Prozesse und Eigenschaften

Inhaltsverzeichnis

1 Chemische Prozesse/Eigenschaften 21.1 Bodenaciditat . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.2 Pufferung und Puffersysteme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4

1.2.1 Puffersubstanzen und Pufferbereiche . . . . . . . . . . 41.2.2 Okologische Bedeutung der Bodenreaktion . . . . . . . 51.2.3 Entkalkung und Kalkbedarf . . . . . . . . . . . . . . . 61.2.4 Gefuge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

1.3 Sorptionsprozesse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81.3.1 Ladungsarten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

1.4 Kationenaustausch . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91.4.1 Potentielle und effektive KAK . . . . . . . . . . . . . . 101.4.2 Basensattigung (BS) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

1.5 Redoxreaktionen in Boden . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 121.5.1 Das Redoxpotential . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 121.5.2 Redoxreaktionen im Boden . . . . . . . . . . . . . . . . 131.5.3 Anaerobe und Aerobe Verhaltnisse . . . . . . . . . . . 141.5.4 Morphologische Auspragung im Profil . . . . . . . . . . 15

2 Physikalische Prozesse/Eigenschaften 162.1 Kornung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 162.2 Poren . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 162.3 Bodenwasser . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 162.4 Gefuge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16

2.4.1 Gefugearten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 172.4.2 Quellung und Schrumpfung . . . . . . . . . . . . . . . 182.4.3 Gefugestabilitat und Bodeneigenschaften . . . . . . . . 19

2.5 Bodentemperatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 192.5.1 Warmetransport im Boden . . . . . . . . . . . . . . . . 202.5.2 Thermische Eigenschaften der Bodenbestandteile . . . 202.5.3 Warmebewegung und Warmehaushalt . . . . . . . . . 22

2.6 Bodenfarbe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23

1 Chemische Prozesse/Eigenschaften

1.1 Bodenaciditat

Abbildung 1: pH-Wert-Bereiche

Entscheidende Große bei Bestimmung der Bodenaciditat hat er pH-Wert.Der pH-Wert ist definiert als negativer dekadischer Logarithmus der H3O

+-Aktivitat in der Bodenlosung. Er beeinflusst viele wichtige Prozesse im Bo-den, wie z.B. die Nahrstoffverfugbarkeit, Redoxreaktionen, die biologischeAktivitat, Verwitterung und Mineralisierung (s. Abb. 2)

Er beruht auf dem Gehalt des Bodens an:

• austauschbaren/dissoziationsfahigen H+ und

• austauschbaren Al3+ -Ionen

Al3+ liegt in der Bodenlosung in hydratisierter Form vor und kann H+ dis-soziieren. Al-Ionen treten erst ab pH < 5 in der Bodenlosung auf.Al3+ + H2O −→ Al(OH)2+ + H+

Al(OH)2+ + H2O −→ Al(OH)+2 + H+

Al(OH)+2 + H2O −→ Al(OH)3 + H+

Die pH-Werte in Boden liegen meist zwischen 3 und 8. In humiden Klima-bereichen versauern Boden durch anhaltenden H+-Eintrag und abnehmendeSaureneutralisationskapazitat.Prozesse, die zur Bodenversauerung beitragen sind:

1. BodenatmungCorg + O2 −→ CO2bis zu12.000kgCO2/ha ∗ aCO2 + H2O −→ H+ + HCO3−

Abbildung 2: Beziehung zwischen pH-Wert und verschiedenen okologischenpedogenetischen Faktoren. Je breiter das Band, desto intensiver ist der Vor-gang bzw. die Verfugbarkeit der Elemente. Aus Bodenokologie, Gisi, 1997,(nach Schroeder 1992)

2. Bildung organischen Sauren durch Pflanzen und Mikroorganismen2CH2O + 1, 5O2 −→ HC4− + H+H + +H2O

3. Oxidation biologisch gebundenen StickstoffsR−NH2 + 2O2 −→ R−OH + H+ + NO3−

4. Aufnahme von kationischen NahrelementenMg2+(Boden) + 2H+(Wurzel) −→ 2H+(Boden) + Mg2+(Wurzel)

5. Eintrag von SO2, NOX , H2SO4 und HNO3

Schwefelimmissionen: 25 - 100 kg S/ha∗ a erfordern 44 - 175 kg CaO/ha∗azur NeutralisationpH des Niederschlagswassers in landlichen Gebieten pH 4,5 - 4,1, inBallungsgebieten pH 3,5

6. Oxidation von NH+4 und NH3 aus Dungern und Eintragen aus der

AtmosphareNH+

4 + 2O2 −→ NO−3 + 2H+ + H2O

NH3 + 2O2 −→ NO−3 + H+ + H2O

7. Oxidation von Fe2+, Mn2+, Sulfiden und anderen reduzierenden Ver-bindungen4Fe2+ + O2 + 6H2O −→ 4FeOOH + 8H+

4FeS + 9O2 + 6H2O −→ 4FeOOH + 8H+ + 4SO2−4

Die Folgen der Bodenversauerung sind:

• Nahrstoffauswaschung

• KAK nimmt ab durch Senkung der variablen Ladungen

• Mineralisierung von Huminstoffen (KAK zerstort)

• Gefugeanderung

• Azotoxische Wirkungen auf Wurzeln (Neuartige Waldschaden)

• Schwermetall-Mobilisierbarkeit

• Erhohte Al-Loslichkeit (ab pH < 5)

Dadurch wird die Bodennutzbarkeit fur Mensch und Tier verringert, aberauch die chemische Verwitterung vorangetrieben (Pufferverbrauch durch Hy-drolyse).

1.2 Pufferung und Puffersysteme

Pufferung bezeichnet die Eigenschaft des Bodens, trotz Zufuhr von H+- oderOH−-Ionen den pH-Wert zunachst nicht zu andern. Bei der H+-Pufferungwerden also die H+-Ionen neutralisiert und aus der Bodenlosung entfernt.Alle Puffersysteme sind wirksam bis zum Verbrauch der Puffer.

1.2.1 Puffersubstanzen und Pufferbereiche

• Carbonate als PufferIn neutralen bis schwach sauren Boden (insgesamt pH 8,6 bis 6,2) do-miniert das Puffersystem Kohlensaure/Carbonat:

– Calcit - hohe LosungsgeschwindigkeitCaCO3 + 2H+ −→ Ca2+ + CO2 + H2OCaCO3 + CO2 + H2O −→ Ca2+ + 2HCO−

3

Pufferbereich in Boden: pH 7,5 - 7

– Dolomit - geringe LosungsgeschwindigkeitCaMg(CO3)2 + 4H+ −→ Ca2+ + Mg2+ + CO2+H2OPufferbereich: pH 7 - 6,2

• Austauscher als Pufferan Platzen variabler LadungPufferbereich: pH 7 - 3,5

• Silicate als PufferSi−O −M −O − Si−+2H+ −→ Si−OHHO − Si−+M2+

Protolyse des Olivins oder KAlSi3O8+H++H2O −→ K++Al(OH)3+3SiO2

Protolyse des FeldspatsPufferbereich: pH 7 - 3,5

• Pufferung durch Al- und Fe- OxideAl(OH)3 + 3H+ −→ Al3+ + 3H2O austauschbare Al3+ - IonenPufferbereich: pH < 4,5 Al-ToxizitatFe(OH)3 + 3H+ −→ Fe3+ + 3H2OPufferbereich: pH < 3,5

Abbildung 3: pH-Bereiche der einzelnen Puffersysteme

1.2.2 Okologische Bedeutung der Bodenreaktion

• Optimales Pflanzenwachstum pH 5 - 7

• Hochste Aktivitat des Edaphons pH 5 - 7

• Nahrstoffverfugbarkeit optimal pH 5 - 6,5

• Gefugebildung optimal pH > 6,5; pH < 4,5

• Tonverlagerung pH 6,5 - 4,5

• Silikatzerstorung, Al - Toxizitat pH < 4,5

• Mobilisierung von SchwermetallenZn, Cd pH < 5,5Cu pH < 5,0Pb pH < 4,5

Abbildung 4: Ubersicht uber die Puffersysteme und ihre Bedeutung

1.2.3 Entkalkung und Kalkbedarf

Die Kalklosung folgt folgender Gleichung:CaCO3 + CO2 + H2O −→ Ca(HCO3)2

Die Entkalkung wird beeinflußt von pCO2 der Bodenluft, hohem Nieder-schlag, der Immissionsbelastung und pflanzlicher Aktivitat. FortschreitendeEntkalkung und Versauerung sind naturliche Prozesse der Bodenentwicklungim humiden Klima. Der Kalkbedarf ist die Kalkmenge zur Anhebung desBoden-pH auf einen bestimmten Ziel-pH. Die Ermittlung erfolgt uber pH-Messungen. Wirtschaftlich genutzte Boden werden zum Teil kunstlich ge-kalkt. Kalkung bewirkt:

• Beseitigung von austauschbarem Al, das pflanzenschadlich ist und denErtrag verringern kann

• Erhohung der KAKeff und der Basensattigung

• Verhinderung der Zerstorung von Silikaten

• die Zufuhr von Ca

• Veranderung der Nahrstoffverfugbarkeit: Mg, Mn, P

• die Erhohung der biologischen Aktivitat und damit einen positiven Ef-fekt auf Gefugebildung (Regenwurmer), schnellerer Umsatz der organi-schen Reste, in Waldboden Verbesserung der Humusform (Rohhumus−→ Moder −→ Mull)

Bei der Kalkung kommt es zu einer Entprotonisierung protonisierter Positio-nen; man kann nicht den pH der Bodenlosung erhohen, ohne die sorbiertenH+ zu neutralisieren. Der optimale pH-Bereich ist bodenspezifisch. Unter-halb des optimalen pH erhalten Boden Gesundungskalkungen (ca. 25 % derBRD - Ackerflache), Boden aus kalkfreien Substanzen werden mit einer Er-haltungskalkung von bis 4− 5dt/ha ∗ a bearbeitet (ca. 30 % der Nutzflache(Lehm)).

Abbildung 5: Kationenaustausch bei der Kalkung

Tabelle 1: Optimale pH-Werte verschiedener BodenBoden idealer pH Folgen bei Uber- bzw. Unterschreitung

Tonarme Sandboden 5, 3− 5, 7 bei pH > 5, 7 erfolgt keine Ertragssteigerung,Spurenelement- und Mn-Festlegung

Lehmboden 6, 5− 7, 0 Gefugebildung und Ausfallung austauschbarerAl-Ionen

Grunlandboden 5, 0− 5, 5Hochmoorboden 4, 0− 4, 5 Vermeidung zu starker Mineralisierung

Der optimale pH-Wert eines Bodens ist abhangig vom Tongehalt, der or-ganischen Substanz und den Nahr- und Schadstoffen. Die unterschiedlichen

Boden haben jeweils bestimmte ideale pH-Werte (siehe Tab.1):Je nach Boden werden unterschiedliche Kalkdunger eingesetzt. Auf Lehmbodennutzt man eher Brannt- (CaO) und Loschkalk (Ca(OH)2) wahrend Calcit(CaCO3), Dolomit (CaMg(CO3)2) oder Huttenkalk bzw. Kalkmergel (Ca-Silikat) auf Sandboden aufgebracht wird.

1.2.4 Gefuge

Allgemeines zu Gefuge siehe Kapitel 2.4Das Bodengefuge (Bodenstruktur) kennzeichnet die Form der raumlichenAnordnung der mineralischen und organomineralischen Bodenbestandteile.Durch das Bodengefuge wird auch die raumliche Verteilung v.a. der Se-kundarporen bestimmt. Wichtig ist das Gefuge als Standortfaktor:Grobporen sind wichtig, da nur durch sie Luftzufuhr und damit Wurzelat-mung erfolgen kann. Mittelporen sind fur Pflanzen am wichtigsten, da sichin ihnen das pflanzenverfugbare Wasser befindet. (Die Durchwurzelung einesBodens ist immer nur so tief, wie Grob- und Mittelporen reichen). Feinpo-ren sind eher schlecht, da sich dort viel Todwasser sammelt, welches fur diePflanzen nicht mehr nutzbar ist.

1.3 Sorptionsprozesse

Die Sorptionseigenschaften eines Bodens hangen entscheidend mit den La-dungsverteilungen der Bodenlosung und der Bodenteilchen zusammen. DieOberflachen fast aller festen Bodenbestandteile sind elektrisch geladen. Diewichtigsten Ladungstrager sind die feinen Bestandteile mit hoher spezifischerOberflache. Dieses sind vor allem Tonminerale, Huminstoffe, Oxide und Hy-droxide. Wichtig ist auch die innere Oberflache; sie bildet bei quellfahigenTonmineralen (Smectit, Vermiculit) die hauptsachliche Reaktionsflache.

1.3.1 Ladungsarten

Die Gesamtladung eines Bodenteilchens ist die Summe aus permanenter undvariabler Ladung.

• Permanente LadungDurch isomorphen Ersatz der Kationen Si4+ und Al3+ in den Si-Tetraedernund Al-Oktaedern der (Ton)Minerale werden negative Ladungen er-zeugt. Durch Eintausch von Al3+ fur Si4+ in der Tetraederposition undden Kationen von Mg, Fe, K fur Al3+ in der Oktaederposition andertsich die Nettoladung der Schichtpakete (Schichtladung). In den Ton-mineralen der Boden uberwiegen negative Schichtladungen, die durch

Adsorption von Kationen ausgeglichen werden. Die auf isomorphemErsatz beruhenden Ladungen werden als permanent bezeichnet, da sienicht vom pH-Wert abhangen, sondern von im Kristallgitter veranker-ten Ladungsdifferenzen.

• Variable LadungAn die Sorbenten angelagerte funktionelle Gruppen (−OH,−NH2, u.s.w.),wirken in Abhangigkeit vom pH als Lewis-Sauren oder Lewis-Basen. Jenachdem, ob H+ abdissoziiert oder angelagert wird, entstehen negativeoder positive Ladungen. Da diese Ladungen pH-abhangig sind werdensie variabel genannt. Oberhalb des isoelektrischen Punktes (Ladungs-nullpunkt, LNP) funktionieren die funktionellen Gruppen als Katio-nentauscher, unterhalb als Anionentauscher. Der isoelektrische Punktist der pH, bei dem die Anzahl positiver und negativer Ladungen amAustauscher gleich groß ist, und die Nettoladung daher Null betragt.Am Ladungsnullpunkt herrscht minimale chemische Aktivitat und ma-ximale Flockungsbereitschaft des Bodenteilchens.Variable Ladungen kommen vor an Bruchflachen der Tonminerale, anEisen- und Aluminiumoxiden und bei Huminstoffen.

1.4 Kationenaustausch

Die Oberflachenladung der Bodenteilchen wird durch Anlagerung von aquiva-lenten Mengen an Gegenionen ausgeglichen. Die geladene Oberflache und dieGegenionenschicht werden als elektrische Doppelschicht bezeichnet. Die ander Oberflache der geladenen Teilchen adsorbierten Ionen sind gegen andereIonen austauschbar. Die Summe aller austauschfahigen/angelagerten Katio-nen/Ladungen ist die Kationenaustauschkapazitat (KAK). (Analog dazu gibtes auch die Anionenaustauschkapazitat). Sie wird angegeben in Ladungsaqui-valenten pro Masse [cmol/kgBoden].Die Hohe der KAK ist abhangig von der:

• Art der Ladung > pH - Einfluss

• Spezifischen Oberflache der Austauscher (Korngroße, Aufweitbarkeit,Humifizierungsgrad organischer Substanz)

• Struktur der Austauscher (isomorpher Ersatz, Aufweitbarkeit)

Die Eintausch- oder Bindungsstarke der sorbierten Kationen wird vor allembestimmt von der

• Ladung der Kationen: Die Gegenionen werden um so starker an dieOberflache gezogen, je großer die Wertigkeit ist(Al3+ > Mg2+, Ca2+, Ba2+ > Na+, K+).

• Hydratationshulle der Kationen: Die Gegenionen werden um so starkeran die Oberflache gezogen, je kleiner die Hydrathulle ist(K+ > Na+ > Li+, NH+

4 verhalt sich ahnlich wie K+). Bei der Sorp-tion an die geladenen Teilchen muß zumindest ein Teil der Hydrathulleabgegeben werden. Bei Kationen mit fest gebundener Hydrathulle istdazu mehr Energie notig. Die Bindung der Hydrathulle ist bei kleinenIonen am starksten.

• Konzentration der Außenlosung: Die Gegenionen werden um so starkeran die Oberflache gezogen, je hoher die Konzentration der Außenlosungist.

Unter Einbeziehung dieser Faktoren ergibt sich fur die wichtigsten Kationenim Boden folgende Selektivitatsreihe:Na+ < K+ = NH+

4 < Mg2+ < Ca2+ < Ba2+ < Al3+

1.4.1 Potentielle und effektive KAK

• Potentielle KAK (KAKpot):Die potentielle KAK ist die KAK, welche die austauschbaren Kationenbei pH 7 bis 7,5 angibt. Sie wird mit einer bei pH 7 gepufferten BaCl2-Losung bestimmt. Sie ist rein definitorisch auf einen pH(-bereich) fest-gelegt, um vergleichbare KAK-Werte fur verschiedene Boden zu erhal-ten, da durch die variablen Ladungen die KAK pH-abhangig ist.

• Effektive KAK (KAKeff ):Die effektive KAK ist die KAK, die beim aktuellen pH-Wert des Bodensvorliegt. Sie wird mit einer ungepufferten NH4Cl-Losung bestimmt.Der aktuelle pH-Wert liegt bei Boden unter gemaßigt-humiden Klima-ten i.d.R. deutlich unter pH 7, das heißt, dass die KAKeff niedriger alsdie KAKpot ist. Bei diesen Boden wird pH 7 nur unter Anwesenheitvon CaCO3 erreicht, dann entsprechen sich KAKpot und KAKeff .Wenn KAKpot > KAKeff in sauren Boden, dann ist die Abnahme dervariablen Ladung bei Huminstoffen ca. 60 meq/100 g pro pH

1.4.2 Basensattigung (BS)

Als Basen werden in der Bodenkunde die Kationen Ca2+, Mg2+, Na+undK+

bezeichnet, weil ihr Gehalt die basischen Reaktionen des Bodens bestimmt.Die Basensattigung ist der prozentuale Anteil dieser basisch wirkenden Ka-tionen an der KAK. Es gilt: BS(%) = ΣaustauschbareKationen

KAK∗ 100

Die auf die KAKpot bezogene Basensattigung (BSpot) nimmt mit steigen-dem pH zu. Die Basensattigung der organischen Austauscher ist bei gleichempH geringer als die der anorganischen Austauscher, weil sie einen hoheren An-teil schwach saurer Gruppen haben, die erst bei hoheren pH ihr H+ gegenBasen (Kationen) tauschen.Okologisch gesehen ist es sinnvoller die Basensattigung auf die KAKeff zubeziehen (BSeff ), da in vielen Boden die KAKpot und damit die BSpot von100% nie erreicht wird, und die Bodenertrage eher mit BSeff als mit BSpot

korreliert sind.Da unterhalb von pH 7 die KAKeff stets geringer ist als die KAKpot, ist dieBSeff bei gleichem pH stets hoher als die BSpot; sie ist 100% bei pH-Wertenuber 5, da dann kein austauschbares Al3+ mehr vorliegt. Bei pH < 5 gehtin zunehmendem Maße Al3+ in Losung und wird fest an Austauscherplatzegebunden, sodass diese fur die KAK nicht mehr zur Verfugung stehen. Durchdie Verdrangung von K+, Na+, Mg2+ und Ca2+ durch Al3+ wird die BSeff

ab pH < 5 verringert.

Abbildung 6: Schematische Darstellung der Abhangugkeit von KAKeff undKationenbelag (in % von KAKpot) vom pH-Wert in einem Boden mit ca.20...30% Ton, vorwiegend 3Schicht-Tonmineralen und 2...3% Humus

1.5 Redoxreaktionen in Boden

Reduktions-Oxidations-Reaktionen betreffen Elemente mit unterschiedlichenWertigkeiten in Boden. Bei Redoxreaktionen werden Elektronen von einemElektronendonator (dem Reduktionsmittel) auf einen Elektronenakzeptor (dasOxidationsmittel) ubertragen. Die Abgabe von Elektronen (Aufnahme vonSauerstoff) wird als Oxidation, die Aufnahme von Elektronen (Abgabe vonSauerstoff) als Reduktion bezeichnet. Die Halbreaktionen Oxidation und Re-duktion mussen immer miteinander gekoppelt ablaufen. Die meisten im Bo-den ablaufenden Redoxreaktionen sind mikrobieller Natur.

1.5.1 Das Redoxpotential

Der Status von Oxidation und Reduktion kann als Differenz der elektrischenSpannung im Boden gemessen werden. Diese Spannungsdifferenz ist das Re-doxpotential E(V). Die Tendenz einer bestimmten Substanz, Elektronen ab-zugeben oder aufzunehmen, wird durch das Standardpotential E0 (V) dar-gestellt (bezogen auf das Standardpotential der Normalwasserstoffelektrode,die gleich Null gesetzt ist). Die Abhangigkeit des Redoxpotentials E von derAktivitat der oxidierten und reduzierten Form des Redoxpaares beschreibtdie Formel nach Nernst. Sie ist eine Meßgroße fur den Elektronendruck:

Eh = E0 + 0,059n∗ log aox

ared

Eh= Redoxpotential (V)E0 = Standardpotential (V)n = Anzahl der Elektronenaox = Aktivitat der oxidierten Stufeared = Aktivitat der reduzierten Stufe

Oxidierte Stoffe wirken also, wie aus der Gleichung abzulesen, potentialerhohend,reduzierte Stoffe wirken potentialerniedrigend. Oder anders ausgedruckt einstarkes Oxidationsmittel hat ein hohes Normalpotential und ist leicht redu-zierbar, z.B. O2. Ein starkes Reduktionsmittel weist ein niedriges Normalpo-tentialauf und ist leicht oxidierbar, z.B. C. Bei den meisten Redoxreaktionenim Boden ist außerdem ein Protonentransfer beteiligt, d.h. diese Reaktionensind pH-abhangig. Dafur gilt folgende Beziehung:Eh = E0 + 0,059

n∗ log aox

ared− 0, 059 ∗ m

n∗ pH

m = Anzahl der Protonen

1.5.2 Redoxreaktionen im Boden

Der Redoxbereich im Boden ist durch die Stabilitat von Wasser begrenzt unddurch die folgenden Halbreaktionen gegeben:O2 + 4e− + 4H+ −→ 2H2O E0 = 1, 23V2H+ + 2e− −→ H2 E0 = 0VIn Abhangigkeit vom pH-Wert konnen im Boden also die in Abbildung 7 dar-gestellten Redoxpotentiale auftreten. In gut durchlufteten neutralen Bodenliegt das Redoxpotential uber 0,5 V, in anaeroben Boden ist es niedriger.

Abbildung 7: Bereich der im Boden auftretenden Redoxpotentiale E als Funk-tion des pH-Wertes (nach Bohn und Mitarb. 1985 au s Gisi 1997

Der wichtigste Elektronendonator (Reduktionsmittel) im Boden ist dieorganische Substanz. Sie wird mikrobiell zu CO2 oxidiert.C6H12O6 + 6O2 −→ 6CO2 + 6H2O + EnergieZwei Beispiele fur Redoxreaktionen im Boden sind:

• Oxidation von Fe2+ im Go-Horizont eines Gleys:a) 2H2O −→ O2 + 4H+ + 4e−

b) Fe2+ + 3H2O −→ Fe(OH)3 + 3H+ + e−

Gesamtreaktion: 4Fe2+ + O2 + 10H2O −→ 4FeIII(OH)3 + 8H+

• Reduktion von Fe-Oxiden durch H2S in Gleyen und Marschen nachUberflutung:a) H2S −→ S0 + 2H+ + 2e−

b) Fe2+ + 3H2O −→ Fe(OH)3 + 3H+ + e−

Gesamtreaktion: 2Fe(OH)3 + H2S + 4H+ −→ 2Fe2+ + S0 + 6H2O

1.5.3 Anaerobe und Aerobe Verhaltnisse

Solange aerobe Verhaltnisse im Boden herrschen, wirkt der molekulare Sau-erstoff als Elektronenakzeptor. Bei Wassersattigung (z.B. durch Uberflutung)wird der geloste Sauerstoff in kurzer Zeit (Stunden bis wenige Tage) fur dieseReaktion verbraucht und das Redoxpotential sinkt ab. Der Boden ist anae-rob. Die Mikroorganismen benutzen dann andere Substanzen als Elektronen-akzeptoren, wobei die organische Substanz weiterhin als Elektronendonatordient. Wird z.B. Sulfat als Elektronenakzeptor benutzt, lauft folgende Re-doxreaktion ab:2(CH2O) + SO2−

4 + H+ −→ HS− + 2CO2 + H2OSolange ein bestimmter Elektronenakzeptor im Boden vorhanden ist, wirkter als Redoxpuffer. Das Redoxpotential bleibt im fur diesen Akzeptor spe-zifischen Bereich und sinkt erst weiter ab, wenn dieser Akzeptor verbrauchtist. Als Elektronenakzeptoren im Boden (Oxidationsmittel) wirkenO2 > NO−

3 > Mn4+ > Fe3+ > SO2−4 > CO2 > H+

Nitrat wird also bei einem hoheren Redoxpotential reduziert als z.B. Fe3+.

Abbildung 8: Denitrifikation. Stufenweiser Abbau von Stickstoffverbin-dungen im Boden, ausgehend von der hochsten Oxidationsstufe (Ni-trat) bis zum elementaren Gas (N2) in Lehmboden (pH7,8; E0-Werte:NO3 → NO2 0, 40V ; NO2 → NO 0, 33V ; NO → N2O 1, 15V ; N2O →N2 1, 33V ).Worterbuch der Bodenkunde, Hintermaier-Erhard, 1997

Sobald der Sauerstoff in einem Bodenkompartiment verbraucht ist, be-ginnt die Denitrifikation (Nitratatmung), bei der NO−

3 zu NO, N2OundN2

reduziert wird. Diese Prozeßkette fuhrt in landwirtschaftlichen Boden zu be-trachtlichen gasformigen N-Verlusten (siehe Abb. 8). Mit weiterem Absinkendes Redoxpotentials beginnt die Mn2+-Bildung und anschließend die Fe2+-Bildung. Durch diese Prozesse wird die Mobilitat von Mn und Fe im Bodendeutlich erhoht. Bei sehr niedrigen Redoxpotentialen folgt dann die Sulfat-reduktion und die Methanbildung.Beim Ubergang von aeroben zu anaeroben Verhaltnissen kommt es zu ei-nem pH-Anstieg, da alle diese Reduktionsreaktionen mit einem Protonen-verbrauch einhergehen. Bei der Oxidation erfolgt eine Freisetzung von Pro-tonen und damit eine Versauerung, z.B. bei der Oxidation von NH+

4 (nachDungung) oder nach der Dranage eines wassergesattigten anaeroben Bodens.Die Redoxverhaltnisse im Boden konnen uber sehr kurze Distanzen starkschwanken.

1.5.4 Morphologische Auspragung im Profil

Reduzierende Verhaltnisse zeigen sich im Boden meist durch Bleichung. Sieentsteht durch die Reduktion des dreiwertigen Eisens und die Auflosung derEisenoxide und den Verlust des loslichen und damit mobilen Fe2+. Zum Teilkommt es auch zur Bildung von grun-blau gefarbten Fe2+-Verbindungen.Oxidierende Bedingungen werden durch die rot/braun/gelben Farben derEisenoxide (z.B. in Rostflecken) sichtbar. Schwarze Konkretionen bestehenmeist aus Manganoxiden.Besonders deutlich werden diese Phanomene in hydromorphen Boden, dieunter dem Einfluß von Grundwasser (Gleye) oder Stauwasser (Pseudogleye)entstehen. Morphologisch sind wechselfeuchte, staunasse (=redoximorphe)Bedingungen von dauerhaft reduzierenden Bedingungen (Grundwasserein-fluß) zu unterscheiden. Bei einem Milieu mit wechselnden Sauerstoffverhalt-nissen finden wir eine kleinraumige Differenzierung zwischen rostfleckigenund gebleichten Bereichen, die sich im Profilanschnitt der Pseudogleye alsMarmorierung zeigt. Zusatzlich treten hier haufig schwarze Mangankonkre-tionen auf.In der dauerhaft sauerstofffreien Reduktionszone der Gleye (Gr-Horizont)finden wir dagegen gebleichte oder blau-grune Farben. Im daruberliegendenGo-Horizont wird das mit dem Kapillarwasser aufgestiegene Eisen wiederoxidiert.

2 Physikalische Prozesse/Eigenschaften

2.1 Kornung

Siehe Kapitel 1.3.1 aus”Bestandteile“

Beachte: Die Kornfraktionen beziehen sich auf die Korngroßen. Eine Korn-fraktion allein tritt meist selten in einem Boden auf. In der Regel bestehtein Boden aus einer Mischung verschiedener Fraktionen. Die Bodenart be-schreibt die Korngroßenzusammensetzung der mineralischen Bodensubstanz.Die Hauptbodenarten des Feinbodens sind Sand, Schluff und Ton.

2.2 Poren

Siehe Kapitel 1.3.2 aus”Bestandteile“

2.3 Bodenwasser

Siehe Kapitel 1.3.3 aus”Bestandteile“

Beachte: Der pF -Wert ist ein Maß fur die Wasserspannung. Der kf -Wert gibtdagegen die Durchlassigkeit eines Gesteines an.

2.4 Gefuge

Siehe auch Kapitel 1.2.4Die festen Bodenbestandteile (Sand-, Schluff-, Ton-, tote organische Substanz-Teilchen) liegen meist nicht lose nebeneinander, sondern sind miteinander aufunterschiedliche Weise und verschieden fest verbunden. Dieser variable Zu-sammenhalt und seine Formen sowie die dazwischen liegenden Hohlraume (=Poren) werden als Gefuge (oder - besonders fruher - Struktur) bezeichnet. DieAggregierungsmechanismen haben unterschiedliche physikochemische Ursa-chen:

• VAN DER WAALS-Krafte

• COULOMBsche Krafte

• Dipol-Krafte

• Ionen-Bindungskrafte

• Meniskenkrafte

Insgesamt unterscheidet man:

• Makrogefuge: mit bloßem Auge erkennbar, unterteilt in Grundgefugeund Aggregatgefuge

• Mikrogefuge: nur durch Bodendunnschliffe mit Hilfe der Mikroskopiebestimmbar

Das Gefuge ist wichtig fur physikalische (Wasser, Luft, Warme) und chemi-sche (Redox-)Eigenschaften des Bodens. Bodenaggregate entstehen meistensdurch Risse und Risssysteme in der Matrix (= Ausbildung von Sekundarpo-ren). In Boden existieren in der Regel in unterschiedlichen Horizonten ver-schiedene Gefugearten gleichzeitig ubereinander (z.B. Krumelgefuge im Ah,darunter Koharentgefuge, u.s.w.).

2.4.1 Gefugearten

Abbildung 9: Gliederung und Ansprache des Makrogefuges im Boden, Kuntzeet. al. 1994

• Einzelkorngefuge: Der Zusammenhalt geschieht nur durch Menisken-,Reibungs- und Gravitationskrafte, d.h. alle Korner liegen lose nebeneinander. Es gibt keine Wurm- und Wurzelrohren. Diese Form ist ty-pisch fur Dunensand und ahnlich gut sortierte Substrate ohne Binde-mittel.

• Koharentgefuge: Der Zusammenhalt geschieht durch Ko- und Adhasi-onskrafte aller Arten. Das Substrat ist relativ stabil, es finden sich auchWurm- und Wurzelrohren, aber keine Begrenzungsflachen.

• Aggregatgefuge: Hier geschieht der Zusammenhalt durch Ko- und Adhasi-onskrafte aller Arten, es finden sich auch Bindemittel. Der Tongehaltist oft ≥ 25 %, organische Substanz ≥ 2 %. Das Substrat ist meist sta-bil bis sehr stabil und weist deutliche Begrenzungsflachen auf. Es wirdausserdem nach der vorherrschenden Aggregatform unterschieden, alsoz.B. Krumelgefuge, Polyedergefuge, Prismengefuge,... (s. Abb. 9)

2.4.2 Quellung und Schrumpfung

Der Einfluß des Wassergehalts ist sehr groß. Er bewirkt u.a. die Quellung undSchrumpfung eines Bodens. Wenn durch Versickerung und/oder Verdunstungvon Wasser in sedimentiertem Material die Feuchtigkeit verschwindet, tretendie Teilchen dichter zusammen. Die Bodenoberflache zieht sich zusammenund das Substrat (Boden) schrumpft. Dabei nimmt die Lagerungsdichte zubzw. das Porenvolumen nimmt ab. Besonders durch wiederholtes Austrock-nen und Durchfeuchten entstehen infolge der Quellung- und Schrumpfungs-vorgange erste Risssysteme, die sich dann immer weiter vertiefen und ver-breitern.

Abbildung 10: Entstehung von Aggregaten durch Ausbildung eines Systemsaus Zugrissen in vier aufeinander folgenden Generationen schematisch (I bisIV) aus Scheffer/Schachtschnabel (1998) und Schrumpfriß-Generationen (Po-lygone) in Feuerletten-Ton, Aufn.: H.H.Becher, 14.06.1982, nordostl. Bay-reuth

2.4.3 Gefugestabilitat und Bodeneigenschaften

Durch Druck erfolgt Verdichtung. Je weicher der Boden, desto schlechter wirdder Auflastdruck horizontal verteilt, desto starker ist die vertikale Verdich-tung. Wasser verringert die Stabilitat des Bodengefuges. Bei Druck auf starkwasserhaltige Boden, kann es zum seitlichen

”Wegschwimmen“ des Bodens

kommen. Diesen Prozessen kann die Stabilitat des Gefuges entgegenwirken.Gefugestabilitat wird erzeugt durch:

• Organische Stoffe, z.B. Organo-Tonkomplexe, Pilzhyphen und Haar-wurzeln, Klebstoffe aus Mikroorganismen und Regenwurmkot (erhohtemikrobiologische und tierische Aktivitat)verkleben Bodenpartikel undschutzen gleichzeitig vor Verschlammung durch Wasser, Dungung mitVegetationsruckstanden und organischen Stoffen erhoht die Gefugesta-bilitat: Stallmist statt Gulle !

• Oxide: Oxide haben meist hohen Ladungsnullpunkt, daher erfolgt Ze-mentierung von Silikatplattchen (Pseudo-Sandgefuge) durch elektrosta-tische Anziehung, bis hin zu Krusten.

• Kalkgehalte: Stabilisation bis hin zu Calcretes, in ariden Gebieten auchdurch SO2−

4 - und Cl−-Salze.

• KAK: Stabiliation durch Belegung der Austauscherplatze mit austausch-baren Kationen (auch aus Mineraldungern). Z.B. haben Ca2+ und Al3+

kleinere Hydrathullen und wirken bei ausreichender Konzentration alsBrucken. Dadurch koagulieren die Bodenteilchen bei pH ¡5 und ¿6,5.(Zwischen pH 6,5 und 5 erfolgt Lessivierung!).

Gefugestabilitat wird geschwacht durch:

• Regentropfen: tiefen sich bei feinen Aggregaten an der Oberflache (z.B. nach dem Eggen) in die Oberflache ein. Es kommt zum Auswa-schen fester Bodenpartikel. Diese werden gefiltert und bilden eine festeSchicht.

• Verschlammung: erhohter Oberflachenabfluss durch verdichtete Bodeno-berflache, fuhrt zu erhohtem Bodenabtrag (Erosion). Zusatzlich werdenBodendurchluftung, Infiltration und Pflanzenkeimung gehemmt.

2.5 Bodentemperatur

Die Bodentemperatur steuert:

• Materialeigenschaften der Bodenbestandsteile (z.B. Oberflachenspan-nung, Viskositat der Bodenlosung)

• Geschwindigkeit chemischer Reaktionen

• Stoffwechsel- und Wachstumsprozesse von Organismen (z.B. Keimungvon Samen, Wachstum von Mikroorganismen)

2.5.1 Warmetransport im Boden

Der Warmetransport erfolgt durch drei Transportmechanismen:

• Strahlung:Der Warmetransport erfolgt uber die Ausbreitung elektromagnetischerWellen; besonders wichtig fur den Energieaustausch mit der Atmo-sphare an der Bodenoberflache.

• Warmeleitung:Warmeleitung ist der wichtigste Warmetransportmechanismus in hu-miden Boden.

• Stromung (Konvektion)Die Warmeleitung erfolgt uber ein Transportmedium, z.B. Wasser oderWasserdampf

2.5.2 Thermische Eigenschaften der Bodenbestandteile

• Warmekapazitat (cw): beschreibt den Zusammenhang zwischen Tem-peratur und Warme einer Substanz. Sie ist das Produkt aus spezifischerWarme c [J ∗ cm−3 ∗ ◦K−1] und Lagerungsdichte d[g/cm3]:cw = c ∗ d [J ∗ cm−3 ∗ ◦K−1]Sie entspricht der Warmemenge, die notig ist um eine VolumeneinheitBoden um eine Warmeeinheit zu erwarmen. Die Warmekapazitat ei-nes Bodens hangt hauptsachlich von seinem Wassergehalt ab, da Was-ser von allen Bodenkomponenten die großte Warmekapazitat hat. Eslaßt sich eine Warmekapazitatsreihe wie folgt aufstellen: Wasser >Humus > Minerale >> Luft

• Warmeleitfahigkeit (λ): ist ein materialspezifischer Koeffizient, der denEinfluss unterschiedlichen Bodenmaterials auf den Warmefluss I [J ∗cm−2 ∗ s−1] entlang eines Temperaturgradienten im Boden beschreibt.Es gilt: I = −λdT

dzλ [mJ ∗ cm−1 ∗ ◦K−1 ∗ s−1] entspricht dabei dem

k-Wert oder Diffusionskoeffizienten (1. Ficksches Gesetz). Die Warme-leitfahigkeit hangt ab vom Wassergehalt im Boden und der minera-lischen Zusammensetzung , sowie von der Lagerungsdichte. Es laßtsich eine Warmeleitfahigkeitsreihe wie folgt aufstellen: Minerale >Wasser > Humus > Luft

Tabelle 2: Einige Werte der Warmeleitfahigkeit und spezifische Warme vonbestimmten Materialien

Luft Wasser Quarz Ton HumusSpezifische Warme c J/cm3◦C 0,0012 4,19 2,11 2,49 2,76Warmeleitfahigkeit λ J/cms◦C 0,00025 0,0059 0,088 0,029 0,0025

Abbildung 11: Zusammenhang zwischen Strahlung und Warme in Abhangig-keit des Materials

Nasse Boden erwarmen sich nur langsam, weil viel Energie zum Erwarmendes Wassers benotigt wird, trockene erwarmen sich schnell. Extremsituationenstehen bei Moorboden: Sie sind dunkel, naß, haben deshalb eine schlechteWarmeleitfahigkeit und -diffusivitat.

Abbildung 12: Temperaturschwankung und Richtungsanderung des Bo-denwarmestroms in Abhangigkeit von Zeit und Tiefe

2.5.3 Warmebewegung und Warmehaushalt

Abbildung 12 zeigt, dass sich die Richtung des Bodenwarmestroms im Tages-gang andert. Warmeschwankungen sind v.a. im Tagesgang und Jahresgangzu beobachten. Eine Verschiebung der Maxima erfolgt mit zunehmender Bo-dentiefe und in Hohe und Zeit:

Oberflache: Tmax 14 Uhr30 cm: Tmax 22 Uhr60 cm: Tmax 6 Uhrab 70 - 100 cm: Tmax keine Tagesschwankungen

Der Nachlauf der Jahresmaxima fuhrt im Fruhjahr zur sogenannten Bo-denkalte und im Herbst zur Bodenwarme. Ab einer Tiefe von 10-30 m gibtes keine Jahresschwankungen mehr im Boden (s. Abb.13).

Abbildung 13: Jahresgang der Temperatur in verschiedenen Bodentiefen. Jetiefer im Boden, um so starker ausgepragt ist die Phasenverschiebung desTemperaturgangs (z.B. wird in 12 m Tiefe das Temperaturmaximum erst imFebruar erreicht). aus Worterbuch der Bodenkunde (Hintermeier-Zech)

2.6 Bodenfarbe

Wichtiges Merkmal zur Beschreibung von Boden und Bodenhorizonten ist dieBodenfarbe. Unterschieden wird nach Farbton (engl. Hue), Farbtiefe (engl.Croma) und Farbhelligkeit (engl. Value). Im Gelande werden zur Farbbe-stimmung die Munsell-Farbtafeln verwendet. Typische farbende Substanzenim Boden sind:

Huminstoffe braun - schwarzFe - Oxide gelb - braun - rotMn - Oxide schwarzFeII/III - Hydroxide blau - grunFe - Sulfide schwarzCalcit, Gips weißBleichung durch Oxidentfernung hellgrau

Die Bestimmung uber die Munsell - Farbtafeln fuhrt zu einer Zahlenkom-bination aus Hue, Value und Chroma. Die Angabe 10 YR 5/8 brown, gibtalso folgende Werte an: 10 YR (Y=Yellow, R=Red,..)= Hue, 5= Croma, 8=Value.

Abbildung 14: Die Farbbestimmung nach Munsell