tonminerale,  der Fluch der Bodenverfestigung

Die Zusammensetzung eines F3 Boden ist sehr komplex und im Wesentlichen abhänig von der Zusammensetzung der Tonmineralien. Sie bestimmen die Wasseraufnahme und die Frostbeständigkeit entscheident. Um dieses besser verstehen sollte man einges Grundverstehen haben. Sand, also "Körner", sind einfach zu verstehen. Guten Boden, also "Körner", braucht mann nicht grßartig zu verbessern. Sie sind ein gutes Baumaterial und sogar Frostunempfindlich, also F1 Boden. Wir beschäftigen uns nicht mit "körnigen Boden" sondern mit realistischen Matschböden.....

Hört sich kompliziert an, ist es aber nicht. Wir müssen es immer im Hinterkopf haben, dass wir eigentlich nur versuchen müssen, die natürliche Wasseraufnahme des Bodens zu verringern.

Fakt: Schnell hart macht nur Zement, Kalk bindet überschüssiges Wasser und verfestigt nur durch Langzeitreaktionen (Monate bis Jahre). - Die Frostsicherheit bei F1/F3 Böden funtioniert nur mit Zement (anrechbbar mit 20 cm auf den frostsicheren Oberbau unter Verkehrsflächen), mit unseren Additiv brauchen Sie nur viel weniger Zement. Das senkt die Gesamtkosten......

Unterschiedliche tonminerale  bei einer Bodenverfestigung

Die Tonminerale sind eine Gruppe stabiler Sekundärminerale, die aus der Verwitterung von Silicaten hervorgehen. Sie setzen sich aus Tetraederschichten und Oktaederschichten zusammen.

Eine Si-O-Tetraederschicht besteht aus mehreren tetraedrisch angeordneten Gruppen von vier Sauerstoff-Ionen um ein Silicium-Ion als Zentral-Ion, wobei das Silicium-Ion (Si4+) z. T. durch ein Aluminium-Ion (Al3+) ersetzt werden kann (isomorpher Ersatz). Die Tetraeder sind über gemeinsame Sauerstoff-Ionen zu Schichten verbunden. Freie Sauerstoff-Ionen weisen in Form von Spitzen in eine Richtung.

Die Al-OH-Oktaederschicht wird aus Komplexen gebildet, die aus sechs oktaedrisch angeordneten OH-Ionen bestehen, welche ein Zentral-Ion, meist ein Aluminium-Ion, umgeben. Das zentrale Aluminium-Ion kann durch Ionen niedrigerer Wertigkeit isomorph ersetzt werden.

Tonminerale bestehen aus übereinandergestapelten Oktaeder- und Tetraederschichten, wodurch sie eine plättchenförmige Gestalt erhalten. In Abhängigkeit von der Abfolge der Oktaeder- und Tetraederschichten werden Zweischicht- bis Vierschicht-Tonminerale unterschieden. Die Grundstruktur eines Zweischicht-Tonminerals oder 1:1-Tonminerals besteht aus einer abwechselnden Folge von Tetraeder- und Oktaederschichten (TO-Struktur).

Als Elementarschicht wird bei den Zweischicht-Tonmineralen das aus einer Tetraeder- und Oktaederschicht bestehende Schichtpaket bezeichnet. Der Abstand zwischen den gleichen Ebenen zweier übereinander gestapelter Elementarschichten wird Basis- oder Schichtabstand genannt. Er kann mittels Röntgenographie bestimmt werden und stellt eine charakteristische Struktureigenschaft des Tonminerals dar. Die übereinandergestapelten TO-Schichten sind, abgesehen von den äußeren Bereichen der Tetraederschichten, ungeladen. Der Zusammenhalt der ungeladenen Elementarschichten erfolgt über OH-O-Bindungen (Wasserstoffbrückenbindungen). Die Sauerstoff-Ionen der Tetraederschicht sind mit den Hydroxid-Ionen der Oktaederschicht verbunden (JASMUND, LAGALY 1993).

Eine Wasserstoffbrückenbindung ist relativ stark. Wassermoleküle können daher bei den Zweischicht-Tonmineralen nicht zwischen die Elementarschichten eindringen, so dass sie kaum zu Schwellung oder Schrumpfung neigen. Die resultierende Gesamtoberflächenladung ist gering, so dass nur dünne und nur schwach gebundene Hydrathüllen die Bodenpartikel umgeben. Das wichtigste Mineral der Zweischicht-Tonminerale ist Kaolinit, ferner Halloysit. Kaolinit besitzt die Struktur mit der höchsten Gitterordnung.

Die Grundstruktur eines Dreischicht-Tonminerals oder 2:1-Tonminerals setzt sich zusammen aus zwei Tetraederschichten, die eine Oktaederschicht umgeben (TOT-Struktur). Im Bereich zwischen den Elementarschichten liegen sich die Sauerstoff-Atome von zwei Tetraederschichten gegenüber. Um eine Bindung dieser negativ geladenen Außenflächen zu erreichen, versuchen die Elementarschichten positiv geladene Kationen (z. B. K+ , Na+ , Ca2+, Mg2+) an sich zu ziehen und zwischen sich einzulagern (sogenannte Zwischenschichtkationen). Der Zusammenhalt der Elementarschichten eines Dreischicht-Tonminerals erfolgt über die Anziehungskräfte der eingelagerten Kationen. Es handelt sich folglich um eine Ionenbindung.

Da Ionenbindungen relativ schwach sind, können Wassermoleküle leicht zwischen die Elementarschichten eindringen und das Kristallgitter aufweiten (innerkristalline Quellung). Montmorillonit, ein Dreischicht-Tonmineral, hat ein großes Quell- und Schrumpfpotential. Besonders ausgeprägt ist die innerkristalline Quellung bei niedrig geladenen Zwischenschichtkationen. Illit, ebenfalls ein Dreischicht-Tonmineral, verfügt aufgrund der eingelagerten Kalium-Ionen über eine relativ feste Ionenbindung, so dass ein Eindringen von Wasser nur am Rand stattfindet. Bei hochgeladenen Illiten und Glimmern entfällt die Schichtaufweitung.

Chlorit gehört zu den Vierschicht-Tonmineralen. Es besitzt eine Elementarschicht aus der Abfolge Tetraeder-, Oktaeder, Tetraeder- und Oktaederschicht. Aufgrund der äußerst festen Wasserstoffbindung nehmen Chlorite keine Moleküle in ihre Struktur auf und besitzen keine innerkristalline Quellfähigkeit. Je geringer die Größe der Tonminerale, desto weniger ausgeprägt bleibt ihre Kristallinität, und wahrscheinlich gibt es keine scharfe Grenze mehr zwischen unzulänglich kristallisierten Tonmineralen und amorphen Äquivalenten, die man als Alumosilicat-Gele ansehen kann (MASON, MOORE 1985). Die Unterscheidung der Tonminerale ist erst ab Korndurchmessern < 0,002 mm möglich und damit ab einer Korngröße, die im bodenmechanischen Labor nicht mehr erfasst wird. Wie zu entnehmen ist, besitzen Montmorillonite die geringste Teilchengröße und somit die geringste Kristallinität. Mit zunehmender Teilchengröße folgen Illit, Kaolinit und Quarz. Dies erklärt, warum Böden mit einem hohen Montmorillonitanteil bei der Behandlung mit Kalk größere Festigkeiten entwickeln als Böden mit einem hohen Kaolinitanteil. Wie bereits von den Puzzolanen berichtet wurde, steigt mit abnehmender Korngröße die Löslichkeit und damit seine Wirksamkeit.

Eigenschaften der Tonminerale

Eine besondere Eigenschaft der Tonminerale ist die Kationenadsorption und die Kationenaustauschfähigkeit. Ursache dieser Eigenschaften sind die negativen elektrischen Oberflächenladungen der Tonminerale. Sie entstehen zum einen, wenn höherwertige Zentralkationen durch niederwertigere Kationen ersetzt werden (isomorpher Ersatz). Zum Ausgleich der negativen Überschussladung versuchen die Elementarschichten positiv geladene Kationen an sich zu ziehen und als Zwischenschichtkationen einzulagern.

Solche Zwischenschichtkationen, die keine festen Gitterplätze einnehmen, sind gegen andere Kationen austauschbar. Neben dieser permanenten negativen Ladung, die durch den isomorphen Ersatz bedingt ist, gibt es noch die variable Ladung, die vom pH-Wert der Bodenlösung abhängt. Sie wird durch Kationenumtausch aller auf der Oberfläche auftretenden O-, OH- und (OH)2-Gruppen erzeugt. Betroffen sind vor allem die Seitenflächen, Kanten und Ecken der Minerale. Hier wurden durch Verwitterung unter Beteiligung von H- und OHIonen des Wassers die Bindungen der Si-O-Tetraeder und Al-OH-Oktaeder gesprengt, so dass ihre am Rand befindlichen Kationen mit unvollständiger Umgebung vorliegen. Während die Al-OH-Gruppen basischen Charakter haben, also Anionen adsorbieren, haben die Si-OH-Gruppen schwach sauren Charakter (GROSSMANN 1966).

Ab einem pH-Wert von 5 bis 6 nimmt bei steigender OH-Konzentration die Dissoziation von H+ -Ionen der Si-OH-Gruppen zu, und die negative Oberflächenladung steigt (SCHROEDER 1992). Die dissoziierten H+ -Ionen können durch andere Kationen ausgetauscht werden. Je größer die spezifische Oberfläche eines Tonminerals, desto mehr Bruchflächen sind vorhanden und desto stärker steigt bei einer Erhöhung des pH-Wertes die negative Oberflächenladung und die Kationenaustauschkapazität des Tonminerals.

Hinsichtlich der Bodenbehandlung mit Kalkund Zement bedeutet dieses, dass bei ausreichender Kalkzugabe der pH-Wert der Bodenlösung erhöht wird, dadurch die H+ -Ionen der Si-OH-Gruppen dissoziieren und Calcium-Ionen (Ca2+) an den ehemaligen Bindestellen der H+ -Ionen angelagert werden können. Möglicherweise reagieren die an den Bruchflächen entstandenen Si-OCa-Gruppen mit Wasser zu verfestigenden CSH-Phasen.

Der Kationenaustausch an den Bruchflächen der Si-Tetraeder würde folglich hydraulische Erhärtung bedingen. Bekräftigt wird diese Theorie durch die Tatsache, dass die Dissoziation von H+ -Ionen mit steigender Salzkonzentration der Bodenlösung erhöht wird (SCHEFFER, SCHACHTSCHABEL 1992), und ein Anstieg der Reaktionen zwischen Boden und Kalk bei Zugabe von Salz festgestellt wurde (RAJASEKARAN et al. 1996).

Neben den Tonmineralen sowie dem Milieu beeinflussen auch die Kationen selbst die Austauschkapazität. Es besteht zwischen den Kationen eine starke Konkurrenz um Austauschplätze. Höherwertige Kationen und damit schwächer hydratisierte Ionen besitzen eine höhere Eintauschstärke und Haftstärke als niederwertige und damit stärker hydratisierte Kationen. Der Grund dafür ist, dass kleinere Hydrathüllen die positiven Ladungen schwächer abschirmen und dadurch von den negativen Ladungen der Austauscher stärker angezogen werden.

Betrachtet man die Eintauschstärke und Haftfestigkeit, so ist sie in folgender Reihe (Lyotrope Reihe) abnehmend: Al3+ > Ba2+ > Sr2+ > Ca2+ > Mg2+ > K+ > Na+ > Li+ . Das Calciumion besitzt somit eine höhere Eintauschstärke und Haftfestigkeit als die in der Lyotropen Reihe weiter links stehenden Ionen. Neben den eigenen Eigenschaften des Kations ist aber auch sein Mengenverhältnis in der Bodenlösung für die Eintauschstärke bestimmend. Für das Kation gilt, dass sein Anteil am Kationenbelag mit seiner Konzentration in der Bodenlösung ansteigt. Wie SCHEFFER und SCHACHTSCHABEL (1992) berichten, nimmt z. B. der Anteil der eingetauschten NH4-Ionen bei steigender NH4-Konzentration in der Bodenlösung progressiv zu und nähert sich asymptotisch einem Endwert der Eintauschmenge. Das bedeutet für die Kalkbehandlung und Zementbehandlung von Böden, dass bei einer Steigerung der Kalkzugabemenge die Eintauschstärke der Calcium-Ionen erhöht wird, und Calcium-Ionen sich im Konkurrenzkampf mit den anderen Kationen besser behaupten können.

Zusammengefasst verändert eine Kalkzugabe und Zementzugabe die Calcium-Ionen-Adsorption eines Tonminerals in folgender Weise:

Mit Zugabe von Calcium steigt der pH-Wert und die Dissoziation der H+ -Ionen an den Bruchflächen der Tonminerale. Dies führt zu einem Anstieg der negativen Oberflächenladung des Tonminerals und einer Erhöhung der Ca-Ionen-Adsorption bzw. einer allgemeinen Erhöhung der Kationenadsorption. 

Mit zunehmender Konzentration von Calcium steigt die Eintauschstärke der CalciumIonen gegenüber anderen Kationen.

Kaolinite besitzen infolge einer festen Bindung der Schichten zueinander keine Aufweitbarkeit und keine zugängliche innere Oberfläche. Die spezifische Oberfläche und die Kationenaustauschkapazität sind gegenüber den anderen Tonmineralen gering. Montmorillonite hingegen besitzen eine geringe Partikelgröße, eine starke Aufweitbarkeit und dadurch eine große spezifische Oberfläche. Ihre Kationenaustauschkapazität ist vergleichsweise hoch. Die glimmerartigen Tonminerale nehmen bezüglich der Eigenschaften eine Zwischenposition ein. Ihre Quellneigung und Kationenaustauschkapazität hängen vom Verwitterungsgrad ab (GROSSMANN 1966).

Die spezifische Oberfläche und Kationenaustauschkapazität der Huminstoffe übersteigen noch die der Montmorillonite. Bei den Huminstoffen wird unterschieden in Humate, Humine und Fulvate. Die Kationenaustauschkapazität der Humate ist höher als bei den Huminen und höher als bei den Fulvaten (SCHROEDER 1992). Huminstoffe im Boden können bei einer Behandlung mit Kalk die Calcium-Ionen aufnehmen und einer Wirksamkeit entziehen (THOMPSON 1966, HIRT 1969, FAVEAU 1976). Organische Substanzen können außerdem mit den aus der Verwitterung freigesetzten Aluminium-Ionen Komplexe bilden. Dadurch wirkt organische Substanz im Allgemeinen hemmend bei einer Kalkbehandlung.

Wasserbindung

Ein Boden setzt sich zusammen aus Feststoffen und Hohlräumen, den sogenannten Poren, die mit Flüssigkeit (z. B. Wasser) gefüllt sein können und gegebenenfalls Gas (z. B. Luft) enthalten. Ein Teil des Bodenwassers, der dem Einfluss der Schwerkraft und Strömungskräften folgt, wird als freies Porenwasser bezeichnet, ein anderer Teil unterliegt der Wirkung verschiedener Kräfte zwischen Festkörpergrenzflächen, Ionen und Wasserdipolen und wird als gebundenes Porenwasser bezeichnet. In Abhängigkeit von den Bindungskräften wird unterschieden zwischen dem Kapillarwasser, das an Berührungsstellen fester Teilchen und in engen Porenkanälen existiert, sowie dem Adsorptionswasser, das die Bodenpartikel als Hülle umgibt.  Das gebundene Wasser entspricht folglich der Summe aus Kapillarwasser und Adsorptionswasser.

Hydrathüllen werden gebildet, da die negativ geladenen Oberflächen feiner Bodenpartikel ein elektrisches Kraftfeld erzeugen und polarisierte Wassermoleküle und Ionen anziehen. Die Adsorptionsspannung ist an der Oberfläche am größten und nimmt mit wachsender Entfernung von der Oberfläche ab. Anhand der Bindungsstärke wird das Adsorptionswasser in Schichten eingeteilt  Das an die Oberfläche fest gebundene Wasser wird der STERN-Schicht zugeordnet und auch als kristallines oder hygroskopisches Wasser bezeichnet. Die Wassermoleküle ordnen sich im Kraftfeld kettenartig und senkrecht zur Oberfläche des Bodenteilchens an. In der an die STERN-Schicht anschließenden GOUY-Schicht sind die Moleküle lose gebunden und werden mit wachsender Entfernung zur Oberfläche beweglicher. Schließlich geht dann das gebundene Wasser in das freie Porenwasser über. Da die Ränder des Adsorptionswassers nicht scharf begrenzt sind, wird die durch die STERN- und GOUY-Schicht gebildete Hydrathülle auch als diffuse Doppelschicht bezeichnet (SZÉCHY 1963, LUDWIG 1993, VOIGT, 1994).

Das Volumen der Hydrathülle ergibt sich aus dem Produkt seiner Dicke und Fläche. Die Fläche der Hydrathülle ist von der spezifischen Oberfläche der Partikel und somit der Partikelgröße abhängig. Hydrathüllen liegen aber teilweise auch für mehrere Partikel gemeinsam vor, weshalb eine Berechnung der Fläche aus der spezifischen Oberfläche nicht immer exakt ist. Die Dicke der Hydrathülle ist von verschiedenen Faktoren wie z. B. den Mineralbestandteilen und der Zusammensetzung der Porenlösung abhängig. Im Allgemeinen nimmt die Dicke der Hydrathülle ab mit - kleiner werdender Oberflächenladungsdichte - zunehmender Größe und Wertigkeit der adsorbierten Moleküle - zunehmender Elektrolytkonzentration der Porenraumlösung - abnehmender Temperatur (VOIGT 1994).

Die zweite Variante des gebundenen Wassers, das Kapillarwasser, bildet sich an Berührungsstellen fester Teilchen und in engen Porenkanälen und beruht auf dem Zusammenwirken von Kohäsionskräften zwischen den Wassermolekülen und Adhäsionskräften zwischen den Teilchenoberflächen und Wassermolekülen. Die Wirkung der Kräfte führt zur Ausbildung von Menisken, die eine Oberflächenspannung hervorrufen (SCHROEDER 1992, SCHEFFER, SCHACHTSCHABEL 1992). Je enger die Poren sind, desto stärker ist die Oberflächenspannung und desto stärker ist das Wasser gebunden.

Die Bindungsfestigkeit des Wassers im Boden kann durch den Druck gemessen werden, der nötig ist, um das gebundene Wasser (Adsorptionswasser und Kapillarwasser) dem Boden abzupressen. Die Wasserbindung kann daher als negativer hydrostatischer Druck erfasst werden und wird als Wasserspannung oder Saugspannung bezeichnet. Die Saugspannung eines Bodens ist abhängig vom Wassergehalt.

Bei völliger Wassersättigung herrscht im Boden keine Saugspannung. Mit abnehmendem Wassergehalt steigt die Saugspannung. Bei einer Trocknung schwindet zunächst das freie, ungebundene Porenwasser, dann das weniger stark gebundene und zuletzt das stark gebundene Porenwasser. Aber auch bei Trocknungstemperaturen von 105 °C, der Temperatur zur Bestimmung des Wassergehaltes nach DIN 18 121-1, ist in feinkörnigen Böden noch stark gebundenes Wasser vorhanden. Bei grobkörnigen Böden ist der Anteil des stark gebundenen Wassers gering, da die Porenräume verhältnismäßig groß und die Oberflächenanziehungskräfte der Minerale (hauptsächlich Quarz) gering sind. Bei feinkörnigen Böden ist der stark gebundene Wasseranteil aufgrund des hohen Anteils an Feinporen und der starken Adsorptionswirkung der Tonminerale groß sowie der Anteil an freiem und schwach gebundenem Wasser gering.

Wasserbewegung im ungefrorenen Boden

Wasserbewegungen im Boden sind die Folge von Potentialgefällen. Das Wasser ist bestrebt, von einer Stelle höheren Potentials zu einer Stelle niederen Potentials zu wandern und die Potentialdifferenz auszugleichen. Potentialgefälle entstehen beispielsweise durch Verdunstung oder Austrocknung (LUDWIG 1993). Die Wasserbewegung pro Zeiteinheit, die zwischen zwei Punkten stattfindet, ist davon abhängig, wie stark die Potentialdifferenz I (Saugspannung) und wie hoch die Wasserleitfähigkeit bzw. die Durchlässigkeit zwischen den zwei Punkten ist.

Die Wasserleitfähigkeit oder Durchlässigkeit eines Bodens ist vom Sättigungsgrad abhängig. Es wird daher zwischen der Durchlässigkeit des gesättigten Zustandes (kf) und ungesättigten Zustandes (ku) unterschieden. Das Maximum der Wasserleitfähigkeit erreicht ein Boden im gesättigten Zustand. Mit abnehmendem Wassergehalt verringert sich die Leitfähigkeit des Bodens. Im gesättigten Zustand wird der Wassertransport hauptsächlich vom freien Porenwasser übernommen, und die Durchlässigkeit ist von der Größe, Form und Kontinuität der Poren abhängig (SCHWERTMANN, NIEDERBUDDE in JASMUND, LAGALY 1993). Als Durchflussquerschnitt steht aber nicht die gesamte Porengröße zur Verfügung. Die Hydrathüllen bedingen, dass von dem tatsächlich vorhandenen Porenraum nur noch ein geringerer Porenraum, der effektive Porenraum, für den Transport von Wasser und Gasen nutzbar ist. Folglich besitzen Böden mit großen Poren und dünnen Hydrathüllen eine hohe gesättigte Durchlässigkeit kf.

Die Durchlässigkeit wird zwar mit Abnahme des Sättigungsgrades geringer, ist aber nicht aufgehoben, da die Hydrathüllen den Wassertransport übernehmen. Aufgrund der durch die Potentialdifferenz hervorgerufenen Saugspannungen werden Wassermoleküle zwischen den Hydrathüllen weitergegeben, die wiederum ihr Defizit aus anderen Wasserressourcen auffüllen. Die Wasserleitfähigkeit im ungesättigten Boden ist aufgrund der Abhängigkeit vom Wassergehalt keine bodenspezifische Größe. Unter der Voraussetzung, dass in unterschiedlichen ungesättigten Böden identische Potentialdifferenzen herrschen, ist die Wasserbewegung pro Zeiteinheit in solchen Böden intensiver, in denen das Wasser einerseits so stark gebunden ist, dass es im ungesättigten Zustand noch nicht verdunstet ist und andererseits so schwach gebunden ist, dass es noch mobil ist.

Da schwach gebundenes Wasser sich hauptsächlich in Mittelporen befindet und um Bodenpartikel, deren Anziehungskräfte nicht zu hoch sind, besitzen Schluffböden meist eine höhere ungesättigte Durchlässigkeit als Sandböden und Tonböden. Experimentell ist die Bestimmung der Durchlässigkeit ungesättigter Böden mit erheblichen Schwierigkeiten und großem versuchstechnischen Aufwand verbunden, während die Messung der gesättigten Durchlässigkeit kaum Probleme macht. Ansätze bestehen, die ungesättigte Durchlässigkeit rechnerisch zu ermitteln (SCHULTE 1988). Bei einem Boden kann trotz identischer Potentialdifferenzen und identischer Wasserspannungen die Menge des transportierten Wassers variieren, wenn die Strukturen unterschiedlich ausgebildet sind. So kann die Struktur eines Bodens z. B. durch den Verdichtungswassergehalt beeinflusst werden. Ein Boden, der mit einem geringen Wassergehalt (w < wPr) verdichtet wurde, besitzt eine regellose Teilchenanordnung und ist vor allem im gesättigten Zustand durchlässiger als ein auf dem nassen Ast der Proctorkurve verdichteter Boden, dessen Partikel sich parallel angeordnet haben (BRANDL 1977, JESSBERGER 1967, MURADI 1977).

Wasserbewegung im gefrorenen Boden und Eislinsenbildung

Dringt Frost in den Boden ein, dann gefriert zunächst das freie Porenwasser in den größeren Poren ab einer Temperatur von 0 °C. In den kleineren Poren herrscht eine höhere Wasserspannung, so dass der Gefrierpunkt herabgesetzt ist, und das Porenwasser erst bei tieferen Temperaturen gefriert. Die gebildeten Eiskristalle wachsen zu Eislinsen, indem sie das in ihrer Umgebung verfügbare Wasser an sich ziehen und es in ihr Kristallgitter einbauen. Nach Verbrauch des ungebundenen Porenwassers und des Kapillarwassers wird auch den Hydrathüllen Wasser entnommen.

Diese gleichen ihr Defizit wieder aus, indem sie die abgegebenen Ionen im Nachrückverfahren aus angrenzenden Hydrathüllen auffüllen, und diese wiederum freies und gebundenes Wasser benachbarter Bodenbereiche ansaugen. Aufgrund der fortgesetzten Sogwirkung entsteht eine Wasserwanderung zur wachsenden Eislinse. Der Bereich zwischen der Basis der Eislinse und der Frostfront (0 °C-Isotherme) wird als „frozen fringe“ (Frostsaum) bezeichnet (MILLER 1972). Seine Durchlässigkeit oder Wasserleitfähigkeit nimmt mit sinkender Temperatur ab, da der Anteil des gefrorenen Wassers zunimmt.

Nur unter höheren Spannungen stehendes Wasser der Hydrathüllen bleibt noch bis zu tiefen Frosttemperaturen ungefroren und kann Wassermoleküle weitertransportieren. Andererseits darf die Wasserspannung für einen Transport aber auch nicht zu hoch sein, da sonst das Wasser zu fest gebunden ist und immobil ist. Die Wasserspannung der Hydrathüllen bestimmt folglich die Durchlässigkeit des „frozen fringe“ und die zur Eislinse wandernde Wassermenge. Der größte Wassertransport findet in einem von der Gefriertemperatur abhängigen mittleren Wasserspannungsbereich statt

Wird die Durchlässigkeit des „frozen fringe“ so gering, dass der Wasserstrom abnimmt und dadurch die von unten nachgelieferte und zusätzlich die beim Übergang von Wasser in Eis freigesetzte Wärmeenergie geringer wird als die durch Frost entzogene Wärmeenergie, dann dringt der Frost tiefer in den Boden ein. Ein schnelles Voranschreiten der Frostfront resultiert in einer Bildung von feinen Eislinsen. Dickere Eislinsen bilden sich, wenn die Frostfront stationär ist, also die Summe aus der freigesetzten latenten Umwandlungswärme und der volumetrischen Wärme der durch Frost entzogenen Wärme entspricht (KONRAD und MORGENSTERN 1980, 1981, 1982 a, 1982 b, 1983).

Frostempfindlichkeit von Böden

Ein Boden wird als frostempfindlich bezeichnet, wenn in einem schädlichen Maß Hebungen während des Gefrierens und Tragfähigkeitsverluste während der Tauphase eintreten. Frosthebungen können zum einen dadurch entstehen, weil im Boden vorhandenes Porenwasser beim Gefrieren sein Volumen um 9 % ausdehnt, und keine Räume für die Volumenausdehnung zur Verfügung stehen. Die Frosthebungen, die infolge des sogenannten „in situ-freezing“ (TAKAGI 1979, 1980, BOOTH 1981), also infolge der Volumenausdehnung des im Boden vorhandenen Wassers entstehen, sind vom Sättigungsgrad, von der Porosität und vom ungefrorenen Wassergehalt des Bodens abhängig.

Weitaus stärkere Frosthebungen können entstehen, wenn Wasser aus tieferen Bodenschichten dem Gefrierbereich zuwandert und sich in Form von wachsenden Eislinsen und Eisschichten akkumuliert. Dieser Vorgang wird „segregation freezing“ genannt (TAKAGI 1979, 1980, BOOTH 1981). Im Allgemeinen ist die zur Eislinse wandernde Wassermenge, ohne Berücksichtigung der Wasservorrats- und Temperaturbedingungen, von der Wasserleitfähigkeit der Hydrathüllen abhängig. In nichtbindigen Böden sind wegen der geringen Oberflächenladung die Hydrathüllen sehr dünn und nur schwach gebunden. Bei Frost gefrieren die Hydrathüllen und sind immobil. Die Frostempfindlichkeit ist gering. Bindige Böden besitzen eine höhere Frostempfindlichkeit als nichtbindige Böden, da die Bodenteilchen dickere und fester gebundene Hydrathüllen besitzen, die auch noch bei tiefen Temperaturen ungefroren sind. Die Frostempfindlichkeit der bindigen Böden ist von der Gebundenheit der Hydrathüllen und damit von solchen Faktoren abhängig, die die Bindungsstärke beeinflussen.

Faktoren, die die Eislinsenbildung und damit die Frostempfindlichkeit eines Untergrundes beeinflussen, sind neben den Bodeneigenschaften aber auch Standorteigenschaften (klimatische und hydrologische Verhältnisse). So können sich Eislinsen im Untergrund nur bilden, wenn der Frost streng genug und lang genug anhaltend ist, damit der Frost bis in den Untergrund gelangen kann. Die Frosteindringtiefe ist abgesehen von der Kältesumme von der Wärmeleitfähigkeit der Straßenbaustoffe und des Untergrundes abhängig (KÜBLER 1964, BEHR 1984, FGSV 1994). Außerdem können sich Eislinsen nur bilden, wenn ungünstige hydrologische Verhältnisse herrschen, also feuchte Bodenbereiche oder Grundwasser eine Wasserversorgung gewährleisten.

Im Allgemeinen steigt mit Zunahme der wandernden Wassermenge die Eislinsenbildung und damit die Frosthebung. Eine Eislinsenbildung muss aber nicht immer automatisch zu Frosthebungen führen. Es gibt Böden, die entziehen dem ungefrorenen Boden Wasser, wodurch dieser schrumpft. Dies gilt besonders dann, wenn der Wassernachschub beschränkt und die Wasserleitfähigkeit gering ist (FGSV 1994). Da ein Boden trotz Eislinsenbildung keine Frosthebungen besitzen muss, aber dennoch seine Tragfähigkeit verlieren kann, ist die Frosthebung allein kein Indikator für die Frostempfindlichkeit eines Bodens. Zusammenfassend kann festgestellt werden, dass die Frosthebung und die Tauerweichung von einander unabhängige Erscheinungen sein können, die zur Beurteilung der Frostempfindlichkeit berücksichtigt werden müssen. In beiden Fällen ist jedoch die Bildung von Eislinsen und damit die Wasserwanderung die maßgebliche Ursache (FGSV 1994, JESSBERGER 1971).

Link/Auszug vom Handbuch der Baugeologie und Geotechnik von Wolfgang Dachroth 2007.

Fazit:

Alles verstanden? Gut. Soweit die Grundlagen zur Entwicklung unserer Additive.

Hydrathüllen der bindigen Feinanteile knacken, Wasserwanderung unterbinden, wenn möglich alles noch ein bisschen inprägnieren. Alles.