Bodenzone der Polar- und Subpolargebiete

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1 Otto-Friedrich-Universität Bamberg Sommersemester 2005 Lehrstuhl Geographie II (Physische Geographie) Hauptseminar: Bodenzonen der Erde Dozent: Prof. Dr. Gerhard Schellmann Referent: Dominik Kremer Bodenzone der Polar- und Subpolargebiete Klima, Vegetation, bodenbildende Prozesse und Böden

2 2 Inhaltsverzeichnis 1. Lage und Abgrenzung Subzonale Differenzierung Klima Vegetation Bodenbildende Prozesse Böden Bodenüberformende periglaziale Prozesse Das Beispiel Spitzbergen...13 Literaturverzeichnis...14 Abbildungen...15

3 3 1. Lage und Abgrenzung Entsprechend der Abfolge der Klimazonen auf der Erde symmetrisch zum Äquator ist die Bodenzone der Polar- und Subpolargebiete von einer bipolaren Verteilung gekennzeichnet. Im Vergleich mit allen anderen Bodenzonen liegen Arktis und Antarktis maximal voneinander entfernt. Bei einer Betrachtung müssen also zwei disjunkte Räume betrachtet werden, in denen ähnliche klimatische Bedingungen wirken (Abb.1, 2 u. 3). Zudem kann auch die genaue Abgrenzung der Polar- / Subpolarzone unterschiedlich vorgenommen werden. Während ZECH die Zone polwärts durch das Kriterium einer maximalen Schneedeckendauer von 300 Tagen pro Jahr beschränkt, bezieht SCHULTZ auch die polaren Eiswüsten mit ein, die ganzjährig von Schnee bedeckt sind. Äquatorwärts setzen beide Ansätze die Baumgrenze als definierendes Kriterium. Da für das Vorkommen von Bäumen vor allem die Temperatur den limitierenden Faktor darstellt, deckt sich diese über weite Strecken mit der 10 C-Juli-Isotherme. Zwar ist für die polare /subpolare Zone auch das Vorkommen von Dauerfrostboden charakteristisch. Dies kann aber deswegen nicht für eine Definition genutzt werden, da der Permafrost noch bis weit unter die boreale Zone reicht bzw. auch innerhalb der subpolaren Zone (Island) Bereiche existieren, die keinen Permafrost aufweisen. (ZECH 2002, S. 10, BLÜMEL 1999, S. 46, SCHULTZ 2000, S. 127) 2. Subzonale Differenzierung Den Hauptunterschied zwischen Arktis und Antarktis stellt die inverse Verteilung von Landmassen und Meerwasserkörpern dar. Während sich in der Arktis an das Polarmeer äquatorwärts große Landmassen anschließen, die sich im Sommer stärker erwärmen können und dann mit Ausnahme Grönlands weitgehend eisfrei sind, besteht die Antarktis hauptsächlich aus dem gleichnamigen Kontinent, der größtenteils ganzjährig von Eis bedeckt ist, und an den sich im Norden das Südpolarmeer anschließt. So sind in der Arktis weite Bereiche Alaskas, Kanadas, Skandinaviens und Russlands für Verwitterungs- und Bodenbildungsprozesse zugänglich, während in der Antarktis lediglich einige Inselgruppen im Südpolarmeer sowie ein schmaler Küstenstreifen der eigentlichen Antarktis die dafür notwendigen Bedingungen aufweisen. SCHULTZ (2000) gliedert die polare / subpolare Zone allgemein in polare Eiswüsten und eisfreie Gebiete, wobei die eisfreien Gebiete offensichtlich die polare / subpolare Zone im Sinne von ZECH (2002) bezeichnen. Die Grenze zwischen beiden Bereichen folgt größtenteils

4 4 der klimatischen Schneegrenze, an der die Akkumulation und Ablation von Schnee und Eis im Gleichgewicht stehen. Die eisfreien Gebiete unterteilt SCHULTZ (2000) mit Blick auf die Arktis weiter in eine Frostschuttzone und eine Tundrenzone. Differenzierendes Kriterium ist dabei die Vegetationsbedeckung. Im Sommer eisfrei, aber nahezu ohne Vegetationsbedeckung sind die polaren Wüsten der Frostschuttzone, in denen auch die Mitteltemperatur des wärmsten Monats unter 2 C bleibt. Bei einer Mitteltemperatur des wärmsten Monats von immer noch kälter als 6 C bilden sich hocharktische Tundren mit einem weitabständigen Pflanzenbewuchs. Erst bei höheren Sommertemperaturen kommt es zur geschlossenen Vegetationsbedeckung der subpolaren Tundren, die sich bis zur Baumgrenze erstrecken. Innerhalb der Antarktis kann allgemein zwischen dem Inlandeis, den eisfreien Küstenbereichen, und den vorgelagerten, hochozeanisch geprägten, subpolaren Inseln unterschieden werden. Der antarktische Kontinent selbst kann in einen maritim gemäßigten und tiefer gelegenen Westteil und einen extrem kontinental geprägten und zudem hochgelegenen Ostteil gegliedert werden. (ZECH 2002, S. 10, SCHULTZ 2000, S. 127, BLÜMEL 1999, S.48, 53 u. 68) 3. Klima Neben den bereits genannten Kriterien sind die Verhältnisse der polaren / subpolaren Zone vor allem durch ein Jahreszeitenklima geprägt, bei dem die jährlichen Temperaturschwankungen die täglichen bei weitem überschreiten. Der halbjährliche Wechsel zwischen Polarnacht und Polartag in den hohen Breiten bedingt Jahresamplituden, die je nachdem, ob sie durch maritime Einflüsse gemildert oder im kontinentalen Bereich intensiviert werden, zwischen 10 und 50 K liegen. Der gesamten Zone ist eine Jahresmitteltemperatur von unter 0 C gemeinsam, wobei die Vegetationsperiode, in der das Monatsmittel über 5 C liegt, selbst in der Tundrenzone den Zeitraum von drei bis vier Monaten nicht übersteigt. Die jährlichen Niederschläge liegen in der Regel unter 300mm. Da sich die Niederschlagsereignisse gleichmäßig über das Jahr verteilen, ist dies vor allem auf die geringe Ergiebigkeit der Niederschläge infolge der niedrigen Temperaturen zurückzuführen. Weil aber auch die jährliche Verdunstung gering bleibt, herrschen zumindest in der Tundrenzone humide Klimabedingungen vor. Einzig Teile der polaren Eis- und Kältewüsten, wie sie vor allem in der Ostantarktis zu finden sind, weisen kaltaride Verhältnisse auf.

5 5 Die Tatsache, dass die Niederschläge unter den gegebenen Temperaturbedingungen überwiegend als Schnee fallen, hat einen weitreichenden Einfluss auf den Jahresgang der Bodentemperatur und damit auch auf die Vegetationsperiode in der Tundrenzone. Zur Zeit des Polartages erreicht die tägliche Strahlungssumme den Wert tropischer Breiten, wenn auch auf die doppelte Einstrahlungsdauer verteilt. Bei einer geschlossenen Schneedecke von üblicherweise cm werden aufgrund der hohen Albedo davon aber nur 10-20% absorbiert. Wenn die Schneedecke geschmolzen ist, kann der Boden selbst erheblich mehr (70-85%) der eingestrahlten Energie aufnehmen. Auch dann wärmen sich Boden und bodennahe Luftschichten jedoch nur langsam auf, da ein großer Teil der Energie bei der Verdunstung des nun mit Schmelzwasser überstauten Permafrosts verbraucht wird. Fast die Hälfte der im Sommerhalbjahr zugeführten Strahlungsenergie wird darauf verwendet, was dazu führt, dass die Vegetationsperiode erst erheblich verzögert Anfang Juni beginnen kann (ZECH 2002, S.10, SCHULTZ 2000, S.130ff., LAUER 1993, S. 21, Abb.4). Während der Polarnacht ist eine andauernde Temperaturinversion charakteristisch, bei der die kalte Luft in Senken und Täler abfließt. So kommt es vor allem über den vereisten Gebieten Grönlands und der Antarktis zu katabatischen Fallwinden, die von Inlandeis radial nach außen wehen. Diese sind vor allem im Winter stark ausgeprägt, wenn die Luftdruckgegensätze zwischen dem polaren Kältehoch und den subpolaren Tiefdruckrinnen maximal werden. In der Antarktis sorgen diese Winde, die örtlich sogar Orkanstärke erreichen können, für die Umlagerung von Schnee über weite Entfernungen, halten aber auch teilweise Meeresflächen ganzjährig eisfrei. Da die zirkumpolaren zyklonalen Westwinde, die sich infolge des Druckgefälles von Süd nach Nord bilden, auf der Südhalbkugel nicht von Landmassen abgebremst werden, bildet sich hier eine besonders stark ausgeprägte Tiefdruckrinne, deren Niederschläge im Küstenbereich der Antarktis zu Schneeakkumulation führen. Im Sommer ist der Druckgegensatz geringer, wodurch sowohl die katabatischen Winde, als auch die Tiefdruckrinne schwächer ausgebildet sind (BLÜMEL 1999, S. 50ff u. S. 134). Während das antarktische Klima also recht gut als Großraum beschrieben werden kann, muss in der Arktis weiter differenziert werden. Dafür sind hauptsächlich zwei Gründe Ausschlag gebend. Zum einen werden die zykonalen Westwinde über den großen Kontinenten stark abgebremst, zum anderen ermöglicht das Nordpolarmeer, im Gegensatz zu den großen Landmassen der Antarktis, durch Meeresströmungen einen Wärmetransport in die Arktis. Die markanteste Temperaturanomalie ist dabei im Bereich des Golfstroms ausgeprägt, aber auch im Bereich der Beringstraße sind die klimatischen Verhältnisse durch den Einfluss des Pazifiks gemildert. Im Ausgleich dazu reicht der Einfluss der winterlichen Kälte über den

6 6 großen kontinentalen Landmassen Sibiriens und Kanadas weit nach Süden. In diesen Bereichen ist allerdings auch die sommerliche Erwärmung stärker, so dass lediglich Grönland als Insel ganzjährig von Eis bedeckt ist (BLÜMEL 1999, S.130f.). 4. Vegetation Infolge der klimatischen Unterschiede ergeben sich für Arktis und Antarktis auch voneinander abweichende Vegetationsbedingungen. Nur einige Gräser und Seggen, sowie Moose und Flechten kommen in beiden Räumen gleichermaßen vor (SCHULTZ 2000, S. 154). Die Lebensbedingungen der Arktis umfassen neben der kurzen und relativ kühlen Vegetationsperiode hydromorph geprägte und kryoturbat durchmischte Böden. Da hier nur äußerst spezialisierte Pflanzen gedeihen können, herrschen artenarme Gesellschaften vor. Allgemein ist die vertikale Erstreckung der Biosphäre in diesem Bereich äußerst gering. Die maximale Wuchshöhe der Pflanzen entspricht dabei in etwa der Höhe der Schneedecke am Ende des Winters. Die schützende Wirkung der Schneedecke ist neben der isolierenden Wirkung vor allem deshalb relevant, weil herausragende Pflanzenteile nicht durch vom Wind verwehte Schneekristalle beschädigt werden können. Ein weiterer Vorteil ergibt sich für die Pflanzen dadurch, dass durch ihre im Vergleich zur Schneedecke geringere Albedo die Schneeschmelze, ähnlich Kryokonitlöchern, zuerst bei den Pflanzenkörpern selbst einsetzt. Im günstigsten Falle ist die Vegetation so zwar rasch von Schnee befreit, durch die verharschte Schneedecke über ihr aber noch wie in einem Glashaus vor Nachtfrösten geschützt, so dass die Pflanze unter diesen Bedingungen bereits frühzeitig Photosynthese betreiben kann. (Abb.6) Der geringen Wuchshöhe entspricht die Erstreckung der Wurzeln, die maximal so weit reichen kann wie die Tiefe der sommerlichen Auftauschicht über dem Permafrost (SCHULTZ 2000, S. 136f. u. S. 153f.). Da einjährigen Pflanzen im kurzen Sommer nicht die Zeit zur Samenbildung bleibt, überwiegen perennierende Gewächse. Findet sich in der Übergangszone zur Taiga noch ein lichter Baumbestand aus Zwergsträuchern, Koniferen und Birken, sind in der Tundrenzone immergrüne Kleinsträucher (Chamaephyten) und Kräuter mit Erneuerungsknospen (Hemikryptophyten) im Vorteil, da sie das Temperaturoptimum knapp über der Bodenoberfläche direkt nutzen können. Kryptophyten sind bereits wieder benachteiligt, da der Boden bereits bis zu einer gewissen Tiefe aufgetaut sein muss, bis für sie die Vegetationsperiode beginnt.

7 7 Viele Pflanzenarten schaffen sich zusätzlich ihr eigenes Mikroklima, indem sie Polster oder Büschel bilden, in denen die Strahlungsabsorption maximiert wird. Dies ist vor allem bei vegetativer Vermehrung der Fall, bei der auch am wenigsten Energie für die Reproduktion benötigt wird. Daneben ist die Verbreitung der Samen durch den Wind (Anemochorie) vorherrschend (SCHULTZ 2000, S. 154ff.). Allgemein nimmt die Wuchshöhe von Süden nach Norden von bis zu 2 m bis auf wenige cm ab. Auch der Deckungsgrad der Vegetation wird mit höherer Breite geringer, so dass die oben bereits angedeutete zirkumpolare zonale Gliederung der Vegetation vorgenommen werden kann. In der Frostschuttzone findet sich außer vereinzelten Flechten und Moosen kaum Leben. In der hocharktischen Tundra oder auch Fleckentundra bilden sich bei einer Vegetationsbedeckung von 10-80% verbreitet Inseln aus Weiden, Seggen, Moosen und Flechten. Eine nahezu geschlossene Pflanzendecke findet sich in der niederarktischen oder Buschtundra. Bei einer Vegetationsbedeckung von mehr als 80% herrschen artenarme Buschvegetationen und Seggen-Moos-Gesellschaften vor. Erst in der Waldtundra, die bereits den Übergangsbereich zur südlich anschließenden borealen Taiga bildet, findet sich zusätzlich ein lichter Baumbestand aus Zwergsträuchern, Koniferen und Birken. Interessanterweise kommen diese Arten auch in der Buschtundra vor, bilden dort aber eine völlig andere Wuchsform aus, die weniger als degeneriert, sondern als hoch angepasst betrachtet werden muss (SCHULTZ 2000, S. 154 u. 156, ZECH 2002, S.10). Diese zonale Klassifizierung wird kleinräumig natürlich durch weitere Faktoren wie z.b. Hangneigung und Bodenbeschaffenheit modifiziert. Am größten ist hierbei der Einfluss der Bodenfeuchte. Wie kalte ermöglichen auch trockene Standorte nur eine lückenhafte Vegetation. Auch hier scheinen Kissen bildende Flechten und Gefäßpflanzen im Vorteil zu sein, da diese Wuchsform auch vor Austrocknung schützt. Bei vergleichbaren thermischen Bedingungen finden sich bei höheren Feuchtegehalten höherwüchsige Horstgras- und Zwergstrauchgesellschaften, während sich auf nassen Standorten Sauergras-Niedermoore oder Weidengebüsch-Gesellschaften ausbilden. Wuchshöhe und damit Produktion organischer Substanz nehmen also mit zunehmender Temperatur und Bodenfeuchte zu (SCHULTZ 2000, S.150). In der Antarktis lassen die klimatischen Bedingungen keinen flächigen Pflanzenwuchs mehr zu. Gerade einmal zwei Arten von Blütenpflanzen sind auf dem gesamten Kontinent bekannt. Es wäre aber falsch, die Antarktis deswegen als leblos zu bezeichnen. Eine Vielzahl von verschiedenen Flechten kommt selbst mit diesen extremen Bedingungen zurecht. Die Anpassung geht teilweise so weit, dass schon bei Temperaturen von -10 C Photosynthese

8 8 betrieben werden kann und bereits bei 0 C das Photosynthesemaximum erreicht wird. Der limitierende Faktor sind also gar nicht so sehr die niedrigen Temperaturen, sondern vielmehr die kaltariden Bedingungen. Auch hier haben Flechten als poikilohydre, also wechselfeuchte Organismen einen Vorteil, da sie längere Phasen der Trockenheit unbeschadet überstehen können. Allgemein nimmt die Artenvielfalt und Verbreitung in der Antarktis polwärts bzw. von West nach Ost ab. Selbst in der extrem kalten und ariden Ostantarktis können noch bis zu einer Höhe von 2500m Flechten auftreten. Diese schaffen sich endolithische Lebensräume in Gesteinsrissen oder gar in lichtdurchlässigen Porenräumen des Gesteins und können so den Umweltbedingungen trotzen. In der klimatisch etwas gemilderten Westantarktis finden sich Flechtentundren, wie sie in etwa der arktischen Tundra entsprechen. Strauchflechten bis zu 5cm Höhe sind hier mit Moosen vergesellschaftet und besiedeln vor allem die Luv-Seiten von vorgelagerten Inseln, wo im Sommer ausreichend Feuchtigkeit zur Verfügung steht. Auch an anderen günstigen Standorten, wie z.b. Schmelzwasserbahnen, können sich Moose behaupten. Alle bisher genannten Arten sind jedoch vollkommen unabhängig davon, ob an der Erdoberfläche Bodenbildungsprozesse stattgefunden haben. Eine antarktische Besonderheit bildet dagegen die Grasart Deschampsia antarctica, die kleine Polster von wenigen cm Höhe und Durchmesser ausbildet. Neben einem Boden im pedologischen Sinne, der zudem wenig oder gar nicht kryoturbat überformt werden darf, benötigt diese Art zum Gedeihen einen geschützten Standort in Meeresnähe, beständige Zufuhr von Schmelz- oder Sickerwasser und ein bestimmtes Quantum an Stickstoff in der Nähe von Vogelkolonien. Trotz der Nähe zu Feuerland können sich auch in der Westantarktis keine weiteren Gräser oder Blütenpflanzen ansiedeln. (BLÜMEL 1999, S.70f.) 5. Bodenbildende Prozesse Von einer Bodenbildung kann man eigentlich immer nur dann sprechen, wenn neben mineralischen auch organische Komponenten durch physikalische, chemische und biologische Prozesse zersetzt und umgebildet werden und wenn es dabei zu einer vertikalen Verlagerung von Bodenstoffen kommt. Im Sinne dieser Definition ist es unter den besonderen Bedingungen der polaren / subpolaren Zone zumindest in der Frostschuttzone problematisch, von Böden zu sprechen. Für die Produkte rein physikalischer Zerkleinerungsprozesse, denen

9 9 jede organische Substanz fehlt, verwendet BLÜMEL 1999 daher den Begriff Verwitterungsdecke (KUNTZE et al. 1994, S. 48, BLÜMEL 1999, S. 83 u. S. 154). Am stärksten eingeschränkt sind die bodenbildenden Prozesse in der Antarktis. Von großer Bedeutung für die Zersetzung der anstehenden Gesteine ist hier die Insolationsverwitterung, da sich selbst bei Lufttemperaturen um den Gefrierpunkt freiliegende Gesteinsflächen tagsüber auf über 30 C aufheizen können. Der regelmäßige Temperaturwechsel zwischen Nacht und Tag führt zu Spannungen im Mineralverband und letztlich zur Zerkleinerung durch Abgrusen und Desquamation. Der Wirkungsgrad der Insolationsverwitterung ist in der Westantarktis geringer, da hier der höhere Bewölkungsgrad die täglichen Temperaturamplituden mildert. Trotzdem bilden sich auch hier Risse im Gestein, in die die Feuchtigkeit von Schmelzwässern oder sommerlichen Niederschlägen eindringen kann. Frostwechsel, wie sie in der Westantarktis gerade im Sommer häufig auftreten, führen dann über Frostsprengung zur weiteren Verwitterung des Gesteins. Alle Arten chemischer Verwitterung sind stark eingeschränkt. Einzig endolithische Flechten bilden einen Ansatzpunkt für hydrolytische Prozesse. In der Ostantarktis spielt Frostverwitterung aufgrund des Wassermangels unter den extrem ariden Bedingungen keine Rolle. Allerdings erfordert auch die hier auftretende Salzsprengung durch Lösungs- und Rekristallisationsprozesse wenigstens eine episodische Durchfeuchtung (BLÜMEL 1999, S. 77ff.). In der Arktis ist die Bedeutung chemischer und biologischer Verwitterung gering, wenn auch vorhanden. Im Vordergrund steht auch hier die Frostsprengung, die vor allem dadurch an Effizienz gewinnt, dass die beim Wiedergefrieren von der Oberfläche her entstehenden Eiskristalle durch ihre Volumenvergrößerung darunter liegende Wassersäulen unter hydraulischen Druck setzen. Durch häufige Frostwechsel können die so entstehenden Verwitterungsprodukte die Korngröße von Grobschluff bis Ton erreichen. Diese weisen allerdings nach wie vor die mineralogischen Eigenschaften des Ausgangsgesteins auf und sind von der Tonmineralneubildung zu unterscheiden. Selbst in der Tundra sind Umbildungs- und Verlagerungsprozesse auf die sommerliche Auftauschicht beschränkt und werden dadurch zusätzlich eingeschränkt, dass Schmelz- und Regenwässer über dem Permafrost nicht abfließen können. So führt die von den Schmelzwässern transportierte Energie zwar zu einer relativ großen Auftautiefe, die Bodentemperaturen bleiben dafür aber gering. Gerade eine geschlossene Vegetation wirkt dabei zusätzlich isolierend auf darunter liegende Bodenschichten. Die chemische und biologische Umbildung des Bodens ist daneben auch durch das reduzierende Milieu und die hohen CO 2 -Gehalte der mit Wasser überstauten Böden behindert,

10 10 da nur wenige Bodenorganismen an den weitgehend vollständigen Luftabschluss angepasst sind. Obwohl die Produktion an Biomasse in der Tundra gering ist, kommt es daher zu einer Akkumulation von organischer Substanz in Form von Torf auf feuchten bzw. zur Anreicherung mit Rohhumus auf trockenen Standorten. Bei hohen Bodenwassergehalten steigt darüber hinaus die Wirksamkeit von Kryoturbations- und Gelifluktionsprozessen, so dass die kryogenen Merkmale der Böden teilweise die pedogenen überwiegen. Auf gut durchlüfteten Böden, wie sie durch sandige Ausgangssubstrate oder Hanglagen möglich werden, in denen das Wasser abfließen kann, wird auch unter diesen klimatischen Bedingungen Verbraunung wirksam. Wird durch eine hinreichend geschlossene und produktive Vegetation genügend Rohhumus erzeugt, ist sogar Podsolierung möglich. Dies gilt auch für die Böden der maritim gemilderten Westantarktis. In den extrem ariden Gebieten der Ostantarktis dagegen kommt es durch den tendenziell aufwärts gerichteten Bodenwasserstrom zu Salzausblühungen, die durch die Anwehung von marinen Aerosolen noch verstärkt werden und oberflächliche Salzkrusten aus Gips und Calcit bilden. (ZECH 2002, S. 11, SCHULTZ 2000, S. 133f., S. 139f. u. 149ff., SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1998, S. 382f., S.456f., BLÜMEL 1999, S. 82ff.) 6. Böden Wie die bodenbildenden Prozesse sind auch die aus ihnen resultierenden Böden im Allgemeinen auf die sommerliche Auftauschicht begrenzt. Ausnahmen treten dann auf, wenn infolge einer Klimaabkühlung oder lokal durch die isolierende Wirkung der darüber liegenden Vegetation Bodenschichten oder gar organische Streu in den Bereich des Permafrosts gelangen, wo sie vor einer weitergehenden Umbildung geschützt sind (SCHULTZ 2000, S.151). Die Böden der polaren / subpolaren Zone lassen sich primär nach Ausgangssubstrat und dem Vorhandensein von Staunässe klassifizieren. Das Präfix Gelic trägt dabei der Tatsache Rechnung, dass die Böden dieser Zone im Allgemeinen über Permafrost ausgebildet sind. Da diese Bereiche während der letzten Eiszeit von Eis bedeckt waren, kann eine Bodenbildung frühestens vor etwa ka eingesetzt haben. Weil unter den gegebenen klimatischen Bedingungen bodenbildende Prozesse nur sehr langsam ablaufen können, sind in der Frostschuttzone zumeist nur arktische Rohböden mit einem direkt auf der Verwitterungsdecke entwickelten Oberboden (A i /A h ) aufzufinden. Sind diese direkt auf Gesteinsschutt oder Felsfluren ausgebildet, werden sie als Gelic Leptosols (Tundra-Ranker) bezeichnet. Auf

11 11 feinkörnigem Substrat, wie es im Bereich der polaren / subpolaren Zone vor allem durch glaziale Sedimentation gebildet wurde, spricht man von Gelic Regosol (Tundra-Regosol). Unter dem Einfluss des überstauten Permafrosts kommt es in der Tundra und damit vor allem in der Arktis zur hydromorphen Überprägung der Böden. Es entstehen Gelic Gleyosols (Tundrengleyböden) mit torfigen Oberböden (H) von bis zu 40 cm Mächtigkeit über Gleyhorizonten, die im oberen Bereich teilweise oxidiert und damit fleckig sind (G O ), im unteren Bereich dagegen stets im reduzierenden Milieu liegen (G R ). In Senken kann es zur Akkumulation von torfigen Oberböden mächtiger als 40 cm kommen, da hier das Wasser besonders schlecht abfließen und die Vegetation geschützt vom Wind mehr Biomasse produzieren kann. In diesem Falle spricht man auch bei darunter liegenden vergleyten Horizonten von Gelic Histosols (Tundra-Moor) (Abb.7). Fehlen bei besonders sandigen Böden oder in Hanglage die hydromorphen Merkmale, konnten sich die Initialböden über Entkalkung und Verbraunung zu Gelic Cambisols (Arktische Braunerden) weiterentwickeln, bei denen unter dem A h - ein B v -Horizont ausgebildet ist. Auf quarzreichen Ausgangssubstraten bzw. bei hinreichend hoher Rohhumusproduktion kann es sogar zur Podsolierung kommen, wenngleich dies hier eher selten ist und vor allem in der borealen Zone vorkommt. Allgemein reagieren die Böden der Tundrenzone durchwegs sauer bis stark sauer, wobei Gelic Gleyosols vorherrschen. Da den Rohböden der Frostschuttzone sowohl die mächtigen Auflagen organischer Streu als auch das hydromorphe Gepräge fehlt, ist ihr ph-wert vom Ausgangssubstrat bestimmt, weshalb sie alkalisch bis schwach sauer reagieren. Bestimmend ist hier der Gelic Regosol (SCHULTZ 2000, S. 149ff., ZECH 2002, S. 11, SCHEFFER/ SCHACHTSCHABEL 1998, S. 456f. u. 463, KUNTZE et al. 1994, S. 307, BLÜMEL 1999, S. 156ff.). Die arktischen Rohböden, sowie die arktischen Braunerden sind in dieser Form auch in den eisfreien Gebieten der maritim geprägten Westantarktis zu finden. Eine antarktische Besonderheit stellen hier die sog. Ornithosole dar, äußerst nährstoffreiche Böden, die sich im Bereich von Pinguinkolonien entwickeln können, die laut SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1998 nach der Aufgabe der Kolonie aber zur Versauerung neigen. In der ariden Ostantarktis kommt es dagegen außer Salzausblühungen in skelettreichen Verwitterungsdecken kaum zu nennenswerten Bodenbildungen (BLÜMEL 1999, S. 82ff., SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1998, S. 463f.). Im gesamten Bereich der polaren / subpolaren Zone ist darüber hinaus die Bezeichnung der Böden als Cryosole gerechtfertigt. Wenn am Ende des Sommers die Auftauschicht wieder

12 12 gefriert, beginnt dieser Prozess an der Erdoberfläche. Im Boden befinden sich noch reichlich Schmelzwässer, die sich beim Gefrieren ausdehnen und auf die darunter liegenden noch nicht gefrorenen Bodenschichten kryostatischen Druck ausüben. Dadurch kommt es zu kryoturbaten Verwürgungs- und Durchmischungsprozessen bis hin zu Frostaufbrüchen, die das pedogene Bodenprofil modifizieren und umgestalten. (KUNTZE et al. 1994, S. 290, SCHEFFER/ SCHACHTSCHABEL 1998, S. 456f., SCHULTZ 2000, S. 134, Abb.5, 8 u. 9) 7. Bodenüberformende periglaziale Prozesse Nicht als Böden im pedologischen Sinne, aber doch als oberflächlich sichtbares räumliches Verteilungsmuster bedeutsam sind Strukturböden. Dabei werden zunächst grobkörnige Komponenten durch Auffrierprozesse angehoben und die Hohlräume beim Abschmelzen durch feinkörniges Substrat verfüllt. Die exponierte Lage begünstigt gravitativ bedingten lateralen Transport, durch den sich das grobkörnige Material lokal sammeln kann. So bilden sich Steinnetz- bzw. ab einer gewissen Hangneigung Steinstreifenböden (Abb.12). Polygonale Eiskeilnetze entstehen in der Aufsicht, wenn es ab einer Abkühlung des Bodens auf -15 C zu einer Verringerung des Eisvolumens um 10% gegenüber dem Gefrierpunkt und nachfolgend zu Kontraktionsrissen kommt, die während des Schmelzvorganges wieder durch Schmelzwasser und Bodenpartikel verfüllt werden. Dieser Prozess wiederholt sich dann jährlich umso leichter an den vorgegebenen Rissen, so dass sich Eiskeilspalten von ca. 1,5m Breite und bis zu 4m Tiefe ausbilden können. Eiskeile sind in ihrem Vorkommen an kontinuierlichen Permafrost gebunden. Sind die Kontraktionsrisse ausschließlich durch Bodenmaterial verfüllt, spricht man von Feinerdenetzen, die natürliche Leitlinien für die Vegetation bieten (Abb.10 u. 11). Kommt es durch den kryostatischen Druck beim Wiedergefrieren des Bodens lediglich zu Frostaufbrüchen, spricht man von Feinerdekreisen oder mudpits. Bei einer unversehrten Oberfläche entsteht ein Gefälle des Wasserpotentials vom ungefrorenen Boden zur bereits gefrorenen Bodenoberfläche, so dass sich dort Eislinsen bilden können. Sind diese durch Vegetation ganzjährig vom Auftauen geschützt, entstehen Thufure genannte Auffrierhügel, die ungefähr einen halben Meter Höhe erreichen können. Unter der isolierenden Wirkung auflagernder Torfschichten können solche Auffrierhügel unter dem Namen Palsas Höhen bis 10m erreichen. Diese Formen sind charakteristisch für diskontinuierlichen Permafrost. Maximal 100m Höhe erreichen Pingos, bei denen lateraler Zufluss von Wasser gemäß des Potentialgefälles, wie er beim Gefrieren von Intrapermafrostgewässern (Taliki) auftreten

13 13 kann, den Aufbau der Eislinse erheblich verstärkt. Da Pingos keine schützende Vegetationsdecke besitzen, kann sich der Prozess allerdings auch wieder bis zum vollständigen Abschmelzen und nachfolgender Bildung eines Gewässers umkehren. Neben Kryoturbation und Auffrierprozessen trägt auch Solifluktion in der wassergesättigten sommerlichen Auftauschicht (Gelifluktion) mit dazu bei, dass bodenbildende Prozesse nur selten ungestört ablaufen können. Unter Vegetation ist dabei von gebundener, sonst von freier Gelifluktion die Rede. (SCHULTZ 2000, S. 142ff., KARTE 1979, S ) 8. Das Beispiel Spitzbergen Da die Böden der polaren / subpolaren Zone also neben pedogenen auch kryogenen Überformungen ausgesetzt sind, ergibt sich lokal eine wesentlich kleinteiligere Differenzierung, als die oben vorgestellte typologische Differenzierung berücksichtigen kann. Untersuchungen am Beispiel Spitzbergen ergaben, dass neben Klima, Relief und anstehendem Gestein auch landschaftsgenetische und geomorphologische Merkmale für eine hinreichende Klassifizierung der vorgefundenen Böden unabdingbar sind. Chemische Verwitterung konnte in den Sommermonaten auf Spitzbergen durchaus nachgewiesen werden; deren Effekt wurde durch kryoturbate Veränderungen der vertikalen Bodenschichtung jedoch mehr als ausgeglichen. Eine Bodenentwicklung, die über gelic Regosole oder Leptosole hinausgeht, war nur auf relativ stabilen und gut durchlüfteten Standorten zu beobachten, wie sie vor allem auf marinen Sedimenten gegeben ist. Nur dort konnten sich die Böden durch Verbraunung bis zu Gelic Cambisols weiterentwickeln. Da die wenigsten Standorte über längere Zeit stabile Bedingungen aufweisen, konnten mehrfach fossile Bodenhorizonte nachgewiesen werden, deren Entwicklung durch kryogene Umlagerung unterbrochen wurde. Kryogene und pedogene Prozesse können also zwar am selben Ort, nie jedoch gleichzeitig wirksam werden. Das Vorkommen von Vegetation stellt dabei kein Indiz für die Stabilität der Böden dar, da gerade kryogen geprägte Böden wegen des hohen Wassergehaltes als bevorzugte Standorte gelten müssen. (EBERLE 1994, S.175ff., BLÜMEL und EBERLE 1994, S. 233ff.)

14 14 Literatuverzeichnis BLÜMEL, Wolf Dieter (1999): Physische Geographie der Polargebiete. Leipzig: Teubner. BLÜMEL, Wolf Dieter und Joachim EBERLE (1994): Merkmale chemischer Verwitterung in hochpolaren Böden Ergebnisse pedologisch-sedimentologischer Untersuchungen in NW-Spitzbergen. Zeitschrift für Geomorphologie 1994 (97), EBERLE, Joachim (1994): Untersuchungen zur Verwitterung, Pedogenese und Bodenverbreitung in einem hochpolaren Geosystem (Liefdefjord und Bockfjord/ Nordwestspitzbergen. Stuttgarter Geographische Studien 121, Stuttgart. KARTE, Johannes (1979): Räumliche Abgrenzung und regionale Differenzierung des Periglaziärs. Bochumer Geographische Arbeiten 35, Paderborn. KUNTZE, Herbert, ROESCHMANN, Günter und Georg SCHWERDTFEGER ( ): Bodenkunde. Stuttgart, Eugen Ulmer. LAUER, Wilhelm (1993): Klimatologie, hg. v. LESER, Hartmut und Klaus ROTHER. Braunschweig: Westermann. SCHACHTSCHABEL, Paul et. al. ( ): Lehrbuch der Bodenkunde. Stuttgart: Enke. SCHULTZE, Jürgen (2000): Handbuch der Ökozonen. Stuttgart: Ulmer. ZECH, Wolfgang und Gerd HINTERMAIER-ERHARD (2002): Böden der Welt. Ein Bildatlas. Berlin: Spektrum.

15 15 Abbildungen Abb.1: Bodenzonen der Erde (SCHULTZ 2000, S.34). Abb.2: Bodengesellschaften in der Nördlichen Tundra (ZECH 2002, S.15).

16 16 Abb.3: Bodengesellschaften in der Südlichen Tundra (ZECH 2002, S.15). Abb.4: Vertikale Temperaturgradienten in der Tundra (SCHULTZ 2000, S.134).

17 17 Abb.5: Jahresgang der Bodentemperaturen in Nordskandinavien (SCHULTZ 2000, S.135). Abb.6: Eis-Glashäuser (SCHULTZ 2000, S.138).

18 18 Abb.7: Histic Horizonte (ZECH 2002, S.13). Abb.8: Kryoturbationen (ZECH 2002, S.13).

19 19 Abb.9: Buckelwiesen infolge kryogener Prozesse (ZECH 2002, S.14). Abb.10: Eiskeilpolygone (SCHULTZ 2000, S.143).

20 20 Abb.11: Polygonnetz (ZECH 2002, S.14). Abb.12: Steinstreifen (ZECH 2002, S.14).