Gemeinsam mit den kulturellen Anstrengungen des Menschen und dem Klima bildet der Boden das sogenannte Terroir. Zusammen mit der Rebsorte wirkt es stilbildend für den Wein, wobei es insbesondere der Boden ist, der mit seinem Nährstoff-, Wasser- und Lufthaushalt sowie seiner Erwärmbarkeit und Durchwurzelbarkeit die Typizität eines Standorts prägt, die im Wein zum Ausdruck kommt.

Von seiner jeweiligen Beschaffenheit hängt ab:

• die Wärmespeicherfähigkeit und ob er die Wärme insbesondere in kalten Nächten wieder abgeben kann.
• Auch für das Wasserspeichervermögen ist die Bodenbeschaffenheit wichtig – dafür, ob Niederschlagswasser gespeichert wird oder womöglich schnell abfließt (Drainage). Und nicht zuletzt befinden sich auch
• die lebenswichtigen Nährstoffe im Boden. Hier entscheidet die Bodenbeschaffenheit – insbesondere die Größe der Körnung – darüber, wie tief die Rebe wurzeln muss, damit ihr diese Nährstoffe zur Verfügung stehen und ob sie viel oder wenig Energie dafür aufbringen muss.

Die Rebe nutzt den Boden zur Verankerung sowie als Nährstoff- und Wasserreservoir – aber auch auf das für Wachstum und Reife der Rebe bedeutende Mikroklima nimmt der Boden Einfluss. Grundsätzlich gilt in diesem Zusammenhang, dass es für den Wein besser ist, wenn es die Rebe schwer hat, an Wasser und Nährstoffe zu gelangen, weil für sie dadurch weniger umgewandelte Sonnenenergie zur Verfügung steht um das holzige Traubengerüst auszubilden. Außerdem geraten die Beeren bei einer knappen Nährstoffversorgung etwas konzentrierter und aromatischer. Nicht zuletzt ist die Rebe so außerdem auch gezwungen tiefer zu wurzeln, was sie wiederum in Trockenphasen vor Wasser- und Nährstoffmangel schützt.

Mineralität

Neben den klimatischen Bedingungen beeinflussen also insbesondere der Nährstoff-, Wasser- und Lufthaushalt des Bodens den Stoffwechsel der Rebe und wirken sich auch geschmacklich auf den Wein aus – auch wenn bis heute nicht abschließend geklärt ist, wie genau. Oft wird in diesem Zusammenhang von Mineralität im Wein gesprochen. Nun stellen Skeptiker zurecht fest, dass die Aromen, die wir als „mineralisch“ identifizieren, wenig mit den tatsächlich vorhandenen Mineralien im Boden zu tun haben, schließlich schafft es kein einziges Mineral überhaupt vom Boden über die Rebe in den Wein. Niemand kann insofern die chemischen Komponenten eines Bodens im Wein schmecken – und zu behaupten, ein Wein schmecke nach „Schiefer“ ist angesichts dessen wohl auch etwas übertrieben.

Aber nun geht es auch gar nicht darum, die Mineralien eines bestimmten Bodens zu identifizieren, auf dem ein Wein wächst. Wenn man beim Wein von „Mineralität“ spricht, bezieht sich das nicht auf das Untergrundgestein, sondern was man schmeckt sind insbesondere Säuren, also Stoffwechselprodukte der Rebe, die unter bestimmten Bodenverhältnissen deutlicher hervortreten. Von Interesse ist insofern allein, dass unterschiedliche Weinbergsböden die in ihnen wurzelnden Rebstöcke und deren Trauben beeinflussen. Und das läßt sich auch schmecken, denn Wein, der auf einem Boden mit einem hohen Mineralgehalt wie etwa Kalk oder eben Schiefer gewachsen ist, schmeckt unzweifelhaft anders, als Weine von nährstoffarmen Lehmböden. Zurecht wird ihnen attestiert, eine deutlich spürbare saline, salzige Note zu haben, während andere Aromen vielleicht weniger ausgeprägt wahrzunehmen sind.

Ob ein Wein nun nach „Schiefer“ schmeckt oder nicht – inzwischen ist unbestritten, dass sich Böden charakteristisch auf den späteren Wein auswirken. Sie verändern die Zusammensetzung von natürlichen Säuren und Aromastoffen im Wein und nehmen so einen entscheidenden Einfluss auf seinen Geruch und Geschmack.

Natur des Bodens

Als Boden bezeichnet man grundsätzlich die oberste Schicht der Erde – die Erdauflage über dem Untergrundgestein. Bei dieser Schicht handelt es sich um eine an der Erdoberfläche entstandene, mit Luft, Wasser und Lebewesen durchsetzte Verwitterungsschicht aus mineralischen und organischen Substanzen. Zusammengesetzt ist der Boden dabei überwiegend aus Mineralien (Silikate und Karbonate, die etwas weniger als die Hälfte ausmachen) sowie aus Wasser und Luft (etwa zu je einem Viertel), den weitaus geringsten Anteil macht gewöhnlich organisches Material aus. In etwa so ist ein Boden aufgebaut – allein es fehlt noch ein entscheidender Faktor, denn ein Boden ist mehr als nur eine Verwitterungsschicht, mehr also als nur zerbröselter und aufgelöster Fels: Egal, welcher Definition von Boden man folgt, wesentliches Merkmal bei allen ist, dass sich Leben in der Krume regt.

Boden ist nicht nur Substrat, sondern selbst ein eigener lebendiger Organismus, wobei insbesondere die mikrobielle Aktivität darüber entscheidet, ob ein Boden auch lebt. Der Humus ist dabei die lebendige Schicht des Bodens, das Leben dort bildet sich vor allem durch zersetzende Organismen, wobei es unter normalen Bedingungen etwa 100 bis 300 Jahre dauert, bis eine etwa ein Zentimeter dicke Schicht eines humosen Bodens gebildet wurde.

Humus ist insofern also eine Bodensubstanz, die durch einen jahrhundertelangen, permanenten Zersetzungs-, Umwandlungs- und Aufbauprozesse organischen Materials durch unzählige Mikroorganismen entsteht. Nur diese Bodenschicht gibt jenen fruchtbaren Untergrund, auf dem sich das Leben auf unserem Planeten abspielt. Umgekehrt aber braucht das Leben auch den Boden um überhaupt lebendig zu sein. Boden ist insofern unabdingbar für alles Leben – er ist im wahrsten Sinn des Wortes unsere Lebensgrundlage. Bruno Latour (1947-2022) sprach in diesem Zusammenhang vom Terrestrischen als einer „dünne[n] Schicht der Kritischen Zone“ zwischen dem Erdinneren und der Atmosphäre, innerhalb derer allein (mikrobiologisches) Leben möglich ist.

Ein entscheidender Schritt im Hinblick auf die Evolution des Lebens im Rahmen der erdgeschichtlichen Entwicklung war vor etwa 500 Millionen Jahren die Bildung der Ozonschicht, die genug kosmische Strahlung abhielt damit Leben an Land überhaupt möglich wurde. Ein weiterer Schritt fand vor etwa 460 Millionen Jahren statt, als die ersten Pflanzen vom Wasser auf das Festland übergingen. Um an die lebenswichtigen Mineralien zu kommen, halfen ihnen wohl Mykorrhiza mit ihren Enzymen. Noch heute jedenfalls sind 80 Prozent aller Arten auf die Zusammenarbeit mit Pilzen angewiesen.

Die Landnahme durch Moose und Flechten erst ermöglichte oder beschleunigte zumindest die Bodenbildung, denn neben Wasser war erst ab jetzt auch genug organische Substanz da, um Erde zu bilden. Der älteste fossile Boden, den man bisher entdeckte, ist so vor etwa 380 Millionen Jahren entstanden, wobei insbesondere auch Mikroben wichtig für die Umwandlung des Verwitterungsmaterials in fruchtbare Erde sind, indem sie mit Hilfe von Enzymen organische Substanzen in ihre Grundbausteine zerlegen. Bis dahin bestanden die Böden allein aus verwittertem Grundgestein, das allerdings extrem reich an Mineralien ist, die so wichtige Nährstoffe wie Natrium, Kalium, Stickstoff und Phosphor enthalten. Es gab noch keinen Humus, keine organische Substanz – es waren noch Substrate ohne Leben. Erst die Pflanzen brachten das Leben in den Boden, erst durch ihre Zersetzung entstand fruchtbarer Humus.

Entscheidend für das Leben beziehungsweise die mikrobielle Aktivität und damit auch die Fruchtbarkeit des Bodens ist die Bodenazidität, also der Säuregehalt des Bodens. Gemessen wird dieser Säuregehalt mit dem ph-Wert: je geringer dieser Wert, desto saurer der Boden.

• < 4,5 stark sauer
• 4,5 – 5,5 sauer
• 5,5 – 6,5 schwach sauer
• 6,5 – 7,2 neutral
• >7,2 basisch beziehungsweise alkalisch

Saure Böden mit geringen ph-Werten weisen eine geringe mikrobielle Aktivität auf, das heißt die Verfügbarkeit an Mineralien ist auf sauren Böden viel schwieriger und die Rebe muss kämpfen, was sich allerdings wiederum positiv auf die Qualität eines Weines auswirkt. Das ist beispielsweise bei Ton- oder Schieferböden der Fall, aber auch bei Urgesteinsböden aus Basalt oder Granit, wie beispielsweise im spanischen Rias Baixas, wo die Granitböden einen ph-Wert von etwa 3,2 aufweisen. Aber auch Kalkböden sind stark sauer: der Albariza genannte Boden in Andalusien zum Beispiel hat einen Kalkanteil von etwa 25 bis 40 Prozent und organische Stoffe nehmen bei ihm nur etwa 1,5 Prozent ein. Generell gilt, dass die meisten Nährstoffe bei einem nur schwach sauren ph-Wert freigesetzt werden und damit für die Rebe verfügbar sind.

Grundsätzlich werden Mineralien bei Verwitterungsprozessen freigesetzt. Überhaupt sind die vielfältigen geologischen Schichten Europas durch Verwitterung und Erosion gekennzeichnet: Einerseits entstehen durch die Verwitterung im Lauf der erdgeschichtlichen Entwicklung überhaupt erst Böden, andererseits verlieren die entstandenen Böden auf dem eigentlich mineralreichen Urgestein selbst ihre Fruchtbarkeit durch solche Verwitterungs- und Erosionsprozesse. Zurück bleibt dann oft nur unfruchtbarer Quarzsand, der sich aufgrund seiner Nährstoffarmut nur bedingt für die Landwirtschaft und den Weinbau eignet.

Dagegen haben basische Böden wie solche mit einem hohen Kalkanteil eine höhere mikrobielle Aktivität. Grundsätzlich gilt ansonsten, dass in wärmeren Böden die Mikroben besser arbeiten, das heißt mehr Nährstoffe zur Verfügung stehen. Bei Nährstoffmangel werden Böden bisweilen auch landwirtschaftlich oder weinbaulich bearbeitet: Durch die intensive und tief reichende Bodenbearbeitung insbesondere bei der Neuanlage eines Weinbergs – ein Vorgang, den man auch als Rigolen bezeichnet und der nicht mit dem weniger tief reichenden Pflügen verwechselt werden darf –, wird der Boden gelockert, um einerseits die Durchlüftung und Wasserspeicherung sowie die Verwurzelung der Rebe zu verbessern; Andererseits stehen der Rebe durch die Aufmischung frischen, nährstoffreichen Materials aus tieferen Bodenschichten auch mehr Nährstoffe zur Verfügung. Darüber hinaus hilft bei Nährstoffmangel als biologische Alternative zur Düngung auch Begrünung: Bei Begrünung zwischen den Reben – wie häufig im biologischen und biodynamischen Weinbau – sammeln die Reben mehr Stickstoffe an den Wurzeln, den sie wieder freigeben, wenn sie absterben, das heißt man muss gegebenenfalls nicht mehr (oder zumindest weniger) düngen.

Für die Bodenentwicklung sind mehrere Faktoren wichtig, die zusammen darüber entscheiden, was für ein Boden entsteht und weshalb sich Böden untereinander unterscheiden. Das sind insbesondere:

• die geologischen Bedingungen wie das Ausgangsgestein,
• das Relief und das geologische Alter des Landes,
• die Organismen, die dort wachsen und leben (auch der Mensch muss hier berücksichtigt werden) sowie
• das Klima und der Wasserhaushalt.

Entscheidend für die Art des Bodens ist zunächst also das Ausgangsgestein, welches das Fundament eines Bodens bildet. Im Wesentlichen unterscheidet man in diesem Zusammenhang folgende Gesteinsarten, abhängig von ihrer Entstehungsweise:

• Plutonische, also im Erdinneren entstandene Magmatite wie zum Beispiel Granit.
• Vulkanisches Gestein, das erst an der Erdoberfläche erstarrt ist wie beispielsweise Basalt oder Porphyr.
• Sedimentäres Gestein, also kalkhaltige Ablagerungen von Meeresorganismen, aus deren Verdichtung beispielsweise Kalkstein oder Kreide entstehen, sowie Sandablagerungen in Wüsten, deren Sedimente sich zu Sandstein verdichteten.
• Metamorphite, das heißt metamorphe Gesteine, die durch hohen Druck und/oder hohe Temperatur im Nachhinein verändert wurden. Marmor ist beispielsweise metamorphes Gestein: ein Metamorphit, bei dem Kalk, Dolomit oder ein anderes karbonithaltiges Gestein wie der kalkhaltige Kreidestein im Erdinneren durch Hitze und Druck zu Marmor umgeformt wurden (der Kalziumgehalt bei Marmorstein liegt bei 98 Prozent).

Egal aber um welchen Boden es sich handelt: Böden sind stets Verwitterungsprodukte und es dauert, bis aus nacktem Fels fruchtbare Erde wird. Das Gestein ist gewissermaßen der Grundstoff aus dem und auf dem Böden aufgebaut sind – die physikalische und chemische Verwitterung jedoch entscheidet darüber, welche Art von Boden sich daraus entwickelt. Man kann Böden dabei zunächst einmal hinsichtlich der Korngröße ihrer jeweiligen mineralischen Partikel unterscheiden. Je nach Größe dieser Partikel differenziert man grob in:

• Ton (Mineralbodenteilchen mit einer Korngröße unter 0,002 Millimeter Durchmesser)
• Schluff (Teilchen zwischen 0,002 und 0,063 Millimeter Durchmesser)
• Sand (Partikel mit einem Durchmesser zwischen 0,063 und 2 Millimeter)
• Lehm (mehr oder weniger gleichmäßiges Korngrößengemisch aus Sand, Schluff und Ton ohne Kalkanteil)

Aus dem Boden bezieht die Pflanze Wasser und Nährstoffe (Kalium, Magnesium, Eisen, Zink und Phosphor), deshalb spielt er nicht nur im Weinbau eine entscheidende Rolle. Von der Größe seiner Partikel hängt ab, wie schnell Nährstoffe für die Rebe zur Verfügung stehen – oder ob sie eher durch Wasser ausgespült werden. Humus beispielsweise ist sehr nährstoffreich und hat ein ausgezeichnetes Wasserhaltevermögen. Auch Ton bindet Wasser, während Sand und Steine im Gegenteil den Wasserabfluss, die Drainage, erleichtern.

Ton ist überall auf der Erde an der Oberfläche zu finden – und zwar dort, wo als Folge der Verwitterung des Muttergesteins neuer Boden entsteht. Aber auch Bäume können durch die Säure ihrer Wurzeln zur Bildung von Tonmineralien beitragen – Verwitterung findet insofern sogar in mehreren Metern Tiefe im Erdinneren statt. Tonböden bestehen dabei aus zu winzigen Körnern verwitterten und erodierten Quarzkristallen, die durch Wasser zu feinkörnigen, gestapelten Schichten aus komplexen Verbunden von Silizium, Sauerstoff, Wasserstoff und Aluminium verklebten – sie sind der eigentliche Ton beziehungsweise das Tonmineral.

Je nach Schichtaufbau des Tonminerals unterscheidet man Zwei-, Drei- und sogar Vierschichttonminerale, die alle irgendwann aus ursprünglichen Gesteinen herausgewittert sind (man unterscheidet unter anderem Vermiculit, Smectit und Kaolinit). Sie alle verfügen über die Eigenschaft Wasser und Mineralien in ihrer Kristallstruktur aufzunehmen; die Tonminerale quellen dann auf, werden zu Speichern, und geben das Wasser und die in ihm gelösten Mineralien später wieder an die Rebe ab. Am fruchtbarsten jedoch sind Dreischichttonminerale, deren Quellfähigkeit am besten ist. Sie sind typisch für fruchtbare Böden und spielen neben dem Humus auch eine herausragende Rolle für die Ernährung von Reben. Dreischichtminerale bilden sich bei nicht zu intensiver Verwitterung und Versauerung des Bodens. Sie sind daher in vielen Böden aus ehemals kalkhaltigen eiszeitlichen Ablagerungen enthalten (Löss).

Durch die gegeneinander bewegbaren Schichten ist Ton leicht formbar und eines der Gesteine mit der größten Austauschoberfläche – und es interagiert nicht nur mit Wasser, sondern auch mit Mikroorganismen: Tonpartikel sind für die mit ihnen interagierenden Mikroben wichtig, weil sie viele Mineralien aufnehmen können, darunter Eisen, Stickstoff und Phosphor, und insofern eine bedeutende Energie- und Nährstoffquelle darstellen. Mikroben leben hauptsächlich in der Humusschicht des Bodens. Sobald Humus aber auf Ton trifft, gehen sie über die mikrobielle Aktivität eine Verbindung ein – Ton-Humus-Mischungen sind insofern ein Kennzeichen für einen gesunden, lebendigen Boden.

Als Energie- und Nährstoffquelle ist Ton auch bedeutend für die Meere: da Ozeane relativ arm an Eisen sind, brauchen sie Eisen vom Festland. Das bekommen sie durch die in den Sandstürmen und den Meeresströmungen auch über große Distanzen bewegten Tonpartikel. Tonpartikel aus der Sahara, die dort einst in einem riesigen See entstanden, der die Region bedeckte, werden häufig bis nach Südamerika getragen, das heißt jedes Jahr landen circa 27 Millionen Tonnen Staub und 22.000 Tonnen Nährstoffe im Atlantik, wo sie schließlich auch bis nach Südamerika gelangen – und über Winde auch für eine regelmäßige Düngung des Regenwaldes im Amazonasgebiet sorgen. (Im Alpengebiet besorgt diese Düngung übrigens der Föhn: Landwirtschaft wäre ohne den warmen Wind in den Alpen kaum möglich, der außerdem oft Saharastaub mit sich transportiert, der auch hier eine düngende Wirkung hat.)

Im Hinblick auf das Wasserspeichervermögen eines Bodens gilt grundsätzlich: je kleiner die Korngröße, desto besser die Wasserspeicherung, denn es stehen einerseits weniger breite Kanäle zur Verfügung, durch die das Wasser ablaufen könnte, andererseits vergrößern kleinere Partikel die Oberfläche eines Bodens. Die Summe der Kornoberflächen eines Tonbodens ist etwa 1.000 Mal größer als die eines Sandbodens. Anders gesagt: Steht die Rebe auf einem wasserdurchlässigen Sand- oder Kiesboden, können das lebensnotwendige Wasser und damit die Nährstoffzufuhr an den Feinwurzeln vorbeifließen. In diesem Fall verfügt der Boden nämlich nur über eine geringe Wasserspeicherfähigkeit, auch wenn er dann für die Pflanze leicht zu durchwurzeln ist. Um an ausreichend Nährstoffe zu gelangen müssen die Rebstöcke dann auch in tiefer liegende Bodenschichten vordringen.

Auch auf harten, steinigen Böden sind alte Reben mit einem tief reichenden Wurzelwerk wichtig, damit sich die Feinwurzeln im Laufe der Zeit durch die Gesteinsritzen bohren können um an die Nährstoffe zu gelangen. Grundsätzlich gilt hier, dass ein höherer Gehalt organischer Bestandteile die Wasserbindungsfähigkeit und die Nährstoff-Eigenschaften eines Bodens positiv verändern.

Genauso wie das Speicher- ist umgekehrt aber auch das Drainagevermögen eines Bodens für die Rebe wichtig. Wasserüberschuss in Form von Staunässe, verbunden mit einer schlechten Durchlüftung schädigt die Entwicklung der Wurzeln der Rebstöcke. Auf kalkreichen Böden kann bei kühlen Frühjahren ansonsten zum Beispiel Chlorose entstehen, sichtbar an der Gelbfärbung der Blätter. Viele der besten Weinbergböden bestehen deshalb aus einem Gemisch aus Sand und Ton, das als Lehm bezeichnet wird. Diese Böden haben einen ausgeglichenen Wasserhaushalt, das heißt sie besitzen ein gutes Drainagevermögen, versorgen die Rebe aber dennoch mit genug Wasser und Nährstoffen für ihr Wachstum.

Entscheidend für die Drainage beziehungsweise das Wasserhaltevermögen des Bodens und damit die Verfügbarkeit der im Wasser gelösten Nährstoffe ist auch die jeweilige mineralische Zusammensetzung des Bodens. Manche Mineralien können Nährstoffe nicht festhalten, sodass diese letztlich ausgewaschen werden, andere binden sie so fest, dass sie vom Rebstock nicht gelöst werden können. Entscheidend ist hier auch die Bodenart, an der die Bindungen erfolgen können.

Die Elemente, die Art der Minerale und die Zusammensetzung der Gesteine sind entscheidend für den Charakter eines Bodens. Neben der Korngröße spielt insofern auch die Bodenchemie eine wichtige Rolle: Die chemische und physikalische Verwitterung sorgt dafür, dass das Gestein zunehmend in kleinere Partikel zerfällt, deren mineralische Bestandteile von unterschiedlicher chemischer Zusammensetzung sein können und als Nährstoffe für die Reben fungieren.

Organische Bestandteile des Humus wiederum sind bisweilen abgestorbene Pflanzenteile oder Ausscheidungen verschiedener Bodenlebewesen, allen voran jenen des Regenwurms. Aber auch Bakterien (Mikroben) und Pilze zählen dazu. Etwa 5 Tonnen solcher Lebewesen finden sich in einem Hektar Bodenfläche. Insbesondere der für die Reben lebensnotwendige Stickstoff sowie Phosphor stammt von den organischen Partikeln, wobei die Bodenlebewesen durch ihre Zersetzung viele Nährstoffe für die Pflanze überhaupt erst aufschließen und verfügbar machen.

Außer Wasser und den organischen Partikeln ist auch Luft ein wichtiger Bestandteil des Bodens – auch sie gehört zu einem funktionierenden Nährstoffkreislauf. Bodenluft zirkuliert durch die Hohlräume und Kanäle (Poren) des Bodens und ermöglicht überhaupt erst Leben im Boden. Wasser wiederum sickert als Niederschlagswasser durch dieselben Poren ein und wandert teilweise bis ins Grundwasser, ein anderer Teil verdunstet. Das übrige Wasser jedoch wird von den Tonmineralien und in den Poren festgehalten und steht den Reben zur Verfügung.

Der Wasser- und Lufthaushalt eines Bodens werden insofern in erster Linie von den in ihm vorhandenen Poren bestimmt. Pflanzen können dabei nur eine bestimmte Saugspannung erzeugen, um das Wasser aus den Poren nutzen zu können. Um für die Pflanzen verfügbar zu sein, müssen die wasseraufnehmenden Poren einen Durchmesser zwischen 0,0002 und 0,01 Millimeter haben. Größere Poren können kein Wasser mehr festhalten. Ihr Gesamtvolumen jedoch ist ausschlaggebend für die Belüftung des Bodens – und hängt jeweils von der Bodenart beziehungsweise der Korngrößenzusammensetzung ab, die wiederum die Lagerungsdichte beziehungsweise Speicherfähigkeit des Bodens bestimmen. Ein nährstoffreicher Boden mit moderatem Wasserhaushalt und guter Belüftung und Erwärmbarkeit ist jedenfalls wichtig für die Qualität eines Weines.

Bodenentwicklung

Ein Boden entwickelt sich, wenn atmosphärische Einflüsse (Wetter) und Lebewesen (Flora und Fauna) die Gesteine angreifen und so für ihre Verwitterung sorgen: So sondern beispielsweise Flechten und Moose Säuren ab und sorgen so dafür, dass Gestein verwittert. Aus dem Staub bildet sich der Boden, auf dem das restliche Ökosystem entsteht, das heißt die eigentliche Bodenbildung erfolgt, wenn Stoffe angereichert oder abgeführt werden. Das ist ein fortlaufender Prozess, wobei unsere Böden heute fast ausnahmslos durch die Nutzung des Menschen mitgestaltet werden. Für Weinbergsböden gilt das in besonderem Maße.

Seit Millionen von Jahren bildet dabei Gestein das Fundament unserer Böden. Boden bildet insofern nur die Auflage des darunter liegenden Grundgesteins – jenes „Mutterbodens“, in dem erst die eigentliche Mineralisierung stattfindet. Im Lauf der erdgeschichtlichen Entwicklung haben sich durch Erdbewegungen und Ablagerungen verschiedenste Formationen, unterschiedliche Aggregatzustände und Gesteinskörnungen ergeben auf deren Grundlage sich wiederum unterschiedliche Böden entwickelt haben.

In Jahrmillionen entstanden also bestimmte Gesteinsarten, aus deren Verwitterung sich wiederum verschiedene Böden bildeten, wobei man in diesem Zusammenhang folgende Erdzeitalter unterscheidet:

• Paläozoikum („Erdaltertum“: Granit, Gneis, Basalt, Porphyr, Schiefer, Quarzit, Grauwacke, Rotliegend)
  • Devon (vor 400 Millionen Jahren)
    • Unterdevon
    • Mitteldevon
    • Oberdevon
  • Karbon (vor 330 Millionen Jahren)
    • Unterkarbon
    • Oberkarbon
  • Perm (vor 275 Millionen Jahren)
    • Zechstein
    • Rotliegendes
• Mesozoikum („Erdmittelzeit“: Keuper, Buntsandstein, Muschelkalk, Kreide)
  • Trias (vor 252 Millionen Jahren)
    • Buntsandstein
    • Muschelkalk
    • Keuper
  • Jura (vor 201 Millionen Jahren)
    • Lias
    • Dogger
    • Malm
  • Kreide (vor 145 Millionen Jahren)
    • Unterkreide
    • Oberkreide
• Kanäozoikum („Erdneuzeit“)
  • Tertiär (vor 65 Millionen Jahren: Tuff, Kies, Mergel, Tonmergel)
    • Paläozän
    • Eozän
    • Oligozän
    • Miozän
    • Pliozän
  • Quartär (vor 2 Millionen Jahren: Löss, Flugsand, Schwemmland)
    • Pleistozän
    • Holozän
    • Anthropozän

Paläozoikum

Aus dem Devon vor etwa 400 Millionen Jahren stammen die ältesten Gesteinsarten. Sie bilden heute den harten Gesteinssockel der Kontinente, das sogenannte Urgestein: Granit und Gneis, der durch geologische Umwandlung von Granit entstand (und zum Beispiel in der Wachau zu finden ist). Sie setzen sich aus verschiedenen Mineralien zusammen, vor allem aus Feldspat, aluminiumhaltigen Glimmern und insbesondere auch aus Quarz. Außerdem können auch Erze in den beiden kristallinen Gesteinen enthalten sein.

Granit und Gneis bilden einen Großteil der kontinentalen Erdkruste und der Gebirgswurzeln, unterhalb des Urgesteins und am Meeresgrund liegt allerdings noch eine weitere Schicht mit anderen Gesteinen, die ebenso aus kristallisiertem Siliziumdioxid – also Quarz – bestehen, jedoch nicht so aluminiumhaltig sind, sondern vor allem Magnesium enthalten. An der Erdoberfläche treten sie allerdings nur dort auf, wo sie von Vulkanen nach oben geschleudert wurden, wie beispielsweise Basalt oder Porphyr. Beide sind an der Erdoberfläche erstarrtes Vulkangestein, wobei Basalt in nur wenigen Stunden entsteht, wenn die Lava erkaltet und oft weitreichende Gesteinsdecken bildet: Basalt hat seinen Ursprung im Inneren der Erde, in einer Tiefe von einigen Dutzend Kilometern, wo das geschmolzene Gestein eine Temperatur von über 1.200 Grad Celsius hat. Magma steigt empor und ergießt sich über die Erdoberfläche, durch schnelles Auskühlen im Kontakt mit Wasser oder Luft entsteht das Gestein.

Basalt ist ein sehr dunkler Stein und wie alle schwarzen Objekte speichert er die Wärme der Sonne und strahlt sie nach Sonnenuntergang an die Umgebung ab, das heißt in der Nähe von Basaltgestein profitiert Weinbau von der in ihm gespeicherten Wärme. Basalt ist dabei eines der Gesteine mit der größten Verbreitung auf der Erde – und dennoch ist nur ein kleiner Teil davon sichbar, denn die stärkste vulkanische Aktivität findet auf dem Meeresboden statt. Aber genau dort, in der ozeanischen Basaltkruste weit unterhalb der Meeresoberfläche, gibt es Leben in Hülle und Fülle: aktive Mikroben, die in den Poren der Basaltschicht leben und sich auch von Basalt ernähren. Sie haben insgesamt mehr Masse als die Menschen auf der Erde. Salzwasser setzt im Basalt Nährstoffe wie Eisen oder Schwefel frei. Mit Hilfe dieser Elemente setzen die Organismen chemische Reaktionen in Gang, wodurch sie über genügend Energie verfügen um sich zu ernähren und ohne Licht in den vielen kleinen Poren zu überleben. Es handelt sich also um ein System, bei dem der geologische Prozess Leben ermöglicht, weil er chemische Energie freisetzt. Auch die ersten Lebensformen auf der Erde dürften ihre Nährstoffe sicherlich vom Basalt erhalten haben, der damals auf der Erde vorherrschte (Basalt könnte insofern ein Schlüsselelement bei der Erforschung des Lebens auf der Erde sein).

Der purpurfarbene Porphyr wiederum ist sehr quarzreich. Mit einem ph-Wert von 3 bis 3,5 ist er darüber hinaus – wie Granit oder Schiefer – ausgesprochen sauer. Nicht zuletzt deshalb ähneln sich auch die Weintypen dieser drei Böden. Die größte Porphyr-Lage Deutschlands befindet sich im Siefersheimer Heerkretz in Rheinhessen, unmittelbar an der Grenze zur Nahe. Hier herrscht Rhyolith vor, ein auch als Quarzporphyr bekanntes Gestein. Wie bei Granit erkaltete und erstarrte das Magma auch bei Rhyolith noch im Erdinneren, allerdings sehr oberflächennah. Dennoch dauerte es bis ins Tertiär, bis die Gesteinsschichten darüber erodiert waren und das Rhyolith als heute sichtbarer „Roter Fels“ an der Nahe an die Oberfläche gelangte.

Mitunter verwitterte Rhyolith aber auch zu einem Lehm-Grus-Gemisch auf das sich mit der Zeit angewehter Löss legte. Daraus entwickelte sich dann ein sehr nährstoffarm und saurer Boden. Der mitunter hohe Steingehalt und der lehmige Feinboden führten zu einer gemäßigten Wasserspeicherfähigkeit, die im Weinbau jedoch durch eine Ertragsreduktion ausgeglichen werden kann. Die dunkle Farbe sorgt für eine guten Erwärmbarkeit des Bodens. Weine von solchen Böden zeichnen sich durch eine ausgeprägte Mineralik aus und muten fast salzig an. Hinzu kommt bisweilen eine kräftige Säure.

Auch bei Granit handelt es sich um Ur- beziehungsweise Tiefengestein vulkanischen Ursprungs, wobei das ursprünglich magmatische Gestein sehr langsam abkühlte und dadurch extrem verhärtete. Wie Basalt ist also auch Granit ein magmatisches Gestein, anders als Basalt aber erkaltete und erstarrte Granit bereits tief im Erdinneren infolge einer langsamen Abkühlung riesiger Mengen dickflüssigen Magmas, das nicht bis zur Erdoberfläche vordringen konnte. Das plutonische, also aus der Unterwelt stammende Gestein hat deshalb eine grobkörnige Struktur, wovon auch der Name abgeleitet wird, bedeutet „granum“ doch „Korn“. Granulate sind dabei oft tief miteinander verschmolzen, was wiederum die Härte des Gesteins ausmacht.

Wie alle anderen Gesteine verwittert zwar auch Granit, trotzt der Erosion aber länger. Granit besteht aus Silikaten, Feldspaten (mit einem hohen Mineralienanteil) und Glimmer. Aus dem Glimmer lösen Mikrobaktierien die Mineralstoffe heraus, die dann, wie beipielsweise in den Vogesen im Elsass, den Reben zur Verfügung stehen. Durch die Erosion von Granit entstand hier ein saurer Boden, den die Winzer des Elsass nutzen: in ihren Weinen kommen die Mineralsalze voll zur Geltung, ihnen wird oft ein „kristalliner Charakter“ zugeschrieben.

Die Urgesteinsschicht wurde im Laufe der erdgeschichtlichen Entwicklung immer wieder vom glühend heißen Magma im Erdinneren verformt, zerbrochen, verschoben und übereinander geschoben. Wind und Wetter ausgesetzt verwitterten und erodierten diese Urgesteinsschichten, wobei die Erosion des Gesteins insbesondere dort erfolgte, wo es noch nicht von schützender Vegetation bedeckt war.

Lange drehte sich außerdem die Erde noch nicht mehr oder weniger stabil, sondern die Erdachse änderte ihre Lage immer wieder. Das hatte zur Folge, dass die Pole genauso wie der Äquator ständig „wanderten“ und die Kontinente, also die erstarrte Landmasse, entsprechend keine konstante Lage einnahmen. Sie verschoben sich permanent und wanderten dabei auch durch verschiedene Klimazonen. Je nach Klimazone nun lagerten sich unterschiedliche Sedimente ab. Diese Ablagerungen sind oft nichts anderes als feine Partikel aus erodiertem Urgestein, wie beispielsweise im Wüstenklima, wo Stürme enorme Mengen Sand zwischen den aufgefalteten Granitbergen zusammentrugen. Sand besteht vor allem aus hartem Quarz, der widerstandsfähigsten Komponente von Granit und Basalt. In feuchtem, tropischem Klima hingegen wurde die abgestorbene Vegetation, also organisches Material (Kohlenwasserstoff) zu Sedimenten akkumuliert, während sich auf dem Meeresgrund kalkhaltiger Ton ablagerte.

Senkungen und Hebungen der abgelagerten Schichten führten dazu, dass sie mal überflutet, mal wieder den Erosionsprozessen ausgesetzt waren oder sich unterschiedliche Ablagerungen überdeckten. Neue Sedimentschichten legten sich über ältere und pressten sie zusammen. So wurden sie im Prozess der Lithogenese zu neuem Gestein, sogenanntem Sedimentgestein: aus Sand wurde Sandstein, aus Kalk Kalkstein und aus organischer Substanz Kohle.

Sandstein entsteht, wenn sich Sandschichten langsam übereinander legen. Kommt dann Perkolation hinzu, entsteht Sandstein: bei diesem Prozess sickert Wasser allmählich durch die Sandschichten, dadurch werden Mineralien ausgewaschen die die Sandkörner kitten und zementieren. Bei rötlich gefärbtem Sandstein beispielsweise sind es Eisenoxide, die den Sandstein verfestigen, wie beispielsweise beim Uluru (Ayers Rock), der sich Mitten in der roten zentralaustralischen Halbwüste (im Land der Anangu) erhebt: er lag vor über 500 Millionen Jahren unter einem riesigen Meer. Als das Meer austrocknete erhob sich der Berg aus der Ebene des ehemaligen Meeresbodens. Im Lauf von Jahrmillionen erhoben tektonische Erdbewegungen das ehemals horizontale Grundgestein, das heißt, sie kippten das riesige Gebirge einfach um und die Witterung ließ den Sandstein in der Folge dann erodieren – Wind und Wasser haben den Stein geformt. Dabei ist der Inselberg weitaus größer als der 350 Meter hohe sichtbare Sandstein: sechs Kilometer, so schätzen Geologen, ragt er ins Erdinnere.

Sandstein definiert sich wie der Sand selbst durch die Größe seiner Körner: 0,063 bis 2 Millimeter ist das Maß, bei größeren Körnern spricht man von „Geröllstein“. Und wenn das Sandkorn zum Staubkorn schrumpft, dass mit bloßem Auge nicht mehr zu erkennen ist, wird Sandstein zum tonigen „Schluffstein“. Sandstein ist gewöhnlich gelb, Hämatit sorgt gegebenenfalls für die Rotfärbung des Sandes.

Kalkstein wiederum – der grundsätzlich zu einem hohen Säuregehalt im Wein führt – bildet sich aus Plankton beziehungsweise den Skeletten maritimer Mikroorganismen des Urzeitmeeres, insbesondere von sogenannten Kalkflagellaten (Coccolithen), die im Prozesse der Lithogenese, also der Steinwerdung, zu Kalkstein gepresst wurden. Kalkflagellaten gehören zum Phytoplankton – und bilden insofern die Grundlage allen Lebens im Ozean: Plankton nimmt die Energie der Sonne auf, daraus bilden sich dann erste Lebensformen, die zur Nahrungsgrundlage aller weiterer maritimer Lebewesen werden (Fischlarven, Muscheln und Korallen ernähren sich von Plankton). In einem Liter Meerwasser befinden sich zwischen 10 und 100 Milliarden solcher Planktonorganismen.

Kalkflagellaten sind Einzeller, die vor etwa einer Milliarde Jahren erstmals auftauchen und lernten, kleine Kalkplättchen im Inneren ihrer Zelle zu bilden, aus denen später Kalkskelette wurden. Das kann kein anderes Lebenwesen, das heißt Kalkflagellaten sind wie winzige schwimmende Steine. Wenn sie sterben sinken sie auf den Meeresgrund – so entsteht dort eine gewaltige Materialmenge, die langsam in die Höhe wächst: 20 Millionen Jahre lang hat sich alle 1.000 Jahre eine zwei Zentimeter dicke Schicht aus Kalkskeletten im Meer aufgetürmt. Einzellige Organismen haben so riesige Berge geschaffen, wobei die Hälfte des heutigen Kalksteins durch solche Kalkflagellaten gebildet wurde. (So wird auch Kohlenstoff in geologische Erdschichten eingeschlossen: Erdöl stammt aus Kalkschlamm – und der entsteht ebenfalls aus diesen Planktonfriedhöfen aus Kalkflagellaten-Skeletten.)

Wo sich große Mengen Sediment gebildet hatte, entstand im Erdinneren Druck, der jedoch wiederum Gegendruck erzeugte. So wurden Sedimentgesteine oft mehrere tausend Meter in die Höhe gehoben, senkrecht gestellt oder manchmal sogar umgekippt, womit letztlich auch die geologischen Schichten durcheinander gerieten. So entstanden auch Kalksteingebirge. Wo sie der Formung durch das Wasser ausgesetzt ist, spricht man von Karstgebirgen – Karst ist durch Wasser geformter Kalkstein. Immerhin ein Fünftel der Landfläche weltweit ist aus solchem Karstgestein, wie beispielsweise auf dem Balkan die Gegend um den Skutarisee in Montenegro.

Die Entstehung der Sedimente aus dem Urgestein, ihre Verwandlung zu Sedimentgestein und die Auffaltung der Gebirge (auch Oro- oder Epirogenese genannt) sind verschiedene, aufeinander folgende Prozesse, die sich über lange Zeiträume erstreckten. Die neu entstandenen Gebirge unterlagen jedenfalls wiederum ihrerseits der Erosion, wie zuvor das Urgestein – und wieder lagerte sich das erodierte Material ab und presste das darunter liegende Sediment zu neuem Gestein zusammen. So entstanden bereits im Devon unter anderem Schiefer und Quarzit.

Als Schiefer werden gewöhnlich unterschiedliche tektonisch deformierte, das heißt durch Druck gefaltete, aber auch metamorphe Sedimentgesteine bezeichnet, deren einziges gemeinsames Merkmal ihre Spaltbarkeit entlang paralleler Flächen ist. Den Schiefer gibt es also nicht, sondern dahinter können sich verschiedene Gesteinsarten wie Tonschiefer oder Gneis verbergen, aber auch spaltbare feinkörnige Sedimentgesteine werden so bezeichnet.

Das größte Weinanbaugebiet auf Schieferboden weltweit ist zweifelsohne das Dourotal in Portugal. In Deutschland ist insbesondere die Terrassenmosel bekannt für ihren dunklen Schieferverwitterungsboden, aber auch das Ahrtal. Die Schieferterrassen an der heutigen Mosel entstanden, als sich im Rhenoherzynischen Ozean vor 400 Millionen Jahren Schicht um Schicht Sedimentmaterial ablagerte, das schließlich mehrere tausend Meter mächtig war. Als die Urkontinente kollidierten wurde dieser Meeresgrund durch Biegen und Brechen zu dem, was man heute Schiefer nennt.

Quarzit entsteht durch Metamorphose aus Sandstein: Am Grund des Rhenoherzynischen Ozeans wurden sandige Sedimente aufgeschichtet, die sich zunächst zu feinem Sandstein mit einem hohen Silikatanteil verfestigten und dann weiter zu Quarzit – wie zum Beispiel bei Bingen an der Mündung der Nahe in den Rhein, wobei diese Quarzitvorkommen nur einen erster „Vorposten“ des Rheinischen Schiefergebirges etwas weiter nördlich bilden. Durch eine Mischung aus hohem Druck und hoher Temperatur sowie mechanischer Belastung wuchsen dort einzelne Quarzpartikel zusammen.

Da Quarzit fast ausschließlich aus solchen miteinander verbundenen rekristallisierten Quarzpartikeln besteht, handelt es sich – anders als bei Schiefer – um ein ausgesprochen hartes Gestein, das auch gegenüber Erosion und Verwitterung sehr widerständig ist. Gleichwohl war auch der aus diesem Ausgangsgestein gebildete Boden Erosionsprozesse in der Eiszeit im Quartär vor etwa 2 Millionen Jahren ausgesetzt, die alle älteren Verwitterungs- oder Bodenbildungsreste beseitigten. Der Quarzitboden aus dem Devon wurde an der Oberfläche durch starke Frostverwitterung wieder zu Gesteinsbruchstücken und Sand zerkleinert. So waren zu Beginn der Warmzeit nach dem Ende der Eiszeit vor etwa 10.000 Jahren die Hänge bei Bingen mit Schuttdecken aus Quarzit und angewehtem Löss bedeckt, die dann das Ausgangssubstrat für den heutigen Boden bildeten.

Als Ausgangsgestein allerdings ist Quarzit arm an Nährstoffen, entsprechend sind auch die heutigen Böden in der Region von Nährstoffarmut gekennzeichnet, außerdem haben sie nur eine geringe Wasserspeicherfähigkeit. Die lockere Materialdecke des zerbröselten Gesteins sorgt allerdings dafür, dass der Boden gut durchlüftet und insofern auch erwärmbar ist. Außerdem ist er für die Reben auch leicht zu durchwurzeln – und tief wurzeln muss die Rebe auch, um dem steinigen Boden Wasser und Nährstoffe zu entlocken. Ein gewisses Alter ist dazu vonnöten. Der Wein zeigt dann kräuterige Noten, ist in der Regel schlank aber langlebig und der Quarzitboden bringt außerdem eine charakteristische saline Note in die Weine.

Ähnlich wie Quarzit entsteht auch Grauwacke durch die Umwandlung von Sandstein: Grauwacken sind marine Sedimente, die bevorzugt in Sedimentbecken abgelagert werden, die einem in Entstehung begriffenen Faltengebirge vorgelagert sind, wie beispielsweise im Fall des Rheinischen Schiefergebirges. Anders als bei Quarzit allerdings bestehen die verfestigten Sandfraktionen des Ausgangsmaterials nicht überwiegend nur aus Quarz, sondern insbesondere auch aus Feldspat. Entsprechend handelt es sich bei Grauwacke um stark verfestigte, graue bis grüngraue, kieselsäurehaltige Sandsteine mit einem hohen Anteil an Feldspat und Matrix, wobei der Begriff Grauwacke meist nur für Gesteine verwendet wird, die aus dem Karbon vor 330 Millionen Jahren stammen oder noch älter sind.

Im Perm vor etwa 275 Millionen Jahren wurden dann mehrere tausende Meter mächtige Sedimente zu oft rötlichen, eisenhaltigen Ton-, Schluff- oder Sandsteinen verfestigt (Zechstein, Rotliegendes) wie beispielsweise beim sogenannten „Roten Hang“ in Rheinhessen zwischen Nierstein und Nackenheim, bei dem es sich um rote eisen- und kalkhaltige Ton- und Feinsandablagerungen aus der Wüstenlandschaft der Zeit des oberen Rotliegend handelt. Damals herrschte ein trocken-heißes Klima. Tümpel und Salzpfannen prägten die Landschaft, ähnlich vielleicht wie heute im Death Valley – bevor dann am Ende des Perm der Ozean von Norden her bis in weite Teile des heutigen Südwestdeutschland vordrang und hier vor etwa 258 bis 250 Millionen Jahren das sogenannte Zechsteinmeer bildete.

Am Ende des Tertiär gelangte das Rotliegend infolge einer Hebung wieder an die Oberfläche, wo es bis heute die Landschaft prägt, insbesondere zwischen Nierstein und Nackenheim, wo der einbrechende Rheingraben am Ende des Tertiärs zu Ausbildung jener Steilhänge führte, die heute intensiv für den Weinbau genutzt werden. Aus dem Rotliegend entwickelte sich dabei durch Verwitterungsprozesse im Verlauf der Zeit ein flachgründiger Boden, dessen größte Bedrohung Erosionsprozesse sind.

Böden, die sich aus dem Rotliegend entwickelt haben, können nur wenig Wasser für die Rebe speichern und auch die Durchwurzelung des tieferen Gesteins ist schwierig. Allerdings sind in dem kalkhaltigen Boden Nährstoffe und Eisenminerale ausreichend vorhanden. Die dunkle, rötliche Farbe aufgrund des hohen Hämatit-Anteils sowie die gute Durchlüftung sorgen für eine schnelle Erwärmung. Besonders Riesling kommt mit diesem flachgründigen, wasserarmen Boden insgesamt gut zurecht. Die Weine geraten bisweilen mineralisch und kräuterig, haben eine ausgeprägte Säure und sind langlebig.

Mesozoikum

Noch zu Beginn des Mesozoikums im Trias vor etwa 250 Millionen Jahren waren alle Kontinente zu einer Landmasse, Pangea genannt, vereint. Erst gegen Ende des Mesozoikums in der Kreidezeit vor etwa 65 Millionen Jahren nahmen die auseinander driftenden Kontinente in etwa ihre heutige Stellung ein. (Seit ihrer Entstehung wird die Erde durch ihre Hitze im Inneren ständig umgeformt, die Platten der Erdkruste verschieben sich noch immer. Aus der Plattentektonik erwachsen Gebirge und Vulkane – und ausströmende Gase bildeten eine erste Atmosphäre. Aus ihrem Wasserdampf entstanden auch die frühen Ozeane.) Durch das sukzessive Aufbrechen der Landmasse jedoch veränderte sich auch das Klima beständig: finden sich zu Beginn des Mesozoikum noch riesige Wüsten, wird das Klima insbesondere mit der Entstehung der Tethys zu Beginn des Trias weltweit bald feuchter.

Mit dem beginnenden Zerfall Pangeas in einzelne Kontinente im Jura vor etwa 200 Millionen Jahren wird erstmals auch die bis dahin ungebrochene weltweite Meeresströmung gestört und damit auch der durch sie verursachte weltweite Ausgleich des Klima. Erste Klimazonen entstehen in der Folge. Bis zum Ende der Kreidezeit und damit des Mesozoikum haben sich dann erstmals Jahreszeiten mit Kaltzonen im Norden und Süden der Erde entwickelt.

Geologisch betrachtet steht am Beginn des Mesozoikums die Trias, die ihren Namen nach dem auffälligen Vorkommen einer Gesteinsschicht aus Buntsandstein unten, Muschelkalk in der Mitte und Keuper oben hat – auch wenn sich diese Trias nur im sogenannten Germanischen Becken nördlich der Alpen ausgebildet hat. (Deshalb verzichtet man international auch darauf, die einzelnen Gesteinsstufen mit einer zeitlichen Chronologie zu verbinden. Stattdessen folgt man der neutralen zeitlichen Untergliederung der Trias in Unter-, Mittel- und Obertrias, unabhängig von den Grenzen der Buntsandstein-, Muschelkalk- und Keuperschicht.) Besonders deutlich ist das heute in Franken zu sehen, wo im Mainviereck Buntsandstein vorherrschend ist, im Maindreieck Muschelkalk und im Steigerwald Keuper, bei dem es sich um marin beeinflusste Kalk- und Tonsteine handelt. Auch Gipskeuper findet sich hier oft, der vorwiegend aus bunten, überwiegend rötlichen Tonsteinen mit Gipseinlagerungen – einem wasserhaltigen Calciumsulfat – gebildet wird.

Der Begriff Buntsandstein wurde um 1780 an der Bergakademie Freiberg geprägt und im Sinne von „bunter Sandstein“ im Gegensatz zum „roten Sandstein“, dem Rotliegend, verwendet. Als Gesteinsschicht lagert Bundsandstein dem Zechstein aus dem Perm auf und wird selbst von Muschelkalk überlagert. Der Begriff meint insofern keinen buntgefärbten Sandstein eines beliebigen Alters, sondern genau diese eine bis mehrere hundert Meter mächtige Gesteinsabfolge der Trias, die vornehmlich aus kontinentalen Ablagerungen wie Ton- und Sandsteinen besteht.

Der geographische Ablagerungsraum für die Sedimente, aus denen sich Buntsandstein bildete, war das Germanische Becken, das entstand, als im Perm die Tethys von Osten in den Urkontinent Pangea vordrang. In der Trias erweiterte sich dieses Becken noch einmal nach Süden: Im Gegensatz zu seinem Pendant aus dem Perm, dem Zechsteinmeer, das nach Norden mit dem Ozean verbunden war, stand das sogenannte Muschelkalkmeer aus dem Trias nach Süden über die sogenannte Burgundische Pforte mit der Tethys in Verbindung.

Die Burgundische Pforte in den südlichen Vogesen ist heute Teil einer gewaltigen Grabensenke zu der auch der später entstandene Oberrheingraben gehört. Für den Weinbau in Deutschland ist diese Pforte deshalb wichtig, weil durch sie warme, mediterrane Luft über das Rhônetal ins Rheintal strömt und hier für ein insgesamt gemäßigtes, warmes Kontinentalklima sorgt – und so perfekte Bedingungen für den Anbau von Weinreben in diesem nördlichen Randklimabereich für Weinbau liefert. In Baden beispielsweise ist das Klima dadurch insgesamt mild und der Kaiserstuhl – ein sich aus der Rheinebene erhebender Vulkankegel, auf dem fast ein Drittel der badischen Weine wächst – die wärmste Region Deutschlands mit den meisten Sonnenstunden.

Lange vor der Entstehung des Oberrheingrabens aber existierte hier ein flaches Urmeer, das, wie der Name schon sagt, als Ablagerungsraum für den Muschelkalk fungierte, nach dem lange auch die erdgeschichtliche Phase bezeichnet wurde. Die Sedimente für den Muschelkalk bestanden dabei, anders als man vielleicht vermuten würde, nicht überwiegend nur aus Muschelschalen, sondern auch aus anderen Krustentieren des Flachmeeres sowie Trochiten (versteinerte Pflanzenreste), die auf dem Meeresboden zu einer Kalkschicht zusammengepresst wurden. Bei Muschelkalk handelt es sich dabei um Stein, nicht um Fels: ein karstiges, mineralhaltiges Gestein, das beispielsweise in Franken für charakteristische Silvaner sorgt. Silvaner fühlt sich hier wohl, denn er „lebt“ von seinem tiefgründigen Wurzelwerk, hat eine gute Kalkverträglichkeit und braucht tiefgründige Böden. Diese findet er in Lagen im Maindreieck, wo Muschalkalk liegt und Silvaner eine deutlich mineralische Note erhält, nahezu ohne Fruchtaromatik, und sehr schlank wird.

Über einen langen Zeitraum von etwa 100 Millionen Jahren haben sich die Sedimentschichten mehr oder weniger flach auf Meeresboden gestapelt – auch noch im Keuper – und sind am Ende teilweise bis über 2.000 Meter mächtig. Dann allerdings kam es mit den Kontinentalverschiebungen zu tektonischen Verwerfungen und in diesem Zusammenhang auch zur Entstehung der Alpen vor etwa 135 Millionen Jahren an der Wende von der Jura- zur Kreidezeit (der Prozess hatte seine letzte wichtige Phase vor etwa 30 bis 35 Millionen Jahren im Tertiär, hält aber immer noch an).

Die Verschiebungen tieferer Erdschichten in Zusammenhang mit der Entstehung der Alpen liefen auch weiter in nord-westliche Richtung Richtung Frankreich und verwarfen auch die alten Sedimentschichten aus dem Trias, die nun nicht mehr waagrecht lagen, sondern senkrecht aufgestellt wurden. Betroffen davon war insbesondere ein geographisches Gebiet, das heute als Pariser Becken bezeichnet wird. Dabei handelt es sich um ein fossiles Sedimentbecken (ehemaliger Meeresboden), auf dem sich heute bedeutende französische Weingebiete befinden: die Champagne und das Chablis, aber auch die nördlich gelegenen Randgebiete des Burgund.

Das Pariser Becken entstand bereits im Perm, seine heutige Schichtung jedoch entwickelte sich erst ab dem Trias, als der Boden des Beckens durch die Kontinentalverschiebung angehoben wurde. Nur die Senke um das heutige Paris lag damals noch unter Wasser und füllte sich seither mit über 3.000 Meter mächtigen Sedimenten, wobei sich die letzte Schicht zu Kalkstein entwickelte, der bis heute den charakteristischen Boden in der Champagne bildet. Denn während die Verwerfungen in Zusammenhang mit der Entstehung der Alpen zwar im Burgund noch so groß sind, dass die Schichten aus der Trias an die Oberfläche traten, hat ihre Kraft in der Champagne bereits nachgelassen – hier liegen jüngere Sedimentschichten oben. Sie bestehen aus Kalkablagerungen von Skeletten maritimer Mikroorganismen (Kalkflagellaten) und amorphem Kalkschlamm, der sich zu einem Kalkstein mit einer sehr feinkörnigen Matrix verdichtete: zu Kreide.

Kreide ist eine sehr reine Form von Kalkstein, weil es im wesentlichen aus den winzigen Skeletten von Kalkflagellaten besteht, die reich an Calciumcarbonat sind und deshalb besonders hell, beinahe weiß. Denn im Kontakt mit Wasser und Säuren im Boden löst es sich auf und das Calzium wird freigesetzt. Kreide ist dabei sehr porös – Wasser und Nährstoffarmut insofern vorherrschend.

Kalkhaltige Kreide ist also die vorherrschende Gesteinsart in der Champagne. Im Hinblick auf den Weinbau wirkt sich der poröse Untergrund günstig für die Bodenentwässerung aus: Da Kreide hochporös ist dient sie als Wasserreservoir, schließlich können etwa 300 bis 400 Liter auf einem Kubikmeter gespeichert werden, so dass die Wasserversorgung auch bei Trockenheit gewährleistet ist. Die Kreideschicht in der Champagne reicht dabei bis in eine Tiefe von etwa 35 Meter. Viele Mineralsalze sind hier im Wasser gelöst, was zu einer unverkennbar mineralischen Note zahlreicher Champagnerweine führt. Grundsätzlich zeichnen sich Weine, die auf purem Kalkstein oder Kreide stehen durch eine feinfruchtige Aromatik aus, sie sind mineralisch mit einer sehr komplexen Spannung und insgesamt eher elegant mit einer ausgeprägten Säure. Mit der Reife entwickeln sich reifere Nuancen und auch ein kreidiger Schmelz – dazu benötigen diese Weine jedoch Zeit.

Tertiär

Mit dem Tertiär beginnt vor etwa 65 Millionen Jahren das Kanäozoikum, also die sogenannte „Erdneuzeit“. Mit Beginn dieses Erdzeitalters beschleunigte sich im Zusammenhang mit der Bildung der Alpen der Einbruch des Oberrheingrabens – ein Teil einer schon 300 Millionen Jahre bestehenden Schwächezone der Erdkruste. Die Entstehung dieser etwa 300 Kilometer langen und etwa 30 bis 40 Kilometer breiten Tiefebene geht auf das Tertiär vor etwa 50 Millionen Jahren zurück, als ein ursprünglich bereits 400 bis 500 Millionen Jahre altes Gebirgsmassiv wie ein Tonnengewölbe einstürzte. Früher einmal bildete der geologische Graben den mittleren Bogen der Bergrücken der Mittelgebirge, heute flankieren Schwarzwald und Odenwald im Osten, sowie die Vogesen und der Pfälzerwald im Westen die Ebene, die inzwischen vom Rhein als Abfluss zur Nordsee genutzt wird.

Der auch als Oberrheinische Tiefebene bezeichnete Graben ist Teil einer gewaltigen, noch immer aktiven Grabenbruchzone, die sich von Skandinavien bis Ost-Afrika zieht. Im Tertiär war die Entstehung des Oberrheingrabens verbunden mit vulkanischer Aktivität, die sich heute in zahlreichen, tief erodierten Vulkanschloten zeigt sowie in einigen noch existierenden Überresten von ehemaligen Vulkanen, deren bekanntester sicherlich der Kaiserstuhl in Baden ist. Die meisten vulkanischen Gesteine der Region, sogenannte Vulkanite, sind etwa 40 Millionen Jahren alt, am Kaiserstuhl selbst herrscht – neben Sedimentablagerungen – Vulkangestein vor, das in der letzten aktiven Phase vor etwa 19 bis 16 Millionen Jahren durch zahlreiche Vulkanausbrüche gebildet wurde.

Eines der bekanntesten Vulkanite ist Tuff, verdeutlichend auch Tuffstein genannt. Tuff bezeichnet ein vulkanisches Eruptivgestein, das zu drei Viertel aus verfestigten Pyroklasten unterschiedlichster Korngrößen besteht und weltweit Farben von grau über gelblich, bräunlich und rötlich bis kräftig rot haben kann. Eines der bekanntesten Weinanbaugebiete auf Tuffstein befindet sich in Kampanien, wo das Gestein namensgebend für den Weißwein Greco di Tufo ist. Tuff ist aufgrund vieler vulkanischer Gaseinschlüsse häufig sehr porös und zählt zu den Weichgesteinen. Das wird auf einzigartige Weise auch in der Basilikata deutlich, wo in Matera zahlreiche sogenannte Sassi (Höhlenwohnungen) in den weichen Tuffstein gegraben wurden, die inzwischen zum Weltkulturerbe gehören.

Die Vulkane in Baden sind längst inaktiv, der Oberrheingraben jedoch sinkt nach wie vor um etwa 1 Millimeter pro Jahr und ist mittlerweile mit einem etwa 4.000 Meter mächtigen Sedimentpaket aus Ablagerungen des Rheins gefüllt, zunächst jedoch wurde der Graben mit kalkhaltigen teritären Meeresablagerungen aus Skeletten maritimer Organismen wie einem Korallenriff gefüllt (den den harten Kalk der Steinkorallen erzeugten winzige Polypen und einzellige Algen, sogenannte Zooxanthellen). Denn über den Graben war damals eine Verbindung zu den Weltmeeren entstanden, die weite Teile Südwestdeutschlands unter Wasser setzten. Das gilt auch für eine Senke, die sich vor etwa 34 Millionen Jahren in Zusammenhang mit der Entstehung des Oberrheingrabens bildete, als an dessen nordwestlichem Ende eine Krustenscholle mit einbrach, allerdings nur um einige hundert Meter, aus der sich dann das sogenannte Mainzer Becken entwickelte.

Das Mainzer Becken, in dem heute praktisch das gesamte Rheinhessen liegt, war damals eine Bucht dieses tropischen Meeres. Die damalige Küste dieses Meeres und ein ihr vorgelagerter Inselarchipel lagen im Westen des heutigen Weinanbaugebietes. Dort waren Decken saurer vulkanischer Gesteine (Porphyr) an der Oberfläche verbreitet, die sich bereits vor 350 Millionen Jahren gebildet hatten. Diese Decken wurden nun von der Brandung zerstört und zu Geröllen, Kiesen und Sanden zerrieben – im Grunde genau wie bei einem heutigen Schwemmlandboden -, die teilweise an Ort und Stelle liegen blieben und noch heute kalkige Schalen oder Skelette der einstigen Meereslebewesen beinhalten.

Nach Ende der Eiszeit begann dann die bis heute anhaltende Verwitterung, in deren Folge der Boden eine bräunliche Farbe annahm und nahezu vollständig entkalkte. So entstand aus dem verwitterten Kiessand ein Boden, den man als Regosol bezeichnet: ein gering entwickelter, junger Boden auf kalkfreien Lockersedimenten. Charakteristisch für einen solchen Regosol-Boden ist seine sehr gute Durchlüftung und sein geringes Wasserspeichervermögen. Nur auf der Oberfläche der Kiese bleibt nach einem Regen ein kleiner Wasserfilm erhalten, auf dem sich dann bisweilen auch ein feines Wurzelgeflecht bildet, mit dem die Reben das wenige Wasser für sich nutzen können. Auch der Nährstoffgehalt dieser Böden ist nicht gut, weshalb eine Ertragsbegrenzung zu qualitätssteigernden Ergebnissen führt. Nichtsdestotrotz zeigen sich die Weine die auf Regosol insgesamt eher schlank und elegant. Von der Aromatik her sind sie eher fruchtbetont, wobei erfrischende grüne Aromen dominieren. Da es keinen Kalk gibt, der die Säure puffert, ist diese eher lebhaft.

Im tropischen Meer des Mainzer Beckens selbst wurden vor etwa 31 bis 24 Millionen Jahren zunächst bis zu 370 Meter mächtige Schichten des sogenannten Mergeltertiärs abgelagert, die heute an den Hängen der vielen rheinhessischen Hügel zu finden sind. Es sind leicht abzutragende kalkhaltige, unverfestigte Sande, Schluffe und Tone als Ausgangsmaterial für den Mergel. Bei Mergel handelt es sich also um ein Sedimentgestein, das entsteht, wenn das feine Material, also Sande, Schluffe und Tone, abgelagert und gleichzeit Kalk ausgefällt oder ebenfalls abgelagert wird. Je nachdem, wieviel Kalk das Gestein enthält unterscheidet man verschiedene Arten des Mergels, die unter anderem von

• Kalkstein (95 Prozent Kalk, 5 Prozent Ton) über
• Mergel (35 Prozent Kalk, 65 Prozent Ton) und
• Tonmergel (25 Prozent Kalk, 75 Prozent Ton) bis hin zu
• Ton (100 Prozent Ton) gehen.

Die Sedimente als Ausgangsmaterial für den Mergel entstanden, als die Verbindung zu den Weltmeeren allmählich unterbrochen wurde. Durch Eindampfung des Meerwassers unter den damaligen tropisch-subtropischen Klimabedingungen wurde nicht nur der Kalk, sondern stellenweise auch Gips ausgefällt. Die eigentliche Bodenbildung setzte dann allerdings erst wesentlich später nach dem Ende der Eiszeit ein – mit oberflächlichen Entkalkungs- und Verwitterungsvorgängen, bis sich der Pararendzina genannte Boden ausgebildet hatte: ein gering entwickelter, junger Boden auf kalkhaltigen Lockersedimenten. Begleitet wurde die Verwitterung von fortwährenden Erosionsprozessen an den Hängen, die heutzutage durch landwirtschaftliche oder weinbauliche Nutzung noch verstärkt werden.

Die lockeren Pararendzina-Böden sind sehr kalkhaltig und haben ein großes Wasserspeichervermögen. Die Wasserversorgung ist gut, allerdings besteht auch die Gefahr von Staunässe in feuchten Klimata. Man kann diese Gefahr jedoch durch eine Dauerbegrünung des Bodens mindern. Ansonsten ist die Nährstoffversorgung gut, außerdem können sich die Wurzeln der Reben in den lockeren Böden leicht ausbreiten. So entstehen auf Pararendzina körperreiche und kraftvolle Weine, die fast schon opulent sind. Die Säure wird aufgrund des hohen Kalkanteils des Bodens gut abgepuffert und zeigt sich gut ausbalanciert. Weißweine haben eine ausdrucksstarke, exotische Aromatik, während Rotweine durch ihre dunkle Aromatik und rauchige Würzigkeit bestechen.

Besteht der Mergel zu drei Viertel aus Ton, spricht man von Tonmergel. Ein hoher Anteil des Tones sind spezielle quellfähige Tonminerale, die Wasser in ihrer Kristallgitterstruktur einlagern und bei Trockenheit wieder abgeben. Diese Quellungen und Schrumpfungen führten über die Zeit zur Bildung eines besonderen Bodengefüges, dem sogenannten Pelosol. Wie bei praktisch allen Böden entsteht auch er durch Verwitterung, in dem Fall von tonhaltigen Ausgangsgesteinen. Pelosol besteht aus sehr dichten, vieleckigen Körpern, Polyeder genannt. Beim Schrumpfen aufgrund von langen Trockenperioden bilden sich entlang der zwischen dieser Polyeder liegenden Trennwände oft Trockenrisse, die bisweilen bis zu einem Zentimeter breit werden können. Über diese Risse dringt Humus in tierfere Schichten ein (man spricht in diesem Zusammenhang von „Selbstmulchen“). Regnerische Perioden wiederum führen zur Quellung des Tons und Wasserstau.

Der hohe Tongehalt verleiht diesen Tonmergelböden aufgrund ihrer Quellfähigkeit eher ungünstige Qualitäten für den Weinbau. Der Boden kann zwar viel Wasser speichern – das dann jedoch fest gebunden ist und den Rebstöcken nicht zur Verfügung steht. Dadurch verstärkt sich der Wassermangel gegebenenfalls noch zusätzlich bei trockenen Bedingungen. Bei feuchten Bedingungen wiederum schließt der Druck des stark aufquellenden Materials die Poren des Bodens, was zu Luftmangel führt und die Durchwurzelung des Bodens erschwert. Die Nährstoff- und Kalkgehalte sind zwar hoch, der Pelosol-Boden erwärmt sich jedoch nur langsam, was das Wachstum nicht begünstigt. Gelingt es den alten Reben jedoch tief genug zu wurzeln, entstehen körperreiche, reichhaltige Weine mit feiner Säure. Die Aromatik präsentiert sich bisweilen reif und mitunter sogar exotisch, während mineralisch-saline Noten eher kaum wahrnehmbar sind.

Aus den Resten von Kalkalgenriffen und Skeletten von Meeresbewohnern des tropischen Meeres entstand vor etwa 23 Millionen Jahre dann (im Miozän) ein bis zu 165 Meter mächtiges Kalksteinstockwerk, dessen Reste heute die Plateaus der vielen rheinhessischen Hügel bilden.

Nachdem sich das Meer vor etwa 11 Millionen Jahren zurückgezogen hatte, begann die andauernde festländische Phase. Rheinhessen ist nun Hebungs- und Abtragungsgebiet mit Ausnahme des Rheingrabens, der weiter einsinkt und jetzt Ablagerungsraum von Flusssedimenten ist. Bei den einsetzenden Abtragungsvorgängen erweist sich das Kalksteinstockwerk als schützendes Dach über den weicheren Mergelschichten und bildet das Grundelement der Tafellandschaften.

Neben den Relikten von Landschaftsformen und Ablagerungen aus dieser letzten, festländischen Phase des Tertiärs sind Überbleibsel damaliger Böden bis heute überliefert. Diese Böden bezeichnet man als Paläoböden. Dabei handelt es sich um umgelagerte Teile oder Erosionsreste von sehr mächtigen Kalkstein-Verwitterungsböden, die sich in der langen Phase unter warmem und feuchtem Klima durch intensivste Lösungsvorgänge entwickeln konnten. Also um konservierte Böden, die durch Überdeckung entstanden sind und die unter aktuellen Klimabedingungen nicht würden entstehen können. Überbleibsel solcher Böden sind insbesondere Terra fusca und Terra rossa.

Terra fusca ist ein Boden aus Kalksteinbraunlehm der entstand, weil sich während des Verwitterungsvorgangs des Kalksteins schlecht lösliche, nicht kalkige Bestandteile, die im Kalk zuvor als „Verunreinigungen“ eingelagert waren, zurückblieben und eine lehmige oder tonige Schicht, den so genannten Residualton. Die bräunliche Färbung verdankt der Boden Eisenteilen, die zu bräunlichen Eisenoxiden umgewandelt wurden. Abschließend wurde noch ein dünner Lössschleier abgelagert. Aus diesem Löss stammen auch die heutigen Kalkgehalte.

Aufgrund seines hohen Tonanteils von etwa 80 Prozent kann Terra fusca viel Wasser speichern, das die darauf wurzelnden Reben jedoch nicht nutzen können, da es großteils fest an das Material gebunden ist. Die Tonminerale und der Lössanteil sorgen dafür, dass die Nährstoffversorgung gewährleistet ist, allerdings ist Terra fusca durch den hohen Wasseranteil schwer erwärmbar. Terra fusca ist darüber hinaus ein sehr steiniger Boden, was die Durchwurzelung erschwert. Dennoch entstehen auf dem schweren, kühlen Boden fruchtbetonte, fast schon üppige Weine mit einer reifen Aromatik und zurückhaltender Säure.

Terra rossa wiederum ist ein roter Kalksteinrotlehm, der unter trocken-heißen Bedingungen entstand. Unter diesen Bedingungen wandelten sich die im Residualton angereicherten, ursprünglich bräunlichen Eisenoxide in intensiv rote um, sogenanntes Hämatit. Sieht man von später erfolgten Lössablagerungen ab, war damit die Bildung eines Bodens abgeschlossen, den man heute insbesondere auch in mediterranen Gebieten weitverbreitet findet sowie in Australien.

Die lehmige Beschaffenheit macht den Terra rossa zu einem guten Boden für Weinbau, ist doch sein Wasserhaushalt sehr ausgewogen. Da er etwas dunkler ist, erwärmt er sich im Frühjahr schnell. Wegen seines Lössanteils stellt er eine gute Nährstoffversorgung sicher, wobei der hohe Anteil an roten Eisenmineralen und der hohe Tonmineralanteil eine spezielle Mineralzusammensetzung ergeben. Ungewöhnlich ist darüber hinaus, dass eine kalkreiche über einer kalkfreien Schicht liegt – daraus ergeben sich sehr facettenreiche Weine, die sich körperreich, aber mit verhaltener Fruchtaromatik präsentieren und stattdessen eher rauchig-mineralische Noten zeigen und eine gut integrierte Säure haben.

Aus der selben Zeit als die Paläoböden vor 11 bis 5 Millionen Jahren entstanden stammen auch die ersten Zeugnisse des Urrheins – dessen Reste heute noch als Tone, Sande und Kiese in ganz Rheinhessen zu finden sind. Es war eine feucht-warme Zeit, in der sich aus diesem Ausgangsgestein ein Boden entwickelte, der für tropische, feuchte Regenwälder typisch ist. Jahrmillionen hoher Temperaturen und starke Durchfeuchtung griffen die Gesteine an, von denen letztlich nur schwer lösbare Eisen- und Aluminiumoxide und neu gebildete Tone übrig blieben. Hinzu kam in den folgenden Kaltzeiten Lössablagerungen, deren Kalkanteil durch Auswaschungen in den Boden eingetragen wurde.

Über einen längeren Zeitraum verkitteten die Tone zu etwas größeren, sandartigen Körnern, die zu einem stabilen, erdigen Bodengefüge führten und dafür sorgten, dass der sogenannte Fersiallit-Boden – ein weiterer Paläoboden des Tertiärs – gut durchlüftet ist und für eine gute Drainage sorgen. Für Reben allerdings ist die damit verbundene Trockenheit jedoch ein Problem, dass sie andererseits dazu anregt tief zu wurzeln. Das müssen sie auch, ist Ferisallit doch ein kalk- und nährstoffarmer Boden, dem man im Weinbau mit einer angepassten Bodenpflege und dem Einbringen von Humus begegnen kann. Auf den so angereicherten Tonböden entstehen dann körperreiche Weine mit ausgeprägter Fruchtaromatik und sanfter Säure. Durch das lange Wachstum auf den nährstoffarmen Böden verringert sich die Säure, die Aromatik jedoch wird verstärkt.

Quartär

Das Quartär beginnt mit dem Pleistozän vor etwa 2 Millionen Jahren und ist vielleicht besser bekannt als das Eiszeitalter. In dieser Zeit war es zwar nicht überall eisig, hierzulande aber durchschnittlich zehn Grad kälter als heutzutage, trocken und staubig – und in der kargen Landschaft wehte ein beständiger, schneidender Wind von den Gletschern aus den Alpen sowie jenen, die aus Skandinavien bis nach Brandenburg vorgerückt waren und noch heute die Landschaft um Berlin prägen. Ähnlich wie heutzutage in der Arktis existierten in den extremen Bedingungen damals keine Bäume und insgesamt nur wenige Pflanzen. Das änderte sich erst langsam, als die Temperaturen vor etwa 18.000 etwas milder wurden und die Eiszeit langsam endete. Die Klimaerwärmung damals dauerte etwa 8.000 Jahre, dann wurde das Klima mit Beginn des Holozän vor 11.650 Jahren wärmer und zugleich ozeanischer, regenreicher – und insgesamt etwas ausgeglichener.

Am Ende der Eiszeit ist auch die Landschaft der heutigen Vulkaneifel zwischen den Weinanbaugebieten des Ahrtal und der Mosel entstanden, auch wenn die Gletscher damals nicht bis hierher vorgestossen sind. Insofern unterschied sich die Landschaft in der Eifel im Grunde nicht wesentlich von der heute – allerdings kam es dann vor etwa 13.000 Jahren zum letzten Vulkanausbruch in Deutschland durch den Laacher Vulkan. Seine Eruption wird auf 11056 v.u.Z. datiert – und noch heute zeugt der Laacher See, der sich in der Caldera des Vulkans gebildet hat, von dem enormen Ausmaß des Ausbruchs, handelte es sich doch um den gewaltigsten Vulkanausbruch, der jemals in Mitteleuropa stattgefunden hat. Gesteinsbrocken wurden in bis zu 40 bis 50 Kilometer Höhe in die Atmosphäre geschleudert.

Mehrere Wochen dauerte die Eruption, als etwa 1.000 Grad heißes Magma direkt auf ein Grundwasserreservoir traf. Eine gewaltige Wasserdampfexplosion schleuderte die Decke des Laacher Vulkans kilometerweit in die Höhe, bevor sich eine Asche- und Gerölllawine meterdick über die Landschaft legte und eine etwa 30 Meter mächtige Bodenschicht bildete, wovon noch heute die Wingertsbergwand zeugt. Dann brach in der Nähe von Andernach auch noch ein natürlicher Rheindamm und es folgte eine gigantische Flutwelle das Rheintal hinunter, die sich noch heute in den Niederlanden nachweisen läßt.

Die Vulkanlandschaft der Eifel ist geprägt von zahlreichen, bis zu 460 Meter hohen Vulkankegeln (wie beispielsweise Burg Olbrück) und mit Regenwasser gefüllten Vulkankratern, sogenannte Maare (wie beispielsweise der 70 Meter tiefe Weinfelder Maar bei Daun). Die meisten dieser Kraterseen sind nach Ausbrüchen vor rund 40.000 bis 20.000 Jahren entstanden. Die Vulkanlandschaft selbst formte sich bereits vor 45-35 Millionen Jahren, vor 700.000 Jahren begann dann eine zweite Phase vulkanischer Aktivität. Die Landschaft ist im Wesentlichen geprägt von vulkanischem Bims- und Tuffstein, aber auch andere, seltene magmatische Gesteine wurden bei den Vulkanausbrüchen immer wieder hochgeschleudert und finden sich noch heute. Außerdem ist vor 34.000 Jahren das damalige Tal mit Lava vollgelaufen, aus der sich eine etwa 30 Meter mächtige Basaltschicht bildete, als der Lavastrom erkaltete. Der dunkle Basalt wird in den Steinbrüchen der Region schon lange abgebaut und wurde beispielsweise für die Uferbefestigung des Rheins genutzt oder – zusammen mit dem hellen, leicht zu verarbeitendend Tuff – für zahlreiche Kirchenbauten (Tuff aus Weibern wurde mit dem sogenannten „Vulkanexpress“ bis zum Rhein gebracht, wo das Vulkangestein verladen und verschifft wurde).

Der Ausbruch des Laacher Vulkans war der letzte Ausbruch – vor etwa 10.000 Jahren sind die Vulkane schließlich verstummt. Damit jedoch ist der Vulkanismus in der Region noch nicht am Ende: unter der Vulkaneifel befindet sich eine heiße Zone, die bis weit in den Erdmantel reicht. Das Erdinnere ist insofern bis heute in Bewegung und hebt den Boden jedes Jahr um etwa einen Millimeter. Etwa 50-100 Erdbeben gibt es jedes Jahr, die aber praktisch nicht wahrnehmbar sind (2007 war das bisher stärkste mit 3,9 auf der Richterskala). Es ist insofern nur eine Frage der Zeit, bis es womöglich wieder zu einem Ausbruch kommt.

Der immer noch aktive Vulkanismus in der Eifel läßt sich anhand zahlreichen Phänomene beobachten, von denen der Kaltwassergeysier bei Andernach vielleicht der spektakulärste ist: alle zwei Stunden schleudert er eine bis zu sechzig Meter hohe Fontäne in die Luft, bei der sich die gewaltigen vulkanischen Kräfte im Erdinnern entladen. Kaltwassergeysire entstehen, wenn Kohlendioxid aus dem flüssigen Magma auf Grundwasser trifft – und dann gesammelt in die Luft geschleudert wird. Ansonsten steigen Kohlendioxid-Blasen auch als sogenannte Mofetten im Laacher See auf, die aus dem Wasser sprudeln. Auch sie kommen aus den riesigen Magmakammern in etwa vierzig Kilometer Tiefe – eine Tiefe, in die auch die Erdbeben gehen (und damit die tiefsten Beben in Deutschland sind).

Überall in der Eifel gibt es außerdem Wasserquellen, sogenannte Dreese (aus dem Keltischen, wo der Begriff eine „sprudelnde Quelle“ bezeichnet). Auch dieses Wasser ist mit Mineralien und Kohlendioxid versetzt, das aus den Entgasungsprozessen des flüssigen Magmas im Erdinnern stammen. Aus zahlreichen solcher Quellen wird Mineralwassser gewonnen – Gerolsteiner ist nur eines von vielen.

Unabhängig vom Vulkanismus in der Eifel – im Pleistozän bildeten sich vielerorts die wichtigsten Ausgangsmaterialien der heutigen Böden, insbesondere vom Wind angewehter Löss und Flugsand sowie Permafrostböden, aus denen sich in der nachfolgenden Warmzeit unsere heutigen Böden entwickelten. Das waren vornehmlich Anwehungsböden aus verwitterten und erodierten Partikeln – Lössböden genannt –, die durch Frosteinwirkungen oder Temperaturwechsel während der Eiszeit aus dem Gestein gesprengt wurden. Das eigentliche Urgestein jedoch, in dem beim Wein die Mineralisierng stattfindet, befindet sich unterhalb der Anwehungsböden. So findet sich zum Beispiel am badischen Kaiserstuhl eine Lössauflage auf dem älteren vulkanischem Untergrund.

Löss ist ein sogenanntes Lockersediment, welches durch Verwitterungs- und Erosionsprozesse anderer Gesteine entsteht und durch Windverwehungen an seinen Ablagerungsort befördert wird. (Nach Aiolos, dem griechischen Gott des Windes, spricht man in diesem Zusammenhang auch von „äolischem Transport“.) Lössböden wurden erstmals 1823 vom Mineralogen Karl Cäsar Ritter von Leonhard so bezeichnet. Er entlehnte das Wort „Löss“ vom alemannischen „lösch“, das so viel wie „locker“ bedeutet. Damit wollte er aufzeigen, dass sich auf der Grundlage von Löss ein gut durchlüfteter und insbesondere auch für Pflanzen wie die Weinrebe leicht durchwurzelbarer Boden entwickelt hatte. Lössböden erwärmen sich deshalb schnell und speichern gewöhnlich große Mengen Wasser in pflanzenverfügbarer Form, allerdings nicht in extrem heißen Jahren, in denen dann auch Trockenstress bei der Rebe eintreten kann. Besonderes Merkmal von Lössböden ist ihr breites Mineralspektrum, das ein großes Nährstoffreservoir für die Rebe darstellt. So entstehen bisweilen unkomplizierte, vollmundige Weine mit reifen, gelbfruchtigen Aromen und einer lebhaften, aber abgerundeten Säure.

In den Kältewüsten nach der Eiszeit, im Holozän, als es noch keinen schützenden Pflanzenbewuchs gab, konnte der Gesteinsstaub vom Wind zu tausenden Meter hohen Staubwolken aufgewirbelt werden und über weite Strecken verweht werden, bevor sie sich als Löss ablagerten (etwa so, wie heute der Saharasand vom Föhnwind über die Alpen getragen wird). Flugsande waren dabei etwas größere Partikel, die nicht so weit flogen und so zunächst eher für die Bildung von Wanderdünen sorgten. Wo die erst Vegetation entsteht, wird der Staub jedoch festgehalten und kann sich ablagern. Das heißt, erst die Entwicklung einer dauerhaften Pflanzendecke sorgte dafür, dass die Wanderbewegung des Gesteinsstaubs gebremst und er endgültig festgehalten wurde. Etwa ein Zehntel der gesamten Landoberfläche damals wurde schließlich von solchen Lössauflagen bedeckt.

Bei der damals entstandenen Lössauflage handelte es sich überwiegend um Sand und Schluff aus den ehemaligen Gletschervorfeldern (Endmoränen), die sich wie ein Band entlang der ehemaligen Vereisungsgrenze praktisch um den gesamten Globus legten. Der Löss selbst bestand dabei aus feinen sandigen Quarzpartikeln mit Resten von Kalkstein. Eine Spur Eisen machte ihn gelb, ein größerer Eisenanteil hätte ihn rot gefärbt. So aber handelt es sich aus ihm einen fruchtbaren, feinkörnigen gelben Boden, der sich nach dem Ende der Eiszeit in Senken und Bergen wie dem Kaiserstuhl oder dem Tuniberg in Baden ablagerte und dessen Tiefe dort heute mehr als zehn Meter beträgt.

Die weitere Bodenentwicklung erfolgte in Zusammenhang mit der weiteren Verwitterung: Nachdem sich die Staubpartikel abgelagert hatten löste sich der restliche Kalk im Regenwasser und verschwand, während die feinen Sand- und Schluffkörnchen weiter verwitterten. Immer winzigere Partikel entstanden, zwischen denen sich das Wasser sammelte. Erst deshalb wurden die Tonmiernale und Nährstoffe für Pflanzen greifbar – und erst durch die Pflanzen entstand aus dem an sich leblosen Material überhaupt erst ein Boden.

Und zwar nicht nur einer, sondern man unterscheidet eine ganze Reihe von Böden, die allein aus Löss entstanden sind, allen voran Schwarzerde (Tschernosem), wie man sie insbesondere auch in der Ukraine findet, und die heute bei uns – unter gemäßigt feuchten Klimabedingungen – vorherrschende Braunerde. Ihnen allen gemeinsam ist, dass sie gewöhnlich eine ausgezeichnete Grundlage für die Landwirtschaft bilden. Einige der fruchtbarsten Äcker heutzutage entstanden auf Basis von Lössablagerungen.

Am Ende der Eiszeit entwickelten sich aus dem Flugsand aus ausgetrockneten Flussbetten sehr nährstoffarme Böden, da zu dieser Zeit noch keine Humusentwicklung stattgefunden hatte: am Ende der Eiszeit gab es praktisch keine Vegetation. Das änderte sich erst im Holozän: Das Holozän begann vor etwa 11.600 Jahren und ist die jüngste Phase des Quartärs. Wie in allen vorherigen Warmzeiten, gab es auch im Holozän Klima-, das heißt Temperatur- und Niederschlagsschwankungen, deren Ursache in Europa der Einfluss des Atlantiks mit dem Golfstrom ist. Hierzulande entwickelte sich ein kontinentales Klima, das sich durch kalte Winter und heiße Sommer auszeichnet, die es erlaubten, dass bald eine Steppenvegetation die Landschaft bedeckte, die zur Grundlage für die weitere Bodenbildung wurde.

Die neu entstandene Vegetationsdecke nach der Eiszeit erst stoppte die Sandstürme beziehungsweise die Dünenwanderungen. Ohne schützende Vegetationsdecke kann der winderosionsanfällige Flugsand auch unter heutigen Bedingungen in Bewegung geraten. Außerdem ermöglichte die Vegetation überhaupt erst die Bodenbildung durch Prozesse der chemischen Verwitterung, Auswaschung und Anreicherung. So bildeten sich auf Basis von Löss und Flugsanden schließlich Braunerde, das heißt braunfarbige Böden, die durch die Bildung von Eisenoxiden entstanden sind mit einem hohen Anteil an unverwitterten Mineralen.

Entkalken die Lössböden im Laufe der Zeit und verlagern die in ihnen enthaltenen Tonteilchen in tiefere Schichten spricht man von Parabraunerde, auch als Lessivés bezeichnet (von französisch „lessivage“, „Auswaschung“). Sie gehören zu den häufigsten bodentypen in Mitteleuropa. Es handelt sich dabei um gut durchlüftete Böden, die eine hohe Wasserspeicherfähigkeit besitzen und sehr nährstoffreich sind.

Ausgangsgestein für die Braunerde ist oftmals auch Andesit, ein dunkles vulkanisches Gestein, das im Perm vor etwa 275 Millionen Jahren beim Erkalten von Lavadecken entstand. Vor etwa 2 Millionen Jahren setzte dann die Entwicklung des heutigen Bodens ein, als das Andesit mit abgestorbenem organischem Material im Oberboden angereichert wurde – ähnlich wie bei der Schwarzerde, einem Steppenboden, der sich gegenüber der Braunerde durch eine noch mächtigere Humusanreicherung auszeichnet –, was die chemische Verwitterung der Minerale einleitete. Äußeres Merkmal dieser Prozesse ist auch hier die Braunfärbung des Bodens durch die Bildung von bräunlichen Eisenoxiden.

Braunerde ist, anders als Schwarzerde, nicht besonders tiefgründig und zeichnet sich bisweilen durch einen hohen Steingehalt aus, der beim Weinbau auch den Wurzelraum für die Rebe einschränkt. Dadurch ist das Wasserspeichervermögen eher gering – der einzige Nachteil dieses Bodens. Dafür ist er allerdings reich an verfügbaren Nährstoffen. Oberhalb des Festgesteins ist der Boden gut durchlüftet und leicht erwärmbar. Wenn es dem Rebstock gelingt sich tief zu verwurzeln können mineralische Weine entstehen mit ausgeprägten Fruchtaromen und einer erfrischenden Säure.

Als das Land wieder feuchter wurde entstanden außerdem jene Schwemmlandböden (Alluvialboden), die von Flüssen oder Gletschern angetragen wurden: Wasser, das auf der Erdoberfläche abfließt, bildet Bäche und dann Flüsse, die ganze Landschaften prägen können. Sie tragen zur Erosion bei, indem sie Steine und Sand mitreißen. An langsam fließenden Stellen lagern sie diese dann wieder an und bilden Inseln und Schwemmland mit tonhaltigen Böden aus Flussablagerungen, wie nach dem Abschmelzen der Alpen beispielsweise bereits jene des Urrheins oder wie heutzutage zum Beispiel die Böden in Bordeaux oder an der Rhône.

Bodenerosion

Im Verlauf der Jahrmillionen wurde die kontinentale Erdkruste permanent von Bewegungen im darunter liegenden Erdmantel verschoben und aufgefaltet. Wenn dabei Kontinentalplatten aufeinandertreffen und übereinander geschoben werden, drücken sie gewaltige Gebirgsketten nach oben. Der Naturgewalt aus dem Erdinneren stehen dabei Kräfte aus der Atmosphäre entgegen: Wind, Wasser und Frost – sie sorgen für permanente Verwitterungs- und Erosionsprozesse.

Neu im Holozän ist die Besiedlung der Landschaft durch den Menschen. Auch Rodung und landwirtschaftliche Bearbeitung veränderten die Böden. Die Bodenbearbeitung durch den Menschen störte die Vegetationsdecke und förderte damit Abtragungsprozesse und die Bodenerosion vermehrte sich. Während sich unter dem menschlichen Einfluß sogenannte Rigosol-Böden entwickelten – die im Weinbau besonders tiefgründige Bodenbearbeitung, das Rigolen, verändert die natürlichen Böden –, führte die Ansammlung des erodierten Bodenmaterials andernorts zur Entwicklung von Kolluvisolen, das heißt Böden mit einem tiefreichenden angeschwemmten humosem Oberboden aus Löss, ähnlich wie bei der sehr fruchtbaren Schwarzerde.

Die humusreichen Kolluvisolböden sind gut durchlüftet und können viel Wasser speichern. Sie sind kalk- und nährstoffreich, insbesondere im oberen humosen Bereich. Rebwurzeln können ihn leicht durchdringen und so auch in trockeneren Jahren problemlos einen ausreichenden Wasserhaushalt garantieren. Durch den relativ hohen Kalkgehalt dieser Böden entstehen Weine mit einer reifen gelbfruchtigen Aromatik und einer abgerundeten Säure.

Kolluvisolböden entstanden insbesondere durch Erosionsprozesse bei dafür besonders empfindlichen Lössböden. Schon bei geringer Neigung eines Bodens beispielsweise wird der mit Humus angereicherte, dunkle Oberboden des Löss vom Niederschlagswasser abgetragen und hangabwärts wieder abgelagert. So entstehen insbesondere in den unteren Hangbereichen beziehungsweise Talniederungen durch umgelagerten „Mutterboden“ neue Lössböden mit mächtigem humosem Oberboden – eben mehrere Meter dicke Kolluvisole.

Gleichwohl darf nicht übersehen werden, dass mit der Entstehung von Kolluvisol der Erosionsprozess nicht beendet ist. Auch Kolluvisolböden selbst sind davon bedroht – Erosion ist eben ein fortschreitender Prozess, an dessen Ende von einem fruchtbaren Boden mitunter nur mehr eine Sandwüste übrig bleibt. Und es ist keine Übertreibung zu sagen, dass diese Gefahr neben der Klima- und Artenkrise die dritte entscheidende Herausforderung der Menschheit ist, insbesondere angesichts dessen, dass die höchste genetische Diversität und mikrobielle Aktivität unterirdisch vorherrschen.

Für Erosionsprozesse sind entweder Winde, aber auch abfließendes Wasser verantwortlich. Bei der Winderosion, wo insbesondere die Bodenfeuchtigkeit ein wichtiger Faktor ist, unterscheidet man zwischen:

• Reptation (etwa 7 bis 25 Prozent der Winderosion), wo der Wind feine Sandkörnchen über den Boden wegrollt. Hierzu reichen bei trockenen Böden bereits Windgeschwindigkeiten von 4 bis 6 Meter pro Sekunde – sogenannte „schwache Brisen“.
• Salation (50 bis 80 Prozent), wenn die Windgeschwindigkeit höher ist und die feinen Bodenpartikel wie Schluff in etwa einem halben Meter Höhe geweht werden.
• Suspension (3 bis 38 Prozent), wenn der Wind die Partikel, wie beispielsweise beim „Saharasand“, in noch weit größere Höhen transportiert, wo sie dann vom Regen aus der Luft „ausgeswaschen“ werden.

Bei der Wassererosion unterscheidet man:

• Flächenerosion, wo die Poren der Bodenoberfläche bei kräftigem Regen (von „Starkregen“ spricht man, wenn innerhalb einer Stunde zwischen 15 und 25 Liter Regen pro Quadratmeter fallen) beim Zurückfallen zuvor aufgeworfener Bodenpartikel verstopft werden und die Fläche so verschlossen – ein Prozess, den man auch „Verschlämmung“ nennt. Dadurch kann das Wasser nicht in den Boden versickern und fließt stattdessen über die verschlämmte Flache ab, wobei es fruchtbaren Boden mitreißt – oder manchmal sogar auch ganze Hänge. (Starkregenereignisse haben sich seit 2001 mehr als verdoppelt.)
• Graben- und Rinnenerosion, wo die Wassererosion nicht flächen-, sondern linienhaft erfolgt: Bei der Rinnenerosion fließt Bodenmaterial entweder in kleineren Rillen ab, oder, insbesondere bei stärkerem Niederschlag oder größerem Gefälle, bilden sich auch tiefere Gräben.

Deutschland verliert jedes Jahr durchschnittlich zwischen 23,3 und 53,1 Millionen Tonnen Boden durch Erosionsprozesse. Die Erosion durch Wind und Wasser – die Abtragung des fruchtbaren Bodens – nimmt aber weltweit zu: Laut Weltagrarbericht gehen jedes Jahr etwa 24 Milliarden Tonnen landwirtschaftlich nutzbarer Boden durch Erosionsprozesse verloren, allein 970 Milliarden auf dem Gebiet der Europäischen Union (damit könnte man Berlin einen Meter höher legen). Zurück bleiben unfruchtbare Flächen, die für die Landwirtschaft verloren sind.

Das exzessive Pflügen landwirtschaftlicher Flächen gilt als Hauptursache für die Erosion, ansonsten aber setzen auch durch die Klimaerwärmung vermehrt auftretende Hitze und Dürren sowie Verdichtung und eine Zerstörung der Humusschicht durch eine falsche Nutzung den Böden zu. Selbst bei den fruchtbarsten Böden beträgt der Humusanteil nicht mehr als 20 Prozent, durch eine falsche Bearbeitung sind es auf Ackerböden heutzutage aber bisweilen sogar nur etwa 1,5 bis 3 Prozent (auf Wiesen etwa 4 bis 10 Prozent).

Von Erosion betroffen sind alle Kontinente. Deutlich wird so, dass Boden letztlich eine endliche Ressource ist. Ohnehin sind nur etwa elf Prozent der Landfläche überhaupt für die landwirtschaftliche Nutzung geeignet. Umgekehrt waren 1997 bereits 15 Prozent der Landoberfläche weltweit unwiederbringlich zerstört (nicht allein durch Erosion, sondern auch durch Überdüngung und Versalzung), 2008 bereits 24 Prozent. Inzwischen sind es über ein Drittel aller Böden, die degradiert sind – und bis 2050 könnten tatsächlich 90 Prozent aller Böden weltweit geschädigt sein.

Auch wenn in Deutschland nur etwa 30.000 Quadratkilometer Böden als gestört gelten, was etwa 9 Prozent entspricht – auch wir bleiben vom Verlust der Böden nicht verschont. Zeit, sich klar zu machen, dass die Bedingungen auf dem Mars für Ackerbau doch noch gänzlich ungeeignet sind …