenn Tongehalt > 45 % Polyedergefge carbonatfrei

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S-Horizont: Mineralbodenhorizont mit Stauwassereinflu Luftvolumen < 3 %

P-Horizont: Mineralischer Unterbodenhorizont aus Tongestein Tongehalt > 45 % Prismen- oder Polyedergefge

G-Horizont: Mineralbodenhorizont unter Grundwassereinflu stehend M-Horizont: Kolluvialer Mineralbodenhorizont

Diese und andere Bezeichnungen fr die Haupthorizonte werden durch vor- und nachgestellte Kleinbuchstaben weiter przisiert. Dabei geben vorgestellte Kleinbuchstaben lithogene, d. h. vom Gestein ererbte Merkmale an, nachgestellte Kleinbuchstaben (sog. Horizontmerkmale) charakteri-sieren pedogene Eigenschaften. Beispiel: lCv ist ein physikalisch verwitterter C-Horizont (v), der aus einem Lockergestein (l) be-steht. Es empfiehlt sich, die wichtigsten Hauptsymbole und die damit kombinierbaren lithogenen und pedogenen Zusatzsymbole in einschlgigen Lehrbchern einzustudieren. Wenn man Bodenprofile betrachtet, erkennt man farbliche, strukturelle und stoffliche Muster (Merkmale), die Hinweise geben auf Prozesse, die in den Bden ablaufen oder abgelaufen sind. Die Kenntnis dieser Prozesse ist wichtig, um die Enstehung der Bden, sowie ihre kologischen "Funk-tionen" zu verstehen. B. Geologische Grundlagen der Bodenkunde I. Erdgeschichte Im Altertum und Mittelalter galt die Gesteinshlle als unvernderliche Gegebenheit der Schpfung; ab 1750: wichtige Erkenntnis: Erde hat eine Geschichte, davor Mythen, religise Vorstellungen; 1759 Einteilung der Erdkruste in

Primr - kristalline Gesteine Sekundr - geschichtete Gesteine mit Fossilien Tertir - 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 "Ur-kunden" der historischen Geologie sind Gesteine und Fossilien. Je nachdem welcher Teilaspekt der Erdgeschichte im Vordergrund steht, unterscheidet man: Palogeographie Paloklimatologie Palontologie (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 Geo-logie ist die Zeitmessung (verschiedene Auflsungen): absolut (z. B.):

radioaktive Zerfallsreihen

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Nuklid Halbwertzeit (Jahre)

Anwendung Endglied

C14 5,7 x 103 Holoz., Pleist. N K40 1,3 x 109 Mesoz., Kambr. Ca, Ar

Dendrochronologie (spielt innerhalb der Archologie eine wichtige Rolle) Pollenanlyse

relativ

Lithostratigraphie, "Hangendes" jnger als "Liegendes" Biostratigraphie, Fossilien

Vier groe Erdzeitalter und die groen Schritte des Lebens: Praekambrium Kambrium: "Explosion" des Lebens

Palozoikum Devon: Land wird erobert, Knochenfische Perm: Luft wird erobert

Mesozoikum Kreide/Tertir: Sauriersterben

Knozoikum Pliozn/Pleistozn: Mensch

II. Endogene und exogene Geologie Abb. 2:

Endogene Vorgnge: angetrieben aus der Ener-

gie, die im Erdinneren gespeichert ist: Wrme, Rotationsenergie, radioaktiver Zerfall im Erdin-neren

Exogene Vorgnge: angetrieben von der Schwerkraft und der Sonnenenergie

Beide Krfte bewirken einen Kreislauf der Ge-steine. Beide Krfte wirken "antagonistisch".

endogene Krfte: reliefbildend exogene Krfte: nivellierend z. B. wenn endogene Krfte = 0, gbe es nur Se-

dimentgesteine und kaum Gebirge In Abb. 2 ist dieser Zusammenhang verdeutlicht, indem die Erde als "geologisches Rhrwerk" aufge-fat wird.

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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 Vorgnge Magmatische Vorgnge

1.1 Tektonische Vorgnge Epirogenese langsame, lang andauernde Hebungen und Senkungen der Erdkruste, Bewegung mit hoher Behar-rungstendenz Beispiele: Hebung Skandinaviens, Senkung der Nordsee, Schollen bleiben erhalten, Meesresrume sind die

ausgedehntesten Senkungsfelder der Erdkruste, Sammelbecken fr die Abtragungsmassen des Festlandes;

Absenkung des Meeresbodens der Sdsee bereits im letzten Jahrhundert von DARWIN erkannt, da lebende Riffe nur im Flachmeer vorkommen, Korallenkalkstcke jedoch wesentlich tiefer rei-chen knnen.

Orogenese "Kurzfristige" Krustenbewegungen, bei denen das Gefge der Erdkruste verndert wird. In der Erdgeschichte wechseln Phasen der Ruhe mit Phasen lebhafter Krustenbewegungen: "Oroge-ne 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 auen (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 Pyrenen, Alpen, Apenin, Kaukasus

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Seit ca. 1960 umfassendes geodynamisches Konzept zur Erklrung tektonischer Vorgnge: Plattentektonik Platten schwimmen im Erdmantel und werden durch Konvektionsstrme bewegt, Krusten wer-

den huckepack durch halberstarrte Platten getragen und schwimmen in der sog. "Astenosphre" Mittelatlantischer Rcken: Frderung rezenter Basalte, zwei auseinanderdriftende Platten werden

aneinandergeschweit (sea-floor-spreading) Erdbeben, Vulkanismus gehuft an Plattengrenzen z. B. Anden: Ozeanische Platte wird unter die Kontinentalplatte geschoben

Landschaft um Freiburg: geprgt durch tertire Tektonik, Grabenbruch. In Abb.3 ist die Entste-hung 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 ber Zechsteinsalz, Salz weicht in Klfte aus und drckt auflie-gende Schichten hoch: "Diapire"; z. B. Helgoland ist ein durch Salztektonik hochgeschleppter Tri-asblock. technische Nutzung der Salzstcke: Kavernen, knstliche Erdlreservoire Endlager fr Umweltgifte (Salz "kapselt" die Problemstoffe ein; Problematik!) 1.2 Magmatische Vorgnge Vulkanismus Es gibt zur Zeit ca. 550 "ttige" Vulkane Gesteine: Vulkanite (Erstarrungsgesteine), aufgrund der schnellen Abkhlung feinkristallin, bekannteste Ge-steinsgruppe: Basalte

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Vulkanische Lockerstoffe, sog. "Aschen" (bei stark gashaltiger Schmelze) = "pyroklastische Sedi-mente" (z.B. Ignimbritvorkommen des permischen Vulkanismus im Mnstertal) Die wichtigsten Vulkanite:

Basalt: 90-100% Plagioklase (Albit-Anorthit) Andesit: heller als Basalt Trachyt: wei 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) bergnge zwischen Vulkaniten und Plutoniten, Erstarrung in Gngen, i. d. R. feinkrniger als der chemisch verwandte Plutonit Metamorphite alter Begriff: Kristalline Schiefer Umwandlung von primren Gesteinen unter Druck und Hitze Sonderfall: Kontaktmetamorphose Def: Mineralogische Umbildung von Gesteinen unterhalb der Zone von Verwitterung und Diagene-se und unterhalb des Schmelzpunktes Sedimentgesteine----(M)---- Paragesteine Erstarrungsgesteine-(M)---- Orthogesteine Die wichtigsten Metamorphite Primrgestein Metamorphite Kalkstein, Dolomit Marmor Quarzsandstein Quarzit Pelite (Tonstein) Phyllit, Glimmerscheifer Gabbro, Basalt Grnschiefer KlastischeSedimente (z. B. Grauwacken, Arkosen) Paragneis Magmatite (Granit) Orthogneis Prozesse der Magmendifferenzierung (Magmen sind silikatische Mehrstoffsysteme). zuerst kristallisieren schwerflchtige 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 brig bleiben gasreiche Schmelzen Pegmatite (grobkristallin) pneumatolytische Phase schliet sich an, es bilden sich sog.: "Fluide Dampflsungen" wssrige Lsungen, hydrothermales Stadium

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Abb. 4:Schema der Magmandifferenzierung (aus BRINKMANN (1990): Abriss der Geologie, Bd. 1, Enke-Verlag, Stuttgart)

Wenn man die Verteilung der Gesteinsarten auf der Erdoberflche betrachtet, drngt sich folgende Frage auf: Warum gibt es so viele Gesteinsarten bei gleichzeitigem mengenmigen Vorherr-schen relativ weniger Massengesteine? (Glck fr Bodenkundler, die nicht alle exotischen Gesteine kennen mssen). Vereinfachend kann man sagen: die meisten Plutonite (Tiefengesteine) sind Granite, die meisten Vulkanite (Eruptivgesteine) sind Basalte. Warum ist das so? Dazu ist ein Phnomen aus der physikalischen Chemie wichtig, das man an einem Beispiel aus dem Alltagsleben erlutern kann: Im Winter fllt man das Frostschutzmittel Glykol ins Khlwasser von Autos, um den Gefrierpunkt der Khlflssigkeit zu erniedrigen. Wasser gefriert bekanntlich bei 0 oC, reines Glykol bei -13 oC. Es existiert nun ein ganz bestimmtes Mengenverhltnis Wasser/Glykol, bei dem der Gefrierpunkt der Mischung weiter erniedrigt ist, als der der Einzelkomponenten. Diese Mischung nennt man eu-tektisch, der Gefrierpunkt dieser Mischung heit Eutektikum oder eutektischer Punkt (vgl. Abb.4). Im Fall des Wasser-/Glykol-Gemisches liegt dieses Mischungsverhltnis bei 35:65; der Gefrierpunkt dieser Mischung betrgt -60 oC. Was passiert nun, wenn z. B. eine Mischung aus 80 % Wasser und 20 % Glykol abgekhlt wird? Wenn 0 oC unterschritten werden, entstehen Eiskristalle aus Wasser, die mit flssigem Was-ser/Glykol-Gemisch koexistieren. Bei weiterer Temperaturabsenkung entstehen weitere Wasser-Eiskristalle; das Mischungsverhtnis der flssigen Wasser/Glykol-Phase nhert sich dabei immer mehr dem eutektischen Punkt. Ist dieser Punkt erreicht, kann die Temperatur nicht weiter absinken, bevor nicht die ganze Flssigkeit gefroren ist. Analoges kann bei einer Silikatschmelze passieren: Bei abnehmender Temperatur kristallisieren zunchst schwerer flchtige Minerale aus, die mit der Restschmelze koexistieren. Dieses Auskristal-lisieren und Absetzen einzelner Minerale (="Absaigern") kann solange weitergehen, bis die Rest-schmelze ein eutektisches Mischungsverhltnis aufweist. Dann wird die Restschmelze insgesamt

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erstarren. Umgekehrt wird sich beim Wiederaufschmelzen fester Gesteine zunchst die eutektische Mischung verflssigen und ggf. abtransportiert werden, whrend schwerer flchtige Komponenten zurckblei-ben. Damit ist also folgendes erklrt: Aus einer einzigen Silkatschmelze knnen verschiedene Minerale bzw. Gesteine entstehen. Da-

bei haben die zuerst auskristallisierenden Komponenten am meisten Zeit zur Kristallisation, d.h. gut kristalline, "idiomorphe" Minerale sind meist die schwerer flchtigen Bestandteile einer Sili-katschmelze.

Auch beim Wiederaufschmelzen kann es zu Mineralsortierungen kommen, da bei zunehmender Temperatur zunchst eine Schmelze mit eutektischem Mischungsverhltnis mobilisiert wird.

Abb.5:

Abb. 5: Phasendiagramm eines Wasser/Glyklol-Gemisches. Die hufig vorkommenden Massengesteine sind Mischungen, deren Schmelze nahe beim Eutekti-kum liegt. Das ist z.B. der Fall fr granitische oder ba-saltische Schmelzen.

Man mu allerdings wissen, da die Verhltnisse in Silikatschmelzen bei weitem nicht so einfach sind, wie in dem angefhrten Beispiel einer zweiphasigen Wasser/Glykol-Mischung. Silikatschmel-zen sind mehrphasige Systeme, die meist auch mehrere Eutektika besitzen.

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2. Exogene Faktoren dazu gehren die Prozesse:

Verwitterung Bodenbildung Abtragung - Transport - Sedimentation

die dabei beteiligten Krfte bzw. Transportmedien sind: 2.1 Schwerkraft (ausschlielich) Bergrutsch, Erdrutsch Bergsturz (1806 Roberg, 457 Tote) Steinschlag, Schuttkriechen, Muren (z.T. im Hllental zu beobachten) 2.2 Wasser Globale Wasserbilanz Direkte Wirkung des Niederschlages:

Absplung, Denudation (flchenhaft), daraus entstehende Landschaftsformen:

Rumpfgebirge Schichtstufenlandschaft (Peneplains, wenn keine endogenen Krfte wirksam sind)

Wirkung von Flssen Akkumulation und Erosion in Abhngigkeit von der Gefllskurve eines Flusses nderung durch Tektonik oder durch den Menschen (Rheinkorrektur) Talaue, Talterrassen

Wirkung des Gundwassers Austritt von Grundwasser = Quellen Schichtquelle berlaufquelle Stauquelle artesische Quelle Einflu des Grundwassers auf die Gestaltung der Erdoberflche: Karsterscheinungen, Dolinen

Wirkung von Seen

geologische "kurzlebige" Objekte ca. 20 000 Jahre Verlandung: Niedermoor-Hochmoor

Wirkung des Eises

Gletscher Im Pleistozn waren Skandinavien und Norddeutschland sowie das Alpenvorland von Inland-eis bedeckt. Mornenlandschaft Gebirgsgletscher

U-Tler Fluterrassen

Periglaziale Vorgnge (siehe nchste Seite)

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Abb. 6: Perigaziale Idealschichtung am Hang

Durch Dauerfrost mit periodischem Auftauen kommt es an Hngen zu Bodenflieen oder So-lifluktion. 1. Phase: Die dichte Basislage mit hangparallel

eingergeltem Skelett 2. Phase: Die wenig dichte, meist lbeeinflute

Haupt- und Mittellage mit unsortietemund nicht eingeregeltem Skelett.

3. Phase: Die sehr stark skeletthaltige Oberlage, die nur kleinrumig vorkommt.

Der Zeitraum der Bodenbildung seit dem Pleisto-zn (ca 10000 Jahre) reicht nicht aus, um auf fes-tem Silikatgestein ein A-B-C Profil entstehen zu lassen. Bei Braunerden ist die Haupt- und Mittel-lage meist identisch mit dem Bv-Horizont, die kaum durchwurzelbare Basislage wird hufig als Cv-Horizont ausgeschieden.

2.3 Wind Wirkung des Windes L, Flugsande, Dnen L: wichtigstes quartres Lockersediment Korngre 0.02-0.05 mm (Schluff), 20 % Kalk, Quarz, Feldspte Wege und Wirkung des Gesteins- und Bodentransportes : Wasser Eis Wind Bewegung laminar bis turbulent langsam

stetig stoweise flchig

Transport rollend schwebend sortierend

schiebend nicht sortierend

streng sortierend

Sedimente geschichtet z.B: Konglomerate

ungeschichtet z.B. Morne

feinkrnig z.B. L

Landschaftsformen Rinnen V-Tler Terrassen Deltas

Rundhcker U-Tler Kare Mornen Drumlins Urstromtler

Dnen Windkanter Ldecken

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2.4 Produkte der exogenen "Krfte": Sedimente und Sedimentgesteine aus Gesteinstrmmern: klastische Sedimente aus Fllungsprodukten von Gewssern: chemische Sedimente aus Trmmern von Organismen: biogene Sedimente Diagenese : Verformung und Umwandlung durch Druck und Temperatur Vernderungen, die ein Sediment erfhrt, Mineralbestand bleibt konstant Agentien: Wasser, Druck Temperatur, Zeit Entwsserung Drucklsung Chemische Ausfllung des Porenraumes Die Abgrenzung der Diagenese zur Metamorphose ist flieend. Schichtung: typische Eigenschaft von Sedimenten konkordant parallele Schichtung diskordant Hinweis auf tektonische Vorgnge whrend der Sedimentation Chemische Sedimente Kalk Dolomit Gips (CaSO4.H2O) Anhydrit (CaSO4) Steinsalz Biogene Sedimente Kalke, z. B. Foraminiferenkalke der Oberkreide (Rgen) Kieselige Gesteine, z. B. Radiolarien, Kieselschiefer Kohlen, Torf, Braunkohle, Steinkohle, Anthrazit Klastische Sedimente verfestigt, z. B. Sandstein unverfestigt, z. B. L weitere Einteilung nach Korngre der Primrpartikel: Psephite > 2 mm Psammite: 2 mm - 0.02 mm Pelite < 0.02 mm Weitere Einteilungen: runde Grobkrner in feinkrniger Grundmasse : Konglomerate, "Nagelfluh" eckige Grobkrner in feinkrniger Grundmasse: Breccie Sandsteine, Quarz als vorherrschendes Mineral, z. B. Buntsandstein Grauwacken, hherer Feldspatgehalt, schlecht sortierte Korngren, kurze Transportentfernun-

gen bis zur Sedimentation, Verwechslung mit Granit leicht mglich (Goethe 1784), Vorkommen: z. B. Rheinisches Schiefergebirge

Arkosen, Feldspte in feinkrniger Grundmasse Schieferton Metamorphose Tonschiefer

unklare Nomenklatur

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2.5 Verwitterung physikalische Verwitterung Temperatur

Erdoberflche erwrmt sich 1 1/2 bis 2 1/2 -fach gegnber der Atmosphre schwarze Minerale erwrmen sich noch mehr Tiefe der tglichen Temperaturamplitude: 1/4 bis 1/2 m Tiefe der jhrlichen Temperaturamplitude bis 20 m

Gefrierendes Wasser Wasser hat bei 4 oC die grte 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 Lsung (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, da Bden bei der Verwitterung sauer sind folgt, da diese Reaktion in humi-den Regionen weit entfernt vom chemischen Gleichgewicht abluft! HAlSi3O8 + 4 HOH Al(OH)3 + 3 H2SiO3 Gibbsit + Metakieselsure KAlSi3O8 + 8 HOH Al(OH)3 + 3 H4SiO4 + KOH Gibbsit + Orthokieselsure + Kalilauge

Durch CO2-Bildung und Ausscheidung organischer Suren werden Verwitterungsvorgnge durch biologische Aktivitt stark beschleunigt.

Protolyse Reaktionen von Salzen mit den Protonen von Suren (z. B. Kohlensure, organische Suren). Oxidation Fe(II) Fe(III) dadurch Abbau der negativen berschuladung der Kristallgitter, ein Kation mu freiwerden Farbwechsel! C. bersicht ber die Geologie Deutschlands (als Anregung zum Selbststudium) bersicht ber den geologischen Bauplan Mitteleuropas, geordnet nach abnehmendem Alter der Gesteine Kristallingebiete

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Schwarzwald, Oberpflzer Wald, Bhmer Wald, Fichtelgebirge, Erzgebirge, Odenwald, Teile des Spessarts Verfaltetes und verschiefertes Devon und Unterkarbon Rheinisches Schiefergebirge, Harz, Thringisch- Frnkisches Schiefergebirge, Lausitzer Bergland Oberkarbonische Steinkohlebecken Ruhrgebiet, Aachener Steinkohlerevier, Saargebiet Landschaften des Rotliegenden Thringer Wald, Nordwestschsisches Hgelland Zechsteingebiete Landschaften des Mesozoikums Sandstein-Landschaften in Sdwestdeutschland, Sdniedersachsen, Hessen und Ostthringen

Sdwestdeutsches Schichtstufenland Thringer Becken Elbsandsteingebirge Leine- und Weserbergland Kreidebecken von Mnster

Deutsche Alpen Tertir-Senken

Oberrheingraben Sddeutsches Molassebecken Niederrheinische Bucht Sdniederschsische Tertirsenke Junge Vulkangebiete Vogelsberg, Siebengebirge, Eifel, Rhn, Kaiserstuhl, Hegau Norddeutsches Tiefland Quartre berdeckungen 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 Koh-

lenmonoxid); vor Reaktionen findet meist eine sog. "Bastardisierung" oder "Hybridisierung" statt, d. h. es lie-

gen vier gleichwertige Valenzelektronen vor. Dadurch entstehen tetraederfrmige Verbindungen mit hoher Symmetrie;

man nennt dies "sp3-Hybridisierung"; der zur Hybridisierung notwendige (geringe) Energiebetrag wird aus der Reaktionswrme zur

Verfgung gestellt; wenn im Fall des Kohlenstoffs weniger als 4 Bindungspartner zu Verfgung stehen, knnen sich

auch p-Elektronenwolken berlappen: es entstehen Doppel- und Dreifachbindungen; sp3sp2 + 1 pz-Elektron, das ergibt 3 -Bindungen und eine -Bindung; Die berlappung von p-Elektronenwolken ist bei Silizium aufgrund der greren rumli-

chen Ausdehnung des Atoms i. d. R. nicht mglich (Ausnahme bei besonderen sterischen

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Konstellationen); Doppelbindungen knnen daher nur bei Elementen der ersten Achterperiode auftreten (C, N, O); Dieser zunchst geringfgig erscheinende Unterschied hat weitreichende Konsequenzen fr die

Chemie des Kohlenstoffs und des Siliziums; Bei Kohlenstoff ist eine Konsolidierung der (instabilen) Ortho-Sure durch intramolekulare Was-

serabspaltung mglich (Abb. 7); (Ortho-Kohlensure (Meta-)Kohlensure Kohlendioxyd) Bei Silizium ist nur eine Konsolidierung durch intermolekulare Wasserabspaltung mglich, da-

her kommt Si kaum in monomerer Form vor (Abb. 7);

stabilste C-Verbindung:CO2; stabilste Si-Verbindung: (SiO2)n; Kohlenstoffverbindungen sind daher aufgrund der hheren Vielfalt der Kombination von Bin-

dungsmglichkeiten wesentlich besser "geeignet", Informationen in chemischer Form zu spei-chern. Da sie sich durch Polymerisierung und Monomerisierung stabilisieren knnen, sind Koh-lenstoffverbindungen gleichzeitig Energietrger und Baustoff fr Lebewesen.

Das in science-fiction-Romanen gelegentlich beschriebene (komplexe) Leben auf Si-Basis ist daher kaum denkbar!

Abb. 7: Intra- und intermolekulare Was-serabspaltung bei Orthokohlensure und Orthokieselsure

II. Silikate, insbesondere Tonminerale Gerstsilikate Feldspte Si in den Tetraedern zu 20 - 50 % durch Al ersetzt (=Alumosilikate"), negative berschula-

dung wird durch K, Na, Ca und Mg kompensiert

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Orthoklas (Kali-Feldspat) Albit Na-... Anorthit Ca-... Albit und Anorthit bilden die Mischungsreihe der Plagioklase

Feldspatvertreter (Foide) Si-rmere Gerstsilikate

Schichtsilikate (Phyllosilikate) primr: Glimmer

Muskovit (hell) Biotit (dunkel)

sekundr: Tonminerale Zweischichtminerale (Tetr./Ok.)

Kaolinit Halloysit (Zwischenschichtwasser)

Dreischichtminerale (Tetr./Ok./Tetr.) Illit (glimmerhnlich) Vermiculit (Ca-reich) Smectite (geringe Schichtladung)

Vierschichtminerale Chlorite

Abb. 8a: und b: Struktur von Silikaten

Tonminerale sind bodenspezifische Neubildungen. Ton ist primr und ursprnglich ein Korngr-enbergriff (< 0.002 mm), der Name "Ton"-Mineral weist also darauf hin, da diese Mineralgruppe meist in der Korngre der Tonfraktion vorliegt. Charakteristisch fr Tonminerale ist ihr Schicht-aufbau, sie bestehen aus flchig 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 vollstndig (trioktaedrisch) oder zu 2/3 (dioktaedrisch) mit Al besetzt, dazwischen gibt es auch -

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bergnge. 1:1 Minerale: Die OH-Gruppe der Oktaeder liegt dem Sauerstoff der Tetraeder gegenber, die

Fixierung der Bauteile Tetraeder und Oktaeder erfolgt durch intermolekulare Wasserabspaltung ber Sauerstoffbrcken. Es ensteht dreibindiger Sauerstoff, der Trger einer positiven Ladung ist. Dadurch wird die negative berschuladung der Al-Oktaederschichten (Al(OH)6)3-) kompen-siert; der Abstand dieser zweilagigen Elementarschichten wird durch Wasserstoffbrcken fixiert, d. h. diese Tonminerale knnen kaum quellen. Falls kein vollstndiger interner Ladungsausgleich im Gitter mglich ist, mu die (meist negative) berschuladung durch uerlich anhaftende Ka-tionen 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 Ge-gensatz zu den 1:1-Mineralen bleibt in den Elementarschichten der 2:1-Minerale ein grerer ne-gativer Ladungsberschu (sog. "Schichtladung") bestehen, der durch Zwischenschichtionen, die zwischen den Elementarschichten lokalisiert sind, ausgeglichen wird; dadurch hngt der Abstand der Elementarschichten und die Festigkeit ihres Zusammenhaltes sowohl von der Art der Zwi-schenschichtionen als auch von deren Hydratation ab; die negative berschuladung ihrerseits wird hauptschlich 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 Tonmi-neralen ist das erste Kriterium das "sterische Ineinanderpassen", das zweite Kriterium ist dann der Ladungsausgleich der durch die zu Verfgung stehenden Kationen bewerkstelligt wird.

Wichtige Tonminerale: 1. Kaolingruppe

(1:1) Kaolinit Halloysit wie Kaolinit, jedoch mit Zwischenschichtwasser

2. Illite (2:1)

eng verwandt mit den Glimmern Biotit und Muskovit, hohe Schichtladung durch tetraedrischen Ersatz, starker Zusammenhalt der Elementarschichten durch Kalium

3. Vermiculite (2:1)

tetraedrische Schichtladung nicht so hoch wie bei den Illiten, ent-halten Zwischenschichtwasser, bei K-Zufuhr Illitisierung mglich.

4. Smectite (2:1)

Schichtladung geringer als bei den Illiten enthalten daher mehr Zwischenschichtwasser, quellbar, Varietten: Montmorillonit (vorwiegend oktaedrische berschuladung), Beidellit, Nontronit (Al-reiche TM mit tetraedrischem Ersatz)

5. Chlorite Die Elementarschichten werden durch positiv geladene Al-(Mg,Fe) Hydroxidschicht zusammengehalten, daher nicht quellbar

6. Wechsellagerungsminera-le

Tonminerale, die aus unterschiedlichen Elementarschichten zu-sammengestzt sind

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Abb. 9: Schematischer Bau der Tonminerale:

Aus dem Bauschema der Tonminerale wird klar, da bei tetraedrischem Ersatz der Zu-sammenhalt der Elementarschichten grer ist, da die negativen und positiven Ladungs-zentren nher sind, und nach dem COULOMB`schen Gesetz die Kraft zwi-schen zwei Ladungen umgekehrt proportio-nal zum Quadrat der Entfernung ist.

Bildung und Umwandlung der Tonminerale: Hufigste Umwandlungspfade: 1. Glimmer K(-) Illit K(-) Vermikulit (Al+) sek. Chlorit 2. Feldspte (Ca,Mg,K,Na,Si(-))

amorphe Zwischenprodukte (Si-) Goethit, Hmatit, 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, Hmatit

kologische Bedeutung der Tonminerale: Speicherung von Wasser Speicherung "austauschbarer" Ionen, d.h. Vorhaltung eines pflanzeverfgbaren Ionenvorrates bei

gleichzeitigem weitgehenden Schutz vor Verlust durch Auswaschung Hierarchie der Bindungsfestigkeit von Metallen im Boden: Silikatisch/oxidisch >> austauschbar > lslich

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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 = "Minera-lisierung", Synthese von Bruchstcken zu bodenbrtigen Neubildungen = "Huminsuren". 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 Koh-lenstoffverbindungen durch den Boden aufgefat werden. Dieser Energiestrom ist u.a. mageb-lich an der Entstehung von Bodenstruktur beteiligt. Der Kohlenstoffgehalt in Bden stellt also ein Fliegleichgewicht dar aus Kohlenstoffzufuhr (z.B. Streufall, Wurzeln, Ernterckstnde etc.) und Kohlenstoffabfuhr (CO2 bei vollstndiger aerober Mineralisierung) (vgl. Abb. 10).

Abb. 10: Die dem Boden z. B. aus Streu, abgestorbenen Wurzeln oder Ernterckstnden zugefhrte C-Menge wird z. T. unmittelbar mineralisiert oder in Form metastabiler Huminstoffe im Boden gespeichert.

Ausgangssubstanzen (Zufuhr):

Kohlenhydrate, Lignin, Eiweie Bausteine:

Monosacharide (Bausteine der Cellulose) Phenylpropane (Bausteine des Lignins)

Reaktive Gruppen: OH (phenol., alkohol. aldehyd.) -Amino-Gruppen aromatische Bindungen Problem der chemischen Charakterisierung

Summarische Chemische Eigenschaften "Suren" und kolloiddisperse Makromolekle pH-abhngige (variable) Ladung - Gegensatz zur Gitterladung von TM! hohe KAK (2000-3000 mol I/g)

Wasserbindung 3-5 -fache des Eigengewichtes

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globale Ebene Der globale C-Vorrat in Bden ist ca. doppelt so hoch wie der C-Vorrat der terrestrischen Bio-masse und ca. dreimal so gro wie der C-Vorrat der Atmosphre. Der C-Vorrat im Boden ist da-her ein wichtiger pool, der bei mglichen Klimavernderungen in hnlicher Grenordnung auf die Atmosphre einwirken kann, wie die Verbrennung fossiler Brennstoffe (vgl. Abb. 11).

Abb. 11: Globale C-Vorrte und -Flsse

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Abb. 12: C-Freisetzung aus Humusabbau bei verschiedenen Klimaszenarien. Der Umsatz des Stickstoffs in Bden ist eng mit dem Humusumsatz verbunden.

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II. Gekoppelte Prozesse 1. Streuzersetzung / Humifizierung Der C-Input in den Boden erfolgt ber Bltter, abgestorbene Pflanzen, Wurzelnekromasse, Wurzeldeposition (Exsudate etc.) und organische Dngung. Leicht ermittelbar ist der Anfall oberirdischer Biomasse (Streu im engeren Sinne), schwieriger der Feinwurzelumsatz und die brige Rhizodeposition. Dies gilt insbesondere, weil der Feinwurzelumsatz ein mehrfaches der Feinwurzelmenge ausmachen kann. Abb. 13 zeigt die Mittelwerte des jhrlichen Kohlenstoffinputs (Umrechnungsfaktor zu Biotrockenmasse 2.0) in Waldkosysteme der khl-gemigten Zone aus verschiedenen kosystemfallstudien: Die Bden der mitteleuropischen Wlder mssen mit der jhrlichen Zufuhr von 6 bis 10 t Biomasse, bzw. 3 - 5 t reinem Kohlenstoff "fertig" werden. Als grobe Faustregel kann man fr den unterirdischen Streuanfall noch einmal die gleiche Menge annehmen, die oberirdisch anfllt. Was wrde geschehen, wenn die gesamte Streumenge unverndert bliebe ?

Abb. 13: Kohlenstoffinput auf bzw. in Bden in Wldern der khl-gemigten Klimazonen. Mittelwerte aus verschiedenen kosystemfallstudien. Die Streu-balken stellen den einfachen Standardfehler der Mittelwerte dar.

Phasen des Streuabbaus: 1. Absterbephase: Noch an der Pflanze werden aus Blttern und Nadeln wichtige Nhrstoffe

zurckgezogen, die im nchsten Jahr dem Neuaustrieb zur Verfgung stehen (welche vor allem?). Blattfrbung, Zunahme der Mikroorganismenpopulationen am absterbenden Blatt.

2. Auswaschphase: leichtlsliche Verbindungen (Zucker, Aminosuren, Peptide, organische Suren) werden ausgewaschen (Was passiert, wenn Heu im Regen liegen bleibt?). Es kommt zur explosionsartigen Vermehrung von solchen Mikroorganismen, die an schnell verfgbare Substanzen adaptiert sind.

3. Zerkleinerungsphase: Mechanische Zerteilung, Durchmischung aber auch bereits Umwandlung vor allem durch Regenwrmer und Enchytren, aber auch Arthropoden. Nur maximal 10 % der Energie werden von ihnen genutzt, der Rest steht den in der Nahrungskette folgenden Organismen zur Verfgung. Der Kot besitzt eine stark vergrerte Oberflche, er speichert Wasser sehr gut und ist mit Darmenzymen vermischt. Er bildet, zusammen mit den Resten organischer Substanz, die Nahrungsgrundlage fr kleinere Lebewesen.

4. Mikrobielle Phase: Sukzessionen von Mikroorganismen (Bakterien, Pilze). Vorraussetzung: Groe Oberflchen und gnstige Milieubedingungen. Hier sind jedoch Pilze sehr viel weniger anspruchsvoll. Haupttrger der Mineralisierung sind Bakterien (vollstndige 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.

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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 Prozeketten realer kosysteme 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 fr neue Zersetzungsprozesse ist. Wichtige Faktoren der Streuzersetzung sind: Bodenreaktion: gnstige Milieubedingungen fr Bakterien als leistungsfhigste Umwandler und

Mineralisierer sind Bodenreaktionen von pH 5,5 bis 7,0. Mit abnehmendem pH dominieren zunehmend Pilze mit weniger leistungsfhigen Stoffwechselformen.

Temperatur: Mikrobielle Umstze sind stark temperaturabhngig. In unseren Bden geht eine

Temperatursteigerung um 10C einher mit einer Zunahme der mikrobiellen Aktivitt um den Faktor 2-3 (Q10-Faktor). Die hheren akkumulierten Auflagehumusmengen in hheren Lagen der Gebirge sind auf die Temperaturlimitierung der biologischen Aktivitt zurckzufhren.

Wasserversorgung: Bakterien leben i. d. R. in Wasserfilmen (z. B. an Makroporenwnden). Bei

Wassermangel geht die mikrobielle Aktivitt allgemein zurck bzw. es werden Spezialisten mit besonderen Schutzmechanismen gefrdert.

Sauerstoffversorgung / CO2-Entsorgung: Die leistungsfhigsten Zersetzer sind Aerobier. Bei

Wassersttigung, starker Bodenverdichtung und Versiegelung reicht oft die Belftung nicht mehr aus, um die mikrobielle Aktivitt aufrecht zu erhalten.

Substrateigenschaften: Whrend der Kohlenstoff in der org. Substanz zur Energiegewinnung

genutzt wird, bentigen Mikroorganismen zum Aufbau ihrer Krpersubstanz (siehe Abb. 14) viel Stickstoff. Streu mit engem C/N-Verhltnis (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 Bltter / Nadeln mit einem C/N > 40, wie Eiche, Fichte, Kiefer, Lrche und z.B. Calluna-Heide. Das gleiche gilt, wenn es auch seltener als begrenzender Faktor auftritt, fr Phospor und andere Nhrelemente.

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Zerkleinerung / Turbation: Fehlt die Makrofauna (Lumbriciden etc.), kann die Streu nicht fr

den mikrobiellen Angriff vorbereitet werden. Wichtig ist die Zerkleinerung der Streu bei gleichzeitiger Vermengung mit Schleimstoffen und mineralischen Partikeln.

Es wird deutlich, da den verschiedenen Gliedern der Bodenfauna Funktionen zugeordnet werden knnen. Dabei hat sich eine Unterscheidung nach Grenklassen eingebrgert. (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 Porenoberflchen, Wurzeln und anderen Bodenorganismen. Sie sind Haupttrger der Mineralisierung und entwickeln die grte metabolische Leistung hauptschlich im neutralen bis alkalischen Bereich. Die Stoffwechseltypen der Bakterien - und aller anderen im Boden vorkommender Organismen - sind sehr vielfltig, man teilt sie hufig ein nach ihrer Kohlenstoffquelle und ihrer Energiequelle in chemoheterotrophe (chemische Energie und Krperkohlenstoff 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 Verhltnis zum Sauerstoff: Aerobier bentigen freien Sauerstoff, Anaerobier andere oxidierte Verbindungen als Elektronenaktzeptor. Einen berblick ber die Stoffwechseltypen und daran gekoppelte Prozesse im Boden gibt die folgende Tabelle.

Abb. 15: Grenverhltnisse im Boden.

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Tab. 1: Ernhrungstypen von Bodenorganismen und Bodenprozesse

Energiequelle Elektronen-donator

Elektronen-akzeptor

Kohlenstoffquelle

Bodenproze (beteiligte

Organismen) organische Substanz

organische Substanz

O2 organische Substanz

Bioturbation, Zerkleinerung, Mineralisierung

(Mikro- u. Makrofauna)

" NO3, N2O Denitrifizierung " SO4 Sulfidbildung (H2S-

Geruch!) " Fe(III),

Mn(ox) Redoximorphose

" '' organische Substanz

Fermentierung, Grung

(z.B. Hefen) reduzierte

Verbindungen NH3

NO2 - O2

CO2 Nitrifizierung (z.B.

Nitrosomonas, -bacter)

" Fe(II), Mn(red.)

O2 CO2 Oxidationsmerkmale

Licht H2O CO2 CO2 Primrproduktion (z.B. Grne Pflanzen,

Algen) chemoheterotrop

h chemoautotroph photoautotroph

anaerob aerob

lithotroph organotroph

! Legende

Pilze sind oft sehr viel grere Organismen als Bakterien. Sie kommen als Destruenten, Pathogene und Symbionten vor. Sie besitzen ihre kologische 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 leistungsfhig in der Erschlieung 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 hheren Pflanzen). Sie reagieren sehr empfindlich auf Austrocknung (sie sind eigentlich Wasserlebewesen), weshalb im Boden lebende Algen meist von einer Schleimhlle umgeben sind. Die Symbiose zwischen Algen und Pilzen heit Flechten. Aus der Lebensgemeinschaft ziehen beide Partner Nutzen. Der Pilz bezieht von der Alge die organischen Nhrstoffe (wie heit die Ernhrungsform der Pilze?), dafr versorgt er die Algen mit Mineralstoffen und schtzt sie vor ungnstigen Umwelteinflssen, z.B. Austrocknung. Flechten besiedeln extreme Habitate, an denen keiner der Partner allein existenzfhig wre. Einige Algen (und Flechten) sind in der Lage, das N2 der Atmosphre zu binden, eine fr Pionierorganismen uerst gnstige Fhigkeit. Wurzeln besitzen im Boden eine 2 - 3 mal hhere Masse als die Mikroorganismen. Durch

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Ausscheidung von Enzymen, Schleimstoffen, Zucker, Aminosuren 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 Rhizosphre, sie ist oft das kleinrumige Aktivittszentrum im Bodenraum (sog. hot spot). Die zur Mesofauna gehrenden und im Boden sehr hufigen Nematoden, Milben und Urinsekten sind oft sapro- oder mikrophag, d.h. sie ernhren sich entweder von abgestorbener oder mikrobieller organischer Substanz. Letzteres ist von groer Bedeutung, weil durch die "Abweidung" von Bakterien- und Pilzrasen der mikrobielle Umsatz stark stimuliert wird. Makrofauna: Die zu den Ringelwrmern gehrenden Regenwrmer und die kleineren Enchytren sind die gewichtsmig bedeutendsten Bodentiere. Man unterscheidet bei den Lumbriciden (Regenwrmer) 3 kologische Kategorien: epigische Streubewohner (z. B. in Moderauflagen), endogische Mineralbodenbewohner und anzische Tiefbohrer, die zwischen der organischen Auflage und tieferen Horizonten wechseln. (Welcher Typ erbringt die klassischen Bioturbationsleistungen?). Eine starke Pigmentierung weisen nur die anzischen Regenwrmer und die Streubewohner auf. Die Regenwrmer knnen womglich als das wichtigste Makrofaunen-element der Bden angesehen werden, weil sie im Bereich der Zerkleinerung, Durchmischung, Bildung von Ton-Humuskomplexen und der Porenbildung (sog. Bioporen) erhebliche Leistungen erbringen. Lumbriciden bentigen freies Ca2+ fr die Synthese der Ton-Humus-Komplexen (diese Bindung verleiht den Huminstoffen eine besondere Abbauresistenz). Das Angewiesensein auf freies Ca2+ im Milieu erklrt auch die Adaption des Regenwurms an ausreichend hohe pH-Werte. Unterhalb ca. pH 4,5 nimmt die Regenwurmhufigkeit daher ab, und die der Enchytraeiden zu. Die aktive Einarbeitung organischer Substanz in den Mineralboden und der Transport von mine-ralischen Partikeln an die Oberflche wird Bioturbation genannt.

Hufig im Boden sind auch Arthropoden (Spinnen, Asseln, Insekten, insbesondere deren Larven). In tropischen Bden knnen Termiten und Ameisen bei der Bodenbildung die Bedeutung der Lumbriciden weit bertreffen. 2. N-Mineralisation Unter N-Mineralisation versteht man allgemein die berfhrung von organischem Stickstoff in anorganische N-Formen. Dies ist eine exotherme Reaktion. Ausgangspunkt der N-Mineralisation ist meist -amino-Stickstoff, d.h. der Stickstoff aus N-haltigen Aminosuren:

R-NH2 + H2O " NH3 + R-OH Ammoniak (NH3) bildet in sauren Bodenlsungen Ammoniumsalze. Dieser erste Schritt der Mineralisation wird auch Ammonifizierung genannt, es sind verschiedene aerobe und anaerobe Eiweizersetzer daran beteiligt. Der umgekehrte Vorgang, der Einbau von Ammonium (oder anderen mineralischen N-Formen) in mikrobielle Eiweisubstanz nennt man N-Immobilisierung. 3. Nitrifikation Unter Nitrifikation versteht man den mikrobiellen Umbau von Ammonium (NH4+) in das leicht lsliche und damit leicht verfgbare Nitrat. Man unterscheidet: autotrophe Nitrifikation heterotrophe Nitrifikation

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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 betrgt der Energiegewinn 65 kcal/mol, bei der Nitratbildung nur 18 kcal/mol. Das ist neben der hohen Reaktionsfhigkeit des NO2- ein weiterer Grund, warum freis Nitrit im Boden kaum nachweisbar ist.

NH4+ + 3/2 O2 Nitrosomonas NO2- + H2O + 2 H+ (1) NO2- + 1/2 O2 Nitrobacter NO3- (2)

Wie man sieht, wird in der Reaktion (1) salpetrige Sure erzeugt, die in Reaktion (2) in Salpetersure berfhrt wird. D. h., pro mol nitrifiziertem Ammonium werden 2 mol Protonen frei. Bei der Beurteilung, ob dies kosystemar versauernd wirkt, mu man folgendes beachten: Wenn alles Nitrat aufgenommen wird und innerhalb der Pflanze wieder zu -amino-Stickstoff reduziert wird, werden in den Pflanzen zwei mol Protonen verbraucht, d. h. in den Pflanzen entsteht so ein quivalent an Basizitt, das dem Surequivalent aus der Nitrifikation im Boden entspricht. Wenn also (z. B. in einem Dauerwald) Aufbau und Abbau der pflanzlichen Biomasse ein stabiles Fliegleichgewicht bilden, sind die an den N-Kreislauf gekoppelten Protonenumstze = 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 Netto-Protonenumstzen begleitet sind. Ein Beispiel dazu ist folgendes: Aus landwirtschaftlichen Flchen wird Ammoniak (NH3) emittiert, das als Ammonium (NH4+) in Wldern deponiert wird. Dieses Ammonium wird im Boden meist vollstndig nitrifiziert. Das Nitrat kann zu einem groen Teil aus dem Wurzelraum in Form von Neutralsalzen (z. B. Ca- und Mg-Nitrat) ausgewaschen werden, wenn das Waldkosystem N-gesttigt ist. D. h. die bei der Nitrifizierung erzeugten Protonen verbleiben dann im Wuzelraum und wirken versauernd. Dieser

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und hnliche Mechanismen sind der Grund dafr, da der atmogene Ammoniumeintrag in Waldbden so stark versauernd wirkt. Aus dem Gesagten wird natrlich auch klar, da der Entzug von Biomasse, die -Amino-Stickstoff enthlt, ebenfalls versauernd wirkt, da ja auch dann von den bei der Nitrifizierung erzeugten Protonen eines bilanzmig ungepuffert im kosystem verbleibt. Man wei auch, da bei der Nitrifikation ein gasfrmiger Verlustterm auftritt. Bei der Oxidation von Ammonium werden geringe Mengen an NO und N2O (=Lachgas) gebildet. Die Grenordnung dieser Produktion klimarelevanter Spurengase bei der Nitrifikation wird auf ca. 1 % geschtzt. 3.2. Heterotrophe Nitrifikation Es gibt einen ganze Reihe von Mikroorganismen, die Ammonium zu Nitrit oder Nitrat oxidieren knnen, daraus jedoch keine Energie fr ihren Stoffwechsel gewinnen. D. h., diese Organismen sind noch auf andere Energiequellen angewiesen. Insbesondere in sauren Waldbden sind Pilze der Gattungen Aspergillus und Penicillium, die heterotroph nitrifizieren, von groer Bedeutung, da unter stark sauren Bedingungen die autotrophen Nitrifizierer nicht existieren knnen. 4. Denitrifikation Bei stark anaeroben Bedingungen knnen 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, hngt vom Redoxpotential des Bodens ab, d.h. eine Reduktion von N2O zu N2 ist nur bei niedrigem Redoxpotential (< 250 mV) mglich. N2O ist ein treibhausrelevantes Spurengas, das darberhinaus durch Reaktionen in der Stratospre zum Abbau der Ozonschicht beitrgt. Grundstzlich treten also gasfrmige Stickstoffverluste sowohl bei der Nitrifikation als auch bei der Denitrifikation auf. Bei der Denitrifikation sind sie die Endprodukte von Reaktionen und damit mengenmig bedeutender. Weitere wichtige Vorgnge im Boden im Zusammenhang mit dem Stickstoffumsatz sind: 5. N2-Fixierung Einige Organismen bilden das Enzym Nitrogenase. Dieses Enzym ermglicht es den Organismen, das sehr stabile Molekl N2 zu spalten und N in die krpereigenen 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 gehren Bakterien der Gattung Rhizobium, (sog. "Knllchenbakterien"), 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 fr die Evolution terrestrischer kosysteme nicht zu unterschtzen: Es ist neben der elektrochemischen Erzeugung von Stickoxiden (z. B. bei Blitzschlag) der einzige bekannte natrliche Prozess, bei dem das reaktionstrge N2-Molekl in den N-Stoffwechsel terrestrischer Organismen eingeschleust wird. Dieser Vorgang ist deshalb so wichtig, weil die berwiegende Mehrzahl der bodenbildenden Gesteine keinen oder nur sehr wenig Stickstoff enthlt.

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6. Emission von Stickoxiden Bei allen Hochtemperaturverbrennungen entstehen aus dem eigentlich reaktionstrgen N2 der Atmosphre Stickoxide. Die einzige bekannte, irreversible Senke fr Stickoxide in der Atmosphre ist deren Immission als Salpetersure. Diese Immision findet bevorzugt an oberflchenreichen Waldbestnden statt. Da Wlder von ihrer Entwicklungsgeschichte her eher an ein knappes N-Angebot angepat sind, kann der zustzliche anthropogene N-Eintrag zu unharmonischen Ernhrungsbedingungen fhren. In Baden-Wrttemberg werden zur Zeit in Fichtenbaum- bis Althlzern im Mittel etwa 25 kg N (Ammonium und Nitrat) eingetragen. Das ist weit mehr als durch normale Holzernte exportiert wird, d. h. viele Wlder eutrophieren. 7. Ammoniak-Emission Diese Art des N-Umsatzes ist hauptschlich ein Problem der intensiven Landwirtschaft Mitteleuropas. Ammonium ist eine Kationsure mit einem pKS-Wert von 9.21. Nach der HENDERSON-HASSELBALCH-Gleichung ist der pH-Wert gleich dem pKS-Wert, wenn eine Sure zu 50% dissoziiert ist. D.h. bei einem Boden-pH um 9 liegen bereits ca. 50% des NH4+ als flchtiges NH3 vor, da in diesem Fall folgendes Dissoziationsgleichgewicht gilt:

NH4+ !" NH3 + H+

Die Ammoniakemission wird also durch hohe pH-Werte und durch hohe Ammoniumgehalte begnstigt. Beide Faktoren treffen hufig zusammen, wenn zu viel Glle auf intensiv gekalkten ckern "entsorgt" wird. Die Ammoniumimmission kann in Waldbestnden zu Nhrstoffungleichgewichten und zu erheblicher Bodenversauerung fhren. 8. Ammonium-Fixierung Das Ammoniumion hat einen hnlichen Ionendurchmesser wie das Kaliumion, d.h. es "pat" besonders gut in die sechseckigen Aussparungen flchig vernetzter Si-Tetraeder. Es ist daher ebenso wie Kalium befhigt, die Schichtladung von 2:1 Tonmineralen besonders effektiv zu kompensieren und fr einen relativ stabilen Zusammenhalt der Elementarschichten zu sorgen. U.U. kann dies bei Bden mit hohem Tonmineralbestand des Illit- und Vermikult-Typs zu einer nicht-pflanzenverfgbaren NH4+-Fixierung fhren. Der so gespeicherte Stickstoff ist dann zumindest zeitweise auch dem mikrobiellen Zugriff entzogen. Man sieht, da viele Prozesse, die z.T. synergistisch, z.T. antagonistisch ineinandergreifen, den N-Umsatz in Bden 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 fr individuelle Standorte erlaubt, zu erstellen. 9. P- und S-Umsatz P- und S-Umstze - in Oberbden - sind sehr an den Humusumsatz gekoppelt, da sie zu groen Anteilen in organischer Bindungsform vorliegen. Das bedeutet, da in einem biologisch aktiven Boden den Pflanzen eher Phosphor und Schwefel zur Verfgung gestellt werden kann. Anorganische Phosphor-Verbindungen besitzen eine uerst geringe Lslichkeit (pK-Werte >> 10), zudem liegen 15 - 80 % des Phosphor im Boden in organischer Bindung vor, davon bis zu 20 % in Organismen gebunden (Nukleinsuren, ATP). Daher kommt hier den biologischen Umstzen eine groe Bedeutung zu.

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Die P-Oxidation wird jedoch nicht zur Energiegewinnung benutzt. Phosphate knnen auch nicht als Elektronenakzeptoren dienen, da die P-O-Bindung zu stabil ist und damit keine Energieausbeute mehr mglich wre. Schwefel ist Bestanteil essentieller Aminosuren wie Methionin und Cystein, eine stndige Zufuhr daher unerllich. In Bden unterliegt Schwefel folgenden biologisch katalysierten Formenwechseln: S-Reduktion in Bden: 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 Bden: 1. Chemolithotrophe Bakterien (Thiobazillus, oxidieren H2S oder S zu Sulfat) 2. Phototrophe Schwefelbakterien bentigen zustzlich Lichtenergie III. Humusformen im Wald Mit dem Streufall gelangen jhrlich 3 bis 10 t Trockenmasse auf den Boden (siehe auch Abschn. II.1). Die wichtigsten Bestandteile sind Bltter, Nadeln, Stengel, Samen und Holzteile. Die Qualitt der Streu ist sehr heterogen, zu ihrer Kennzeichnung wird oft das Verhltnis von Kohlenstoff zu Stickstoff (C/N-Verhltnis) und Kohlenstoff zu Phosphor (C/P-Verhltnis) herangezogen. Langfristig stellt sich im Boden ein Fliegleichgewicht zwischen Biomasseauf- und -abbau ein, das charakteristisch ist fr das standortstypische Zusammenspiel von Vegetation, Boden und Klima. Die Humusform eines Waldes ist somit ein wichtiger Indikator fr die Standortsqualitt (" Abb. 17) Die wichtigsten diagnostischen Humus-Lagen, bzw. -Horizonte, sind: 1. Die L-Lage (L von engl. litter = Blattstreu): sie besteht aus morphologisch wenig vernderten Pflanzenbestandteilen, Bltter oder Nadeln sind noch deutlich zu erkennen. 2. Der Of-Horizont (oder Vermoderungs-Lage; f von schwed. frmulting): von den Blttern / Nadeln sind nur noch +/- vernetzte und verfilzte skelettierte Reste vorhanden, deren Formen jedoch noch erkennbar sind. Hufig wird der Of-Horizont schon von Feinwurzeln durchsetzt (was bedeutet das fr die Stoffkreislufe?). 3. Der Oh-Horizont (h von humusreich): der Oh-Horizont ist sehr dunkel gefrbt und besteht berwiegend aus amopher organischer Substanz, deren Herkunft meist nicht mehr erkennbar ist. Je nach Auftreten (ganzflchig vorhanden oder nicht) und Ausprgung (= Mchtigkeit) 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 Ober-bden, d.h. es dominieren Bodenwhler, insbesondere Regenwrmer, 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 nchsten Streufalls

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aufgezehrt sein. C/N-Verhltnis = 10 - 17 C/P-Verhltnis < 200 Moder: Die Abfolge ist L - Of - Oh - Ah. L- und Of-Lagen sind immer vorhanden; ist der Oh geringmchtig (< 2 cm) spricht man von feinhumusarmem Moder, ist sie > 2cm, von feinhumus-reichem Moder. Der Of (2-5 cm) ist z.T. schichtig bis verfilzt. Unter den Bodenwhlern treten die Regenwrmer zurck zugunsten von Enchytren, die den Boden weniger effektiv durchmischen und eine geringere vertikale Reichweite haben. Der bergang zwischen Oh und Mineralboden ist oft unscharf (Fingerprobe!). Ist die Abfolge L - Of - (Oh) - Ah, d.h. die Oh-Lage ist geringmchtig (2 - 5 mm) oder nur als nicht flchenhaft deckender Film ausgeprgt, 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 Mineralboden-horizont zeigt schwache Merkmale von Podsoligkeit. Deutlich ist die Schrfe der Horizont-bergnge. Der Oh ist kaffeesatzartig brckelbar. C/N-Verhltnis = 18 -29 C/P-Verhltnis = 200 - 600 Rohhumus: Die Abfolge ist L - Of - Oh - Ahe. Rohhumus ist die typische Humusform saurer und nhrstoffarmer Standorte (z.B. der Podsole, weshalb als erster Mineralbodenhorizont ein Ahe oder Ae angegeben wird). Die Vegetation besteht meist aus Nadelhlzern und/oder Heiden (Calluna, Erica, Vaccinium) die eine Streu mit geringem C/N-Verhltnis liefern. Alle Lagen bzw. Horizonte sind deutlich ausgeprgt. Unter einer mchtigen L-Lage befindet sich die 5-8 cm mchtige Of-Lage; sie ist meist deutlich geschichtet, verfilzt und von Pilzhyphen durchzogen (was kann man daraus schlieen?). Der darunterliegende Oh-Horizont ist bis zu 8 cm (maximal) mchtig. Er ist meist dicht, brechbar und lt sich gut vom Mineralboden trennen. Die hier fehlende Durchmischung (Bioturbation) bewirkt, da alle Schichten gut voneinander zu trennen sind. C/N-Verhltnis > 27 C/P-Verhltnis > 600 Abb. 17: Humusformen und Mineralbodenhorizonte unter Buche

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F. Die Bodenlsung Bden sind Dreiphasengemische, in denen wichtige Regelprozesse stattfinden. Abb. 18: Schema einer wenigen mm3 groen, regelnden Elementarzelle

Was wird geregelt?

landwirtschaftlich/forstlich: Ernhrung in verschiedenen Wachstumsphasen, Wasser-versorgung auch bei lngerem Ausbleiben von Niederschlgen auerforstlich: "Filterfunktion" , Bden sol-len Wasser so filtern, da hochwertiges Trinkwasser zu Verfgung gestellt wird.

Wie wird geregelt? Festphase bt "Kontrolle" darber aus, was gelst ist, und was folglich mit dem Boden-wasser transportiert wird. Dies ist in Abb.10 dadurch angedeutet, da Wurzeln den Ionen-gehalt der Bodenlsung verndern und ber den Kontakt Porenwand/Bodenlsung wie-der ein gleichgewichtsnaher Zustand herge-stellt wird. Ein weiteres Charakteristikum der Elemen-tarzelle ist es, da Grenzflchen vorhanden sein mssen, die es den Wurzeln erlauben, auf kleinstem Raum sowohl mit der Boden-lsung 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 Lsungsphase mit der Festphase des Bodens. Dabei knnen immer dann Gleichgewichtsbetrachtungen verwendet werden, wenn es sich um schnelle Reaktionen handelt, langsame Reaktionen (z. B. die Silikatverwitterung) verlaufen in hu-miden Gebieten weitab vom chemischen Gleichgewicht. Der Ionenpool der Festphase ist mit sehr unterschiedlicher Intensitt gebunden, die "locker" gebun-denen Ionen stehen mit der Bodenlsung am ehesten in einem Lsungsgleichgewicht. Eine solche, relativ locker gebundene Ionenfraktion stellen die sog. effektiv austauschbaren Ionen dar. Effek-tiv heit, da der Ionentausch bei der tatschlich im Boden herrschenden Protonenaktivitt durchge-fhrt wird.

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I. Grundprinzip des Ionentausches Abb. 19: Boden als Ionentauscher Der Boden wird als "Austauscherharz" aufgefat. Das kann man tun, weil die Bodenfestsubstanz Eigenschaften eines unbeweglichen (Poly-)Anions bestitzt, an dem bewegliche Kationen fr einen Ladungsausgleich sorgen.

II. Kationensorption Zur Verdeutlichung der Kationensroption knnen wir drei Modellflle unterscheiden: Fall 1: Der Austauscher (Boden) befindet sich im Gleichgewicht mit einer Salzlsung. Wenn Kationen unterschiedlicher Wertigkeit angeboten werden, findet i.d.R. eine bevorzugte Sorp-tion hherwertiger Kationen statt. Man nennt das Wertigkeitseffekt. Aus dem MWG kann man da-rberhinaus ableiten, dass der Wertigkeitseffekt mit zunehmender Verdnnung der Bodenlsung zunimmt.

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Abb. 20:Anwendung des MWG zur Erkrung des Wertigkeitseffektes Fall 2: nur einwertige Ionen in der Lsung: Ionen werden entsprechend der lyotrope Reihe: Na

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Das Prinzip des Zusammenspiels von variabler Ladung an Huminstoffen und Oxiden bzw. Hydro-xiden 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 abneh-mendem pH-Wert nimmt die variable negative Ladung ab und damit auch die Katione-naustauschkapazitt des Bodens. Humusarme tropische Bden knnen "kationisch" sein, da Oxide und Hydroxide den grten Anteil an den Austauschsubstanzen haben.

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III. Anionensorption Bden sind auch Trger positiver berschuladungen. Diese sind strker pH-abhngig (variable Ladungen). Die Ursache dieser Ladung ist eine Wasseranlagerung an Tonmineral- Humus- und O-xidoberflchen und eine Dissoziation dieser Hydrathllen je nach Umgebungs-pH. Ladung der Metalloberflche MeO- MeOH(H2O)o MeOH2+ entstanden aus der Reaktion: MeOH+H2O-H3O+ MeOH + H2O 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 sau-rem Milieu bevorzugt statt, daher ist bei niedriger Bodenreaktion die Anionensorption generell h-her. Allgemein gilt folgende Reihenfolge der Anionensorption: Cl-"Huminsure" + Ca2+ Silikate: z.B. K-Feldspat+H+-->H-Feldspat+K+ Oxide und Hydroxide: z.B. Al(OH)3 + 3H+ --> Al3+ + 3H2O

Nach Brnsted besteht ein Gemisch, das gegenber Suren puffert, aus einer schwachen Brnsted-Sure und der konjugierten Base, so z.B. der Carbonatpuffer: H2CO3 und HCO3

-. Die konjugierte Base stammt aus einem basischen Salz dieser Sure, z.B. Ca(HCO3)2. Bei Zugabe einer strkeren Sure wird diese in die schwache Kohlensure H2CO3 ber-fhrt, bis das Salz, das die konjugierte Base nachliefert (Ca(HCO3)2), verbraucht ist: Ca(HCO3)2 + 2HCl CaCl2 + 2 H2CO3. Das Wesen eines Surepuffers ist also, da eine schwache Sure in Mischung mit einem ihrer lslichen, basischen Salze vorliegt, und da in diesem System starke Suren in schwache Su-ren berfhrt werden. Da auch in Bden starke Suren in schwache Suren berfhrt werden, kann man das Zusammenwirken von Bodenlsung und Bodenfestphase formal als Puffervorgang

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auffassen. Die Bodenlsung ist dabei die schwache Sure, die in einem Lsungsgleichgewicht zu basischen Salzen (Bodenfestsubstanz) stehen. Pufferung durch: Carbonate Organische Substanz Silikate Oxide und Hydroxide Wenn man die kologische Bedeutung der Pufferung im Auge hat, kann man auch folgende -berlegungen anstellen: Pufferreaktionen fhren zu einer Vernderung der Zusammensetzung der Bodenlsung, da defini-tionsgem eine strkere Sure in eine schwchere Sure berfhrt 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 zunchst drauen, Humus hat nur "gelie-hene" Pufferkapazitt). Wenn Carbonate puffern, wird Ca vermehrt in der Bodenlsung erscheinen, bei Silikaten sind es die silikatisch gebundenen Neutralkationen, bei Hydroxiden sind es Al bzw. Fe. Man kann nun folgende berlegungen anstellen: (pi = -lg [i+]) pi > 7, Ion hat keinen Einflu auf den chemischen Bodenzustand; pi = 7-4.5, Ion wird kaum ausgewaschen, eine selektive Anreicherung am Austauscher ist jedoch mglich; pi = 4.5-0.5, i wird zum wichtigen kologischen Faktor pi < 0.5 Verbindung ist nicht mehr Teil der stabilen Festphase des Bodens Fr 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 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 - abhngig von der Bodenreaktion - zwei groe Puffersysteme im Boden loka-lisiert: Carbonate (pH 8-6.2) und Hydroxide (pH

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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 Waldbden, die sich in diesem Pufferbereich befinden. Tritt unterhalb von pH 5 die Kohlensure gegenber strkeren Suren (z.B. H2SO4, HNO3, org. Suren) zurck, werden zustzlich auch pedogene Ton-minerale 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-abhngigen Stabilittsfeld der betreffenden, puffernden Substanzen. Diese Gleichgewichtsmodell, das weitge-hend Eingang in die Bodenkologie 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 -

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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 enthlt 6 Gewichtsprozent Humus und 94 Gewichtsprozent mine-ralische Anteile. Man kann fr Ah-Humus eine mittlere Dichte von 1,3 g/cm3, fr mineralische Be-standteile 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, betrgt das Volumen des Humus 4,6x1,3 = 6,0 cm3, das Volumen der mineralischen Substanz 35,5x1,3 = 46,2 cm3. Insgesamt betrgt das Substanzvolumen 52,2 cm3. Das Gesamtporenvolumen beluft sich dann auf 47,8 cm3 bzw. 47,8 %.

Porositt = (Vt-Vs)/Vt Meistens werden Porenvolumina auf das Gesamtbodenvolumen (Vt) bezogen. Die ist zwar anschau-lich; dabei entsteht aber u. U. das Problem, da z. B. bei der Untersuchung von Bodenverdichtungen in eingetieften Fahrspuren keine konstante Bezugsbasis zugrunde liegt, da ja bei Bodenverformun-gen das Gesamtbodenvolumen verndert wird. Wenn man das vermeiden will, kann man Porenvo-lumina entweder auf das Bodengewicht oder auf das konstante Volumen der Festsubstanz beziehen, wie es in der nachfolgend definierten Porenziffer der Fall ist. Porenziffer = (Vt-Vs)/Vs Wassergehalt Wassergehalt(Vol%) = VWasser 100/(VPoren+VFestsubstanz) Wasserpotential: intensive Gre, welche die Beweglichkeit (unter kologischem Gesichtspunkt die Verfgbarkeit) des Bodenwassers charakterisiert. Dabei wird der Boden gedanklich zu Kapillarbndeln vereinfacht (Rhrenmodell). Zur Veranschaulichung des Potentialkonzeptes ist vielleicht folgende Analogie hilfreich: Verschie-dene Materialien haben unterschiedliche Wrmekapazitten. Verbindet man zwei Materialien mit unterschiedlichem oder gleichem Wrmegehalt miteinander, findet ein Wrmebergang statt, solan-ge eine Temperaturdifferenz besteht. Verbindet man Bodenkrper mit unterschiedlichem oder glei-chem Wassergehalt miteinander, findet ein Wasserflu statt, solange eine Wasserpotential-Differenz besteht. Das Wasserpotential ist also hnlich wie die Temperatur eine materialunabhngige Inten-sivgre, die anzeigt, ob und in welche Richtung im System physikalische Arbeit (durch Wrme- bzw. Wasserflu) verrichtet wird oder nicht. Formal ist das Wasserpotential definiert als die physi-kalische Arbeit, die ntig ist, um eine Einheitsmenge "Wasser" aus einem Wasser-Boden-Gleichgewichtssystem isotherm zu einem Referenzsystem zu transportieren. Als Referenzsystem wird normalerweise freies Wasser verwendet. Das Wasserpotential lt sich in einzelne Teilpotentiale aufgliedern: Wassertpotential = Druckpotential + osmot. Potential + Matrixpotential,

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Es kann auch noch ein Gravitationspotential definiert werden, das zusammen mit dem Wasserpo-tential als Gesamtpotential bezeichnet wird. In der ungesttigten Zone in Bden knnen osmoti-sches Potential und Druckpotential hufig vernachlssigt werden, das Matrixpotential und das Gra-vitationspotential werden dann oft zum hydraulischen Potential zusammengefat. Die Dimension des Wasserpotentials hngt davon ab, ob die Wassermenge als Masse, als Volumen oder als Gewicht gemessen wird. Im ersten (weniger blichen) Fall hat das Wasserpotential die Di-mension erg/g, im zweiten Fall Hektopascal (1 pascal = 1 Newton/m2) und im dritten Fall cm Was-sersule (Druckhhe). Hektopascal als Druckeinheit wird deshalb verwendet, weil dann der Zah-lenwert des Druckes annhernd dem in cm Wassersule 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 Po-tentialgleichgewichten ber einer Grundwasseroberflche. Abb. 23a: Potentialgleichgewicht ber einer Grundwasseroberflche

In Abb23a ist ein solches statisches Gleichgewicht dargestellt. Fr das Gravitationspotential wurde in diesem Fall die Grundwasseroberflche als Bezugs-ebene gewhlt. Wasser, das sich oberhalb der GWO befindet, hat also ein positives Gravitationspotential. Im stationren Fall entspricht dies auf jeder Tiefenstu-fe dem negativen Matrixpotential, so da das hydrau-lische Potential im ganzen Bodenprofil 0 ist, d. h. kein Wasser fliet.

Abb23b: Potentialgleichgewicht ber einer Grundwasseroberflche

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In Abb.23b ist dasselbe Potentialgleichgewicht dargestellt mit dem Unterschied, da als Bezugsfl-che fr das Gravitationspotenial die Bodenoberfl-che gewhlt wurde. Es besteht dann im ganzen Bo-denprofil ein konstantes negatives hydraulisches Potential, d.h. auch dann fliet kein Wasser. Man ist also bei der Wahl der Bezugsebene fr das Gra-vitationspotential frei, da es bei Potentialbetrach-tungen meist auf Potentialdifferenzen ankommt. Das Wasserpotential im Boden ist unter kologi-

schem Gesichtspunkt eine wesentlich wichtigere Gre als z.B. der Wassergehalt, da das Was-serpotential im Gegensatz zum Wassergehalt Aussagen ber die Wasserverfgbarkeit fr Pflanzen erlaubt. Man kann sich die Bedeutung des Wasserpotentials fr die Wasserbewegung auch an folgendem Beispiel vergegenwrtigen: Wenn man einen Bodenkrper der Hauptbodenart Sand mit einem Bodenkrper der Hauptbodenart Ton kapillar verbindet, und beide Bodenkrper haben einen vo-lumetrischen Wassergehalt von 20 %, fliet 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 Bden ist die Wechselwirkung von Wasserdipolen mit der Po-renwand. Dieser Zusammenhang fhrt zum sog. kapillaren Aufstieg und ist in der Abb. 24a: und Abb. 24a: dargestellt.

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Abb. 24a: Man sieht in Abb. 24a:, da es drei Mglichkeiten der Wechselwirkung einer Flssigkeit Festsubstanz gibt: Adhsion>Kohsion, in einer

Kapillare wird ein Wasserfilm an den Porenwnden hochgezogen, durch Kohsion wird eine Wassersule mitgezogen. Die Wassersule hngt damit gewissermaen an dem gebogenen Oberflchenhutchen, dem sog. Wassermeniskus. Dieser Was-sermeniskus ist wiederum durch die Adhsion an die Porenwand gehef-tet Um das Wasser wieder aus der Kapillare herauszubekommen, mu Druck aufgewandt werden. Dieser Druck ist proportional der kapilla-ren Steighhe und umgekehrt pro-portional dem Kapillarendurchmes-ser.

Adhsion=0, das ist z.B. der Fall von Wasser auf Stahloberflchen Adhsion=negativ, z.B. der Fall bei Quecksilber. Im Boden kann ausgetrocknetes humoses Mate-

rial sehr hydrophob sein

Wie in Abb. 24b dargestellt, ist an der Innenwand einer mit Wasser gefllten Kapillare oberhalb des Wassermenis-kus ein Adsorptionsfilm vorhanden. Steigt der Wasserme-niskus um die Lnge z an verringert sich die Grenzfl-che zwischen Wasser und Luft um die Flche des Innen-zylinders der Glaskapillare mit der Lnge an der z unter Energiefreisetzung. (In der Abbildung links). Mutipliziert man diese Flche mit der Oberflchenspannung des Was-ser (Einheit J/m), erhlt man den Energiebetrag Eofl.. Dieser Energiebetrag ist propotional zu z und dem Kapil-larendurchmesser r. Dem gegenber steht ein Energiebedarf zum Anheben der Wassersule. Dieser ergibt sich aus dem Gewicht der an-zuhebenden Wassersule, also aus der Dichte des Wassers, dem gesamten anzuhebenden Volumen und der Erdbe-schleunigung. Die bentigte Energie ist somit proportional dem Quadrat des Radius r und der absoluten Hhe der Wassersule z. Die Wassersule steigt solange weiter an, bis die freiwerdende Energie Eofl. gleich der bentigten Energie Esule ist. Fhrt man die beiden Gleichungen zu-sammen und lst nach z (der Sulenhhe) auf, gilt:

Abb. 24a: Wechselwirkung von Flssigkeiten mit Festpha-senoberflchen

Abb. 24b:Kapillarer Aufstieg

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zD g rW

=

2

worin die Oberflchenspannung des Wassers (0,072 J/m bzw. N/m),. z die kapillare Aufstiegsh-he (m), Dw die Dichte des Wassers (1000 kg/m), g die Erdbeschleunigung (9,8 m/sec2) und r der Porenradius ist. Die kapillare Aufstiegshhe ist somit umgekehrt proportional zum Porenradius. Da der kapillare Aufstieg von selbst abluft, wenn man eine Kapillare ins Wasser hlt, entspricht der Gewinn an Gravitationspotential dem Verlust an Matrixpotential, d. h. die Energiebilanz des kapil-laren Aufstieges ist =0. Krnung oder Korngrenverteilung Bei dieser Betrachtung wird ein Kugelmodell des Bodens zugrunde gelegt. Einteilung nach der Atterberg-Skala, Schrittweite des Logarithmus des quivalentdurchmessers: 0,5 (DIN-Norm 4188) Korndurchmesser(m) 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 Korngrenklassen, wie sie in der Bodenkunde blich sind, ist in Abb. 25 dargestellt.

Bestimmung der Krnung meist mit der kombinierten Sieb- und Pipett-Analyse nach KHN: Nach Zerlegung des Bodens in seine Primrkrner (durch Ultraschall, humuszerstrende ggf. oxid-lsende und peptisierenden Reagenzien) werden die Sandfraktionen abgesiebt, die Schluff- und Tonfraktionen aufgrund der unterschiedlichen Sedimentationsgeschwindigkeit in einer temperatur-konstanten Suspension fraktioniert. Dabei findet die STOKES'sche Gleichung Anwendung: v = 2/9 r2g (dF-dW)/n. Dabei ist: v = Sinkgeschwindigkeit eines Teilchens r = quivalentradius des Teilchens (alle Teilchen werden als Kugeln angesehen)

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g = Erdbeschleunigung dF-dW = Dichtedifferenz zwischen Teilchen und umgebendem Medium n = Viskositt des umgebenden Mediums Wenn Tone weiter aufgegliedert werden sollen (Grobton, Mittelton, Feinton), reicht die Schwerkraft zur Fraktionierung nicht aus, es mu dann zentrifugiert werden. Die verbreiteste Darstellung der Krnung ist die Summenkurve der Korn-quivalentdurchmesser. Sie hat den Vorteil, da der Grenzdurchmesser von Kornfraktionen direkt an der Ordinate abgelesen werden kann, und da eine direkte Kontrolle ber die Qualitt der Messung vorliegt, da am Ende der Kurve 100% erreicht werden mssen. Typisch ist, da in Bden hufig Kornmischungen benachbarter Korngren auftreten, d. h. sowohl reine Korngrensortierungen als auch Mischungen extremer Korngren (z. B. "tonige Sande") sind selten. Das ist so, weil die Krner durch den Transport durch Wasser oder Luft sortiert werden, d. h. die Sedimentation benachbarter Kornfraktionen ist wahrscheinlicher.

Abb. 26:Mineralische Zusam-mensetzung der Kornfraktionen. Die Grafik zeigt grob schema-tisch die mittleren Verhltnisse fr Bden des gemigten Kli-mas.

Porung man unterscheidet: Primrporenraum (z. B. der Porenraum, der sich einstellt, wenn ein Sandhaufen abgekippt wird); Sekundrporenraum (der Porenraum zwischen Bodenaggregaten, die sich abiotisch, z. B. durch Quellen und Schrumpfen, oder biotisch, z. B. durch Bodentiere, bildet). Der Lagerungszustand belebter Oberbden kann deshalb als hauptschlich biogen angetriebenes Fliegleichgewicht angesehen werden. Porengrenverteilung: Die Poren eines Bodens werden unter kologischen Gesichtspunkten in Klassen eingeteilt:

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Feinporen: < 0,2 m, Entwsserungsdruck>104.2 hPa (pF 4,2), im humiden Klima selten luftge-fllt, Wasser nicht oder schwer pflanzenverfgbar; Mittelporen: 0,2 m < > 10 m; Entwsserungsdruck von 104,2 hPa bis 300 hPa (pF 4.2 bis pF 2.5),Hauptspeicherraum pflanzenverfgbaren Wassers; Grobporen: > 10 m; Entwsserungsdruck < 300 hPa (pF 2.5) in terrestrischen Bden meist luftgefllt. Die Bestimmung der Porengrenverteilungung erfolgt mit Hilfe der Entwsserung natrlich ge-lagerter Bodenkrper mit steigenden Drcken; dem liegt die Gesetzmigkeit zugrunde, da der Entwsserungsdruck einer Kapillare nur von deren Duchmesser abhngt. Mit steigendem Entwsse-rungsdruck kann somit eine theoretische Summenkurve der quivalentporendurchmesser bestimmt werden, solange Kapillarkrfte an der Wasserbindung im Boden den berwiegenden Anteil haben (sog. "pF-Kurve"). pF bezeichnet dabei in Analogie zum pH-Wert den dekadischen Logarithmus des jeweiligen Entwsserungsdruckes in hPa. (Eine solche logarithmische Einteilung des Entwsse-rungsdruckes ist deshalb sinnvoll, weil die pro Druckdifferenz freigegebene Wassermenge bei zu-nehmendem Entwsserungsdruck immer kleiner wird.) Man kann nun den Porenraum auch aufgliedern hinsichtlich seiner kologischen Funktionen bei der Bodenbelftung und der Wasserspeicherung: Wenn alle Poren wassergefllt sind, spricht man von der maximalen Wasserkapazitt. Dieser Zustand ist bei terrestrischen Bden selten realisiert, da meist noch Luftinklusionen vorhanden sind und die Grobporen (schnell drnende Poren) das leicht bewegliche Wasser rasch abfhren. Ist letzeres geschehen, erreicht de

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Bodenkunde Skript I