2.1 Bodengefüge (Bodenstruktur)

2.2 Ionenaustausch

2.3 Bodenazidität

2.4 Redoxverhalten

Ergänzungen zu Kapitel 2 (0,2 MB)

Darunter versteht man die räumliche Anordnung der unregelmässig geformten festen Bodenbestandteile, die sich im Verlauf der Pedogenese einstellt. Das Gefüge nimmt grossen Einfluss auf die Porensystem eines Bodens. Grundsätzlich lassen sich drei Gruppen von Gefügen unterscheiden:

Beim Einzelkorngefüge (Elementargefüge) sind die Primärteilchen nicht miteinander verklebt. Schwache Kohäsion der Teilchen im feuchten Zustand durch Wassermenisken, zerrieselnder Zustand nach Austrocknung. Typische Gefügeform von ton- und humusarmen Sand- und Schluffböden.

Beim Kohärentgefüge sind die einzelnen Primärteilchen durch Hüllen von Rost, Kalk, Kieselsäure oder organischen Stoffen zusammengehalten und bilden eine ungegliederte Masse. Oft auch als Kittgefüge bezeichnet. Typische Gefügeform von Ortsteinen in Podsolen, Laterit in tropischen Ferralsolen oder Kalkanreicherungshorizonten in Böden der gemässigten Klimate.

Beim Aggregatgefüge bilden Teile der Bodenmatrix separate Körper in verschiedenen Ausprägungen, die gegeneinander durch Hohlräume abgegrenzt sind. Der Zusammenhalt innerhalb der Aggregate kann über chemische Brücken (Wasserstoff, Ionen), über Kittsubstanzen (Ton, Kieselsäure, Kalk, org. Substanz) oder über den sog. Lebendverbau (Pilzhyphen, Bakterien- und Wurmschleim) erfolgen. Unterteilung in:

• Krümelgefüge: rundliche, kleine, stabile Aggregate; häufig biologischer Ursprung (Regenwurmkot), charakteristisch für Oberboden unter Grünland und Oberböden mit Mullhorizonten.

• Polyedergefüge: Im Gegensatz zum Krümelgefüge durch Absonderungsvorgänge entstanden (Austrocknungs- und Schrumpfungsvorgänge). Überwiegend scharfe Kanten von 2 - 50 mm Länge. Porenanteil meist kleiner als beim Krümelgefüge. Besonders in tonreichen Böden und Tonanreicherungshorizonten von Parabraunerden.

• Prismengefüge: Vertikale Aggregate von 10 - 300 mm Länge, meist unterhalb der Polyederzone. Typisch für tonreiche Stau- und Grundwasserböden.

• Säulengefüge: Ähnlich dem Prismengfüge aber mit gerundeten Seiten und Deckflächen. Das Säulengefüge ist typisch für die stark quellfähigen Alkaliböden.

• Plattengefüge: Horizontal gelagerte plattige Anordnung der Aggregate als Folge von Pressungen oder durch schnellen Wechsel der Belastung. Häufig unter Pflug- und Fahrspuren, aber auch unter Frosteinwirkung entstanden.

Die Bezeichnungen der Gefügeformen sind nicht klar definiert, so sind im landwirtschaftlichen Sprachgebrauch auch die Begriffe "Bröckel" (rundliche Form, einige mm bis cm gross) und "Fragmente" (kantige Form, Grösse sehr unterschiedlich mit ganz unregelmässiger Hohlraumverteilung) gebräuchlich.

Ergänzung: Bilder zu den verschiedenen Gefügeformen

Die Aggregatbildung in einem Boden wirkt sich auf den Körnungseinfluss ausgleichend aus, indem sie in in feinkörnigem Material grobe Poren schafft. Damit wird die Durchlüftung und die Lebensbedingungen im Boden verbessert. Auf der anderen Seite wird in den Aggregaten grobkörniger Böden der Anteil der mittleren und feinen Poren erhöht, womit die Wasserspeicherfähigkeit gesteigert wird. Das optimale Verhältnis von Substanz- zu Porenvolumen in einem Boden wird nur beim Aggregatgefüge, speziell beim Krümelgefüge, erreicht. Mit der Aggregatbildung ist auch die Gefahr der Abschwemmung und Verwehung von Bodenmaterial verringert.

Eine Stabilisierung des Bodens durch Aggregierung wird durch organische Stoffe, Kalk, verschiedene Kationen oder Oxide gefördert. Neben einer Verhinderung der Bodenverdichtung kann die Aggregatbildung in beschränktem Ausmass gefördert werden, indem in erster Linie das Bodenleben angeregt wird. Dies ist in neutralen und humusreichen Böden am besten gewährleistet, weshalb alle Massnahmen zur Förderung einer günstigen Bodenstruktur in diese Richtung zielen (organische Düngung, Mulchen, Kalkung).

Zwischen der Bodenmatrix und der Bodenlösung finden Austauschvorgänge statt. An den Oberflächen der Festsubstanz können Moleküle, organische Stoffe und Ionen in verschiedener Weise adsorbiert werden (Wasserstoffbrücken, kovalente Bindungen, elektrostatische Kräfte) und in unterschiedlichem Mass auch wieder an die Bodenlösung abgegeben, also von der Festsubstanz desorbiert werden. Die wichtigste Art in den Böden ist der Ionentausch, bei dem geladene Bodenpartikel Ionen aus der Lösung durch elektrostatische Kräfte adsorbieren oder sie gegen andere eintauschen können. Dabei bezeichnen wir negativ geladene Austauscher als Kationentauscher und positiv geladene als Anionentauscher. Die wichtigsten Tauscher sind Tonmineralien, Huminstoffe und (in kleinerem Ausmass) Oxide.

Tonmineralien sind aufgrund ihres inneren Baus immer negativ geladen, allerdings je nach Typ in unterschiedlichem Ausmass (Fig. 15). Diese negative Ladung bleibt unabhängig vom pH-Wert der Umgebungslösung erhalten. Man bezeichnet dies als permanente negative Ladung, Tone sind somit vorwiegend Kationentauscher.

Huminstoffe weisen generell sehr hohe Ladungen auf (Fig. 15). Anders als bei den Tonmineralien ist die Ladung aber auf die funktionellen Gruppen der Huminstoffe beschränkt, in erster Linie -OH - und -COOH [Carboxyl]- Gruppen. Diese Gruppen weisen einen schwachen Säurecharakter auf und tendieren dazu, mit steigendem pH-Wert verstärkt zu dissoziieren (Protonen abzuspalten). Huminstoffe sind deshalb in neutralen bis mässig sauren Böden stets negativ geladen, wobei diese Ladung mit abnehmendem pH-Wert der Umgebungslösung abnimmt. Huminstoffe weisen also eine variable Ladung auf und sind in durchschnittlichen Böden Kationentauscher; im stark sauren Milieu können sie aber durch Protonenanlagerung zu Anionentauschern werden.

Oxide (Oxidhydroxide) des Fe und Al (und Si) weisen ebenfalls randliche -OH - Gruppen und damit nur variable Ladung auf. Das Ausmass dieser Ladungen ist in unseren Böden meist irrelevant, gewinnt aber in tropischen Böden an Bedeutung, da dort vielfach die permanente Ladung der Tone sehr gering ist.

Mit der Austauschkapazität (AK) wird die Summe der austauschbaren Ionen in Milliäquivalenten / 100 g Substanz ausgedrückt. Sie ist also ein Mass für die Anzahl der Ladungen am Bodentauscher. Unterschieden wird zwischen der Kationenaustauschkapazität (KAK) und der Anionenaustauschkapazität (AAK). Letztere ist bei uns aber unwichtig, da sich die pH-Verhältnisse unserer Böden zwischen 3 und 8 befinden, und somit aus den oben erwähnten Gründen die negativen Ladungen überwiegen. Unsere Böden sind vorwiegend Kationentauscher und können Anionen (z.B. Chlorid oder Nitrat) kaum festhalten!

Bei den am Austausch beteiligten Kationen handelt es sich vorwiegend um Ca-, Mg-, K-, (Na-), Al- und H-Ionen; in geringen Mengen (und in spez. Situationen) NH₄-, Fe-Ionen, sowie in Spuren Schwermetallionen. Die austauschbaren Ionen Ca, Mg, K und Na werden als austauschbare Basen bezeichnet, was chemisch zwar nicht korrekt aber erfahrungsgemäss sinnvoll ist, da sie vor allem bei höheren Werten am Tauscher erscheinen bzw. Säuren abpuffern können. Al- und H-Ionen wirken dagegen sauer. Der Anteil der genannten Basen an der gesamten KAK wir als Basensättigung bezeichnet.

Die Haftfestigkeit der Ionen am Austauscher hängt im wesentlichen ab von:

• Ladungsgrösse: grundsätzlich werden höherwertige Kationen besser adsorbiert als niederwertige (Al⁺⁺⁺ > Ca⁺⁺ > Na⁺);

• Ionengrösse: Bei gleichwertigen Kationen ist der Durchmesser der hydratisierten Ionen entscheidend. Je dünner die Hydrathülle, desto besser die Haftung (Ladungsabschirmung);

• Austauschereigenschaften: Tauscher mit hoher Ladungsdichte bevorzugen mehrwertige Kationen gegenüber einwertigen;

• Ionenkonzentration und Ionenverhältnisse (Konkurrenz) in der Lösung

Daraus ergibt sich ohne Berücksichtigung von spezifischen Bindungen grundsätzlich die folgende Reihe abnehmender Haftfestigkeit:

Im Gleichgewichtszustand ist die Zusammensetzung des Kationenbelags nach bestimmten Regeln mit der Gleichgewichtslösung (Bodenwasser) verknüpft. Grundsätzlich gilt für ein einzelnes Kation, dass sein Anteil am Kationenbelag mit steigender Konzentration in der Bodenlösung ansteigt. Beim Austausch konkurriert aber jedes Kation mit andern gleichzeitig anwesenden Kationen und wird deshalb bis zu einem gewissen Mass selektiv adsorbiert (Fig. 18). Die mathematische Beziehung zwischen der Konzentration in der Gleichgewichtslösung und der adsorbierten Menge eines bestimmten Ions wird als Adsorptionsisotherme bezeichnet (Fig. 19). Adsorptionsisothermen haben keine allgemeine Gültigkeit, je nach der Bodenzusammensetzung (Humus, Ton) und der am Austausch beteiligten Ionengarnitur könne diese Kurven für ein bestimmtes Ion ganz unterschiedlich aussehen.

Wie bereits erwähnt ist der Anionentausch und die unspezifische (also rein elektrostatisch bedingte) Adsorption von Anionen in unseren Böden von untergeordneter Bedeutung, da die Zahl der positiv geladenen Tauscherplätze sehr klein ist und sich vor allem auf Huminstoffe und Oxide beschränkt. Grössere Mengen an Oxiden sind allerdings auch bei nur schwach sauren Verhältnissen in der Lage, eine gewisse Menge von Anionen zu adsorbieren, was für tropische Böden wichtig ist. Die Anionen NO₃^-, SO₄^2- und Cl^- werden deshalb bei uns nur sehr schwach gebunden und rasch wieder aus dem Boden ausgewaschen. Spezifische Formen der Adsorption finden sich beim Phosphat in Bindungen an die Oxide des Fe und Al, da hier durch Ligandaustausch sehr feste Bindungen eingegangen werden. Fig. 20 zeigt das Beispiel einer Chlorid-Adsorption an Kaolinit. Dieses für tropische Verhältnisse typische Tonmineral enthält praktisch keine permanente negative Ladung, die positive Ladung (unterhalb etwa pH 6.5) beruht wahrscheinlich auf den randlichen OH-Gruppen, die im saurer werdenden Milieu zusätzliche Protonen aufnehmen und somit eine schwache positive Gesamtladung entwickeln können.

Darunter versteht man die saure Reaktion eines Bodens. Das Mass dafür ist der pH-Wert, also die Protonenkonzentration (genauer H₃O⁺-Ionen) in der Bodenlösung. Die mitteleuropäischen Böden weisen einen pH-Wert zwischen 3 und 8 auf. In Trockengebieten ist die basische Reaktion (bis pH 10) häufiger, dort spricht man von Bodenalkalität. Der aktuellen Azidität, die in einer wässrigen Suspension gemessen wird, steht die potentielle (oder Gesamt-) Azidität gegenüber, welche zusätzlich noch die am Tauscher festgehaltenen H⁺- und Al⁺⁺⁺-Ionen (die ebenfalls sauer reagieren) ermittelt. Die potentielle Azidität ist im Durchschnitt um 0,6 pH-Einheiten tiefer (abhängig vom jeweiligen pH-Wert) als die aktuelle, sie wird in einer schwachen CaCl₂-Lösung bestimmt, weshalb die Art der Messlösung immer angegeben werden sollte. Ein Boden ist demnach sauer, wenn er in der Bodenlösung Protonen produzieren kann!

Die Bedeutung des pH-Wertes liegt in folgenden Punkten begründet:

• der pH-Wert bestimmt wesentlich die pedogenetischen Prozesse (z.B. Silikatverwitterung, Tonverlagerung, Huminstoffbildung);

• er ist wichtig für das Gedeihen der Pflanzen (z.B. Esche oder Ulme benötigen im Wurzelraum einen pH-Wert von > 5) und der Bodenlebewesen (Regenwurm, Bakterien)

• Die Verfügbarkeit von Nährstoffen für die Pflanze ist gemäss Fig. 21 pH-abhängig;

• Die Löslichkeit von Metallen (und Schwermetallen) ist ist allgemein bei sauren pH-Werten wesentlich grösser als im neutralen Bereich. Die Verfügbarkeit (auch der toxischen Metalle) nimmt daher mit abnehmendem pH-Wert zu.

Die pH-Skala der Böden wird nach dem in der Schweiz gebräuchlichen Schema von Fig. 22 unterteilt, wobei noch anzumerken ist, dass die pH-Werte in einem Boden auf kleinstem Raum stark schwanken und auch jahreszeitlich beträchtliche Unterschiede aufweisen können.

Für die Herkunft der Protonen im Boden existieren verschiedene Quellen:

• Durch die Atmung der Mikroorganismen und Wurzeln wird im Boden selbst CO₂ freigesetzt, das mit Wasser zu Kohlensäure reagiert.

• Aus Gründen der Elektroneutralität gibt die Wurzel im Gegenzug zur Kationenaufnahme H⁺ in die Bodenlösung ab (bei Anionenaufnahme OH^-).

• Beim Abbau organischer Substanzen können organische Säuren gebildet werden (Oxalsäure, Salpetersäure, Schwefelsäure).

• Oxidative Prozesse (etwa die Nitrifikation von NH₄⁺ zu NO₃^- oder teilweise von Fe⁺⁺ zu Fe⁺⁺⁺) sind in der Lage, Protonen zu produzieren.

• Neben der bodeninternen Säureproduktion gelangen zusätzlich vor allem starke Säuren über den Niederschlag ins Pedosystem und tragen so zur verstärkten Bodenversauerung bei.

In unseren Klimaten ist die Bodenversauerung im Lauf der Zeit ein natürlicher Vorgang, da Protonen ständig nachgeliefert werden, andere (basisch wirkende) Kationen aber über die Pufferreaktionen und den Verbrauch durch Fauna und Flora über das Sickerwasser oder den Biomassenentzug aus dem Bodensystem entfernt werden. Je älter ein Boden grundsätzlich ist, desto saurer reagiert er. Da die Protonen von aussen in das System gelangen oder vor allem im Oberboden entstehen, ist im Boden generell eine Zunahme des pH-Wertes von oben nach unten vorhanden. Der Boden hat aber verschiedene Möglichkeiten, dieser Versauerung Widerstand entgegenzuhalten, indem er die Protonen neutralisieren oder abpuffern kann. Es stehen ihm verschiedene Puffersysteme zur Verfügung, wobei nicht jeder Boden die gleichen Möglichkeiten besitzt. Pufferung bedeutet ein annäherndes Konstanthalten des pH-Wertes trotz Zufuhr von Protonen, was wiederum bedeutet, dass nicht jede "Versauerung" (=Protonenzufuhr) über den pH-Wert gemessen werden kann.

Pufferung durch Karbonate: Gemäss der Kalklösungsgleichung werden die Protonen der Kohlensäure durch den Kalk zum schwach basischen HCO₃^- - Ion umgewandelt. Diese Reaktion karbonathaltiger Böden verhindert, das der pH-Wert unter den Neutralbereich (pH 6.5) absinkt, wie dies Fig. 23 deutlich belegt.

Pufferung an variablen Ladungen: Die bereits beim Ionentausch erwähnten funktionellen Gruppen, die in neutralen Böden mit Kationen besetzt sind, können diese Kationen gegen die Protonen der Bodenlösung austauschen. Entsprechend der unterschiedlichen Säurestärken der verschiedenen Gruppen ist diese Reaktion in einem weiten pH-Bereich möglich (pH 8 - 3).

Pufferung durch Silikate: Vereinfacht ausgedrückt handelt es sich um die Silkatverwitterung durch Säuren, wobei im Gegenzug zur Protoneneinlagerung in die neuen Verwitterungsprodukte gewisse Metallkationen in Lösung gehen. Dieser Vorgang verläuft im sauren pH-Bereich irreversibel und sehr langsam ab.

Pufferung durch Oxidhydroxide: Vor allem Fe- und Al-hydroxide können mit den Protonen unter Wasserabspaltung reagieren, wobei die Metallionen anschliessend in gelöster Form in der Bodenlösung vorliegen. Diese Reaktion kann erst im stark sauren Bereich (< pH 4) stattfinden. Häufig kann ein erhöhter Al-Gehalt im Grundwasser ein Hinweis auf die extreme Bodensituation sein.

Viele anorganische Bodenreaktionen und alle biologischen Reaktionen der Elemente C, S und N sind Redoxreaktionen, also Elektronenverschiebungsvorgänge. Eine Verbindung liefert die Elektronen (e^- - Donator), die andere empfängt sie (e^- - Akzeptor). Oxidation des einen Stoffes ist immer verbunden mit Reduktion des anderen, wobei Oxidation Verlust eines Elektrons bzw. Erhöhung der Wertigkeit bedeutet. In der Natur ist der Sauerstoff der stärkste Eletronenakzeptor, der wichtigste Elektronendonator ist die organische Substanz:

	Humus -------------------------------------------------------> CO2 + H2O + ..,
	(e- - Donator) (=Reduktionsmittel)		Bakt. Oxidation (O2 als e- - Akzeptor) (=Oxidationsmittel)

am Beispiel des Kohlehydrat-Abbaus:

Beim Fehlen von Sauerstoff findet der Humusabbau durch anaerobe Bakterien statt, wobei als e^- - Empfänger andere Substanzen dienen, z.B. NO₃^-, welches reduziert wird (bis zu den Gasen N₂O und N₂), oder in einer nächsten Phase Mangan und Eisen (vgl. Tabelle der Redoxpotentiale). Bei extrem schlechten Potentialen (lange Phasen der Anaerobie) kann SO₄^2- zu H₂S oder CO₂ zu CH₄ reduziert werden.

Das Redoxpotential, das in einer Bodensuspension in V gemessen wird, ist ein Mass für den Redoxzustand eines Bodens: Hohe Werte in gut durchlüfteten, sauren Böden und niedrige Werte unter neutralen, anaeroben Bedingungen.

Beispiel für die Oxidation von Fe₂⁺ zu Fe₃⁺ durch den Sauerstoff (Rostbildung bei der Verwitterung Fe₂⁺-haltiger Silikate, etwa Biotit):

Fe2+ + 3 H2O	=	Fe(OH)3 + 3H+ + e-	(Oxid. von Fe+2 zu Fe+3)
O2+ 4 H+ + 4 e-	=	2 H2O	(Red. von O0 zu O-2)

Aus diesen Gleichungen zeigt sich auch, dass Redoxreaktionen mit Protonenverbrauch oder -produktion, also mit pH-Änderungen, verbunden sind.

Eisen und Mangan prägen durch ihr Redoxverhalten viele Böden bzw. pedogenetischen Prozesse. Sie sind je nach pH-Bedingungen und Redoxpotentialen in fester oder gelöster Form im Boden vorhanden, wie die Stabilitätsfelder belegen:

Eisen ist demzufolge unter normalen pH-Verhältnissen (pH 3 - 7) als Festsubstanz im Boden immobilisiert als Fe³⁺, sofern gute Durchlüftung gewährleistet ist. Nach Wassersättigung kann es (schon nach Stunden bis Tagen) als Fe²⁺ - Ion gelöst und damit auch verlagert werden. Ähnliches gilt auch für Mangan, allerdings erfolgt die Lösung rascher. Böden mit jahreszeitlich starken Wassergehaltsänderungen zeigen also typische Verlagerungsmerkmale von Fe und Mn: marmorierte Stellen, Konkretionen, bleiche Verarmungs- und rostige Anreicherungsstellen, schwarze Manganflecken. In Fig. 26 sind einige dieser Prozesse nach Sättigung mit Wasser in einem Boden festgehalten.

Einige wichtige bodenkundliche und ökologische Konsequenzen, die sich aus diesen komplexen Redoxreaktionen ergeben, zeigt folgende unvollständige Aufstellung:

• Eine Düngung mit NO₃^- sollte nur bei trockener Witterung und bei nicht wassergesättigten Böden vorgenommen werden, da Nitrat als Anion schlecht adsorbiert wird und ausserdem die Gefahr von Stickstoffverlust besteht, falls bei Sauerstoffmangel im Boden das Nitrat zu Lachgas (N₂O) oder molekularem Stickstoff reduziert wird (Denitrifizierung).

• In vernässten Böden mit demzufolge tiefem Redoxpotential ist Eisen und Mangan in grösserem Ausmass in reduzierter, also mobiler und damit auch pflanzenverfügbarer Form vorhanden. Die Grenzen der Pflanzentoxizität können unter Umständen überschritten werden (speziell bei Nassreisfeldern).

• Da Redoxreaktionen im Boden pH-Änderungen hervorrufen, kann aufgrund dieser Reaktionen der Boden-pH jahreszeitlich beträchtlich schwanken (Humusabbau als jahreszeitlich nicht gleichförmig ablaufender Redoxprozess, Wassersättigung gewisser Böden im Frühjahr,...).

• Wasserbeeinflusste Böden lassen sich am Bodenprofil durch ihre farblichen Eigenschaften erkennen: marmorierter Charakter, Rostflecken, Rostzonen abwechselnd mit gebleichten Zonen, schwarze Konkretionen oder Überzüge.