BODEN: BILDUNG UND ENTWICKLUNG

Boden: Bildung und Entwicklung

 

Auf den ersten Blick scheint es ganz einfach zu sein, den Boden zu beschreiben oder zu definieren, handelt es sich doch dabei offensichtlich um das Verwitterungsprodukt festen Gesteins. Obwohl diese Beschreibung nicht falsch ist, stellt sie nur eine Teilwahrheit dar. Betrachtet man eine Hand voll Boden mit der Lupe, dann erkennt man neben mineralischen Bestandteilen unterschiedlicher Größe auch organische Reststoffe, die von abgestorbenen Pflanzen oder Tieren stammen. Man stößt auf kleine Bodenlebewesen wie Regenwürmer, Springschwänze, Pilze und viele andere mehr. Die Bodenprobe lässt sich zwischen den Fingern zusammendrücken, das heißt, zwischen den Bodenpartikeln befinden sich Hohlräume, in denen Luft und Wasser gespeichert werden können. Noch genauere Untersuchungen fördern weitere, wichtige Bodeneigenschaften zutage: So finden beispielsweise im Boden Verlagerungs- und Durchmischungsvorgänge statt, die nicht nur durch Bodentierchen, sondern auch durch wässrige Lösungen vermittelt werden, die im Boden emporsteigen oder nach unten versickern. Weiterhin unterliegen die Bodenbestandteile allmählich voranschreitenden chemischen und physikalischen Veränderungen, was unter anderem dazu führt, dass mineralische Pflanzennährstoffe freigesetzt werden.Böden filtern Regenwasser und lassen so sauberes Trinkwasser entstehen. Sie sind meist in der Lage, saure Niederschläge zu puffern. Viele Stoffe, die in den Boden gelangen, können sie speichern. Durch ihre Fähigkeit, verschiedene chemische Reaktionen ablaufen zu lassen, tragen sie maßgeblich zur Entgiftung vieler Fremdstoffe in der Natur bei.

 

Bereits diese Aufzählung einiger wichtiger Eigenschaften lässt erkennen, dass Böden dynamische Gebilde darstellen, die sich im Lauf der Zeit und in Abhängigkeit von den jeweils herrschenden Umweltbedingungen verändern.

 

 Verwitterung und Bodenbildung

 

Die feste Gesteinshülle unseres Planeten entstand, als sich die zunächst glutflüssige Erde abkühlte. Dieser Erstarrungsprozess verlief nicht einheitlich. Bei raschem Erkalten, zum Beispiel unter dem Einfluss von Niederschlägen aus der Atmosphäre, erstarrte das glutflüssige Gestein zu einer nicht kristallinen, glasartigen Masse. Dort, wo sich die Oberfläche allmählich abkühlen konnte, etwa unter einer bereits erstarrten Außenhaut, konnte die Schmelze langsam auskristallisieren. Dabei kam es, je nach der Abkühlungsgeschwindigkeit, zu mehr oder minder ausgeprägten Entmischungen verschiedener Mineralien, zum Beispiel von Feldspat, Quarz und Glimmer, wie sie für Granitgestein charakteristisch sind. Neben Granit gehören zu den grobkristallinen Erstarrungsgesteinen oder Magmatiten mit granitischer Struktur der Diorit, der Gabbro und der Peridotit. Zu den feinkristallinen bis glasartigen Gesteinen mit porphyrischer Struktur zählen vor allem Rhyolith, Dacit, Andesit, Pikrit und Basalt. Die Bildung solcher Magmatite kann man noch heute bei der raschen Erstarrung von Magmen an der Erdoberfläche nach Vulkanausbrüchen oder beim langsamen Erkalten in größerer Tiefe feststellen.

 

Aufbau der Erdkruste

 

Die verschiedenen Magmatite unterscheiden sich in ihrer mineralischen Zusammensetzung. Im Diorit geht der Quarzanteil im Vergleich zum Granit stark zurück, der Feldspatanteil nimmt dagegen zu, der Peridotit enthält keinen Quarz, dafür neben sehr wenig Feldspat hauptsächlich Olivin. Ebenso unterscheiden sich die feinkristallinen Magmatite in ihrem Mineralbestand, wobei der Rhyolith viel Quarz und Feldspat enthält, während der Pikrit vorwiegend aus Olivin besteht.

 

In den die Magmatite aufbauenden Mineralien sind alle chemischen Elemente, die wir heute in unseren Böden vorfinden, enthalten. Quarz besteht, von Verunreinigungen durch andere Mineralien abgesehen, aus Kieselsäure (SiO₂). Feldspäte bilden dagegen ein Grundgerüst aus aluminiumhaltigen Silicaten (Alumosilicaten). In dieses Gerüst können Natrium (beim Albit), Kalium (beim Orthoklas) oder Calcium (beim Anorthit) eingebaut sein, oder es können Mischungen von Natrium- und Kaliumfeldspäten entstehen, die Plagioklase. Die meist dunkel gefärbten Pyroxene und Amphibole, zu denen auch der Glimmer gehört, besitzen kein durchgehendes Alumosilicatgerüst, vielmehr bilden hier die Alumosilicate zu Schichten vernetzte Kettenmoleküle. Zwischen diesen Schichten können verschiedene Ionen eingelagert werden. Als Beispiele seien der Augit ((Ca, Mg, Fe, Al, Ti)₂(Si, Al)₂O₆) und die Hornblende (Ca₂(Mg, Fe, Al)₅(Si, Al)₈O₂₂(OH)₂) genannt. Die bereits erwähnten Olivine sind Magnesium-Eisen-Silicate. Schließlich finden sich in nahezu allen Magmatiten wechselnde Mengen weiterer, oft schwermetallhaltiger Verbindungen, die häufig die Gesteinsfärbung beeinflussen. Beispiele dafür bieten der Turmalin (Bor-Aluminium-Silicat), Pyrit (FeS₂), Magnetit (Fe₃O₄), Ilmenit (FeTiO₃) und andere, sodass sich auch die bisher noch nicht erwähnten Elemente in den verschiedenen Magmatiten finden.

 

Während der weiteren Entwicklungsgeschichte der Erdkruste können aus den primär entstandenen Mineralien — meist unter hohem Druck und erhöhter Temperatur — stark veränderte Mineralien und Gesteine entstehen. Sie werden als Metamorphite bezeichnet. Ein typisches Beispiel sind die Gneise. Außerdem können sich durch Verwitterung und Umschichtung der primären Magmatite Sedimente bilden. Je nach der Löslichkeit der einzelnen Mineralien in Wasser und nach deren Reaktionsfähigkeit können dabei wieder neue Mineralien und Gesteine entstehen.

 

Verwitterung durch mechanische Prozesse

 

Die an der Erdoberfläche primär entstandenen Magmatite unterlagen in der Folgezeit Druckdifferenzen, Temperaturänderungen sowie anderen Witterungseinflüssen. Dadurch zerfielen die Ursprungsgesteine im Lauf der Zeit, sie verwitterten. Bei der Verwitterung werden besonders folgende Einflüsse wirksam: Ergeben sich rhythmische Temperaturänderungen, beispielsweise im Tag-Nacht-Rhythmus oder im Wechsel der Jahreszeiten, dann dehnen sich in kristallinen Gesteinen die einzelnen Mineralien unterschiedlich stark aus und ziehen sich wieder zusammen. Die dabei auftretenden Spannungen lassen grobkristalline Gesteine zu scharfkantigem Gesteinsschutt oder Grus zerfallen, der Korngrößen zwischen Sand und Kies einnehmen kann. Auch nicht kristalline Gesteine können der Temperatursprengung unterliegen, wenn beispielsweise Regen auf erhitztes Gestein fällt oder wenn ausgeprägte Temperaturdifferenzen zwischen Tag und Nacht auftreten. Temperaturänderungen an sich führen im nicht kristallinen Gestein zu Spannungen, in deren Gefolge Risse und Spalten entstehen. Besonders drastische Temperatursprünge treten in Wüstenregionen auf, wo an Gesteinsoberflächen tagsüber Temperaturen von 60 bis 80 ºC erreicht werden können, während in der Nacht die Temperaturen unter 0 ºC sinken. Wird der Gesteinsschutt abtransportiert, dann wird das darunter liegende Gestein entlastet und kann sich ausdehnen. Entsprechend den unterschiedlichen Ausdehnungskoeffizienten der verschiedenen Mineralien in diesem Gestein können sich Risse und Klüfte bilden.

 

In Gesteinsrisse und Spalten eindringendes Wasser dehnt sich beim Gefrieren etwa um zehn Prozent aus. Dabei entstehen Drücke bis über 2000 bar. Solchen Kräften hält langfristig kein Gestein stand, es werden Stücke abgesprengt. Diese Frostsprengung wird auch an bereits zerkleinerten Felsstücken fortgesetzt, sodass schließlich sehr feine Partikel entstehen, wie beispielsweise der Schluff mit einem Korndurchmesser zwischen 0,063 und 0,002 Millimeter. In wärmeren Klimaten kann sich aus dem Wasser auskristallisierendes Salz an der Gesteinssprengung beteiligen oder auch Salze im Gestein selbst, die beim Befeuchten Kristallwasser aufnehmen und dadurch ihr Volumen vergrößern. Bei solchen Salzsprengungen werden Drücke von zehn bar und mehr erreicht. Das genügt, um bereits rissig gewordenes Gestein zerfallen zu lassen.

 

Verwitterung durch chemische Prozesse

 

Während diese Arten der Gesteinssprengung bereits nach Jahren oder Jahrzehnten deutliche Spuren der Zerkleinerung erkennen lassen, verläuft die Gesteinsverwitterung durch Auswaschung langsamer. Zunächst wäscht Wasser die am leichtesten löslichen Bestandteile aus dem Gestein. Dazu gehören viele Chloride, Sulfate und Phosphate, wie etwa Steinsalz, Gips und Apatit. Im Verlauf genügend langer Zeiträume werden auch schwer lösliche Verbindungen wie Silicate ausgespült. Dieser Lösungsvorgang ist bereits mit gewissen chemischen Umsetzungen verknüpft: Wasser enthält stets H⁺- und OH^--Ionen. H⁺ ersetzt zunächst die an den Silicaten außen ansitzenden Alkali-Ionen (Na⁺, K⁺). Da das auf die Gesteine einwirkende Wasser ständig wieder abfließt oder versickert und immer wieder durch frisches Niederschlagswasser ersetzt wird, stehen stets H⁺-Ionen für diesen Vorgang zur Verfügung. Enthält das Wasser viele H⁺-Ionen, reagiert es deutlich sauer (etwa ab pH 4). Können die H⁺-Ionen über lange Zeiträume hinweg einwirken, dann werden auch Aluminium (Al³⁺) und andere mehrwertige Ionen (zum Beispiel Eisen und Mangan) abgelöst. Dabei zerfallen die ursprünglich kompakten Silicate zu kleinkörnigen Quarzpartikeln mit nur noch geringem Aluminiumgehalt. Aus den Endprodukten dieser sauren Hydrolyse kann Kaolinit gebildet werden, ein wichtiges Rohprodukt für die keramische Industrie.

 

Herrschen bei der Verwitterung alkalische Bedingungen, überwiegen also im Wasser OH^--Ionen, dann werden die im Ursprungsgestein vorliegenden Kieselsäureketten gespalten. Kieselsäure geht dabei in Lösung, während die (häufig farbigen) Metall- bzw. Metalloxidbestandteile erhalten bleiben. Dadurch ist das so gebildete, ebenfalls sehr feinkörnige Verwitterungsprodukt oftmals intensiv gefärbt. Es kann jedoch auch nahezu farblos sein, wenn es hauptsächlich Aluminium enthält. Als Verwitterungsprodukt einer alkalischen Hydrolyse kann unter anderem Bauxit entstehen, das Ausgangsprodukt der Aluminiumgewinnung.

 

Anders als Silicate verwittern Carbonate besonders in kohlensäurehaltigem Wasser, das sich stets bildet, wenn Regentropfen in der Luft Kohlendioxid lösen. Die Kohlensäure des Regenwassers bildet mit Carbonaten Hydrogencarbonate, die sich im Wasser leicht lösen. Die Carbonatverwitterung gehört zu den sehr schnell ablaufenden Verwitterungsformen.

 

Mineralien, die Eisen, Mangan oder andere leicht oxidierbare Metalle enthalten, können langsam zerfallen, wenn sie beispielsweise im Verlauf von Gesteinssprengungen der Luft ausgesetzt werden. Diese Form der Verwitterung fand in großem Umfang statt, als im Verlauf der Entwicklungsgeschichte der Erde eine sauerstoffhaltige Atmosphäre entstand. Bei der Oxidation von Fe²⁺ zu Fe³⁺ oder von Mn²⁺ zu Mn⁴⁺ entsteht ein Überschuss an positiven Ladungen, der dadurch ausgeglichen wird, dass ein Teil der oxidierten Ionen oder andere Kationen (H⁺, K⁺, Na⁺, Mg²⁺) aus dem ursprünglichen Kristallgitter austreten. In jedem Fall verliert das Kristallgitter an Stabilität und zerfällt leichter bei der weiteren Verwitterung. Im Fall von eisenhaltigen Mineralien bilden sich bei der Oxidation rotbraune Verwitterungsprodukte, im Fall manganhaltiger Mineralien werden sie braun bis schwarz. Werden Sulfide oxidiert, dann bilden sich die entsprechenden Sulfate, die unter geeigneten Bedingungen Schwefelsäure freisetzen können.

 

Zu einem viel späteren Zeitpunkt, wenn die mineralischen Verwitterungsprodukte mit abgestorbenem organischen Material angereichert werden, können sich auch organische Säuren an der weiteren Verwitterung der Mineralien beteiligen: Citronensäure, Weinsäure, Äpfelsäure und andere Hydroxycarbonsäuren können viele Metalle komplex binden und damit aus dem Kristallgitter der Mineralien entfernen, die dadurch leicht zerfallen.

 

Verfrachtung des Verwitterungsschutts

 

Das durch Verwitterung gebildete, zerkleinerte Material wird meist durch Schwerkraft, Eis, fließendes Wasser und Wind mehr oder minder weit vom Entstehungsort abtransportiert. Das verfrachtete Material kann entweder am Ablagerungsort als Lockermaterial einen Boden bilden oder aber zunächst zu einem Sekundärgestein verfestigt werden, das erst nach erneuter Verwitterung einen Boden bildet.

 

Bei der Verfrachtung durch die Schwerkraft rutscht das Verwitterungsmaterial an Berghängen zu Tal, wo sich tiefgründige Böden entwickeln, während an den Berghängen meist nur dünne Schichten von Lockermaterial verbleiben. Fließendes Wasser vermag dagegen den Gesteinsschutt über Hunderte von Kilometern mitzuschleppen. Rollbewegungen von Steinen am Gewässergrund, die gegenseitige Reibung der Lockersedimente aneinander sowie die Reibung des Wassers an den Steinen und nicht zuletzt Lösungsvorgänge und Hydrolysen an den Gerölloberflächen zerkleinern das Material derart, dass schließlich nur Feinmaterial übrig bleibt — teils als Sand, teils als Schluff- oder Tonpartikel. Die im Fluss mitgeführten Partikel werden zum Teil bei Überschwemmungen auf dem Festland deponiert. Zum größten Teil werden sie aber im Meer abgelagert, wodurch sich im Lauf der Zeit sehr mächtige Sedimente bilden. Im Meerwasser gelöste Kieselsäure, Bicarbonate oder Metalloxide können die abgelagerten Partikel wieder zu kompaktem Gestein verfestigen.

 

Während lang anhaltender Kälteperioden kann auf dem Festland der Verwitterungsschutt mit dem Gletschereis wandern. Das mit der Gletscherzunge verschobene Material bleibt schließlich als Endmoräne liegen, das auf dem Rücken der Gletscher mitgeführte Material nach dem Abschmelzen des Eises als Grundmoräne. Das mit dem Eis verfrachtete Material ist unterschiedlich stark zerkleinert und abgeschliffen, sodass sich in den Moränen von feinen Tonteilchen bis hin zu zentnerschweren Geröllen alle Korngrößen finden.

 

Schließlich kann Wind feinen Verwitterungsschutt (Sand, Schluff und Lehm) verlagern. Dabei werden die bewegten Teilchen durch gegenseitige Reibung nochmals kleiner. Beispiele für Windverfrachtung stellen die bis zu 30 m mächtigen Lössablagerungen dar.

 

Ordnung der Lockersedimente nach Korngrößen

 

Die Korngröße der Lockersedimente — sie reicht von der Größe von Gesteinsblöcken bis hinab zu feinsten Tonpartikeln — ist ein wichtiges Charakteristikum für Böden: Die Korngröße bedingt nämlich das Porenvolumen zwischen den mineralischen Partikeln, das wiederum Durchlüftung und Wasserhaltevermögen eines Bodens prägt. Außerdem nimmt mit kleiner werdender Partikelgröße die Gesamtoberfläche des mineralischen Bodenmaterials zu, womit sich die weitere Verwitterung, also die Freisetzung pflanzenverfügbarer Verbindungen, verbessert. Die chemische Zusammensetzung der Mineralien entscheidet darüber, welche Elemente freigesetzt werden können. Bei gleicher mineralischer Zusammensetzung wird also der Nährstoffgehalt eines Bodens mit abnehmendem Korndurchmesser steigen. Da andererseits das Porenvolumen des Bodens für das Pflanzenwachstum wichtig ist, muss ein Boden eine möglichst optimale Mischung von Sand und Ton darstellen. Nach ihrer Zusammensetzung hinsichtlich der Korngrößen teilt man die Böden in verschiedene Bodenarten ein. Die Korngrößen unterhalb von zwei Millimeter fasst man oftmals als »Feinboden« zusammen, diejenigen von mehr als zwei Millimeter Durchmesser als »Skelettboden«. In grober Näherung kann man die Bodenarten durch Reiben einer Bodenprobe zwischen zwei Fingern bestimmen (Fingerprobe). Dabei gelten als Kriterien für Ton: formbar, beschmutzend und eine glatte, glänzende Oberfläche bildend. Schluff verhält sich wenig formbar, mehlig, zerbröckelnd, nicht beschmutzend; er bildet raue Gleitflächen. Sand ist nicht formbar, körnig und nicht beschmutzend.

 

Humusbildung

 

Nach der Bildung eines mehr oder minder feinkörnigen Verwitterungsmaterials wird dieses im Lauf der Zeit zunächst von Pflanzen und anschließend auch von Tieren besiedelt. Abgefallenes Laub, abgestorbene Pflanzen und tote Tierkörper bilden allmählich eine Schicht organischen Materials auf dem zunächst rein mineralischen Untergrund. Nun siedeln sich Bodenlebewesen an, die die organischen Reststoffe mechanisch zerkleinern und zum Teil verdauen. Die schwer abbaubaren Komponenten werden zunächst im Darm bodenbewohnender Tiere zu Huminstoffen umgebaut und ausgeschieden. Ganz allmählich unterliegen auch diese Rückstände einer vollständigen enzymatischen Zersetzung, wobei die Abbaugeschwindigkeit auch von Umweltfaktoren wie Feuchtigkeit des Bodens und Temperatur mitbestimmt wird. Am Abbau der organischen Reststoffe beteiligen sich eine Vielzahl von Bakterien, Pilzen und Kleintieren. Alle bodenbewohnenden Organismen fasst man unter dem Sammelbegriff »Edaphon« zusammen. Unter den bodenbewohnenden Tieren nehmen die Regenwürmer insofern eine Sonderstellung ein, als sie durch die Röhren, die sie im Boden anlegen, erheblich zur Belüftung und zur Wasserdurchlässigkeit des Bodens beitragen. Außerdem durchmischen sie organische und anorganische Bodenbestandteile. An dem Durchmischungsprozess beteiligen sich allerdings auch die Pflanzen, indem sie mit ihrem Wurzelwerk meist in den mineralischen Bereich des Bodens eindringen. Nachdem die Pflanzen abgestorben sind, verbleiben die Wurzeln an Ort und Stelle. Aus der organischen Auflageschicht wandern langsam Bakterien und Pilze in die abgestorbenen Wurzeln ein und zersetzen sie.

 

 Entwicklung des Bodens

 

Wesentliche Elemente, die zur Bodenentwicklung beitragen, sind das Ausgangsgestein, das Klima, die physikalischen Gesetze der Schwerkraft, die Morphologie der Landschaft (das Relief), die Pflanzen- und Tierwelt, oft auch das Grund- und Oberflächenwasser. Diese Faktoren bedingen ständige Stoffumwandlungen und -verlagerungen im Boden, die schließlich zur Ausbildung typischer Bodenhorizonte führen.

 

Humusstoffe und -formen

 

Obwohl der Humus aus abgestorbenen Pflanzen und Tieren hervorgegangen ist, hat sich sein Chemismus gegenüber den Ausgangsstoffen völlig verändert. Durch die Tätigkeit der Bodenlebewesen entsteht eine Fülle neuer Stoffe, die dennoch gewisse Gemeinsamkeiten im Aufbau erkennen lassen. Sie setzen sich zum großen Teil aus Molekülen mit aromatischen Ringen zusammen, die durch Kohlenstoffketten unterschiedlicher Länge miteinander verknüpft sind. Die Vernetzungen erfolgen über Sauerstoff- und Sulfidbrücken, über Imidogruppen und andere Brückenbindungen. Verschiedene funktionelle Gruppen wie Carboxylgruppen, Hydroxylgruppen und Carbonylgruppen befähigen die Huminstoffe zu einer Vielzahl von chemischen Reaktionen mit geeigneten Reaktionspartnern.

 

Beim Abbau der ursprünglichen organischen Ausgangsstoffe und beim Umbau zu Huminstoffen werden diejenigen Elemente freigesetzt, die zuvor in den organischen Stoffen gebunden waren — beispielsweise Stickstoff, Schwefel, Phosphor — und eine Vielzahl von Metallen. Unter den vorzugsweise aeroben, also bei Anwesenheit von Sauerstoff ablaufenden, Abbaubedingungen werden diese Elemente in einer für lebende Pflanzenwurzeln resorbierbaren Form freigesetzt. Im Zug der Humifizierung gelangen all jene Elemente in den Boden zurück, die ihm früher durch die Pflanzen entzogen wurden.

 

Die im Boden verbleibenden Huminstoffe gliedert man gewöhnlich in drei Gruppen: (1) Humine, die in kalter Natronlauge unlöslich sind und wohl hochmolekulare Stoffe darstellen. (2) Huminsäuren, die sich in kalter Natronlauge lösen und mit Säuren wieder ausgefällt werden können. Huminsäuren verfügen über eine Reihe von schwach sauer reagierenden funktionellen Gruppen. Sie bilden Partikel mit einem Durchmesser von 20 bis 40 Nanometer (ein Nanometer ist ein Milliardstel Meter). (3) Fulvosäuren, die sich ebenfalls in kalter Natronlauge lösen, jedoch nicht mit Säuren ausgefällt werden können. Sie besitzen ein geringeres Molekulargewicht als Huminsäuren, zeichnen sich aber durch einen höheren Gehalt an Carboxylgruppen aus. Im Boden werden sie häufig an Tonmineralien oder Metalloxide adsorbiert.

 

Alle Huminstoffe stellen keine Endprodukte dar, sondern werden weiter chemisch umgesetzt. Dabei nimmt die Zahl ihrer Carboxyl- und phenolischen OH-Gruppen zu, wodurch sie viele organische und anorganische Moleküle binden und wieder abspalten können. Das gilt auch für Metallionen, die als Pflanzennährstoffe dienen. Somit sind Huminstoffe ähnlich wichtig für die Bodenfruchtbarkeit wie Tonmineralien, die ebenfalls Metallionen reversibel binden.

 

Während der Humifizierung werden Säuren wie Salicylsäure, Gallussäure und Citronensäure freigesetzt. Diese im Boden mobilen Säuren werden mit dem Niederschlagswasser aus der Humusschicht in das darunter liegende anorganische Verwitterungsmaterial gespült. Hier können sie Metalle komplex binden. Die leicht wasserlöslichen Verbindungen werden mit dem Regenwasser dann tiefer in den Boden transportiert, sodass die oberen Bereiche des mineralischen Bodens langsam an Metallen verarmen. In den tiefer liegenden Bodenschichten fallen die Metalle wieder aus, färben den Boden an und bilden mitunter feste Gesteinsmassen (Ortsteinbildung). Die für die Bodenstruktur so bedeutsame Säurebildung im Humus läuft umso intensiver ab, je weniger Sauerstoff Zutritt zum Humus findet, also besonders in vernässtem und verdichtetem Humus, in dem Mikroorganismen die Säurebildung forcieren.

 

Bodenhorizonte

 

Die Überlagerung des mineralischen Lockermaterials durch Humus und die Umlagerungen im mineralischen Anteil des Bodens bedingen im Lauf der Zeit eine ausgeprägte Schichtung des Bodens, die auch optisch deutlich zutage tritt, wenn man einen vertikalen Schnitt durch den Boden legt. Diese Schichten bezeichnet man als Bodenhorizonte.

 

Zuoberst liegt die Laubstreu, die man noch nicht den Bodenhorizonten zuordnet. Diese Bodenauflage bezeichnet man mit dem Buchstaben L, mitunter auch mit OL. Unter der Laubstreu bauen Bodenfauna und Mikroorganismen das organische Material enzymatisch ab, wobei sich Humus bildet. Dieser Abbau schreitet nach unten hin immer stärker fort. Der Humus bildet den obersten Bodenhorizont, den organischen Horizont oder O-Horizont. Gewöhnlich untergliedert man ihn in eine obere Schicht Of, in der neben noch weitgehend unzersetztem organischen Material bereits Feinmaterial entstanden ist, und in eine untere Schicht Oh, in der der Abbau bereits so weit fortgeschritten ist, dass der Anteil des Feinmaterials mindestens 70 Prozent beträgt.

 

Auf den Humushorizont folgt der mineralische Oberboden oder A-Horizont, der seinerseits eine deutliche Schichtung aufweist. Die oberste Zone, der Ah-Horizont, kann bis zu 15 Prozent Humus aus dem O-Horizont enthalten, der durch Bodenwühler und mit dem Regenwasser eingetragen wurde. Dieser Horizont ist deshalb dunkel gefärbt. Bei einem lehmreichen A-Horizont und nur mäßiger Versauerung kann aus dem unter dem Ah-Horizont liegenden Al-Horizont Ton ausgewaschen werden, wodurch sich dieser Horizont deutlich aufhellt. Liegt ein tonarmer A-Horizont vor und herrscht ein gemäßigt feuchtes Klima, dann können durch Huminsäure Eisen und andere Kationen ausgewaschen werden. Es resultiert dann ein sehr hellfarbiger Al- oder Auswaschungshorizont. Besonders deutlich ausgeprägt ist diese Erscheinung, wenn die Humusschicht von Rohhumusbildnern stammt, etwa von Koniferen und Heidekraut, oder wenn die Humusschicht schlecht belüftet ist.

 

Auf den A-Horizont folgt der mineralische Unterboden oder B-Horizont. Farbe und Aufbau dieses Horizonts sind entweder durch die Verwitterung des Bildungsgesteins oder durch eingewaschene Mineralien aus dem Oberboden charakterisiert. Entsprechend den örtlichen Gegebenheiten kann man deshalb verschiedene Ausprägungen unterscheiden. So steht das Kürzel Bv für einen Horizont, der durch fortschreitende Verwitterung des Ausgangsgesteins braun und lehmig geworden ist. Mit Bt bezeichnet man dagegen einen B-Horizont, der durch Einwaschungen aus dem Oberboden mit Lehm angereichert ist, mit Bh, wenn Humus aus dem Oberboden eingelagert wurde, und mit Bs, wenn Metalle ausfallen, die im Oberboden mithilfe von Säuren (beispielsweise Humin- oder Fulvosäuren) gelöst wurden. In einen solchen Horizont werden also farbige Metallverbindungen eingeschwemmt (»eingewaschen«). Daher nimmt dieser Einwaschungs- oder Illuvialhorizont — wie er auch genannt wird — in jedem Fall eine entsprechende charakteristische Färbung an.

 

Schließlich folgt der noch wenig verwitterte Untergrund. Handelt es sich dabei um das Ausgangsgestein des Bodens, dann spricht man von einem C-Horizont. Wurde auf einem Gestein Fremdmaterial abgelagert, das einen Boden bildete, dann bezeichnet man ihn als D-Horizont. Mitunter steht der mineralische Untergrund unter dem Einfluss von Grundwasser. In einem solchen Fall spricht man von einem G-Horizont. Schwankt der Grundwasserstand und hinterlässt er dadurch rostfleckige Bereiche im Gestein, dann heißt er Go-Horizont. Liegt dagegen der Gesteinsuntergrund dauerhaft im Grundwasserbereich und stellt sich eine graugrüne bis fahlblaue Färbung ein, die auf Reduktionsprozesse zurückgeht, dann wird er als Gr-Horizont bezeichnet. Handelt es sich um einen Gesteinsuntergrund, der das Sickerwasser nur schwer ablaufen lässt und deshalb häufig sauerstoffarm ist, sodass sich marmorartige Farbbänder zeigen, dann handelt es sich um einen Stauwasser- oder S-Horizont.

 

Umweltbedingungen und Bodenbildung

 

Die Bodenbildung wird nicht nur durch das Ausgangsgestein und die Humusbildung geprägt, sie hängt auch vom Klima, vom Grundwasserstand und nicht zuletzt von der Zeitspanne ab, die dem Boden für seine Entwicklung zur Verfügung stand. So können an unterschiedlichen Standorten aus dem gleichen Ausgangsgestein Böden mit verschiedenen Eigenschaften entstehen.

 

Häufige Frosteinwirkung führt zur Frostsprengung oder Kryoklastik. Sie reicht so weit in die Tiefe wie der Vorgang des Auftauens und des Wiedergefrierens. Die dabei stattfindenden starken Durchmischungsvorgänge (Kryoturbation) führen zur Entstehung von Frostmusterböden. Hohe Temperaturen bei gleichzeitig hoher Niederschlagstätigkeit lassen das Gestein tiefgründig verwittern — typisch für Böden in den Tropen. Alkali- und Erdalkalimetalle sowie Silicate werden dabei in die Tiefe transportiert, während das verwitterungsbeständigere Eisen- und Aluminiumoxid sowie Kaolinit, ein Aluminiumsilicat, zurückbleiben. Ein solcher ferralitisierter Tropenboden ist intensiv rotbraun gefärbt. Bei der weniger intensiven Niederschlagstätigkeit der gemäßigten Breiten, den dort herrschenden milderen Temperaturen und pH-Werten unter 7 führen die bei der Verwitterung freigesetzten Eisenoxide zum Verbraunen der Böden, wobei ein intensiv braun gefärbter Bv-Horizont entsteht. Diese Böden sind nicht so nährstoffarm wie Tropenböden und enthalten mehr Ton oder Lehm.

 

Stehen Böden ganzjährig mit dem Grundwasser in Verbindung, sodass sie schlecht belüftet werden, dann wird der Abbau organischer Stoffe gehemmt. Fehlt eine Humusauflage und stammt organisches Material lediglich von Wassertieren und Mikroorganismen, wird ein solcher Boden als Anmoor bezeichnet. Existieren dagegen vernässte Humusauflagen aus Pflanzenmaterial, dann spricht man von einem Moor. Das unter den anaeroben Bedingungen kaum noch abgebaute organische Material bezeichnet man als Torf.

 

Sauerstoffmangel durch Wassersättigung des Bodens beeinflusst auch mineralische Bodenschichten. Die durch den Sauerstoffmangel hervorgerufenen reduzierenden Bedingungen führen unter anderem zur Bildung von zweiwertigen Eisen- und Manganverbindungen, die dem Boden eine charakteristische graugrüne Farbe verleihen. In trockenwarmen Regionen, in denen die Böden mehr Wasser durch Verdunstung abgeben als ihnen durch Niederschläge zugeführt wird, können an der Bodenoberfläche Salze oder Kalk ausgeschieden werden. Dann bilden sich mehr oder weniger mächtige Krusten von Gips, Kalk oder Steinsalz. Versalzungen des Oberbodens drohen auch bei künstlicher Bewässerung in Trockengebieten.

 

Prof. Dr. Günter Fellenberg

 

Weiterführende Erläuterungen finden Sie auch unter:

 

Boden: Typen und Eigenschaften

 

Literatur:

 

Bodenerosion. Analyse und Bilanz eines Umweltproblems, herausgegeben von Gerold Richter. Darmstadt 1998.

 

Bodenkunde, Beiträge von Herbert Kuntze u. a. Stuttgart ⁵1994.

 

Bodenökologie, Beiträge von Ulrich Gisi u. a. Stuttgart u. a. ²1997.

 Breburda, Josef: Bodenerosion - Bodenerhaltung. Frankfurt am Main 1983.

 Eitel, Bernhard: Bodengeographie. Braunschweig 1999.

 

FAO / Unesco Bodenkarte der Welt. Deutsche Übersetzung der Revidierten Legende, 1988 /1997, herausgegeben von Friedrich Bailly u. a. Braunschweig 1997.

 Fellenberg, Günter: Boden in Not: vergiftet, verdichtet, verbraucht. Eine Lebensgrundlage wird zerstört. Stuttgart 1994.

 

Handbuch der Bodenkunde, herausgegeben von Hans-Peter Blume u. a. Landsberg am Lech 1996 ff. Loseblattausgabe.

 Hartge, Karl Heinrich / Horn, Rainer: Einführung in die Bodenphysik. Stuttgart ³1999.

 Kubina, Walter L.: Bestimmungsbuch und Systematik der Böden Europas. Illustriertes Hilfsbuch zur leichteren Diagnose und Einordnung der wichtigsten europäischen Bodenbildungen unter Berücksichtigung ihrer gebräuchlichsten Synonyme. Stuttgart 1953.

 Mückenhausen, Eduard: Entstehung, Eigenschaften und Systematik der Böden in der Bundesrepublik Deutschland. Frankfurt am Main ²1977.

 Richter, Jörg: Der Boden als Reaktor. Modelle für Prozesse im Boden. Stuttgart 1986.

 Scheffer, Fritz / Schachtschabel, Paul: Lehrbuch der Bodenkunde. Stuttgart ¹⁴1998.

 Schroeder, Diedrich: Bodenkunde in Stichworten, bearbeitet von Winfried E. H. Blum. Berlin u. a. ⁵1992.