- Bodenphysik
Bodenphysik, die Lehre von den physikalischen Eigenschaften des Bodens und deren Beziehungen zu den chemischen Vorgängen in der Vegetationsschicht sowie zu dem Wachstum der Kulturpflanzen; von G. Schübler [1] begründet, durch W. Schumacher u.a. [2] gefördert, von E. Wollny durch Verschmelzung mit der Pflanzenphysik und Agrarmeteorologie unter der Bezeichnung »Agrikulturphysik« zu einer selbständigen Wissenschaft erhoben [3].
Die unter Benutzung exakter Methoden ermittelten Resultate der bisherigen Forschungen lassen sich in Kürze wie folgt zusammenfassen:
I. Die Hauptbodengemengteile (Bodenkonstituenten).
Als Hauptbestandteile des Bodens, die für die mechanische Beschaffenheit und das Verhalten der Gesamtmasse zum Wasser, zur Luft und zur Wärme von maßgebendem Einfluß sind, sind anzusehen: Quarz, Kalk, Ton und Humus. Unter Umständen üben die Eisenverbindungen, unter diesen in erster Linie Eisenhydroxyd und gewisse lösliche Salze, z.B. Gips und Alkalikarbonate, gleichergestalt einen Einfluß auf das physikalische Verhalten des Erdreichs aus. Insoweit die Beschaffenheit der Masse von der Größe der dieselbe zusammensetzenden Elemente bedingt ist, lassen sich die konstituierenden Bestandteile auch unterscheiden in Sand (resp. Grus), abschlämmbare Teile (Feinerde) und humose Stoffe [4], S. 45. Für die beträchtlichen Unterschiede in der physikalischen Beschaffenheit der natürlichen Böden spricht der Umstand, daß die bezeichneten Bestandteile sehr wesentlich voneinander abweichende Eigenschaften besitzen und in äußerst wechselnder Menge an der Zusammensetzung des Bodens teilnehmen. Zur Beurteilung der einschlägigen Verhältnisse hat daher die Kenntnis der besonderen Eigentümlichkeiten der einzelnen Konstituenten und ihrer gegenseitigen Beziehungen, sowie der Menge, in der sie im gegebenen Fall vorkommen, ein hervorragendes Interesse in Anspruch zu nehmen.
II. Allgemeine physikalische Eigenschaften der Bodenkonstituenten und der Bodenmasse.
1. Die Größe der Bodenteilchen. Die Größe der Bodenpartikeln schwankt innerhalb sehr weiter Grenzen; bei den plastischen Tonteilchen beträgt die Korngröße 0,005–0,0001 mm (nach [5]), bei den gröbsten Sandsorten 2 mm. Von 1–2 mm Durchmesser bezeichnet man den Sand als sehr grob, von 0,5–1 mm als grob, von 0,2–0,5 mm als fein, bei 0,2–0,05 mm Durchmesser als sehr fein. Der unterhalb der Korngröße 0,05 mm liegende Anteil bildet die feinsten Teile mit der kolloidalen Tonsubstanz [7], S. 43. Bestandteile von 2–5 mm Korndurchmesser bezeichnet man mit Kies oder Grand, von 5–10 mm mit Grus, während jene über 10 mm als Steine anzusprechen sind. Alle Bestandteile über 0,5 mm bilden das Bodenskelett, die feinkörnigeren die Feinerde. Je nach dem Ueberwiegen der betreffenden Kornsortimente unterscheidet man Stein-, steinreiche, Grus-, kiesartige, grob-, feinkörnige, staubförmige Böden. Gleichkörnig ist ein Boden, wenn seine Bestandteile annähernd gleiche Größe haben, ungleichkörnig dagegen, wenn die Partikeln in der Größe auffallend voneinander abweichen.
2. Die Form der Bodenteilchen ist eine sehr verschiedene und selten regelmäßige. Die feinsten Teilchen des Tones sind von äußerst feinschuppiger Gestalt und unmeßbarer Dünne, zum Teil auch ohne charakteristische Begrenzung. Bei den Sandsorten finden sich Formen, die sich der Kugelgestalt mehr oder weniger nähern. Insbesondere neigt Quarz zu kugeliger Abrundung. Im übrigen sind Form und Größe der gröberen Bodenelemente in erster Linie abhängig von der Beschaffenheit des Ursprungsmateriales, d.h. des unterliegenden Gesteines, das durch Verwitterung den Boden lieferte, und zugleich von der Art und Weise der Verwitterung selbst. Aus kristallinen Gesteinen hervorgegangene Böden, also Granit-, Gneis-, Glimmerschiefer, Porphyr- und ähnliche Böden bestehen aus großen und kleinen, schwach oder stark verwitterten, aber ausschließlich eckig begrenzten Gesteins- und Mineraltrümmern, die mehr oder weniger reichlich[109] vermischt sind mit den Endprodukten der Verwitterung, mit Tonsubstanz, Eisenhydroxyd und andern Stoffen. Abgerundete Mineralstücke und Steinfragmente finden sich nur da im Boden, wo das bodenbildende Gestein oder wo allgemein die bodenbildende Ablagerung derartige Elemente schon als Bestandteile enthielt, wo also der Boden hervorging aus Sandstein oder einem Konglomerate z.B. des Rotliegenden, der Triasformation, der Kreide oder der Tertiärformation oder irgend einer jüngeren Ablagerung, die unter Mitwirkung von Wasser, Eis oder Wind zustande gekommen ist.
3. Molekularkonstitution der Bodenteilchen. Soweit diese dem Mineralreich angehören, sind sie entweder kristallinisch oder amorph. Im ersteren Fall, sowie teilweise im zweiten sind sie für Wasser und Gase ganz oder beinahe undurchdringbar. Ein Teil der amorphen Bestandteile, wie z.B. die plastische Tonsubstanz, die amorphen sogenannten Bodenzeolithe, das Eisenoxyd und die Kieselsäure in gewissen Zuständen, haben in gleicher Weise wie einige bei der Zersetzung der organischen Substanzen entstehende Humusstoffe die Eigenschaften der Kolloidsubstanzen, d.h. sie quellen bei dem Benetzen mit Wasser durch Einlagerung von Flüssigkeitsmolekülen zwischen die Moleküle der Substanz auf und bilden quasi eine Gallerte, hierbei ihr Volumen bedeutend vermehrend, während sie zusammenschrumpfen, sobald ihnen das Wasser entzogen wird [6]. Diese zum größten Teil hypothetischen Stoffe sind für die physikalischen und chemischen Eigenschaften des Bodens von großer Bedeutung. [6]1 Auf diesen Bestandteilen beruht die Plastizität der Böden, die in hervorragendem Grade besonders bei den Ton- und tonreichen Bodenarten in die Erscheinung tritt. – In Zersetzung begriffene Pflanzenreste im Boden zeigen, soweit sich noch ihr Ursprung erkennen läßt, die Eigentümlichkeit, daß sie durch Zerstörung eines Teils der Gewebe porös und dadurch für Flüssigkeiten und Gase durchdringbar sind.
4. Bestimmung der Korngröße (mechanische Bodenanalyse) und der Bodenkonstituenten. Zur Bestimmung des quantitativen Mengenverhältnisses der den Boden zusammensetzenden Kornsortimente dient die mechanische Analyse, mittels der die mechanische Trennung des Bodens in die einzelnen Korngrößen durch Sieben und durch Schlämmen bewirkt wird. Hierbei wird der Boden zweckmäßig in folgende Produkte zerlegt:
Von 1–5 werden die Anteile durch Rundlochsiebe ausgeschieden, von 6–8 durch Schlämmung.
Bei der Vorbereitung der zu untersuchenden Erdprobe für die Analyse ist zunächst dafür Sorge zu tragen, daß die gröberen Sortimente von der anhaftenden Erde befreit und die vorhandenen Aggregate zerstört werden. Dies geschieht durch ein mehrstündiges – E.W. Hilgard ([3], II, 57) empfiehlt ein 10–12 stündiges – Kochen mit destilliertem Wasser. Die so behandelte Probe wird durch die Rundlochsiebe mit destilliertem Wasser, wenn nötig unter Zuhilfenahme eines Pinsels, gewaschen, die Teilchen unter 0,5 mm Durchmesser werden dagegen durch Schlämmen in die einzelnen angegebenen Produkte zerlegt. Bei letzterer Prozedur bedient man sich zweier Methoden, von denen die eine sich auf den freien Fall fester Körper in Wasser gründet, Dekantier- oder Hydrostatische Methode genannt (Davy, Schübler, Sprengel, Bennigsen-Förder, Knop, [110] Schlösing, Kühn, Osborne, Fadejeff), während bei der andern der Stoß aufwärts fließenden Wassers (Hydraulische Methode) verwendet wird (Nobel, Schöne, Ad. Mayer, Hilgard). Von der Methode der ersteren Gruppe ist die Kühnsche wegen ihrer Einfachheit bei gewöhnlichen Untersuchungen vorzuziehen; genauere und übereinstimmendere Resultate liefert jene von Fadejeff. Unter den Verfahren der zweiten Gruppe erfreut sich die Schönesche Schlämmethode einer großen Verbreitung. Die wesentlichen Bestandteile des in Fig. 1, S. 109, dargestellten Schöneschen Schlämmapparates sind Schlämmzylinder und Druckmesser (Piëzometer). Die Schlämmzylinder sind U-förmig gebogen, in dem einen zum Schlämmraum bestimmten Schenkel 5 bezw. 2,5 cm weit, während der die Zuführung des Wasserstromes besorgende andre Schenkel eng ist und ganz allmählich in den weiten Schenkel übergeht. Die Zylinder sind mit Hilfe eiserner Muffen an vertikalen Trägern befestigt und durch Gummischläuche mit dem aus einem flachen Zinkkasten begehenden Wasserreservoir verbunden. Der in der Zeichnung zum Gebrauch fertig montierte Apparat besitzt zwei Paare von Schlämmzylindern, um gleichzeitig zwei Schlämmanalysen ausführen zu können. Es sind immer ein großer und ein kleiner Schlämmzylinder miteinander verbunden. Aus dem Reservoir fließt das Wasser zuerst durch den kleinen, dann durch den großen Zylinder. Mit Hilfe eines einfach durchbohrten Gummistopfens ist letzterem der Druckmesser (Piëzometer) aufgesetzt, der am unteren Ende zweimal unter 45° gebogen, an seinem äußeren Knick mit einer seinen, 0,5 mm weiten Ausflußöffnung, in seinem senkrecht aufsteigenden, genau 1 m langen Teil mit einer Einteilung versehen ist. Unter Schlämmgeschwindigkeit versteht man in diesem Schöneschen Apparat die senkrechte Hubhöhe eines Bodenteilchens in der Sekunde. Das aus dem großen Schlämmzylinder mit einer bestimmten Geschwindigkeit in das Piëzometer eintretende Wasser fließt zum Teil bei der Oeffnung am Knick aus, steigt zum andern Teil in dem senkrechten Rohr auf und stellt sich bei einer konstanten Ausflußgeschwindigkeit auf eine konstante Druckhöhe ein. Damit wird das Piëzometer zum Indikator für die Stromgeschwindigkeit. Was diese im Schlämmraum betrifft, so ist sie in erster Linie abhängig von dem Querschnitt des Schlämmzylinders und der Größe der Ausströmungsöffnung am Piëzometer. Es ist daher der Querschnitt des Schlämmraumes (= C in Quadratmillimetern) an der Stelle, wo er genau zylindrisch gestaltet ist, sorgfältig festzustellen, sodann empirisch die in der Zeiteinheit bei einer gewissen Druckhöhe ausgeflossene Wassermenge (= Q in Kubikmillimetern). Die dieser Druckhöhe entsprechende Geschwindigkeit im Schlämmraum ist dann v = Q/C mm in der Zeiteinheit. Bestimmten Schlämmgeschwindigkeiten entsprechen bestimmte Korngrößen bei annähernd gleichem spezifischen Gewicht der zu trennenden Bodenbestandteile. Schöne hat die Schlämmgeschwindigkeiten auf Quarzkorngrößen (Quarz D = 2,65) bezogen und gefunden, daß einer Geschwindigkeit von
1. 0,2 mm eine Korngröße entspricht von 0,01 mm und darunter; 2. 2 mm eine Korngröße entspricht von 0,05–0,01 mm; 3. 7 mm eine Korngröße entspricht von 0,1–0,05 mm. Bei gleichbleibender Ausflußöffnung am Piëzometer wird die Geschwindigkeit von 7 mm nur dadurch erreicht, daß man dem weiten Schlämmzylinder einen engeren vorlegt mit nur halb so weitem Durchmesser des Schlämmraumes, wie dies auch hier geschehen. In diesen wird beim Beginn der Operation die trocken abgewogene, gut ausgekochte Bodenprobe eingebracht. Die einzelnen Fraktionen werden auf 100 der angewandten Substanz berechnet ([7] S. 31; [7], 23; Th. B. Osborne [3], Bd. 10, S. 196; E.W. Hilgard [3], Bd. 2, S. 57 und Bd. 6, S. 52; Ad. Mayer [3], Bd. 5, S. 228; W.R. Williams [3], Bd. 18, S. 225).
Bei jeder Art der Ausführung der mechanischen Bodenanalyse sind verschiedene Bedingungen zu erfüllen, wenn ein sicheres oder annähernd sicheres Resultat erlangt werden soll. Außer dem 10–20 stündigen lebhaften Kochen der Bodenprobe ist es unbedingt notwendig, bei dem Schlämmen möglichst reines (destilliertes) Wasser zu verwenden, weil in kalk- und salzhaltigem sich infolge der Flockung Aggregate bilden, die in die gröberen Produkte übergehen. Aus demselben Grunde müssen die Apparate vor allen grellen Temperaturschwankungen, vor dem Einfluß des Lichtes geschützt werden; sie erhalten daher am zweckmäßigsten Aufstellung in einem dunkeln Keller. Zur sicheren Abscheidung der Sedimente von bestimmtem hydraulischen Wert muß ferner dem Schlämmen eine Abscheidung des Tones vorhergehen, indem sonst das schwere und hydraulisch viel wirksamere Tonwasser im Anfang der Operation viel gröbere Korngrößen, als der Geschwindigkeit entsprechen, mit fortführt. Dies ist durch wiederholtes Absetzen aller Körner vom Tonboden bei 20 cm hoher Wasserschicht zu bewerkstelligen, wobei die Absetzzeit auf 24 Stunden zu bemessen ist (Hilgard). – Insoweit die physikalische Beschaffenheit des Bodens von der Korngröße abhängig ist, genügt die Trennung in die beschriebenen Sortimente, mit Ausnahme der Kolloid- und Humussubstanzen. Unter ersteren ist der kolloidale Teil des Tones der wichtigste, weil durch diesen die Plastizität des Bodens bedingt ist.2 Zur Bestimmung dieses »wirksamen« Tones kann man das vorerwähnte Verfahren Hilgards oder jenes von Th. Schlösing benutzen ([4], S. 50). Es bleiben allerdings hierbei unter Umständen noch verschiedene andre feinste Teilchen (Quarz, Eisenoxydhydrat, verschiedene Mineralien) zurück, deren Menge dann auf chemischem Wege zu ermitteln ist. Am zweckmäßigsten wird es indessen sein, den Ton direkt zu bestimmen. Die Humusstoffe sind gleichergestalt durch die chemische Analyse zu ermitteln ([7], S. 57–64), und dasselbe gilt auch von der in physikalischer Hinsicht wichtigen kolloidalen Humussubstanz (Matière noire), die am besten nach der Methode von L. Grandeau [8] festgestellt wird. – Sobald neben der Korngröße die Substanz selbst für das physikalische Verhalten des Bodens in Betracht kommt, wie z.B. der Wärme gegenüber, wird man nicht umhin[111] können, die Bodenkonstituenten mittels der chemischen Analyse zu bestimmen, weil die mechanische hierüber keinerlei Auskunft gibt ([7], S. 43–85). Unter besonderen Verhältnissen kann es auch aus gleichem Anlaß erwünscht sein, die Gemengteile der Schlämmprodukte einer mineralogischen Prüfung mit Hilfe von Lupe oder Mikroskop zu unterziehen [9].
5. Die Lagerungsverhältnisse der Bodenteilchen (Struktur) des Bodens.
a) Die Einzelkonstruktur (E.W. Hilgard). Denkt man sich den Boden in seine einzelnen Partikeln zerlegt und diese mehr oder weniger dicht aneinander gelagert, so ist die Größe der zwischen den Teilchen befindlichen und für die Wasser- und Luftbewegung maßgebenden Zwischenräume von der Größe (dem Durchmesser) und der Form der Teilchen vollständig abhängig, weshalb man diese Art ihrer Zusammenlagerung zweckmäßig mit »Einzelkornstruktur« bezeichnet. Nimmt man an, daß die Partikeln Kugelgestalt und gleiche Größe besäßen, so kann die Aneinanderlagerung entweder derart sein, daß jede Kugel in dem Zwischenraum zwischen den benachbarten Kugeln ruht (Fig. 2) oder daß die in den Berührungspunkten der Kugeln errichteten Tangentialebenen sämtlich aufeinander senkrecht stehen (Fig. 3). Die erstere Anordnung führt zum Aufbau einer drei- oder vierseitigen regulären Pyramide, bei der letzteren bilden die Kugeln zusammen einen Würfel. In jedem Fall ist die Lagerung der gleichartigen Elemente die möglichst dichte, und die Summe der Zwischenräume (Porenvolumen) beträgt 25,95% des Gesamtvolumens; in dem zweiten Falle hat man es mit der lockersten Lagerung zu tun, und das Porenvolumen beläuft sich auf 47,64% des Gesamtvolumens (J. Soyka [3], Bd. 8, S 1). Die absolute Raumerfüllung der festen Bestandteile ist in beiden Fällen von der relativen Größe der Kugeln, wenn diese innerhalb des Sortimentes eine gleiche Größe haben, unabhängig (C. Lang [3], Bd. 1, S. 109).
Die geschilderten Verhältnisse passen nur auf Böden, die aus sandigen oder sandsteinartigen Ablagerungen hervorgegangen sind, nicht aber auf Böden, deren Substrat Schiefertone, Tonmergel, Tone, kristalline Schiefer, kristalline und tonige Kalksteine sowie Eruptivgesteine aller Art bilden; sie gelten auch nicht für jene Böden, die aus weit ausgedehnten innerkontinentalen äolischen Aufschüttungen hervorgegangen sind, die wir als Löß bezeichnen. In Böden dieser Kategorien herrschen eckige Körner entschieden vor. Hier ein Schema für die Lagerung der kleinsten Teilchen anzugeben ist unmöglich. Doch lehrt die unmittelbare Beobachtung, daß die Uebereinanderlagerung der Bodenelemente eine äußerst wechselnde, bald lockere, bald dichte ist. Unter solchen Verhältnissen kann es nicht wundernehmen, daß das Porenvolumen, das einen Maßstab für die Lagerungsverhältnisse der Bodenteilchen abgibt, innerhalb weiter Grenzen liegt. Nach den diesbezüglichen Versuchen von C. Flügge [10], E. Wolff [11], s. Renk [12], E. Ramann [4] und Veitmeyer [13] schwankt das Porenvolumen bei Mineralböden zwischen 20 und 57,8%, bei Torf- und Moorböden steigt es nach Ramann ([4], S. 60) und v. Schwarz ([3], Bd. 2, S. 164) bis auf 85,2%.
b) Die Krümelstruktur (E. Wollny). In manchen Bodenarten bilden sich unter gewissen Umständen Aggregate (Krümel) durch mehr oder weniger enge Aneinanderlagerung einer größeren Zahl von Partikeln. Diese Art der Lagerung (Krümelstruktur) unterscheidet sich von der vorstehend beschriebenen hauptsächlich durch das Auftreten einer beträchtlichen Zahl größerer Hohlräume (Fig. 4) zwischen den Aggregaten, indem gewissermaßen durch die Krümelung die Korngröße bedeutend erhöht wird. Jene größeren Lücken zwischen den Krümeln oder Bröckchen führen sehr durchgreifende Veränderungen in der physikalischen Beschaffenheit des Bodens, besonders bezüglich des Verhaltens desselben zum Wasser und zur Luft herbei. – Die Ursachen der Krümelbildung, auch Flockung genannt, sind sehr verschiedener Art. Die Neigung zur Bildung von Aggregaten verhält sich annähernd umgekehrt wie die Größe der Teilchen und hört bei Quarzpulver ziemlich auf, wenn der Korndurchmesser ungefähr 0,2 mm übersteigt, vorausgesetzt, daß alle Körner von derselben Größe sind, denn in Komplexe kleinerer Körner gehen noch größere Teilchen als die von 0,2 mm Korndurchmesser mit ein. Die Anzahl der Körnchen, die zu einem Krümel kohärieren können, ist wesentlich demselben umgekehrten Verhältnis unterworfen. Je größer die Einzelkörner sind, desto leichter zerfallen die Aggregate. Weiter wurde nachgewiesen, daß die Neigung zur Krümelbildung sich rasch mit zunehmender Temperatur vermindert. Im Wasser nahe dem Siedepunkt ist dieselbe sehr schwach (E.W. Hilgard [3], Bd. 2, S. 441). Die Kolloidsubstanzen sind der Krümelbildung sehr förderlich, und zwar in dem Grade, als sie in größerer Menge in dem Boden auftreten. Die freien, nicht löslichen Humussäuren leisten der Bildung von Aggregaten in dem gleichen Sinne Vorschub, indem sie die Rolle eines Bindemittels für die übrigen Bodenbestandteile übernehmen [14]. Bei einem mittleren Wassergehalt (ca. 40% der Maximalmenge, die der Boden zu fassen vermag) ist die Neigung zur Krümelbildung am größten; bei höherem und geringerem Wassergehalt nimmt sie stetig ab ([3], Bd. 12, S. 239). – Von besonderer Wichtigkeit ist die Tatsache, daß die löslichen Salze des Bodens auf die Struktur desselben, selbst wenn sie in geringen Mengen auftreten, einen hervorragenden Einfluß ausüben (E.W. Hilgard in [3], Bd. 2, S. 441, und Bd. 16, S. 82; Ad. Mayer [3], Bd. 2, S. 251). Kaustische, kohlensaure und phosphorsaure Alkalien (Kali, Natron, Ammoniak) bedingen ein Dichtschlämmen des Bodens (Einzelkornstruktur) und verhindern die Krümelbildung unter Umständen vollständig, während die Mineralsäuren, Salz-, Schwefel- und Salpetersäure und deren Salze, mit Ausnahme der neutralen Alkalisulfate, die sich der erstgenannten Gruppe nähern, die Bildung von Aggregaten wesentlich fördern. Bei den Chloriden und den [112] Nitraten ist dies nur so lange der Fall, als diese sich in der Bodenlösung vorfinden; werden sie jedoch durch das in den Boden eindringende atmosphärische Wasser ausgewaschen, was um so leichter erfolgt, als bekanntlich diese Salze vom Boden nicht absorbiert werden, so tritt nachträglich ein Dichtschlämmen ein (Einzelkornstruktur). Dem Boden beigemischt, befördert Kalkhydrat (Aetzkalk) in hohem Grade, kohlensaurer Kalk in geringerem Grade die Bildung loser, flockiger Aggregate (Krümel), die allen auf ihre Zerstörung hinwirkenden äußeren Einflüssen je nach der angewendeten Substanzmenge mehr oder weniger lange Zeit widerstehen. Unter den äußeren Faktoren, die auf die Struktur des Bodens einen Einfluß ausüben, würde zunächst der Frost in Betracht kommen. Durch das zu Eis erstarrende und sich hierbei ausdehnende Wasser werden die Teilchen auseinander gerückt. Dies hat in einem zur Krümelbildung neigenden, aber dichtgelagerten Boden in der Regel die Ueberführung desselben in eine krümelige Masse (Krümelstruktur), in einem bereits mechanisch zerkleinerten oder grobkörnigen (Sand-)Boden aber eine so weitgehende Trennung der Partikeln zur Folge, daß derselbe in seine einzelnen Elemente zerfällt (Einzelkornstruktur) oder sich unter der Frostwirkung fest zusammenlagert (Sand). – Auf die Zerstörung der Krümelstruktur (in der Technik »Verschmieren« oder auch »Verstampfen« genannt) wirkt auch heftiges Schütteln mit Wasser, Kneten und Kochen der Ton- oder Erdmasse. Diese Mittel werden in der Keramik zur Vermehrung der Plastizität angewendet, die wesentlich auf der möglichst seinen Verteilung der Teile beruht. Von hervorragendem Einfluß auf die Struktur des Bodens erweist sich das atmosphärische Wasser, einerseits durch Veränderung der Lage der Bodenteilchen, anderseits durch Fortführung der feinsten Elemente in die Tiefe. Durch das eindringende Wasser wird die Krümelstruktur infolge Loslösung der Partikeln von den Bröckchen und Einschlämmen derselben in die Hohlräume vernichtet, und zwar um so schneller, je größer die einsickernden Wassermengen sind und je geringer die Neigung des Bodens zur Krümelbildung ist. Je größer die Kraft des auffallenden Wassers ist, um so eher geht der Boden in den Zustand der Einzelkornstruktur über. Daher können heftige Gewitterregen den mechanischen Zustand des Bodens innerhalb kurzer Zeit vollständig ändern, und es unterliegen hauptsächlich gleichmäßig feinsandig-tonige Bodenarten bei Schlagregen leicht einer Verschlämmung in ihren obersten Teilen, die bei der Abtrocknung des Bodens oft zu der von dem Landwirt gefürchteten Krustenbildung führt. Aus solchen Tatsachen wird gefolgert werden dürfen, daß die Niederschlagshäufigkeit unter sonst gleichen Umständen für die Struktur des Bodens von großer Bedeutung ist; häufigere aber wenig ergiebige Niederschläge sind von ungleich geringerer Wirkung als seltener erfolgende aber stärkere. Durch die Bedeckung des Bodens mit lebenden Pflanzen oder abgestorbenen Pflanzenteilen (Streu, Stroh, Holz u.s.w.) werden die geschilderten mechanischen Wirkungen der Niederschläge abgeschwächt, weil die Kraft des auffallenden Wassers gebrochen und das Eindringen desselben in den Boden verlangsamt wird. Der betreffende Einfluß der Pflanzendecke ist um so größer, je dichter die Pflanzen stehen und je kräftiger sie sich entwickelt haben. Ist der Boden mit einer Streu- oder Strohdecke versehen, so vermindert sich mit der Zunahme der Mächtigkeit derselben die Verdichtung des Erdreiches seitens des Regens (E. Wollny [3], Bd. 12, S. 31). – Strukturveränderungen können durch die Niederschläge außerdem in der Weise bewirkt werden, daß ein mehr oder weniger großer Teil der feinerdigen Bestandteile durch das nicht eingesickerte, bei geneigtem Terrain oberflächlich abfließende Wasser mitgerissen (Abschlämmung) oder durch das in den Boden eindringende Wasser in die Tiefe abgeführt wird (Ein- oder Durchschlämmung). Der Wald wirkt auf die Abschlämmung in stärkerem Maße retardierend ein als perennierende krautartige Gewächse. Ebenso schützt eine geschlossene Bodendecke gegen die aussaigernde Wirkung des Windes. Wo aber wenig geschützter Boden unter der kontinuierlich auflockernden Wirkung nächtlich eintretender Fröste, der ausblasenden Wirkung heftig wehender Winde ausgesetzt ist, wie das in ausgedehnten Steppengebieten der Fall ist, da werden die staubförmigen Anteile des Bodens im Laufe der Zeit in Ungeheuern Massen fortgeführt und an windruhigen Stellen wieder abgelagert. Vorgänge dieser Art führen zur Bildung äolischer Sedimente, die wir als Löß bezeichnen. Sie decken in Zentralasien Flächenräume von Tausenden von Quadratkilometern. In den Regionen der Ausblasung besitzt der Boden allenthalben eine grobsandig-kiesige Beschaffenheit. – Einen erheblichen Einfluß auf die Krümelbildung üben schließlich die im Boden vorkommenden Tiere – insbesondere die Regenwürmer – durch ihre grabende und wühlende Tätigkeit oder durch ihre Ausscheidungen aus (C. Darwin [15]; V. Hensen [16]; P.E. Müller [17]; E. Ramann [3], Bd. 11, S. 299; E. Wollny [3], Bd. 13, S. 382; E. Ebermayer [18]).
6. Die Volumänderungen des Bodens dokumentieren sich hauptsächlich durch Schwankungen in der Raumanfüllung bei wechselnder Anfeuchtung und Austrocknung der Böden. Sie treten im allgemeinen am stärksten bei den Kolloidsubstanzen enthaltenden Erdarten auf und sind am größten bei den Humusstoffen (Torf), denen der Ton in dieser Richtung sehr nahe steht, während sie bei dem Sande entweder gar nicht oder nur bei großer Feinkörnigkeit in mäßigem Grade beobachtet werden. Im letzteren Falle wird die Ausdehnung der Masse ausschließlich durch die Wasserhüllen bewirkt, mit denen sich die Teilchen bei ergiebiger Benetzung mit Wasser umgeben. Man kennt Böden (Haida, Erzgebirge), die äußerlich den Tonböden durch große wasserhaltende Kraft und Schwerdurchlässigkeit sehr gleichen, gleichwohl wenig Tonsubstanz aufweisen, dagegen vornehmlich aus feinstem Quarzstaub bestehen (G. Schübler [1], Bd. 2, S. 82; E. Wolff [11], S. 71; F. Haberlandt [19], S. 481.; F.A. v. Schwarz [3], Bd. 2, S. 166.) – Bei den Ton- und tonreichen Böden haben die mit der Austrocknung verbundenen Volumänderungen gewisse Spannungen in der Masse zur Folge, die sich sowohl in vertikaler als auch namentlich in horizontaler Richtung geltend machen. Der in der Oberfläche eintretende Wasserverlust bedingt zunächst eine Zusammenziehung der obersten Bodenschicht, wodurch ein Zug von unten nach oben ausgeübt wird, der in dem Grade weiter nach[113] abwärts rückt, als die Austrocknung nach der Tiefe hin zunimmt (Eintrocknungsrisse). (s. Haberlandt [20], S. 22; [3], Bd. 1, S. 148; E. Wollny [3], Bd. 5, S. 43.) Volumveränderungen werden auch bei dem Gefrieren und Auftauen wahrgenommen. Dieselben werden in jenem Fall durch die Ausdehnung des Wassers und durch die oben geschilderte Verschiebung der Bodenteilchen, bei dem Flüssigwerden des Wassers durch das Zusammenfallen der Partikeln oder Aggregate bewirkt. Je höher der Wassergehalt des Erdreiches ist, um so stärker tritt dieser Wechsel in der Raumerfüllung hervor (humus- und tonreiche Bodenarten).
7. Die Kohärenz (Bündigkeit) des Bodens, das ist die Kraft, mit der die Teilchen aneinander haften. Als Maß derselben kann der Widerstand dienen, welchen die Bodenmasse einer Trennung, sei es durch Zug (relative Fertigkeit), sei es durch Druck (absolute Fertigkeit) oder dem Eindringen eines keilförmigen Körpers (Trennungswiderstand) entgegensetzt. Die Kohärenz ist sowohl von der mechanischen Zusammensetzung und dem Feuchtigkeitsgehalt des Bodens als auch von dem Vorhandensein verschiedener Salze abhängig. Von den verschiedenen Bodenkonstituenten besitzt der Ton die größte Fertigkeit, während die Bodenteilchen bei dem Quarz, Kalk und Humus mit einer ungleich geringeren Kraft aneinander haften. Daher nimmt die Bündigkeit der Bodenarten mit dem Tongehalt derselben zu und in dem Maße ab, je größer die Menge ist, in der Quarz, Kalk und Humus auftreten. Unter sonst gleichen Verhältnissen ist die Anziehungskraft, welche die Teilchen des Bodens aufeinander ausüben, um so größer, je seiner die Partikeln sind, und ist abhängig von der Lagerungsweise der letzteren. Im Zustand der Einzelkornstruktur besitzen die Böden unter übrigens gleichen Umständen eine ungleich größere Konsistenz als bei krümeliger Beschaffenheit (Krümelstruktur); durch Zusammenpressen der Masse wird nach Maßgabe des angewendeten Druckes die Kohärenz derselben vergrößert. Der Einfluß des Wassers macht sich in der Weise geltend, daß die Kohärenz bei dem Ton und den tonreichen Bodenarten um so größer ist, je geringer deren Feuchtigkeitsgehalt, während bei dem Quarz, Kalk und Humus der Zusammenhang der Bodenelemente untereinander bei einem mittleren Feuchtigkeitsgehalt am stärksten ist, hingegen bei höherem oder niedrigerem Wassergehalt stetig abnimmt. Alle Mittel, welche die Flockung befördern, vermindern unter sonst gleichen Verhältnissen die Kohärenz. (W. Schumacher [2], S. 125; G. Schübler [1], S. 74; F. Haberlandt [20], S. 22, und [3], Bd. 1, S. 148; H. Puchner [3], Bd. 12, S. 195.)
8. Die Adhäsion (Klebrigkeit) des Bodens macht sich in der Weise bemerkbar, daß derselbe mit größerer oder geringerer Kraft an den hölzernen oder eisernen Werkzeugen der Bearbeitungsinstrumente haftet. Nach den diesbezüglichen Untersuchungen (G. Schübler [1], S. 76; F. Haberlandt [21], S. 393; J. Schachbasian [3], Bd. 13, S. 193) erweisen sich verschiedene Momente für diese Kraft maßgebend. Dieselbe ist proportional der Fläche, mit der die Erde in Berührung tritt, und wächst mit der Größe und der Dauer der Einwirkung des Druckes. Bei den sandigen Böden ist die Adhäsion an Holz und Eisen um so größer, je seiner die Bodenteilchen sind; im pulverförmigen Zustande des Bodens (Einzelkornstruktur) ist dieselbe bei einer und derselben Erdart beträchtlich größer als im krümeligen (Krümelstruktur). Von den Bodenkonstituenten besitzt der Ton die größte Adhäsion an Holz und Eisen, der Humus die geringste, während der Quarz bei annähernd gleicher Größe der Partikeln zwischen jenen beiden Bodenarten steht, sich im übrigen aber dem Humus ähnlich verhält. Der Einfluß des Wassers ist unter den in Rede stehenden Bedingungen je nach der Beschaffenheit des Erdreiches ein verschiedener. Bei den sandigen Bodenarten nimmt die bezeichnete Kraft bis zur vollen Sättigung derselben zu; bei den tonreichen Böden ist die Adhäsion von Holz und Eisen bei einem gewissen Wassergehalt am größten (80% der Maximalwassermenge), während dieselbe bei höherem oder niedrigerem Wassergehalt stetig abnimmt. Der Humus scheint sich in bezug auf die Wirkungen der Feuchtigkeit dem Quarz ähnlich zu verhalten. Im lufttrockenen Zustande ist bei allen Bodenarten die Adhäsion derselben gleich Null.
9. Die Reibung der Bodenarten an Holz und Eisen. Der Widerstand, der bei dem Gleiten der Werkzeuge über den Boden durch Reibung entsteht, wird ausgedrückt durch das Verhältnis der Kraft, die zur Ueberwindung des Reibungswiderstandes erforderlich ist, zum Gewicht des gleitenden Körpers (Reibungskoeffizient). Je nach Beschaffenheit der betreffenden Materialien schwankt der Reibungskoeffizient zwischen 0,33 bis 0,82. Er ist zunächst im feuchten Zustande des Bodens um so größer, im trockenen um so geringer, je seiner die Bodenteilchen bei sonst gleicher Beschaffenheit des Erdreiches sind. Ist die Erde feucht, so ist die Reibung hölzerner und eiserner Werkzeuge an derselben im pulverförmigen Zustande des Materials (Einzelkornstruktur) größer als im krümeligen, während bei trockener Beschaffenheit der Bodenmasse sich diese Verhältnisse umgekehrt gestalten. Hinsichtlich des Verhaltens der einzelnen Bodenkonstituenten vgl. J. Schachbasian [3], Bd. 13, S. 214.
10. Das spezifische Gewicht der Böden bezeichnet das Verhältnis des Gewichtes der Masse zu dem eines gleichen Volumens Wasser, letzteres gleich 1 gesetzt. Für die Bodenkonstituenten im engeren Sinne ist dasselbe wie folgt bestimmt worden:
Quarz 2,65 Ton 2,50 Kalk, kohlensaurer, kristallinisch 2,75 Kalk, kohlensaurer, gefällt 2,67 Gips (gefällt) 2,31 Eisenoxyd 4,54–5,2 Eisenoxydhydrat 3,76 Humus 1,46 Mit Hilfe dieser Werte ist es möglich, die Dichte jeder Bodenart aus derjenigen der einzelnen Bestandteile zu berechnen, sofern das Maß ihrer Beteiligung an der Zusammensetzung bekannt ist. (E. Wollny, [3], Bd. 8, S. 348.) Die wichtigsten in den Böden sonst noch vorkommenden Mineralien besitzen folgendes spezifische Gewicht:
[114] Feldspat 2,5–2,8 (Orthoklas) 2,5–2,6 (Oligoklas) 2,6 (Labrador) 2,7 Augit 3,2–3,4 Hornblende 2,9–3,4 Epidot 3,4 Gem. Granat 4,3 Glimmer 2,8–3,2 (Kaliglimmer) 2,8–3,0 (Magnesiaglimmer) 3,0–3,2 Kalkspat 2,7–2,8 Dolomit 2,9 Chlorit 2,8 Talk 2,7 Zirkon 4,5 Rutil 4,3 Magneteisen 5,2 Brauneisen 3,4–4,0 Roteisen 5,2 (G. Schübler [1], Bd. 2, S. 61; C. Trommer [22], S. 258; A. v. Liebenberg [23]; C. Lang [3], Bd. 1, S. 136; G. Ammon [3], Bd. 2, S. 26; E. Wollny [3], Bd. 8, S. 347; E. Ramann [4], S.61.)
11. Das Volumgewicht der Böden, auch als scheinbares spezifisches Gewicht bezeichnet, ist das Gewicht eines Volumens Boden, verglichen mit einem gleichgroßen Volumen Wasser. Während bei dem spezifischen Gewicht nur das Volumen der Bodenmasse ohne die zwischen derselben befindlichen, mit Luft und Wasser erfüllten Hohlräume in Betracht kommt, wird bei dem Volumgewicht der Raum in Anrechnung gebracht, den der Boden mit den Lücken einnimmt. Im lufttrockenen Zustande besitzt unter den Bodenkonstituenten nach E. Wollny ([3], Bd. 8, S. 349) der Quarz das höchste (1,4485), der Humus das geringste (0,3349) und der Ton ein mittleres Volumgewicht (1,0108). Mit dem Gehalt an Eisenoxyd resp. an Eisenoxydhydrat sowie an Steinen nimmt das Volumgewicht des Bodens unter sonst gleichen Verhältnissen zu. Im übrigen ist das Volumgewicht bei einer und derselben Bodenart von der Lagerungsweise und von der Größe der Bodenteilchen sehr beeinflußt und unterliegt großen Schwankungen. Je dichter sich die Partikeln aneinander legen, um so größer ist das Gewicht der Masse bei gleichem Volumen und umgekehrt. Die Größe der Bodenteilchen erweist sich bei sonst gleicher Beschaffenheit der Substanz in der Weise von Einfluß, daß das Volumgewicht um so größer ausfällt, je gröber die Partikeln sind. Das Gemisch verschiedener Kornsortimente besitzt ein größeres Volumgewicht als jedes einzelne derselben. Durch Krümelung des Bodens wird das Volumgewicht desselben beträchtlich vermindert, und zwar um so mehr, je gröber die Aggregate sind. Bezüglich des Einflusses des Wassers haben die einschlägigen Versuche ergeben, daß das Volumgewicht mit dem Wassergehalt steigt, und zwar in um so stärkerem Maße, je größer die Wasserkapazität des Bodens ist. Die Unterschiede in den Volumgewichten treten bei annähernd gleichem Sättigungsgrade im allgemeinen in demselben Sinne hervor wie bei lufttrockener Beschaffenheit der Böden, nur sind die betreffenden Werte im feuchten Zustand der Masse mehr genähert als im trockenen. (G. Schübler [1], S. 61; Meister [24], S. 1; A. v. Liebenberg [23], S. 6; E. Wollny [3], Bd. 8, S. 349; E. Ramann [4], S. 62.)
12. Die Farbe des Bodens ist bedingt durch die Gegenwart gewisser Bestandteile. Die eigentlichen mineralischen Hauptbodengemengteile (Ton, Sand, Kalk) sind zwar im reinen Zustande weiß, aber kaum je in diesem reinen Zustande im Boden anzutreffen. Wo der Boden anders gefärbt erscheint, sind es Beimengungen von humosen Stoffen, von Eisen- und Manganverbindungen, die dies bewirken; erstere rufen je nach ihrer Menge eine graue, braune bis schwarze, letztere, als Eisenoxyd oder Eisenoxydhydrat, eine rote, gelbe bis bräunliche Farbe hervor. Die färbende Kraft dieser Substanzen ist eine verschiedene, je nach der Zusammensetzung des Bodens. Eine grüne Färbung wird fast ausnahmslos durch Eisenoxydulverbindungen hervorgerufen, doch fehlt dieselbe in allen gut durchlüfteten Böden, weil sich in diesen die Eisenoxydulsalze leicht oxydieren. Ein Wechsel der Farbe wird bei einer und derselben Bodenart einerseits durch verschiedenen Wassergehalt, anderseits durch Veränderung der Eisenverbindungen oder humosen Stoffe hervorgerufen. Im allgemeinen erscheinen die Böden um so dunkler gefärbt, je höher ihr Wassergehalt ist, und umgekehrt. (W. Schumacher [2], S. 139; E. Wollny [3], Bd. 4, S. 354; E. Ramann [4], S. 86.)
13. Das Bodenprofil. Die Bodenmasse zeigt in der Regel von oben nach unten eine mehr oder weniger deutliche Gliederung; diese beruht entweder auf einer schnell wechselnden stofflichen und mechanischen Zusammensetzung der ursprünglichen Ablagerung von oben nach unten oder lediglich auf der nachträglichen Veränderung, welche die Oberflächenschichten, unter Mitwirkung von Makro- und Mikroorganismen, unter Mitwirkung der atmosphärischen Einflüsse und zugleich auch der Bodenkultur selbst erfahren haben. Da die Gesamtheit dieser Erscheinungen in hohem Maße das Verhalten des Bodens gegen Wasser, Luft und Wärme wie seine chemische Tätigkeit zu beeinflussen imstande ist, wird man sich zwecks rationeller Beurteilung der Bodenverhältnisse nicht auf die Kenntnis der unmittelbar zutage ausgehenden Bodenschichten beschränken dürfen, sondern die Untersuchung bis zu einer gewissen Tiefe (von etwa 1 m) auszudehnen und den Wechsel der Schichten im Untergrunde genau festzustellen haben. Mit dieser Ermittlung gewinnt man das Bodenprofil, das immer die Grundlage für jede umfangreichere Bodenuntersuchung bilden muß. Die systematische Darstellung desselben auf den geologisch-agronomischen Karten, wie sie in der Gegenwart von Preußen, Hessen, Sachsen, Baden und Württemberg und wenig andern Kulturstaaten noch in beschränktem Umfange herausgegeben werden, muß als ein bedeutender Fortschritt auf dem Gebiete der Bodenkunde angesehen werden. Man bedient sich hierbei zweckmäßigerweise eines Erdbohrers. Wo dieser versagt, muß man Probelöcher ausheben. Für diejenigen Zonen des Bodenprofiles, die lediglich unter Einwirkung der Verwitterung, der Bodenkultur und der Vegetation entstanden sind, hat man sich auf folgende Bezeichnung und Gliederung geeinigt. Man nennt die obere, von den Wurzeln der Pflanzen besetzte und durch den Pflanzenwuchs veränderte Schicht des Bodens zweckmäßig »Vegetationsschicht« (Obergrund), die darunterliegenden Schichten »Untergrund.«[115] Die äußerste, zutage tretende, durch die Kultur (Bearbeitung, Düngung u.s.w.) veränderte Schicht bezeichnet man mit »Kulturschicht« oder »Ackerkrume« (Bodenkrume, Muttererde). Die Vegetationsschicht würde sonach aus zwei Schichten bestehen: aus einer durch Kultur künstlich veränderten (Kulturschicht oder Ackerkrume) und einer darunterliegenden, nur durch die Tätigkeit der Pflanzen beeinflußten, im übrigen im natürlichen Zustande sich befindenden Schicht. Man könnte hiernach eine »obere« und eine »untere« Vegetationsschicht unterscheiden. In der landwirtschaftlichen Praxis versteht man unter »Ackerkrume« meist nichts andres als die obere Vegetationsschicht (Kulturschicht), unter »Untergrund« die darunterliegende Bodenpartie. Letzterer fängt hiernach unmittelbar unter der Ackerkrume an, gleichviel wie stark oder wie schwach diese sein mag. Mit »Untergrund« bezeichnet man auch wohl jene Schicht, von deren Beschaffenheit der Wassergehalt der darüberliegenden Bodenpartien abhängig ist (durchlassender, undurchlassender Untergrund). Eine übereinstimmende Bezeichnungsweise existiert zurzeit noch nicht. (J. Lorenz v. Liburnau [25], S. 223; A. Nowacki [26], S. 39; F.W. Dafert [27], S. 162; W. Schumacher [2], S. 326.)
14. Die Mächtigkeit des Bodens, d.h. die Tiefe der von den Wurzeln der Pflanzen durchdringbaren Bodenschicht bezeichnet man als Gründigkeit; sie hat unter Umständen für die Nutzgewächse eine große Bedeutung, insofern diese sich innerhalb gewisser Grenzen um so kräftiger entwickeln, je stärker die Erdschicht ist, in der sie ihre Wurzeln ausbreiten und den Nährstoffbedarf decken können. Für die Bodenmächtigkeit ist daher jene Schicht maßgebend, die das Vordringen der unterirdischen Pflanzenorgane oder deren Wachstum überhaupt hindert. In Gebirgsgegenden bestimmt die Tieflage des festen Gesteins die Mächtigkeit des Bodens. Im Flachlande ist letztere eine größere oder geringere, je nachdem sich mehr oder weniger tief unter der Oberfläche Schichten aus fest zusammenhängenden Materialien (Ton, Letten, Ortstein, Raseneisenstein u.s.w.) oder aus derart groben Bestandteilen (Schotter, Grus, Kies) vorfinden, daß das Wachstum der Pflanzenwurzeln in diesen Schichten aus Mangel an Feuchtigkeit und Nährstoffen vollständig oder doch größtenteils behindert ist. In bezug auf die »Gründigkeit« können folgende Abstufungen aufgestellt werden:
sehr flachgründig: unter und bis 15 cm,
flachgründig: 15–30 cm,
mittelgründig: 30–60 cm
tiefgründig: 60–100 cm,
sehr tiefgründig: über 1 m.
15. Die Lage des Bodens. Die Oberfläche des Bodens ist entweder horizontal (eben) oder geneigt. Im letzteren Falle kann die Neigung der Fläche eine gleichmäßige oder ungleichmäßige und zur Himmelsrichtung sowie zum Horizont eine verschiedene sein. Die Lage der Fläche zur Himmelsrichtung bezeichnet man mit Exposition, jene zum Horizont mit Inklination. Die Exposition kann eine östliche, südliche, westliche, nördliche und eine dazwischen liegende (südöstliche, südwestliche, nordöstliche, nordwestliche u.s.w.) sein. Bei der Inklination unterscheidet man folgende Abstufungen:
Die Exposition und die Inklination des Bodens sind in mehrfacher Beziehung für die Kultur von großer Bedeutung, weil hiervon einerseits die Wärme- und Feuchtigkeitsverhältnisse der Vegetationsschicht, anderseits die Abschwemmungen des Erdreiches abhängig sind. Erstere sind bestimmend für die Auswahl der Gewächse, letztere für die Möglichkeit der Kulturen.
III. Das Verhalten des Bodens zum Wasser.
Die Quellen der Bodenfeuchtigkeit sind teils von oben zuführende (atmosphärische Niederschläge), teils von unten nässende (Grundwasser u.s.w.). Bei gleicher Zufuhr ist die Durchfeuchtung des Bodens außerordentlich verschieden. Die hierbei maßgebenden Einwirkungen sind bedingt 1. durch die physikalische Beschaffenheit, 2. die Mächtigkeit, 3. die Lage, 4. die Bedeckung des Bodens, 5. Einfluß der meteorologischen Elemente.
1. Einfluß der physikalischen Beschaffenheit des Bodens. In bezug hierauf sind zur Erklärung der einschlägigen komplizierten Vorgänge verschiedene Momente in Betracht zu ziehen:
a) Die Leitung des Wassers im Boden. Stellt man sich zunächst den Boden im Zustande der Einzelkornstruktur vor, so können die zwischen den kleinsten Teilchen befindlichen Hohlräume in ihrer Kontinuität als Röhrchen aufgefaßt werden, die bei genügender Feinheit der Partikeln kapillare Wirkungen besitzen. Bei einem Durchmesser der Bodenelemente von 2 mm hören die Kapillarerscheinungen auf. Letztere treten unter der bezeichneten Grenze, je nach der Feinheit der Bodenteilchen, in sehr verschiedener Weise auf. Hinsichtlich der Höhe, bis zu welcher das Wasser von einer in der Tiefe befindlichen Wasserschicht gehoben wird, und der Geschwindigkeit, mit der es sich hierbei fortbewegt, läßt sich das allgemeine Gesetz aufstellen, daß das Wasser um so höher, aber um so langsamer kapillar gehoben wird, je seiner die Bodenteilchen sind und je größer der Gehalt des Bodens an kolloidalen Bestandteilen ist, und umgekehrt. Die bezüglichen Unterschiede zwischen den verschiedenen Bodenarten sind sehr bedeutend. So beträgt z. B. die kapillare Steighöhe in einem Tonboden oft bis zu 2 m, in einem Sandboden von mittlerer Feinheit dagegen meist nicht mehr als 0,40 m. Während aber in diesem der höchste Stand des Kapillarwassers in kürzester Frist eintritt, bedarf es hierzu in dem Ton, selbst bei geringen Steighöhen, eines sehr langen Zeitraums. Analog gestalten sich die Vorgänge in der Leitung des Wassers, wenn die Zufuhr von oben her erfolgt. Der Schwerkraft,[116] die das Eindringen des Wassers in den Boden bedingt, stellen sich verschiedene Widerstände entgegen., die teils durch die Wirkungen der Kapillarkraft, teils durch Adhäsion und Reibung des Wassers an den Bodenteilchen hervorgerufen werden und die in dem Grade wachsen, als die Bodenteilchen seiner sind und die Menge größer ist, in der die Kolloidsubstanzen an der Zusammensetzung des Bodens partizipieren. Aus diesem Grunde steht die Tiefe und die Geschwindigkeit bei dem Eindringen des Wassers in das Erdreich in einem umgekehrten Verhältnis zur Korngröße und zu dem Reichtum des Bodens an kolloidalen Bestandteilen. Die in einem krümeligen Boden vorkommenden größeren, sogenannten nichtkapillaren Hohlräume verlangsamen das kapillare Aufzeigen des Wassers, befördern aber anderseits die Bewegung desselben von oben nach unten. Das Aufsteigen und das Sinken des Wassers geht aus der grobkörnigen in die feinkörnige Schicht viel leichter von statten als umgekehrt. Bemerkenswert ist die Tatsache, daß die durch Kapillarität bedingte Wasserbewegung nur bei einem höheren Wassergehalt des Bodens stattfindet. Je nach der Feinheit der Partikeln hört diese Art der Leitung bei ca. 20–50% der Maximalwassermenge, die der Boden zu fassen vermag, auf, und tritt an deren Stelle eine ungleich langsamere Bewegung, die durch den Uebertritt des von den Oberflächen festgehaltenen Wassers von einem Teilchen zum andern hervorgerufen wird. Sind die Wasserhüllen dadurch über eine gewisse Grenze hinaus verringert, so wird die Wasserbewegung überhaupt sistiert. Der Einfluß des Wassergehaltes des Bodens macht sich in der Weise geltend, daß sowohl das kapillare Steigen als auch das Eindringen des Wassers mit zunehmender Trockenheit des Bodens erschwert wird, weil in demselben Maße die Oberflächenspannung der Flüssigkeit eine Zunahme erfährt. (Meister [24]; W. Schumacher [2], S. 91; A. v. Liebenberg [23]; F. Haberlandt [20], Bd. 1, S. 9; A. Schleh [28]; H. v. Klenze [29], S. 83; A. Mayer, Lehrbuch der Agrikulturchemie, Bd. 2, und [3], Bd. 14, S. 254; W. Edler [30]; E. Wollny [3], Bd. 7, S. 269, und Bd. 8, S. 206.)
b) Die Wasserkapazität des Bodens oder das Wasseraufspeicherungsvermögen bezeichnet die Fähigkeit des Bodens, das demselben zugeführte Wasser in mehr oder minderem Grade festzuhalten. Die diesbezüglichen Wassermengen werden in Prozenten des Volumens des Bodens ausgedrückt. Das ältere Verfahren, die Wasserkapazität in Gewichtsprozenten anzugeben, ist unzweckmäßig, weil die betreffenden Zahlen ein durch das verschiedene spezifische Gewicht der Böden verdecktes Bild liefern. (A. Mayer [31], S. 753.) – Das Wasser wird im Boden nach dem Aufhören der Bewegung sowohl durch Flächenattraktion als auch durch Anziehung seitens der Kolloidsubstanzen sowie durch Kapillarkraft zurückgehalten. Abgesehen von Nebenumständen ist die vom Boden aufgespeicherte Wassermenge um so größer, je seiner die Bodenteilchen sind und je reicher der Boden an kolloidalen Substanzen ist, und zwar, weil in demselben Maße die vom Wasser benetzte Oberfläche (J. Soyka [3], Bd. 8, S. 14) und die Zahl der feinsten Kapillaren sowie der Einfluß der Kolloidsubstanzen wächst. Man unterscheidet eine absolute oder kleinste Wasserkapazität, die in denjenigen Wassermengen zum Ausdruck gelangt, die in den obersten Schichten genügend langer Erdsäulen lediglich durch Adhäsion und mit Hilfe der kleinsten Kapillaren zurückgehalten werden, und eine volle oder größte Wasserkapazität, bei der sämtliche kapillaren Hohlräume des Bodens mit Wasser erfüllt sind. (A. Meyer [31].) Für die Beurteilung der Böden im allgemeinen bietet die größte Wasserkapazität ein ungleich geringeres Interesse als die kleinste. Die kleinste Wasserkapazität wächst unter sonst gleichen Verhältnissen mit der Feinheit der Bodenelemente und dem Gehalt an Kolloidsubstanzen. Sie wird durch Krümelung des Bodens bedeutend herabgesetzt, durch Zusammenpressen des gelockerten Erdreiches dagegen erhöht. Steine vermindern die Kapazität, sofern sie für Wasser undurchdringlich sind. Mit Zunahme der Temperatur sinkt die Wasserkapazität infolge der Verminderung der Zähigkeit (Viskosität) des Wassers. (G. Schübler [1], Bd. 2); C. Trommer [22]; Meister [24]; W. Schumacher [2], S. 86; A. v. Liebenberg [23]; F. Haberlandt [20], Bd. 1, S. 9; A. Mayer [32], S. 18; H. v. Klenze [29], S. 122; E. Wollny [3], Bd. 8, S. 177.
c) Die Permeabilität (Durchlässigkeit) des Bodens für Wasser steht in engster Beziehung zu den bisher besprochenen Eigenschaften des Bodens. Sie tritt von dem Moment ab in die Erscheinung, wo der Boden mit Wasser gesättigt ist und eine weitere Zufuhr zu demselben von obenher stattfindet, und hat demgemäß die Bedeutung, daß sie die Uebersättigung des Bodens mit Wasser verhindert. Als Maß für die Permeabilität kann die Wassermenge dienen, die unter sonst gleichen Verhältnissen durch den Boden filtriert. Die in dieser Richtung ausgeführten Versuche haben zunächst gezeigt, daß die Durchlässigkeit des Bodens für Wasser mit der Zunahme des Korndurchmessers und mit der Abnahme des Gehaltes an kolloidalen Bestandteilen steigt. Ton, Humus, feinster Sand (Triebsand) sowie durch Niederschläge (kohlensaurer Kalk, Eisenoxydhydrat, Eisenphosphat) oder Verkittung der Bodenteilchen (Ortstein, Orterde) hervorgerufene Bildungen sind für Wasser fast vollständig undurchdringlich. Die große Durchlässigkeit grobkörniger Böden kann durch Mischung derselben mit feinkörnigem Material bedeutend vermindert werden. Im krümeligen Zustande des Bodens ist die Filtrationsfähigkeit beträchtlich größer als im pulverförmigen, und sie nimmt im gelockerten Erdreich in dem Maße ab, als der Boden dichter zusammengepreßt wird. Die durch den Boden tretenden Wassermengen nehmen mit dem Wasserdruck zu, aber nicht proportional dem letzteren, sondern in einem kleineren Verhältnis, jedoch so, daß bei gleichmäßigen Intervallen im Druck die in den geförderten Wassermengen hervortretenden Unterschiede für das betreffende Material und für eine bestimmte Schichthöhe konstant sind. (E. Wolff [11], S. 74; C. Flügge [33], S. 465; A.R. v. Schwarz [34], S. 51; F. Seelheim [35], S. 393; D. v. Welitschkowsky [36], S. 499; E. Wollny [3], Bd. 14, S. 1.)
d) Das Verdunstungsvermögen des Bodens wird am zweckmäßigsten nach den Wassermengen bemessen, die von der Flächeneinheit in Dampfform an die Atmosphäre abgegeben[117] werden. Das bisher übliche Verfahren, die Verdunstungsgröße auf das Gewicht des Bodens zu beziehen, erscheint aus denselben Gründen, die oben gegen die Bestimmung der Wasserkapazität nach dem Gewicht angeführt wurden, verwerflich. Die Verdunstungsmengen sind, soweit lediglich die physikalische Beschaffenheit der Erde dabei in Betracht kommt, davon abhängig, in welchem Umfange einerseits die Verdunstungsfaktoren (Temperatur, Feuchtigkeit und Bewegung der Luft) ihre Wirkung geltend zu machen, anderseits die Böden den an der Oberfläche stattfindenden Verlust aus tieferen Schichten zu ersetzen vermögen. Bei verschiedener Lage des Bodens gegen die Himmelsrichtung werden die größten Wassermengen auf der Südseite verdunstet, demnächst auf der Ost-, weiterhin auf der Westabdachung, während die Verdunstung bei Nordexposition am geringsten ist. Die Verdunstungsgrößen nehmen bei südlicher Exposition zu, bei nördlicher ab in dem Maße, als die Fläche stärker gegen den Horizont geneigt ist. Bei örtlichen und bei weltlichen Hängen übt die Inklination einen kaum wahrnehmbaren Einfluß auf die Verdunstung aus. Bei größerem Wasservorrat im Boden verliert letzterer um so größere Mengen von Wasser durch Verdunstung, je dunkler seine Oberfläche gefärbt ist; sind dem Boden größere Feuchtigkeitsmengen entzogen, so tritt das umgekehrte Verhältnis ein (C. Eser [3], Bd. 7, S. 46, 47, 97, 53). – Der Einfluß verschiedener physikalischer Beschaffenheit des Erdreiches auf die Verdunstung läßt sich ohne Schwierigkeiten beurteilen, wenn man die hierbei stattfindenden Vorgänge im Boden näher in das Auge faßt. Tritt das an der Oberfläche eines gut durchfeuchteten Bodens vorhandene Wasser in Dampfform in die Atmosphäre über, so werden dadurch die zutage liegenden Poren allmählich entleert und dadurch gleichzeitig die in der nächsten Schicht befindlichen Wasserteilchen zum Nachrücken gegen die Oberfläche veranlaßt. Indem sich dieser Prozeß naturgemäß in derselben Weise auf die tieferliegenden Schichten fortpflanzt, wird durch die Verdunstung in der ganzen Masse eine Aufwärtsbewegung des Wassers auf kapillarem Wege hervorgerufen. Infolge dieses Vorganges vermindert sich der Wasservorrat im Boden stetig, bis zu einer gewissen Grenze, bei welcher die kapillare Bewegung aufhört, und zwar je nach der Korngröße bei 20–50% der vollen Wasserkapazität. Von diesem Moment ab wird das Wasser, das an der Oberfläche verdunstet, nicht mehr ersetzt, weil die nunmehr nur von Teilchen zu Teilchen auf deren Oberfläche erfolgende Bewegung des Wassers (s. III, 1 a) eine äußerst geringe Geschwindigkeit besitzt. Infolgedessen trocknet die Oberfläche ab. Die obenaufliegende trockene Schicht verhindert jetzt den direkten Einfluß der Verdunstungsfaktoren, besonders denjenigen der Winde, weshalb die Verdunstung nach erfolgter Abtrocknung der oberen Schicht bedeutend abnimmt, und zwar um so mehr, je weiter die Austrocknung von oben nach unten fortschreitet, weil dadurch die feuchte Partie des Bodens immer tiefer zu liegen kommt. In naher Beziehung steht das Verdunstungsvermögen zur Wasserkapazität; es ist um so größer, je feinkörniger der Boden und je höher sein Gehalt an Kolloidsubstanzen ist und vice versa. Im krümeligen Zustande des Bodens ist die Verdunstung geringer als in jenem der Einzelkornstruktur, weil im ersteren Fall die nichtkapillaren Hohlräume den Aufstieg des Wassers Verlangsamen. In gleicher Weise wirken Steine. Dichteres Gefüge fördert die kapillare Bewegung und erhöht demgemäß die verdünnenden Wassermengen. (G. Schübler [1]; Meister [24]; Fr. E. Schulze [37]; E. Wolff [11], S. 61; W. Schumacher [2], S. 102, 111; [38], S. 62; J. Neßler [39], S. 217; P. Wagner [40], S. 87; A. Schleh [28]; F. Haberlandt [20], Bd. 2, S. 25; S. W. Johnson [41], S. 76; F. Masure [42], S. 161; R. Heinrich [43], S. 101; H. Hellriegel [44], S. 625; E. Wollny [3], Bd. 3, S. 117, 325, 328; Bd. 4, S. 360; Bd. 5, S. 21, 157; Bd. 16, S. 1, und Landw. Jahrbücher 1876, S. 457; C. Eser [3], Bd. 7, S. 1.) – Die unter den jeweiligen lokalen Verhältnissen auftretenden Wassermengen resultieren, abgesehen von den sonstigen Einflüssen, aus der Gesamtwirkung der geschilderten Faktoren der Bodenfeuchtigkeit. Im allgemeinen ist der durchschnittliche Wassergehalt der Böden in der Natur um so größer, je seiner die Bodenteilchen und je reicher die Böden an tonigen und humosen Bestandteilen sind. Von den verschiedenen Bodenkonstituenten enthält der Humus in der Regel die größten Feuchtigkeitsmengen, dann folgen in absteigender Reihe Ton und Lehm, während der Quarz in den gewöhnlich auftretenden Formen die geringsten Wassermengen einschließt. Im Zustande der Einzelkornstruktur weist der Boden im Mittel einen wesentlich höheren Wassergehalt auf als in jenem der Krümelstruktur. Steine setzen den volumprozentischen Wassergehalt des Bodens, entsprechend ihrer Menge, herab. (E. Wollny [3], Bd. 5, S. 1, 145.) Daß die Verdunstung in manchen Fällen als wichtigster Faktor der Bodenfeuchtigkeit auftritt, ergibt sich aus der Tatsache, daß der Boden bei vergrößerter (gewellter) und dunkelgefärbter. Oberfläche durchschnittlich einen geringeren Wassergehalt besitzt als bei ebener und hellgefärbter. (E. Wollny [3], Bd. 3, S. 117; Bd. 12, S. 386.) Das Auflockern der obersten Schicht steigert zwar zunächst die Verdunstung, nach kurzer Zeit wirkt aber die gelockerte abgetrocknete Oberfläche erhaltend auf die Feuchtigkeit der übrigen Schichten, weil der direkte Einfluß der Verdunstungsfaktoren auf den Boden vermindert und der kapillare Aufstieg des Wassers an die Oberfläche gehindert ist. (E. Wollny [3], Bd. 3, S. 325.) Je höher das Wasser kapillar gehoben wird, um so mehr machen sich die Wirkungen des Grundwassers nach oben hin geltend, und umgekehrt. Ist aber die über dem Grundwasserspiegel liegende Schicht so mächtig, daß das Wasser nicht mehr kapillar in die oberen Bodenpartien steigen kann, so werden diese nicht mehr von der in der Tiefe befindlichen Wasserschicht beeinflußt.
2. Einfluß der Mächtigkeit der Bodenschicht. Die diesbezüglichen Untersuchungen haben ergeben, daß der absolute Wassergehalt des Bodens mit der Mächtigkeit der Bodenschicht zu- und abnimmt, und daß auch der volumprozentische Wassergehalt sich analog gestaltet, aber nur bis zu einer gewissen, für die verschiedenen Bodenarten verschiedenen Grenze, über welche hinaus derselbe bei weiterem Anwachsen der Bodenschicht keine Aenderung erleidet. Die angedeutete Grenze liegt dort, wo der kapillare Aufstieg des Wassers aus den tieferen, feuchten Partien des Bodens aufhört; sie rückt daher um so weiter nach unten, je[118] höher die Masse das Wasser kapillar zu heben vermag, und vice versa. Die Schwankungen im Feuchtigkeitsgehalt nehmen in dem Maße zu, als die Mächtigkeit der Bodenschicht sich verringert. (E. Wollny [3], Bd. 16, S. 1.)
3. Einfluß der Lage des Bodens.
a) Inklination. Das horizontal gelegene Land ist unter übrigens gleichen Verhältnissen feuchter als das abhängige, und letzteres besitzt einen um so geringeren Wassergehalt, je stärker die Fläche gegen den Horizont geneigt ist. Die Bodenfeuchtigkeit ist bei horizontaler Lage gleichmäßiger verteilt als bei geneigter; in letzterem Fall nimmt der Wassergehalt von oben nach unten zu. Die in dieser Richtung zwischen den höher und tiefer gelegenen Bodenpartien begehenden Differenzen sind um so größer, je stärker geneigt die Fläche ist.
b) Exposition. Bei verschiedener Lage der Bodenflächen gegen die Himmelsrichtung sind die nördlichen Seiten am feuchtesten, dann folgt die Westseite, hierauf die Ostseite, während die südlich exponierten Hänge am trockensten sind. Diese Unterschiede wachsen mit dem Böschungswinkel. (E. Wollny [3], Bd. 9, S. 3, und Bd. 10, S 3.)
4. Einfluß der Bedeckung des Bodens. Bei sonst gleichen Verhältnissen ist der Wassergehalt des mit einer vegetierenden Pflanzendecke versehenen Bodens während der Wachstumsperiode stets niedriger als im nackten Zustande. Die Ursache dieser Erscheinung ist darauf zurückzuführen, daß die Pflanzen durch ihre oberirdischen Organe sehr bedeutende Wassermengen transpirieren, die sie, um sich am Leben zu erhalten, dem Wasservorrat des Bodens mittels ihrer Wurzeln entnehmen. Die Austrocknung des Bodens in der Wurzelregion, die übrigens auch bei den Waldbäumen beobachtet wird, ist um so größer, je kräftiger die Pflanzen entwickelt sind, je dichter ihr Stand und je länger ihre Vegetationsperiode ist. Die in Rede stehende Beeinflussung der Bodenfeuchtigkeit nimmt in dem Maße ab, als die Organe der Pflanzen gegen die Reifezeit hin absterben. Eine Decke von abgestorbenen Pflanzenteilen (Stalldünger, Stroh, Streu u.s.w.) oder von leblosen Gegenständen (Holz, Steine, Kies u.s.w.) erhöht während der wärmeren Jahreszeit den Wassergehalt des Bodens, weil eine solche Decke letzterem einen Schutz gegenüber den Wirkungen der Verdunstungsfaktoren gewährt. Im allgemeinen sind die Feuchtigkeitsmengen im Boden um so größer, je mächtiger die aus den bezeichneten Materialien gebildete Decke ist. Bei Zusammenfassung dieser Tatsachen ergibt sich, daß der durch lebende Pflanzen beschattete Boden unter übrigens gleichen Umständen während der Vegetationszeit am trockensten, der durch leblose Gegenstände bedeckte am feuchtesten ist, während der nicht bebaute nackte Boden sich bezüglich seiner Feuchtigkeitsverhältnisse in der Mitte hält. (G. Wilhelm [45]; [46], S. 174; [47], S. 31; [48], S. 40; J. Breitenlohner [49], S.497; E. Risler [50], S. 131; W. Schumacher [51], 1872, S. 604; 1873, S. 683; A. Vogel [52]; J.N. Woldrich [53]; E. Ebermayer [54], und [3], Bd. 12, S. 147; E. Wollny [55] und [3], Bd. 10, S. 261, 415; Bd. 12, S. 21; Bd. 13, S. 134; Bd. 14, S. 138; R. Lorenz v. Liburnau [56]; E. Ramann [57], [4], S. 255, und [3], Bd. 11, S. 299.)
5. Einfluß der meteorologischen Elemente. Je nach dem durchschnittlichen Gange (Klima) und dem zeitlichen Verlauf dieser Elemente (Witterung) erfahren die Wirkungen der im Boden selbst liegenden Faktoren mannigfache Modifikationen. – Die Erscheinungen, die durch das Klima bedingt sind, lassen sich im allgemeinen dahin präzisieren, daß ein höheres Maß von Bodenfeuchtigkeit mit reichlicher Niederschlagsmenge, größerem Feuchtigkeitsgehalt der Luft, mäßiger Luftbewegung, niedriger Temperatur und höherer Wasserkapazität des Bodens Hand in Hand geht, während eine mehr trockene Beschaffenheit des Erdreiches unter entgegengesetzten Verhältnissen hervorgerufen wird. Im konkreten Fall lassen sich die bezüglichen Einwirkungen nur nach dem Klima und der Bodenbeschaffenheit der betreffenden Oertlichkeit ermessen. – Die Beziehungen der Bodenfeuchtigkeit zur Witterung sind je nach der Verteilung der meteorologischen Faktoren gleichergestalt sehr mannigfaltig. Obwohl die Niederschlagsmenge in den meisten Ländern Mitteleuropas während der kälteren Jahresperiode eine geringere ist als während der wärmeren, ist im ersteren Fall die Durchfeuchtung des Bodens wegen verminderter Verdunstung infolge niedriger Temperatur eine ungleich bessere als im letzteren, wo durch die herrschende höhere Temperatur die Verdunstungsmengen in bedeutendem Grade gesteigert sind. Dies ist besonders der Fall bei dem mit Pflanzen bestandenen Boden, weil diese in der Regel die während der Vegetationsperiode aus der Atmosphäre zugeführten und nicht selten noch größere Wassermengen zur Unterhaltung der Transpiration verbrauchen. (E. Wollny [55], S. 119, und [3], Bd. 4, S. 85; F. v. Höhnel [58] und [3], Bd. 4, S. 435.) Aus solchen Tatsachen folgt, daß die während der vegetationsfreien Zeit im Boden angesammelte Wassermenge (Winterfeuchtigkeit) unter Umständen für die Pflanzenwelt sehr belangreich werden kann [59]. In Trockenperioden überwiegt hauptsächlich der Einfluß der Verdunstung. Bei längerer Dauer derselben kann letztere sogar einen Ausgleich in dem Wassergehalt der Böden von verschiedener physikalischer Beschaffenheit herbeiführen, gleichviel wie hoch deren Wassergehalt ursprünglich gewesen ist. (C. Eser [3], Bd. 7, S. 1.) Die Unterschiede in dem Feuchtigkeitsgehalt zwischen dem bedeckten und dem kahlen Boden treten dagegen unter solchen Verhältnissen stärker hervor. Dies gilt auch für den Boden mit vergrößerter und dunkelgefärbter Oberfläche gegenüber dem ebenen und hellgefärbten. (E. Wollny [55] und [3], Bd. 3, S. 147, Bd. 12, S. 386.) – Die Winde beeinflussen die Verdunstung in außerordentlichem Grade, die trockenen Ostwinde mehr als die feuchten Westwinde. (J.A. Hensele [3], Bd. 16, S. 311.) Ueber die Beziehungen zwischen Niederschlagshäufigkeit und Wasseraufspeicherung im Boden s. E. Wollny [3], Bd. 14, S. 138. – Soweit der Feuchtigkeitsgehalt von den Strukturverhältnissen des Bodens abhängt, entspricht die aufgespeicherte Wassermenge während der Regenperiode meistens der Wasserkapazität des Bodens. Wo dagegen die Unterschiede in der Bodenfeuchtigkeit nur durch solche in den Verdunstungsmengen hervorgerufen werden, kann durch den Niederschlag ein Ausgleich des Wasservorrates hergestellt werden. Daher können die durch verschiedene Beschaffenheit der Oberfläche[119] (Größe, Farbe u.s.w.), verschiedene Bedeckung oder die durch die Exposition und Inklination bedingten Abänderungen der Bodenfeuchtigkeit bei längeren Regenperioden oder während der kälteren Jahreszeit vollständig verschwinden. – Aus dem Umstande, daß die atmosphärischen Wässer zunächst zum Ersatz des verdunsteten Wassers dienen und daß erst nach der Sättigung des Bodens ein in die Tiefe absickernder Ueberschuß sich ergibt, wird gefolgert werden müssen, daß sowohl die Sickerwassermengen als auch die Grundwasserstände nicht ohne weiteres weder aus der Niederschlagsmenge noch aus dem Durchlässigkeitsvermögen des Bodens abgeleitet werden dürfen. Die in fraglicher Richtung bestehenden Gesetzmäßigkeiten lassen sich in Kürze wie folgt charakterisieren: Im vegetationslosen Boden steigen und fallen die Sickerwassermengen mit der atmosphärischen Zufuhr, aber in einem wechselnden Verhältnis. Letzteres ist abhängig von der physikalischen Beschaffenheit des Bodens und dessen Oberfläche sowie von der Verteilung der Niederschläge und der Jahreszeit. Je größer das Verdunstungsvermögen und die Wasserkapazität und je geringer die Permeabilität des Bodens ist, um so kleiner sind unter sonst gleichen Umständen die jeweils in demselben auftretenden Sickerwassermengen, und umgekehrt. Aus diesen Gründen ist die Absicherung des Wassers in die Tiefe in dem Maße vermindert, als der Gehalt des Erdreiches an feinkörnigen, ton- und humusreichen Bestandteilen zunimmt, an größeren, nicht kapillaren Hohlräumen abnimmt, und vice versa. Der Wasserabfluß in die Tiefe nimmt mit der Mächtigkeit der Bodenschicht bis zu einer gewissen Grenze (ca. 60 cm Bodentiefe) zu; darüber hinaus ist die Höhe der Bodenfäule ohne Einfluß auf die Sickerwassermenge. Bei hellgefärbter und gelockerter sowie bei ebener Oberfläche ist die unterirdische Wasserabfuhr größer als bei dunkelgefärbter, nicht gelockerter und gewölbter. Die Bedeckung des Bodens mit leblosen Materialien hat eine beträchtliche Vermehrung, die Bedeckung mit vegetierenden Pflanzen dagegen eine ganz außerordentliche Verminderung der Sickerwasser zur Folge. – Der Einfluß der Verteilung der Niederschläge auf die absolute Menge des unterirdisch abgeführten Wassers macht sich im vegetationslosen Erdreich in der Weise geltend, daß die größten Sickerwassermengen in jenen Jahreszeiten auftreten, in denen die Niederschläge am ergiebigsten sind. Eine Ausnahme hiervon machen jene Gegenden, in denen der Boden im Winter gefriert und dadurch undurchlässig wird. Unter solchen Umständen verschiebt sich meist die unterirdische Abfuhr von der kälteren Jahreszeit auf das Frühjahr. In bezug auf das relative Verhältnis der Sickerwasser zu den Niederschlagsmengen gilt im allgemeinen das Gesetz, daß von dem zugeführten Wasser verhältnismäßig um so größere Mengen absickern, je kälter die Jahreszeit ist. – In dem mit Pflanzen bestandenen Boden folgen die Sickerwasser während der Vegetationszeit nicht dem Gange der Niederschläge, sondern werden I infolge der bedeutenden Verdunstung seitens der Pflanzen in ungewöhnlicher Weise vermindert. Aus diesem Grunde fällt in allen bebauten Ländereien, gleichviel wie die Niederschläge verteilt sind, die Periode der stärksten Absicherung in die kältere vegetationslose Jahreszeit, je nach den herrschenden Wärmeverhältnissen in den Winter oder in das Frühjahr (J. Dalton [60]; J. Dickenson [61]; Maurice 1621; Gasparin [63], S. 116; G. v. Möllendorf [64] E. Risler [65]; F. Pfaff [66], 1868, Bd. 1, S. 311; 1869, Bd. 2, S. 125; J.N. Woldrich [53], S. 97; J.H. Gilbert [67]; E. Ebermayer [54], S. 215, und [3], Bd. 12, S. 147, Bd. 13, S. 1; E. Wollny [55], S. 137, und [3], Bd. 10, S. 321, Bd. 11, S. 1). Die Schwankungen der Grundwasserstände sind, abgesehen von der Horizontalbewegung des Wassers, teils von der physikalischen Beschaffenheit des Bodens seines tieferen und tiefsten Untergrundes, teils von der Menge und Verteilung der atmosphärischen Niederschläge beherrscht. In Trockenperioden nehmen die Schwankungen des Grundwasserspiegels in dem Maße zu, je weniger mächtig die permeable Schicht ist, in der sich das Grundwasser befindet, und je leichter letzteres kapillar an die Oberfläche gehoben wird. In dem nackten, sowie in dem mit leblosen Gegenständen bedeckten Boden steigt und fällt das Grundwasser mit der Niederschlagsmenge, solange das in dem Boden sich ansammelnde Wasser die Oberfläche nicht erreicht hat. In einem mit einer lebenden Pflanzendecke versehenen Boden bildet sich während der Vegetationsperiode selbst bei größerer Mächtigkeit der Bodenschicht (1,20 m und darüber) kein Grundwasser oder nur vorübergehend (Hofmann [68]; J. Soyka [69], S. 251 und [70]; E. Wollny [3], Bd. 14, S. 335).
IV. Das Verhalten des Bodens zur Luft und zu Gasen.
1. Die Luftkapazität (Porosität) des Bodens wird durch das Verhältnis zwischen dem Volumen der in demselben enthaltenen Hohlräume (Poren) zu dem Gesamtvolumen ausgedrückt. Das Porenvolumen schwankt, wie bereits oben (I. 5. a) dargetan wurde, bei den verschiedenen Böden im natürlichen Zustande innerhalb weiter Grenzen, und zwar bei trockener Beschaffenheit zwischen 20–85,2%. Bei einem und demselben Boden ist die Porosität besonders von den Strukturverhältnissen desselben abhängig. Im trockenen Zustande ist das Volumen der luftführenden Hohlräume um so größer, je seiner die Partikel sind. Lockerung (Krümelung) des Erdreiches erhöht das Porenvolumen meist in einem beträchtlichen Maße, während das Zusammenpressen der Masse die entgegengesetzte Wirkung ausübt. Weiter ist anzuführen, daß die vom Boden eingeschlossene Luftmenge um so kleiner ist, je höher dessen Gehalt an Steinen. Mit der Zunahme des Wassergehaltes vermindert sich naturgemäß das Porenvolumen, aber je nach der Wasserkapazität des Bodens in einem verschiedenen Grade. Unter den verschiedenen Bodenkonstituenten enthält der Ton und demnächst der Humus in feuchtem und nassem Zustande die geringste Luftmenge; letztere kann sogar in diesen Böden bis auf Null herabsinken, wenn dieselben mit Wasser gesättigt sind. Mit der Menge der grobkörnigen Bestandteile nimmt der Luftgehalt der durchfeuchteten Masse stetig zu. Der geschilderte Einfluß des Wassers auf das Porenvolumen macht sich in dem krümeligen Boden in minderem Grade geltend als im pulverförmigen, weil in jenem die nicht kapillaren Hohlräume sich nicht mit Wasser füllen. Die Verminderung der Luftmenge mit der Verdichtung der Masse tritt dagegen bei feuchter[120] Beschaffenheit derselben in höherem Maße in die Erscheinung als bei trockener. (I. 5. a.; E. Wollny [3], Bd. 8, S. 371.) – Die im Boden eingeschlossene Luft ist selten stagnierend, sondern befindet sich meist in einer fortwährenden Bewegung, die einen Austausch der Luftschichten zwischen Boden und Atmosphäre herbeiführt. Die Ursache dieser Bewegung beruht auf den durch Luftdruckschwankungen, durch Temperaturunterschiede zwischen Boden und Atmosphäre und durch Winde bedingten Wirkungen.
2. Die Permeabilität (Durchlässigkeit) des Bodens für Luft wird nach den Luftmengen bemessen, die unter sonst gleichen Verhältnissen durch den Boden hindurchgehen. Diese Luftmenge steht, von gewissen Fällen abgesehen, in keiner direkten Beziehung zum Porenvolumen, sondern wird vornehmlich von der Größe der Poren beeinflußt, weil von dieser fast ausschließlich die Widerstände abhängig sind, die sich dem durchstreichenden Luftstrom entgegenstellen. Die Permeabilität nimmt notwendigerweise in dem Maße ab, als diese Widerstände wachsen. Sie ist daher um so geringer, je kleiner die Bodenteilchen sind, und umgekehrt. Unter den verschiedenen Bodenkonstituenten im lufttrockenen Zustande ist der Ton am wenigsten zugänglich für Luft; die Durchdringbarkeit der Masse nimmt im allgemeinen mit dem Gehalt an grobem Quarzsand zu. Die ausschließlich aus Humus begehenden Böden verhalten sich, solange sie trocken sind, dem grobkörnigen Sande analog. Bei Böden, in denen die an der Zusammensetzung partizipierenden Bodenelemente bezüglich ihrer Größe wesentlich voneinander abweichen, ist die Durchlüftbarkeit vornehmlich von dem feinkörnigen Material abhängig. Deshalb kann z.B. die außerordentliche Durchlässigkeit der meisten Sandsorten durch Mischung mit verhältnismäßig geringen Mengen einer feinkörnigen Bodenart (Ton, Lehm, Mergel) bedeutend reduziert werden. Bei geschichteten Böden ist für die durch dieselben tretende Luftmenge jene Schicht ausschließlich maßgebend, welche die feinsten Bodenelemente enthält, selbst dann, wenn diese nur eine geringe Mächtigkeit besitzt. In einem für Luft schwer zugänglichen Boden wird durch Ueberführung desselben in den krümeligen Zustand die Permeabilität in einem außerordentlichen Grade erhöht. Das Zusammenpressen eines lockeren Bodens hat die entgegengesetzte Wirkung zur Folge. Mit wachsendem Feuchtigkeitsgehalt nimmt die Permeabilität des Bodens ab, und zwar in um so stärkerem Grade, als die Wasserkapazität des Bodens eine größere ist. Alle an Ton und Humus reichen Bodenarten werden schon bei einem Wassergehalt impermeabel, der mehr oder weniger tief unter dem Sättigungspunkt gelegen ist. Der krümelige Boden wird bei stärkerer Durchfeuchtung in seiner Durchlüftbarkeit in einem ungleich geringeren Grade beeinträchtigt als im pulverförmigen Zustande (Einzelkornstruktur). Wird der Boden bei Eintritt atmosphärischer Niederschläge zunächst nur in den oberen Schichten durchfeuchtet, so wird dadurch der Ein- und Austritt der Luft vermindert, und zwar um so mehr, je feinkörniger der Boden ist. Diese Verminderung der Permeabilität kann sich bei ton- und humusreichen Böden selbst bei geringen Niederschlägen infolge von Sättigung der zutage tretenden Schichten bis zu vollständiger Undurchlässigkeit steigern. Das Gefrieren des Wassers im Boden hat eine Verminderung der Permeabilität zur Folge, die mit dem Wassergehalt wächst. – Wenn Luft unter Druck durch einen Boden strömt, so ist deren Menge dem Druck direkt und der Höhe der Schicht umgekehrt proportional, solange die Geschwindigkeit nicht größer als 0,5 m ist. Sobald diese Größe überschritten wird, ändert sich das Verhältnis und die Volumina der geförderten Luft nehmen alsdann in einem geringeren Verhältnis ab, als der Druck abnimmt resp. die Höhe der Schicht zunimmt, und umgekehrt. (H. Fleck [72], S. 42; Erster Ber. d. chem. Zentrallstelle f. öffentl. Gesundheitspflege in Dresden; F. Renk [71]; G. Ammon [3], Bd. 3, S. 209; D. v. Welitschkowsky [36]; R. Heinrich [43], S. 123, 221; E. Wollny [3], Bd. 16, S. 193.)
3. Die Diffusion der Gase aus dem Boden. Die Poren des Bodens enthalten neben atmosphärischer Luft und Wasserdampf verschiedene Gase, unter denen die Kohlensäure das wichtigste ist, insofern es gegenüber den andern in größter Menge in der Bodenluft auftritt. Die Kohlensäure rührt vornehmlich aus der Zersetzung der organischen Stoffe her und kommt je nach dem Verlauf der bezüglichen Prozesse und dem Reichtum des Erdreichs an humosen Substanzen zwar in verschiedener, aber fast stets in ungleich größerer Menge im Boden als in der Atmosphäre vor. Unter diesen Verhältnissen bietet die Tatsache nichts Befremdendes, daß auch ohne äußere Veranlassung eine lediglich durch Diffusion, d.h. durch Ausgleich des eingeschlossenen Gases mit dem der Atmosphäre, hervorgerufene Bewegung der Bodenluft stattfindet. – Die Diffusion der Kohlensäure (sowie des Ammoniaks und der übrigen etwa in Betracht kommenden Gase) aus dem Boden ist bei konstanter Temperatur hauptsächlich von der Summe der Poren des Querschnittes und nicht von deren Größe abhängig. Daher sind die absoluten Mengen des diffundierten Gases um so größer, je größer das Gesamtporenvolumen ist, und vice versa. (F. Hannén [3], Bd. 15, S. 1.)
4. Das Adsorptionsvermögen (Absorptions- oder Kondensationsvermögen) des Bodens für Gase. Die Adsorption im weitesten Sinne des Wortes bezeichnet eine molekulare Erscheinung und umfaßt in diesem Sinne alle jene ursächlichen Momente, die ein Zurückhalten von Gasmolekülen an und in festen Körpern bewerkstelligen. Nur dem Sprachgebrauch nach unterscheidet man zwischen Hygroskopizität und Gasabsorption (Absorption im engeren Sinne), die im Grunde identische Erscheinungen sind. Bedingt wird das Zurückhalten von Gasmolekülen durch eine Reihe von Einzelvorgängen. Diese sind: 1. Oberflächenattraktion. Es bestehen an der Oberfläche aller festen Körper molekulare Kräfte, die, der Adhäsion verwandt, sehr energisch auf die zunächst liegenden Gasmoleküle wirkend, dieselben fast momentan an die Oberfläche des festen Körpers bringen und hier zu einer dichten, teilweise flüssigen, vielleicht auch festen Hülle zusammendrängen, bis eine Gleichgewichtslage herrscht, in welcher der Körper verharren würde, wenn nicht Aenderungen in seiner Umgebung oder in seiner Beschaffenheit eintreten. 2. Molekularinvasion. Die also angezogenen Gasteile dringen teils infolge des hohen Druckes, unter dem sie sich befinden, teils infolge feinster Kapillaren in die[121] Molekularzwischenräume des festen Körpers ein und bieten eine der Absorption von Gasen in Flüssigkeiten analoge Erscheinung. Der Prozeß erfolgt langsamer als der erstere und ist beendet, wenn die Widerstände, die sich dem vordrängenden Gasmoleküle entgegenstellen, nicht mehr überwunden werden können. 3. Absorption bezw. Adsorption. Bedingt durch die Oberflächenanziehung bildet sich sehr bald um die Oberfläche des festen Körpers eine feinste Flüssigkeitsschicht, die nunmehr andern Gasen zum Absorbens dient. Begünstigt von dem hohen Druck, unter dem sie sich befindet (Bunsen berechnet Hunderte von Atmosphären), steigert sich ihre Fähigkeit, Gase zu absorbieren, bis zu Zahlen, die unsre Vorstellung über derartige Vorgänge überbieten. Der Prozeß erstreckt sich bis zu seiner Beendigung über Jahre hinaus (Bunsen). 4. Chemische Reaktionen. Abgesehen von einfachen chemischen Bindungen, die nicht eigentlich in das Gebiet der Gasadsorption gehören, regen sich nun zwischen den eingewanderten Gasmolekülen und den Molekülen des festen Körpers die verschiedentlichsten, unter gewöhnlichen Verhältnissen größtenteils unbekannten chemischen Tätigkeiten. Der hohe kapillare Druck zusammen mit der bei der anfänglichen Verdichtung recht bedeutenden Wärmeentwicklung führt dazu, Prozesse, welche die chemische Verwandtschaft allein nicht zu erzeugen vermochte, einzuleiten und dauernd zu erhalten. Die äußerst zahlreichen, über vorliegenden Gegenstand ausgeführten Untersuchungen haben, kurz zusammengefaßt, folgende Ergebnisse geliefert: Die Bodenkonstituenten besitzen alle ein nicht unbeträchtliches Adsorptionsvermögen. Dasselbe ist bei dem Humus (und dem Eisenoxydhydroxyd) am größten, dann folgt der Ton, während dasselbe bei dem Quarz am geringsten ist. Bodengemische wirken mit ihren einzelnen Bestandteilen. Das Adsorptionsvermögen nimmt für die gleiche Substanz zu mit der Feinheit der Partikeln. Mit steigender Temperatur nimmt die Adsorptionsgröße ab. Bei der Entnahme des Wassergases aus damit gesättigter Luft wird diese Gesetzmäßigkeit nur dadurch modifiziert, daß mit der Temperatur zugleich der absolute Wassergehalt erhöht wird. Im letzteren Fall wird der Einfluß der Temperatur durch den steigenden Wassergehalt nahezu ausgeglichen. Bleibt aber der absolute Feuchtigkeitsgehalt der Luft auch bei schwellenden Temperaturen konstant, so zeigt sich ein gleicher Einfluß der Temperatur, wie er bei der Gasadsorption beobachtet wird. Bei gleichbleibender Temperatur steigt die Hygroskopizitätsgröße mit dem relativen Feuchtigkeitsgehalt der Luft. Ist der Boden mehr als hygroskopisch angefeuchtet, so tritt an die Stelle der Adsorption die Absorption der Gase im Bodenwasser. Steigende Temperatur beschleunigt den Verdichtungsprozeß. Die Gase werden im allgemeinen in um so höherem Grade adsorbiert, je leichter sie ihren Aggregatzustand ändern und je leichter sie sich zersetzen. (G. Ammon [3], Bd. 2, S. 1; A. v. Dobeneck [3], Bd. 15, S. 163. Beide Arbeiten enthalten reichhaltige Literaturangaben.) Die Bedeutung des Adsorptionsvermögens für die Fruchtbarkeit des Bodens wird vielfach überschätzt. (R. Heinrich [73], S. 74; A. Mayer [32], S. 87; A. v. Liebenberg [74], S. 419; W. Detmer [3], Bd. 1, S. 166; E.W. Hilgard [3], Bd. 8, S. 93; S. Sikorski [3], Bd. 9, S. 413.) – Das Adsorptionsvermögen des Bodens für gewisse Gase dürfte auch bei manchen Verwitterungserscheinungen eine erhebliche Rolle spielen. In dieser Hinsicht sei besonders auf das Eisenhydroxyd hingewiesen, das ein recht hohes Adsorptionsvermögen für Kohlensäure besitzt. Indem es einen wesentlichen Bestandteil der als Terra rossa bezeichneten Verwitterungsrückstände der Kalksteingebirge ausmacht, wirkt es hier vermöge der ebengenannten Eigenschaft geradezu als Kohlensäureüberträger und beschleunigt die Zersetzung und Auflösung des Kalksteines in hohem Grade. (Sauer.)
5. Die Zusammensetzung der Bodenluft. Die vom Boden eingeschlossene Luft unterscheidet sich hauptsächlich von der atmosphärischen durch größeren Reichtum an Kohlensäure sowie durch stets vorhandene Sättigung mit Wasserdampf. Die verschiedenfällig konstatierte Tatsache, daß die Luft in dem Maße sauerstoffärmer als sie kohlensäurereicher ist, und zwar derart, daß das Volumen der Kohlensäure und des Sauerstoffs ziemlich dasselbe bleibt, wird gefolgert werden müssen, daß die Kohlensäure das Produkt von Oxydationsvorgängen ist. Als solche kommen vornehmlich die Prozesse bei der Zersetzung (Verwesung) der organischen Stoffe in Betracht. Der Kohlensäuregehalt der Bodenluft, der stets höher, zuweilen mehrere hundert mal größer ist als derjenige der Atmosphäre, unterliegt großen Schwankungen, die hervorgerufen werden 1. durch verschiedenen Reichtum des Bodens an organischen Stoffen, 2. durch verschiedene Intensität der Zersetzungsprozesse, 3. durch Unterschiede in den Vorgängen bei dem Entweichen der Kohlensäure aus dem Boden. – Ersteren Punkt anlangend, haben die diesbezüglichen Untersuchungen ergeben, daß der Gehalt des Bodens an freier Kohlensäure nur dann der Menge der vorhandenen organischen Substanzen proportional ist, wenn diese gering; daß dagegen die Kohlensäureproduktion bei höherem Gehalt des Bodens an diesen Stoffen in einem geringeren Grade wächst als die Menge der vorhandenen sich zersetzenden Bestandteile, oder daß dieselbe unter Umständen, trotz verschiedenen Reichtums des Bodens an pflanzlichen und tierischen Reiten, sich gleichbleibt, und zwar weil bei höherem Kohlensäuregehalt der Bodenluft die Tätigkeit der bei der Verwesung beteiligten niederen Organismen gehemmt wird und mit zunehmender Menge der organischen Stoffe über eine gewisse Grenze hinaus die für deren Zerfall wichtigsten Eigenschaften des Bodens in einer der Intensität des Prozesses nachteiligen Weise abgeändert werden. Die Intensität der Zersetzung der organischen Substanzen wird wesentlich beherrscht von der Luftzufuhr, der Feuchtigkeit und der Wärme des Bodens, infolgedessen diese Momente für den Kohlensäuregehalt der Luft von großer Bedeutung sind. Der Einfluß der Menge der organischen Stoffe auf den Kohlensäurereichtum des Bodens kann durch die verschiedene Permeabilität der Böden verdeckt werden. So kann z.B. ein grobkörniger humusreicher Boden weniger Kohlensäure enthalten als ein feinkörniger humusarmer, weil in jenem Falle das Gas in ungleich größeren Mengen an die Atmosphäre übertritt als in diesem. Derartige Tatsachen, im Zusammenhalt mit den obenangeführten, berechtigen zu der Schlußfolgerung, daß die Menge der im Boden vorhandenen freien Kohlensäure weder für die [122] Intensität der organischen Prozesse noch für die Menge der im Boden vorhandenen organischen Stoffe einen Maßstab abgeben kann (Boussingault und Lévy [75], S. 1; J. v. Fodor [76], S. 106; Ders. [77], S. 205; M. v. Pettenkofer [78]; G. Wolffhügel [79]; P. Smolenski [80]; H. Fleck [81]; Lewes und Cunningham [82]; R. Nichols [83]; E. Ebermayer [3], Bd. 1, S. 158; Bd. 13, S. 15; J. Möller [84] und [3], Bd. 2, S. 329; E. Wollny [85], [86], [87] und [3], Bd. 3, S. 1; Bd. 4, S. 1; Bd. 5, S. 299; Bd. 9, S. 165).
V. Das Verhalten des Bodens zur Wärme.
Als Wärmequellen für den Boden kommen in Betracht: die Sonnenwärme, die Wärme infolge chemischer Prozesse oder von Adsorption von Gasen sowie die innere Erdwärme. Die Sonnenwärme erweist sich von maßgebendstem Einfluß, während die übrigen Momente fast ganz belanglos sind. Die durch Verwesung (Eremakausis) der organischen Bodenstoffe entstehende Wärmemenge ist in der Regel nicht ausreichend, eine erheblichere Temperatursteigerung des Bodens zu bewirken. Ebenso ist die temperaturerhöhende Wirkung des sich zersetzenden Stalldüngers ohne Bedeutung, sie hält zwischen 4 bis 12 Wochen an und beträgt im Mittel 0,1–0,4°C, jedoch nur bei Anwendung großer Mengen sich leicht zersetzender Materialien und unter günstigen Zersetzungsbedingungen. Im Hinblick auf diese Daten sowie auf den Umstand, daß die Wärmeentwicklung bei den gewöhnlich angewendeten Düngergaben oder bei der Verwesung der im Boden bereits vorhandenen Humusstoffe in der Mehrzahl der Fälle kaum meßbar ist, wird geschlossen werden dürfen, daß die fragliche Wärmequelle nur von untergeordneter Bedeutung ist. (F. Wagner [3], Bd. 5, S. 373.) Von noch geringerer Wichtigkeit erweist sich die bei der Zufuhr von Wasser oder bei der Adsorption von Gasen und Wasserdampf seitens des Bodens entwickelte Wärme. Ganz zu vernachlässigen für die thermischen Verhältnisse des Bodens ist die innere Erdwärme. (A. Stellwaag [3], Bd. 5, S. 210; J. Breitenlohner [3], Bd. 7, S. 208.) Nach alledem können die in der Natur beobachteten außerordentlichen Unterschiede in der Bodenerwärmung nur durch die Sonnenwärme hervorgerufen werden. Die Wirkungen der Sonnenwärme sind vornehmlich abhängig: 1. von der physikalischen Beschaffenheit des Bodens, 2. von der Lage, und 3. von der Bedeckung des Bodens.
1. Einfluß der physikalischen Beschaffenheit des Bodens. Zum Verständnis der ziemlich komplizierten Erscheinungen bei der Erwärmung des Bodens bedarf es vorerst einer Darlegung der einzelnen hierbei in Betracht zu ziehenden Momente.
a) Das Absorptions- und Emissionsvermögen des Bodens für die Sonnenstrahlen. Hinsichtlich des Absorptionsvermögens des Bodens für die eigentlichen Wärmestrahlen, d.h. für die unsichtbaren ultraroten Strahlen des Sonnenspektrums, liegen keine Versuche vornüber die Absorption der leuchtenden Strahlen belehrt die Farbe. Man kann daher sagen, daß, unter der Voraussetzung des gleichen Verhaltens der dunkeln Strahlen, die Böden bei gleicher Wärmekapazität sich um so mehr erwärmen werden, je dunkler die Farbe ist. Die Absorption der leuchtenden Strahlen ist von um so größerer Wichtigkeit, als das Verhältnis zwischen den leuchtenden und dunkeln Strahlen kein sehr weites ist; die unsichtbare Strahlung beträgt nur das Doppelte der sichtbaren. Hinsichtlich des Emissionsvermögens des Bodens für die Wärmestrahlen kann die Farbe keinen Aufschluß geben; das Kirchhoffsche Gesetz sagt zwar, daß das Verhältnis zwischen dem Emissions- und dem Absorptionsvermögen aller Körper dasselbe ist, aber nur für Strahlen gleicher Wellenlänge bei derselben Temperatur. Die Böden nehmen indessen unter dem Einfluß der Insolation ein Gemisch von Strahlen jeder Brechbarkeit und Temperatur auf, geben aber immer nur Strahlen geringer Brechbarkeit und Temperatur von sich. Es werden sonach andre Strahlen aufgenommen, als abgegeben werden, eine Erscheinung, aus der folgt, daß von dem Absorptionsvermögen nicht ohne weiteres auf das Emissionsvermögen geschlossen werden darf. Soweit sich die einschlägigen Verhältnisse auf Grund der bisher angestellten Versuche überblicken lassen, kann zurzeit angenommen werden, daß die Farbe des Bodens keinen Einfluß auf die Emission der Wärmestrahlen ausübt und daß die Unterschiede in dem Strahlungsvermögen der verschiedenen Bodenkonstituenten verhältnismäßig gering sind. Die in dieser Beziehung hervortretenden Unterschiede lassen sich dahin präzisieren, daß die mineralischen Bodenbestandteile insgesamt die Wärme besser ausstrahlen als die aus organischen Resten begehenden organischen Bestandteile. Unter den mineralischen Bodenkonstituenten scheint der Quarz die Wärme am besten auszustrahlen. Bei den in der Natur vorkommenden Bodenarten, die meist aus verschieden zusammengesetzten Gemischen der Bodenkonstituenten bestehen, sind die Unterschiede im Strahlungsvermögen noch geringer, als wie solche sich bei den einzelnen Bestandteilen ergeben. Das Wasser hat ein höheres Ausstrahlungsvermögen als alle Bodenbestandteile. Der Wassergehalt des Bodens wirkt daher erhöhend auf das Ausstrahlungsvermögen der Bodenarten ein. Bei lufttrockenen Bodenarten macht sich noch der Einfluß des verschiedenen Strahlungsvermögens der verschiedenen Bodenkonstituenten geltend; doch bewirkt auch hier schon das Vorhandensein des Wassers, daß die Differenzen zwischen dem Wärmestrahlungsvermögen der Bodenkonstituenten geringer werden. Im allgemeinen kann angenommen werden, daß ein und derselbe Boden sowohl im mäßig feuchten wie auch im wassergesättigten Zustande die Wärme in beiden Fällen in gleich hohem Betrage auszustrahlen vermag, und daß ferner diese Gleichheit im Ausstrahlungsvermögen sich auch auf die verschiedenen Bodenarten erstreckt, wenn dieselben sich in mehr oder weniger durchfeuchtetem Zustande befinden. (A. v. Liebenberg [88]; C. Lang [3], Bd. 1, S. 379; E. Wollny [3], Bd. 1, S.43; Bd. 4, S. 327; J. Ahr [3], Bd. 17, S. 397.)
b) Der Wärmeverbrauch durch Verdunstung an der Oberfläche des Bodens. Die vom Boden empfangene Sonnenwärme geht zum Teil dadurch für die Erwärmung der tieferen Schichten verloren, als durch die Verdunstung Wärme gebunden wird. Dieser Wärmeverlust steigt und fällt demnach mit der Verdunstungsgröße und hat eine entsprechende Temperaturerniedrigung des Bodens zur Folge.
[123] c) Die Wärmekapazität (spezifische Wärme) des Bodens wird am zweckmäßigsten in gleicher Weise wie die Wasserkapazität auf das Volumen bezogen und durch die Anzahl von Wärmeeinheiten ausgedrückt, die erforderlich sind, ein bestimmtes Volumen des Bodens im Vergleich zu einem gleich großen Volumen Wasser – die spezifische Wärme des letzteren gleich 1 gesetzt – um 1° zu erwärmen. Die Wärmekapazität der Böden im trockenen Zustande beträgt ca. 1/6-1/3 derjenigen des Wassers. Von den verschiedenen Bodenkonstituenten besitzt der Quarz die höchste (0,29), der Humus die kleinste (0,16) und der Ton eine mittlere Wärmekapazität (0,23). Mit der Zunahme des Wassergehaltes nimmt notwendigerweise die spezifische Wärme des Bodens zu. Sie ist daher bei einer und derselben Bodenart um so größer, je größer deren Absorptionsvermögen für Wasserdampf und Wasserkapazität ist, und umgekehrt. Aus diesem Grunde ist die Wärmekapazität bei gleicher relativer Sättigung mit Wasser bei dem Humus am größten, dann folgt der Ton, während der Quarz die kleinste spezifische Wärme besitzt. Bei einer und derselben Bodenart ist ferner bei höherem Wassergehalt die Wärmekapazität um so kleiner, je gröber die Bodenteilchen, und nimmt zu, je dichter diese aneinander gelagert sind. Befindet sich der Boden im Zustande der Krümelstruktur, so ist die spezifische Wärme kleiner als in jenem der Einzelkornstruktur. (W. Schumacher [2], S. 242; L. Pfaundler [89]; H. Platter [90]; A. v. Liebenberg [88]; C. Lang [3], Bd. 1, S. 109; R. Ulrich [3], Bd. 17, S. 1.)
d) Die Wärmeleitungsfähigkeit des Bodens. Die von der oberflächlichen Schicht angenommene Temperatur wird den tieferen Schichten durch Wärmeleitung mitgeteilt. Die zwischen den oberen und tief erliegenden Bodenschichten bestehenden Temperaturdifferenzen suchen sich auszugleichen; selbstverständlich ist dazu eine gewisse Zeit erforderlich, und dieser Umstand erklärt eine Reihe von Erscheinungen, die man bei dem Studium der thermischen Verhältnisse des Bodens beobachtet. Die Bewegung der Wärme erfolgt sowohl von oben nach unten als auch umgekehrt in dem Humus am langsamsten, in dem Quarz am schnellsten und geht im Ton, da sich derselbe in dieser Beziehung immer in der Mitte hält, mit mittlerer Geschwindigkeit vor sich. Kohlensaurer Kalk und Eisenoxyd stehen hinsichtlich ihrer Wärmeleitungsfähigkeit zwischen Ton und Quarz. In einem und demselben Boden im trockenen Zustande steigt die Wärmeleitung im allgemeinen mit der Zunahme der Größe der Bodenpartikeln und der Aggregate. Steine erhöhen, ihrer Menge entsprechend, die Fortpflanzung der Wärme im Boden. Weiter ist die Wärmeleitungsfähigkeit eines Bodens um so größer, je dichter die Bodenteilchen aneinander gelagert sind. Die betreffenden Unterschiede fallen in der Regel um so höher aus, je größer gleichzeitig der Wassergehalt der Masse ist. Das Wasser steigert überhaupt die Wärmeleitungsfähigkeit eines und desselben Bodens in ganz bedeutendem Grade, und zwar um so mehr, je größer die Mengen sind, in denen es im Erdreich unter übrigens gleichen Verhältnissen vorkommt. (F. Haberlandt [20], Bd. 1, S. 33; A. v. Littrow [91]; E. Pott [92]; F. Wagner [3], Bd. 6, S. 1.) Bei steigender Temperatur (während der Insolation und wärmeren Jahreszeit) erwärmt sich von den verschiedenen Bodenkonstituenten der Quarz am stärksten, dann folgt in absteigender Reihe der Ton, dann der Kalk, während der Humus die geringste Temperaturerhöhung erfährt. Bei sinkender Temperatur (während der Nacht und kälteren Jahreszeit) gestalten sich die Wärmeverhältnisse der Hauptbodengemengteile gerade umgekehrt, insofern sich der Quarz am schnellsten, der Humus am langsamsten abkühlt, und der Ton und der Kalk in dieser Beziehung in der Mitte stehen. Demgemäß sind die Temperaturschwankungen bei dem Quarz am größten, bei dem Humus am kleinsten und bei dem Ton und Kalk vergleichsweise von mittlerer Intensität. Die Ursachen hiervon sind hauptsächlich in den oben geschilderten Unterschieden in der spezifischen Wärme der betreffenden Bestandteile im feuchten Zustande und in deren Wärmeleitungsfähigkeit zu suchen. Bei gleicher substantieller Beschaffenheit ist die Erwärmung des Bodens von der Oberflächenbeschaffenheit, der Größe und Lagerung der Bodenteilchen sowie von dem Wassergehalt wesentlich abhängig. Bezüglich des Einflusses der Oberflächenbeschaffenheit ist vorerst zu erwähnen, daß die Abtrocknung der obersten Schicht mit einer Erhöhung der Bodentemperatur verknüpft ist, weil unter solchen Umständen die Wasserverdunstung überhaupt und namentlich von der Oberfläche vermindert wird. Das Aufbringen dünner Schichten einer leicht austrocknenden Bodenart (Sand) hat dieselbe Wirkung zur Folge. Werden die obersten Schichten gelockert, so wird dadurch die Temperatur des Bodens herabgedrückt, weil die Wärmeleitung der obersten Schicht wegen größerer Mengen eingeschlossener Luft vermindert wird und die oben aufliegenden Bröckchen nur teilweise mit der darunterliegenden Schicht in leitender Verbindung stehen. Bei annähernd gleicher Beschaffenheit hat die Farbe des Bodens auf dessen Erwärmung bis in verhältnismäßig größere Tiefen einen nicht unbedeutenden Einfluß. Während der wärmeren Jahreszeit, bei ungehinderter Bestrahlung, ist der Boden um so wärmer, je dunkler dessen Farbe ist. Die Temperaturunterschiede zwischen dem hell- und dunkelgefärbten Erdreich verschwinden mehr oder weniger in der kälteren Jahreszeit, bei verminderter Insolation. Dieser Einfluß der Farbe nimmt jedoch in dem Grade ab, als der Wassergehalt zunimmt und die sonstigen für die Erwärmung des Erdreiches maßgebenden Faktoren das Uebergewicht gewinnen. Bei größeren Unterschieden in den physikalischen Eigenschaften, hauptsächlich bedingt durch größeren Humusgehalt und größere Wasserkapazität, kann der Einfluß der Farbe vollständig beseitigt werden. Hinsichtlich der Erwärmung des Bodens bei verschiedener Struktur lassen die einschlägigen Beobachtungen erkennen, daß die Bodentemperatur während der Sommermonate um so wärmer, während der Wintermonate um so kälter ist, je gröber die Partikel sind. Im krümeligen Zustande ist der Boden im allgemeinen wärmer als im pulverförmigen, doch sind die betreffenden Unterschiede nicht beträchtlich. Dagegen hat die Verdichtung der Bodenmasse auf die Temperatur derselben einen ausgesprochenen Einfluß, der sich in der Weise bemerklich macht, daß der Boden während der wärmeren Jahreszeit und bei steigender Temperatur um so wärmer, während der kälteren Jahreszeit und bei sinkender Temperatur um so kälter ist, je dichter die[124] Bodenteilchen aneinander gelagert sind. In gleichem Maße nehmen die Temperaturschwankungen zu. Zur Erklärung dieser Unterschiede ist die Tatsache heranzuziehen, daß durch die Verdichtung der Bodenmasse das Wärmeleitungsvermögen derselben eine Erhöhung erfährt, und zwar in einem solchen Maße, daß die Wirkungen des gleichzeitig vermehrten Wärmeverbrauchs infolge stärkerer Verdunstung meistenteils beseitigt werden. Durch Steine erhält der Boden eine größere Erwärmungsfähigkeit bei steigender Temperatur, infolge der durch dieselben erhöhten Leistungsfähigkeit; diese ist aber auch gleichzeitig die Ursache der stärkeren Abkühlung des steinhaltigen Erdreiches gegenüber dem steinfreien bei abnehmenden Temperaturen. Hieraus folgt, daß die Temperaturschwankungen des Bodens mit dem Gehalt desselben an Steinen zu- und abnehmen. – Die Wärmeverhältnisse des Bodens sind in ganz besonderem Grade von dessen Wassergehalt abhängig. Während der wärmeren Jahreszeit ist die Temperatur des Bodens im allgemeinen um so niedriger, je größer der Wassergehalt in demselben ist, weil in gleichem Maße der durch Verdunstung bedingte Wärmeverbrauch von der Oberfläche wächst und die spezifische Wärme zunimmt. Die bezüglichen Temperaturunterschiede sind um so geringer, je mehr die Verdunstung abnimmt und die dem höheren Wassergehalt entsprechende bessere Wärmeleitung zur Geltung kommt; sie sind daher während der kälteren Jahreszeit, bei mangelnder Insolation, niedriger Luftwärme, Windstille, hoher Luftfeuchtigkeit und bei stärkerer Austrocknung der obersten Schicht des Bodens am kleinsten, in den entgegengesetzten Fällen caeteris paribus am größten. Der Effekt der Abkühlung infolge der Verdunstung wird unter gleichen äußeren Bedingungen durch die Wirkung der Wärmeleitung um so eher und leichter beglichen und überwogen, je weniger Wasser der Boden enthält, je kleiner dessen Wasserkapazität und je geringer seine Fähigkeit ist, den an der Oberfläche stattgehabten Verdunstungsverlust durch kapillare Hebung aus der Tiefe zu ersetzen. Die Temperaturschwankungen des Bodens nehmen im allgemeinen mit steigendem Wassergehalt ab. In allen Fällen jedoch, wo die Wärmeleitung aus den vorerwähnten Gründen über die übrigen mitwirkenden Faktoren das Uebergewicht gewinnt, wachsen die Schwankungen und finden Ausnahmen von der bezeichneten Regel statt. Daher ist der Abstand zwischen den Temperaturextremen im feuchten Zustande des oberflächlich stark ausgetrockneten Erdreiches während der wärmeren Jahreszeit nicht selten beträchtlich größer als im trockenen und nassen. Bei dem Gefrieren des Wassers im Boden macht sich die Erscheinung der sogenannten Unterkühlung (Ueberkaltung) bemerkbar. Das unter kapillaren Spannungen stehende Bodenwasser kühlt sich beim Eintritt des Frostes auf eine gewisse, unter dem Gefrierpunkt gelegene Temperatur ab, ohne zu erstarren, geht aber, sobald ein Anstoß zur Eisbildung gegeben ist, sofort in den festen Zustand über. Das Eindringen des Frostes in den Boden erfolgt am schnellsten bei dem Quarzsand, langsamer bei dem Ton und am langsamsten bei dem Humus. Das Auftauen vollzieht sich in gleicher Reihenfolge. (E. Wollny, Landw. Jahrbücher, Bd. 5, S. 441, und [3], Bd. 1, S. 43; Bd. 2, S. 133; Bd. 3, S. 325; Bd. 4, S. 147, 327; Bd. 5, S. 34, 167; E. Ebermayer [3], Bd. 14, S. 195; A. Petit [3], Bd. 16, S. 285.)
2. Einfluß der Lage des Bodens. Bei verschiedener Lage des Bodens gegen die Himmelsrichtung ist der südliche Hang am wärmsten, dann folgen die Ost- und die Westseite, während die Nordexposition die niedrigste Temperatur zeigt. Das Maximum der Temperatur zeigt im Lauf der Jahreszeiten eine ziemlich regelmäßig wiederkehrende Wanderung in den südlichen Expositionen. In den Wintermonaten (November-April) fällt das Maximum auf Südwest, im Sommer (Mai-August) auf Südost, im Herbst auf Süd, wonächst es auf Südwest zurückgeht. Die Südhänge sind um so wärmer, die Nordhänge um so kälter, je größer die Neigung der Fläche gegen den Horizont ist. Der Einfluß letzterer auf die Erwärmung der Ost- und Westseiten ist Vergleichs weise bedeutend geringer und tritt in der Weise in die Erscheinung, daß die Ostseite gemeinhin um so wärmer, die Westseite um so kälter ist, je stärker geneigt die Bodenfläche. Der Temperaturunterschied zwischen Süd- und Nordhängen ist bedeutend größer als derjenige zwischen Ost- und Westseiten. Die Schwankungen der Bodentemperatur sind in den südlichsten Expositionen am größten, in den Nordlagen am geringsten. Das gilt auch für wechselnden Böschungswinkel. (F. Kerner v. Marilaun [93]; E. Wollny [3], Bd. 1, S. 263; Bd. 10, S. 8, 345; C. Eser [3], Bd. 7, S. 100.)
3. Einfluß der Bedeckung des Bodens. Der von lebenden Pflanzen oder abgestorbenen Pflanzenteilen (Dünger, Stroh, Blätter, Holz u.s.w.) bedeckte Boden ist während der wärmeren Jahreszeit kälter, während der kälteren Jahreszeit wärmer als der kahle Boden unter sonst gleichen Verhältnissen. Die bezüglichen Temperaturunterschiede sind am größten im Sommer und im Winter, am geringsten im Frühjahr und Herbst. Bei dem Eintritt kälterer Perioden im Sommer oder wärmerer im Winter macht sich der Einfluß der Bedeckung des Bodens auf dessen Temperatur in entgegengesetzter Richtung geltend. Der Boden im nackten Zustand erwärmt sich im Frühjahr und erkaltet im Herbst schneller als der mit Pflanzen oder mit abgestorbenen Pflanzenteilen bedeckte. Der Frost dringt in den bedeckten Boden langsamer und weniger tief ein als in den kahlen. Umgekehrt wird der bepflanzte oder mit einer Dünger-, Stroh- oder Streuschicht versehene Boden im Frühjahr später frostfrei als der nackte. Der Einfluß der Bodendecke tritt in der wärmeren Jahreszeit in um so stärkerem Grade hervor, je intensiver die Insolation ist, und vice versa. (E. Ebermayer [54] und [3], Bd. 13, S. 379; E. Wollny [55], S. 15 und [3], Bd. 6, S. 197; Bd. 10, S. 30, 345; Bd. 13, S. 143; A. Müttrich [94]; Th. Nördlinger [95]; E. Ramann [4], S. 96; A. Petit [3], Bd. 16, S. 285.) – Bodendecken aus Materialien mineralischen Ursprungs wirken je nach ihren thermischen Eigenschaften auf die Temperaturverhältnisse des Bodens in verschiedener Weise ein. Vgl. das thermische Verhalten von Steinen, Sand, Ton, Lehm, Kalk u.s.w. (E. Wollny [55], S. 36 und [3], Bd. 1, S. 44.) – Der Schnee verhindert als schlechter Wärmeleiter während der Kälteperiode ein stärkeres Sinken der Bodentemperatur und schwächt die Schwankungen der letzteren ab. Auch dringt der Frost unter sonst gleichen Verhältnissen in den mit einer Schneedecke versehenen Boden langsamer[125] und weniger tief ein als in den kahlen. (E. Wollny [55], S. 24; E. und H. Becquerel [96]; A. Woeikof [97]; A. Petit [3], Bd. 16, S. 285.)
4. Die Verteilung der Wärme im Boden.
Tägliche Schwankungen. Während der kühleren und insolationsfreien Tageszeit geht die Temperatur der Bodenoberfläche in der Regel dem Minimum der Lufttemperatur parallel, dagegen übertrifft das Maximum der Temperatur in der obersten Schicht während der wärmeren Tageszeit das der Luft, und zwar um so mehr, je kräftiger die Insolation und je größer das Absorptionsvermögen der Oberfläche ist. Die täglichen Schwankungen der Temperatur sind in der Oberfläche am größten und nehmen mit der Tiefe immer mehr ab. Sie verschwinden meist schon in der Tiefe von 1 m. Mit Rücksicht darauf, daß die Leitung der Wärme nach unten eine allmählich fortschreitende ist, wird die Tatsache erklärlich, daß die Temperaturextreme in den tieferen Bodenschichten entsprechend der Tieflage später eintreten als an der Oberfläche.
Jährliche Schwankungen. Die jährlichen Temperaturschwankungen sind in den oberen Bodenschichten während eines Jahres von erheblicher Größe und nehmen mit der Tieflage der Bodenschicht stetig ab, um schließlich völlig zu verschwinden. Die Tiefe, in der eine gleichbleibende oder wenigstens von den Schwankungen der Jahreszeiten unabhängige Temperatur herrscht, ist je nach den klimatischen Verhältnissen eine verschiedene. In den Tropen liegt sie bei etwa 6 m, in der gemäßigten Zone bei 20–30 m Tiefe. Alle Bedingungen, welche die Temperaturextreme abschwächen, so insbesondere die Einwirkung des Seeklimas, Bodendecken verschiedenster Art u.s.w. vermindern auch die Schwankungen der Bodentemperatur. (C.S. Cornelius [98]; J. Soyka [69], S.142; J.R. Lorenz v. Liburnau [99], S. 34; E. Ramann [4], S.95.)
Einfluß des Klimas und der Witterung. Bei sonst gleicher Beschaffenheit des Bodens ist die Temperatur desselben sowohl von der Verteilung der Wärme über die Erdoberfläche als auch von gewissen örtlichen, die Wirkungen der Sonnenstrahlung abändernden Ursachen abhängig. Die Intensität der Bestrahlung ändert sich mit der Sonnenhöhe und nimmt demnach mit der geographischen Breite ab. Demgemäß nimmt auch die Bodentemperatur im allgemeinen vom Aequator zu den Polen ab, und zwar um so schneller, je mehr man sich dem Parallelkreise von 45° nähert, wogegen sie höher hinauf einen langsameren Gang in ihrer Abnahme befolgt. Indessen ist diese Verminderung der Bodenwärme nicht regelmäßig der Breite proportional, sondern weist mannigfache Abweichungen auf, die bedingt sind durch verschiedene Insolationsdauer, durch verschiedene Verteilung von Wasser und Land, sowie durch lokale Einwirkungen. Die längere Bestrahlungsdauer während des Sommers in nördlichen Gegenden hat eine relative Erhöhung der Bodentemperatur zur Folge, ohne die in jenen Breiten eine Kultur des Landes nicht möglich wäre. Im Insel- und Küstenklima sind die Maxima und die Minima der Bodentemperatur ungleich geringer als im Kontinentalklima, in dem nach dem Innern zu die Temperaturextreme stetig zunehmen. Rechnet man die Wirkungen zahlreicher lokaler Einflüsse hinzu (Bodengestaltung, Exposition und Inklination des Bodens, Bedeckung desselben u.s.w.), so kann es nicht wundernehmen, daß die Isogeothermen, d.h. die Linien, welche die Orte gleicher mittlerer Bodenwärme miteinander verbinden, von den Breitengraden mancherlei und zum Teil erhebliche Abweichungen zeigen. Die Bodentemperatur nimmt außerdem bei gleicher Breite mit steigender Meereshöhe sowohl im Jahresmittel als auch in den einzelnen Monaten und Jahreszeiten ab. Diese Abnahme der Bodenwärme in vertikaler Richtung scheint schneller zu erfolgen als die der Luft und macht sich im Frühjahr und im Sommer in höherem Grade bemerkbar als im Herbst und im Winter. Trotz der stärkeren Insolation in höheren Lagen während des Sommerhalbjahres ist die Bodentemperatur eine niedrigere als in der Ebene, weil die Wirkung der Sonnenwärme nur von kurzer Dauer ist und die Wärmeausstrahlung und demgemäß die Abkühlung bei Nacht überwiegt. Lokale Einflüsse (Exposition und Inklination der Hänge, Massenhaftigkeit des Gebirges u.s.w.) führen auch unter solchen Verhältnissen mannigfache Modifikationen bezüglich der Bodenerwärmung herbei. – Hinsichtlich der lokalen Einwirkungen sei bemerkt, daß die Beschaffenheit der Atmosphäre, die Niederschläge, das Vorhandensein von Wasserflächen, die Winde, die Lage und Bedeckung des Bodens, in dem regelmäßigen Gange der Bodentemperatur mannigfache Abänderungen herbeizuführen vermögen. Die Beschaffenheit der atmosphärischen Luft erweist sich insofern als belangreich, als die Bestrahlung ab-, die Ausstrahlung dagegen zunimmt in dem Maße, als die Luft dünner und mit einer geringeren Masse von Wasser- und Staubteilchen versehen ist. Trüber Himmel sowie Nebel vermindert sowohl den Effekt der Bestrahlung als auch den der Ausstrahlung. Die flüssigen Niederschläge setzen in der Regel die Bodentemperatur herunter, nicht sowohl weil sie meist kälter sind als das Erdreich, sondern auch insofern, als die Verdunstung infolge der Durchfeuchtung und damit der Wärmeverlust an der Oberfläche eine Erhöhung erfährt. Entgegengesetzte Wirkungen machen sich jedoch zuweilen im Sommer geltend, wenn der Boden mit Pflanzen besetzt ist und infolgedessen austrocknet. In diesem Falle können reichliche Niederschläge unter Umständen die Bodentemperatur erhöhen, weil infolge der Durchfeuchtung die Wärmeleitungsfähigkeit des Bodens eine Steigerung erfährt. Die Winde tragen im allgemeinen nach Maßgabe ihrer Geschwindigkeit zu einer Erniedrigung der Bodentemperatur bei, weil sie im gleichen Grade die Verdunstung vermehren, und zwar ist dieser Einfluß um so größer, je feuchter das Erdreich ist und je leichter der Verdunstungsverlust durch kapillares Aufsteigen des Wassers ersetzt wird. In gewissen Fällen kann die Temperatur der Winde sich belangreich erweisen. Eine entschiedene Depression der Frühlings- und Sommertemperaturen und keine wesentliche Milderung der Herbst- und Wintertemperaturen, folglich eine mäßige Depression der Jahrestemperaturen ist im allgemeinen die Wirkung der Gewässer auf die Temperaturverhältnisse der Uferländer und somit auch auf deren Bodentemperatur. Die Beeinflussung der Bodenwärme durch die Lage und Bedeckung wurde bereits oben erörtert. Der Einfluß der Vegetation, Besonders des Waldes, ist analog derjenigen einer Wasserfläche. (C.S. Cornelius [98], S. 113; [126] J.R. Lorenz v. Liburnau [99], S. 230; J. Soyka [69], S. 135; J.A. Hensele [3], Bd. 16, S. 311; E. Ebermayer [54]; J.R. Lorenz v. Liburnau und F. Eckert [100].) – Inwieweit sich die Beeinflussung der Bodentemperatur durch Witterungsverhältnisse im konkreten Fall nachweisen lasse, wurde von K. Singer [101] für das Klima der südbayrischen Hochebene dargetan.
VI. Die Bedeutung der physikalischen Eigenschaften des Bodens für das Pflanzenwachstum.
Für den mächtigen Einfluß, den die mechanische Beschaffenheit des Bodens auf die Vegetation direkt und indirekt ausübt, spricht der Umstand, daß eine Reihe höchst wichtiger Lebensbedingungen sowohl für die im Boden wurzelnden Pflanzen selbst als auch für jene (niederen) Organismen, an deren Tätigkeit die verschiedenen Zersetzungsprozesse im Boden und dadurch dessen Fruchtbarkeitsverhältnisse zum großen Teil geknüpft sind, lediglich von dem physischen Zustand des Erdreichs abhängig ist. – Die Strukturverhältnisse des Bodens sind zunächst maßgebend für das Wachstum der nahrungs- und wasseraufnehmenden Organe, der Wurzeln, weil diese je nach den Widerständen, die sie zu überwinden haben, sich in sehr verschiedenem Grade ausbreiten. Das Verhalten des Bodens zur Luft ist insofern bedeutungsvoll, als die unterirdischen Organe der Pflanzen, die des Sauerstoffs bei ihrer Entwicklung nicht entbehren können, entsprechend den zur Verfügung stehenden Luftmengen sich entfalten. Weiter erweist sich die Bodenwärme von ganz hervorragendem Einfluß auf das Pflanzenwachstum. Durch erhöhte Bodenwärme wird die Entwicklung der Pflanzen vorzugsweise in den ersten Vegetationsstadien beschleunigt. Unmittelbar wirkt dieselbe auf die Ausbreitung der Wurzeln, mittelbar auf die oberirdischen Organe und damit auf das Wachstum der ganzen Pflanze ein. Mit steigender Bodenwärme nimmt nicht allein die Verzweigung und Ausbildung, sondern auch die Tätigkeit der Wurzeln in bezug auf Wasser- bezw. Nährstoffaufnahme wesentlich zu. Erhöhte Bodenwärme wirkt auch auf die Saftbewegung innerhalb der Pflanze, indem sie die Blatttätigkeit und namentlich die Verdunstung des Wassers durch die Blätter beschleunigt. Die Bodentemperatur spielt zumal eine wichtige Rolle bei dem Keimen der Samen und dem Erwachen der Vegetation im Frühjahr. Je nach der Pflanzenart sind die Ansprüche an die Bodentemperatur verschieden; unter konkreten Verhältnissen ist daher auch letztere für das Produktionsvermögen der Gewächse von maßgebendem Einfluß. Das Gedeihen der Pflanzen ist ferner so lange nicht gesichert, als ihnen die erforderlichen Wassermengen nicht zu Gebote stehen. Mit steigendem Wassergehalt des Bodens nimmt die Produktion an organischer Substanz in einem bedeutenden Grade bis zu einer gewissen mittleren, für die verschiedenen Pflanzenarten und Kulturen verschiedenen Grenze zu, über welche hinaus bei weiterer Erhöhung des Wasservorrates im Boden der Ertrag eine stetige Verminderung erleidet, bis schließlich bei vollständigem Erfülltsein des Bodens das Wachstum der Landpflanzen fast vollständig beeinträchtigt wird. (H. Hellriegel [44], S. 305, 334, 545, 598; E. Wollny [3], Bd. 10, S. 154; Bd. 12, S. 423.) – Außer den vorbezeichneten direkten Wirkungen kommt aber der physikalischen Beschaffenheit des Erdreiches noch eine wichtige indirekte auf das Pflanzenleben zu, und zwar durch Beeinflussung der chemischen Prozesse, welche die Bildung assimilierbarer Nährstoffe zur Folge haben. Der Verlauf der Verwitterung ungelöster Mineralstoffe, vorzüglich aber derjenige der Zersetzung der im Boden vorhandenen oder demselben zugeführten organischen Substanzen ist wesentlich von der Bodenwärme und -feuchtigkeit sowie vom Zutritt der Luft beherrscht und vollzieht sich je nach diesen äußeren Bedingungen in sehr verschiedener Weise. Von Details abgesehen, lassen die Prozesse bei der Zersetzung der organischen Stoffe nach zwei Richtungen Unterschiede erkennen, die vornehmlich durch die Gegenwart oder Abwesenheit des Sauerstoffs bedingt und dadurch charakterisiert sind, daß in dem einen Fall Oxydations-, in dem andern Fall Reduktionsprozesse in die Erscheinung treten. Man unterscheidet danach einerseits Verwesung (Eremakausis), anderseits Fäulnis (Putrefactio). Im ersten Fall verflüchtigt sich die organische Substanz unter Bildung von Kohlensäure, Wasser und Ammoniak unter Zurücklassung der Aschenbestandteile in meist löslicher Form, im letzteren Fall ist die Verflüchtigung der organischen Stoffe eine minimale; dieselben bilden eine schwer zersetzbare törfähnliche Masse, welche die stickstoffhaltigen und mineralischen Bestandteile in einer den Pflanzen meist unzugänglichen Form einschließt. Beide Prozesse sind an die Tätigkeit von Mikroorganismen gebunden. In dem der Luft zugänglichen Boden findet Verwesung, in dem impermeablen Boden Fäulnis statt. – Die Intensität der Verwesung nimmt mit der Temperatur und dem Wassergehalt des Bodens zu bis zu einer gewissen Grenze, über die hinaus bei weiterer Steigerung der bezeichneten Faktoren eine Abnahme und schließlich ein Stillstand in der ganzen Erscheinung eintritt oder der Zersetzungsprozeß den Charakter der Fäulnis annimmt, sobald das Wasser im Uebermaß vorhanden und dadurch der Luftzutritt zu dem Boden aufgehoben ist. Aus dieser kurzen Andeutung ergibt sich zur Genüge die große Bedeutung der physikalischen Eigenschaften des Bodens für die in demselben vor sich gehenden chemischen Prozesse bezw. für den Nährstoffvorrat im Bereich der Wurzelregion der Pflanzen. (E. Wollny [102].) – Die geschilderten direkten und indirekten Wirkungen des Bodens auf die Pflanzenwelt sind nach einem einfachen Gesetz geregelt, das sich dahin präzisieren läßt, daß sowohl das Wachstum der im Boden wurzelnden höheren Gewächse als auch die Tätigkeit der in demselben enthaltenen, bei den Zersetzungsprozessen der organischen Substanzen beteiligten Mikroorganismen in quantitativer wie in qualitativer Hinsicht von dem im Minimum bezw. im Maximum auftretenden Faktor beherrscht wird. Nach demselben Gesetz ist aber auch das Verhältnis der durch die physikalische Beschaffenheit des Bodens bedingten bezw. abgeänderten zu den übrigen unerläßlichen Vegetationsfaktoren (Nährstoffe, klimatische Elemente u.s.w.) bemessen, so daß das Gesetz des Minimums bezw. des Maximums jedes der für die Pflanze unbedingt notwendigen Vegetationsfaktoren sich auf die Erfüllung der einzelnen Bedingungen des Wachstums in physikalischer Hinsicht erstreckt. (E. Wollny [103].)
[127] Literatur: [1] Schübler, G., Grundsätze der Agrikulturchemie, Leipzig 1838. – [2] Schumacher, W., Die Physik des Bodens, Berlin 1864. – [3] Forschungen auf dem Gebiete der Agrikulturphysik, herausgeg. von E. Wollny, Heidelberg, seit 1878, jährlich 1 Band (5 Hefte). – [4] Ramann, E., Forstliche Bodenkunde und Standortslehre, Berlin 1893. – [5] Whitney, M., U.S.A. Dep. of Agric. 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(† Wollny) Sauer.
Fig. 1.
Fig. 2., Fig. 3.
Fig. 4.1 Gegenüber der zurzeit herrschenden Ansicht über die Existenz der kolloidalen mineralischen Bestandteile in den Böden wird neuerdings von einigen Seiten die Meinung geltend gemacht, daß die diesen Substanzen zugeschriebenen Wirkungen einfach auf die außerordentliche Feinheit der betreff enden Elemente zurückzuführen seien, auf Grund der Beobachtung, daß ganz allgemein die allerfeinsten Mineralpartikeln, vermöge der ihnen zu Gebote stehenden Attraktionskräfte, das Wasser in großen Mengen anziehen. 2 Die Kaolinitpartikeln, die im übrigen im Boden vorkommen, wirken wie jeder andre mechanische Bestandteil und sind nicht plastischer als Kalk und seine Kieselerde.
http://www.zeno.org/Lueger-1904.
