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1.9: Böden - Geowissenschaften

1.9: Böden - Geowissenschaften


1.9.1 Einführung

Böden sind neben Sauerstoff und Wasser lebensnotwendig. Fast alle unsere Lebensmittel stammen direkt oder indirekt aus Pflanzen, die im Boden angebaut werden. Die einzige nennenswerte Ausnahme ist natürlich Nahrung aus den Ozeanen.
Hydroponisch angebaute Pflanzen sind eine unbedeutende Ausnahme – und die Infrastruktur und die Kosten, die mit der hydroponischen Landwirtschaft verbunden sind, werden sie wahrscheinlich für immer zu einer untergeordneten Rolle in der menschlichen Nahrungsversorgung verdammen. Unser gesamtes Schnittholz, die meisten unserer Papierprodukte und ein Großteil unserer Kleidung stammen letztendlich aus dem Boden. Unsere Abhängigkeit von Böden wird weitergehen, aber der weltweite Bodenbestand kann nicht zunehmen. Tatsächlich ist es abnehmend, wegen Bodenerosion, sowie Urbanisierung (und Suburbanisierung). Da unsere Reserven an fossilen Brennstoffen weiter schrumpfen, werden die Energieressourcen aus Biomasse (lebendes Pflanzenmaterial) wahrscheinlich zunehmen.

Die Bedeutung des Begriffs „Boden“ variiert stark je nach Tätigkeitsbereich, in dem er verwendet wird. Landwirte verwenden Sie den Begriff eng als die oberste Schicht von Oberflächenablagerungen, in denen Pflanzen wachsen und Landwirtschaft betrieben wird. Das Bodenwissenschaftler hat einen etwas weiteren Blick: Boden ist die oberste Schicht der oberflächlichen Ablagerungen, die sich fast immer weit unter den Boden des Landwirts erstreckt, der sich durch den Einfluss verschiedener über lange Zeit wirkender Bodenbildungsprozesse auf dem darunter liegenden Material entwickelt hat. Das Geologe hat einen noch breiteren Blick auf Böden als Oberflächenmaterialien, die durch Verwitterungsprozesse entstanden sind, die das Grundgestein in Regolith zerlegt haben, und die Bauingenieur (der die Disziplin Bodenmechanik ausübt und für die Aufstellung und Gestaltung von Bauwerken mit Fundamenten verantwortlich ist) betrachtet den Boden ähnlich umfassend wie alle Materialien an der Oberfläche, die ohne Sprengung ausgehoben werden können. In den folgenden Abschnitten betrachten wir die Beschaffenheit von Böden hauptsächlich aus der Sicht des Bodenkundlers (was ist die Beschaffenheit von Böden, wie entstehen sie und wie werden sie klassifiziert?).

Das Studium der Böden als Naturkörper heißt Pedologie (und ihre Praktiker nennen sich Bodenwissenschaftler oder Pedologen). Sie können auch in Bezug auf die pedosphäre. (Heutzutage neigen Wissenschaftspädagogen dazu, in „Sphären“ zu denken: Geosphäre, Hydrosphäre, Biosphäre, Atmosphäre, Kryosphäre. Diese Begriffe sind im weitesten Sinne nützlich, um Zonen oder Domänen verwandter Materialien und Prozesse zu beschreiben. Ich denke, dass das Suffix „-Kugel“ begann verwendet zu werden, weil diese Domänen in einem sehr allgemeinen Sinne wie kugelförmige Schalen um die Erde herum sind. Ich selbst denke, dass „Sphärenologie“ von Seiten der „Sphärophilen“ tendenziell übertrieben wird, aber sie bleibt ein nützliches pädagogisches Mittel.)

Böden können auf unterschiedlichsten Skalen gedacht und untersucht werden: von großen Regionen auf Kontinenten im Kontext wichtiger Bodentypen bis hin zur Verteilung von Böden in einem lokalen Gebiet mit unterschiedlicher Topographie und Substratzusammensetzung (Abbildung 1-23A), zum vertikalen Profil des Bodens an einem bestimmten Punkt auf der Landoberfläche (Abbildung 1-23B), zur Textur und Struktur des Bodens an einem Punkt in einem solchen Profil (Abbildung 1-23C), zu den Details der Physik, Chemie und Biologie des Bodens auf kolloidaler und atomarer Skala (Abbildung 1-23D).

Böden haben eine große Vielfalt an Inhaltsstoffen. Hier ist eine Liste der wichtigsten Arten von Bodeninhaltsstoffen:

  • mineralische Partikel
  • Kolloide
  • organisches Material
  • Mikroorganismen
  • Bodenlösungen
  • Bodengase

Die meisten Böden bestehen hauptsächlich aus mineralischen Partikeln. Solche Böden werden oft genannt mineralische Böden. Einige Böden bestehen jedoch hauptsächlich aus organischer Substanz. Im Allgemeinen enthalten Böden die gleichen Arten von Mineralpartikeln wie Sedimente; Gehen Sie zurück und lesen Sie den Abschnitt über Sedimente oben. Die meisten Böden, denen Sie wahrscheinlich begegnen werden, bestehen hauptsächlich aus Quarz, dazu kommen variable Anteile von Kaliumfeldspat und Gesteinsfragmenten in der Grobfraktion und hauptsächlich Partikel von Tonmineralien, Eisenoxiden und Aluminiumoxiden in der Feinfraktion. Die übrigen Bestandteile der obigen Liste werden in den folgenden Abschnitten beschrieben.

1.9.2 Kolloide

Kolloide sind Stoffgemische, bei denen ein Stoff als extrem kleine Partikel vorliegt, sogenannte kolloidale Partikel, die in einem zweiten Stoff dispergiert sind, den man sich als Medium vorstellen kann. Bei kolloidalen Partikeln in einem einheitlichen flüssigen oder gasförmigen Medium wird üblicherweise der Begriff kolloidale Lösung verwendet. Im Zusammenhang mit Böden haben wir es mit kleinen Partikeln aus Mineralien oder organischen Stoffen zu tun, die in den wässrigen Porenlösungen des Bodens dispergiert sind oder in großer Zahl zusammengeballt sind oder an den größeren Bodenpartikeln haften. Kolloide sind in vielen Materialien wichtig, sowohl in der Natur als auch in der Herstellung.

Die meisten Tonmineralteilchen haben eine plattenförmige Gestalt und neigen dazu, in Aggregaten aus vielen Teilchen zusammenzukleben, die durch bestimmte elektrostatische Kräfte mit kurzer Reichweite zusammengehalten werden. Solche Kräfte sind klein, aber auch die Teilchen – und das ist wichtig, weil das Verhältnis von Oberfläche zu Volumen nimmt mit abnehmender Partikelgröße zu, Tonmineralpartikel sind gewissermaßen „fast alle Oberfläche und sehr wenig Volumen“. Der Aggregatzustand der tonmineralischen Fraktion ist stark variabel, entsprechend variieren die makroskopischen Festigkeits- und Konsistenzeigenschaften der Lagerstätte stark. Wie Sie gleich sehen werden, macht die geringe Größe der Partikel zusammen mit der für ihre Oberflächen charakteristischen elektrischen Ladung die winzigen Partikel chemisch extrem reaktiv.

Kolloidale Partikel befinden sich in einer Art „Niemandsland“ zwischen echten Lösungen und zweifellos festen Partikeln. Ein Extrem sind Ionen und Moleküle in einer wässrigen Lösung. Die kleinsten Ionen haben eine Größenordnung von atomaren Abmessungen, etwa 0,1 Nanometer (d. h. etwa 10-10 Meter). Viele Moleküle, die aus vielen Atomen bestehen, sind viel größer, verhalten sich aber in echten Lösungen immer noch wie kleinere Ionen. Das andere Extrem sind Partikel, die größer als einige Mikrometer sind, was groß genug ist, um mit Lichtmikroskopen gesehen zu werden. Solche Partikel sind groß genug, um sich unter dem Einfluss der Schwerkraft in der umgebenden Flüssigkeit abzusetzen.

Typische Böden enthalten mehrere wichtige Arten von Kolloiden. Hier eine kurz kommentierte Liste der wichtigsten:

  • Tonmineralische Partikel: Es gibt mehrere Arten; siehe den früheren Hintergrundabschnitt zur Tonmineralogie. Diese Typen unterscheiden sich in ihren physikalischen und chemischen Eigenschaften, teilweise aufgrund ihrer unterschiedlichen Größe, aber hauptsächlich aufgrund ihrer unterschiedlichen Oberflächenladungen und ihrer unterschiedlichen Anfälligkeit, positive Ionen und Wassermoleküle an und von ihren inneren Oberflächen zwischen den TOT-Schichten aufzunehmen oder abzugeben.
  • Eisen- und Aluminiumoxide: Diese sind besonders wichtig in den stark verwitterten Böden warm-feuchter Regionen, wo Silikatminerale weiter zu Oxiden abgebaut werden. Das wichtigste Aluminiumoxid ist Gibbsite, und die wichtigsten Eisenoxide sind goethit und Ferrihydrit (hier keine Angaben zur Mineralogie).
  • Humus: Diese sind besonders häufig in den oberen Teilen der Böden, die der Oberfläche am nächsten sind, vorhanden. Humuskolloide sind keine kristallinen Strukturen: Sie sind komplexe Molekülketten und Ringe von Kohlenstoffatomen, die an Wasserstoff-, Sauerstoff- und Stickstoffatome gebunden sind. Sie gehören zu den kleinsten kolloidalen Partikeln in Böden. Sie haben eine enorme Kapazität, Wasser an ihre Oberflächen zu adsorbieren.

Die große Bedeutung der Bodenkolloide ergibt sich aus ihrer chemischen Reaktivität. Dafür gibt es zwei Gründe: Oberfläche, und Oberflächenladung. Im Folgenden wird auf diese Punkte näher eingegangen.

  • Oberfläche: Chemische Reaktionen zwischen einem Festkörper und der Flüssigkeit, mit der er in Kontakt steht, finden an der Oberfläche des Festkörpers, an der Grenzfläche zwischen Festphase und Flüssigphase statt. Die Geschwindigkeit einer solchen chemischen Reaktion hängt neben der Art der Reaktion selbst von einer Reihe wichtiger Faktoren ab. Die Temperatur ist einer dieser wichtigen Faktoren: Im Allgemeinen gilt: Je höher die Temperatur, desto schneller die Reaktion. Das liegt daran, dass die Energie der thermischen Schwingung der Atome und Moleküle sowohl in der festen als auch in der flüssigen Phase mit der Temperatur zunimmt. Wichtig ist aber auch die Fläche der Oberfläche, an der die Reaktion stattfindet, pro Volumeneinheit des reagierenden Systems. Die extrem geringe Größe kolloidaler Partikel bedeutet, dass ihre Oberfläche pro Schüttvolumeneinheit spektakulär groß ist.
  • Oberflächenladung: An jedem winzigen Bereich innerhalb eines Mineralpartikels gleichen sich die mit den Ionen der Struktur verbundenen elektrischen Ladungen aus. An der Oberfläche des Partikels sieht es jedoch anders aus – denn die Ionen direkt an der Oberfläche sind nur an die darunter liegenden Ionen gebunden. Das bedeutet, dass sich an der Oberfläche des Teilchens eine Art „unbefriedigte“ elektrische Ladung befindet. Bei Tonmineralpartikeln ist die Oberflächenladung an den breiten Flächen der freigelegten TOT-Platten im Allgemeinen negativ und an den schmalen Kanten der Platten positiv. Bei makroskopischen Mineralpartikeln, wie Sandkörnern, sind diese Oberflächenladungen fast vollständig vernachlässigbar, aber wenn die Partikel extrem klein sind, macht ihr enormes Verhältnis von Fläche zu Volumen diese Oberflächenladungen sehr wichtig.

Hintergrund: Fläche

1. Machen Sie eine nostalgische Reise zurück in die Mathematik der Sekundarstufe und denken Sie über die Formeln für das Volumen und die Oberfläche eines regelmäßigen geometrischen Körpers nach. Eine Kugel ist ein gutes Beispiel. Das Volumen einer Kugel ist (1/6)πD3, wo D ist der Durchmesser der Kugel. Im wissenschaftlichen Sprachgebrauch das Volumen entspricht der Kubik des Durchmessers. Die Oberfläche der Kugel ist (πD^2), also geht die Oberfläche als Platz des Durchmessers.

2. Wichtig sind hier nicht die bestimmten Formeln oder die Werte für Volumen und Fläche einer bestimmten Kugel, sondern wie sich das Verhältnis von Oberfläche zu Volumen mit dem Durchmesser der Kugel ändert. Aus den beiden oben angegebenen Formeln können Sie leicht ersehen, dass das Verhältnis von Oberfläche zu Volumen jeder Kugel [πD2]/[(1/6)πD3], oder vereinfachend, 6/D. Ignorieren Sie dort den Faktor 6; Wichtig ist die 1/D Teil. Das Verhältnis von Oberfläche zu Volumen beträgt 1/D. Das bedeutet, dass mit abnehmendem Durchmesser wird das Verhältnis von Oberfläche zu Volumen größer.

3. Nun zu einem aufschlussreichen Beispiel dafür 1/D Wirkung. Denken Sie an eine Kugel mit einem Durchmesser von 10 cm – etwa in der Größe eines Softballs, einer Grapefruit oder einer Pizzateigkugel. Es hat eine Oberfläche von etwa 0,0314 Quadratmetern (oder in wissenschaftlicher Schreibweise 3,14 x 10 .).-2 m2). Vergleichen Sie das nun mit einer Kugel von 1 mm Durchmesser. Diese Kugel hat eine Oberfläche von nur 3,14 x 10-6 m2, viel kleiner, um den Faktor zehntausend. Angenommen, Sie nehmen das gesamte Volumen der 10 cm-Kugel und rechnen es in ein äquivalentes Volumen von 1 mm-Kugeln um. Mit etwas weiterer einfacher Mathematik und der Formel für das Volumen einer Kugel würden Sie feststellen, dass die 10-cm-Kugel 106 (das ist eine Million) der Kleinen entspricht. Die Gesamtfläche der Kleinen beträgt nun (106) (3,14 x 10-6) m2, oder 3,14 x 100 m2. Das klingt nicht viel, aber vergleichen Sie es mit der Oberfläche der ursprünglichen 10 cm großen Kugel, die 3,14 x 10 . groß war-2 m2. Wir sehen also, dass die Gesamtfläche der kleinen Kugeln das Hundertfache der Fläche der volumenäquivalenten großen Kugel beträgt! Dies ist ein konkretes Beispiel für die 1/D Effekt: Wir haben den Durchmesser der Kugel um das Hundert (zehn Zentimeter auf einen Millimeter) verkleinert und die Oberfläche des äquivalenten Volumens um den Faktor 100 vergrößert!

Die Kombination von Oberfläche und Oberflächenladung ist wirksam. Wir müssen uns mit zwei verschiedenen, aber verwandten Effekten auseinandersetzen: Gerinnung und Ionenaustausch. Abbildung 2-24 ist ein Cartoon, der die verschiedenen Phänomene zeigt, die in den folgenden Abschnitten diskutiert werden.

Gerinnung: Tonmineralische Partikel mit ihren negativen Ladungen an den Flächen und positiven Ladungen an den Kanten neigen dazu, durch elektrostatische Anziehung in einer Anordnung von Kante zu Fläche zusammenzuklumpen. (Denken Sie daran, dass sich gleiche Ladungen abstoßen und ungleiche Ladungen anziehen.) Diese Tendenz zur Koagulation ist einer der wichtigen Faktoren, die tonreiche Böden klebrig und zäh machen.

Ionenaustausch: Wie Sie in einem späteren Kapitel sehen werden, hat das Wassermolekül beim Wasser eine positiv geladene „Seite“ und eine negativ geladene „Seite“. Aus diesem Grund neigen Wassermoleküle dazu, von den geladenen Oberflächen der kolloidalen Partikel angezogen zu werden. Stellen Sie sich einen Schwarm von Wassermolekülen, vielleicht bis zu mehreren Molekülen dick, an der Oberfläche der Tonpartikel vor, die herumwackeln und sich gegenseitig anstoßen, hin und wieder mit anderen Wassermolekülen aus der Lösung dahinter die Plätze tauschen. Diese Schicht aus Wassermolekülen fungiert als eine Art „Polster“ für das Teilchen. In der Schicht aus locker gebundenen Wassermolekülen sind positive Ionen enthalten, die von den negativ geladenen Flächen der Tonpartikel angezogen werden. Außerdem nehmen Smektit-Tone Wasser und positive Ionen auf und geben sie von ihren inneren Oberflächen ab. Diese locker gebundenen Wassermoleküle sind die letzten, die von Pflanzenwurzeln extrahiert werden, wenn der Boden zwischen den Regenfällen trocknet. Sie wissen, dass Kalium einer der wichtigsten Pflanzennährstoffe ist. Sein anhaltender Reichtum im Boden ist größtenteils das Ergebnis seiner Anziehungskraft auf Kolloide, zusammen mit dem Recycling in organischem Material. Aufgrund dieser Kombination aus Anziehungskraft auf Kolloide und Wiederverwertung durch Pflanzen wird unter natürlichen Bedingungen der Speicher des verfügbaren Kaliums, das durch chemische Verwitterung von Primärmineralien freigesetzt wird, angesichts des anhaltenden Verlusts an Lösung an nach unten gerichteten Mineralien auf einem für das Pflanzenwachstum brauchbaren Niveau gehalten. perkolierendes Wasser von der Oberfläche.

1.9.3 Organische Materie

Die obersten Teile der oberirdischen Ablagerungen – der Boden des Bodenkundlers und insbesondere des Landwirts – weist in der Regel eine Fülle von organischen Stoffen sowie anorganischen Mineralstoffen auf. Es ist nicht leicht zu spezifizieren, was mit organischem Material gemeint ist. Es umfasst eine breite und komplexe Vielfalt chemischer Verbindungen, die ein Chemiker als organische Verbindungen bezeichnen würde. Organische Verbindungen sind solche, die aus Kohlenstoffatomen bestehen, die aneinander und an Atome anderer Elemente, hauptsächlich Sauerstoff und Wasserstoff, aber auch Elemente wie Stickstoff und Schwefel in vielfältiger Weise gebunden sind. Organische Verbindungen sind sowohl natürlich als auch im Labor synthetisiert.

Die organische Substanz des Bodens ist letztendlich vom Pflanzenwachstum abgeleitet. (Lebende Pflanzen und Tiere werden konventionell nicht als organische Substanz betrachtet: Sie müssen warten, bis der Organismus stirbt!) Nicht lebende Pflanzengewebe selbst sind organische Substanzen, ebenso wie die große Vielfalt organischer Verbindungen, die aus dem teilweisen Zerfall dieses Pflanzenmaterials resultieren. Die Gewebe toter Tiere und ihre Zerfallsprodukte stellen ebenfalls organische Bodensubstanz dar, wenn auch nicht annähernd in der gleichen Menge wie organische Substanz aus Pflanzen.

Ein tiefes Verständnis der organischen Bodensubstanz würde eine viel größere Vertrautheit mit der organischen Chemie (dem Teilgebiet der Chemie, das sich mit organischen Verbindungen beschäftigt) erfordern, als es für diesen Kurs angemessen ist. Hier können wir nur einige der wichtigsten Überlegungen und Arten von Materialien anschneiden.

1.9.3.2 Die Rolle der organischen Bodensubstanz im Kohlenstoffkreislauf

Das Element Kohlenstoff ist eine Schlüsselsubstanz für die Funktionsweise der oberflächennahen Umwelt der Erde. Dies liegt an seiner wichtigen Rolle in lebenden Organismen, organischen Bodensubstanzen, der Atmosphäre und den Ozeanen in Form von gasförmigem und gelöstem Kohlendioxid sowie Karbonat-Sedimenten. Der Kohlenstoffkreislauf der Erde wird in einem viel späteren Kapitel über geochemische Kreisläufe ausführlicher behandelt. Es muss hier genügen, darauf hinzuweisen, dass der Boden eine wichtige Rolle in diesem Kohlenstoffkreislauf spielt. Schätzungen zufolge enthält der Boden der Erde fast doppelt so viel Kohlenstoff wie der Bestand an lebender Vegetation und die Atmosphäre zusammen.

Pflanzen nehmen Kohlendioxidgas aus der Atmosphäre auf und wandeln es durch Sonnenlicht-betriebene Photosynthese in die organischen Verbindungen um, die das Pflanzenmaterial bilden. Wenn die Pflanzen sterben, wird ein Teil des abgestorbenen Pflanzenmaterials durch Oxidation wieder in Kohlendioxid und Wasser zersetzt. Diese Zersetzung beinhaltet teilweise nicht-biologische chemische Reaktionen, aber zum großen Teil wird sie durch die Stoffwechselaktivität von Bodenmikroorganismen vermittelt. Das Endergebnis ist jedoch das gleiche: die Produktion von CO2. Ein Teil dieses CO2 bleibt im Bodenwasser gelöst und ein anderer Teil wird in die Atmosphäre abgegeben.

1.9.3.3 Arten von organischer Bodensubstanz

Es gibt viele Arten von organischem Material. Diese Verbindungen reichen von leicht zersetzbar bis sehr schwer zersetzbar. Eine typische Pflanze besteht aus leicht umwandelbaren Verbindungen wie Polysacchariden und Lipiden, die mit den viel widerstandsfähigeren Materialien Zellulose und Lignin, den Hauptbestandteilen des holzigen Pflanzengewebes, versteift sind. Lignine, von denen es verschiedene Arten gibt, sind die langsamsten Pflanzengewebe, die sich zersetzen. Nur wenige Organismen, hauptsächlich Pilze, können Lignine abbauen.

Der endgültige Rückstand, der beim Abbau von Pflanzenmaterial zurückbleibt, wird als bezeichnet Humus. Der sogenannte Humus besteht aus einer Reihe sehr stabiler organischer Verbindungen. Humus ist immer dunkel gefärbt, weil die chemischen Strukturen im Humus fast alle Wellenlängen des sichtbaren Lichts absorbieren. Humus ist so feinkörnig, dass seine Partikel (die in Wirklichkeit große Moleküle sind) am feinen Ende des kolloidalen Größenbereichs liegen. Diese Verbindungen, deren Grundbausteine ​​sechseckige Kohlenstoffringstrukturen sind (in der organischen Chemie aromatische Verbindungen genannt) mit großen Molekulargewichten (d. h. mit sehr vielen polymerisierten Atomen in ihren Strukturen). Sie sind die organischen Materialien, die am widerstandsfähigsten gegen mikrobielle Zersetzung sind. Das in einem früheren Abschnitt erwähnte Wasserhaltevermögen von Humus ist um ein Vielfaches höher als das von tonmineralischen Partikeln.

Der Abbau von Humus ist ein langsamer Prozess. Die typische Halbwertszeit von Humus (also die Zeit, die benötigt wird, um die Hälfte einer anfänglichen Masse des Materials zu zersetzen) wird in vielen Jahrzehnten oder sogar einigen Jahrhunderten gemessen! Ein wichtiger Effekt, der den Abbau verlangsamt, ist die Komplexierung der Humusmoleküle mit anorganischen Tonmineralpartikeln. Durch schlecht verstandene Prozesse schützt diese Assoziation den Humus vor dem Verfall.

1.9.3.4 Die Rolle organischer Stoffe in Böden

Humus ist für das Pflanzenwachstum ein wesentlicher Bestandteil des Bodens. Unter Gärtnern ist allgemein bekannt, dass Pflanzen in humusreichen Böden besser gedeihen. Dafür gibt es verschiedene Gründe, sowohl direkte als auch indirekte. Dabei geht es nicht nur um die Nährstoffversorgung: Humus ist nicht besonders nährstoffreich (trotz der Meinung vieler Bio-Gärtner). Die meisten Nährstoffe, die Pflanzen benötigen, sind anorganische Ionen, die in wässrigen Bodenlösungen gelöst sind, obwohl Humus eine gewisse Rolle bei der Nährstoffversorgung der Pflanzen spielt.

Es sind die indirekten Auswirkungen von Humus auf die Bodeneigenschaften, die die vorteilhaftesten Aspekte von Humus sind. Humus kann als Bodenverbesserer angesehen werden. Diese Effekte betreffen physikalische, chemische und biologische Eigenschaften des Bodens physikalische Effekte, Humus reduziert die Klebrigkeit und Kohäsion von tonreichen Böden und fördert die Bildung von körniger Textur, die von Landwirten so geschätzt wird, weil er die Bodenbearbeitungsfähigkeit verbessert. Bezüglich chemische Effekte, Humus absorbiert und hält Nährstoffionen noch effektiver als Tonmineralpartikel. Bezüglich biologische Effekte, Humus ist das wichtigste Substrat für die Lebensaktivitäten von Bodenmikroorganismen; es liefert die meiste Nahrung für detritusfressende Bodenorganismen.

Wenn Sie bereit sind, von der Vielzahl der Auswirkungen organischer Stoffe auf die Bodeneigenschaften, die Pflanzenproduktivität und die Umweltqualität überwältigt zu werden, sehen Sie sich Abbildung 1-25 an.

1.9.4 Bodenorganismen

Der letzte wirklich wichtige Bestandteil der Lagerstätte sind Bodenorganismen: die Pflanzen und Tiere, die einen Teil oder ihr ganzes Leben im Boden verbringen. Der Boden ist eines der wichtigsten Ökosysteme der Erde. (Für eine kurze Auffrischung über Ökologie und Ökosysteme siehe den Hintergrundabschnitt unten.) Jede Handvoll Boden enthält buchstäblich Milliarden von Organismen – fast alle von ihnen Mikroorganismen, die zu klein sind, um mit bloßem Auge gesehen zu werden. Die Mikrobiologie des Bodens ist eine ausgereifte und sehr wichtige Disziplin für sich, die ich hier nur anreißen kann.

Hintergrund: Ökologie und Ökosysteme

1. Der Begriff Ökologie, das heutzutage in den populären Medien tendenziell zu locker verwendet wird, ist die Studie von die Wechselbeziehungen zwischen Organismen und ihrer Umwelt. Die größte in der Ökologie untersuchte Einheit ist die Ökosystem, was aus ... besteht ein ausgewählter Teil der physikalischen und chemischen Umgebung und aller Organismen darin. Ein Ökosystem umfasst alle physikalischen, chemischen und biologischen Prozesse und Wechselwirkungen, die innerhalb eines bestimmten Teils der Umwelt ablaufen. Ein Ökosystem kann so groß sein wie die gesamte Biosphäre oder so klein wie eine Wasserpfütze zu unseren Füßen.

2. Was sind die Elemente eines Ökosystems? EIN Lebensraum ist die lokale Umgebung, in der ein bestimmter Organismus lebt. Ökosysteme umfassen in der Regel eine Reihe unterschiedlicher und charakteristischer Lebensräume. Ein ähnliches, aber anderes Konzept ist das von an ökologische Nische, welches ist die Position des Organismus in seinem Lebensraum, einschließlich seiner Lebensweise und seiner Rolle im Ökosystem. Die meisten Lebensräume werden von mehreren Arten bewohnt, jede mit ihrer eigenen ökologischen Nische. Jede Art in einem Ökosystem wird durch eine Anzahl (normalerweise, aber nicht immer, große) einzelner Organismen repräsentiert, die als a . bezeichnet werden Population. Eine Population von zwei oder mehr Arten, die einen bestimmten Lebensraum besetzen, wird als a . bezeichnet Gemeinschaft. In einem bestimmten Ökosystem kann es mehr als eine Gemeinschaft geben.

3. Innerhalb eines Ökosystems gibt es typischerweise viele Arten von Interaktionen zwischen den Bestandteilen, sowohl lebenden als auch nichtlebenden. Diese Wechselwirkungen können als Stoff- und Energieflüsse durch das Ökosystem betrachtet werden. Organische Verbindungen werden aus der Umwelt synthetisiert durch Hersteller, die in allen außer den spezialisiertesten Ökosystemen photosynthetische Pflanzen sind. Die Produzenten wiederum werden von pflanzenfressenden Tieren verzehrt, genannt Pflanzenfresser. Einige der Pflanzenfresser werden wiederum von Fleischfresser (oder von Allesfresser, die jeweils Pflanzen und Tiere). Andere Elemente des Ökosystems sind Parasiten, die sich von lebenden Organismen ernähren, ohne sie zu töten, und Aasfresser, die sich von toten Organismen ernähren.

4. Die Abfolge der Arten, die von den Erzeugern an einem Ende bis zu Fleischfressern reicht, die kein anderer Fleischfresser fressen, am anderen Ende wird als a . bezeichnet Nahrungskette. Oft ist der Begriff Nahrungsnetz ist angemessener, weil die tatsächliche Situation komplizierter ist als eine einfache lineare Anordnung von Arten. Die Gewebe von Erzeugern, Pflanzenfressern und Fleischfressern, die nicht von höher in der Nahrungskette stehenden Arten konsumiert werden, werden von Organismen namens . abgebaut Zersetzer, bei denen es sich in der Regel um Bakterien handelt.

5. Wenn wir an Ökosysteme denken, denken wir eher an tropische Regenwälder oder weite Graslandschaften, auf denen große Säugetiere herumlaufen und sich von Ökotouristen fotografieren lassen. Im wahrsten Sinne des Wortes jedoch eine Schaufel voll natürlicher Erde ist ein Ökosystem, und zwar ein sehr komplexes.

Eine Möglichkeit, Bodenorganismen zu klassifizieren, ist in Pflanzen und Tiere. Doch dahinter steckt mehr, als es den Anschein hat, denn obwohl wir alle als wir klein waren gelernt haben, dass das Leben in ein Tier- und ein Pflanzenreich unterteilt ist, erkennen die meisten Biologen heutzutage an fünf Königreiche. Aber das ist eine andere Geschichte, die wir in diesem Kurs nicht behandeln müssen. Es gibt für uns zwei weitere nützliche Möglichkeiten, Bodenorganismen zu klassifizieren:

  • Heterotrophe vs. Autotrophe: Autotrophe sind Organismen, die ihr eigenes Gewebe aus anorganischen Rohstoffen unter Nutzung von (hauptsächlich) Sonnenenergie erzeugen. Pflanzen sind autotroph. Heterotrophe sind Organismen, die organisches Material, das von anderen Organismen produziert wird, als Nahrung verwenden.
  • Bodenorganismen können klassifiziert werden als Makroorganismen (Organismen mit einer Größe von etwa Regenwürmern), Mesooorganismen (Organismen bis zu einem Bruchteil eines Millimeters) und Mikroorganismen (Organismen von mikroskopischer Größe, kleiner als etwa ein Zehntel Millimeter).

Die Anzahl der Organismenarten pro Volumeneinheit eines Bodens nimmt mit abnehmender Organismengröße stark zu. Ein typischer Boden kann mehrere Arten von Wirbeltieren und mehrere Arten von Regenwürmern enthalten, zusammen mit mehreren Dutzend Arten von Insekten, Dutzenden von Arten von Mesoorganismen, aber Tausenden von Arten von Mikroorganismen. Darüber hinaus nimmt die Zahl der Organismen pro Volumeneinheit mit abnehmender Größe spektakulär zu: Obwohl die Zahl offensichtlich je nach Art und Zustand des Bodens stark schwankt, ist die Zahl der Makro- und Mesoorganismen groß, aber nicht überwältigend, während die Zahl der Mikroorganismen pro Kubikmeter, sagen wir, könnten in die Billionen gehen!

Der Natur und Bedeutung der Lebensaktivitäten der Bodenorganismen sollte hier ein ganzes Kapitel gewidmet werden. So interessant sie auch sind, die Aktivitäten der sogenannten Ökosystemingenieure (Wirbelgräber, Regenwürmer, Ameisen, Termiten und dergleichen) bei der Modifizierung der physikalischen Natur des Bodens im Vergleich zu den Lebensaktivitäten von Bodenmikroorganismen. Mikroorganismen spielen die wesentliche Rolle bei der Zersetzung organischer Bodensubstanz (hauptsächlich Pflanzenreste) und deren Umwandlung in Kohlendioxid, Wasser, gelöste Ionen und die letztendlich resistenten Rückstände, die weiter oben in diesem Abschnitt Humus genannt werden.

Mehrere Hauptarten von Mikroorganismen sind in Böden gut vertreten. Die wichtigsten sind Algen, Bakterien, und Pilze, und verschiedene Arten von Protozoen. Algen, die photosynthetische Pflanzen sind, sind nur in den obersten Teilen der Ablagerungen, sehr nahe der sonnenbeschienenen Oberfläche, reichlich vorhanden. Pilze und Protozoen sind wichtig, aber auf die flachen Zonen beschränkt. Bakterien hingegen breiten sich weit nach unten bis in große Tiefen aus.

Abbildung 1-26 zeigt ein Diagramm des Nahrungsnetzes des Bodens. Ich habe die Originalunterschrift für Sie aufbewahrt. Beachten Sie, dass es als „stark vereinfacht und verallgemeinert“ beschrieben wird!

9.5 Bodenlösungen und Bodengase

Alle Böden sind bis zu einem gewissen Grad porös (d.h. sie enthalten Leerräume, genannt Porenräume oder Leere Räume, unter den verschiedenen festen Bestandteilen). Es liegt nahe, dass die Porenräume entweder ein Gas oder eine Flüssigkeit oder einiges von beidem enthalten müssen. Ob die Porenräume ausschließlich von Flüssigkeit oder hauptsächlich von einem Gas besetzt sind, hängt davon ab, wo der Bodenbereich relativ zum Grundwasserspiegel liegt: Unterhalb des Grundwasserspiegels ist der Boden vollständig mit einer wässrigen Porenlösung gesättigt, während oberhalb des Grundwasserspiegels werden die Porenräume hauptsächlich von Gas eingenommen.

Der Grund, warum ich den Begriff „wässrige Porenlösung“ anstelle von „Porenwasser“ verwendet habe, ist, dass das Wasser in den Porenräumen eine Vielzahl von gelösten Stoffen in unterschiedlichen Konzentrationen enthält. Unmittelbar nach einem Regensturm, wenn das Regenwasser nach unten versickert, um den Grundwasserspiegel wieder aufzufüllen, ist die Konzentration der gelösten Stoffe sehr gering (außer gelösten atmosphärischen Gasen), aber im Laufe der Zeit werden einige Bestandteile der Bodenpartikel ausgewaschen, um zu verschwinden in Lösung. Die Chemie solcher Bodenlösungen ist ein wichtiger Teil der Bodenkunde.

Oberhalb des Grundwasserspiegels sind die Porenräume überwiegend mit Gas gefüllt. Die Zusammensetzung der Bodengase unterscheidet sich nicht wesentlich von der der Atmosphäre, mit einer großen Ausnahme: Aufgrund des fortschreitenden Zerfalls organischer Stoffe ist die Kohlendioxidkonzentration typischerweise wesentlich höher als in der darüber liegenden Atmosphäre.

Auch in der Bodenzone oberhalb des Grundwasserspiegels ist der Boden selten ganz trocken: Ein Teil des Restwassers haftet hartnäckig an den Bodenpartikeln. Ich werde die Diskussion darüber auf das Kapitel über das Grundwasser verschieben.

1.9.6 Prozesse der Bodenentwicklung

Die Entwicklung eines Bodens (im Sinne des Landwirts und Bodenkundlers) hängt von fünf großen (und interagierenden) Faktoren ab, wie in Abbildung 1-27 gezeigt. Von diesen könnten Sie denken, dass das Ausgangsmaterial das wichtigste ist. Es wird jedoch allgemein angenommen, dass das Klima noch wichtiger ist als das Ausgangsmaterial. Die relative Bedeutung von Klima und Ausgangsmaterial hängt in hohem Maße vom Entwicklungszeitpunkt ab: In den Anfangsstadien der Bodenentwicklung ist das Ausgangsmaterial sicherlich das wichtigere, aber im Laufe der Zeit entwickeln sich Böden auf unterschiedlichen Ausgangsmaterialien in einem gegebenen Klima tendiert dazu, sich immer ähnlicher zu werden. Natürlich müssen wichtige Unterschiede in Abhängigkeit vom Ausgangsmaterial bestehen bleiben: Wenn das Ausgangsmaterial für einen Boden reich an Quarz ist und für einen anderen Boden das Ausgangsmaterial ein Kalkstein oder ein mafisches Eruptivgestein wie Basalt ist, können die Böden nie zusammenlaufen.

Die Topographie ist im Allgemeinen von untergeordneter Bedeutung; seine Rolle liegt hauptsächlich darin, das Kriechen des bereits entwickelten Bodens nach unten zu steuern, der dazu neigt, die oberste Schicht der Oberflächenablagerung zu „erfrischen“, indem weniger verwittertes Material darunter freigelegt wird.

Die Bedeutung von Organismen liegt in ihrer Fähigkeit, dem Boden die wichtige organische Substanz zuzuführen und diese organische Substanz wieder in anorganische Verbindungen umzuwandeln, einschließlich Nährstoffen für noch mehr Pflanzenwachstum.

Ich darf auch darauf hinweisen die fünf Faktoren sind nicht ganz unabhängig voneinander; zum Beispiel hängen Organismen stark vom Klima ab, und die Topographie hängt auch ziemlich stark vom Klima ab, und auch von Muttermaterial und Zeit.

Dies ist ein guter Ort, um darauf hinzuweisen Einige Böden entwickeln sich direkt auf dem Grundgestein, aber in vielen, wenn nicht den meisten Fällen, entwickelt sich der Boden auf Oberflächenablagerungen, die weiter oben in diesem Kapitel als Sedimente bezeichnet wurden, die aus Grundgestein an anderer Stelle gewonnen und zum Ort der Bodenbildung transportiert wurden. An manchen Stellen ist die Oberflächenablagerung grob „deplatziert“. Das gilt für fast alle vergletscherten Gebiete, Neuengland ist da keine Ausnahme. Dies gilt auch für Ablagerungsgebiete aus Bächen und Flüssen. In solchen Gebieten ist die Bodenbildung normalerweise nicht annähernd der „ultimative“ oder „Gleichgewichts“-Boden, wie man ihn in einem nicht vergletscherten Flachrelief in niedrigen Breiten findet, wo das Grundgestein über sehr lange Zeit sehr tief verwittert ist geologischen Zeit und der Boden ist hoch entwickelt.

(Aber nur weil sich ein Boden lange entwickelt hat, heißt das nicht, dass er reich und tief ist: In den Regenwäldern der feuchten Tropen werden durch intensive Auswaschung die durch chemische Verwitterung freigesetzten Nährstoffe so schnell entzogen, dass der Boden dünn wird, und hat an der Oberfläche nur eine dünne Schicht reich an organischer Substanz; der üppige Pflanzenbestand existiert nur spärlich und recycelt Nährstoffe sehr effizient. Wenn eine solche Vegetationsdecke entfernt wird, wird der Boden schnell irreversibel karg.)

Um aus frischem Regolith Boden zu entwickeln, wirken verschiedene physikalische und chemische Prozesse. Eine der wichtigsten davon haben wir bereits behandelt: die Verwitterung von bereits vorhandenem Grundgestein und/oder die weitere Verwitterung von relativ frischen und unverwitterten Oberflächenablagerungen. Ein weiterer wichtiger Prozess ist der vertikale Transport von Stoffen in gelöster oder kolloidaler Form durch Aufwärts- oder Abwärtsströmung von Bodenwasser. Such processes come under the soil scientists’ term translocation. Translocation also includes vertical mixing or churning by macroorganisms, most importantly earthworms and certain kinds of insects. Biological processes, most importantly humification of plant material, and chemical and organism-aided processes of Radfahren of nutrients and other compounds (most importantly nitrogen and carbon) are further soil-forming processes.

The nature of water flow in the vertical direction in the soil, which is largely a function of climate (intensity and frequency of rainfall; the effect of temperature, humidity, and vegetative cover upon evaporation from the soil), determines whether matter in solution undergoes net downward transport or net upward transport in the soil. This is the aspect of climate that’s most important in soil development, along with the nature and rate of growth of vegetation.

1.9.7 Soil Profiles

Soil scientists classify soil on the basis of the sequence and nature of vertical zones or layers, called horizons, in the soil. Each of the enormous variety of soil types has a characteristic succession of such horizons, each with its thickness, composition, physical properties, and transitions to overlying and underlying horizons. The particular succession of horizons is called a soil profile.

To have a good picture of a soil profile, you need to go into your backyard and dig a trench, carefully, about a meter deep and wide enough for a good side view, with one side planar and almost vertical and shaved off carefully for good viewing with minimal smearing of soil material on the viewing face. Excavations for foundations, or even big holes for planting of trees or shrubs, can serve the purpose well. For the best and most representative results, you need to be sure to dig at a spot that hasn’t been filled or excavated in recent times, by humans, either before or after the time of European settlement, and hasn’t been cultivated, either. In New England, woodlands that served as pasture land rather than as tilled fields are the best places to see undisturbed soil profiles.

It’s dangerous for me to describe one or a few soil profiles for you, because there is such a multiplicity of important soil types (see the next section), but for concreteness, and a good start in thinking about soil horizons and classification, here’s a description of a typical New England soil (Figure 1-28). The two conditions such a soil experiences that are the most important factors in its development are (1) strong net downward movement of water through the profile, and (2) acidic waters. In the traditional classification of soils, such a soil would be called a podzol Boden.

Right at the surface is a layer of forest litter: leaves and twigs that have fallen recently, within the last few years. That grades down into a layer of organic matter in a progressively more advanced state of humification with depth. Together these uppermost layers, called the H horizon if usually water-saturated or the O horizon if not usually water-saturated, are the part of the soil that’s by far the richest in organic matter and living organisms—and most conducive to cultivation, in which case the original organic-rich layer is tilled and mixed downward to form the best medium for plant growth. Its thickness commonly ranges from just a few centimeters upward to ten to twenty centimeters. It passes rather abruptly into a layer consisting mainly of mineral grains, usually mostly quartz (if the soil is well developed and the parent material had a fairly high percentage of quartz), with a characteristic light gray color. Much, or most, or in extreme cases even all, of the other silicate minerals have been leached out of this layer by decomposition by net downward passage, from the surface, of waters rendered acidic by (1) dissolved CO2 from the atmosphere and (2) organic acids produced in the uppermost organic-rich layer. This horizon is an example of what’s called the A horizon. The A horizon passes downward, again fairly abruptly, into a layer, called the B horizon, with a characteristic color, usually combinations of yellow or orange or red or brown. Here is where iron leached out of the material of the A horizon is reprecipitated as hydrous iron oxides within the pore spaces among the existing mineral grains, and fine clay-mineral particles produced by weathering reactions in the A horizon have been deposited. (The general term for mobilization and removal of such things as iron and aluminum from a soil horizon is eluviation; their deposition in a given horizon is called illuviation.) The B horizon passes gradually into underlying material that’s relatively little affected by soil processes; it’s called the C horizon (but not universally considered to really be a soil horizon!).

The precise nature of the physicochemical processes that mobilize, transport, and deposit iron and, especially, aluminum are not yet entirely well understood. Iron, when weathered from parent minerals, is probably complexed with organic compounds and then precipitated as insoluble oxides lower down in the soil profile where the carrier organic compounds are degraded. The aluminum presents more of a problem. The aluminum is not actually put into true solution, but neither can it make its way down the profile as large clay-mineral particles. It probably travels either as a colloid (i.e., particles so fine as to be in the range between true solution and fine mineral particles) or physically as very fine, submicron-size clay-mineral particles.

Where the average water table lies far below, the B horizon tends to be diffuse; where the average water table is not far below, the B horizon tends to be more concentrated, and its colors stronger. (In areas where the average water table lies close to the surface, the B horizon tends instead to be gray from deposition of compounds containing iron in the reduced, ferrous state, as well as clay minerals.)

Now for something entirely different: a capsule description of a typical soil from the mid-continent of North America (Figure 1-29) Such soils are common in a wide area including western Kansas, western Nebraska, eastern Colorado, most of the Dakotas, and on into south-central Canada. In the traditional terminology, such soil would be called chernozem soils (from the Russian for “black soils”), chestnut soils, oder brown soils. In such areas, with a semiarid (rainfall 15–25 inches) and strongly seasonal climate and dominantly grassland vegetation (now largely converted to agricultural use, especially in the eastern parts of the area), the balance between precipitation and evaporation is such that there is little net downward movement of water in the soil, with two important consequences: (1) the soil is largely a closed system, in the sense that chemical constituents produced by weathering remain in the soil rather than being carried away in solution in groundwater, and (2) the pH of soil waters tends to be alkalisch rather than acidic. In such soils, upwards of a meter thick, the upper layer (A horizon) of the soil, beneath the surface organic layer, are a deep, homogeneous, and friable mixture of organic matter and mineral particles, not strongly leached, which is kept thoroughly mixed by the activity of burrowing organisms. This layer grades downward into a lighter-colored material with less organic matter, and then passes downward into a layer (the B horizon) in which calcium carbonate has been precipitated by mobilization of calcium ions in the upper layers and precipitation at deeper levels. The carbonate is precipitated as soil moisture is drawn back up toward the surface. In areas where the parent material contains carbonate minerals, the carbonated layer is better developed, but carbonate minerals tend to be deposited in the lower part of the soil profile even in the absence of carbonate minerals in the parent material. Wieso den? Because of the common presence of calcium ions in parent silicate minerals, and the presence of carbon dioxide in the surface waters, to supply the carbonate ion.

1.9.8 Classification of Soils

Now, on to the troublesome and confusing matter of soil classification. Early classifications, before the middle of the 1900s, relied heavily upon terms and concepts developed in the late 1800s by Russian soil scientists, who were true pioneers in the scientific study of soils. These terms are common still, but in recent decades a systematic and very detailed classification system, developed and continually refined by soil scientists at the U.S. Department of Agriculture, has come into widespread use, despite its complexity and almost absurdly non- intuitive terminology. Also, other newer classifications are in use in other parts of the world.

(The “almost absurdly” in the preceding paragraph a value judgment, I know, but it’s a widely shared view. Just for laughs, I am appending, as Figure 1-31, from the thick tome on soil taxonomy published by the Soil Survey Staff of the Department of Agriculture, the official names of the “great groups”, which are the third stage in the taxonomic hierarchy. Each of the 185 great groups is in turn subdivided into subgroups. There are nearly a thousand subgroups! This classification is a marvel of rational and synthetic classification and terminology. Also in Figure 1-30 is a typical page from the same source, giving a description of some of the subgroups of one of the great groups. Another other interesting point about this classification is that, in contrast to any other classification I know of, in any field of science, they insist upon capitalizing every soil name: Durorthidic Xerorthents, rather than durorthidic xerorthents.)

I think that what would be most valuable for you at this point is to have soil classification stripped to its barest essentials. I will do that for you in two ways. First, Figure 2-31 gives the soil “orders” of the USDA classification system. Even this most boiled-down presentation needs a few words of explanation. EIN pedon (rhymes with “head on”) is the basic soil unit: the column of soil, with its various horizons, in a small representative area of the order of a square meter. Das epipedon is just the surface horizon of the pedon; it’s usually rich in organic matter. Second, Figure 1-32, in three parts, gives (A) a simple classification of the earth’s climatic zones, and corresponding to that, (B) the major vegetation types and (C) the major soil groups. The typical New England soil, described in the preceding section, is a podzol developed in a climate with severe winters (!) and with spruce–fir forest. (Minor note: the climate of southern New England is gradational into the colder end of the “humid” box in Figure 1-32 and the box for gray brown podzolic soil in Figure 1-32. The native forests in southern New England are a mixture of conifers and deciduous hardwoods.)

Figure 1-30. A) Orders, suborders, and great groups of the soil classification system developed by the Soil Survey Staff at the US Department of Agriculture. B). A random page from the system of soil taxonomy of the US Department of Agriculture. (From Soil Survey Staff, 1994)

Figure 1-31. Orders of the US Department of Agriculture soil classification system. (Modified from Winegardner, 1996.)

Verweise

Brady, N.C. and Weil, R.R. 2002, The Nature and Property of Soils: Prentice Hall, 960 p.

FitzPatrick, E.A., 1986, An Introduction to Soil Science: Longman, 255 p.

Merrill, G.P., 1897, A Treatise on Rocks, Rock Weathering and Soils: Macmillan, 411 p.

Hunt, C.B., 1972, Geology of Soils; Their Evolution, Classification, and Uses: Freeman, 344 p.

Soil Survey Staff, 1994, Keys to Soil Taxonomy: US Department of Agriculture, Soil Conservation Service, 306 p.

Taylor, G., and Eggleton, R.A., 2001, Regolith Geology and Geomorphology: Wiley, 375 p.

Winegardner, D.L., 1996, An Introduction to Soils for Environmental Professionals: Lewis Publishers, 270 p.


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