Bodenzone der Polar- und Subpolargebiete - xdjkx

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

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Inhaltsverzeichnis
1. Lage und Abgrenzung .............................................................................................3
2. Subzonale Differenzierung ......................................................................................3
3. Klima........................................................................................................................4
4. Vegetation ...............................................................................................................6
5. Bodenbildende Prozesse.........................................................................................8
6. Böden ....................................................................................................................10
7. Bodenüberformende periglaziale Prozesse...........................................................12
8. Das Beispiel Spitzbergen.......................................................................................13
Literaturverzeichnis ...................................................................................................14
Abbildungen...............................................................................................................15

1. Lage und Abgrenzung
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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

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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.

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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 20-30 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

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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.

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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

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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

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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 CO2-Gehalte der mit Wasser überstauten Böden behindert,

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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 14-10 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 (Ai/Ah) aufzufinden. Sind diese direkt auf Gesteinsschutt oder
Felsfluren ausgebildet, werden sie als Gelic Leptosols (Tundra-Ranker) bezeichnet. Auf

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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 (GO), im
unteren Bereich dagegen stets im reduzierenden Milieu liegen (GR). 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 Ah- ein Bv-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

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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

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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. 37-58)
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.)

Literatuverzeichnis
BLÜMEL, Wolf Dieter (1999): Physische Geographie der Polargebiete. Leipzig: Teubner.
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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), 233-242.
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 ( 5 1994): Bodenkunde.
Stuttgart, Eugen Ulmer.
LAUER, Wilhelm (1993): Klimatologie, hg. v. LESER, Hartmut und Klaus ROTHER.
Braunschweig: Westermann.
SCHACHTSCHABEL, Paul et. al. ( 14 1998): 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.

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

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

Abb.5: Jahresgang der Bodentemperaturen in Nordskandinavien (SCHULTZ 2000, S.135).
Abb.6: Eis-Glashäuser (SCHULTZ 2000, S.138).
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Abb.7: Histic Horizonte (ZECH 2002, S.13).
Abb.8: Kryoturbationen (ZECH 2002, S.13).
18

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

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