Ergänzungen zu Kapitel 6 (Achtung: 1,8 MB)
6. Die zonalen Böden der Welt und ihre Bildungsprozesse
ACHTUNG: das untenstehende Skript ist durch die pdf-Version von 2002 abgelöst worden! Die alte Version wird vorläufig noch wegen dem Zugang zu Bildern und Ergänzungen auf dem web belassen.
6.1
6.2
6.3
6.4
Bodenbildende Prozesse:
Prozess der Entkarbonatisierung
Prozess der Verbraunung
Prozess der Tonverlagerung
Prozess der Podsolierung
Prozess der Rubifizierung
Prozess der Desilifizierung
Prozesse der Ferralisation / Plinthisation
Ergänzungen zu Kapitel 6 (Achtung: 1,8 MB)
Die in der Folge beschriebenen Böden sollen aufgrund ihrer klimatischen Verbreitung (Zonalität) und ihrem genetischen Zusammenhang beschrieben werden. Es ist allerdings schwierig, sie von den intrazonalen Bildungen (Kap. 7) scharf zu trennen, in vielen Fällen (z.B. bei der Stauwasserbeeinflussung) ist die Kombination von zonalen und intrazonalen Böden eine Selbstverständlichkeit. Es soll zudem auf die Schwierigkeiten hingewiesen werden, die analytischen Daten eindeutig einem bestimmten Bodentyp zuzuordnen, da unsere Systematik ja keine diagnostischen Horizonte wie die 'Soil Taxonomy' kennt. Es ist deshalb unvermeidlich, dass ein und derselbe Boden je nach Auffassung und Blickwinkel eines Pedologen eine etwas unterschiedliche Stellung im System einnehmen kann.
6.1 Die zonalen Böden Mitteleuropas
6.1.1 Gesteins- und Humusgesteinsböden
Bei diesen beiden Bodenordnungen handelt es sich um Anfangsstadien der Bodenentwicklung. Es dominieren die Einflüsse des Ausgangsmaterials. Die Verwitterung ist im ersten Fall überhaupt nicht nachzuweisen, bei den Humusgesteinsböden ansatzweise. Es fehlen eindeutige Verwitterungsprodukte (sek. Tone, Oxide), die Böden weisen also keine farbliche Differenzierung auf, ein B-Horizont ist nicht vorhanden. Auf silikatischem Material sind aber doch schon pH-Senkungen im Mineralboden anzutreffen, karbonatisches Material weist analytisch bereits Entkarbonatisierung auf, die auf den pH-Wert allerdings kaum Einfluss hat. Die Humusbildung beginnt, im Falle der Gesteinsböden sind kleine Auflagehorizonte und lückige Einarbeitungen in den Mineralboden festzustellen, bei den Humusgesteinsböden sind die humosen Oberböden deutlich erkennbar (beim Rohhumus allerdings fast fehlend).
Die Profilabfolge ist für den Gesteinsboden:
für den Humusgesteinsboden:
Analytische Daten ergeben bei diesen Profilen keine sinnvollen Resultate, sie sind - wie oben erwähnt - wesentlich durch das Muttergestein geprägt, in welchem Schwankungen beispielsweise des pH-Wertes in der Grössenordnung von einer halben pH-Einheit normal sind.
6.1.2 Sekundärmineral-Gesteinsböden
In dieser grossen Ordnung der Verwitterungsböden sind alle Typen vom Stadium des Verwitterungsbeginns bis zur intensiv verwitterten Bodenbildung zusammengefasst, es handelt sich also um eine sehr heterogene Ordnung.
Ranker (Fig. 42) und Regosol bilden Übergangsformen zu den eigentlichen Verwitterungsböden, es handelt sich also um Humus-Gesteinsböden mit deutlichem Ah-Horizont bei der Humusform Mull und eindeutigen Verwitterungsmerkmalen. Ein B-Horizont ist bei silikatischem Material ansatzweise vorhanden, bei Mischgestein ist die Entkarbonatisierung weit fortgeschritten oder bereits abgeschlossen. Beim Karbonatgestein ergeben sich spezielle Verhältnisse, indem eine echte Verwitterung überhaupt nicht einsetzen kann, solange der pH-Wert nicht in den sauren Bereich absinkt, was theoretisch erst nach der mehr oder weniger vollständigen Kalkauflösung eintreten kann. Diese Böden werden deshalb bei den intrazonalen Böden besprochen (Kap. 7).
Diese Übergangsformen sind durch folgende Horizontabfolge charakterisiert:
Of-Ah-AC-C oder Ah-(B)C-C (oder ähnliche Kombinationen).
Die Schwierigkeiten für die Klassifizierung liegen vor allem in den Übergängen zwischen Karbonatregosol und Rendzina (Fig. 43) einerseits (Karbonatgehalt!) und Humuskarbonatboden und Rendzina andererseits (Verwitterung!). Die folgenden analysierten Profile stellen Beispiele aus den Bodenordnungen 2 und 3 des Schweiz. Klassifikationsystems dar.
Eine weitere Kategorie von Böden mit ausgeprägtem Ah-C-Profil, aber meist fehlendem B-Horizont, stellen die steppenähnlichen Böden der inneralpinen Trockengebiete (Wallis, Unterengadin, Münstertal) dar. Es handelt sich dabei um den Bodentyp Phaeozem (Fig. 44), der eng mit dem Tschernosem verwandt ist.
Eine Übersicht über die verschiedenen Bodentypen der Steppen liefert Kap. 6.2.
pH (KCl)
org. C (%)
Fed (?)
Ald (?)
Ah oder AC
0-10
4.0
0.8
1.5
0.7
AC
10-15
4.6
0.1
1.3
0.5
C
15-20
4.6
0.1
1.1
0.4
20-25
4.8
0.1
0.9
0.5
25-35
5.1
0.1
1.1
0.5
35-45
4.8
0.1
1.9
0.4
45-55
5.7
0.0
0.7
0.4
Fig. 42: Ranker (Lokalität Morteratsch, 2000m, silikatisches Moränenmaterial)
Fig. 43: Kolluviale Rendzina (Tschierv, 1730 m) aus dolomitischem Hangschutt
Fig. 44: Phaeozem (Susch, 1420 m) auf einer Flussterrasse des Inn
Der Prozess der Entkarbonatisierung Karbonatgesteine (Calcit [CaCO3] und Dolomit [(Ca,Mg)(CO3)2]) bewirken im Boden einen schwach basischen pH-Wert. Karbonat löst sich im Wasser, vor allem aber mit Hilfe von Kohlensäure, die ja in der Bodenluft in hoher Konzentration vorhanden ist: CaCO3 + H2O + CO2 <------> Ca2+ + (HCO3¯)2 Es entstehen gelöste Ca-Ionen sowie das schwach basisch reagierende Bikarbonation. Kalklösung (=Gleichgewicht nach rechts verschieben) kann erhöht werden, indem a) der CO2-Partialdruck in der Bodenluft erhöht wird, da dies in feuchtenKlimaten der limitierende Faktor ist oder b) Die Endprodukte mit dem Sickerwasser fortgeführt werden. Weitere Formen des Sekundärkarbonates sind z.B. der Quelltuff (stark CO2-haltiges und an Calcium gesättigtes Bodenwasser verliert an seiner Austrittsstelle aus dem Boden CO2 (niedriger Partialdruck der Atmosphäre), wodurch die obenstehende Gleichung nach links verschoben wird. In ähnlicher Weise entsteht auch Seekreide, wenn Algen durch die Assimilation CO2 verbrauchen, wodurch das Lösungsgleichgewicht gestört wird.
Im Unterboden kann eine Umkehr dieser Vorgänge eintreten (Ausscheidung von sekundärem Karbonat), weil entweder die biologische Aktivität und damit der CO2-Partialdruck der Bodenluft geringer wird oder einfach Wasser durch die Evapotranspiration verbraucht wird. Die Ausscheidung erfolgt in Form von Geröllverkittungen im Ck- oder Ik-Horizont, in Form von Porenauskleidungen (Pseudomycel) oder in Form von reinen Kalkkonkretionen (z.B. Lösskindl). Mit zunehmendem Bodenalter verlagert sich der Anreicherungshorizont in immer grössere Bodentiefen. Wenn die Feinerde einmal entkarbonatisiert ist, sinkt der pH-Wert in den schwach sauren Bereich ab und gibt der weiteren Mineralverwitterung den Weg frei. Da Karbonatgesteine immer Verunreinigungen (Oxide, Quarzanteile, eingelagerte Tonpartikel) enthalten, können diese bei der Karbonatauflösung als Rückstände im Boden liegen bleiben (Residualprodukte) und sich so passiv anreichern.
Prozess der Verbraunung Nach der Entkarbonatisierung und der damit einhergehenden pH-Absenkung können die silikatischen Mineralien von den sauren Bodenlösungen angegriffen und teilweise aufgelöst werden. Dabei werden je nach der Zusammensetzung des Ausgangsmaterials Ionen in die Bodenlösung abgegeben, beispielsweise Ca- und Mg-Ionen aus den Feldspäten, Al aus den Silikaten und Fe speziell aus Glimmern. Dieses pedogene Eisen kann Sekundärmineralien (Oxide, Hydroxide und kombinierte Formen) bilden, die dem Boden eine rötlichbraune oder rostige Farbe verleihen. Gleichzeitig wandeln sich die in der Bodenlösung vorhandenen Al-Ionen zusammen mit freier Kieselsäure zu Tonmineralen um ('Verlehmung'). Beide Prozesse, Verbraunung und Verlehmung, sind charakteristisch für den Bw-Horizont einer Braunerde. Grundsätzlich kann also eine Verbraunung oder Tonneubildung in einem Boden nicht eintreten, solange noch karbonatische Feinerde vorhanden ist. Dabei ist allerdings zu berücksichtigen, dass die bei der Kalklösung freigesetzten Fe-Oxide dem Boden auch im Neutralbereich eine braune Färbung verleihen können, es handelt sich dabei um eine unechte 'Verbraunung'.
Sie entwickeln sich im gemässigt-humiden Klima aus Rankern oder Regosolen:
Die sog. sauren (oder oligotrophen) Braunerden aus Ca- und Mg-armen Gesteinen (Sande, Granite) mit einer geringen Basensättigung am Tauscher (< 20 %) besitzen häufig eine ungünstige Humusform (Moder oder Rohhumus) und leiten vom Ranker zu den Braunpodsolen oder Podsolen über. Sie finden sich in der Schweiz vor allem im feuchteren Hügelland, spez. in den voralpinen Molassegebieten.
Die basenreichen (oder eutrophen) Braunerden sind seltener in der Schweiz anzutreffen. Sie entwickeln sich entweder auf Ca- und Mg-reichen Magmatiten (z.B. Basalt), bei denen durch die Hydrolyse ständig neue Basen nachgeliefert werden, oder sie bilden die Übergangsformen zwischen dem Regosol und der Parabraunerde (oder bei höheren Niederschlägen der sauren Braunerde). Unter Nutzung können sie sich auch durch Kalkung oder Düngung von sauren Braunerden bilden. Ihre Basensättigung ist mittel bis hoch, die Reaktion schwach sauer.
Braunerden besitzen aufgrund ihres Tongehaltes ein gutes Wasserspeichervermögen, allerdings kann dies bei höherem Niederschlag oder Verdichtungen auch zu Stauwassereffekten führen (pseudogleyige Varianten).
Die typische Horizontabfolge einer Braunerde lautet:
Ah-Bw-BC-C oder Ah-Bw-B-Ik-C (w von engl. 'weathered')
Eine Ausnahmeform bei den Braunerden stellt die Kalkbraunerde dar, die zwar einen braungefärbten Unterboden besitzt, aber meist im ganzen Profil etwas Karbonat enthält und somit neutral reagiert. Dieser Untertyp ist meist durch eine sekundäre Aufkalkung entstanden, entweder durch Vermischung von Braunerdematerial mit karbonathaltigem Material (z.B. Kolluvium am Hangfuss) oder durch eine sekundäre Hangwasserbeeinflussung mit hartem Wasser. Bei diesem Boden wird die Horizontbezeichnung "B" anstelle der Bezeichnung "Bw" gewählt.
Fig. 45: Saure Braunerde (Sins, 460 m) auf Hochterrasse (Moräne); Nutzung: Wald
Ergänzungen und Bilder zur Braunerde
Prozess der Tonverlagerung Im schwach bis mässig sauren Bereich sind die Tone verlagerungsfähig, da in diesem Fall ein Minimum an Kationen vorhanden ist, welche die negativ geladenen Tone normalerweise zu grösseren, schlecht verlagerbaren Flocken koagulieren können. Im Neutralbereich sind dies Ca und Mg, im stark sauren Bereich das Al. Es gibt also in Mischgesteinen im Verlauf der Pedogenese eine Zeit, in der die Tone dispergiert sind und mit dem Sickerwasser durch die gröberen Poren nach unten transportiert werden können. Diesen Vorgang bezeichnet man auch als Lessivierung. Im Unterboden kommt es dann wieder zu einer Ausfällung der Tone, da entweder die gröberen Poren fehlen (Siebwirkung) oder wieder vermehrt Ca-Ionen vorhanden sind (Flockung) oder einfach nicht mehr genügend Wasser wegen der Evapotranspiration zur Verfügung steht. Die Lessivierung verläuft ausgeprägt, wenn der entsprechende pH-Bereich sehr langsam durchschritten wird, also bei nicht allzu hohen Niederschlägen.
Parabraunerde (FAO: meist Luvisol)
Die Tonverlagerungsböden bilden sich im gemässigten Klima aus dem Regosol und der basenreichen Braunerde, das bevorzugte Ausgangsmaterial ist bei uns Schotter oder Löss. Sie sind im gemässigten Klima Europas bis in den submediterranen Raum weit verbreitet. Der B-Horizont ist charakteristisch zweigeteilt in einen etwas aufgehellten oberen Teil (Tonverarmung) und einen meist intensiv braunrot gefärbten unteren Teil (Tonanreicherung). Bei genauer Betrachtung erkennt man hier auf den Aggregatoberflächen schokoladebraune Überzüge (Tonhüllen oder Cutane).
Parabraunerden sind hervorragende Ackerstandorte, da sie eine nur schwach saure Bodenreaktion aufweisen, im Tonverarmungshorizont viele Grobporen besitzen und im Tonanreicherungshorizont genügend Wasser speichern können. Oft ist wegen des dichteren Unterbodens allerdings mit Staunässe zu rechnen, was in feuchteren Regionen zu Problemen führen kann.
Unter Wald sind allerdings häufig die sichtbaren Parabraunerden schon stärker versauert, man nimmt an, dass in diesen Fällen die Tonverlagerung nicht mehr aktiv ist, aber die Bodeneigenschaften immer noch prägt. Solche Böden werden als saure Parabraunerden bezeichnet, bodenchemisch stehen sie den sauren Braunerden nahe.
Die typische Horizontabfolge lautet:
Ah-E-It-C oder Ah-AE-E-It-Bw-Ik-C It (= Illuviation von Ton)
Eine Unklarheit ergibt sich bei der Horizontbezeichnung, dass in der Deutschen Nomenklatur (und früher zum Teil auch bei uns) die Bezeichnung "Bt" gewählt wurde. Als Konvention wird in der Schweiz die Bezeichnung "It" nur dann gewählt, wenn der Ton tatsächlich vom oberen Profilteil ausgewaschen wurde. Die Bezeichnung Bt kann dann gewählt werden, wenn zwar ein tonreicher Horizont unter einem tonärmeren liegt, aber ein genetischer Zusammenhang nicht offensichtlich ist.
Tiefe
Org. C (%)
CaCO3 (%)
pH (CaCl2)
Ald
Fed (?)
Fet
0-10
1.4
-
4.1
1.5
8.0
17.5
10-20
0.9
-
4.7
1.4
8.1
AhE
20-30
0.8
-
5.2
1.4
8.1
17.6
E
30-40
0.4
-
5.5
1.5
8.9
23.8
40-50
0.3
-
5.5
1.6
9.6
50-60
0.3
-
5.5
2.3
15.9
It
60-70
0.3
-
5.5
3.5
27.5
47.2
70-80
0.3
-
5.6
3.2
26.2
80-90
0.5
-
6.0
2.1
21.0
39.0
Ck
90-100
0.2
33.1
7.8
0.5
5.7
100-110
0.1
39.1
8.0
0.3
3.3
13.6
Fig. 46: Parabraunerde (Andelfingen, 390 m) auf Würmmoräne unter Wald
Ergänzungen und Bilder zu Fig. 46
Prozess der Podsolierung Unter kühlfeuchten Bedingungen und bei schwer abbaubarer, nährstoffarmer Streu ist die biologische Aktivität stark gehemmt. Es bildet sich ein meist stark saurer Rohhumus ohne intensive biologische Durchmischung, aber mit hoher Pilzaktivität. Die Stoffumwandlung des organischen Materials führt meist zu Huminsäurevorstufen (niedermolekulare Fulvosäuren), die leicht mit dem Sickerwasser verlagerbar sind. Die sauren Huminstoffe bewirken einerseits eine intensive Hydrolyse der Silikate im Oberboden und andererseits eine starke Bindung des freigesetzten Fe und Al (metallorganische Komplexe, Chelate). Dadurch werden diese, an sich erst im stark sauren Bereich löslichen, Metalle ebenfalls verlagerbar. Es entsteht somit ein intensiv verwitterter Oberboden von ausgebleichter Farbe mit vielen hellen Quarzkörnern und ein durch Anreicherung entstandener Unterboden mit meist intensiv rostbrauner (hervorgerufen durch Fe) oder grauschwarzer (durch Humus) Farbe. Die Ausfällung der mobilen Komplexe im Unterboden kommt dadurch zustande, dass die Chelatbildner zunehmend an Metallen gesättigt und allmählich immobilisiert werden oder eine etwas höhere Ca-Konzentration zu einer Flockung der Komplexe führt oder durch die etwas bessere biologische Aktivität im Unterboden, wodurch die Huminstoffe teilweise zerstört werden. Podsolierung erfolgt bei uns vor allem im subalpinen und alpinen Raum unter Nadelwald- und Zwergstrauchvegetation auf nährstoffarmen Substraten (saure kristalline Gesteine).
Podsol (FAO: Podzol)
Aufgrund der ungünstigen Bildungsbedingen liegt die Streu vorherrschend in der Form des Rohhumus vor, der auch die Nährstoffgrundlage und den Hauptwurzelraum für die Strauchvegetation bildet. Der stark saure Oberboden weist wegen der geringen biologischen Aktivität einen höchstens schwach ausgebildeten Ah-Horizont und einen mehrere cm bis dm mächtigen Eluvialhorizont auf, der an Nährstoffen und Metallen verarmt ist. Darunter liegt, meist mit relativ scharfer Grenze nach oben, der Illuvialhorizont, der je nach den dominierenden Verlagerungsprodukten schwarz bis rostrot oder kombiniert gefärbt ist. Man unterscheidet grundsätzlich
Eisen-Podsol eher auf eisenreichen Gesteinen unter Nadelwald
Eisen-Humus-Podsol (Zwischenform)
Humus-Podsol eher auf eisenarmen Gesteinen unter Zwergstrauchvegetation.
Podsole könne sich aus Rankern und evtl. über die Zwischenstufe der sauren Braunerde entwickeln, und zwar schon innerhalb weniger Jahrhunderte. Der typische Podsol besitz die Horizontabfolge
Ol-Of-(Oh)-Ah-E-Ife-C oder Ol-Of-(Ah)-E-Ih-Ife-BC-C (Ife = Illuviation von Eisen,
Ih = Illuviation von Humus)
Eine Variante oder ein Übergangsglied zwischen Braunerde und Podsol ist der sog. Braunpodsol, der häufig eine moderartige Humusform besitzt. Die Genese dieses Bodentyps ist nicht geklärt, sicher ist jedoch, dass die pedogenen Fe-Verbindungen nicht (oder nicht mehr) in grössere Bodentiefen verlagert werden. In Einzelfällen kann der Braunpodsol als degradierter Podsol aufgefasst werden (z.B. nach Abholzung), bei dem nicht mehr die niedermolekularen Huminstoffe entstehen, sondern eher die hochmolekularen immobileren Huminsäuren. Oft verdeckt ein deutlich ausgeprägter Ah-Horizont einen alten Bleichhorizont, der chemisch aber noch nachweisbar ist. Braunpodsole kommen in der alpinen Podsolregion auf Wiesen und Weiden häufig vor. Der intensiv rostrot gefärbte Unterboden wird als "Bfe" angesprochen, da eine Illuviation nicht mehr deutlich manifest ist, im Gegensatz aber zur normalen Braunerde das pedogene Eisen in freier Oxidform vorhanden ist (oft auch als eisenhüllig bezeichnet).
Podsole treten weltweit in den Df- und ansatzweise auch in den ET-Klimaten auf. Daneben natürlich in den diesen Klimaten entsprechenden Höhenstufen, also der subalpinen und alpinen Stufe.
Ergänzungen und Bilder zu Podsols
pH (KCl
org. C (%)
Gesamt CaCO3 (%)
Fe d (?)
Al d (?)
Ah
0-5 cm
3.0
1.2
0.0
1.7
0.6
AhE
5-20 cm
3.2
0.4
0.0
1.9
0.7
Ife
20-30 cm
4.4
3.0
0.0
13.8
17.3
30-40 cm
4.7
1.3
0.0
8.4
10.5
40-50 cm
4.5
1.3
0.0
7.6
11.0
50-60 cm
4.7
0.4
0.0
5.2
4.0
IfeC
60-70 cm
4.7
0.2
0.0
4.3
2.5
Fig. 47: Eisenpodsol (Morteratsch, 2100 m) auf silikatischem Moränenmaterial, unter Wald
Ergänzungen und Bilder zu Fig. 47
6.2 Die zonalen Böden der kühlen und kühl-trockenen Klimate
In den kühlen Steppenklimaten bilden sich Böden mit ausgeprägtem Ah-C-Profil, aber meist fehlendem B-Horizont. In der Schweiz finden sich die steppenähnlichen Böden in den inneralpinen Trockentälern (Wallis, Unterengadin, Münstertal).
In den feuchten Frühlingsmonaten entwickelt sich eine üppige Kräuterflora, die jedoch in den niederschlagsarmen Sommermonaten verdorrt. Die Streu wird von der Bodenfauna in den vielfach mächtigen Ah-Horizont eingearbeitet (gute Bioturbation). Die kalten Wintermonate hemmen die Mineralisierung der organischen Substanz, so dass es zur Humusakkumulation kommt.
Phaeozems Waldsteppe N = 650-500 mm/a T = 5-7 °C Chernozems Langgrassteppe N = 600-300 mm/a T = 6-10 °C Kastanozems Kurzgrassteppe N = 350-250 mm/a T = 5-9 °C
Steppenböden: Verteilung von Humus (schwarz), CaCO3 (grau) und Gips (hellgrau) in Bodenprofilen entlang einer N-S-Klimasequenz durch die Steppengebiete Mittelasiens und ihre Beziehung zu Temperatur und Niederschlag.
Aus: Wörterbuch der Bodenkunde, G. Hintermaier-Erhard & W. Zech, Enke Verlag, p. 269
In Abhängigkeit von der Durchfeuchtung der Böden als Resultat von Niederschlag und Verdunstung ergibt sich eine deutliche Zonierung der Steppenböden in Phaeozem, Tschernosem und Kastanozem. Diese Zonierung verläuft in Russland und Zentralasien von Nord nach Süd, in Nord- und Südamerika von Ost nach West.
Bei zunehmender Aridität nimmt der kapillare Aufstieg von Grundwasser zu und damit die Neigung zu Salzausscheidungen in höheren Lagen des Bodenprofils (vgl. Abbildung). Je nach Löslichkeit der Salze fallen von oben nach unten folgende Salze aus: Carbonate / Gips / Na-Salze.
Steppenböden der ehem. UdSSR. Gegen rechts erfolgt der Übergang zu den Halbwüstenböden.
Aus: Scheffer/Schachtschabel: Lehrbuch der Bodenkunde, p. 455
Aufgrund der unterschiedlichen klimatische Einflüsse werden in der FAO-Bodenklassierung drei Bodengruppen unterschieden:
6.2.2 Chernozem oder Tschernosem
6.2.3 Kastanozems oder Kastanosem
6.3 Die Böden des mediterranen Raumes
Diese Gebiete spiegeln die klimatische intermediäre Stellung zwischen den gemässigten und den trockenheissen Regionen, indem vor allem aus Gründen des Wassermangels die Verwitterung weniger intensiv und die Bodenbildung demzufolge auch geringmächtiger ist. Grundsätzlich überwiegen in den feuchteren Gebieten des mediterranen Raumes die Braunerden und Parabraunerden auf Misch- oder Silikatgestein, allerdings in etwas unterschiedlichen Ausprägungen. Die vorherrschenden Kalkgesteine des europäischen Mittelmeerraumes bewirken die typischen intrazonalen Böden der terra rossa und der Rendzina (Kap. 7). Da die Wälder des Mittelmeerraumes durch Übernutzung stark reduziert wurden, konnten in der Folge die Böden über weite Gebiete erodiert werden, so dass heute in grossen Teilen junge Bodenbildungen (Regosole oder Ranker) überwiegen.
Weitere Informationen zur Bodenbildung auf Karbonatgestein (Rendzina, Terra rossa, Terra fusca) finden sich in Kapitel 7.2 (Karbonatböden)
Prozess der Rubifizierung Die oft intensiv rote Färbung dieser Böden ist nicht auf eine stärkere Verwitterung zurückzuführen, sondern darauf, dass in der trockenheissen Jahreszeit die freigesetzten Eiseverbindungen nicht wie im feuchteren Klimaraum als gelblich-bräunliche wasserhaltige Oxide und Hydroxide (z.B. FeOOH) vorliegen, sondern durch Dehydratation zum intensiv rot gefärbten Hämatit (Fe2O3) umgewandelt wurden.
Ein weiteres Problem zur Bodeneinordnung stellt sich im Mittelmeerraum und vor allem auch in den inneren Tropen (vgl. Kap. 6.4): Da viele dieser Gebiete sehr alte Flächen (aus dem Tertiär) darstellen, muss angenommen werden, dass ein Grossteil der heute sichtbaren Bodenbildungen auch aus jener Zeit mit unter Umständen ganz anderen Umweltbedingungen stammt. Diese Böden sind also Relikte und somit nicht ohne weiteres aus den heutigen Gegebenheiten erklärbar. Es wird beispielsweise angenommen, dass die mediterrane terra rossa als Reliktboden aus dem Tertiär oder Altpleistozän angesprochen werden muss, da sie vornehmlich nur in erosionsfernen Gebieten gefunden wird, ansonsten aber von der als rezent angesehenen Trockenrendzina abgelöst wird.
In den trockeneren Regionen des Mittelmeerraumes reagieren die Böden ähnlich wie in den kontinentalen Kurzgrassteppen, indem die Verwitterung weniger intensiv, die Farbe meist nur schwach braun und die Bodentiefe meist geringmächtig ist (Kastanienbraune Böden, sog. Kastanoseme, oder Regosole). Karbonat- und Gipsanreicherungen finden sich in solchen Böden in geringer Bodentiefe und die Bodenreaktion ist neutral. Daneben stellen sich in Senken durch Grundwasserbeeinflussung und aufsteigende Wasserbewegung häufig versalzte Böden ein, die als intrazonale Bildungen zu deuten sind. Im Übergang zu den Halbwüsten findet man Trockenböden, die unter verschiedenen Namen existieren. Sie sind durch eine fast fehlende (oder -falls erkennbar- eine reliktische) Verwitterung charakterisiert, ihre Reaktion ist neutral bis basisch, häufig sind Salzanreicherungen oder Krustenbildungen (Salz, Gips, Kalk) an der Oberfläche zu beobachten.
Verbreitung mediterraner Böden: Mittelmeeraum, Teile Chiles, Südafrikas, SW-Australiens, Kaliforniens
6.4 Die Böden der tropischen Klimaregion
Grundsätzlich muss hervorgehoben werden, dass gerade in den Tropen die heute vorkommenden Böden Produkte einer sehr langen Verwitterung seit dem Tertiär darstellen, und dass in dieser langen Pedogenese biologische und klimatologische Bedingungen (und damit auch die bodenbildenden Faktoren) vielen Veränderungen unterworfen waren. Dies gilt speziell für die heute wechselfeuchten Klimate, wo in den pleistozänen Pluvialzeiten das immerfeuchte Tropenregime herrschte und tiefgründig verwitterte Böden in heute eher trockenen Regionen schaffte.
Daneben befinden sich aber im tropischen Raum auch eine Vielzahl von Böden, die junge Bodenbildungen darstellen (z.B. vulkanische Böden, erosiv beeinflusste Böden, periodisch überschwemmte Gebiete) und den Gesetzmässigkeiten der tropischen Böden (noch) nicht entsprechen.
Der Prozess der Desilifizierung Zu den aus der Vorlesung 'Bodengeographie' bekannten Prozessen der Bodenbildung kommt in tropischen Böden ein weiterer, wichtiger Prozess dazu: Unter den intensiven tropischen Verwitterungsverhältnissen findet wegen den hohen Sickerwassermengen eine extreme Auswaschung aller löslichen Elemente statt, auch des Siliziums (Löslichkeit von amorphem SiO2 nimmte bei steigenden Temperaturen linear zu). Die Auswaschung von Kieselsäure gibt es zwar auch in den feuchtgemässigten Klimaten, aber sie tritt gegenüber der Auswaschung anderer Ionen in den Hintergrund, so dass bei uns eine passive Anreicherung von Si (Quarzanreicherung) und in den Tropen eine solche von Fe und Al stattfindet.
Zudem kann Si mit Al-Hydroxiden unter Neubildung von Zweischicht-Tonmineralien (z.B. Kaolinit) reagieren, die sich zusammen mit Al- und Fe- Oxyden in tropischen Böden bevorzugt anreichern. Generell weist Kaolinit eine geringe Kationenaustauschkapazität (KAK) auf. Bei fortschreitender Verwitterung werden sogar diese sekundär gebildeten Tonmineralien verwittert.
Prozesse der Ferralisation / Plinthisation Diese in situ stattfindende relative bzw. residuale Anreicherung von Fe, Al und Kaolinit wir als Ferralitisierung oder Ferralisation bezeichnet. Im Gegensatz dazu wird die absolute Anreicherung von Sesquioxiden durch aufsteigende Grundwasser oder durch Hangwasserzufuhr in Senken als Plinthisation bezeichnet. Es bildet sich ein humusarmes Substrat, das Plinthit (früher: Laterit) genannt wird und welches in Trockenzeiten oder bei Oberflächennähe (z.B. Hangkanten) krustenartig und irreversibel verhärten kann.
Entgegen den Erwartungen sind die vollständig verwitterten Böden der feuchten Tropen nicht unbedingt sehr sauer sondern neutral! Dies hängt damit zusammen, dass sich nach Auflösung aller Minerale, auch der sekundär gebildeten Tonminerale, immer mehr Al- und Fe- Hydroxide übrig bleiben, von denen keine Säurewirkung mehr ausgeht: Der ursprünglich versauerte Boden kehrt zur Neutralität zurück.
Durchschnitt Ausgangsgestein Loam (South dakota) Sandy clay Loam (North Carolina) Columbian Clay (Costa rica)
Klimazone:
Df
Cfa
Aw-Af
SiO2
60
77
80
26
Al2O3
16
13
13
49
Fe2O3
7
4
5
20
Zusammensetzung von drei verschiedenen Böden auf einem durchschnittlichen magmatischen Gestein (aus Birkeland). Deutlich zeigt sich die passive Anreicherung von SiO2 unter gemäsigtem Klima sowie die Desilifizierung und passive Anreicherung von Al2O3 und Fe2O3 unter feucht-tropischem Klima.
Die tropischen Bodengrupen gemäss FAO
In der Bodeneinteilung gemäss FAO existiert eine umfangreiche Gruppe von Böden, die in tropischen und subtropischen Gebieten mit intensiver Verwitterung dominieren:
6.4.1 Nitisols (~ Tiefgründig lessivierte, tonreiche Böden)
6.4.2 Lixisols (~ lessivierte Böden, austauschschwach und basenreich)
6.4.3 Alisols (~ lessivierte Böden, austauschstark, basenarm)
6.4.4 Acrisols (~ lessivierte Böden, austauschschwach, basenarm)
6.4.5 Ferralsols (~ sehr tiefgründig verwitterte, oxidreiche Böden)
6.4.6 Plinthosols (~ Böden mir irreversibel verhärtbarem Oxid-Material)
In der obenstehenden Reihenfolge liegt eine zunehmende Verwitterung vor. Die fett markierten Bodengruppen sind von grösserer Bedeutung!