bodenmechanik1-geologie

Bergische Universität 

Wuppertal 

Grundbau, Bodenmechanik 

und Felsmechanik 

Bodenmechanik 1 

Bodenmechanik/Hydromechanik 

Teil Bodenmechanik 

2./3. Semester (SS 2002/WS 2002/2003) 

- Geologische Grundlagen 

(Erdentstehung, Kreislauf der Stoffe) 

- Gesteinskunde/Petrographie 

- Kartenkunde/Erdgeschichte 

- Baugrundaufschluß-Technik 

- Bodenmechanische Klassifizierung 

- Druck-Setzungs-Verhalten 

- Scherfestigkeit 

Prof. Dr.-Ing. Matthias Pulsfort 

Prof. Dr.-Ing. Bernhard Walz


Wuppertal 

INHALTSVERZEICHNIS 




1 GEOLOGIE ALS NATURWISSENSCHAFT 1 

2 DIE ERDE 3 

2.1 ENTSTEHUNG 3 

2.2 DAS ALTER DER ERDE 4 

2.3 AUFBAU DER ERDE 5 

3 KREISLAUF DER GEOLOGISCHEN STOFFE 7 

3.1 EXOGENE DYNAMIK (SEDIMENTBILDUNG) 7 

3.1.1 PHYSIKALISCHE VERWITTERUNG 8 

3.1.2 CHEMISCHE VERWITTERUNG 9 

3.1.3 AUSWIRKUNGEN 13 

3.1.4 EROSION, TRANSPORT, SEDIMENTATION 13 

3.1.5 DIAGENESE 18 

3.2 ENDOGENE DYNAMIK 18 

3.2.1 TEKTONIK 18 

3.2.2 MAGMATISMUS 21 

3.2.3 METAMORPHOSE UND ANATEXIS 28 

3.3 STOFFKREISLAUF 29 

4 GESTEINSKUNDE 31 

4.1 MINERALBESTAND = MODUS 31 

4.1.1 ALLGEMEINES 31 

4.1.2 GESTEINSBILDENDE MINERALIEN 34 

4.1.2.1 Silikate 35 

4.1.2.2 Karbonate, Salze (nicht silikatische gesteinsbildende Mineralien) 36 

4.1.2.3 Nebengemengteile 37 

4.1.2.4 Akzessorische Gemengteile 38 

4.2 GEFÜGEBESCHREIBUNG 38 

4.3 MAGMATISCHE GESTEINE 39 

4.3.1 TIEFENGESTEINE 40 

4.3.2 GANGGESTEINE 42 

4.3.3 ERGUßGESTEINE (VULKANITE) 42 

4.4 SEDIMENTGESTEINE 44 

I


Wuppertal 




4.5 METAMORPHE GESTEINE 46 

4.6 KREISLAUF DER GESTEINE 49 

5 GEOLOGISCHE ZEITENFOLGE UND KARTENKUNDE 50 

5.1 KARTIERUNGEN 50 

5.2 ERDGESCHICHTE - ERDZEITALTER 51 

5.3 LITERATURHINWEISE ZU ABSCHNITT 1 - 5 55 

6 GEOTECHNISCHE UNTERSUCHUNGEN FÜR BAUTECHNISCHE ZWECKE 56 

6.1 ALLGEMEINES 56 

6.2 VERANLASSUNG UND DURCHFÜHRUNG GEOTECHNISCHER UNTERSUCHUNGEN 56 

6.3 DIE GEOTECHNISCHEN KATEGORIEN 57 

6.4 ARTEN DER GEOTECHNISCHEN UNTERSUCHUNGEN 58 

6.5 BEDEUTUNG VON GEOTECHNISCHEN UNTERSUCHUNGEN 59 

6.6 LITERATUR 60 

7 DIREKTE AUFSCHLÜSSE 61 

7.1 DEFINITION 61 

7.2 VORGEGEBENE UND EINSEHBARE AUFSCHLÜSSE 61 

7.3 SCHÜRFE, UNTERSUCHUNGSSCHÄCHTE UND -STOLLEN 61 

7.4 BOHRUNGEN 62 

7.4.1 DEFINITION 62 

7.4.2 ANORDNUNG UND TIEFE DER AUFSCHLUßBOHRUNGEN (SIEHE [1]) 62 

7.4.3 TECHNISCHE AUSFÜHRUNG VON BOHRUNGEN IN BÖDEN 64 

7.4.4 KLEINBOHRVERFAHREN IN BÖDEN 68 

7.4.5 KLEINSTBOHRUNGEN 69 

7.4.6 BOHRPROTOKOLL UND DARSTELLUNG DER BOHRERGEBNISSE 69 

7.4.7 ABSCHLIEßENDE BEMERKUNG 69 

7.5 PROBENGEWINNUNG 70 

7.6 ERKUNDUNG DES TRENNFLÄCHENGEFÜGES 74 

7.6.1 BEDEUTUNG DES TRENNFLÄCHENGEFÜGES 74 

7.6.2 STREICHEN UND FALLEN 74 


8 INDIREKTE AUFSCHLÜSSE 77 


8.2 DRUCKSONDIERUNGEN (CPT = CONE PENETRATION TEST) 77 

8.3 BOHRLOCHRAMMSONDIERUNGEN – BDP (BOREHOLE DYNAMIK PROBING) 79 

8.4 RAMMSONDIERUNG 81 

8.5 FLÜGELSONDIERUNG (FLÜGELVERSUCHE) 81 


II


Wuppertal 




9 LABORVERSUCHE ZUR KLASSIFIZIERUNG DES BODENS 84 

9.1 DER BODEN ALS DREIPHASENGEMISCH 84 

9.2 BESTIMMUNG DER KORNDICHTE ρS 85 

9.3 BESTIMMUNG DES WASSERGEHALTES 86 

9.4 BESCHREIBUNG DER FESTEN BESTANDTEILE 86 


9.4.2 KORNGRÖßENVERTEILUNG UND DEREN BEDEUTUNG 87 

9.4.3 ERMITTLUNG DER KORNGRÖßENVERTEILUNG 89 

9.5 PORENRAUM 90 


9.5.2 LAGERUNGSDICHTE D, BEZOGENE LAGERUNGSDICHTE ID 

91 

9.5.3 LOCKERSTE UND DICHTESTE VERSUCHSLAGERUNG 91 

9.5.4 MESSUNG DES PORENANTEILS N 92 

9.6 DIE PLASTISCHEN EIGENSCHAFTEN FEINKÖRNIGER BÖDEN 92 

9.6.1 ZUSTANDSGRENZEN NACH ATTERBERG 92 

9.6.2 ABGELEITETE KENNZAHLEN 93 

9.7 BESTIMMUNG VON BODENBEIMENGUNGEN 96 

9.7.1 GLÜHVERLUST 96 

9.7.2 KALKGEHALT 96 

9.8 SCHLUßBEMERKUNG 96 

9.9 LITERATURHINWEISE 97 

10 DRUCK- UND ZEITSETZUNGSVERHALTEN DES BODENS 98 


10.2 DER EINDIMENSIONALE KOMPRESSIONSVERSUCH 98 

10.2.1 DEFINITION 98 

10.2.2 KOMPRESSIONSAPPARAT 98 

10.2.3 VERSUCHSDURCHFÜHRUNG 99 

10.2.4 VERSUCHSAUSWERTUNG 101 

10.2.5 ENTLASTUNG UND WIEDERBELASTUNG 103 

10.2.6 ÜBERTRAGUNG DER VERSUCHSERGEBNISSE 105 

10.2.7 MÖGLICHE VERSUCHSFEHLER 105 

10.2.8 ERFAHRUNGSWERTE FÜR DEN STEIFEMODUL ES 106 

10.3 DAS ZEITSETZUNGSVERHALTEN 106 

10.3.1 DAS EINKAMMERSYSTEM 107 

10.3.2 DAS MEHRKAMMERSYSTEM 108 

10.3.3 ANALOGIE ZUM VERHALTEN EINES WASSERGESÄTTIGTEN, BINDIGEN BODENS 109 

10.3.4 DAS ZWEITE MODELLGESETZ DER BODENMECHANIK 111 

III


Wuppertal 






11 DIE SCHERFESTIGKEIT DES BODENS 114 


11.2 DAS RAHMENSCHERGERÄT 115 

11.3 DAS SCHERGESETZ FÜR NICHTBINDIGEN BODEN 116 

11.3.1 VERSUCHSDURCHFÜHRUNG BEI ROLLIGEM BODEN 116 

11.3.2 DAS SCHERWEGDIAGRAMM DES ROLLIGEN BODENS 116 

11.3.3 DAS SCHERGESETZ 117 

11.3.4 SCHEINBARE KOHÄSION BEI SAND 118 

11.4 SCHERGESETZ BEI BINDIGEM BODEN 118 

11.4.1 VORBEMERKUNG 118 

11.4.2 DIE KOHÄSION 118 

11.4.3 DER NORMALKONSOLIDIERTE VERSUCH 120 

11.4.4 DER ÜBERKONSOLIDIERTE SCHERVERSUCH 121 

11.4.5 SCHERWEGDIAGRAMM BINDIGER BÖDEN 123 

11.5 EINSATZBEREICH DES RAHMENSCHERGERÄTES 123 

11.6 ERFAHRUNGSWERTE FÜR DIE SCHERFESTIGKEIT 123 


12 DREIAXIALE VERSUCHSTECHNIK 126 


12.2 DER MOHRSCHE SPANNUNGSKREIS 126 

12.2.1 HERLEITUNG DER GLEICHUNGEN 126 

12.2.2 GRAPHISCHE LÖSUNG MIT HILFE DES MOHRSCHEN KREISES 127 

12.2.3 DER MOHRSCHE SPANNUNGSKREIS UND DAS SCHERGESETZ 129 

12.2.4 DIE MOHR-COULOMBSCHE FLIEßBEDINGUNG 131 

12.3 AUSWIRKUNG DES KONSOLIDIERUNGSVERHALTENS EINES BINDIGEN BODENS 

AUF SEINE SCHERFESTIGKEIT 134 

12.4 BEISPIEL FÜR DIE ANWENDUNG DES ϕ U = 0, C U-FALLES 136 

12.5 DER DREIAXIALVERSUCH 137 

12.5.1 VERSUCHSGERÄT 137 

12.5.2 VERSUCHSPHASEN 139 

12.5.3 VERSUCHSTYPEN 139 



DER MOHRSCHE SPANNUNGSKREIS BEI VORGABE EINES (EBENEN) 

NEBENSPANNUNGSZUSTANDES 143 

IV


Wuppertal 

1 Geologie als Naturwissenschaft 




Die Geologie als anwendungsbezogene Naturwissenschaft hat die Aufgabe, naturwissenschaftlich begründet 

die Geschichte der Erde und des Lebens auf der Erde zu beschreiben und zu erklären. Man unterscheidet dabei 

übergeordnet: 

− Allgemeine Geologie = Lehre vom Stoffbestand und Bauplan der Erde 

Vorgänge der Veränderungen 

− Historische Geologie = Lehre von der Geschichte der Erde anhand der Gesteine als Zeugnis des vor 

zeitlichen Geschehens. 

Für den Bauingenieur sind daraus besonders die Bereiche der Angewandten Geologie von Bedeutung: 

− Geophysik (Erdbeben, geophysikalische Erkundung) 

− Ingenieurgeologie 

− Hydrogeologie 

− Lagerstättenkunde. 

In der Ingenieurgeologie berühren sich die Disziplinen Geologie und Geotechnik unmittelbar, was auch der 

Grund für die Notwendigkeit einer interdisziplinären Zusammenarbeit von Bauingenieuren und Geologen 

bei großen Ingenieurbauwerken ist, z. B. bei Talsperren, Tunneln, Felsböschungen etc. 

Abb. 1.1: Geologie - Spezialdisziplinen [3] 

1


Wuppertal 




Nicht ausreichend berücksichtigte geologische Verhältnisse können möglicherweise verheerende Schäden 

nach sich ziehen, z. B. bei der Malpasset - Staumauer oder dem Vajont - Stausee (s. Abb. 2). 

Abb. 1.2: Vajont-Stausee: Felsgleitmasse und Gleitfläche [2] 

1 Malm, dünnbankige Kalkstein-Mergel-Tonsteinfolge 

2,3 Kreide, dickbankige Kalksteine (2) und Mergelkalkstein (3) 

4 Gleitfläche 

5 Oberfläche nach Felsgleitung 

6 Ursprüngliche Morphologie 

2


Wuppertal 

2 Die Erde 

2.1 Entstehung 




Die Erde entstand im Zuge unseres Sonnensystems aus einer sich zusammenziehenden Wolke aus interstellarem 

Gas. Im Zentrum der Wolke stiegen Temperatur und Druck so an, daß die Atomkerne zusammengepreßt 

wurden, so daß es zu einer Kernfusion kam. Dadurch gab es eine nach außen gerichtete Kraft, die 

die Schwerkraft ausglich, so daß die Kontraktion zum Stillstand kam - die Sonne als Stern war geboren. 

Auf einer Scheibe rings um die Sonne sammelten sich Trümmer, deren Zentrifugalkräfte der Sonnenschwerkraft 

entgegenwirkten, so daß sie sich auf einer Umlaufbahn bewegten. Daraus entstanden die Planeten. Nah 

an der Sonne ist die Temperatur für Wasser und Methan zu hoch, als daß sich feste Brocken hätten bilden 

können. Dagegen konnten Materialien mit hohem Schmelzpunkt wie Eisen und Silizium hier in festem Zustand 

verharren. Die anwachsenden Körper saugten wiederum selbst Materie auf, mehr oder weniger zufällig 

- „Reich wird reicher und schluckt die Armen“ ist also sozusagen ein altes Naturgesetz. 

Die Erde entstand dabei in ca. 1496 Mill. km Entfernung von der Sonne. Die inneren, näher zur Sonne rotierenden 

Planeten sind klein und felsig, die äußeren dagegen groß und gasförmig (Methan, Ammoniak). Man 

unterscheidet dabei terristrische Planeten (erdähnlich) von sog. iuvianischen Planeten (jupiterähnlich). 

Durch den weiteren Meteoritenregen hat sich die Erde erwärmt, ebenso durch den Zerfall radioaktiver Kerne. 

Der Unterschied der Planeten entstand durch die Phase der Abkühlung, nachdem der Großteil der Materie 

aufgesaugt war. Die Erde konnte in dieser Phase weniger Wärme abstrahlen als z. B. Merkur, der im Ver- 

gleich zum Volumen eine größere Oberfläche aufweist (∅ Erde ∼ 13000 km, ∅ Merkur ∼ 5000 km). Dies 

weiß man aus Analogieschluß vom Mond, der bis ca. 160 km Tiefe geschmolzen war (APOLLO- 

Missionen); zunächst stieg in den kleineren Planeten wie beim Mond die Temperatur an der Oberfläche, 

wurde dann an das Weltall abgegeben und es bildete sich durch Abkühlung an der Oberfläche eine durchgehende 

LITHOSPHÄRISCHE PLATTE. 

Die Erde hat dagegen zunächst Energie aufgenommen und ist durchgeschmolzen (vor ca. 4,5 Milliarden Jahren). 

Dabei sind in der Schmelze schwere Mineralien abgesunken (eisenhaltig), leichte Mineralien aufge- 

stiegen (Silizium, Magnesium) - ähnlich wie in einer Öl-Wasser-Emulsion, d. h. es entstand eine Differenzierung. 

3


Wuppertal 




Auch Mars und Venus sind durchgeschmolzen, jedoch anschließend - wie der viel kleinere Mond - oberflächlich 

abgekühlt, so daß darauf eine lithosphärische Platte als einhüllende Schale entstand. 

Die Erde - als größter terrestrischer Planet - konnte nicht genügend Wärme abstrahlen als daß sich eine 

durchgehende lithosphärische Schale hätte bilden können. Zusätzlich entstand in der Schmelze durch Konvektion, 

d.h. durch Bewegung der Flüssigkeit und Blasenbildung ein Kreislauf mit Aufsteigen und anschließendem 

Absinken nach Abkühlung. Deshalb ist die Oberfläche nie ganz erstarrt, so daß eine bis heute anhal- 

tende tektonische Aktivität der Platten die Folge war. 

Der Unterschied zwischen den verschiedenen Planeten und damit die Möglichkeit der Entwicklung von Leben 

auf der Erde ist demnach göttliche Vorsehung oder Zufall, denn der Erddurchmesser als Maß für die 

Wärmeabstrahlfähigkeit ist nur 5 % größer als Venus, die Erdmasse nur 15 % größer als bei der Venus. 

2.2 Das Alter der Erde 

Im 17. Jahrhundert hat ein englischer Bischof aus der Addition der Lebensalter der biblischen Geschlechter 

errechnet, die Erde sei Dienstag, den 26. Oktober 4004 vor Christi um 9.00 Uhr morgens erschaffen worden. 

Mit der Entwicklung der technischen und naturwissenschaftlichen Untersuchungsmethoden iost das Alter 

der Erde immer weiter zurückdatiert worden, analog zu dem Postulat, daß die Erde so alt sein muß wie das 

älteste Gestein auf ihrer Oberfläche. Die Entwicklung der Kenntnisse ist aus der nacshfolgenden Zusammenstellung 

abzulesen: 

• 1,46 Mrd. Jahre mit Uran-Blei-Datierung 

• 3,1 Mrd. Jahre (Zirkon aus USA) 

• 4,6 Mrd. Jahre (Gestein aus Grönland). 

Das Durchschmelzen der Erde hat alle geologischen Uhren auf 0 gestellt, so daß erst danach wieder Gestein 

durch Erstarrung von Schmelze entstanden sein kann. Auch Meteoriten vom Mond sind auf ca. 4,6 Mrd. 

Jahre Alter datiert worden. 

4


Wuppertal 

2.3 Aufbau der Erde 



Die Erde hat einen Radius von ca. 6300 km und besteht 

aus mehr oder weniger konzentrischen Kugelschalen unterschiedlicher 

Dichte. Dabei unterscheidet man von innen 

nach außen: 

• Erdkern - fester innerer Kern, 

flüssiger außerer Kern, 

d = 3470 km 

• äußerer Erdmantel - leichter als Kern, flüssig, 

d = 2900 km 

• Erdkruste - feste äußere Schale = 

Lithosphäre, d = 35 km 


Abb. 2.1: Schnitt durch die Erdkugel [3] 

Die Dichteverteilung innerhalb der Erde nimmt von außen 

nach innen erheblich zu, beginnend in der sogenannten SiAl-Zonae (vorwiegend aus Silizium und Aluminium 

bestehend, meist Granodiorite als Gestein) mit 2,7 g/cm 3 über die sog.SiMa-Zone (vorwiegend Silizium 

und Magnesium, meist als Gabbro-Gestein) mit 3,0 g/cm 3 bis hin zur sog. NiFe-Zone im Erdkern (aus Nickel 

und Eisen) mit einer Dichte von 9 – 13 g/cm 3 (siehe Abb. 2.1). 

Die mit geologischen Methoden beschreibbare Zone ist nur die Erdkruste, d. h. die obersten 35 km. Selbst 

darin haben die tiefsten bisher ausgeführten Bohrungen (KTB – kontinentale Tiefbohrung bei Windisch- 

Eschenbach in Bayern sowie russische Bohrvorhaben) nur max. 10 – 12 km Tiefe erreicht. Die Vorstellung 

über den Erdmantel und Erdkern resultiert daher nur aus geophysikalischen Untersuchungsverfahren. 

5


Wuppertal 




Abb. 2.2: Schematischer Schnitt durch die Erdemit Einteilung in Zonen [2] 

6


Wuppertal 

3 Kreislauf der geologischen Stoffe 




Auf der Erdkruste treffen zwei Energie- bzw. Stoffströme aufeinander und wirken auf die Oberfläche ein. 

Beide bestimmen gemeinsam die Landschaftsgestaltung und stehen miteinander in unmittelbarer Wechselwirkung, 

nämlich die exogene und die endogene Dynamik. Daraus resultiert ein Kreislauf der geologischen 

Stoffe, in dem Gesteine entstehen und wieder eingeschmolzen werden. 

3.1 Exogene Dynamik (Sedimentbildung) 

Hierzu gehören alle Prozesse der Verwitterung von Gestein an bzw. in der Nähe der Erdoberfläche, aber 

auch Erosion, Transport, Sedimentation und Diagenese; alle üblicherweise als Boden bezeichneten Lockergesteine 

entstehen zunächst durch Verwitterung von Festgestein (Abb. 3.1). 

Abb. 3.1: Entstehung des Bodens durch Verwitterung des im Untergrund anstehenden Gesteins [1] 

• Verwitterung: Veränderung von Gestein im Kontakt mit der Hydrosphäre und der 

Atmosphäre 

• Ablauf der Verwitterung: durch physikalische und chemische Prozesse werden für die 

mineralischen Bestandteile neue Gleichgewichtszustände erreicht. 

7


Wuppertal 




Zunächst entstehen durch die Verwitterung von Gestein Blöcke und Schutt mit größerer Oberfläche, die den 

Atmosphärilien den Verwitterungsangriff erleichtern. Man unterscheidet dabei: 

• Physikalische Verwitterung = mechanische Zerkleinerung 

• Chemische Verwitterung = Lösung von Gesteinsteilen im Wasser, das keineswegs rein ist, 

sondern Lösemittel enthalten kann. 

3.1.1 Physikalische Verwitterung 

Zur physikalischen Verwitterung sind die Einwirkungen Temperatur, Frost, Salzkristallwachstum und (physikalisch-biologisch) 

der Wachstumsdruck von Pflanzenwurzeln zu rechnen. 

* Temperaturverwitterung : durch Anisotropie der thermischen Ausdehnungskoeffizienten in den 

Mineralkörnern in verschiedenen Achsrichtungen (Ausdehnungskoeffizienten 

8 - 35 . 10 -6 /K) 

die durch den Temperaturgradienten besonnte Erdoberfläche dehnt sich 

ca. 1,5-2,5fach stärker als die Luft (tägliche Einwirktiefe: < 0,5 m, jährliche 

Einwirktiefe: < 20 m). 

Die zugehörigen zyklischen Volumenschwankungen können bei Überschreiten 

der Zugfestigkeit zu Zugrissen im Gestein führen und lockern 

das Gestein allmählich auf 

* Frostverwitterung: Wasser dehnt sich beim Phasenübergang flüssig/Eis um ca. 9 % seines 

Volumens aus. Die Sprengkraft aus dieser Volumenszunahme in Hohlräumen 

beträgt bis zu pmax = 210 MN/m 2 bei ca. -22 o C; aber durch allseitige 

Drucksteigerung wird auch der Gefrierpunkt abgesenkt. Auch Kapillarspannungen 

= Grenzflächenkräfte zwischen Wasser und Kornoberfläche 

senken den Gefrierpunkt, z.B. bei feinkörnigem Ton auf –3 bis –5° 

C. 

Auf angelegten Schwächezonen (Klüfte, Schichtungen, Risse durch 

Temperaturschwankungen) des Gesteins konzentriert sich der Frost- 

8


Wuppertal 




angriff, da hier das Porenvolumen größer und die Wasserfüllung stärker 

sind als in dichtem Gestein. 

Häufiges Gefrieren und Tauen im Gefolge der Temperaturschwankungen 

lockern den Verband des Gesteins. Die Frost-Eindringtiefe beträgt in 

Deutschland ca. 0,5 - 0,7 m, im arktischen Sibirien 6 - 7 m. 

* Salzverwitterung: Kristallisierende Salze, die bei Verdunstung von salzhaltigem Wasser in 

aridem (trockenem) Klima in Spalten des Gesteins anwachsen, erzeugen 

einen Kristallisationsdruck. Bei erneuter Durchfeuchtung werden manche 

Salze durch Wasseraufnahme zu Hydraten. Durch die Kristallisation 

können Spannungen von 10 - 100 kN/m 2 entstehen. Häufiger Wechsel im 

Klima „feucht - trocken“ lockert entsprechend wie Frost das Gefüge von 

Gestein. 

* Physikalisch-Biologische 

Verwitterung: In der Vegetationszone kann durch den Wachstumsdruck der Pflanzenwurzeln 

(> 1 MN/m 2 ) ebenfalls eine erhebliche Lockerung des Gesteinsverbandes 

auftreten. 

3.1.2 Chemische Verwitterung 

Tiere lockern dagegen den Boden in der Regel nur auf und brechen damit 

der weiteren Verwitterung durch Frost und Temperatur Bahn. 

Im Gegensatz zur physikalischen Verwitterung wird durch chemische Verwitterung eine völlige Auflösung 

oder Umsetzung der Mineralsubstanzen von Gesteinen mit Hilfe von Lösungsmitteln bewirkt. Als Lösungsmittel 

kommen vor allem Oberflächen- und Grundwasser einschl. darin enthaltener Stoffe, z. B. Kohlensäure, 

Salze, Natriumchlorid, Ammoniumchlorid, Huminsäuren, schwefeliger Säure vor. 

* Lösungsverwitterung: Direkte Lösung von bestimmten Mineralien durch Wasser, z.B. bei Salzen 

wie Karbonat oder Gips 

1 l Wasser löst bei 20° C z.B.: 360 g NaCl 

2,5 g Gips (CaSO4 2H2O) 

0,014 g Kalkspat CaCO3 

9


Wuppertal 




Der Verlauf und das Ergebnis der Lösungsverwitterung hängt ab von: 

− klimatischen Bedingungen (Temperatur, Feuchte) 

− Ausgangsgestein (Mineralbestand) 

− Zeit 

− Relief (Tiefenreichweite, > 100 m). 

Nur wenige Minierale widerstehen der Lösungsverwitterung: z.B. 

Quarz (SiO2). Die gelösten Minerale werden weggeschwemmt, fallen 

wieder aus oder bilden neue unlösliche Verbindungen. 

* Kohlensäureverwitterung: Regenwasser enthält mehr oder weniger gelöstes Kohlenstoffdioxid 

CO2 (z.B. als „saurer“ Regen), besonders in der Bodenluft der nicht 

wassergesättigten Bodenzone ist die Konzentration an CO2 ca. 100 

mal höher als in der Außenluft. Auch die Verwesung organischer 

Substanz setzt CO2 frei; andererseits verbrauchen Pflanzen in der belebten 

Bodenzone durch Assimilation wiederum CO2. Die im Wasser 

gelöste Kohlensäure dissoziiert in Ionen: 

CO2 + H2O ⇒ H2CO3 ⇒ H + + HCO3 - ⇒ 2H ++ + CO3 -- 

Reines Wasser löst z.B. nur wenig Kalkspat/Calzit CaCO3 (0,014 g/l), 

aber bei CO2-haltigem Wasser bildet sich Calziumbikarbonat (dissoziiertes 

Ca-Hydrogenkarbonat). Dieses ist sehr viel stärker löslich, abhängig 

vom CO2-Druck, so daß die Löslichkeit erheblich zunimmt: 

CaCO3 + H + + HCO3 - → Ca ++ + 2 HCO3 -- . 

Da in warmem Wasser weniger CO2 gelöst wird als in kaltem (analog 

auch bei sinkendem Druck weniger CO2), löst kühles Grundwasser 

erhebliche Mengen an Kalkspat, während bei Erwärmung bzw. bei 

Entspannung = Druckabfall die Kohlensäure-Konzentration absinkt 

und daher Kalkspat bzw. Aragonit wieder ausfällt (z.B. erkennbar an 

der Kesselsteinbildung in Kochtöpfen bei kalkhaltigem Wasser. ). 

10


Wuppertal 




Auch Dolomit [(CaMg) CO3] wird durch kohlensäurehaltiges Wasser 

gut gelöst und fällt bei Erwärmung als mehliger Rückstand von Dolomitkriställchen 

aus. 

Abb. 3.2 Löslichkeit von Kalkspat/Calciumkarbonat in Wasser [1] 

* Rauchgasverwitterung = industriell bedingte verstärkte Verwitterung durch anthropogen erhöhte 

Konzentration CO2 und SO2, die durch Verbrennung von Kohle 

und Erdöl in der Luft entstehen. Der Kohlensäure bzw. Schweflige 

Säure enthaltende Regen löst direkt Kalkstein oder kalkig gebundenen 

Sandstein. Er dringt jedoch auch in nicht lösliches Gestein ein, dort 

bilden sich Salze und führen zu physikalischer Verwitterung (z. B. am 

Kölner Dom). 

* Oxidationsverwitterung Eisenhaltige Mineralien werden durch in Wasser gelösten Luftsauerstoff 

oxidiert; betroffen sind im wesentlichen Fe-Oxide, Fe-Sulfide, 

z.B. Pyrit (FeS2), das in den Nebengesteinen des Steinkohlenbergbaus 

im Rheinischen Schiefergebirge vorkommt und durch seine Verwitterung 

diese „Waschberge“ sehr sauer macht: 

2 FeS2 + 7 O2 + H2O → Fe2(SO4)3 + H2SO4 , 

11


Wuppertal 




Bei der Oxydationsverwitterung von eisenhaltigen Mineralien wird 

häufig zweiwertiges Eisen zu dreiwertigem Eisen oxidiert. Daraus 

entsteht ein Mineral namens GOETHIT (α FeOOH + H2O), das häu- 

fig darunter liegende Erzlagerstätten anzeigt. 

Brauneisenstein: Fe2O3 . H2O gelblich - rötlicher Farbumschlag 

Roteisenstein: Fe2O3 als Merkmal für den Beginn der 

chemischen Verwitterung. 

* Hydrolytische Verwitterung Silikate, d. h. die Salze der Kieselsäure werden vollständig gelöst und 

dann nicht - wie Carbonate und Salze - wieder ausgeschieden. In Wasser 

sind Silikate praktisch unlöslich. 

Kieselsäure/Alumo(Tonerde)-Kieselsäuren bilden Salze mit Alkalibzw. 

Erdalkali-Kationen: K, Na, Ca, Mg, Fl. Diese Salze setzen unter 

Druck-Temperatur-Beanspruchung bei Hydrolyse Molekül-Teile frei 

und finden neue stabile Verbindungen, so z.B.: 

4 K Al Si3O8 (Kalifeldspat = Orthoklas) + 4 H2O → 

Al4 (OH)8 Si4O10 (Kaolinit) + 2 K2O + 8 SiO2 (Quarz). 

Der Verwitterungsrückstand sind überwiegend Tonmineralien, d.h. 

Aluminiumhydrosilikate und Aluminiumhydrate. Alkalisalze K2O und 

Quarz werden fortgeführt (amorphe Gele), man spricht von Entkiese- 

lung 

oder z.B. Hydrolyse mit CO2-haltigem Wasser: 

2 K Al Si3O8 + 2 H2CO3 + H2O → 

Al2 OH4 Si2O5 (Kalolinit) + 4 SiO2 (Gel) + 2 K HCO3 (löslich). 

* Chem.-Biol. Verwitterung Mikro-Organismen, z.B. Bakterien und niedere Pilze, die auf Fels 

wachsen, scheiden Wasserstoff-Ionen H + aus. Das abgestorbene Ge- 

webe wird durch andere Kleinlebewesen im Boden in dunklen Hu- 

mus umgewandelt , d.h. hochmolekulare zyklische Huminsäuren. 

Diese leiten dann wieder eine chemische Verwitterung ein. 

12


Wuppertal 

3.1.3 Auswirkungen 




Bodenkunde 

in Land- und Forstwirtschaft, betrachtet die Verwitterungszone als Kulturboden, d.h. als Nutzpflanzenstandort 

(kolloidale Anteile Ton + Humus). 

Bodenmechanik 

betrachtet das mechanische Verhalten der Verwitterungszone als Lockergestein. 

Technische Gesteinskunde 

betrachtet die Wetterbeständigkeit und Festigkeit von Gestein als Baustoff, die Werkstoffprüfung erfolgt 

z.T. unter künstlichen Verwitterungsbedingungen. 

3.1.4 Erosion, Transport, Sedimentation 

Die Verwitterungsprodukte werden am Ort ihrer Entstehung von verschiednenen Transportmedien abgetragen 

(erodiert) und wegtransportiert. Als Transportmedien kommen neben der Schwerkraft dazu in Frage: 

• aquatisch, d.h. durch Wasser - Erosion, Abrasion, Subrosion 

• glazial, d.h. durch Eis - Exaration 

• äolisch, d.h. durch Wind - Deflation 

Je nach der örtlich wirksamen Klimazone - nivale Zone (nivalis = Schnee, lat.), periglaziale Zone, humide 

Zone, aride Zone (aridus = trocken, lat.) - herrscht das eine oder andere Transportmedium vor, wobei sich 

die Klimabedingungen in geologischen Zeiträumen erheblich ändern können und geändert haben. 

Die Bewegung der Transportmedien wird durch die Sonne exogen gesteuert (d.h. durch Energiezufuhr), indem 

die kurzwelligen Lichtstrahlen am Boden in langwelligere Wärmestrahlen umgesetzt werden und die 

Luft erwärmen. Dadurch steigt (heutzutage) die Luft am Äquator auf und strömt zu den Polen hin ab. Dabei 

wird Wasserdampf mitgerissen, der beim Kondensieren wieder Niederschlag liefert. Die Meeresflächen verdunsten 

mehr Wasser als das umgebende Land, daher müssen zum Potentialausgleich pro Jahr ca. 27000 

km 3 Wasser vom Land in die Ozeane fließen, damit der Kreislauf geschlossen wird. Das Potential dieses 

Wassers steht für eine gewaltige geologische Arbeitsleistung zur Verfügung. Genauso werden durch die 

Sonneneinwirkung von außen her auch die Winde und die Bewegung der Gletscher gesteuert. 

13


Wuppertal 




Transportmedium Wasser 

Der Transport des verwitterten Materials im Wasser erfolgt entweder in Lösung (bei chemischer Verwitterung) 

oder als Suspension (Schwebstoff-Fracht) mit diskreten Teilchen; beim Mitschleppen von größeren 

Teilchen spricht man von Geröllfracht bzw. Geschiebe. Bei ausreichender Fließgeschwindigkleit ist das 

Wasser in der Lage, Feststoffteile mitzureißen (s. Abb. 3.3). 

Abb. 3.3: Transport und Sedimentation durch Wasser, Wechselwirkung zwischen der Fließgeschwindigkeit 

und der Korngröße 

Geröllfracht - durch Schub des strömenden Wassers im Flußbett, Steine werden gerundet; 

je nach Härte des Gesteins benötigt die Rundung der Kiesel einen Transportweg 

von ca. 1 - 5 km für rel. weiche Ausgangsgesteine wie Kalkstein, Sandstein 

dagegen 10 - 20 km für härtere Ausgangsgesteine wie Quarzit oder Granit; 

eine Halbierung der Korngröße erfolgt nach 10 - 50 km Kalk, Sandstein 

100 - 300 km Quarzit, Granit; 

mit der Zerkleinerung ist eine Auslese des Härtesten verbunden (Gold, Diamant). 

Schwebfracht - feine Schwebstoffe werden durch Turbulenz in ganzem Wasser verteilt; 

Bergflüsse führen in der Regel mehr Geröll: z.B. der Inn: Schweb/Geröll = 2/1 

Flachlandströme führen mehr Schwebfracht: Wolga: Schweb/Geröll = 500/1. 

14


Wuppertal 




Lösungsfracht Im Wasser gelöste Mineralien treten überwiegend im Sickerwasseranteil von Bächen und 

Flüssen auf, d.h sind im Quellwasser vorhanden und werden weiter flußabwärts verdünnt; 

ihre Konzentration ist nicht von der Fließgeschwindigkeit abhängig. 

z. B. im Neckar Schwebfracht mg/l Lösungsfracht mg/l 

HW Frühjahr 380 760 

NW Herbst 20 690 

Akkumulation Bei Abnahme des Bach- bzw. Flußgefälles läßt die Fließgeschwindigkeit und damit die 

Schleppkraft des Wassers nach (s. Abb. 3.3), so daß fluviatile Sedimentablagerungen 

entstehen, zunächst die Geröllfracht (Terrassenschotter, Kies, Sand), bei weiterer Geschwindigkeitsabnahme 

auch die viel feinkörnigere Schwebfracht (Schluff, Ton, Schlick, 

Auelehm); dabei wird das mitgeführte Material nach der Korngröße sortiert und klassiert. 

In einem Flußdelta kann es dabei durch wechselnde Fließrichtungen und Fließgeschwindigkeiten 

eines Flusses zu ausgeprägten Schrägschichtungen kommen (s. Abb. 3.4). Auf 

diese Weise werden mit entsprechender Zeit die Geosynklinalen (d.h. tiefer gelegene 

Teile der Erdoberfläche, z.B. Becken) mit Sedimenten aufgefüllt. 

Abb. 3.4: Schrägschichtung und Kreuzschichtung in der Sedimentfolge eines Flußdeltas [1] 

Abrasion Bezeichnung für den Abtrag von Gestein durch Meeresbrandung an der Küste bzw. Litoralregion 

(lat. litus = Ufer); Gesteinsblöcke werden durch die Brandung gegen die Uferwand 

geworfen; dadurch entstehen Brandungshohlkehlen, deren lichte Höhe vom örtlichen 

Tidehub abhängt. Bei genügend tiefer Unterhöhlung brechen die überhängende 

Schichten nach (z.B. Helgoland oder Rügen, ähnlich im Lockergestein von Sylt). Die feineren 

Teilchen werden als Schwebstoff vom Meer hinausgetragen, die groben bleiben 

auf der Brandungsterrasse, werden aber nach der Größe sortiert. 

15


Wuppertal 




Die dadurch hervorgerufene Verschiebung der Küste ins Binnenland nennt man 

Transgression des Meeres. 

Transportmedium Eis 

In den nivalen (kalt, schneereich) Klimazonen erfolgt der Transport von verwittertem Material überwiegend 

durch Exaration (exarare = lat. auspflügen) infolge von Gletschereis-Bewegungen. Gletscher entstehen 

durch „Verfirnung“ von Schnee unter Druck des Eigengewichtes. Durch die Verdichtung infolge Eigengewicht 

entstehen dichter gepackte Kristallkörner, die im Gletscher jahreszeitlich geschichtet abgelagert sind. 

Mit zunehmender Tiefe wird innerhalb eines Gletschers aus dem weißen lufthaltigen Eis tiefblaues, nahezu 

luftfreies Eis. Bei ausreichend hohem Druck infolge Eigengewichts beginnt an der Sohle eines Gletschers 

das Eis plastisch zu fließen (z.B. Eispanzer über Grönland heute d > 3 km), weil der Schmelzpunkt von 

Wasser infolge Drucks um ca. 0,007K/100 kN/m 2 absinkt. Infolge Gravitation beginnt der Gletscher auf dieser 

plastischen Zone talwärts zu fließen. 

Der dabei ablaufende Vorgang der Exaration durch Abfrieren von Gestein aus der Talsohle durch ausgepreßtes 

Schmelzwasser und durch Ausschleifen eines Talgrundes führt zur glazialen Überformung der 

Landschaft, d.h. V-förmige Täler werden zu U-förmigen Tälern umgeformt. 

Abb. 3.5: Prinzipschnitt durch einen Gletscher [1] 

Schuttfracht: Grundmoräne, am Gletscherfuß zusammengeschoben und transportiert; unsortiert 

Seitenmoränen, Zufuhr von Schutt von oben auf den Gletscher, z.B. durch Lawinen etc.; 

beim Schmelzen sinkt die mitgeführte Moräne als ungeschichteter Geschiebemergel zusammen; 

bei Stillstand = Gleichgewicht zwischen Nachschub und Abschmelzen bauen sich an der 

Gletscherzunge Endmoränen auf; 

vor dem Gletscher sortieren die Schmelzwässer das mitgeführten Material in Sandern, 

ähnlich wie in den Schüttfächern von Bächen/Flüssen. 

16


Wuppertal 




In periglazialen Gebieten und im Permafrostgebiet erfolgt durch das Auffrieren in Eislinsen und Wiederauftauen 

ein hangparalleles Erdfließen, das man als Solifluktion bezeichnet. Auch durch diesen Frost-Tau- 

Wechselprozeß kann Schutt/Boden hangabwärts transportiert werden. 

Transportmedium Wind 

Bei großflächigen Vereisungen können herabwehende Fallwinde Gesteinstaub von der Gletscheroberfläche 

mit sich führen (Gletschertrübe) , jedoch auch vor der Gletscherzunge aus Sandern und Solifuktionsgebieten 

die feineren Körner herausreißen und fortwehen. Dieser Staub wird vor dem Eisrand durch Steppenpflanzen 

aufgefangen oder fällt in Lee hinter dem nächsten Hügelkamm durch Nachlassen der Windgeschwindigkeit 

wieder aus und bildet dann mehr oder weniger mächtige Löß-Ablagerungen als äolische Sedimente. Diese 

betragen in: 

• Deutschland 1 - 3 m (z.B. im Raum Heiligenhaus/Solingen vor der südlichen Vereisungsgrenze der 

nordeuropäischen Vereisung) 

• Rußland 15 m 

• China > 100 m. 

In ariden Gebieten (pflanzenarme Wüsten) mit einer Schuttdecke aus Temperaturverwitterung ist der Wind 

in der Lage, durch Deflation Feinbestandteile aus der Oberfläche zu lösen und damit in Form von 

Sandstürmen eine Korrasion = schleifende Wirkung von sandbeladenem Wind zu erzeugen (Monument Valley 

in USA). In Sandwüsten wird der Sand als DÜNE bewegt und wandert bis mehrere m/Monat leewärts. 

Bei jahreszeitlich wechselnden Winden können solche Dünen auch ortsfest bleiben. 

Ablagerung = Sedimentation 

Nach dem Ort und der Art der Ablagerung des mehr oder weniger sortierten Verwitterungsmaterials am Ende 

des Transportweges werden die Sedimente wie folgt unterschieden: 

Ort der Ablagerung Art der Ablagerung 

terrestrisch klastische Sedimente 

marin (im Meer) chemische Sedimente 

fluviatil (in Bächen oder Flüssen) organogene Sedimente 

limnisch (in Binnenseen) 

Schließlich unterschiedet man noch die klastischen Sedimente nach ihrer Korngöße in psephitische (griech. 

ψεϕos -Kiesel), psammitische (ψαµµos - Sand) und pelitische (πελos - Schlamm) Sedimente. 

17


Wuppertal 

3.1.5 Diagenese 




Mit Diagenese bezeichnet man die Verfestigung von als Lockergestein abgelagerten Sedimenten vom Zeitpunkt 

ihrer jeweiligen Ablagerung an. Dabei bleibt der Gefüge-, Stoff- und Mineralbestand des sedimentierten 

Materials im wesentlichen unverändert. Je nach stofflicher Zusammensetzung der Sedimente unterscheidet 

man: 

* synsedimentäre Diagenese: gleichzeitig mit der Sedimentation eintretende Verfestigung, zB. 

durchprimäre Kristallisation von Salzen oder Riffkalkzementation 

* postsedimentäre Diagenese: nach Abschluß der Sedimentation eintretende Verfestigung durch 

Druck- und Temperaturzunahme (< 300 o C), Kompaktion (vor allem 

bei Ton) durch steigende Überdeckung (räumliche Verdichtung), 

Wasseraustrieb, Umkristallisation, Kornzertrümmerung; 

nachträgliche Zementation (vor allem bei Sand), d.h. Verfestigung 

durch Ausfällung eines Bindemittels, z.B. Einkieselung durch Quarzlösung 

unter Druck oder durch Kalkzement als Bindemittel. 

3.2 Endogene Dynamik 

Plattentektonik, Vulkanismus und Erdbebenaktivität stehen in unmittelbarem Zusammenhang, wobei die 

heutige Vorstellung der Plattentektonik erst in den 60er Jahren entwickelt wurde. Die endogenen Kräfte - 

sichtbar an den Bewegungen der Erdkruste - sorgen immer wieder für frischen „Gebirgsnachschub“, an dem 

die exogenen Kräfte wieder ihre Verwitterungs- und Einebnungsarbeit verrichten können. 

3.2.1 Tektonik 

Die Tektonik beschreibt die Krustenbewegungen der Erde, auch die vorzeitlichen. Man unterscheidet dabei 

zwei Typen von Vorgängen: 

18


Wuppertal 




* Epirogenese beständige, langsame und lange andauernde Hebungen bzw. Senkungen der 

Erdkruste (allerdings auch mitunter ruckartig konzentriert), daraus entstehen 

Schwellen = Geoantiklinen und Gräben = Geosynklinalen 

* Tektogenese (Orogenese) Gebirgsfaltung, ggf. mit plötzlichem Freiwerden von potentieller Energie in 

Bruchflächen, wobei die Gesteinsmassen in Ruhelage zurückschnellen → Erd- 

beben, Brüche und Falten. 

Die Plattentektonik wurde in den 60er Jahren durch Magnetfeld-Messungen auf dem Ozeanboden belegt. 

Vulkanische Gesteine (z.B. die SiO2-armen Basalte) enthalten Kristalle von ferromagnetischem Magnetit 

(Fe304), die beim Erstarren/Abkühlen das wirksame Erdmagnetfeld fixieren (unterhalb der Curietemperatur, 

bei der die Atome sich ausrichten, ca. 550 - 450 o C, d.h. das Gestein ist schon erstarrt, wenn es magnetisiert 

wird). 

Die Messungen am Meeresboden ergaben Gestein, das entgegengesetzt zum heutigen Magnetfeld magnetisiert 

war („Nordpol“ an der Antarktis); d.h. das Magnetfeld muß sich im Laufe geologischer Zeiträume geändert 

haben. Gemeinsam mit der Datierung des Gesteinsalters ergab sich weltweit ein einheitliches Gesamtmuster. 

Die einzelnen Gesteinslagen wechseln in der Magnetisierungsrichtung (Wechsel jeweils alle 

0,5 - 2 Mill. Jahre). Auf dem Meeresboden zeichnen sich dadurch Linien umgekehrter Magnetisierung parallel 

zu den vorhandenen Rückenstrukturen ab. Mit dem Gesteinsalter kann man daraus eine Umkehrzeit- 

Skala entwickeln, aus der auch die Driftgeschwindigkeit der Plattenränder ermittelt werden kann. 

Das ca. 30 km entfernt vom mittelatlantischen Rücken liegende Gestein (umgekehrt magnetisiert) war 

600.000 Jahre alt. Demnach dehnen sich die Ozeanischen Platten aus (s. Abb. 3.6, heute ca. 1 - 5 cm/Jahr, d. 

h. 2 km 2 neue Fläche/Jahr), dafür wird an den Plattenrändern älteres Plattenmaterial nach unten gedrückt 

(Subduktionszonen = Benioff-Zonen, in denen horizontale bzw. schräge Pressungen vorherrschen). Entsprechend 

gibt es 2 Typen von Rändern an den ozeanischen Platten: 

• Zerrungszonen nennt man „Sea floor spreading“ (z. B. im Mittelatlantischer Rücken) 

• Pressungszonen nennt man Benioff - Zonen (z.B. westlich von Chile ). 

Die Konvektion im Magma unter der Lithosphäre bewegt die Oberfläche (wie bei einem Ölfilm auf fast kochendem 

Wasser) und zerreißt sie in Platten, die sich auf der flüssigen Unterlage bewegen. Die Kontinente 

unterliegen in der Regel nicht der Unterschiebung (Subduktion, s. Abb. 3.6), daher sind sie durchweg älter 

19


Wuppertal 




als die ozeanischen Platten. Eine Ausnahme ist der indische Subkontinent, der sich unter die asiatische Platte 

schiebt und dabei das Himalaya-Gebirge auffaltet. 

Abb. 3.6: Tektonik der ozeanischen Platten mit Subduktion an den kontinentalen Platten[1] 

Abb. 3.7: Rekonstruktion der Wanderung der Kontinente in der jüngeren Erdgeschichte[6] 

20


Wuppertal 




In Europa sind in der erdgeschichtlich „jüngeren“ Vergangenheit (bis ca. 580 Mio Jahre vor unserer Zeit) 

i.w. 3 Gebirgsbildungsphasen mit unterschiedlichen Beanspruchungsrichtungen durch die Kontinentaldrift 

der afrikanischen Platte gegen die europäische bzw. laurasische Platte abgelaufen: 

• die kaledonische Faltung am Ende des Silur (vor ca. 400 - 500 Mio. Jahren) 

• die variskische Faltung am Ende des Paläozoikums (vor ca. 230 - 350 Mio. Jahren) 

• die alpidische Faltung im Jungmesozoikum/Känozoikum (Jura bis Tertiär, vor ca. 15 - 180 Mio. Jahren), 

die nacheinander einschließlich der folgenden Verwitterungsphasen die heutigen europäischen Landschaftsformen 

geprägt haben. 

3.2.2 Magmatismus 

Abb. 3.8: Tektonisch-Chronologische Gliederung von Europa [1] 

Besonders an den Pressungsrändern der Platten (s. Abb. 3.9) entstehen Schwächezonen mit Teilaufschmelzungen 

der Kruste, in denen Magmen bzw. Laven aufsteigen und dabei erkalten und erhärten können: 

21


Wuppertal 




z.B. an den - Inselbögen an der Westküste des Pazifiks 

bzw. an den - aufgeschobene Kontinentränder wie Anden oder Rocky Mountains mit Vulkanismus. 

Abb 3.9: Gliederung der Erdkruste in lithosphärische Platten[6] 

Magma ist dabei die Bezeichnung für natürliche Gesteinsschmelzen, während als Lava nur freigesetztes 

Magma bezeichnet wird, welches durch Druckentspannung bereits entgast ist. Beim Zusammenstoß von 2 

kontinentalen Platten erfolgt die Subduktion nur unvollständig (Indien unter eurasische Platte), vielmehr 

werden dann Faltengebirge, z. B. der Himalaya, erzeugt. Man unterscheidet bei den magmatischen, d.h. 

durch Erkalten beim Aufstieg entstandenen Gesteinen folgende Grundtypen: 

• Tiefengesteine = Plutonite, in der Erdkruste erstarrtes Magma 

• Erstarrungsgesteine = Vulkanite, an der Erdoberfläche erstarrte Lava 

a) Vulkanismus 

Die Austrittsstellen des Magmas, das sich als Lava (1000 - 1100 o C heißer Schmelzfluß) an der Erdoberfläche 

ergießt, nennt man VULKANE (nach der Insel Vulcano nördlich Siziliens, im Äolischen Inselbogen, 

eine der liparischen Inseln). Insgesamt sind auf der Erde ca. 500 verschiedene, in geschichtlicher 

Zeit aktive Vulkane bekannt. Ihre Verbreitung orientiert sich ebenso wie die der Erdbeben häufig an 

jungen Faltengebirgen bzw. entlang größerer Brüche und der Plattenränder, dagegen kaum innerhalb von 

massiven Kontinentalplatten (Australien, Zentralasien, Nordamerika). 

Klassische berühmte Beispiele für Vulkane sind z.B.: 

22


Wuppertal 




• Vesuv (79 n. Chr. ausgebrochen mit der berühmten Verschüttung von Pompeji und Herculaneum), s. 

Abb. 3.10) 

• Ätna auf Sizilien (Vulkangebirge mit einer Vielzahl von seitlichen Ausbruchstellen, sog. parasitären 

Kratern) 

• Stromboli nördl. von Sizilien, ständig rhythmisch tätig, kleine Eruptionen täglich 

• Krakatau (1883/1927) in Indonesien/Sundainseln 

• Santorini (Ägäis) mit einem vom Meer überfluteten Einbruchkessel = Caldera. 

Abb. 3.10: Übersicht des Vesuv mit halbseitig erodiertem Somma-Krater 

Man unterscheidet folgende Vulkantypen: 

Schildvulkane = reine Lavavulkane (Hawaii und Island), die gasarme und Si02-arme Laven mit 

niedriger Viskosität, d.h. sehr dünnflüssig, fördern 

(Hawaii = 18 km hoch, ∅ 400 km, Kegel mit nur 5 o Böschungsneigung gegen die 

Horizontale, gebildet aus 5 Schildvulkanen; davon ist z.B. der Kilauea heute noch 

aktiv) 

Schichtvulkane = Stratovulkane (z. B. Vesuv, Ätna) mit Förderung von sog. Tephra, d.h. 

einem Gemisch aus Lava und bereits vorher erkaltetem Tuff, solche Vulkane bilden 

unter ca. 30 o geböschte Kegel mit leicht konkaven Hängen. 

Häufig enthalten solche Vulkane Radialgänge an parasitären Kratern = seitl. 

Ausbrüche, dadurch kann die charakteristische Form verändert sein. 

Gasvulkane = Lockerstoffvulkane, fördern überwiegend mit Lockerstoffen beladene Gase, 

meist Nebengesteinstrümmer! 

23


Wuppertal 




Die Baukörper dieser Vulkane heißen MAARE, d.h. ringförmige Wälle, die sich 

nach unten zu einem engem Spalt verengen (tektonische Kluft in der Kruste, die 

sozusagen von unten aufgeblasen wird). 

Vorkommen in Deutschland: Eifel, Schwäbische Alb, letzte Tätigkeit in der Eifel 

vor ca. 10.000 Jahren 

Subvulkane = Quellkuppen, d.h. in geringer Tiefe unter der Oberfläche erstarrte (meist Si02reiche) 

Lava, z. B. am Drachenfels; diese Vulkanform stellt den fließenden Übergang 

zur Erscheinung des sog. Lagerganges zwischen anderen Schichten (z.B. 

Diabasgänge) dar 

Submarine Vulkane = mit Unterwasserförderung liefern Pillow-Laven, die in großen Tropfen (∅ 0,2 - 2 

m) als plastische Kugeln übereinander geschichtet werden; dabei entsteht durch 

die schockartige Abkühlung häufig eine glasig abgeschreckte Haut, die durch das 

Weiterrollen zerbricht und wieder neu gebildet wird; solche Glassande nennt man 

Hyaloklastite = Glastuff, bei chemischer Reaktion mit dem Salzwasser und Bindung 

von tonigem Meeresbodensediement auch Palagonite. 

typische Förderprodukte der Vulkane 

vulkanische Gase - ursprünglich unter Druck in der Lava gelöst Gase, durch Entspannung 

und Abkühlung nahe der Oberfläche werden sie aus der Gesteinsschmelze 

gelöst, schäumen auf und bilden Blasen 

(überwiegend Wasserdampf, C02, S02) 

aufgeschäumte Lava wird leichter und dünnflüssiger, evtl. kann dadurch 

auch ein regelrechter Gasstrahl aus dem Schlot entstehen. In der Regel 

wird das Gas durch Viskosität der Schmelze zurückgehalten. 

Vulkanite = Ergußgesteine - silikatischer Schmelzfluß von 1000 - 1100 o C, der bei ca. 700 o C erstarrt. 

Si02-arme Schmelzen = dünnflüssig, liefern Lavadecken (Andesit) 

Si02-reiche Schmelzen = zähflüssig, liefern steile Staukuppen. 

Durch Schwindklüfte bei der Abkühlung und Volumenverminderung entstehen 

häufig sechsseitige Säulen (z.B. in Form der sog. Basaltorgeln). 

Vulkanische Kontaktmetamorphosen durch Wärmeabgabe an die benachbarten 

Gesteine neben dem Schlot sind typische Begleiterscheinungen. 

24


Wuppertal 




Pyroklastika = vulkanische Lockerstoffe - beim Aufschäumen der Schmelze entstehen blasige Fetzen, 

die in der Luft beim Flug erkalten, die sog. Pyroklastika. Der Stoff dieser 

Pyroklastika ist vulkanischen Ursprungs, der Absetzvorgang sedimentär. 

Auch ältere Trümmer (Aschen, Lapilli) können dabei mitgerissen werden. 

Mit organogenen Beimengungen nennt man die Pyroklastika Tuffite. 

Als postvulkanische Prozesse in der Erkaltungsphase eines nicht mehr fördernden Vulkans (z.B. in Island 

oder den Rocky Mountains) können mit fallender Temperatur bzw. steigendem Alter folgende auftreten: 

• Fumarolen - heiße Exhalationen von ca. 200 - 800 o C, sondern Salz ab, kommen bis ca. 100 Jahre 

nach Erlöschen des Vulkans vor. 

• Solfaturen - Wasserdampf-Exhalationen von ca. 90 - 250 o , C02- und H2S-haltig, sondern häufig 

Schwefel ab 

• Mofetten - C02-Austritte mit unter 200 o C Temperatur. 

Wenn solche Gas-Exhalationen das Grundwasser berühren, wird dieses aufgeheizt und mit Gas beladen. 

Dann entstehen THERMEN oder GEYSIRE bzw. Mineralquellen. Die im Wasser gelösten Mineralien 

(kieselig, kalkig) schlagen sich in der Umgebung als Sinterkrusten nieder. 

Wenn der Lavastrom in einem Vulkan von unten nachläßt, bricht häufig das Dach der entleerten Magmakammer 

zusammen, es entsteht anstelle des ursprünglichen Kraters ein kesselförmiges Becken, die 

sog. CALDERA (s. z.B. die Insel Santorini in der Ägäis). 

Blasenreiche Glaslava = Bimsstein wird bei plötzlicher Entgasung zertrümmert und als Tephra gefördert 

(z.B. als Ascheregen beim Ausbruch des Pinatubo/Philippinen). Bims -kommt in Deutschland im 

Neuwieder Becken vor (Laacher See), wo seit dem Tertiär bis zuletzt vor ca. 11000 Jahren (Eiszeit) ca. 

16 km 3 Bims abgelagert wurden. 

b) Plutonismus (Pluto = Gott der Unterwelt und des Reichtums, Erze) 

Als Plutonite bezeichnete man Gesteinsmassen, die aus erstarrtem Magmaschmelzfluß unter der Erd- 

oberfläche entstanden sind, eine andere Bezeichnung ist Tiefengesteine. Das flüssige Magma kühlt bei 

dieser Erscheinung in unterirdischen Räumen aus, die in Tiefen > 1 km unter der ursprünglichen Oberfläche 

liegen.Die dabei entstehenden Plutone sind meist von bedeutender Ausdehnung bis in große Tiefen 

der Erdkruste; sie werden erst durch die spätere Verwitterung der darüber vorhandenen Schichten 

25


Wuppertal 




freigelegt.Die Größe der Plutone kann sehr unterschiedlich bis hin zu ∅ 80 - 150 km sein (z.B. das Bro- 

ckenmassiv im Harz), bei großen Massen/Trichterplutonen spricht man von sog. Batholithen, während 

schlankere pilzförmige Stöcke als Lakkolithen bezeichnet werden. Auch kommen trichterförmig aufgeweitete 

Plutone (Ethmolithen) und 

gangförmige Spaltenformen (sog. 

Lopolithen) vor (s. Abb. 3.11). 

a) Batholith 

b) Trichterpluton 

c) Lakkolith 

d) Lopolith 

Abb. 3.11: Prinzipskizzen einiger Pluton-Formen 

Der chemische und physikalische Zustand des Magmas ändert sich bei der Platznahme und Auskristallisation 

ständig; flüssiges Magma wird zu zähem Kristallbrei in plastisch-strömender Bewegung. Dabei 

entsteht eine Zonenbildung, indem am Rand feinkörnige Abschreckzonen kristallisieren, während im Inneren 

gröbere Kristalle wachsen können, da hier der Erstarrungsvorgang langsamer abläuft (Erstarrungszeiten 

bis zu 8 Mio. Jahre). Durch den Magma-Druck von unten wölbt sich die bereits etwas abgekühlte 

Kappe auf und es kommt zu Zugrissen, sog. Querklüften. In diesen Klüften kann wiederum flüssiges 

Magma nachsteigen. Z.T. entstehen auch mehr oder weniger horizontale Lagerklüfte parallel zur Ober- 

fläche (= Schubrisse), die später zur charakteristischen Wollsack-Verwitterung führen. 

Abb 3.12: Kluftsystem eines großen Granitplutons [6] 

26


Wuppertal 




In den Klüften der Plutone bilden sich häufig auch in nachträglichen Intrusionen sog. Ganggesteine (z.B. 

Quarzgänge oder Porphyrgänge) oder es entstehen durch hydrothermale Vorgänge bedeutende Erzlagerstätten 

(Harz, s. Abb. 3.13, auch Erzgebirge). 

Abb. 3.13: Brockenmassiv als Beispiel eines großen Plutons mit verschiedenen Intrusionsphasen [1] 

27


Wuppertal 




Das Neben- bzw. Deckgestein eines Plutons nahe der Intrusionszone wird durch die hohe Temperatur 

der Schmelze in Form einer Kontaktmetamorphose in Gefüge und Mineralbestand verändert. Je nach 

Temperatur reicht dieser Kontakthof von einigen Metern bis zu mehreren Kilometern Entfernung. 

3.2.3 Metamorphose und Anatexis 

Durch wesentliche Änderung von Druck oder Temperatur (erheblich höher als zum Zeitpunkt der Gesteinsbildung) 

können in den Gesteinen (Sedimente, Magmatite) Mineralumwandlungen und strukturelle Änderungen 

(z.B. in Form einer Schieferung = Ausrichtung von Kristallen in einer Richtung) auftreten. Diesen 

Vorgang nennt man Metamorphose (=Umwandlung). Man unterschiedet dabei folgende Erscheinungsformen: 

• Regionalmetamorphose - größere Bereiche der Erdkruste geraten unter Zwängungsdruck, z.B. bei 

der Gebirgsauffaltung, Bildung dichterer Mineralien 

• Kontaktmetamorphose - in der Nachbarschaft von intrudierten Magmenkörpern (s. 3.2.2) kommt es 

zu örtlichen Änderungen der Druck-Temperatur-Verhältnisse (erhöhte 

Temperatur > 300°C), Freisetzen leichtflüchtiger Bestandteile 

Dabei ist der Metamorphosegrad, also die Art und der Umfang der mineralischen bzw. strukturellen Umbildung 

sehr unterschiedlich. Bei sehr hohen Temperaturen über 700-800 °C beginnt die vollständige Wiederaufschmelzung 

des Gesteins, die man als Anatexis bezeichnet (s. Abb. 3.14). 

Abb 3.14: Abhängigkeit der Metamorphose-Typen von Temperatur und Druck [1] 

28


Wuppertal 




Im allgemeinen werden die Gesteine durch die Metamorphose etwas homogenisiert. Durch Gebirgsfaltungen 

entsteht allerdings häufig ein klar gerichteter Druck parallel zur Faltungsrichtung (horizontal oder schräg) in 

der Erdkruste, so daß im Zuge der Regionalmetamorphose sowohl magmatisch entstandene Gesteine als 

auch Sedimentgesteine eine Einregelung von Mineralien nach ihrer Kristallstruktur erfahren, wobei besonders 

plättchenförmige Mineralien (Glimmer, Graphit, Ton) dann eine ausgeprägt anisotrope Schieferung erhalten 

können. Auch durch eine starke Scherung von Gestein (Dynamometamorphose) in Zonen starker tektonischer 

Beanspruchung kann die Struktur des Ausgangsgesteins stark geschiefert werden. 

Bei der Kontaktmetamorphose nimmt der Grad der chemisch/mineralogischen Veränderung des Ausgangsgesteins 

mit dem Abstand von dem Hitzeherd nach außen hin ab. 

Verschiedene metamorphe Gesteine, z.B. Gneise, können sowohl aus magmatischen Ausgangsgesteinen 

(Granit - Orthogneis) als auch aus sandig-quarzitischen Sedimentgesteinen (Grauwacken - Paragneis) entstehen. 

3.3 Stoffkreislauf 

Die 3 von der Entstehung her beschriebenen Gesteinstypen Sedimentgestein, Magmatite und Meta- 

morphite sind innerhalb der Erdkruste über geologische Zeiträume(kleinste Einheit ca. 10.000 Jahre) immer 

in Bewegung und in den Kreislauf der Verwitterung, Tektonik, Aufschmelzung und Kristallisation eingebunden 

(s. Abb. 3.15). 

Auch die in der Regel als Lockergestein bezeichneten Böden unterschiedlicher Korngöße stellen nur einen 

Momentanzustand in diesem Kreislauf dar. 

Die Geologie geht davon aus, daß die Erkenntnisse über die endogene und exogene Dynamik über die gesamte 

Erdgeschichte hinweg Gültigkeit besaß und somit die großen regionalen Unterschiede der Landschaftsformen 

i.w. durch klimatische und tektonische Veränderungen bedingt sind. 

29


Wuppertal 




Abb 3.15: Kreislauf der geologischen Stoffe und Gesteinsbildungsvorgänge 

30


Wuppertal 

4 Gesteinskunde 




Festgesteine der Erdkruste sind Mineralaggregate aus einer (monomineralisch) oder mehreren (polymineralisch) 

Mineralarten. Jedes Gestein läßt sich durch folgende Eigenschaften charakterisieren: 

• Mineralbestand Art der Mineralien und mengenmäßige Anteile, Modus 

• Gefüge - Struktur (Kornform/größe) 

- Textur (räumliche Anordnung und Orientierung der Mineralkörper) 

- innere Bindung (Kristallwuchs, Verkittung). 

Nach der Genese und den Umgebungsbedingungen beim Prozeß der Gesteinsbildung unterscheidet man 

grundsätzlich 3 verschiedene Gesteinsarten: 

• magmatische Gesteine (65 %) = Erstarrungsgesteine, entstanden durch 

Kristallisation einer aufsteigenden Schmelze 

• Sedimentgesteine (8 %) = Absetzgesteine, meist geschichtet, entstanden 

durch Absetzen von Verwitterungsprodukten anderer 

Gesteine, diagenetisch verfestigt 

• metamorphe Gesteine (27 %) = Umwandlungsgesteine, z.B. Schiefergesteine, 

entstanden aus anderen Ausgangsgesteinen 

durch Temperatur- und Druckänderung 

Die Ansprache von Gesteinen nach den nachstehend genannten Merkmalen wird als Petrographie bezeichnet. 

4.1 Mineralbestand = Modus 

4.1.1 Allgemeines 

Die Erdkruste wird aus Mineralien gebildet, die in sich chemisch/stofflich einheitlich (homogen) zusammengesetzt 

sind und in festem Aggregatszustand, meist in kristalliner Form vorliegen (im Gegensatz zur kristallinen 

Erscheinungsform gibt es auch nichtkristalline = amorphe Mineralien, z.B. Opal = aus Silikatgel 

31


Wuppertal 




entstandener wasserhaltiger Quarz oder Obsidian = Gesteinsglas). Überwiegend sind es anorganische Verbindungen, 

seltener auch chemisch reine Elemente. Reine Einzelkristalle sind eher selten, meist sind verschiedene 

Mineralien aus einer gemeinsamen Schmelze kristallisiert und dabei gegenseitig behindert bzw. 

unvollständig gewachsen. 

Auch die Mineralien können - wie die daraus zusammengesetzten Gesteine - auf verschiedene Arten entstehen, 

nämlich: 

• magmatisch durch Kristallisation aus einer Schmelze 

• sedimentär als Neubildung aus vorher vorhandenen gelösten oder festen Mineralien 

• metamorph als Umwandlung durch Änderung von Druck-/Temperaturbedingungen. 

Die Mineralogie unterscheidet die verschiedenen (ca. 3500 bekannten) Mineralien neben der chemischen 

Zusammensetzung nach folgenden physikalischen Kriterien: 

• Kristallform (mehr oder weniger regelmäßiger Raumgitterbau der Atome) 

• Optische Eigenschaften (Brechung/Beugung von Licht) 

• Spaltbarkeit und Bruchform 

• relative Härte (Ritzhärte auf der Mohs´schen Härteskala) 

• Färbung und Glanz (selektive Absorption, Reflexion und Refraktion von weißem Licht) 

• Strichfarbe auf Porzellan 

• Dichte ρ (g/cm³) 

• Schmelzpunkt, Wärmeleitfähigkeit, Wärmeausdehnung 

• Elektrisch/magnetische Eigenschaften (Leitfähigkeit, Piezoeffekte, Oberflächenaktivität). 

Unter Berücksichtigung des Chemismus werden die Mineralien in 9 Klassen aufgegliedert, die in Abb. 4.1 

dargestellt sind. Nach der typischen Form der Kristalle und des Kristallgitter-Aufbaus unterscheidet man 7 

Kristall-Systeme, wobei Verzerrungen von der idealen Geometrie des Kristallbaus berücksichtigt sind (s. 

Abb. 4.2). 

32


Wuppertal 




Abb. 4.1: chemische Gliederung der Mineralien in 9 Klassen [6] 

Abb. 4.2: Gliederung der Kristallformen in 7 Kristall-Systeme [6] 

33


Wuppertal 

4.1.2 Gesteinsbildende Mineralien 




Im Mineralbestand eines Gesteins unterscheidet man zunächst Hauptgemengteile (>10 Vol. %), Nebengemengteile 

(< 10 Vol. %, z.B. Hornblende-Granit) und akzessorische Gemengteile (< 2 Vol. %). Die Bestimmung 

der Volumenanteile erfolgt durch Punktauszählung in einem durchleuchtbaren Dünnschliff unter 

dem Mikroskop, ggf. unter Einsatz von Polarisationsfiltern. 

Dabei läßt sich eine Farbzahl (C.I. = Colour Index = ΣV % aller Mineralarten mit Dichte > 2,8 g/cm 3 ) er- 

mitteln, da leichte Mineralien geringer Dichte sich im Dünnschliff farblos zeigen, während schwere Mineralien 

stärker farbig durchscheinen. Die verschiedenen Mineralien können diesbezüglich 3 unterschiedlichen 

Farbtypen zugeordnet werden: 

• felsische Mineralien = hell, farblos (leukokrat) 

• mafelsische Mineralien = mäßig farbig, durchscheinend (mesokrat) 

• mafische Mineralien = farbig, dunkel (melanokrat). 

Von den ca. 50 gesteinsbildenden Mineralien sind nur 25 verschiedene in der Erdkruste weit verbreitet; ihre 

volumenmäßige Verteilung zeigt Abb. 4.3. Man erkennt daran, daß die überwiegende Menge (87 %) sog. 

Silikate, d.h. Salze der Kieselsäure (immer mit Silizium- und Sauerstoffatomen) sind. Dadurch herrschen als 

chemische Elemente Sauerstoff und Silizium vor (94 % des Erdkrustenvolumens bestehen aus Sauerstoff). 

Durch die unterschiedliche Dichte der Elemente bestehen erhebliche Unterschiede hinsichtlich der Verteilung 

der Gewichts- bzw. der Volumenanteile in der Erdkruste. 

Abb. 4.3: Volumen- bzw. Gewichtsanteile der gesteinsbildenden Mineralien/Elemente in der Erdkruste [7] 

34


Wuppertal 

4.1.2.1 Silikate 




Die ca. 1200 verschiedenen Silikat-Mineralien kommen in kaum übersehbarer Zahl von Ausbildungen vor, 

davon sind jedoch nur einige wenige für den Aufbau der Erdkruste maßgebend. (87 Vol. % der Erdkruste) 

Feldspäte 

Orthoklas K Al Si3O8 (gerade brechend) 

Plagioklas Albit - Ca Al Si2O8 

Anorthit - Na Al Si3O8 (schief brechend) 

Quarz (Si O2) = „Kieselsäure“, meist klar und durchsichtig, nahezu nicht verwitterbar, daher in 

fast allen Sediementgesteinen vertreten, daneben auch in vielen magmatischen/kristallinen 

Gesteinen als Gemengteil, meist zuletzt erhärtend und damit als Füller in den verbliebenen 

Räumen zwischen den anderen Mineralien 

Härte 7, Dichte ρ = 2,65 g/cm³ 

Glimmer Muskovit = Hellglimmer (K Al3 (OH)2 Si2 O10), Härte 2-2,5, Dichte ρ = 2,85 g/cm³, guter 

Isolator, daher Verwendung als Wärmesisolator in Heizgeräten; ein Abart davon heißt 

Serizit, der Vorgang der Serizitisierung = Zersetzung von Albit in Glimmer. 

Biotit = dunkel, Eisenmagnesiaglimmer, Härte 2-2,5, Dichte ρ = 2,90 - 3,20 g/cm³. 

Beide feinschuppig/blättrige Form, ausgezeichnet spaltbar wegen ausgeprägtem 

Schichtgitteraufbau. 

Ähnlich dem Glimmer: Chlorit (grün, Verwitterungsprodukt des Biotit), Talk (fettig-weiß, 

Härte 1), Serpentin (faserig, Asbest, Verwitterungsprodukt des Olivin), 

Glaukonit (grün, aus Zersetzung in Meerwasser entstanden) 

Pyroxen Augit (Ca Mg Si2 O6 mit Al2O3 und Fe2O3), gehört zu den melanokraten Gemengteilen 

(feuerfremd) (glänzt schwarz, braun, grün), kommt vor in Eruptivgesteinen Basalt, Tuff 

Strich grünschwarz, Härte 5 - 6, Dichte ρ = 3,3 - 3,6 g/cm³ 

Amphibole z.B. Hornblende, griech. für „zweideutig“, Mischung aus Ca Mg-Silikat und Ca Fe-Silikat, 

grün oder braunschwarz 

kommt vor in Magmatiten und Metamorphiten (kristallinen Schiefern), 

Strich: graugrün, Härte 5 - 6, Dichte ρ = 3,1 - 3,4 g/cm³ 

35


Wuppertal 




Olivin (Mg, Fe)2 [Si O4], grünlichgelb bis schwarz, Fe oxidiert bei Verwitterung und führt 

zu rostbrauner Färbung 

kommt vor in basischen (d.h. kieselsäurearmen) Eruptivgesteinen, z. B. Peridotiten 

Strich weiß, Härte 6,5 - 7, Dichte ρ = 3,1 - 3,4 g/cm³ 

Tonminerale = Tonerdesilikate Al2O3 + SiO2 + Wasser, z.B. Kaolinit, Illit, Smektit/Montmorillonit 

4.1.2.2 Karbonate, Salze (nicht silikatische gesteinsbildende Mineralien) 

Kalkspat Calcit = Ca CO3 , formenreichstes Mineral 

weißlich-trüb, kaum von Milchquarz zu unterscheiden, bei HCl-Reaktionen schäumend. 

Kommt vor in Kalkstein, Marmor, auch in Tonmergel und Sandstein, ebenso 

als Gangmineral in Hohlräumen und Klüften, dann mit trigonaler Kristallform. 

Härte 3, Dichte ρ = 2,70 - 2,72 g/cm³ 

Aragonit = Ca CO3 rhombisch-dipyramidal, leichter löslich als Kalkspat, unbeständig = metastabil, 

kristallisiert oberhalb 29 o C, weiß-grau, hellgrün; Strich weiß 

kommt vor in sinterartigen Krusten von Thermalquellen, Kesselstein, ebenso in 

Klüften basischer Ergußgesteine 

Härte 3,5 - 4, Dichte ρ = 2,95 g/cm³ 

Dolomit = Ca Mg [CO3]2, grauweiß mit gelb-bräumlichem Ton (Fe) 

Löslichkeit: Kalkspat 

Dolomit 

Strich: weiß, Härte 3,5 - 4, γ = 2,85 - 2,95 

3 

= , Verwendung als feuerfestes Material 

1 

Siderit = Fe CO3 = Spateisenstein, Erscheinungsform ähnlich Dolomit 

Härte 4 - 4,5, Dichte ρ = 3,8 - 4,5 g/cm³ 

Sulfate (Salze der Schwefelsäure) 

besser wasserlöslich als Karbonate und fällen daher in Meeresbecken erst nach der 

Karbonatfällung, so z.B.: 

Gips = Ca SO4 . 2H2O, klare, farblose Kristalle (Alabaster, Marienglas), schichtiger Aufbau, 

gut spaltbar, gut wasserlöslich, daher Erdfallgefahr; bei 107 - 110 o C entsteht durch chem. 

36


Wuppertal 



Wasserverlust ein Halbhydrat: Ca SO4 . ½ H2O. 

Gipsrose = Sand mit Gips verfestigt 


Härte 2 (mit Fingernagel ritzbar), Dichte ρ = 2,3 - 2,4 g/cm³ 

Anhydrit = Ca SO4, Primärausscheidung in der salinaren Abfolge 

leicht mit Kalkspat zu verwechseln (Säuretest, Kalkspat braust durch entweichendes CO2) 

Vergipsung = Hydratation durch Wasseraufnahme mit bis zu 62 % Volumenzunahme 

(Gipshüte auf den norddeutschen Salzstöcken) 

farblos, glasglänzend, trübe, weißer Strich, Härte 3 - 4, Dichte ρ = 2,9 - 3,0 g/cm³ 

Steinsalz = NaCl (Halit) / KCl (Sylvin), stechend salzig, kristallisiert kubisch, farblos/grau-rötlich 

durch MgCl-Verunreinigungen, hygroskopisch, plastisch deformierbar, hohe 

Wärmeleitfähigkeit, Härte 2, Dichte ρ = 2,0 - 2,2 g/cm³ 

4.1.2.3 Nebengemengteile 

Pyrit FeS2 = Schwefelkies (Katzengold), , kubische Kristalle, goldfarben, 

häufig in Buntmetallerzen, in Sedimenten auch als Knollen, in Kohle häufig in Knollen enthalten 

(Schwefelkohle), durch exotherme Verwitterung häufig Selbstentzündung von Kohlehalden 

Strich: grünschwarz , Härte 6 - 7, Dichte ρ = 4,8 - 5 g/cm³ 

andere Sulfide z.B.: Kupferkies Cu Fe S2 

Magnet kies FeS 

Markasit FeS2 

Sulfide zersetzen sich an der Erdoberfläche exotherm, was sich in Zuschlägen für Beton und 

Schwarzdecken sehr schädlich auswirkt: 

FeS2 + 2,5 H2O + 7,5 O → 2H2 SO4 + Fe OOH 

Bleiglanz = (PbS) in hydrothermalen Erzgängen 

Schwefelsäure Limonit (Rost) 

metallischer Glanz, schwer, würfelig, Härte 2,5 - 3, Dichte ρ = 7,2 - 7,6 g/cm³ 

Magnetit = (Fe3 O4) = Doppeloxid aus FeO und Fe2O3 in magmatischen Gesteinen, ferromagnetisch, 

schwarze kubische Kristalle verantwortlich für dunkelgraue Farbe von Basalt und Gabbro 

37


Wuppertal 




Strichfarbe schwarz, Oberfläche blauschwarz, Härte 5,5, Dichte ρ = 5,2 g/cm 3 

wird bei Verwitterung zu Sanden in Schwermetallseifen angereichert; Vorkommen z.B. als 

schwedisches Eisenerz mit 72 % Fe 

Hämatit = Blutstein (Fe3O3), roter Glaskopf, traubenförmig, auch z. B. in rotem Sandstein, der durch 

Hämatithäutchen an den Quarzkörnern gefärbt wird; Farbe schwarzgrau, Strichfarbe kirschrot 

bis rot; wichtiges Eisenerz, Farbstoff, Polierrot 

Härte 5,5 - 6, Dichte ρ = 5,2 - 5,3 g/cm 3 

Limonit = Gelbeisenerz (Fe OOH), brauner Glaskopf, in Raseneisenerz 

Gemisch aus Goethit (Nadeleisenerz) und Lepidokrit (Rubinglimmer, β - Fe OOH) 

Endprodukt der oxidischen Eisenverwitterung, wird in Böden gelbbraun angereichert; 

Vorkommen hauptsächlich in Sedimenten; Härte 5 - 5,5, Dichte ρ = 3,5 - 4 g/cm³ 

4.1.2.4 Akzessorische Gemengteile 

Zirkon = Zr SiO4 , habicht-farben: braun-grün, Strich: weiß 

als gelbrote Varietät auch: Hyazinth (Edelstein) 

enthält radioaktive Elemente, Vorkommen in sauren Eruptivgesteinen 

Härte 7,5, Dichte ρ = 3,9 - 4,8 g/cm³ 

Apatit = Ca5 (PO4) F und Ca5 (PO4) Cl, Phosphoritknollen, kommen vor in Magmatiten und 

metamorphen Gesteinen, verwittert leicht und düngt den natürlichen Boden 

Titanit = (Ca Si TiO5) in Magmatiten, Granit, Trachyt 

Rutil = (TiO2) gelbbraun-rotschwarz, Strichfarbe gelb, kommt vor in metamorphem Gestein 

und Sedimenten 

4.2 Gefügebeschreibung 

Zur Beschreibung des Gefüges werden folgende Eigenschaften qualitativ und nach Möglichkeit auch 

quantitativ beschrieben: 

38


Wuppertal 



• Raumerfüllungsgefüge dicht, schaumig, porös, blasig, kavernös 

• Struktur = Korngefüge der einzelnen Mineralkörner 

− nach dem Aggregatzustand holokristallin, glasig, hypokristallin 


− nach Gestalt der Gemengteile idiomorph (freies Wachstum der einzelnen Kristalle) 

xenomorph (behindertes Wachstum) 

hypidiomorph (Tiefengesteinsgemengteile) 

− nach der absoluten Größe makrokristallin (mit bloßem Auge erkennbar) 

mikrokristallin (nur unter dem Mikroskop erkennbar) 

kryptokristallin (auch unter Mikroskop nicht bestimmbar) 

− nach der relativen Größe körnig - alle Minerale etwa gleich groß 

porphyrisch - idiomorphe Einsprenglinge in feinkörniger 

Grundmasse, z.B. bei vulkanischen bzw. 

Ganggesteinen 

• Textur richtungslos (Tiefengesteine) isotrop 

Magmatite 

Fließtextur (parallel zur Fließrichtung) anisotrop 

Sedimente 

4.3 Magmatische Gesteine 

anisotrope Orientierung durch schichtigen Absetzvorgang 

wellig, scharig 

Metamorphite 

- Einregelung der Mineralien durch Schieferung (Bänderung) 

- stengelige Textur (Hornblende) 

- richtungslos - massig (unter Temperatureinfluß) 

Magmatische Gesteine - d. h. aus Erstarrung von silikatischen Schmelzen entstandene Gesteine - werden unterschieden 

nach dem Ort der Entstehung: 

a) Plutonite = Tiefengesteine, Batholith, Lakkolith (griech. λακκos = Lochzisterne) 

39


Wuppertal 




b) Ganggesteine = in Gängen/Hohlräumen aufgestiegene, schneller erstarrte Tiefengesteine 

(Subvulkanite) 

c) Vulkanite = Ergußgesteine bzw. Effusivgesteine, die an der Erdoberfläche bzw. im Wasser 

sehr schnell erstarrt sind 

4.3.1 Tiefengesteine 

Das in die Erdkruste aufsteigende Magma erkaltet sehr langsam, wobei eine Magmendifferentiation eintritt 

(2 bis 6 km unter der Oberfläche). Der Gehalt an Kieselsäure (Si O2) im Magma bestimmt dessen Viskosität: 

• Si O2 - reich: saures Magma, zähflüssig; meist mit hellen Mineralien (Quarz, Orthoklas) 

• Si O2 - arm: basisches Magma, dünnflüssig; meist mit dunklen Mineralien (melanokrat). 

Die Magma hat eine Temperatur von ca. 1200 - 1300 o C; bei 1200 - 700 o C beginnt die Kristallisation. Die 

Tiefengesteine haben meist eine kristalline Struktur, da sie langen, bis 10.000 Jahre andauernden Abkühlzeiten 

unterliegen, so daß zuerst einzelne größere Kristalle wachsen können (1 - 10 mm groß). Quarzkristalle 

erstarren meist zuletzt und füllen damit die Hohlräume zwischen den Primärmineralien aus. Die zuerst erstarrenden 

Mineralien wachsen idiomorph, die restlichen nur noch hypidiomorph bzw. sogar xenomorph, 

d.h. mit Verwachsungen bzw. behindertem Wachstum. Man unterscheidet je nach Zusammensetzung der 

Schmelzen: 

− Granite und Granodiorite 

enthalten ca. 65 Gew.-% Kieselsäure, d.h. es sind „saure“ Gesteine 

normiert, d. h. Quarz, Alkalifeldspäte (Orthoklas, Albit) und Plagioklas gibt 100 %: 

dann: 20 - 60 % Quarz (Vol.) 

Granit meist mit Orthoklas als Feldspat 

Granodiorit meist mit Plagioklasen als Feldspat 

Färbung: grau, weiß, rötlich (Hämatit), gelblich (Oxidation) 

Leukogranit < 5 % mafische Gemengteile 

Melanogranit > 20 % mafische Gemengteile 

40


Wuppertal 




Struktur: grobkörnig, einzelne Mineralkomponenten sind mit dem bloßen Auge erkennbar; 

seltener porphyrisch, d.h. mit grobkristallinen Feldspäten von 1 - 15 cm ∅ (Kalifeld- 

Verwitterung: 

spat = Orthoklas) 

meist auf Klüften (Wollsackverwitterung), vorzugsweise die Feldspäte verwittern zu 

Tonmineralien 

Verwendung: als Werkstein oder Schotter, bei starker Klüftung auch als Brechkies/Splitt 

− Syenite und Monzonite (seltener, in Deutschland kaum vorkommend) 

ausgewogener mittlerer Kieselsäuregehalt, enthält kaum freie Quarzkristalle, 

Quarz < 20 Vol.-% normiert bzw. 

auf die Summe aus Quarz + Plagioklase + Alkalifeldspat bezogen: 52 - 65 Gew.-% 

Kieselsäure 

Syenit: enthält mehr Alkalifeldspat als Plagioklas 

Monzonit: enthält gleich viel Alkalifeldspat wie Plagioklas. 

Struktur: ähnlich Granit 

Färbung: lebhaft durch 10 - 35 % mafische Gemengteile 

− Diorite und Tonalite (selten, in Deutschland im Bayr. Wald/Fichtelgebirge) 

Modus: kaum Alkalifeldspäte (Orthoklas und Albit), überwiegend Plagioklas 

ca. 52 - 65 Gew.-% Quarz 

Diorit: 25 - 50 Vol. % mafische Gemengteile (Hornblende, Biotit) 

Tonalit: 10 - 40 Vol.% mafische Gemengteile 

Struktur: ähnlich Granit, meist mittel- bis feinkörnig 

Färbung: dunkel, grau oder schwarz - weiß gefleckt 

− Gabbros (häufig, in Deutschland überwiegend im Schwarzwald, Odenwald, Harz) 

basisches Gestein mit weniger als 52 Gew.-% SiO2, max. 10 Vol-% Quarz 

leukokrate Gemengteile (Ca-reich): überwiegend Plagioklas, > 50 Vol.-% Anorthit 

mafische Gemengteile: ∼ 50 Vol.-% Hornblende, Augit, Olivin 

Dichte: 3,0 g/cm 3 , zäh, d. h. schlagfest, schwarz/grün/braun 

weniger verwitterungsbeständig als Granit 

41


Wuppertal 




− Ultramafitite (Vorkommen in Harz, Odenwald, Erzgebirge) 

z. B. Peridotit mit mehr als 90 Vol.-% mafischen Gemengteilen = Olivin, Augit, 

4.3.2 Ganggesteine 

Hornblende, enthält keinen Quarz ⇒ ultrabasisch; 

meist dunkelgrün bis schwarz, häufig serpentinisiert (Olivin → Serpentin), 

Dichte 3,2 - 3,5 g/cm 3 , feinkörnig. 

Analog Granitmagma, jedoch mit porphyrischer Struktur, d. h. große idiomorphe Einsprenglinge in relativ 

feinkörniger Grundmasse. Einsprenglinge in der Tiefe kristallisiert und hochgetragen, der noch flüssige Rest 

ist schneller erkaltet. 

Granitporphyr = gleicher Mineralbestand wie Granit, große Kalifeldspäte (Orthoklase) und 

Quarze 

Granit-Aplit = Anreicherung der hellen Gemengteile Orthoklas, Albit, Quarz; 

kaum Glimmer, Gänge in Graniten 

Pegmatit = grobkörnig, Quarz und Orthoklas mit seltenen Mineralien Topas, Turmalin 

(faustgroße Kristalle), Glimmer 

Lamprophyre = Ganggestein von basischem Tiefengestein (Gabbro) 

(Spessartit) grünlichgrau (Hornblende, Augit, Olivin) 

4.3.3 Ergußgesteine (Vulkanite) 

Schnell erkaltetes Magma an der Erdoberfläche, daher in der Erscheinungsform meist nur mikrokristallin 

oder kryptokristallin. Man unterscheidet wieder nach der mineralischen Zusammensetzung der Schmelze - 

analog zu den Magmatiten (s. Abb. 4.4) 

Rhyolith = entspricht vom Mineralbestand dem Granit, meist durch Anatexis entstanden 

(in Deutschland selten) 

Quarzporphyr = feinkörnig, Einsprenglinge von Orthoklas und Quarz häufig mit Poren (dann 

nicht frostsicher) 

42


Wuppertal 




Färbung: rötlich hell bis weißgrau (Porphyr = Rote Schnecke → lat. Purpur) 

Liparit = jungvulkanische Rhyolithe und Bimsstein (schaumiges Glas, grauweiß, Dichte 

1 g/cm 3 ) mit Orthoklas-Einsprenglingen 

Obsidian = dunkle Gläser 

Perlite = perlig zerfallender Obsidian 

Trachyt = entspricht dem Mineralbestand von Syenit (wenig Quarz) 

Struktur: porphyrisch, porös 

Einsprenglinge aus Orthoklas, Hornblende, Plagioklas 

Textur: Flußbild zwischen den Einsprenglingen 

Färbung: grau bis gelblich 

Siebengebirge/Westerwald, als Keratophyr: Schwarzwald, Vogesen 

geringere Druckfestigkeit 70 - 150 MN/m 2 

Andesit = Ergußäquivalent zum Diorit, d. h. kaum Quarz 

Farbe: grau bis schwarz, porphyrisch, fluidale Textur, dunkle Einsprenglinge 

häufig im Siebengebirge/Eifel/Westerwald 

Porphyrit = altvulkanische Form des Andesit häufig grünlich durch Chloritisierung von Augit + 

Hornblende, kommt vor in Harz, Vogesen, Saar - Nahe 

Basalt = Ergußäquivalent zum Gabbro, quarzfrei, basisch; häufiges jungvulkanisches 

Ergußgestein, dunkel bis schwarz, weil nur melanokrate Gemengteile 

Struktur: dicht, nur undeutliche Einsprenglinge 

Dichte: 3,0 g/m 3 , Festigkeit: bis 350 MN/m 2 

Diabas: feinkörnige altere Basalte, altvulkanisch (gröber als dicht) 

alter Diabas = (Rhein. Schiefergebirge, Devonausbrüche) 

Melaphyr säulige Absonderung, blaugrau - schwarz 

Sonnenbrand ist eine besondere Basaltverwitterung, die die Verwendung als 

Baustoff gefährden kann; sie tritt ein, wenn Analzim (Na[Al Si2 O6]) aus Nephelin 

entsteht, dann erfolgt ca 5 % Volumenvergrößerung und entsprechende Sprengwirkung 

und Zerfall, sichtbar an grauen Flecken bis hin zu kirschgroßen Körnern. 

43


Wuppertal 




Kurztest auf Sonnenbrandgefahr 10 min. Kochen in Salzsäure, wenn dann keine 

weißen Flecken auf dem Gestein auftreten→ keine Sonnenbrandgefahr 

Melabasalt = Pikrit = ultrabasisches Ergußgestein, vom Mineralbestand her dem Peridotit ähnlich; 

> 65 % mafische Gemengteile, altvulkanisch 

Phonolithische Tuffe = verfestigte vulkanische Aschen mit Einsprenglingen (Lapilli, Bomben) 

weiches, porenreiches Gestein mit Grob- und Feinbestandteilen, mitunter gut 

verfestigt, so daß daraus Werksteine gewonnen werden können (nicht frostsicher); 

Vorkommen z.B. in der Eifel (Laacher See) als weißgrauer feiner Tuff, der in 

gemahlener Form als Traß auch hydraulisch abbindet, ähnlich den bei den Römern 

verwendeten Puzzolanen. 

Abb. 4.4: Übersicht zu den Entstehungsbedingungen für magmatische Gesteine [7] 

4.4 Sedimentgesteine 

Die Sedimentgesteine entstehen durch Ablagerung von verwittertem, erodierten Material bzw. durch chemische 

oder organische Ausfällung. Aus dem so abgelagerten Lockergestein wird durch Diagenese (Verfestigung 

über lange Zeiträume durch Verdichtung, Erwärmung oder Kristallisation von Bindemitteln etc. ohne 

wesentliche Veränderung des Gefüges und des Mineralbestandes) dann ein Festgestein. Man unterscheidet: 

44


Wuppertal 




• klastische Sedimente - nach der Größe sortierte Ablagerung je nach Schleppkraft der Transportmedien 

Wasser und Wind, z.B. Sandstein, Tonstein, Schluffstein, Grauwacke, 

Konglomerat, Brekzie (s. Abb. 4.5); das Transportmedium Eis erzeugt praktisch 

keine Sortierung 

• chemische Sedimente - Ausscheidungssedimente, transportiert in gelöster Form und abgelagert durch 

chemische Ausfällung, z.B. Kalkstein, Dolomit, Travertin (calzitisch gebunden), 

Flint/Feuerstein, Kieselgur, Kieselschiefer (kieselig gebunden), 

oder Eindampfungsgesteine (Evaporite) z.B. Steinsalz, Gips 

• organische Sedimente - unvollständig zersetzte organische Substanzen (Torf, Braunkohle, Steinkohle, Öl, 

Erdgas) oder Ausfällungen durch Einwirkung von Lebewesen (Riffkalke) 

Abb. 4.5: Erscheinungsform von Sedimentgesteinen (nach diagenetischer Verfestigung gefaltet) 

Abb. 4.6: Übersicht der Klastischen Sedimentgesteine (Trümmergesteine) nach [1] 

45


Wuppertal 




Abb. 4.7: Übersicht der chemischen/biochemischen Sedimengesteine nach [1] 

4.5 Metamorphe Gesteine 

Metamorphe Gesteine sind durch Um- bzw. Neukristallisation aufgrund von Erhöhung der Druck- und 

Temperaturbedingungen aus bereits vorher vorhandenen Magmatiten oder Sedimentgesteinen entstanden; 

das Ausgangsgestein nennt man Protolith. Solche tiefgreifenden Änderungen der Randbedingungen können 

bei tektonischen Bewegungen in der Erdkruste (sog. Regionalmetamorphose, z.B. bei Gebirgsfaltungen) und 

damit verbundenen Drucksteigerungen und/oder beoi Temperatursteigerung in der Umgebung von aufsteigenden 

Plutoniten (sog. Kontaktmetamorphose) auftreten.Dann kann es zu einer teilweisen oder vollständigen 

Umwandlung der vorher vorhandenen Gesteine in ein kristallines Gefüge kommen. Oberhalb von ca. 

750 - 800 °C kann es sogar zur völligen Wiederaufschmelzung (Anatexis) der Ausgangsgesteine kommen. 

Abb. 4.8: Erscheinungsformen von Metamorphiten in der Nähe einer Gebirgsfaltung 

46


Wuppertal 




Abb. 4.9: Druck(°C)- und Temperatur-(kbar)-Bedingungen für unterschiedl. Metamorphosegrade 

Bei gerichtetem Druck regeln sich die Mineralien häufig quer zur Haupt-Druckrichtung lagenförmig ein 

bzw. das entstehende metamorphe Gestein erhält eine schiefrige Struktur (geschieferte Sedimente, kristalline 

Schiefer). Eine Übersicht über die Eintelung der metamorphen Gesteine gibt Abb. 4.10. Die häufigsten 

Vertreter sind: 

• Gneis mit demselben Mineralbestand wie Granit, aber in lagenförmiger Ausrichtung 

(Paralleltextur) der Mineralien. Sehr variantenreich bei unterschiedlichem Biotitund 

Hornblendeanteil, parallel zur Schieferung gut spaltbar (sehr häufig in Tessiner 

Alpen, Schwarzwald, Odenwald, Spessart, Bayr. Wald, Fichtelgebirge, Thür. Wald) 

• Tonschiefer dünnplattig teilbar durch engscharige Schieferung meist schräg zur Schichtung, 

entstanden aus Tonstein durch schwache Metamorphose, Mineralbestand meist 

feinstkörniger Quarz und Schichtsilikate (Illit bis Serizit), wenig Feldspatreste. 

Färbung schwarzgrau bis schwarz durch organische Substanzen. Falls Tonschiefer 

Pyrit enthält, ist er bautechnisch wegen der Pyritverwitterung praktisch unbrauchbar. 

• Phyllit mit Blättchenstruktur, Gemenge aus Quarz und schuppigem Glimmer (Sericit), völlig 

feldspatfrei. Je nach Härte als Talkschiefer (Speckstein) und Chloritschiefer, grünlich 

bis violett mit seidigem Glanz 

• Glimmerschiefer gröber als Phyllit, kristalliner Schiefer mit Blättchenstruktur, Quarzkristalle werden 

von blättrigen Glimmerlagen eingehüllt. 

47


Wuppertal 




• Quarzit fast reiner Quarzbestand, kaum Glimmer, daher deutlich geschichtet, aber nur geringe 

Schieferstruktur.Meist sehr hart und verwitterungsbeständig.Vorkommen häufig in 

den Alpen und im Fichtelgebirge, entstanden aus Sandstein durch Verflüssigung und 

an schließende Wiederverfestigung des SiO2. 

• Marmor entstanden aus Kalk (durchweg Calcit), weiß oder verfärbt in allen Farbtönen durch 

Beimengungen. Grob kristallines, meist sehr homogenes Gefüge aus etwa gleichgroßen, 

polygonalen Kalkspatkristallen.Sowohl durch Reginalmetamorphose (z.B. Norditalien: 

Carrara-Marmor) als auch durch Kontaktmetamorphose (Odenwald, Spessart). 

Abb. 4.10: Übersicht über die Metamorphite in Abhängigkeit vom Protolith nach [8] 

48


Wuppertal 

4.6 Kreislauf der Gesteine 




Die 3 Hauptklassen von Gestein - Magmatite, Sedeimentite und Metamorphite - unterliegen innerhalb der 

Erdkruste einem ständigen Wandel aus Verwitterung, Sedimentation, Druck- und Temperaturbeanspruchung 

bis hin zur Wiederaufschmelzung , so daß sich daraus ein regelrechter Kreislauf der Gesteine ergibt, in den 

auch die Existenz von Boden als sog. Lockergestein als vorübergehende Phase eingebunden ist (s. Abb. 

4.11). 

Abb. 4.11: Kreislauf der Gesteine [aus 8] 

49


Wuppertal 



5 Geologische Zeitenfolge und Kartenkunde 

5.1 Kartierungen 


Durch die Wechselwirkung zwischen endogener und exogener Dynamik wird die Erdoberfläche - über geologische 

Zeiträume gesehen - laufend umgestaltet, d.h. die Landschaftsmorphologie wird permanent verändert. 

Dabei werden durch tektonische Beanspruchungen lithologische Platten gefaltet oder übereinander geschoben 

(aktive Gebirgsfaltung, z.B. heute in noch jungen Gebirgen wie Himalaya, Anden und Alpen); 

durch Entlastung infolge Abschmelzung von Vereisungen können Hebungen auftreten (bzw. umgekehrt 

Senkungen durch Vergletscherung) usw. Dadurch ist das örtliche Gefüge im oberflächennahen Gebirge in 

der Regel gegenüber den Entstehungsbedingungen des entsprechenden Gesteines gestört, die Stellung im 

Raum kann durch Faltung verdreht und der Gebirgsverband durch die Beanspruchung in ein Trennflächengefüge 

zerlegt sein. Hinzu kommt die seit der Gesteinsentstehung eingetretene Verwitterung (die bereits 

während der Gebirgsauffaltung wirksam ist), die wie ein Mahlstrom an der Landschaft arbeitet und die härteren 

Gesteinsrippen herausformt, während die weicheren Partien abgetragen und dadurch Höhenunterschiede 

nivelliert werden. Das Ergebnis ist die jeweils aktuelle Morphologie, in der unterschiedliche Gesteinsformationen 

in örtlich stark wechselnden Lagerungsbedingungen an der Erdoberfläche ausstreichen 

bzw. in geringer Tiefe unter einer entsprechenden Verwitterungsdecke vorliegen. Diese Situation wird von 

Geologen örtlich erkundet, in den erdgeschichtlichen Zusammenhang eingeordnet und schließlich in Kartierungen 

dargestellt, die einerseits die Art und geschichtliche Entstehung der vorhandenen Gesteine charakterisieren, 

aber auch die räumliche Orientierung des Trennflächengefüges (Schichtung, Klüftungen, Schieferung) 

und den gesamten Gebirgsbau (Sattel-/Muldenstruktur, Horst/Grabenstrukturen, Verwerfungen, Überschiebungen 

etc.) beschreiben. 

In Deutschland wurde bereits vom Land Preussen Ende des vergangenen Jahrhunderts mit einer geologischen 

Kartierung im Maßstab der Topographischen Karte M 1:25.000 begonnen, die noch heute den Rahmen 

der „Geologischen Karte GK 25“ darstellt; bisher sind jedoch noch nicht alle dieser Meßtischblätter für 

die Bundesrepublik Deutschland bearbeitet, wobei die Bearbeitung heute als Länderaufgabe durch die Geologischen 

Landesämter erfolgt. Daneben sind Übersichtskartierungen (GK von Nordrhein-Westfalen M 

1:100.000 und GK von Deutschland M 1:200.000) eingeführt (Gesamtübersicht für Deutschland s. Abb. 

5.1). 

Schließlich gibt es geologische Spezialkarten wie die Ingenieurgeologische Karte M 1:25.000 mit Darstellung 

der für das Bauwesen besonders interessanten oberflächennahen Verhältnisse bis ca. 5/10 m Tiefe, 

Hydrogeologische Karten M 1:25.000/1:50.000 mit Darstellung der Grundwasserverhältnisse etc. bis hin zu 

50


Wuppertal 




Baugrundkarten M 1:5.000/10.000, die für einige Städte (z.B. Aachen) erarbeitet wurden. Für größere Projekte 

werden auch örtliche Spezialkartierungen angefertigt, die die speziellen geologischen Verhältnisse in 

der unmittelbaren Umgebung des entsprechenden Bauvorhabens darstellen. 

5.2 Erdgeschichte - Erdzeitalter 

Das derzeit bekannte Alter der Erde von ca. 4,8 Milliarden (4,8 * 10 9 ) Jahren ist bisher von der Geologie 

nur zu einem geringen Teil von der Stratigraphie (Beschreibung der Schichtenfolge) erforscht. Dabei unterscheidet 

man folgende Hauptperioden: 

• Präkambrium = Erdurzeit von ca. 3500 Millionen Jahren Dauer ohne größere Versteinerungen von 

Lebewesen 

• Paläozoikum = Erdaltertum von ca. 335 Mio Jahren Dauer mit einfachen Fossilien, Pflanzen, 

Reptilien 

• Mesozoikum = Erdmittelalter von ca. 160 Mio Jahren mit ersten Säugetieren, Sauriern, Vögeln etc. 

• Känozoikum = Erdneuzeitvon ca. 65 Mio. Jahren Dauer bis heute 

Das Präkambrium und damit die längste Zeit der Erdgeschichte liegt damit noch weitestgehend im Dunkeln; 

man faßt damit die Zeit der Entstehung des Grundgebirges in den lithologischen Platten zusammen. Erst gegen 

Ende dieser Phase hat sich eine Atmosphäre mit freiem Sauerstoff gebildet. 

Im Paläozoikum unterscheidet man folgende Einzelperioden (meist benannt nach Gegenden, in denen entsprechend 

datierte Sedimentgesteine vorgefunden wurden): 

• Kambrium (vor 570 - 500 Mio Jahren): Sedimentgesteine in Wales (röm. Cambrium) und Norwegen, 

erste Fossilien von niederen Pflanzen 

• Ordovizium (vor 500 - 440 Mio. Jahren)Baltischer Schild, Kaledonien/Schottland mit Auftreten erster 

Fische und früher Pflanzen 

51


Wuppertal 




• Silur (vor 440 - 400 Mio. Jahren) fossilienreich von Pflanzen und Schalentieren, größere Panzerfische, 

Auffaltung des kaledonischen Gebirges mit Ausläufern bis nach Mitteleuropa innerhalb eines nordatlantischen 

Kontinents 

• Devon (vor 400 - 345 Mio. Jahren): es bilden sich mächtige Sedimentgesteine wie Schiefer, Sandstein, 

Grauwacken und Kalke, verbreitet tropisches Klima. Entwicklung erster Vierfüßler, erste Landflora. 

• Karbon (vor 345 - 280 Mio Jahren): Lebhafte Entfaltung der Pflanzenwelt in subtropisch-feuchtem Klima. 

Auffaltung u.a. des Rheinischen Schiefergebirges in der variskischen Gebirgsfaltung, die in Mitteleuropa 

als ca. 500 km breiter Faltengürtel das Meer zurückdrängte (Reste sind die heutigen Mittelgebirge); 

weltweite Bildung von Steinkohlenflözen, z.B. im Ruhrgebiet, Teutoburger Wald, Schlesien, Saarland, 

Belgien, England), aber auch anderer Sedimentgesteine wie Schiefer, Sandstein, Quarzite, Grauwacken. 

• Perm (vor 280 - 225 Mio. Jahren): anfangs Eiszeit-Klima, später Wüstenklima in Mitteleuropa. Bildung 

großer chemischer Sedimente (Steinsalz, Kalisalz, Gips) sowie Erdöl und Erdgas aus Faulschlamm. 

Die Sedimente des Mesozoikums sind in Deutschland noch vollständig vertreten. Hier differenziert man 

folgende Formationen: 

• Trias (vor 225 - 200 Mio. Jahren): germanische Trias, bestehend aus Buntsandstein (Hessen, Odenwald, 

Spessart, Weserbergland, meist Sandsteine) , Muschelkalk (Oberfranken und Thüringen, meist Kalke 

und Sandsteine) und Keuper (Thüringen, Franken Württemberg, meist Tone und Gips/Anhydrit); bis 

3000 m mächtige Sedimente im Alpenraum. 

• Jura (vor 200 Mio bis 145 Mio Jahren): Hochphase der Dinosaurierbesiedelung, erste Vögel. Lias/Schwarzjura 

(Tonsteine, Mergel), Dogger/Braunjura (Tone, Sandsteine, Eisenerze) und 

Malm/Weißjura (Kalkstein, Dolomit, z.B. Solnhofener Kalk = „Marmor“) 

• Kreide (vor 145 - 65 Mio. Jahren): weit verbreitete Meeresflächen (Transgression), Entstehung meist 

kalkiger Gesteine (Dover/England: Kreidecliffs; Rügen: Kreidefelsen, Nördl. Ruhrgebiet/Münsterländer 

Kreidebecken: sog. Emschermergel = toniger Kalkstein bzw. kalkig gebundener Tonstein, auch Essener 

Grünsand), aber auch Erze (Oberpfalz, Salzgitter). Beginn der Alpenauffaltung (alpidische Gebirgsbildung). 

52


Wuppertal 




Die erdgeschichtlich jüngsten Sedimente des Känozoikums bilden heute in den Tälern und im Tiefland die 

aktuelle Landschaft: 

• Tertiär (vor 65 - 1,8 Mio. Jahren): mit den auf der jeweiligen Fauna basierenden Unterformationen Paläozän, 

Eozän, Oligizän sowie Miozän und Pliozän; Rückzug des Meeres, Ablagerung von bis heute meist 

noch unverfestigten Sedimenten (Ton, Feinsand, Kiessand), mächtigen Braunkohlenflözen (Rheinland 

und Mitteldeutschland), Ablagerung von Molasse und Flysch (klastische Sedimente) im Alpenvorland. 

Starke tektonische Beanspruchung in der Erdkruste mit weiterer Auffaltung der Alpen, Pyrenäen, Karpaten, 

Kaukasus, Himalaya, Rocky Mountains und Anden/Kordilleren, daher auch begleitet durch intensiven 

Vulkanismus, u.a. im heutigen Deutschland (Eifel, Kaiserstuhl, Vogelsberg/Rhön, Hegau). Weltweite 

Abkühlung und Rückzug der Riffkorallen in Richtung Äquator. 

• Quartär (vor 1,8 Mio Jahren bis heute): Pleistozän/Diluvium (Eiszeitalter) mit Wechsellagerung von 

glazialen/nicht-glazialen Sedimenten (infolge von zyklischen Kaltzeiten/Interglazialstadien) und 

schließlich das Holozän/Alluvium (Warmzeit, vor 10.000 Jahren bis zur Jetztzeit). 

Pleistozän: großflächige Vergletscherung in Nordeuropa/Nordeuropa mit unterschiedlich weit reichenden 

Eisvorstößen nach Süden, gleichzeitig Vergletscherung von den Alpen her nach Norden; in Mittelund 

Süddeutschland eisfreie Zonen mit periglazialen Sedimentbildungen (die Ursache der Klimaschwankungen 

ist noch nicht geklärt); die Kaltzeiten werden wie folgt bezeichnet: 

Gegend Phase vor ca. Jahren 

600.000 470.000 230.000 110.000 

Süddeutschland Günz Mindel Riß Würm 

Norddeutschland Elbe Elster Warthe/Saale Weichsel 

Das letzte Rückzugsstadium der Vereisung begann ca. 15.000 bis 8.000 Jahre vor unserer Zeitrechnung, 

seitdem hebt sich der skandinavische Schild unter der Entlastung kontinuierlich heraus. Die von den 

Gletschern (Ausschürfung von U-Tälern, z.B. in den Alpen/Seetäler in Oberitalien) transportierten Verwitterungsprodukte 

wurden ungeordnet in Moränen oder durch das Schmelzwasser klassiert abgelagert. 

Eiszeitliche Sedimente kommen durchweg nur als Lockergesteine vor (Sande, Kiese, Geschiebemergel, 

Geschiebelehme, aber auch nicht vorbelastete Tone in den Voralpen/Südnorwegen) 

53


Wuppertal 



Abb. 5.1: Geologische Übersichtskarte von Deutschland [4] 


Das Holozän kann durchaus als Interglazialphase gedeutet werden, an die sich wieder eine Kaltzeit anschließen 

wird. In dieser Phase zieht sich das Meer im Ostseeraum durch Landhebung zurück (Regressi- 

54


Wuppertal 




on), während im Nordseeraum eine Transgression (Niederlande, Deutsche Bucht) vonstatten geht. Typische 

holozäne Sedimente sind Auelehm und rezente Sande. 

5.3 Literaturhinweise zu Abschnitt 1 - 5 

[1] Brinkmann/Zeil: Abriß der Geologie. Erster Band - Allgemeine Geologie. Enke-Verlag, Stuttgart 

(1984). 

[2] Fecker/Reik: Baugeologie. Enke-Verlag, Stuttgart (1982). 

[3] Klengel/Wagenbreth: Ingenieurgeologie für Bauingenieure, 2. Auflage. 

[4] Henningsen: Einführung in die Geologie für Bauingenieure. Springer Verlag, Berlin, Heidelberg, 

New York (1982). 

[5] Henningsen/Katzung: Einführung in die Geologie Deutschlands, 4. Auflage. Deutscher Taschenbuch 

Verlag DTV/Enke-Verlag, Stuttgart (1992). 

[6] Reinsch: Natursteinkunde - eine Einführung für Bauingenieure, Architekten. Denkmalpfleger und 

Steinmetze. Enke-Verlag, Stuttgart (1992). 

[7] Steinbach/Medenbach: Gesteine. Mosaik-Verlag, München (1987). 

[8] Schumann: Der neue BLV Steine- und Mineralienführer. 3. Aufl., BLV-Verlagsgesellschaft München/Wien/Zürich 

(1991) 

55


Wuppertal 



6 Geotechnische Untersuchungen für bautechnische Zwecke 

6.1 Allgemeines 


Ein Bauwerk - Büro- oder Wohngebäude, Produktionshalle, Brücke, Tunnel, Turm usw. - soll gegründet 

werden. Es soll auch der Verfahrensablauf zur Herstellung der unterhalb der Geländeoberfläche befindlichen 

Bauwerksteile geklärt werden; gegebenenfalls sind Hilfsbauwerke, wie z. B. der Baugrubenverbau, zu 

konstruieren und zu bemessen. Für diese Bauaufgaben müssen 

• die Schichtung des Baugrundes (Ausdehnung, Tiefenlage, Mächtigkeit und Neigung der Schichten), 

• die Grundwasserverhältnisse (Tiefenlage des Grundwasserspiegels, Größe der Grundwasserschwankungen 

und des Grundwassergefälles) und 

• die bodenmechanischen Eigenschaften der einzelnen Bodenschichten (Zusammensetzung des Bodens, 

Festigkeit, Verformbarkeit, Durchlässigkeit) 

ausreichend bekannt sein, um insbesondere die Standsicherheit und die Gebrauchstauglichkeit des Bauwerks 

sowie die Auswirkungen der Baumaßnahme sicher beurteilen zu können. 

Die Grundlagen der geotechnischen Untersuchungen für bautechnische Zwecke sind in der DIN 4020 [1] 

geregelt. 

6.2 Veranlassung und Durchführung geotechnischer Untersuchungen 

„Der Entwurfsverfasser hat den Bauherrn rechtzeitig auf die Notwendigkeit einer geotechnischen Untersuchung 

hinzuweisen. Der Bauherr hat geotechnische Untersuchungen für den Entwurf rechtzeitig zu beauftragen 

und in der Regel einen Sachverständigen für Geotechnik zu beauftragen. Ergibt sich in der Ausführungsphase 

die Notwendigkeit, ergänzende geotechnische Untersuchungen auszuführen, so sind auch diese 

vom Bauherrn zu beauftragen.“ (Zitat aus [1]) 

„Der Sachverständige für Geotechnik hat die erforderlichen Untersuchungen und Messungen zu planen, die 

fachgerechte Ausführung der Aufschlüsse sowie der Feld- und Laboruntersuchungen zu überwachen, die aus 

dem Aufschluß und Untersuchungsbefund sich ergebenden Folgerungen für Planung und Konstruktion zu 

ziehen und die Wechselwirkung zwischen den angetroffenen Baugrundverhältnissen einerseits und der Planung, 

Konstruktion und Bauausführung andererseits dem Bauherrn sowie ggf. dem Entwurfsverfasser und 

den Sachverständigen benachbarter Fachbereiche darzulegen. Er hat den geotechnischen Bericht zu erstel- 

56


Wuppertal 




len. Er muss fachkundig auf dem Gebiet der Geotechnik sein und Erfahrungen auf den jeweils angesprochenen 

Teilgebieten besitzen .“ (Zitat aus [1]) 

„Der geotechnische Bericht ist die zusammenfassende Darstellung und Kommentierung der Ergebnisse aller 

geotechnischen Untersuchungen sowie der Folgerungen für das Bauwerk und für die Ausführung.“ (Zitat 

aus [1]) 

Nach E DIN 4020 besteht eine gegenseitige Informationspflicht zwischen dem Entwurfsverfasser und dem 

Sachverständigen für Geotechnik. 

6.3 Die geotechnischen Kategorien 

Der Aufwand für die geotechnischen Untersuchungen ist je nach der Schwierigkeit von baulicher Anlage 

und Baugrund unter Berücksichtigung von sonstigen Randbedingungen festzulegen. Als Anhalt zur Beurteilung 

der „Schwierigkeit“ wird das Bauvorhaben einer der drei geotechnischen Kategorien zugeordnet, wobei 

sich aufgrund der nachfolgenden Untersuchungen ergeben kann, daß diese Einordnung berichtigt werden 

muß. 

Die geotechnischen Kategorien sind wie folgt definiert [1]: 

• Die geotechnische Kategorie 1 umfaßt einfache Bauwerke bei einfachen und übersichtlichen 

Baugrundverhältnissen, so daß die Standsicherheit aufgrund gesicherter Erfahrungen beurteilt werden 

kann. 

• Die geotechnische Kategorie 2 umfaßt Bauwerke und Baugrundverhältnisse mittleren Schwierigkeitsgrades, 

bei denen die Sicherheit zahlenmäßig nachgewiesen werden muß und die eine ingenieurmäßige 

Bearbeitung mit geotechnischen Kenntnissen und Erfahrungen verlangen. 

• Die geotechnische Kategorie 3 umfaßt Bauwerke oder Baugrundverhältnisse hohen Schwierigkeitsgrades, 

die zur Bearbeitung vertiefte geotechnische Kenntnisse und Erfahrungen auf dem jeweiligen Spezialgebiet 

der Geotechnik verlangen. 

Als Kriterien für diese Einstufung gelten [1]: 

• Art, Größe und Konstruktion der baulichen Anlage, 

• Geländeform und geologische Verhältnisse, 

• Grundwasser, 

57


Wuppertal 

• Erdbebengefährdung, 




• Einflüsse aus der Umgebung oder auf die Umgebung (z. B. Oberflächenwasser, offene Gewässer, Maßnahmen 

Dritter, Anschneiden eines Hanges). 

Die Einstufung richtet sich nach dem Kriterium, das den größen Schwierigkeitsgrad beschreibt. Die (vorläufige) 

Zuordnung des Bauvorhabens in eine der Kategorien nach den o. g. Kriterien erfolgt unter Hinzuziehen 

folgender Unterlagen: 

• Grundrisse und Schnitte des Bauwerks sowie Lastenpläne und Angaben zur Bauwerkskonstruktion. 

• Vorhadenes Kartenmaterial (geologische Karten, ingenieurgeologische Karten usw.) (siehe Kap. 5.1). 

• Ergebnisse einer Ortsbegehung des Standortes und seiner Umgebung. 

Beispiele für die o. g. Kriterien und der Zuordnung zu den Kategorien siehe Anhang A der E DIN 4020 [1]. 

Bei der Festlegung von Art und Umfang der geotechnischen Untersuchungen des Baugrundes sind zusätzlich 

auch folgende Einflußmerkmale zu beachten: 

• Fragestellung (z. B. Voruntersuchung, Hauptuntersuchung siehe Kap. 6.4); 

• Möglichkeit der Baudurchführung (z. B. Baugrubenumschließung, Wasserhaltung; Zwischenlagerung 

von Aushub; Befahrbarkeit von Bau- und Zufahrtsstraßen); 

• Einschränkung technischer Untersuchungsmöglichkeiten; 

• Möglichkeit, während der Baudurchführung ergänzende geotechnische Untersuchungen durchzuführen 

bzw. Konstruktionsänderungen vorzunehmen. 

6.4 Arten der geotechnischen Untersuchungen 

Die geotechnischen Untersuchungen für Zwecke der Baustoffgewinnung und -verarbeitung (Boden als Baustoff 

für Dämme, Deiche, Dichtungen usw.) werden in der Vorlesung/Übung „Erdbau“ behandelt. 

• Voruntersuchung: geotechnische Untersuchungen von Boden und Fels für Standortwahl und Vorplanung 

eines Bauwerkes. Eine Voruntersuchung umfaßt: 

− die Sichtung und Bewertung vorhandener Unterlagen; 

− ein weitmaschiges Untersuchungsnetz; 

− die stichprobenhafte Feststellung von maßgebenden Baugrundkenngrößen und Eigenschaften. 

58


Wuppertal 




• Hauptuntersuchung: geotechnische Untersuchungen für Entwurf, Ausschreibung und Baudurchführung 

sowie für Schadensanalysen. Eine Hauptuntersuchung umfaßt für Verhältnisse der geotechnischen Kategroie 

2 und 3: 

− Sichtung und Bewertung vorhandener Unterlagen; 

− Erkundung der Konstruktionsmerkmale und Gründungsverhältnisse von im Einflußbereich der 

Baumaßnahme liegenden baulichen Anlagen; 

− geologische Beurteilung, ggf. bei schwierigen Objekten oder schwierigen Baugrundverhältnissen 

geologische Detailuntersuchung; 

− direkte und indirekte Aufschlüsse, Feldversuche, Laboruntersuchungen; 

− ggf. Untersuchungen auf umweltrelevante Stoffe (siehe LV „Grundbau 3“); 

− erforderlichenfalls Probebelastungen, in Einzelfällen Probeausführung von Bauteilen mit 

Funktionsprüfung (z. B. Proberammungen) (siehe LV „Grundbau 1“); 

− hydraulische Feldversuche; Dichtheitsprüfungen (siehe VL „Grundbau 2“); 

− Messung vorgegebener Abläufe, wie Grundwasserschwankungen, Hangbewegungen usw. 

• Baubegleitende Untersuchung: Prüfungen, Messungen und Versuche einschließlich der geotechnischen 

Dokumentation, die während der Bauausführung zur Ergänzung der Hauptuntersuchungen, zur Überprüfung 

der vorausgesetzten Verhältnisse, zur Beobachtung des Verhaltens von Baugrund, Grundwasser 

und Bauwerk und zur Überprüfung der Tragfähigkeit von Gründungselementen ausgeführt werden. 

Meßmethoden und Meßverfahren werden umfänglich in der LV „Messen in der Geotechnik“ behandelt. 

• Überwachung von Baugrund und Bauwerk nach der Bauausführung: Sie dient der Kontrolle der Entwurfsvoraussetzungen 

sowie der Sicherheit des Bauwerks und von baulichen Anlagen in der Umgebung 

(z. B. Überwachungsmessungen bei Staumauern und Staudämmen). Meßverfahren werden in der LV 

„Messen in der Geotechnik“ behandelt. 

6.5 Bedeutung von geotechnischen Untersuchungen 

Die Bedeutung von geotechnischen Untersuchungen wird aus dem „Merkblatt für eilige Leser“ (Abb. 6.1) 

deutlich, das den „Richtlinien für bautechnische Bodenuntersuchungen [2] (1937) entnommen ist. 

59


Wuppertal 

6.6 Literatur 



Abb. 6.1: Merkblatt für eilige Leser (Quelle [2]) 


[1] E DIN 4020 (August 2002): Geotechnische Untersuchungen für bautechnische Zwecke. 

[2] Richtlinien für bautechnische Bodenuntersuchungen. Deutsche Gesellschaft für Bauwesen – Deutscher 

Ausschuß für Baugrundforschung. 2. erweiterte Auflage, 1937. 

60


Wuppertal 

7 Direkte Aufschlüsse 

7.1 Definition 




Aufschlüsse allgemein sind Mittel und Maßnahmen zur Feststellung von Art, Aufbau und Verbreitung des 

anstehenden Bodens und Fels, der Grundwasserverhältnisse sowie des Verhaltens von Boden und Fels bei 

Durchströmung (nach E DIN 4020 [1]). 

Als direkter Aufschluß wird ein natürlicher oder künstlicher Aufschluß bezeichnet, der eine Besichtigung 

von Boden oder Fels, die Entnahme von Boden- oder Felsproben sowie die Durchführung von Feldversuchen 

ermöglicht. 

7.2 Vorgegebene und einsehbare Aufschlüsse 

Bei der Ortsbegehung ist festzustellen, ob im Baubereich oder in dessen näherer (und weiterer) Umgebung 

bereits Aufschlüsse vorhanden sind (z. B. Böschungen an Bächen oder Flüssen, Straßeneinschnitte usw.). 

Die dort angetroffenen Boden- und Felsarten sind entsprechend DIN 4022, Teil 1 bis Teil 3 anzugeben. 

7.3 Schürfe, Untersuchungsschächte und -stollen 

Nach [3] „ist der Schurf, Untersuchungsschacht, Untersuchungsstollen ein künstlich hergestellter Aufschluß 

zur Einsichtnahme in den Baugrund, zur Entnahme von Proben und zur Durchführung von Feldversuchen.“ 

Schürfe sind von der Oberfläche aus mit Hand oder maschinell (Baggerschurf) ausgehobene Gruben, Schlitze 

oder Schächte, in denen der anstehende Boden direkt in Augenschein genommen werden kann. Wirtschaftlich 

ist eine Schürfgrube nur bis zum Grundwasser oder bis in eine Tiefe von 2,0 m bis 3,0 m. Die 

Mindestbreite zur Entnahme von Bodenproben beträgt 0,75 m. Bei tieferen Schürfgruben sind diese zu verbauen. 

Begehbare Schürfe gestatten ein sicheres Erkennen der Boden- und Felsarten, ihrer Zusammensetzung, ihrer 

Schichtung usw. Es ist eine leichte und zuverlässige Entnahme von Proben und eine unmittelbare Prüfung 

von Boden und Fels an den Wandungen und auf der Sohle möglich. Schürfe sind insbesondere im Übergangsbereich 

vom Boden zum Fels zweckmäßig. 

61


Wuppertal 

7.4 Bohrungen 

7.4.1 Definition 




Nach [3] „ist die Bohrung ein Aufschluß, um Boden-, Fels- oder Wasserproben aus erreichbarer Tiefe zu 

entnehmen und um Untersuchungen im Bohrloch durchführen zu können bzw. sie zur Grundwassermeßstelle 

auszubauen.“ Das Bohrverfahren wird entsprechend den vermuteten Bodenverhältnissen und der für erforderlich 

gehaltenen Güteklasse der Bodenproben ausgewählt, wobei gegebenenfalls auch die im Bohrloch 

durchzuführenden Versuche berücksichtigt werden müssen. 

7.4.2 Anordnung und Tiefe der Aufschlußbohrungen (siehe [1]) 

a) Art, Umfang und Anordnung der Aufschlüsse muß eine ausreichende Information über den räumlichen 

Verlauf der Schichten im Baugrund ermöglichen. Die Aufschlüsse werden im Raster oder in Schnitten 

angeordnet und häufig an Gebäudeecken und an Stellen hoher Bodenpressung durchgeführt. Bei Linienbauwerken 

(z. B. Straßendämme, Tunnel usw.) sind je nach Breite von Dammaufstandsflächen oder Einschnitten 

Aufschlüsse auch außerhalb der Bauwerksachse anzuordnen. Bei Baugruben sind Aufschlüsse 

auch außerhalb des Bauwerksgrundrisses vorzusehen. 

b) Als Richtwerte für die Abstände direkter Aufschlüsse können gelten (nach [1]): 

• bei einfachen Bauwerken und solchen mit kleiner Grundfläche verbunden mit einfachen 

Baugrundverhältnissen mindestens ein direkter Aufschluß; 

• bei Hoch- und Industriebauten ein Rasterabstand von 20 m bis 40 m; 

• bei großflächigen Bauwerken ein Rasterabstand von nicht mehr als 60 m; 

• bei Linienbauwerken (Landverkehrswege, Wasserstraßen, Leitungen, Deiche, Tunnel, Stützmauern) 

zwischen 50 m und 200 m; 

• bei Sonderbauwerken (z. B. Brückengründung, Schornsteinen, Maschinenfundamenten usw.) 2 bis 4 

Aufschlüsse je Fundament; 

• bei Staumauern, Staudämmen und Wehren Abstände zwischen 25 m bis 75 m in charakteristischen 

Schnitten. 

Bei schwierigen geologischen Verhältnissen oder zur Eingrenzung von Unregelmäßigkeiten sind geringere 

Abstände oder eine größere Anzahl von Aufschlüssen erforderlich. Dagegen darf bei sehr gleichförmigen 

geologischen Verhältnissen ein größerer Abstand oder eine geringere Anzahl von Aufschlüssen 

gewählt werden. 

62


Wuppertal 




c) Die Aufschlußtiefe za muß alle Schichten, die durch das Bauwerk beansprucht werden, erfassen. Für 

Baugruben im Grundwasser sowie bei Fragen der Wasserhaltung ist die Aufschlußtiefe außerdem auf 

die hydrologischen Verhältnisse abzustimmen. Die Ebene, ab der za gemessen wird, ist die Bauwerksoder 

Bauteilunterkante bzw. die Aushubsohle. Im Regelfall kann von folgenden Erkundungstiefen ausgegangen 

werden (bei Alternativen gilt der jeweils größere Wert): 

• bei Hochbauten und Ingenieurbauten gilt allgemein, daß za um so größer gewählt werden muß, je 

größer die Bodenpressung, je größer die Bauwerks- bzw. Fundamentbreite, je unregelmäßiger geschichtet 

und je zusammendrückbarer der Baugrund ist. Im übrigen kann konkret angenommen werden: 

z a 

F 

a 

≥ 3, 

0 ⋅ b und z ≥ 6, 

0m 

mit bF = kleinere Fundamentseitenlänge 

• bei Plattengründungen und bei Bauwerken mit mehreren Gründungskörpern, deren Einfluß sich in 

tieferen Schichten überlagert: 

z ⋅ 

a ≥ 1, 

5 b B 

mit bB = kleinere Bauwerkseitenlänge 

• Erdbauwerke 

− Damm: 0, 8 h ≤ z a ≤1, 

2 ⋅ h 

⋅ und za ≥ 6 m 

h = maximale Dammhöhe 

− Einschnitt: za ≥ 2 m und z a ≥ 0, 

4 ⋅ h 

• Linienbauwerke: 

h = maximale Einschnitttiefe 

− Landverkehrsweg: za ≥ 2,0 m unter Aushubsohle 

− Kanal und Leitung: za ≥ 2,0 m unter Aushubsohle 

• Hohlraumbauten: 1, 0 b Ab < z a < 2, 

0 ⋅ b Ab 

• Baugruben 

und z a ≥ 1, 

5⋅ 

b Ah 

(bAh = Aushubbreite) 

⋅ (bAb = Ausbruchbreite) 

− Grundwasserspiegel liegt unter der Baugrubensohle: 

z a 

z a 

≥ 0, 

4⋅ 

h (h = Baugrubentiefe) 

≥ t + 2, 

0 (t = Einbindetiefe der Baugrubenwand unterhalb der Baugrubensohle) 

63


Wuppertal 



− Grundwasserspiegel liegt über der Baugrubensohle: 

z a 

≥ 1, 

0 ⋅ H + 2, 

0 m und ≥ t + 2, 

0 m 

z a 

wenn bis zu diesen Tiefen kein Grundwasserhemmer erreicht wird: 

≥ t + 5 m 

z a 

H = Höhe des Grundwasserspiegels über der Baugrubensohle 

t = Einbindetiefe der Baugrubenwand unterhalb der Baugrubensohle 


Weitere Angaben auch zu anderen Bauwerksarten siehe [1]. Bei ungünstigen geologischen Verhältnissen, 

wie bei tiefliegenden, wenig tragfähigen oder stark zusammendrückbaren Schichten, sind größere 

Untersuchungstiefen zu wählen. Bei Fels darf ggf. die Untersuchungstiefe bei Hochbauten, Erdbauwerken 

und Linienbauwerken auf za = 2 m ermäßigt werden (siehe [1]). 

Ein Teil der direkten Aufschlüsse darf durch indirekte Aufschlüsse (Kap. 8) ersetzt werden, wenn das 

für die indirekten Aufschlüsse gewählte Verfahren auch die erforderliche Aufschlußtiefe erreicht. Zusätzliche 

Aufschlüsse zur Verdichtung des Erkundungsnetzes dürfen auch geringere Tiefen aufweisen. 

7.4.3 Technische Ausführung von Bohrungen in Böden 

In [3] sind in einer Übersicht die Bohrverfahren für Lockerböden und im Fels zusammengestellt und ihre 

Eignung für verschiedene Boden- bzw. Felsarten und die erreichbare Güteklasse der Bodenprobe angegeben. 

Die Bohrlöcher sind im Lockergestein und im nachbrüchigen Fels fortlaufend zu verrohren, um zu verhindern, 

daß sie ganz oder auch nur teilweise zusammenfallen oder Boden aus der Bohrlochwand nachfällt. 

Beim Bohren im Grundwasser sind der Durchmesser der Verrohrung, der Durchmesser des Bohrwerkzeuges 

und der Wasserstand im Bohrrohr so einzustellen, daß kein Bodeneintrieb in das Bohrrohr auftritt. Nach 

Abschluß der Bohrung und aller Messungen sind die Bohrlöcher im Lockergestein gleichzeitig mit dem Ziehen 

der Verrohrung mit einem dem anstehenden Baugrund entsprechenden Material zu verfüllen (insbesondere 

müssen Grundwassersperrschichten wieder hergestellt werden). 

Das Verrohrungs-Rohr wird in den Boden eingedrückt und durch Hin- und Herdrehen nach unten gebracht. 

Bei großen Bohrtiefen sind teleskopierbare Rohre zu verwenden. 

Das Bohrgerät besteht aus Bohrgerüst, Seilwinde, Verrohrungsrohren, Bohrgestänge (sofern drehend gebohrt 

wird) bzw. Rammeinrichtung (sofern schlagend gebohrt wird) und dem eigentlichen Bohrwerkzeug 

64


Wuppertal 




sowie Hilfsgeräten. Das gesamte Bohrgerät ist meist auf einem LKW montiert bzw. mit einem Rad- oder 

Raupenfahrwerk versehen. Folgende Bohrverfahren sind zu unterscheiden: 

a) Verfahren mit durchgehender Gewinnung gekernter Proben: 

• Rotationskernbohrung: 

Das Bohrwerkzeug hat als Bohrkrone (Abb. 7.1) einen Zahn-, Hartmetall- oder Diamantkronenbesatz 

und bohrt drehend, meist mit Spülhilfe, einen (Boden- oder) Gesteinskern, der bei bestimmter Länge 

abgebrochen wird und im Kernrohr gefördert wird. Das Bohrgestänge (mit kleinerem Durchmesser) 

wird am Kopf des Kernrohres aufgeschraubt. 

Abb. 7.1: Bohrkronen und Kernrohrtypen für Rotations-Kernbohrungen (Quelle [8]) 

a) Oberflächenbesetzte Diamantkrone 

b) Bohrkrone mit Hartmetallsplittern 

c) Bohrkrone mit Hartmetalleinsätzen 

d) Einfachkernrohr 

e) Doppelkernrohr mit mitdrehendem Innenrohr 

f) Doppelkernrohr mit feststehendem Innenrohr 

Bei einer „orientierten“ Bohrung wird eine Pilotbohrung mit kleinem Durchmesser vorab so ausgeführt, 

daß die Verbindungslinie des Mittelpunktes des Bohrkern mit der Pilotbohrung nach Norden 

65


Wuppertal 




zeigt. Hierdurch kann der gewonnene Gesteinsbohrkern in die geometrisch korrekte Lage ausgerichtet 

werden (wichtig für die Bestimmung der Streichrichtung von Trennflächen; siehe Kap. 7.6). 

• Seilkernbohrung: 

Das Außenrohr mit Bohrkrone geht mit konstantem Durchmesser 

bis zur Geländeoberfläche. Das (selbstständige) 

Kernrohr kann mit einem am Seil hängenden Fänger (ohne 

Ausbau des Außenrohres) geborgen werden. 

• Rammkernbohrungen: 

Bei bindigen Böden und rolligen Böden oberhalb des 

Grundwasserspiegels kann durch Schlagen (Rammen) oder 

Drücken ein „Kernrohr“ eingebracht werden, wodurch ein 

„durchgehender Bohrkern“ gewonnen wird. Durch das Einbringen 

des Kernrohres (Abb. 7.2) ist der Boden innerhalb 

des Kernrohres etwas gestaucht. 

b) Verfahren mit durchgehender Gewinnung nicht gekernter Proben: 

• Drehbohren mit Gestänge und Teller- oder Spiralbohrern 

oder mit Schappe (Abb. 7.3): 

Abb. 7.2: Rammkernbohrgerät 

Nach dem Eindrehen des Bohrers wird der Boden mit dem 

(Quelle [4]) 

nicht drehenden Bohrgestänge herausgehoben. Der Boden 

wird hierbei, auf der Schneide liegend, gefördert. Anwendbar in rolligen Böden oberhalb des 

Grundwassers und bei bindigen Böden. 

• Schlagbohrung (Stauchbohrung): 

Der am Seil hängende Bohrer wird angehoben und fallengelassen, wodurch sich der Bohrer mit 

Bohrgut füllt. Das Bohrgerät ist ein Ventilbohrer (auch Schlamm- oder Kiesbüchse genannt) (Abb. 

7.4). Ventilbohrer werden bei Sand und Kies unterhalb des Grundwassers eingesetzt. 

• Greiferbohrung: 

Der an einem Seil hängende Zwei- oder Mehrschalenbohrlochgreifer löst und fördert das Bohrgut. 

66


Wuppertal 



Abb. 7.3: Drehbohrgerät (Quelle [4]) 

a) Tellerbohrer 

b) Spiralbohrer 

c) Schappe 


Abb. 2.5: Ventilbohrer (Quelle [4]) Abb. 2.6: Flachmeißel (Quelle [4]) 

c) Bohrverfahren mit Gewinnung unvollständiger Bodenproben: 

• Rotationsspülbohrung (Rotary-Bohrung): 

Schneid- bzw. Rollenmeißel lösen das Material, das durch Spülung zutage gefördert wird. Es ist keine 

eindeutige Probengewinnung möglich, daher nicht für Baugrundaufschlüsse geeignet. 

• Meißelbohrung (Bohrhindernisbeseitung) mit Hilfsspülung: 

Harte Schichten und Steine können mit Hilfe eines Meißels (Abb. 7.5) zerkleinert und so durchörtert 

werden. Das zerkleinerte Material wird trocken gefördert oder auch ausgespült. 

67


Wuppertal 

7.4.4 Kleinbohrverfahren in Böden 




Kleinbohrungen können mit geringem Geräteaufwand durchgeführt werden; sie liefern nur kleine Probenmengen, 

die zwar bei geeigneten Untergrundverhältnissen die Schichtenfolge erkennen lassen, für bodenmechanische 

Untersuchungen aber häufig unzureichend sind. Die Abb. 7.6 gibt eine Übersicht über diese 

Bohrverfahren. 

Abb. 7.6: Kleinbohrverfahren in Böden (Quelle [3]) 

68


Wuppertal 

7.4.5 Kleinstbohrungen 




Kleinstbohrungen sind Bohrungen, die mit einem Enddurchmesser ≤ 30 mm hergestellt werden. 

Ein Beispiel für ein Kleinstbohrgerät ist der Sondierbohrer. Der Sondierbohrer (Stahlstange mit Längsnut, 

auch Schlitzsonde genannt) wird mit einem Hammer oder kleinem Rammgerät in den Boden geschlagen; 

nach Herumdrehen wird die Sondierstange gezogen und der in der Nut befindliche Boden beurteilt. 

7.4.6 Bohrprotokoll und Darstellung der Bohrergebnisse 

Über die Bohrung ist nach DIN 4022 [2] ein Protokoll (Schichtenverzeichnis) zu führen, in das der Bohrmeister 

Tiefe und Mächtigkeit der Schichten, die Benennung (= Zuordnung eines Namens nach der jeweiligen 

stofflichen Zusammensetzung) und Beschreibung (Eigenschaften und Unterscheidungsmerkmale) der 

Schichten, die Entnahme von Bodenproben usw. einträgt. Die Methoden zur „Ansprache der Schichten“, d. 

h. die Methoden zum Erkennen der einzelnen Bodenarten, werden in DIN 4022, Teil 1, beschrieben. Näheres 

ist dort nachzulesen. 

Die Bohrprotokolle werden im Labor anhand der Bodenproben überprüft. Das Bohrergebnis wird zeichnerisch 

mit sog. Bohrprofilen dargestellt. Vereinbarung über Symbole, Farben, Zeichen usw. siehe DIN 4023 

[5]. 

7.4.7 Abschließende Bemerkung 

Die Bohrungen sind im Gelände nach Lage und Höhe des Bohransatzpunktes sorgfältig zu vermessen. 

Bei den üblichen Aufschlußbohrungen nach Kap. 7.4.3 b) können die Schichtgrenzen mit einer Genauigkeit 

von etwa ± 10 cm bis ± 25 cm festgestellt werden. Feinschichtungen sind infolge des Bohrvorganges nicht 

feststellbar. Bei der Rammkernbohrung (nach Kap. 7.4.3 a)) ist die Genauigkeit größer, auch können Feinschichtungen 

erkannt werden, da die Rammkerne im Labor längs aufgeschnitten und ausgemessen werden 

können. 

Hinsichtlich der Beobachtung des Grundwassers in Aufschlußbohrungen und hinsichtlich des Ausbaus von 

Bohrungen zu Grundwassermeßstellen wird auf die Lehrveranstaltung „Grundbau 2“ verwiesen. 

69


Wuppertal 

7.5 Probengewinnung 




Aus Schürfen und bei der Bohrung sind laufend Bodenproben zu nehmen. Je nach Art der Entnahme und des 

Zustandes der Proben unterscheidet man nach DIN 4021 [3] fünf Güteklassen (Abb. 7.7). 

Abb. 7.7: Güteklassen von Bodenproben (Quelle [3]) 

70


Wuppertal 




a) Entnahme von Bodenproben aus einem Schurf: 

Aus der Sohle, der Abtreppung oder aus der Wand des Schurfes sind gestörte Proben (siehe b) oder Sonderproben 

(siehe d) mit dem Entnahmezylinder nach Abb. 7.8 zu entnehmen. 

Abb. 7.8: Entnahme von Sonderproben aus Schürfen mit dem Stechzylinder (Quelle [3]) 

71


Wuppertal 




b) Gestörte Bodenproben (= Güteklasse 3 bis 5) werden aus dem Boden entnommen, der beim Bohrvorgang 

gewonnen wird. Die Proben sind mehr oder weniger durchgeknetet und vermischt. Sie gestatten eine 

geologische Beurteilung und Benennung der Bodenarten sowie die Ermittlung gewisser Kennzahlen 

(siehe Abb. 7.7). 

Probenzahl: Bei jedem Schichtwechsel, mindestens aber jedem Meter ist eine Probe zu entnehmen. 

Die Entnahmetiefe ist zu vermerken. Die Proben sind in luftdicht (Vermeidung von Wasserverdunstung) 

verschlossenen Behältern (meist Kunststoffdosen von 1 l Inhalt) aufzubewahren, 

eindeutig zu kennzeichnen und im bodenmechanischen Labor zu beurteilen. 

c) Bei Verfahren mit durchgehender Gewinnung gekernter Proben aus Boden oder Fels sind diese in ganzer 

Länge in Kernkisten zu lagern. Sofern die Kerne aus Böden nicht in Entnahmezylindern oder Schläuchen 

vor dem Austrocknen geschützt werden, sind aus ihnen Einzelproben auszuwählen und in luftdicht 

abschließbare Behälter zu füllen. Der anstehende Leerraum ist in der Kernkiste freizuhalten und ebenso 

wie die Einzelprobe zu kennzeichnen. 

d) Sonderproben (= ungestörte Proben = Güteklasse 1 und 2) sind Proben in natürlicher Lagerung und mit 

natürlichem Wassergehalt. Die Entnahme erfolgt mit besonderen Geräten (z. B. Abb. 7.9 und Abb. 

7.10), für deren Einsatz der Bohrvorgang unterbrochen wird. Sonderproben werden in der Regel aus 

bindigen oder organischen Schichten entnommen. Im allgemeinen ist die Entnahme mindestens einer 

Sonderprobe aus jeder bindigen Schicht je Bohrung angebracht. Die Entnahmegeräte für Sonderproben 

aus Bohrungen sind in [3] ausführlich beschrieben. 

Bei festen Böden und solchen mit gröberen Einschlüssen sind dickwandige, offene Entnahmegeräte 

einzusetzen. Bei breiigen und weichen, bindigen und organischen Böden sind dünnwandige 

Kolbenentnahmegeräte (Abb. 7.10) geeignet. 

Die Sonderprobe muß aus dem ungestörten Boden unterhalb der Verrohrung entnommen werden. Nach 

dem Säubern der Bohrlochsohle wird das Entnahmegerät eingedrückt oder eingerammt. Die Probe wird 

im Entnahmezylinder in das Labor gebracht, nachdem die Endflächen gegen Austrocknen, Auflockern 

oder Rutschen im Entnahmezylinder gesichert wurden. 

e) In der Regel sind aus den Bohrungen auch Grundwasserproben zu entnehmen, insbesondere zur Untersuchung 

auf betonangreifende Inhaltsstoffe. Näheres hierzu siehe [3] und [6]. 

72


Wuppertal 



Abb. 7.9: Dünnwandiges, offenes Entnahmegerät 

für Sonderproben aus Bohrlöchern (Quelle 

[3]) 


73 

Abb. 7.10: Dünnwandiges Kolbenentnahmegerät zur 

Entnahme von Sonderproben aus Bohrlöchern 

bei weichen Böden (Quelle [3]


Wuppertal 



7.6 Erkundung des Trennflächengefüges 

7.6.1 Bedeutung des Trennflächengefüges 


Das mechanische Verhalten (Festigkeit, Verformbarkeit) von Festgestein (Bauen auf oder im Fels, z. B. 

Staumauer, Tunnel, Brückengründung usw.) wird nicht durch die Festigkeit des Gesteins (z. B. einaxiale 

Druckfestigkeit eines zylindrischen Sandstein-Probekörpers), sondern durch das (häufig systematisch angeordnete) 

„Trennflächengefüge“ bestimmt. 

Trennflächen sind (siehe Lehrveranstaltungsteil „Geologie“) 

• Schichtflächen in Sedimentgesteinen (Materialwechsel), 

• Kluftflächen (Trennflächen infolge Faltung, d. h. tektonische Beanspruchung oder infolge Abkühlung 

eines magmatischen Gesteins ohne wesentliche trennflächenparallele Relativverschiebungen) und 

• Störungen (Störflächen) mit gegenseitiger Relativverschiebung. 

Die (statistische) Erfassung des „Trennflächengefüges“ (insbesondere Kluftflächen treten häufig in zwei oder 

drei Richtungen systematisch auf) beinhaltet u. a. 

• die Bestimmung der geometrischen Lage der Trennflächen (Abb. 7.11) im Raum durch Messung 

− des Fallens (Fallwinkel β) und 

− des Streichens (Streichwinkel α oder Winkel der Einfallrichtung αF; letzteres ist heute üblich); 

• die Ermittlung des Kluft- bzw. Schichtflächenabstandes und des Durchtrennungsgrades, 

• die Feststellung der Beschaffenheit der Trennfläche, z. B. des Verwitterungsgrades, der Öffnungsweite 

der Trennfläche, der Oberflächenrauhigkeit sowie ggf. der Eigenschaften der Kluftfüllung. 

7.6.2 Streichen und Fallen 

Mit dem „Streichen und Fallen“ wird die Lage der als Ebene gedachten Trennfläche im Raum angegeben 

(siehe Abb. 7.11). Hierzu wird auf die Trennfläche (gedanklich) eine Höhenlinie (Gerade, da die Trennflä- 

che eine Ebene ist) und senkrecht hierzu eine Fall-Linie gezeichnet. Das „Streichen“ ist der Winkel α (0 ≤ α 

≤ 360°), den die Höhenlinie mit der Nord-Richtung bildet (daher wird zur Messung des Streichens ein Kom- 

paß verwendet). Heute wird vielfach statt α der Winkel der Einfallrichtung αF angegeben. Dieser gibt den 

Winkel zwischen der Nordrichtung und der in die Horizontale projezierten Fall-Linie an. 

Das „Fallen“ ist der Winkel β (0 ≤ β ≤ 90°), den die Fall-Linie mit der Horizontalen bildet. 

74


Wuppertal 




Abb. 7.11: Definition von Streichen und Fallen sowie Einmessen einer Trennfläche mit dem Gefügekompaß 

(Quelle [8]) 

Der Geologe (Ingenieurgeologe)mißt mit dem Gefügekompaß (nach Clar) in natürlichen oder künstlichen 

(Baggerschurf) Aufschlüssen, d. h. dort wo die Felsoberfläche sichtbar und zugänglich ist, an möglichst vielen 

Stellen das Streichen und Fallen und wertet die Meßergebnisse statistisch aus (z. B. mit dem Schmidtschen 

Netz, das hier nicht behandelt wird). 

Aus der geologischen Karte kann das Streichen und Fallen der wichtigsten Trennflächen entnommen werden, 

weil an einigen Stellen die in den Grundriß projizierte Höhen- und Fall-Linie eingezeichnet ist, wobei 

der Fallwinkel β angegeben ist. 

7.7 Literatur 

[1] DIN 4020 - Geotechnische Untersuchungen für bautechnische Zwecke. 

75


Wuppertal 




[2] DIN 4022 - Benennen und Beschreiben von Boden und Fels. 

Teil 1: Schichtenverzeichnis für Bohrungen ohne durchgehende Gewinnung von gekernten Proben 

im Boden und im Fels; 

Teil 2: Schichtenverzeichnis für Bohrungen im Fels (Festgestein); 

Teil 3: Schichtenverzeichnis für Bohrungen mit durchgehender Gewinnung von gekernten Proben 

im Boden (Lockergestein); 

[3] DIN 4021 - Aufschluß durch Schürfe und Bohrungen sowie Entnahme von Proben. 

[4] Simmer: Grundbau 1. B. G. Teubner Verlag, Stuttgart. 

[5] DIN 4023 - Baugrund und Wasserbohrungen. Zeichnerische Darstellung der Ergebnisse. 

[6] DIN 4030 - Beurteilung betonangreifender Wässer, Böden und Gase 

Teil 1: Grundlagen und Grenzwerte 

Teil 2: Entnahme und Analyse von Wasser- und Bodenproben. 

[7] Schlutze/Muhs (1967): Bodenuntersuchungen für Ingenieurbauten. 2. Auflage. Springer Verlag. 

[8] Wittke, W. (1984): Felsmechanik. Springer Verlag, Berlin,Heidelberg, New York. 

[9] Möller, G. (1998): Geotechnik – Teil 1: Bodenmechanik. Werner Verlag, Düsseldorf. 

[10] Beuth-Kommentare (2001): Erkundung und Untersuchung des Baugrundes. Beuth Verlag GmbH, 

Berlin. 

76


Wuppertal 

8 Indirekte Aufschlüsse 





Indirekte Aufschlüsse ermöglichen durch Korrelation zwischen physikalischen Meßgrößen und boden- bzw. 

felsmechanischen Kenngrößen Rückschlüsse auf den Baugrund. Hierunter fallen vor allem Sondierungen 

und geophysikalische Untersuchungen (letztere werden in der LV „Messen in der Geotechnik“ behandelt). 

Ramm- und Drucksondierungen geben Hinweise auf qualitative Eigenschaften wie Schichtgrenzen, Hindernisse 

und Hohlräume. Sondierergebnisse lassen andererseits Schlüsse auf die Lagerungsdichte nichtbindiger 

Böden und auf die Zustandsform bindiger Böden sowie in gewissem Umfang auf die Scherfestigkeit und die 

Zusammendrückbarkeit der Böden zu. Sondierungen, insbesondere Drucksondierungen, liefern Daten für die 

Abschätzung der Tragfähigkeit von Pfählen und von Flachgründungen. 

Sondierungen sind ausführlich in der DIN 4049, Teile 1 bis 4 ([2] bis [5]) geregelt. 

8.2 Drucksondierungen (CPT = Cone Penetration Test) 

Bei der Drucksondierung wird eine Sonde mit definierter Spitze (siehe DIN 4094 – Teil 1) mit gleichbleibender 

Geschwindigkeit in den Boden gedrückt, wobei der Spitzenwiderstand qc am Kegel der Meßspitze, 

die lokale Mantelreibung fs an einer Reibungshülse am Schaft der Meßspitze, die Abweichung der Spitze 

von der Lotrechten und die Sondiergeschwindigkeit in Abhängigkeit von der Sondiertiefe gemessen wird. 

Das Drucksondiergerät besteht aus einer Sondenspitze (Abb. 8.1), dem Gestänge, einer Eindrückvorrichtung 

und dem Meß- und Registriergerät. Mit der Sondierspitze kann ggf. auch der Porenwasserdruck u gemessen 

werden. 

Die Ergebnisse können zur Feststellung der Schichtenfolge im Vergleich mit einer Schlüsselbohrung (Bohrung 

in unmittelbarer Nähe einer Sondierung), zur Beurteilung der anstehenden Bodenarten, zur Verdichtungskontrolle 

usw. verwendet werden. 

Folgende geotechnische Kenngrößen können aus einer Drucksondierung abgeleitet werden: 

• Lagerungdichte D bzw. ID; 

• Reibungswinkel ϕ nichtbindiger Böden; 

• Steifemodul Es; 

• undränierte Scherfestigkeit cu. 

77


Wuppertal 




Im Anhang der DIN 4094-1 sind derartige Korrelationen als vorsichtig geschätzte Beziehungen angegeben; 

Beispiel siehe Abb. 8.2. 

Abb. 8.1: Schema einer Sondenspitze mit Porenwasserdruckmessung; Tabelle der Sondenarten (Quelle [2]) 

78


Wuppertal 




Abb. 8.2: Zusammenhang zwischen dem Spitzenwiderstand der Drucksonde und dem Reibungswinkel für 

enggestufte Sande (Quelle [2]) 

8.3 Bohrlochrammsondierungen – BDP (Borehole dynamik probing) 

Es handelt sich um eine Sondierung im Bohrloch, die von der (momentan erreichten) Bohrlochsohle aus über 

eine definierte Eindringtiefe rammend durchgeführt wird. Dabei befindet sich die Schlagvorrichtung 

unmittelbar über der Sonde im Bohrloch (Abb. 8.3). Meßwert ist die Anzahl der Schläge N30, die erforderlich 

sind, um die Sonde von 15 cm Eindringtiefe auf 45 cm Eindringtiefe zu bringen. 

79


Wuppertal 



Abb. 8.3: Gerät für die Bohrlochrammsondierung (Quelle [3]) 


Nach dem Reinigen der Bohrlochsohle wird die Sonde auf der Bohrlochsohle aufgesetzt. Es wird die Anzahl 

der Schläge gezählt für eine Eindringung von 0 auf 15 cm, von 15 cm auf 30 cm und von 30 cm auf 45 cm. 

Die Summe der beiden letzten Schlagzahlen (d. h. für die Eindringung von 15 cm auf 45 cm) ist der Meßwert 

N30. Die Bohrlochrammsondierung dient einerseits zur Beurteilung der Gleichmäßigkeit bzw. Ungleichmäßigkeit 

des in der entsprechenden oder in anderen Bohrung angetroffenen Baugrundes. Andererseits 

können aus den Ergebnissen der Bohrlochrammsondierung geotechnische Kenngrößen als Berechnungsparameter 

für bautechnische Zwecke ( z. B. Gründungsbemessung) abgeleitet werden (wie bei der 

Drucksondierung). In der DIN 4094-2 [3] sind Korrelationsbeziehungen zwischen dem Ergebnis einer Bohrlochrammsondierung 

und einer Drucksondierung oder einer Rammsondierung angegeben. 

80


Wuppertal 

8.4 Rammsondierung 




Eine Rammsonde mit definierter Spitze wird senkrecht in den Boden mit einem Rammbären bei gleich bleibender 

Fallhöhe eingerammt, wobei die Schlagzahl N10 für eine definierte Eindringtiefe (je 10 cm) ermittelt 

wird. 

Es werden unterschieden: 

• Leichte Rammsonde (Abb. 8.4) (DPL = Dynamik Probing Light): 

Spitzenquerschnitt 10 cm 2 

• Schwere Rammsonde (DPH = Dynamik Probing Heavy): Spitzenquerschnitt 

15 cm 2 

• Überschwere Rammsonde (DPG = Dynamic Probing Giant): Spitzenquerschnitt 

20 cm 2 . 

Eine qualitative Auswertung einer Rammsondierung gestattet 

• die Beurteilung der Gleichmäßigkeit bzw. Ungleichmäßigkeit des 

Baugrundes oder einer Schüttung; 

• die Erkundung besonders lockerer oder fester Zonen oder Schichten, 

z. B. Auffüllungsbereiche oder Felshorizonte; 

• die Beurteilung des Verdichtungserfolges durch Vergleich der Eindringwiderstände 

„vorher“ zu „nachher“ oder mit Vorgabe eines 

Sollwertes. 

Abb. 8.4: Leichte Rammsonde 

(Quelle [6]) 

In kohäsionslosen Böden können geotechnische Kenngrößen als Berechnungsparameter für bautechnische 

Zwecke (z. B. Gründungsbemessung) aus den Ergebnissen von Rammsondierungen hergeleitet werden. Im 

Anhang zur DIN 4094-3 sind derartige Beziehungen, z. B. in der Form der Abb. 8.2, angegeben. 

8.5 Flügelsondierung (Flügelversuche) 

Das Flügelschergerät besteht aus dem Flügel (Abb. 8.5), dem Gestänge, einer Drehvorrichtung und aus einer 

Meßeinrichtung zur Erfassung des Drehmomentes und eventuell zusätzlich des Drehwinkels. 

81


Wuppertal 



Abb. 8.5: Flügel (Quelle [5]) 


Ausgehend von der Bohrlochsonde ist der Flügel bis zur vorgesehenen Untersuchungstiefe mit gleichmäßiger 

Geschwindigkeit (bis 2 cm/sec) in den Boden einzudrücken. Wegen möglicher Störungen muß die Oberkante 

des Flügels mindestens 0,3 m unter der Bohrlochsohle liegen. Der Flügel wird mit konstanter Drehgeschwindigkeit 

(ca. 0,1°/sec bis 0,5°/sec) bis zum Abscheren des zylindrischen Bodenkörpers gedreht. Das 

Drehmoment und ggf. der Drehwinkel werden gemessen. Danach wird der Flügel mit einer Geschwindigkeit 

von mindestens 10°/sec mindestens zehnmal gedreht. Dann wird in einer erneuten Messung die Restscherfestigkeit 

gemessen. Aus dem maximalen Drehmoment Mmax [kN . m] wird der maximale Scherwiderstand c 

[kN/m 2 ] gerechnet: 

max 

3 ( 7 ⋅ π D ) 

c = M ⋅ 6 / ⋅ 

(für H/D = 2 nach Abb. 8.5). 

Gegebenenfalls sind an die Scherfestigkeit c noch Korrekturfaktoren anzubringen (siehe DIN 4094-4). 

82


Wuppertal 

8.6 Literatur 



[1] Simmer: Grundbau 1. B. G. Teubner Verlag, Stuttgart. 

[2] DIN 4094-1: Felduntersuchungen; Teil 1: Drucksondierungen. 

[3] DIN 4094-2: Felduntersuchungen; Teil 2: Bohrlochrammsondierung. 

[4] DIN 4094-3: Felduntersuchungen; Teil 3: Rammsondierungen. 

[5] DIN 4094-4: Felduntersuchungen; Teil 4: Flügelscherversuche. 


[6] Möller, G. (1998): Geotechnik – Teil 1: Bodenmechanik. Werner Verlag Düsseldorf. 

83


Wuppertal 



9 Laborversuche zur Klassifizierung des Bodens 

9.1 Der Boden als Dreiphasengemisch 


Nachfolgende Überlegungen gelten nur für anorganische (mineralische) Böden und nicht für organische Böden 

(Faulschlamm und Torf), ebenso nicht für Fels. Es werden einige physikalische Eigenschaften des Bodens 

behandelt, die seiner Beschreibung dienen und die Rückschlüsse auf sein Verhalten zulassen, wenn in 

den Baugrund Lasten aus einem Bauwerk eingeleitet werden. 

Die für die Verwendung des Bodens als Baustoff (für Dämme, Abdichtungen usw.) maßgebenden 

Eigenschaften und die Versuche zur Bestimmung der zugehörigen Kennwerte werden in der 

Lehrveranstaltung „Erdbau“ behandelt. 

Ein Bodenvolumen V (Abb. 9.1) enthält feste Bestandteile und mit Luft und/oder mit Wasser gefüllte Poren. 

Der Boden ist ein „Dreiphasengemisch“. Zur besseren Beschreibung wird ein „Bodenmodell“ geschaffen 

(Abb. 9.1) in dem die einzelnen „Phasen“ gedanklich getrennt werden („Einschmelzen“ der festen Bestandteile 

zu Vk). 

Abb. 9.1: Modell des Dreiphasengemisches „Boden“ 

Anhand der Abbildung 9.1 werden folgende Kennwerte definiert: 

• Porenanteil n = Vo/V (n = Porenvolumen/Gesamtvolumen) (0 ≤ n ≤ 1; Anhaltswert: 0,2 < n < 0,4) oder 

Porenzahl e = Vo/Vk (e = Porenvolumen/Kornvolumen) (0 ≤ e ≤ ∞; Anhaltswert 0,25 < e < 0,67) 

n ⋅ V = e ⋅ V folgt n = e/(1+e) oder e = n/(1-n) 

aus k 

• Wassergehalt: w = mw/mk 

Anmerkung: In der Bodenmechanik ist der Wassergehalt das Verhältnis von Wassermasse zu Feststoffmasse. 

In anderen Wissensgebieten (z. B. Agrartechnik) wird der Wassergehalt auch als Volumenverhältnis 

definiert. 

84


Wuppertal 



• Sättigung (Sättigungsgrad): Sr = Vw/Vo = nw/n = w/wmax 


Die spezifische Wichte bzw. die spezifische Dichte der am Dreiphasengemisch beteiligten Stoffe werden 

wie folgt angesetzt: 

• Wasser: γw = 10 kN/m 3 ; ρw = 1 g/cm 3 

• Luft: γL = 0 kN/m 3 ; ρL = 0 g/cm 3 

• Korn: 26,0 ≤ γs ≤ 27,0 kN/m 3 ; 2,6 ≤ ρs ≤ 2,7 g/cm 3 

Für die Gewichtskraft Gk bzw. die Masse mk des Korns wird auch Gd bzw. md geschrieben (d = dry). Mit obigen 

Definitionen und spezifischen Wichten bzw. spezifischen Dichten läßt sich die Wichte [kN/m 3 ] bzw. 

die Dichte [g/cm 3 ] des Bodens angeben (siehe Tabelle). 

Symbol Bezeichnung Formel Anhaltswerte 

γd Trockenwichte ⋅ ( 1 − n) 

ρd Trockenwichte ⋅ ( 1 − n) 

γ Wichte oder Feuchtwichte ⋅ ( 1 − n) 

⋅ ( 1 + w) 

γ 15 ÷ 18 kN/m s 

3 

ρ 1,5 ÷ 1,8 g/cm s 

3 

γ 18 ÷ 22 kN/m s 

3 

ρ Dichte oder Feuchtdichte ⋅ ( 1 − n) 

⋅ ( 1 + w) 

ρ 1,8 ÷ 2,2 g/cm s 

3 

γr Sättigungswichte γ ⋅( 1 − n) + n⋅γ 

22 ÷ 23 kN/m 3 

s w 

ρr Sättigungsdichte 

s ( ) w 

γ′ Wichte unter Auftrieb ( − γ ) ⋅ ( 1 − n) 

ρ′ Dichte unter Auftrieb ( − ρ ) ⋅ ( 1 − n) 

Der maximale Wassergehalt des Bodens berechnet sich zu: 

max 

w max 

k 

o 

w 

( γ s ⋅ Vk 

) = e ⋅ γ w / s 

w = G / G = V ⋅ γ / 

γ 

9.2 Bestimmung der Korndichte ρs 

ρ ⋅ 1 − n + n ⋅ γ 2,2 ÷ 2,3 g/cm 3 

γ 10 ÷ 12 kN/m s w 

3 

ρ 1,0 ÷ 1,2 g/cm s w 

3 

Die Korndichte ρs ist die Rohdichte der festen Einzelbestandteile (Körner) des Bodens. Sie wird bestimmt 

als das Verhältnis 

ρ s = m d / Vk 

[g/cm 3 ] 

85


Wuppertal 




md = Trockenmasse der festen Einzelbestandteile des Bodens nach Trocknung bei 105°C 

Vk = Volumen der festen Einzelbestandteile 

Die Korndichte wird in der Regel mit dem Kapillarpyknometer bestimmt (siehe [2]). 

9.3 Bestimmung des Wassergehaltes 

Der Wassergehalt w einer Bodenprobe ist das Verhältnis der Masse des im Boden vorhandenen Wasser mw, 

das bei einer Temperatur von 105°C verdampft, zur Masse md der trockenen Probe: w = mw/md. 

( m f m d ) / m d 

w − 

= mit mf = Masse des feuchten Bodens. 

Die Bestimmung des Wassergehaltes erfolgt im Labor durch Ofentrocknung bei 105°C (DIN 18121-1) oder 

durch Schnellverfahren (Infrarotstrahler oder Mikrowelle oder Luftpyknometer usw. nach DIN 18121-2). 

Aus obiger Gleichung folgt md bei bekanntem Wassergehalt w zu 

m d f 

( 1 + w) 

= m / . 

9.4 Beschreibung der festen Bestandteile 


Die festen Bodenbestandteile sind entweder organischer (meist faserig) oder anorganischer (rund oder plättchenförmig) 

Natur. Nachfolgend werden nur anorganische Böden betrachtet. Die Benennung eines 

(anorganischen) Bodens erfolgt nach der „Korngrößenverteilung“ seiner festen Bestandteile. 

Bodenteilchen mit 0,002 mm ≤ d ≤ 60 mm werden als Körner angesprochen. Die Form und die Größe der 

Körner wird bestimmt durch den Mineraltyp und die geologische Geschichte. Für bodenmechanische Zwecke 

erfolgt zunächst eine Klassifikation nach der Korngröße. 

Vor allem die festen Bestandteile von Ton (d ≤ 0,002 mm; d ≤ 2 µm) haben plättchenförmige Struktur. Die 

Feldspäte zerfallen bei der Verwitterung in winzig kleine, polygonal berandete Scheiben. Typische Tonminerale 

sind Kaolinit, Montmorillonit und Illit. 

86


Wuppertal 



9.4.2 Korngrößenverteilung und deren Bedeutung 

a) Definition der Korngrößenverteilung 

Ein Punkt der Körnungslinie bzw. Sieblinie (Abb. 9.2) gibt an: 


• wieviel Gewichtsprozent der festen Bestandteile eines Bodens so groß sind, daß sie nicht durch ein 

Sieb bestimmter Maschenweite bzw. mit bestimmtem Lochdurchmesser hindurchgehen (% Siebrückstand) 

bzw. 

• wieviel Gewichtsprozent der festen Bestandteile eines Bodens so klein sind, daß sie durch ein Sieb 

bestimmter Maschenweite bzw. mit bestimmtem Lochdurchmesser hindurchfallen (% Siebdurchgang). 

Abb. 9.2: Kornverteilung 

Die betreffende Maschenweite bzw. der Lochdurchmesser wird dem Korndurchmesser (Korngröße d 

[mm]) der festen Bestandteile gleichgesetzt. 

b) Einteilung der Lockergesteine 

Die nachfolgend verwendete Einteilung der Lockergesteine in nichtbindige (rollige) und bindige Böden 

dient der einfachen Unterscheidung in der Baupraxis. Soweit eine genauere Einteilung erforderlich ist, z. 

87


Wuppertal 




B. bei der Festlegung von Bodenkenngrößen, ist die Bodenklassifikation nach DIN 18196 [5] (siehe LV 

„Erdbau“) in Verbindung mit den Angaben in DIN 4022 [4] maßgebend. 

• Böden wie Sand, Kies und Steine und ihre Mischungen werden als nichtbindig (rollig) bezeichnet, 

wenn der Massenanteil der Bestandteile mit Korngrößen < 0,06 mm weniger als 5 % beträgt. Dem 

entsprechen die grobkörnigen Böden nach DIN 18196. 

• Zu den nichtbindigen Böden zählen in der Regel auch gemischtkörnige Böden mit einem 

Massenanteil der Bestandteile mit Korngrößen < 0,06 mm von 5% bis 15 %. Die gemischtkörnigen 

Böden werden den nichtbindigen Böden zugeordnet, wenn der Feinkorn-Massenanteil das plastische 

Verhalten des Bodens (siehe Kap. 9.6) nicht bestimmt. 

• Tone, tonige Schluffe und Schluffe sowie ihre Mischungen mit nichtbindigen Böden werden als 

bindig bezeichnet, wenn der Massenanteil der Bestandteile mit Korngrößen < 0,06 mm größer ist als 

40 %. Dem entsprechen die feinkörnigen Böden nach DIN 18196. 

• Zu den bindigen Böden zählen in der Regel auch gemischtkörnige Böden mit einem Massenanteil 

der Bestandteile mit Korngrößen unter 0,06 mm von 15 % bis 40 %. Die gemischtkörnigen Böden 

werden den bindigen Böden zugeordnet, wenn der Feinkorn-Massenanteil das plastische Verhalten 

des Bodens (siehe Kap. 9.6) bestimmt. 

c) Bezeichnung des Bodens in Bohrprofilen 

Die meisten grobkörnigen Böden sind ein Gemisch verschiedener Korngrößenbereiche. Dann wird der 

Hauptbestandteil mit einem Hauptwort bzw. mit einem der Bodenart entsprechenden Großbuchstaben 

bezeichnet. Nebenbestandteile werden durch nachgestellte Eigenschaftswörter, z. B. „Feinkies, mittelsandig, 

schwach grobsandig“ bzw. entsprechenden Kleinbuchstaben: fG, ms, gs gekennzeichnet. 

Die Einteilung der Böden nach den Gesichtspunkten der Lösbarkeit und Verarbeitbarkeit wird in der LV 

„Erdbau“ besprochen. 

d) Kennzahlen der Korngrößenverteilung: 

Ungleichförmigkeitsgrad U = d60/d10: 

U < 5: gleichförmiger Boden 

5 ≤ U ≤ 15: ungleichförmiger Boden 

U > 15: sehr ungleichförmiger Boden 

Der Ungleichförmigkeitsgrad beschreibt die Steilheit der Kornverteilungskurve. 

88


Wuppertal 




• Sieblinienkrümmung Cc = d 2 30/(d60 . d10): Die Sieblinienkrümmung wird in DIN 18196 als Krümmungszahl 

Cc bezeichnet. Mit U1 und Cc werden die grobkörnigen Böden nach DIN 18196 weiter 

unterteilt (siehe nachfolgende Tabelle): 

Benennung Kurzzeichen U Cc 

eng gestuft E < 6 beliebig 

weit gestuft W ≥ 6 1 bis 3 

intermittierend gestuft I ≥ 6 < 1 oder > 3 

• Wirksame oder maßgebende Korngröße: Einige Eigenschaften des Bodens (z. B. Durchlässigkeit, 

Filterfestigkeit usw.) lassen sich mit einem kennzeichnenden (wirksamen) Korndurchmesser in Verbindung 

bringen, z. B. d10 = Korndurchmesser bei 10 Gew. % Siebdurchgang ist für die Durchlässigkeit 

des Bodens maßgebend. 

e) Zweck der Korngrößenverteilung: 

1. Benennung der Bodenarten, um die Identität oder Verschiedenartigkeit von Böden festzustellen 

(Übertragung von Erfahrungen). 

2. Häufig ist ein Rückschluß aus der Kornverteilung auf verschiedene Eigenschaften des Bodens möglich, 

z. B.: auf die Wasserdurchlässigkeit, die Filterfestigkeit, die Frostgefährdung, die Verdichtbarkeit, 

die Injektionsfähigkeit, die Scherfestigkeit, die Zusammendrückbarkeit usw. 

9.4.3 Ermittlung der Korngrößenverteilung 

a) Für Böden mit d ≥ 0,063 mm: Siebanalyse einer bei 105 o C getrockneten Bodenprobe (siehe DIN 18123 

[6]). Enthält der Boden auch Anteile von Korngrößen d < 0,063 mm, wird die Korngrößenverteilung der 

groben Bestandteile durch Siebung nach nassem Abtrennen der Feinteile ermittelt. 

b) Für Böden mit 0,001 < d < 0,125 mm: Bestimmung der Korngrößenverteilung durch Sedimentation 

(Schlämmanalyse) (siehe DIN 18123 [6]). Die Grundlagen der Schlämmanalyse sind: 

• das Stokesche Gesetz, das angibt, mit welcher Geschwindigkeit Kugeln mit der Wichte γs und dem 

Durchmesser d in einer Flüssigkeit mit der Viskosität η absinken (γw = Wichte der Flüssigkeit): 

89


Wuppertal 

v = 

( γ γ ) 

− ⋅d 

18⋅ 

η 

s w 

2 

; 




• die Gleichung zur Ermittlung der Wichte einer Suspension: eine Flüssigkeit, in der feste Partikel der 

Wichte γs mit dem Gesamtgewicht Gk aufgeschlämmt werden (Suspension) hat die Wichte: 

( V − G / γ ) 

G k + G w G k + 

k s ⋅ γ w 

γ sus = = 

→ 

V 

V 

G 

k 

V ⋅ 

= 

1 − γ 

( γ − γ ) 

• die Wichte der Suspension kann mit einem Aräometer über den von der Suspension bewirkten Auftrieb 

gemessen werden. Der Meßwert des Aräometers wird der Wichte der Suspension an der Stelle 

des Auftriebsschwerpunktes des Aräometers zugeordnet; 

• die Voraussetzung, daß die festen Bestandteile (Bodenkörner) im Ausgangszustand, d. h. zu Beginn 

der Aräometeranalyse, völlig gleichmäßig in der Suspension verteilt sind. 

c) Die Bodenprobe wird mit Wasser zu einer gleichmäßigen Suspension aufgerührt und diese in einem 

Standzylinder sich selbst überlassen. Je nach Korngröße sinken die Körper unterschiedlich schnell ab. 

Hierdurch verändert sich im Laufe der Zeit die Verteilung der Korngröße in der Suspension und damit 

auch deren Wichte über die Höhe des Standzylinders. Die Wichte wird nach festgelegten Zeiten mit dem 

Aräometer gemessen und hieraus auf die Massenanteile der verschiedenen Korngrößen geschlossen. 

Durchführung der Schlämmanalyse und Auswertung siehe [6]. 

9.5 Porenraum 


Die Größe des Porenraumes eines nichtbindigen Bodens hat maßgeblichen Einfluß auf einige Eigenschaften 

des Bodens. Je größer der Porenraum des Bodens, um so 

− größer ist die Zusammendrückbarkeit (kleine Steifeziffer) des Bodens, 

− kleiner ist die Scherfestigkeit (kleiner Reibungswinkel) des Bodens, 

− größer ist der Verschiebungsweg zur Erzeugung des Erdwiderstandes, 

− größer ist die Durchlässigkeit des Bodens gegenüber Wasser. 

sus 

w 

/ γ 

s 

w 

90


Wuppertal 



9.5.2 Lagerungsdichte D, bezogene Lagerungsdichte ID 


Nach DIN 18126 [7] wird der Porenanteil n eines nichtbindigen Bodens in Beziehung zu den Porenanteilen 

max n bei lockerster und min n bei dichtester Versuchslagerung dieses Bodens gesetzt: 

max n−n Lagerungsdichte: D = 

max n−min n 

Wird mit der Porenzahl e gearbeitet, gilt entsprechend: 

bezogene Lagerungsdichte: I 

D = 

max e−e maxe−min e 

Die Zahlenwerte von D und ID stimmen nur für die Grenzwerte 0 und 1 überein. 

Verdichtungsfähigkeit: If = (max e - min e)/min e 

D < 0,15: sehr lockere Lagerung 

0,15 < D < 0,30: lockere Lagerung 

0,30 < D < 0,50: mitteldichte Lagerung 

D > 0,50: dichte Lagerung. 

9.5.3 Lockerste und dichteste Versuchslagerung 

Die Zustände der sog. lockersten und dichtesten Versuchslagerung sind keine physikalisch definierten 

Zustände. Sie werden vielmehr durch eine genormte Vorgehensweise nach DIN 18126 [7] erhalten. Die 

Dichte (Porenanteil min n) bei dichtester (Versuchs-) Lagerung wird in einem Versuchszylinder bestimmt, 

in dem die ofentrockene Probe unter festgelegter Belastung auf einem Rütteltisch bei einer bestimmten 

Frequenz und Amplitude eingerüttelt wird. Das Einrütteln kann bei reinem, nicht zu feinkörnigem Sand auch 

mit einer Schlaggabel vorgenommen werden, mit der durch Schlagen an der Außenwand eines 

Versuchszylinders die lagenweise eingebaute Probe unter Wasser verdichtet wird. Für die Bestimmung der 

Dichte (Porenanteil max n) bei lockerster (Versuchs-) Lagerung wird die ofentrockene Probe bei 

feinkörnigem Boden mit einem Trichter, bei gröberen Körnungen mit einer Kelle oder Handschaufel so 

locker wie möglich in einen Versuchszylinder eingebaut. 

91


Wuppertal 

9.5.4 Messung des Porenanteils n 




Zur Berechnung der Lagerungsdichte muß neben max n und min n auch der im nichtbindigen Boden am betrachteten 

Untersuchungspunkt vorhandene Porenanteil n bekannt sein. Hierzu wird am Untersuchungspunkt 

eine Probe entnommen. Bestimmt werden hierbei: 

• Volumen der Probe (Ausstechzylinder oder Ersatzmethoden (siehe LV „Erdbau“)), 

• Feuchtmasse der Probe mf, 

• Trockenmasse der Probe md nach Ofentrocknung. 

Bekannt ist das Volumen der Bodenprobe V (z. B. das Volumen des Entnahmezylinders). Hieraus ergibt 

sich: 

V0 

V− 

V 

n = = 

V V 

ρs = Korndichte 

k 

V − m 

= 

V 

d 

/ ρ 

s 

Die Ermittlung der Lagerungsdichte ist auch mit indirekten Aufschlüssen (Sondierungen) möglich. 

9.6 Die plastischen Eigenschaften feinkörniger Böden 

9.6.1 Zustandsgrenzen nach Atterberg 

a) Definition 

Wird einer festen Probe bindigen Erdstoffes (geringer Wassergehalt) Wasser zugegeben, das durch 

Knetarbeit in den Boden eingearbeitet wird, so geht die Probe mit steigendem Wassergehalt vom festen 

in den halbfesten, dann in den plastischen und schließlich in den flüssigen Zustand („Konsistenz“) über. 

Es werden Grenzen zwischen den Zuständen („Konsistenzgrenzen“) definiert, wobei als Maßzahl für 

diese Grenzen der Wassergehalt dient, bei dem die Bodenprobe eine ganz bestimmte (definierte) Eigenschaft 

hat: 

steif 

fest halbfest plastisch (bildsam) weich flüssig 

breiig 

Schrumpf- Ausroll- Fließ- 

grenze ws grenze wp grenze wL 

92


Wuppertal 




b) Bestimmung des Wassergehaltes an der Fließgrenze 

Der Wassergehalt wL an der Fließgrenze wird meist mit dem Gerät nach A. Casagrande bestimmt (Abb. 

9.3) (DIN 18122, Blatt 1 [8]): 

Ein Boden befindet sich an der Fließgrenze, wenn sich die mit einem definierten Spatel (in dem in die 

Schale eingebauten Boden) gezogene Furche nach 25maligem Fallenlassen der Schale aus 10 mm Höhe 

auf einer Länge von 10 mm wieder geschlossen hat. 

c) Bestimmung des Wassergehaltes an der Ausrollgrenze 

Der Wassergehalt wp an der Ausrollgrenze ist erreicht, wenn der Boden beim Ausrollen zu 3 mm dicken 

Walzen zu zerbröckeln beginnt. Der Boden ist dann nicht mehr plastisch (knetbar) (siehe DIN 18122, 

Blatt 1). 

d) Bestimmung der Schrumpfgrenze 

Wird ein bindiger Boden mit hohem Wassergehalt getrocknet, so vermindert sich sein Volumen weitgehend 

linear mit dem Wassergehalt (der Boden schrumpft). Hat der Wassergehalt die Schrumpfgrenze 

(ws) erreicht, hört die Volumenverminderung auf. An der Schrumpfgrenze tritt bei vielen Böden ein 

Farbumschlag vom Dunklen zum Hellen auf (siehe DIN 18122, Blatt 2). 

9.6.2 Abgeleitete Kennzahlen 

Die Plastizitätszahl Ip ist der Unterschied zwischen Fließ- und Ausrollgrenze: 

Ip = wL - wp 

Konsistenz-Zahl: I 

c 

wL−w wL−w = = 

w − w I 

L p 

Die Liquiditätszahl ist = − = ( − ) 

I 1 I w w / I 

L c p p 

Der Bereich zwischen wL und wp wird unterteilt in: 

p 

Ic von 0 bis 0,5 von 0,5 bis 0,75 von 0,75 bis 1,0 

Zustandsform breiig weich steif 

IL von 1,0 bis 0,5 von 0,5 bis 0,25 von 0,25 bis 0 

93


Wuppertal 




Abb. 9.3: Gerät zur Bestimmung der Fließgrenze (Quelle [7]) 

94


Wuppertal 




In der DIN 1054 (Sicherheitsnachweise im Erd- und Grundbau) ist für bindige Böden der aufnehmbare Sohldruck 

unter Streifenfundamenten in Abhängigkeit von der Gründungstiefe, der Fundamentbreite und der 

Konsistenz (steif, halbfest und fest) des Bodens angegeben. 

Als Orientierungswerte für die Größenordnung von wL und wp mögen folgende Angaben dienen: 

Erdstoff wL [%] wp [%] Ip [%] Bereich von Ip [%] 

Schluff/Löss 25 20 5 2 ÷ 10 

Lehm/magerer Ton 40 25 15 10 ÷ 25 

fetter Ton 80 30 50 25 ÷ 75 

org. Böden 250 150 100 - 

Bei der Bodenklassifikation feinkörniger Böden werden die „plastischen Eigenschaften“ anhand der Fließgrenze 

wL und der Plastitzitätszahl Ip = wL - wp mit der sog. „A-Linie“ des Plastizitätsdiagramms (Abb. 9.4) 

beschrieben. Hiernach werden Tone und Schluffe unterschieden in: 

Benennung Kurzzeichen wL [%] 

leicht plastisch L kleiner 35 % 

mittelplastisch M 35 % bis 50 % 

ausgeprägt plastisch A über 50 % 

Abb. 9.4: Plastizitätsdiagramm zum Benennen von Bodenarten (Quelle [5]) 

95


Wuppertal 



9.7 Bestimmung von Bodenbeimengungen 

9.7.1 Glühverlust 


Als Glühverlust wird der prozentuale Gewichtsverlust einer trockenen Probe beim Glühen bezeichnet. Der 

Glühverlust gibt näherungsweise den Anteil an organischen Substanzen an. Ein Erdstoff mit einem Glühverlust, 

der die mechanischen Eigenschaften beeinflußt, heißt organisch. Organische Bodenarten sind z. B.: 

− Torf: Pflanzenreste mit Schluff bzw. Sand; Glühverlust > 20 % 

− Faulschlamm: Rest von Tieren mit Schluff oder Sand; Glühverlust > 20 % 

− Klei: Ton oder Schluff und/oder Sand mit Pflanzen oder Tierresten; Glühverlust > 5 %. 

Die Bestimmung der Glühverlust ist in der DIN 18128 [9] geregelt. 

9.7.2 Kalkgehalt 

Der Kalkgehalt ist das Gewicht des im Boden enthaltenen Kalziumcarbonats, bezogen auf das Feststoffgewicht 

der Bodenprobe. Man stellt den Kalkgehalt qualitativ durch Beträufeln der Probe mit verdünnter Salzsäure 

fest: 

− kein Aufbrausen: ≤ 1 % 

− schwaches Aufbrausen: ca. 1 % bis 2 % 

− deutliches Aufbrausen: ca. 2 % bis 4 % 

− starkes Aufbrausen: über ca. 5 %. 

Eine quantitative Bestimmung des Kalkgehaltes kann mit dem Apparat von Scheibler (Gasometer) erfolgen. 

Dieser Versuch wird hier nicht erläutert. Der Kalkgehalt erleichtert die geologische Zuordnung eines zu 

untersuchenden Bodens. Die Bestimmung des Kalkgehaltes ist in der DIN 18129 [10] beschrieben. 

9.8 Schlußbemerkung 

Für die Verwendung eines Bodens als Baustoff ist der Proctorversuch bedeutsam. Er wird in der Lehrveranstaltung 

„Erdbau“ ausführlich erläutert. Ein weiterer wichtiger bodenmechanischer Kennwert ist der Was- 

96


Wuppertal 




serdurchlässigkeitskoeffizient. Auf seine Bestimmung in Labor- und Feldversuchen wird in der Lehrveranstaltung 

„Grundbau 2“ eingegangen. 

9.9 Literaturhinweise 

[1] Schultze/Muhs (1967): Bodenuntersuchungen für Ingenieurbauten. Zweite Auflage. Springer Verlag. 

[2] DIN 18124: Baugrund, Untersuchung von Bodenproben. Bestimmung der Korndichte. 

[3] DIN 18121: Baugrund, Untersuchung von Bodenproben. 

Wassergehalt: Teil 1: Bestimmung durch Ofentrocknung. 

Teil 2: Bestimmung durch Schnellverfahren. 

[4] DIN 4022: Benennung und Beschreibung von Boden und Fels. 

[5] DIN 18196: Bodenklassifikation für bautechnische Zwecke. 

[6] DIN 18123: Baugrund, Untersuchung von Bodenproben. Bestimmung der Korngrößenverteilung. 

[7] DIN 18126: Baugrund, Untersuchung von Bodenproben. Bestimmung der Dichte nichtbindiger Böden 

bei lockerster und dichtester Lagerung. 

[8] DIN 18122: Baugrund, Untersuchung von Bodenproben. 

Zustandsgrenzen: Teil 1: Bestimmung der Fließ- und Ausrollgrenze. 

Teil 2: Bestimmung der Schrumpfgrenze. 

[9] DIN 18128: Baugrund, Untersuchung von Bodenproben. Bestimmung des Glühverlustes. 

[10] DIN 18129: Baugrund, Untersuchung von Bodenproben. Kalkgehaltsbestimmung. 

97


Wuppertal 



10 Druck- und Zeitsetzungsverhalten des Bodens 


Bodenmechanik 

Die ständigen und nicht ständigen Lasten eines neu errichteten Bauwerks belasten den Baugrund zusätzlich 

gegenüber dem bisherigen Spannungszustand. Da der Boden je nach seiner Beschaffenheit mehr oder weniger 

zusammendrückbar ist, wird das Bauwerk Setzungen erfahren. Grundlage zur Berechnung (besser Schätzung) 

der voraussichtlichen Setzungen (Setzungs-Prognose) ist die Kenntnis des Drucksetzungsverhaltens 

des Bodens. 

10.2 Der eindimensionale Kompressionsversuch 

10.2.1 Definition 

Im eindimensionalen Kompressionsversuch (Oedometer-Versuch) wird eine zylindrische Probe in Richtung 

ihrer Achse stufenweise belastet und entlastet. Die axialen Verformungen werden dabei beobachtet; radiale 

Verformungen werden durch einen starren Ring verhindert. 

10.2.2 Kompressionsapparat 

Ein Bodenelement ist im Untergrund durch seine Nachbarelemente mehr oder weniger unnachgiebig gestützt. 

Um diese Verhältnisse im Laborversuch in etwa zu simulieren, wird eine seitliche Dehnung der Bo- 

denprobe durch einen (starren) Stahlring (siehe Abb. 10.1) unterbunden (εx = εy = 0). 

Ursache für die Zusammendrückbarkeit des Bodens ist eine Verminderung des Porenvolumens, da die festen 

Bestandteile (Körner) durch die beim Versuch aufgebrachten Spannungen ihr Volumen nicht vermindern. 

Luft bzw. Wasser, das in den Poren ist, muß in dem Umfang entweichen können, wie sich das Porenvolumen 

vermindert. Die Probe wird daher auf der oberen und unteren Fläche durch eine luft- und wasserdurchlässige 

„Filterplatte“ abgeschlossen (Filterstein). Zur Vermeidung einer Schrumpfung der Probe durch Austrocknung 

wird sie während des Versuches unter Wasser gesetzt. 

98


Wuppertal 



Bodenmechanik 

Abb. 10.1: Schematische Darstellung des Kompressionsapparaters(Quelle [3]) 

a) schwebend angeordneter Ring 

b) feststehend angeordneter Ring 

10.2.3 Versuchsdurchführung 

Obwohl für die Druck-Setzungsversuche „ungestörte“ Bodenproben (Bodenprobe der Güteklasse 1) verwendet 

werden, wird hier zunächst der Versuchsablauf an einer durchgekneteten bindigen Bodenprobe erläutert, 

deren Wassergehalt eine weiche Konsistenz bewirkt. Nach dem Aufbringen einer ersten Laststufe 

wird die Probe zusammengedrückt, wobei die Zusammendrückung zeitlich verzögert abläuft. Die Geschwindigkeit 

der Zusammendrückung nimmt ab, bis sie langsam gegen Null geht (Abb. 10.2), d. h. die Zusammendrückung 

(Setzung) erreicht einen Endwert unter dieser Laststufe. Die Endsetzung wird theoretisch 

nach unendlich langer Zeit, im Labor praktisch nach etwa 24 Stunden, erreicht. 

99


Wuppertal 



Abb. 10.2: Zeit-Setzungs-Verlauf 

Bodenmechanik 

Würde der gleiche Versuch mit einem nichtbindigen (rolligen) Boden durchgeführt, würden nach Abb. 10.3 

folgende Unterschiede festgestellt: 

Endsetzungsmaß 

Setzungsverlauf 

nichtbindig bindig 

kleine Setzung 

große Setzung 

Setzung tritt sofort bei Setzung tritt zeitlich ver- 

Lastaufbringung ein zögert ein 

Abb. 10.3: Vergleich des Setzungsverhaltens eines nichtbindigen und eines bindigen Erdstoffes 

100


Wuppertal 



Bodenmechanik 

Nachfolgend wird nur noch das Last- und Zeitsetzungsverhalten bindiger Bodenarten behandelt. Nach Erreichen 

der Endsetzung (z. B. nach ca. 24 Stunden) wird eine neue Laststufe aufgebracht und wieder der zeitliche 

Verlauf der Setzung gemessen (Abb. 10.4). 

Beobachtung: Wird die Last in konstanten Laststufen gesteigert, nimmt das Endsetzungsmaß pro Laststufe 

mit größer werdender Last ab, der Boden wird mit steigender Last steifer (Abb. 10.4). Daher 

werden die Laststufen nach einer geometrischen Reihe gewählt, z. B. 16,25 kN/m 2 / 32,50 / 

65,0 / 130,0 / 260,0 / 520,0 kN/m 2 . 

Abb. 10.4: Zeitlicher Verlauf der Setzung bei mehreren konstanten Laststufen 

10.2.4 Versuchsauswertung 

Die bei einer bestimmten Belastung (z. B. bei σ3) insgesamt gemessene Endsetzung (z. B. s3) wird auf die 

ursprüngliche Probenhöhe h bezogen: ε3 = s3/h und diese Stauchung in Form des Druck- 

Setzungsdiagrammes in Abhängigkeit von der Belastung aufgetragen (Abb. 10.5). 

Es wird ein Steifemodul Es definiert als Es = ∆σ/∆ε [kN/m 2 ]. Dieser Steifemodul Es (an anderer Stelle auch 

als Steifeziffer oder Steifezahl bezeichnet)wird mit steigender Normalspannung größer: Es = f (σ) (siehe 

Abb. 10.5). 

101


Wuppertal 



Abb. 10.5: Drucksetzungs-Diagramm 

Bodenmechanik 

Bei halblogarithmischer Auftragung [ε = f (ln σ/σ0)] ergibt die Druck-Setzungslinie bereichsweise eine Ge- 

rade, so daß aus Abb. 10.6 deutlich wird, daß für diesen Bereich der Steifemodul mit der wirkenden Normalspannung 

zunimmt. 

Anmerkungen: 

Abb. 10.6: Drucksetzungs-Diagramm in halblogarithmischer Auftragung 

• Im Entwurf der DIN 18135 [3] wird bei der Berechnung der Steifeziffer die Setzung ∆si-1.i, die bei der 

Zunahme der Vertikalspannung von σi-1 auf σi entsteht, auf die bei der Spannung σi-1 (noch) vorhandene 

Probenhöhe hi-1 bezogen: 

102


Wuppertal 

( 1 − ε ) 

h i−1 

= h − ε i−1 

⋅ h = h ⋅ i−1 

∆ ε 

∗ 

i−1, 

i 

∆s 

= 

h 

i−1, 

i 

i−1 

∆s 

= 

h 

i−1, 

i 

Mit i−1, i i i−1 

⋅ 



1 

i−1, 

i 

( 1 − ε ) ( 1 − ε ) 

i−1 

∆ σ = σ − σ ergibt sich: 

∆σ 

∆σ 

( 1 − ε ) 

i−1, 

i i−1, 

i 

E s, 

i−1, 

i = = ⋅ 

∗ 

i−1 

∆ε 

i−1, 

i ∆ε 

i−1, 

i 

= ∆ε 

⋅ 

1 

i−1 

Bodenmechanik 

• Ferner wird das Druck-Stauchungs- (bzw. Druck-Setzungs-) diagramm im Entwurf der DIN 18135 auch 

als Druck-Porenzifferdiagramm (σ-e-Diagramm) dargestellt. Dieses ist insbesondere bei der Formulie- 

rung von Stoffgesetzen für Finite-Elemente-Berechnungen und bei der Bestimmung von Stoffparametern 

für diese Stoffgesetze von Vorteil. Diese Darstellungsart wird hier nicht näher erläutert. 

10.2.5 Entlastung und Wiederbelastung 

Nach Erreichen einer bestimmten Laststufe wird die Probe wieder schrittweise entlastet. Es stellt sich eine 

flach verlaufende Entlastungskurve (Abb. 10.7) ein, die auf der Stauchungsachse eine bleibende und eine 

elastische Stauchung angibt. 

Bei Wiederbelastung liegt die Setzungslinie fast auf der Entlastungslinie und schwenkt mit einem mehr oder 

weniger ausgeprägten Knick in den ursprünglichen Erstbelastungs- (Weiterbelastungs-) ast ein, wenn die 

Größe der Maximalbelastung des ersten Belastungszyklus überschritten wird. Der Boden hat ein „Gedächtnis“. 

Er „merkt“ sich seine Belastungsgeschichte solange er nicht zerstört wird. Der Steifemodul ist also da- 

von abhängig, ob sich die Spannungen im Wiederbelastungsbereich (σ < σv; Es groß) oder im Erstbelas- 

tungsbereich (σ > σv; Es klein) befinden. 

σv ist die sog. „Vorbelastung“. Für bindige Böden ist die Steifeziffer des Wiederbelastungsastes und der 

Entlastung um ein Mehrfaches (4 bis 10 mal) größer als diejenige der Erstbelastung. 

103


Wuppertal 



Abb. 10.7: Drucksetzungsdiagramm mit Vorbelastungsknick 

Gewöhnlich ist die Größe der Vorbelastung infolge 

• ehemaliger Bebauung (bereits beseitigt) 

• ehemaliger Überschüttung (beseitigt oder natürlich abgetragen) 

• eiszeitlicher Vorbelastung usw. 

Bodenmechanik 

unbekannt. Soll die Zusammendrückbarkeit eines Bodens im Drucksetzungsversuch gemessen werden, wobei 

auch die (unbekannte) Vorbelastung mit erfaßt werden soll, muß eine ungestörte Bodenprobe gewonnen 

werden (Beispiel Abb. 10.7). Zur Erläuterung möge beispielsweise folgende „Belastungsgeschichte“ einer 

ungestörten Bodenprobe dienen: 

Das Bodenelement wird in einem Flußlauf abgelagert und durch anderen Boden überschüttet (belastet) und 

zusätzlich durch hohe Eisauflast zusammengepreßt. Es entsteht die Last-Setzungskurve im σ / ε - 

Koordinatensystem bis zum Punkt C. Die Eisauflast verschwindet, die Überschüttung bleibt: Punkt A des 

Entlastungsastes. Nun wird die Bodenprobe, z. B. bei einer Erkundungsbohrung, „ungestört“entnommen, 

wobei sie in vertikaler Richtung völlig entlastet wird (Punkt B des Entlastungsastes). Nach Einbau der Probe 

in das Drucksetzungsgerät wird sie erneut belastet. Da die Größe von εb1 unbekannt ist, wird die im Druck- 

setzungsversuch bei Belastung der Probe gemessene Stauchung in das σ1/ε1-Koordinatensystem eingetragen. 

Der Knick gibt die Größe von σv an. Steifemoduln Es können für σ < σv und σ > σv getrennt aus dem Dia- 

gramm abgegriffen werden. 

104


Wuppertal 



10.2.6 Übertragung der Versuchsergebnisse 

Bodenmechanik 

Eine Bodenschicht der Dicke H drückt sich bei Zuwachs der Spannungen von σ1 auf σ2 (siehe Abb. 10.8) 

um den gleichen Prozentsatz zusammen wie ein Element dieses Bodens (Bodenprobe) von der Höhe h im 

Drucksetzungsversuch, wenn dort die Vertikalspannung ebenfalls von σ1 auf σ2 gesteigert wird. Dies ist das 

sog. 1. Modellgesetz der Bodenmechanik: 

s 

h 

S 

= ε = = ε → ε = ε 

H 

Labor Natur Labor Natur 

10.2.7 Mögliche Versuchsfehler 

Abb. 10.8: 1. Modellgesetz der Bodenmechanik 

• Die (absolut) starre, seitliche Stützung der Probe durch den Stahlring im Laborversuch ist in der Natur 

nicht vorhanden (siehe Abb. 10.8): Der Laborversuch ergibt zu große Steifigkeiten. 

• Die Probe wird bei Entnahme und Einbau ins Laborgerät mehr oder weniger stark gestört: Der Laborversuch 

ergibt zu kleine Steifigkeiten. 

• Die Filtersteine liegen bei Versuchsbeginn nicht satt auf. Bei der ersten Laststufe werden zu große 

Setzungen (Anliegesetzungen) gemessen. Diese werden durch eine kleine Anfangsspannung, deren 

Setzung nicht beachtet wird, eliminiert. 

• Man geht davon aus, daß in jedem horizontalen Schnitt durch die Probe die Spannung σz gleich der auf- 

gebrachten Spannung ist. Durch die Zusammendrückung der Probe entstehen am feststehend angeordne- 

105


Wuppertal 



Bodenmechanik 

ten Ring (siehe Abb. 10.1) Schubspannungen, die vom Ring als Normalkraft in die Bodenplatte geleitet 

werden, so daß die vertikalen Spannungen in der Bodenprobe etwas abgemindert werden. Der Boden 

scheint hierdurch steifer zu sein. Dieser Fehler ist bei den üblichen Verhältnissen von Probendurchmesser 

zu Probenhöhe im Rahmen der übrigen Aussagekraft des Versuches vernachlässigbar klein. 

10.2.8 Erfahrungswerte für den Steifemodul Es 

Für überschlägliche Vorabschätzungen von Bauwerkssetzungen kann von folgenden Anhaltswerten für den 

Steifemodul Es ausgegangen werden (aus „Empfehlungen des Arbeitsausschusses Ufereinfassungen EAU 

1980“): 

Bodenart Es [MN/m 2 ] Bodenart Es [MN/m 2 ] 

Sand, locker, rund 20 - 50 Ton, halbfest 5 - 10 

Sand, locker, eckig 40 - 80 Ton, schwer knetbar, steif 2,5 - 5 

Sand, mitteldicht, rund 50 - 100 Ton, leicht knetbar, weich 1 - 2,5 

Sand, mitteldicht, eckig 80 - 150 Geschiebemergel, fest 30 - 100 

Kies ohne Sand 100 - 200 Lehm, halbfest 5 - 20 

Sand, dicht, eckig 150 - 250 Lehm, weich 4 - 8 

Schluff 3 - 10 Klei, org., tonarm, weich 

2 - 5 

Torf 

0,4 - 1 

10.3 Das Zeitsetzungsverhalten 

In den Abb. 10.2 bis 10.4 kommt zum Ausdruck, daß die Setzung bei (wassergesättigten) bindigen Böden 

zeitlich verzögert eintritt. Nachfolgend wird dieses Verhalten mit dem sog. „grobmechanischen Topfmodell“ 

von Terzaghi veranschaulicht. 

106


Wuppertal 

10.3.1 Das Einkammersystem 



Bodenmechanik 

Die Abb. 10.9 zeigt einen Zylinder der Grundrißfläche A, der bis zur Höhe h mit Wasser gefüllt ist. Auf dem 

Wasserspiegel befindet sich ein Kolben. Hat der Kolben keine Löcher, entsteht bei Aufbringen der Last P 

auf den Kolben ein Wasserdruck u und es gilt: 

P/ A = σ = u 

mit σ = aufgebrachte Spannung. 

Es tritt keine Bewegung des Kolbens auf, da Wasser als inkompressibel gilt. Hat der Kolben mehrere 

Bohrungen größeren Durchmessers, so fließt das Wasser aus dem Zylinder nach dem Aufbringen von P 

durch die Bohrungen ab, der Kolben sinkt mit konstanter, recht großer Geschwindigkeit nach unten, bis er 

auf dem Boden des Zylinders aufliegt (Abb. 10.9c, Gerade 1). Haben die wenigen Bohrungen im Zylinder 

nur einen kleinen Durchmesser, ist die Absinkgeschwindigkeit des Kolbens im Zylinder klein (Abb. 10.9c, 

Gerade 2). Während des Absinkens des Kolbens gilt: σ = u. 

Nach Abb. 10.9 befindet sich beim Federtopfmodell im Zylinder eine Feder der Steifigkeit c [kN/m]. Die 

Last P erzeugt zunächst wieder die Wasserdruckspannung u = σ = P/A. 

Abb. 10.9: Federtopfmodell nach Terzaghi, Einkammersystem 

a) Zylinder mit Kolben ohne Feder 

b) Federtopfmodell 

c) Zeit-Weg-Diagramm 

Durch das Abströmen von Wasser aus dem Zylinderraum bewegt sich der Kolben etwas nach unten, die Fe- 

der wird etwas zusammengedrückt und es gilt mit ΣV = 0: 

P = F() t + u(t) ⋅A 

mit F = Kraft in der Feder 

107


Wuppertal 

P/ A = σ= σ '( t) + u(t) 



Bodenmechanik 

mit σ‘ = F/A = „effektive“, in der Feder wirkender Spannungsteil (auf die Fläche A verschmierte Feder- 

kraft). 

Da also bei konstanter Last P eine Umlagerung vom Wasserdruck auf die Feder stattfindet, wird der Wasserdruck 

im Laufe der Zeit kleiner, die Kraft in der Feder aber größer. Die Bewegung des Kolbens verläuft 

verzögert (Kurve 3 der Abb. 10.9c) und kommt zum Stillstand, wenn die ganze aufgebrachte Last P voll von 

der Feder getragen wird. Während in diesem Zustand der Wasserdruck Null ist, hat sich die Feder um den 

Betrag ∆ = P/C (oder ∆ = σ/C , wobei C [kN/m 3 ] der sog. Bettungsmodul ist) zusammengedrückt. 

10.3.2 Das Mehrkammersystem 

Die Abb. 10.10 zeigt das Mehrkammer-Federtopfmodell. An den Standröhrchen kann man den Druck des 

Wassers in den einzelnen Kammern ablesen. Wird eine Last P auf das Modell aufgebracht, steigt in allen 

Kammern der Wasserdruck im Moment der Lastaufbringung auf u = P/A an. 

Abb. 10.10: Federtopfmodell nach Terzaghi, Mehrkammersystem 

Aus der obersten Kammer fließt etwas Wasser ab, der Druck fällt dort etwas ab, da die Federn infolge Zusammendrückung 

einen Lastanteil tragen. Hierdurch besteht ein Druckunterschied zwischen der obersten 

108


Wuppertal 



Bodenmechanik 

und der zweiten Kammer, so daß auch in der zweiten Kammer der Vorgang des Abströmens von Wasser 

einsetzt usw. In jeder einzelnen Kammer wiederholt sich also der Vorgang, der für das Einkammersystem 

beschrieben wurde, wobei ein Gefälle im Wasserdruck von der untersten zur obersten Kammer zu beobachten 

ist. 

Hinsichtlich der Aufteilung der aufgebrachten Spannung σ in Wasserdruck u und Federspannung σ‘ gilt 

wieder: σ = σ‘(t) + u(t). Für eine beliebige Kammer ist diese Gleichung in Abb. 10.11 graphisch dargestellt. 

Abb. 10.11: Totale Spannungen (σ), effektive Spannungen (σ‘) und neutrale (Porenwasserdruck-) 

Es gilt also: t = 0: σ = 0 + u(t) 

Spannungen (u) als Funktion der Konsolidierungszeit 

t = ti: σ = σ‘(ti) + u(ti) 

t = ∞: σ = σ‘(∞) + 0. 

10.3.3 Analogie zum Verhalten eines wassergesättigten, bindigen Bodens 

Gemäß nachstehender tabellarischer Gegenüberstellung ist der Federtopf nach Terzaghi ein mechanisches 

Modell für den wassergesättigten, bindigen Boden, mit dem das Zeitsetzungsverhalten und Scherfestigkeitsverhalten 

des wassergesättigten bindigen Bodens veranschaulicht wird. 

Dieses Modell gilt allerdings nur für die Belastung eines bindigen Bodens und nicht für die Entlastung, da 

die Deformationen des mechanischen Topfmodelles voll zurückgehen (elastische Federn), nicht aber die des 

109


Wuppertal 



Bodenmechanik 

bindigen Bodens. Außerdem hat der Federtopf ein lineares Spannungs-Deformationsverhalten, der bindige 

Boden aber ein nicht-lineares. 

Federtopf-Modell wassergesättigter, bindiger Boden 

wassergefüllte Kammern wassergefüllte Bodenporen 

Bohrungen in den Kolbenplatten 

große Bohrungen 

kleine Bohrungen 

Durchlässigkeit k des Bodens 

große Durchlässigkeit (Sand) 

kleine Durchlässigkeit (Ton) 

Kräfte in den Federn Kontaktkräfte zwischen den Bodenkörpern 

Σ Federkräfte/Querschnittsfläche des Topfes effektive (Korn- zu Korn-) Spannungen σ‘ 

Federsteifigkeit (= Zusammendrückbarkeit der Federn) Steifemodul Es des Korngerüstes (= Zusammendrückbarkeit 

des Korngerüstes) 

Druck des Wasser in den Kammern u Porenwasserdruck u 

aufgebrachte Spannung σ totale Spannung σ 

Hiernach gilt auch für den bindigen Boden (Abb. 10.11): 

σ= σ'( 

t) + u(t ) 

σ = insgesamt auf das Bodenelement aufgebrachte Spannung (totale Spannung) 

u = Druck des Wassers in den Bodenproben 

σ‘= σeff = vom Korngerüst aufgenommene, sog. „effektive“ Spannungen (auch Korn- oder Kontaktspan- 

nungen genannt) 

σ‘ heißt „effektive Spannung“, da sie 

− Scherfestigkeit im Boden durch Reibung bewirkt und 

− Setzungen des Bodens durch Zusammendrückung des Korngerüstes hervorruft. 

Der beschriebene Vorgang, d. h. die Umlagerung der Gesamtspannung vom Porenwasser auf das Korngerüst 

und die dadurch hervorgerufene Zusammendrückung des Bodens (Setzung) wird als Konsolidierung 

bezeichnet, da hiermit gleichzeitig eine Erhöhung der Festigkeit des bindigen Bodens einhergeht. Die 

Setzung des Bodens verläuft proportional zur Abnahme des Porenwasserdruckes im Porenraum. Die Setzung 

verläuft um so weniger zeitlich verzögert, je durchlässiger und je weniger zusammendrückbar der Boden ist. 

Die Setzung wird um so länger dauern (und um so größer sein), je höher der Federtopf, d. h. je dicker die 

bindige, zusammendrückbare Schicht ist. 

110


Wuppertal 



10.3.4 Das zweite Modellgesetz der Bodenmechanik 

Bodenmechanik 

Das für eine Laststufe (z. B. bei Steigerung der Last von σ1 auf σ2) erhaltene Zeitsetzungsdiagramm der 

Abb. 10.4 wird auf die hierdurch hervorgerufene Endsetzung (s∞ = s2 - s1) bezogen. Hieraus ergibt sich Abb. 

10.12, in der mit µ = st/s∞ der sog. „Konsolidierungsgrad“ oder „Verfestigungsgrad“ definiert ist. 

Abb. 10.12: Zeitsetzungsdiagramm für die auf st=∞ bezogene Setzung st für eine Laststufe 

Zur Übertragung des zeitlichen Verlaufes der Setzung im Labor auf die geometrischen Verhältnisse in der 

Natur wird das zweite Modellgesetz der Bodenmechanik herangezogen, das aus der (hier nicht erläuterten) 

Konsolidierungstheorie von Terzaghi stammt und die Zeitachse des Laborversuches verzerrt: 

Bei gleichem Verfestigungsgrad im Laborversuch (µL = st/s∞) und in der Natur (µN = ST/S∞), d. h. bei µL = 

µN gilt: 

T t ( D d) n 

/ = / . 

Hierin bedeuten: T = Setzungszeit in der Natur 

t = Setzungszeit der Laborprobe 

D = ungünstigster Entwässerungsweg in der Natur (siehe Abb. 10.13) 

d = ungünstigster Entwässerungsweg der Laborprobe (siehe Abb. 10.13) 

n = 2 bei bindigem Boden 

n = 1 bei organischem Boden. 

111


Wuppertal 



Bodenmechanik 

Mit Hilfe eines im Labor gewonnenen Zeitsetzungsdiagrammes und des 2. Modellgesetzes ist es möglich, 

die Setzungsdauer eines Bauwerkes grob abzuschätzen (siehe hierzu LV „Bodenmechanik 2“). 

Abb. 10.13: Entwässerungswege im Laborversuch und bei der Großausführung (Natur) 


Die Abb. 10.14 zeigt in einer Gegenüberstellung das Spannungs-Deformations-Verhalten des „idealen“ 

Werkstoffes Stahl und des „Werkstoffes“ Boden. Die einzelnen Werkstoffeigenschaften sind in der Darstellung 

nur pauschal wiedergegeben. 

10.5 Literatur 

[1] Simmer : Grundbau, Teil 1. Teubner Verlag, Stuttgart. 

[2] Schultze/Muhs (1967): Bodenuntersuchungen für Ingenieurbauten. Zweite Auflage. Springer Verlag. 

[3] DIN 18135: Baugrund, Untersuchung von Bodenproben. Eindimensionaler Kompressionsversuch. 

112


Wuppertal 



Bodenmechanik 

Abb. 10.14: Gegenüberstellung der Werkstoffe „Stahl“ und „Boden“ hinsichtlich ihres Spannungs- 

Verformungsverhaltens 

113


Wuppertal 

11 Die Scherfestigkeit des Bodens 





Wird ein auf dicht gelagertem Sand gegründetes Fundament von bekannten Abmessungen (Grundrißfläche 

a/b, Gründungstiefe t) durch eine zunehmende Last P belastet, wird es bei einer bestimmten „Bruchlast“ im 

Boden „versinken“, da der Boden unter dem und seitlich des Fundamentes „zu Bruch geht“ (Grundbruch, 

Abb. 11.1). 

Die Beobachtung dieses „Bruchvorganges“ im Boden zeigt das Entstehen einer in Abb. 11.1 qualitativ dargestellten 

„Scherfuge“, auf der ein mit dem Fundament verbundener, in sich nur gering verformter Bodenbereich 

gegenüber dem unterhalb der Scherfuge stehenbleibenden Bodenbereich „scherend“ verschoben wird. 

Abb. 11.1: Scherfuge beim Grundbruch 

Der scherenden Verschiebung des oberen Bodenbereiches (incl. eingebettetes Fundament) längs der Scher- 

fuge wirkt die Scherfestigkeit des Bodens entgegen. Die Größe des Widerstandes des Bodens gegen das 

Auftreten des „Grundbruches“ unter dem Fundament („Grundbruchwiderstand“) wird u. a. wesentlich von 

der Größe der Scherfestigkeit des Bodens in der Scherfuge abhängig sein. (Der Widerstand eines Stabes 

gegen eine Zugbeanspruchung ist von der Zugfestigkeit des Materials und von den Querschnittswerten des 

Stabes abhängig.) Daher muß zur Berechnung des Widerstandes des Bodens gegen Grundbruch unter einem 

Fundament die Scherfestigkeit des Bodens bekannt sein. Ein Fundament ist gegenüber dem denkbaren Versagen 

durch Grundbruch dann (rechnerisch) standsicher, wenn die mit einem Teilsicherheitsbeiwert vergrößerte, 

auf das Fundament einwirkende Last noch kleiner ist als der mit einem (anderen) Teilsicherheitsbeiwert 

verkleinerte Widerstand des Bodens gegen den Grundbruch (Grundbruchwiderstand). 

Weitere Beispiele für ein „Scherbruchversagen“ des Bodens siehe Abb. 11.2. 

114


Wuppertal 



Abb. 11.2: Beispiele für Scherbruchversagen im Boden 


Die Scherfestigkeit zwischen zwei Körpern ist entweder eine innere Verklebung der Körper (Kohäsion) oder 

eine Reibungsfestigkeit, die entsteht, wenn die Körper durch die Normalspannung σ aufeinander gepreßt 

werden. Die Reibungsfestigkeit ist proportional zur Normalkraft (Normalspannung), wobei µ = Reibungs- 

beiwert der Proportionalitätsfaktor ist. In der Bodenmechanik wird statt µ der Tangens des Reibungswinkels 

ϕ: tan ϕ verwendet. 

11.2 Das Rahmenschergerät 

Zur Messung der Scherfestigkeit wird eine Bodenprobe unter Einwirkung einer Normalspannung horizontal 

bis zum Abscheren belastet. Hierzu dient das Rahmenschergerät (Abb. 11.3). 

Abb. 11.3: Rahmenschergerät nach Krey 

115


Wuppertal 



11.3 Das Schergesetz für nichtbindigen Boden 

11.3.1 Versuchsdurchführung bei rolligem Boden 


Ein trockener, rolliger Boden wird mit vorgegebener Lagerungsdichte in das Rahmenschergerät eingebaut. 

Nach Aufsetzen des Belastungsstempels wird eine Normalkraft N aufgebracht und anschließend die Scherkraft 

S langsam gesteigert, wobei die horizontale Verschiebung s und die vertikale Hebung bzw. Senkung 

des Laststempels sv gemessen werden (lastgesteuerter Versuch). Der Versuch wird bei gleicher Lagerungsdichte 

mit anderen Normalkräften N wiederholt. 

11.3.2 Das Scherwegdiagramm des rolligen Bodens 

Für jeden Einzelversuch wird die aufgebrachte Schubspannung τ = S/A (A = Querschnittsfläche der Probe) 

in Abhängigkeit von der gemessenen Horizontalverschiebung s aufgetragen (Abb. 11.4) (kraftgesteuerter 

Versuch). Wird der horizontale Weg eingeprägt (Motor mit Spindeltrieb) und die hierzu erforderliche 

Schubkraft S gemessen, spricht man von einem weggesteuerten Versuch. Die Schubspannung τ steigt ge- 

mäß Abb. 11.4 bei lockerer Einbau-Lagerungsdichte mit zunehmendem Weg s auf einen Maximalwert τf1 an. 

Bei großer Einbau-Lagerungsdichte wird schon bei kleinem Weg ein höherer Wert τf2 erreicht, der dann 

wieder abfällt und bei größerem s mit der Scherfestigkeit τf1 des lockeren Bodens nahezu übereinstimmt. 

Abb. 11.4: Scher-Weg-Diagramm des Rahmenscherversuches 

Aus der Vertikaldeformation der Kopfplatte sv (Abb. 11.4) läßt sich schließen, daß der ursprünglich locker 

eingebaute Boden während des Abscherens verdichtet wird und der ursprünglich dicht eingebaute Boden 

116


Wuppertal 




nach kleiner Zusatzverdichtung anschließend aufgelockert wird. Entsprechend nimmt beim ursprünglich locker 

eingebauten Boden der Porenanteil n während des Schervorganges ab und beim ursprünglich dicht eingebauten 

Boden zu. Im Bruchzustand (bei großen Scherwegen) wird sowohl beim ursprünglich dicht als 

auch beim locker eingebauten Boden der gleiche Porenanteil erreicht, der als kritischer Porenanteil nkr be- 

zeichnet wird. Der kritische Porenanteil nkr ist von der Normalspannung σ abhängig. 

11.3.3 Das Schergesetz 

Werden die für unterschiedliche Normalspannungen σ = N/A erreichten maximalen Schubspannungen, d. h. 

die sog. Scherfestigkeit τf, gegen die Spannung σ aufgetragen, ergibt sich gemäß Abb. 11.5 eine Gerade, so 

daß das Scherfestigkeitsgesetz (Schergesetz) für rolligen Boden lautet: 

τf = σ⋅tan ϕ. 

Der Reibungswinkel ϕ eines rolligen, dicht gelagerten Bodens ist größer als der eines locker gelagerten. 

Dies kann auf einen inneren Strukturwiderstand zurückgeführt werden: Weil die einzelnen Bodenkörper bei 

dichter Lagerung während des Schervorganges übereinander wegbewegt werden, müssen sie aus ihrer dichten 

Lagerung erst „herausgehoben“ werden, was einen erhöhten Scherwiderstand infolge von Dilatanz bedeutet. 

Es gibt verschiedene Ansätze, die den Zusammenhang zwischen Reibungswinkel und Lagerungsdichte 

des Bodens beschreiben, die hier aber nicht wiedergegeben werden sollen. 

Abb. 11.5: Scherfestigkeitsdiagramm für rolligen Boden 

117


Wuppertal 

11.3.4 Scheinbare Kohäsion bei Sand 




Ein feuchter, rolliger Boden weist beim Scherversuch eine geringe Kohäsion auf. Diese wird durch Wasserhäutchen 

(Abb. 11.6) verursacht, die die Sandkörner wie mit einer unter Spannung stehenden Gummihaut 

überziehen, da die Wasserhaut unter der Oberflächenspannung 

des Wassers steht. Die Oberflächenspannung bewirkt 

eine Normalkraft N zwischen den Körnern (Abb. 11.6), 

wodurch über die Rauhigkeit der Sandkörner eine Reibung 

entsteht. Die scheinbare Kohäsion verschwindet bei Überfluten 

oder Austrocknen. Effekte der scheinbaren Kohäsion 

sind z. B.: Sandburgen bauen; im feuchten Sand sind 

steile Böschungen möglich, die beim Austrocknen oder bei 

Abb. 11.6: Erklärung der scheinbaren Kohäsion bei 

Wassersättigung einstürzen. 

Sand 

11.4 Schergesetz bei bindigem Boden 

11.4.1 Vorbemerkung 

Die Ausführungen des Kap. 11.4 gelten unter der Voraussetzung, daß beim Abscheren der Bodenprobe kein 

Porenwasserüberdruck oder -unterdruck vorhanden ist bzw. durch den Abschervorgang entsteht. Letztgenannte 

Voraussetzung hat zur Folge, daß das Abscheren bei wassergesättigtem, bindigen Boden langsam erfolgen 

muß. 

11.4.2 Die Kohäsion 

Bei bindigem Boden wirkt neben der Reibung zusätzlich eine Kohäsion. Unter Kohäsion ist formal zunächst 

die Scherfestigkeit des Bodens bei der Normalspannung σ = 0 zu verstehen. Die Scherfestigkeit aus Kohäsi- 

on kann bei bindigen Böden größer sein als die Reibungsfestigkeit. Die Kohäsion kann wie eine „innere 

Klebekraft“ zwischen den Bodenteilchen gedeutet werden. 

Die Kohäsion beruht auf der Wirkung von (elektrostatischen) Oberflächenkräften der sehr feinen Tonbestandteile, 

die mit einer Wasserhülle umgeben sind. Im Grunde haften über diese Oberflächenkräfte die einzelnen 

Bodenteilchen um so mehr aneinander (Adhäsion), je kleiner der Abstand der Tonminerale ist. Die 

Adhäsionskräfte machen sich für das Bodenelement als eine Kohäsion bemerkbar. 

118


Wuppertal 




Die historisch älteste Formulierung eines Schergesetzes für bindigen Boden stammt von COULOMB: 

τ = c + σ⋅tan ϕ, 

f 

worin c eine Konstante - die sog. Kohäsion - ist. 

Nun ist aber die Kohäsion vor allem vom Wassergehalt w eines bindigen Bodens abhängig. In der breiigen 

Zustandsform befindet sich zwischen den Tonteilchen so viel Wasser, daß die Oberflächenkräfte im baupraktischen 

Sinn vernachlässigbar klein sind, d. h. c = 0. Durch Aufbringen von Belastung und Konsolidieren 

des Bodens wird der Wassergehalt kleiner, der Abstand der Tonteilchen verringert sich, so daß die Ko- 

häsion anwächst. Wird mit σv die konsolidierte Normalspannung bezeichnet, kann ein linearer Zusammen- 

hang zwischen σv und c festgestellt werden, der durch die Beziehung 

c = σ ϕ 

v ⋅ tan 

c 

wiedergegeben wird (Abb. 11.7), worin tan ϕc eine bodenabhängige Proportionalitätskonstante ist. Da der 

Boden bei Entlastung (fast) kein Wasser aufnimmt (siehe Entlastungsast des Drucksetzungsversuches) bleibt 

die Kohäsion nach Belastung und Konsolidierung mit σv bei Entlastung (fast) konstant (Abb. 11.7). 

Abb. 11.7: Kohäsion als Funktion der (konsolidierten) Normalspannung 

Erst wenn durch erneute Belastung die Größe von σv überschritten wird und der Boden unter diesen größe- 

ren Spannungen konsolidiert ist, steigt die Kohäsion weiter an. Die Vorbelastung σv im Sinne des Scherge- 

setzes ist also die höchste Normalspannung, die den betrachteten Boden bis zu seiner Konsolidierung belastet 

hat. Der Boden darf danach nicht wieder gestört worden sein (im Sinne von Durchkneten, weil da- 

119


Wuppertal 




durch die Kohäsion verloren geht). Das so erweiterte, vollständige Schergesetz (von Krey-Tiedemann) lautet 

also: 

τ = σ ⋅ tanϕ + σ⋅tan ϕ. 

f v c 

11.4.3 Der normalkonsolidierte Versuch 

Ein Scherversuch im Rahmenschergerät mit einer gestörten, bis zum breiigen Zustand aufbereiteten, bindigen 

Bodenprobe besteht aus zwei Versuchsabschnitten: 

• Aufbringen einer Normalspannung σv, unter der die Bodenprobe konsolidieren kann; 

• Aufbringen der Scherkraft T bei konstanter Normalspannung σ, die sich aber von der Spannung σv des 

ersten Versuchsabschnittes unterscheiden kann. 

Der Versuchsablauf für den sog. normalkonsolidierten Versuch, bei dem die Normalspannung in beiden 

Versuchsabschnitten gleich ist (σ = σv), gestaltet sich wie folgt: 

Eine völlig durchgearbeitete, bindige Bodenprobe von breiiger Konsistenz (c = 0) wird in das 

Rahmenschergerät eingebaut und mit σ1 belastet. Nach der Konsolidation unter der Spannung σ1 beträgt σv 

= σ1 (Konsolidierungsphase). Wird anschließend unter Beibehaltung von σ1 die Scherbeanspruchung 

(Abscherphase) aufgebracht und langsam abgeschert (es soll dabei kein Porenwasserüberdruck oder - 

unterdruck in der Probe entstehen), wird eine Scherfestigkeit gemessen von 

( ) 

τ = σ ⋅ tanϕ + σ ⋅ tanϕ= σ ⋅ tanϕ + tanϕ = σ ⋅tan 

ϕ . 

f1 1 c 1 1 c 1 g 

Beim zweiten Versuch (und auch den folgenden) wird wieder die zunächst breiig aufbereitete Bodenprobe 

(c = 0) in das Rahmenschergerät eingebaut, mit σ2 (σ3, σ4 usw.) belastet und der Versuch wie bei der Belas- 

tung mit σ1, d. h. unter Aufrechterhaltung von σ2 (σ3, σ4 usw.) bis zur Konsolidierung und während des Ab- 

scherens, durchgeführt. Es gilt also: 

( ) 

τ = σ ⋅ tanϕ + σ ⋅ tanϕ= σ ⋅ tanϕ + tan ϕ 

f2 2 c 2 2 c 

oder allgemein 

( ) 

τ = σ⋅ tanϕ + tanϕ = σ⋅tan ϕ . 

f c g 

120


Wuppertal 




ϕg ist der Winkel der Gesamtscherfestigkeit (siehe Abb. 11.8). Dieses ist ein sog. normalkonsolidierter Ver- 

such, der dadurch gekennzeichnet ist, daß die Normalspannung σ während des Abscherens gleich der (die 

Kohäsion bewirkenden) Vorbelastung σv während der Konsolidierungsphase ist. 

Man mißt hierbei den Winkel der sog. Gesamtscherfestigkeit ϕg, für den gilt 

tanϕ = tanϕ + tan ϕ. 

g c 

Abb. 11.8: Scherfestigkeitsdiagramm für einen normalkonsolidierten Versuch mit bindigem Boden 

11.4.4 Der überkonsolidierte Scherversuch 

Der Versuchsablauf im sog. überkonsolidierten Versuch, bei dem die Spannung σ während des Abscherens 

(2. Versuchsphase) kleiner ist als die Konsolidierungsspannung σv (1. Versuchsphase), gestaltet sich wie 

folgt: 

Eine bindige Bodenprobe mit breiiger Konsistenz wird in das Rahmenschergerät eingebaut und mit σv be- 

lastet. Nach der Konsolidation unter dieser Last hat die Probe eine Kohäsion von c = σv . tan ϕc. Die Auf- 

lastspannung wird dann auf σ1 vermindert und nach dem Ausgleich eines Porenwasserunterdruckes unter σ1 

so langsam abgeschert, daß keine Änderung des Porenwasserdruckes eintritt. Die gemessene Scherfestigkeit 

beträgt: 

τ = σ ⋅ tanϕ + σ ⋅ tanϕ = + σ ⋅tan 

ϕ. 

f1 v c 1 c 1 

Die Scherfestigkeit aus Reibung ( σ ⋅ tan ϕ) 

1 wird nur von der aktuellen, während des Abscherens vorhandenen 

Normalspannung bewirkt. Der Versuch wird in gleicher Weise mit einer ursprünglich breiigen Probe 

121


Wuppertal 




wiederholt, wobei sie unter der gleichen Vorbelastung σv konsolidiert, aber vor dem Abscheren auf σ2 ent- 

lastet wird; hierdurch hat die Probe die gleiche Kohäsion c = σv . tan ϕc und die Scherfestigkeit: 

τ = σ ⋅ ϕ + σ ⋅ tan ϕ = c + σ ⋅ tan ϕ . 

f 2 

v 

tan c 2 

2 

Durch weitere Versuche mit den Spannungen σ3 und σ4 beim Abscheren erhält man das Scherfestigkeitsdia- 

gramm der Abb. 11.9. Mit einem überkonsolidierten Scherversuch können die Scherparameter ϕ und c ge- 

trennt ermittelt werden. Ebenso gilt: 

c = σ ϕ , 

v ⋅ tan 

c 

so daß mit c und bekanntem σv auch tan ϕc berechnet werden kann. 

Der überkonsolidierte Versuch ist also dadurch gekennzeichnet, daß die Normalspannung beim Abscheren 

immer kleiner ist als die Spannung σv, unter der die Probe konsolidiert ist und eine Kohäsion gewonnen hat. 

An der Stelle σ = σv geht der überkonsolidierte in den normalkonsolidierten Versuch über (siehe Abb. 11.9). 

Auf der σ-Achse des Normalspannungs-Scherfestigkeitsdiagrammes werden die Normalspannungen der Ab- 

scherphase (und nicht die der Konsolidierungsphase) des Versuches aufgetragen. 

Abb. 11.9: Scherfestigkeitsdiagramm für einen überkonsolidierten Versuch mit bindigem Boden 

122


Wuppertal 



11.4.5 Scherwegdiagramm bindiger Böden 


Vorbelastete, bindige Böden haben ein Scher-Weg-Diagramm ähnlich dem von dichtgelagerten, rolligen 

Böden. Weiche, bindige Böden entsprechen in ihrem Scher-Weg-Diagramm eher lockeren, rolligen Böden. 

11.5 Einsatzbereich des Rahmenschergerätes 

Im Rahmenschergerät können praktisch nur gestörte Bodenproben untersucht werden (keine ungestörte Proben). 

Das Rahmenschergerät ist gut geeignet zur Bestimmung der Scherfestigkeit rolliger Böden. Das 

Verhältnis von Einzelkorndurchmesser zu Probenhöhe soll kleiner als 1/10 sein, d. h. bei einer 

Probenhöhe ca. 2 cm beträgt der maximale Korndurchmesser des zu untersuchenden Bodens 2 mm. Zur 

Untersuchung der Scherfestigkeit von Kiesen sind normale Rahmenschergeräte wegen der Korngröße nicht 

mehr geeignet. Hierfür gibt es Großrahmenschergeräte, bei denen die Rahmenabmessungen 30 cm x 30 

cm oder sogar 50 cm x 50 cm betragen. 

Im Rahmenschergerät wird eine Scherfuge erzwungen. Im Dreiaxialgerät (siehe Kap. 12) kann sich diese 

dagegen (mehr oder weniger) frei ausbilden. Die Spannungen in der Probe des Rahmenschergerätes sind 

nicht gleichmäßig verteilt, da die Scherkraft S nicht nur über die gezahnten Filterplatten, sondern auch über 

die Rückwand des Rahmens eingeleitet wird. Es ist nicht möglich, undränierte Versuche zu fahren oder auch 

einen über die Probenhöhe konstanten Porenwasserdruck zu erhalten. Ferner ist die Messung des Porenwasserdruckes 

problematisch, d.h. der Rahmenscherversuch ist vor allem für dränierte, langsam abgescherte 

Versuche mit gestört eingebauten, rolligen und auch gestört eingebauten, bindigen Böden (dann mit besonders 

geringen Abschergeschwindigkeiten) geeignet. 

11.6 Erfahrungswerte für die Scherfestigkeit 

In der E-DIN 1054 (November 2000) sind im Anhang Erfahrungswerte für die Scherfestigkeit angegeben. 

Der Index k deutet an, daß es sich um charakteristische Werte handelt. Die Tabellen werden in den Abb. 

11.10 und 11.11 wiedergegeben, um hieraus eine gewisse Vorstellung der Größe von Reibungswinkel und 

Kohäsion zu erhalten. Für konkrete Bauwerks-/Baugrundverhältnisse sind die Scherfestigkeitskennwerte für 

die erforderlichen Standsicherheitsnachweise durch einen Sachverständigen für Geotechnik festzulegen. 

123


Wuppertal 




Abb. 11.10: Erfahrungswerte für die Scherfestigkeit nichtbindiger Böden (Quelle [4]) 

Abb. 11.11: Erfahrungswerte für die Scherfestigkeit bindiger Böden (Quelle [4]) 

124


Wuppertal 





[1] DIN 18137: Baugrund, Untersuchung von Bodenproben. Bestimmung der Scherfestigkeit. 

Teil 1: Begriffe und grundsätzliche Versuchsbedingungen. 

[2] Simmer: Grundbau, Teil 1. Teubner Verlag, Stuttgart. 

[3] Schultze/Muhs (1967): Bodenuntersuchungen für Ingenieurbauten. 2. Auflage. Springer Verlag. 

[4] E DIN 1054: Sicherheitsnachweis im Erd- und Grundbau. 

[5] DIN 18137: Baugrund, Untersuchung von Bodenproben. Bestimmung der Scherfestigkeit. 

Teil 3: Direkter Scherversuch. 

125


Wuppertal 

12 Dreiaxiale Versuchstechnik 





Zum Verständnis des Triaxial- oder Dreiaxial-Versuches - insbesondere der unentwässerten Versuche - sind 

folgende Kenntnisse erforderlich: 

• der Mohrsche Spannungskreis und seine Verbindung mit dem Coulombschen Schergesetz 

τf = c + σ . tan ϕ, 

• das Verhalten wassergesättigten, bindigen Bodens hinsichtlich der totalen, effektiven und neutralen 

Spannungen (siehe Kap. 10.3) und deren Rückwirkung auf die Scherfestigkeit, 

• praktische Auswirkungen des vorgenannten Zusammenhanges für Standsicherheitsuntersuchungen, 

• Aufbau des Dreiaxialgerätes und Versuchstypen. 

12.2 Der Mohrsche Spannungskreis 

12.2.1 Herleitung der Gleichungen 

Die Herleitung des Mohrschen Spannungskreises für einen Nebenspannungszustand und die hierfür geltenden 

Regeln zum Zeichnen des Spannungskreises sind im Anhang zu finden. Nachfolgend wird ein 

Hauptspannungszustand betrachtet, da dieser für den Dreiaxialversuch maßgebend ist. 

Betrachtet wird ein Bodenelement, das durch die Hauptspannung σ1 und σ3 (siehe Abb. 12.1) beansprucht 

wird (ebener Spannungszustand). Gesucht sind die Spannungen σ und τ auf einer Fläche, die unter dem 

Winkel α das Element schneidet. 

Σ Kräfte in Richtung von τ: 

τ ⋅ / cos α = σ ⋅ cos α ⋅ dz ⋅ tan α − σ ⋅ dz ⋅ sin α 

dz 1 

3 

( σ − σ ) ⋅ sin α ⋅ α 

τ = 

cos 

1 

σ1 

− σ3 

τ = ⋅ sin 2α 

2 

3 

(1) 

126


Wuppertal 

Σ Kräfte in Richtung von σ: 



σ ⋅ / cos α = σ ⋅ dz ⋅ tan α ⋅ sin α + σ ⋅ dz ⋅ cos α 

dz 1 

3 

σ = σ 

1 

⋅ sin 

2 

α + σ 

3 

⋅ cos 

σ1 

+ σ3 

σ1 

− σ3 

σ = − ⋅ cos 2α 

2 2 

2 

α 

Abb. 12.1: Element und Spannungen 

12.2.2 Graphische Lösung mit Hilfe des Mohrschen Kreises 


Aus den Gleichungen (1) und (2) wird der Winkel α dadurch eliminiert, daß beide Gleichungen für sich 

quadriert und anschließend addiert werden: 

τ 

2 

⎛ σ1 

− σ 

= ⎜ 

⎝ 2 

⎛ σ1 

+ σ 

⎜σ 

− 

⎝ 2 

3 

3 

2 

⎞ 

⎟ 

⎠ 

2 

⎞ 

⎟ 

⎠ 

⋅ 

( ) 2 

sin 2α 

⎛ σ1 

− σ 

= ⎜ 

⎝ 2 

3 

2 

⎞ 

⎟ 

⎠ 

⋅ 

( ) 2 

cos 2α 

(2) 

127

→ 


Wuppertal 

⎛ σ1 

+ σ 

⎜σ 

− 

⎝ 2 

3 

2 

⎞ 

⎟ 

⎠ 

+ τ 

2 

⎛ σ1 

− σ 

= ⎜ 

⎝ 2 



Dies ist die Gleichung eines Kreises, dessen Mittelpunkt auf der σ-Achse liegt: 

( σ σ ) ( τ τ ) 

σ 

2 2 

2 

M M R 

− + − = 

M 

σ 

= 

1 

+ σ 

2 

3 

; 

τ 

M 

= 

0; 

σ 

R = 

1 

3 

2 

2 

⎞ 

⎟ 

⎠ 

− σ 

3 

. 


Abb. 12.2: Mohrscher Spannungskreis für die Hauptspannungen σ1 und σ3 

Regeln für das Zeichen des Mohrschen Kreises: 

a) Die auf eine Fläche des Elementes wirkende Normal- und Schubspannung (z. B. σx und τxz oder σ und τ 

oder σz und τzx oder σ1 und τ1 = 0 bzw. σ3 und τ3 = 0) bilden gemeinsam einen Punkt des Spannungskrei- 

ses (Abb. 12.2). 

b) Normalspannungen werden als Druckspannungen nach rechts positiv gezeichnet. 

128


Wuppertal 




c) Die am Element (Drehachse in der Mitte, senkrecht zur Zeichenebene) gegen den Uhrzeigersinn (links 

herum) drehenden Schubspannungen werden auf der τ-Achse nach oben aufgetragen. Die am Element 

nach rechts drehenden Schubspannungen werden auf der τ-Achse nach unten aufgetragen. (Nicht zu 

verwechseln mit der Vorzeichendefinition der Schubspannungen.) Die Einhaltung der obigen Regelung 

ist wichtig für die nachfolgende Polkonstruktion. 

d) Mit der Kenntnis, daß der Mittelpunkt auf der σ-Achse liegt, läßt sich der Spannungskreis aus zwei be- 

kannten Punkten (z. B. σ1/0 und σ3/0, σx/τxz und σz/τzx) zeichnen (Abb. 12.2). 

e) Zeichnet man durch einen beliebigen bekannten Punkt (σ/τ) des Mohrschen Spannungskreises (z. B. 

σ1/0 oder allgemein σx/τxz) eine Gerade parallel zu der Richtung der Fläche auf der σ und τ wirken, er- 

hält man im Schnittpunkt dieser Geraden mit dem Spannungskreis den Flächenpol (FP). 

f) Zeichnet man durch einen beliebigen Punkt (σ/τ) des Mohrschen Spannungskreises (z. B. σ1/0 oder all- 

gemein σx, τxz) eine Gerade parallel zur Richtung der Normalspannung σ (z. B. parallel zu σ1), erhält 

man im Schnittpunkt dieser Geraden mit dem Spannungskreis den Spannungspol (SP). 

Ist der Mohrsche Spannungskreis aus den bekannten Spannungspunkten σ1/0 bzw. σx/τxz und σ3/0 bzw. σz/τzx 

gezeichnet und der Flächenpol FP konstruiert, zieht man durch den Flächenpol eine Gerade parallel zu der 

das Element unter dem Winkel α schneidenden Fläche und findet im Schnittpunkt dieser Geraden mit dem 

Kreis den gesuchten Spannungspunkt σ/τ (siehe Abb. 12.2). 

12.2.3 Der Mohrsche Spannungskreis und das Schergesetz 

Zu unterscheiden sind: 

a) Diagramm zur Darstellung der Normal- und Schubspannungen in einem Element (Mohrscher Span- 

nungskreis) (τ-σ-Koordinaten) (Abb. 12.3a). Der Spannungskreis stellt die Beanspruchung eines Boden- 

elementes durch Normal- und Schubspannungen dar. 

b) Diagramm zur Darstellung der Abhängigkeit von Scherfestigkeit und Normalspannung: Coulombsches 

Schergesetz (Abb. 12.3b; τf-σ-Koordinaten) 

τ = c + σ⋅tan ϕ 

f 

129


Wuppertal 




Werden beide Diagramme ineinander gezeichnet (Abb. 12.3c), kann leicht beurteilt werden, ob auf irgendeiner 

Fläche durch das Element die auftretenden Schubspannungen (Beanspruchung) größer, kleiner oder 

gleich der vorhandenen Scherfestigkeit sind: 

• Die Schubspannungen auf allen Schnittflächen durch das Element sind kleiner als die Scherfestigkeit: 

Der Schubspannungskreis liegt unterhalb der Scherfestigkeitsgeraden (Kreis A, Abb. 12.3c). 

• Die Schubspannung auf einer Fläche im Element ist gerade gleich der Scherfestigkeit: Der Spannungskreis 

berührt die Scherfestigkeitsgeraden: Grenzspannungszustand (Kreis B in Abb. 12.3c). 

• Die Schubspannungen auf mehreren Schnittflächen sind größer als die Scherfestigkeit: Der 

Spannungszustand ist nicht mit der Materialfestigkeit (Scherfestigkeit des Bodens) verträglich (Kreis C 

in Abb. 12.3c) und daher nicht möglich. 

Abb. 12.3: Mohrscher Spannungskreis und Schergesetz 

a) Mohrscher Spannungskreis aus Hauptspannungen 

b) Graphische Darstellung des Coulombschen Schergesetzes 

c) Spannungszustand im Vergleich zur Scherfestigkeit 

130


Wuppertal 



12.2.4 Die Mohr-Coulombsche Fließbedingung 


Wird gemäß Abb. 12.4 die Spannung σ3 (Hauptspannung) von einem Ausgangswert (Kreis A) verkleinert, 

bläht sich der Kreis nach links auf, bis er die Scherfestigkeitsgeraden tangiert (Kreis C). Bei diesem „Grenzspannungszustand“ 

wird gerade auf einer Flächenrichtung die Schubspannung genau so groß wie die Scherfestigkeit. 

Abb. 12.4: Mohrscher Spannungskreis im Grenzspannungszustand 

• Aus der Abb. 12.4 läßt sich die Bedingung für diesen Grenzspannungszustand (Mohr-Coulombsche 

Fließbedingung) ablesen: 

f f f f 

σ1 − σ ⎡ 

3 σ1 + σ ⎤ 3 

= sin ϕ⋅ + σc 

2 

⎢ 

⎣ 2 

⎥ 

⎦ 

σ = c ⋅cot 

ϕ 

c 

131


Wuppertal 

Index f = failure = Versagen 

Hieraus durch Auflösen nach σ f 3: 

σ 

f 

3 

= σ 

f 

1 

1− 

sin ϕ cos ϕ 

⋅ − 2⋅ 

c⋅ 

. 

1+ 

sin ϕ 1+ 

sin ϕ 



Nach Anwendung von Additionstheoremen ergibt sich hieraus: 

o 

o 

( 45 − ϕ / 2) 

− 2 ⋅ c ⋅ tan( 

45 − ϕ / 2) 


f f 2 

σ = σ ⋅ tan 

(4a) 

3 

1 

oder mit tan 2 (45 o - ϕ/2) = Ka (Ka für α = β = δ = 0) 

σ = σ ⋅ K − 2 ⋅ c ⋅ K 

(4b). 

f 

3 

f 

1 

a 

a 

Ist der Spannungszustand durch die „Nebenspannungen“ σx, σz und τzx gegeben, lautet die Mohrsche 

Fließbedingung: 

z x 

z x 

( c cot ϕ) 

+ ⋅ sin ϕ = ⎜ ⎟ + τ zx 

2 

σ + σ ⎛ σ − σ ⎞ 

⋅ (4c) 

2 

⎝ 2 ⎠ 

• Die Richtung der Fläche auf der τ = τf wird, läßt sich in Abb. 12.4 wie folgt konstruieren: 

− Aufsuchen des Flächenpols (hier mit σ3 zusammenfallend); 

− Verbinden von Flächenpol mit den Tangentenpunkten von Spannungskreis C mit der Scherfestigkeitsgeraden. 

• Ist die Fließbedingung erfüllt, findet in Richtung der Gleitflächen ein Abschervorgang statt. Denkt man 

sich gemäß Abb. 12.5 durch das Element mehrere Schnitte parallel zur Gleitflächenrichtung α - α gelegt 

und findet auf jeder dieser Flächen eine gleiche Scherdeformation statt, so erhält das Element nach Abschluß 

der Scherdeformation die Gestalt der Abb. 12.5a. 

Findet der gleiche Vorgang parallel zur Richtung β - β statt, kommt das Element in die Gestalt der Abb. 

12.5b. 

Finden beide Scherdeformationen gleichzeitig statt, wird das Element gemäß Abb. 12.5c „plastisch 

breitgedrückt“. (In Abb. 12.5c ist das Ergebnis beider Scherdeformationen vektoriell aufaddiert worden.) 

132


Wuppertal 




Abb. 12.5: Deformation eines ursprünglich quadratischen Elementes infolge plastischen Fließens, wenn Volumenkonstanz 

vorausgesetzt wird 

133


Wuppertal 




• Satz: Befindet sich ein Bodenelement im „Fließzustand“ (Zustand des plastischen Fließens), so 

− tangiert der Spannungskreis, der den Spannungszustand dieses Elementes beschreibt, die Scherfestigkeitsgeraden. 

Dieser Zustand wird mathematisch durch die sog. Mohr-Coulombsche Fließbedingung 

(Gleichungen 4a, 4b oder 4c) beschrieben. 

− wird das Element „plastisch deformiert“, wobei sein Volumen unverändert bleibt, sofern vorausgesetzt 

wird, daß durch den Schervorgang selbst keine Volumenveränderung (Dilatation oder Kompression) 

des Bodens eintritt. Letztere Voraussetzung ist im allgemeinen nicht erfüllt, da sich ein dicht 

gelagerter Boden beim Schervorgang auflockert und ein lockerer Boden verdichtet. 

12.3 Auswirkung des Konsolidierungsverhaltens eines bindigen Bodens auf seine 

Scherfestigkeit 

Das Konsolidierungsverhalten eines wassergesättigten, bindigen Bodens wurde in Kap. 10.3 anhand des 

grobmechanischen Modells von Terzaghi beschrieben. Da nur effektive Spannungen σ‘ (Kornspannungen) 

Scherfestigkeit infolge Reibung bewirken können, muß das Schergesetz von Krey-Tiedemann (Kap. 11.4.2) 

genauer geschrieben werden als: 

τ = σ ⋅ ϕ + σ' 

⋅ tan ϕ = c + σ' 

⋅ tan ϕ 

f 

v 

tan c 

σv = Vorbelastung: maximale, im Verlauf der Belastungsgeschichte konsolidierte Spannungen; da- 

nach darf die Probe nicht wieder gestört worden sein 

σ‘ = effektive Spannung 

ϕ = Reibungswinkel des Bodens 

tanϕc = Proportionalitätsfaktor für die Kohäsion. 

Im mechanischen Topfmodell des Mehrkammersystems kann hinsichtlich der Kohäsion noch folgende 

Analogie aufgebaut werden: Je kleiner der Abstand der Kolbenplatten untereinander ist, um so größer ist die 

Kohäsion (je stärker der Boden zusammengedrückt ist, um so größer ist die Kohäsion). Da die Kohäsion bei 

Entlastung erhalten bleibt (und nur bei einer Störung infolge Durchknetens verschwindet) wird deutlich, daß 

das Federtopf-Modell für die Entlastung nicht funktioniert, da die Federn unter Ansaugen von Wasser die 

Kolbenplatte in die ursprüngliche Lage zurückdrücken werden. 

134


Wuppertal 




Wird ein völlig gestörter (c = 0) wassergesättigter, bindiger Boden zum Zeitpunkt t = 0 plötzlich mit einer 

Spannung σ1 belastet, so gilt mit 

σ = σ' 

+ u bei 

1 

t = 0: σv = 0 σ‘ = 0 τf = 0 

Im Laufe der Konsolidierungszeit wächst σv auf σ1 und auch σ‘ auf σ1 an: 

( ) ( ) 

τ = σ ⋅ tanϕ+ σ ⋅ tanϕ= σ ⋅ tanϕ + tan ϕ =∞ 

f 1 1 1 c t 

(normalkonsolidierter Boden bzw. normalkonsolidierter Versuch siehe Kap. 11.4.3) 

Werden in diesem Zustand beim Topfmodell die Bohrungen in der obersten Kolbenplatte verschlossen und 

eine zusätzliche Spannung ∆σ aufgebracht, kann sich weder der Kohäsionsanteil noch der Reibungsanteil 

erhöhen, da ein Abfließen von Porenwasser nicht auftreten kann. Bei einem derart „geschlossenen“ System 

bleibt also die Scherfestigkeit unabhängig von der Größe der aufgebrachten Spannung ∆σ konstant. Die 

Scherfestigkeitsgerade verläuft parallel zur σ-Achse (Abb. 12.6). 

Abb. 12.6: Scherfestigkeitsgerade beim geschlossenen System für volle und für teilweise Wassersättigung 

Da sich der Boden im geschlossenen System wie ein Stoff mit c ≠ 0 und ϕ = 0 verhält - real aber Kohäsion 

und Reibung an der Scherfestigkeit beteiligt sind - nennt man diese Kohäsion „scheinbar“ und bezeichnet sie 

mit cu (bei ϕu = 0). Der Wert cu wird als „Scherfestigkeit“ (Kohäsion) des undränierten Bodens bezeichnet. 

Der Wert cu kann in wassergesättigten, bindigen Böden mit einer Flügelsondierung (siehe Kap. 8.5) bestimmt 

werden.. 

135


Wuppertal 




Ist der Boden nicht wassergesättigt, können sich – auch beim geschlossenen System – die Luftporen infolge 

der aufgebrachten Spannung etwas zusammendrücken, d. h. das Volumen wird etwas kleiner, die Kohäsion 

und die Reibungsfestigkeit steigen an (cu bei ϕu > 0). Je größer ∆σ, um so mehr geht das geschlossene Sys- 

tem zur vollen Sättigung über (da die Luftporen immer mehr zusammengedrückt werden), weswegen die 

Scherfestigkeitskurve gekrümmt in Richtung auf eine horizontale Asymptote verläuft (Abb. 12.6). 

Bei einem offenen System konsolidiert der Boden nach Aufbringen einer Belastung ∆σ, so daß sowohl Ko- 

häsion als auch Reibungsfestigkeit ansteigen. 

12.4 Beispiel für die Anwendung des ϕu = 0, cu-Falles 

Wird gemäß Abb. 12.7 ein Tank oder ein Silo auf einem wassergesättigten, bindigen Boden errichtet, ergibt 

sich folgende Situation: 

Abb. 12.7: Beispiel für den ϕu = 0, cu-Fall 

• das Element A ist unter der Spannung σ1 aus dem überlagernden Boden konsolidiert: 

τ 

f 

= σ 

1 

⋅ tan ϕ + σ ⋅ tan ϕ ≈ c 

c 

1 

u 

136


Wuppertal 




• die Last aus dem leeren Bauwerk (Tank incl. Gründung) sei für das Element A unbedeutend, da das 

Bauwerksgewicht gering ist; 

• die Füllung des Tanks bedeutet für das Element A eine „schnelle“ Lastaufbringung, wobei „schnell“ das 

Verhältnis zwischen der Zeitdauer der Lastaufbringung und der Zeit zur Konsolidierung (abhängig von 

der Länge des Entwässerungsweges für das Element, siehe Kap. 10.3.4) zum Ausdruck bringen soll; 

• weil also die Lastaufbringung (im Vergleich zur Konsolidierungszeit) „schlagartig“ erfolgt, gewinnt das 

Element A aus der neuen Belastung infolge Tankfüllung keine Scherfestigkeit - das Element verhält sich 

also wie ein Stoff mit konstanter Scherfestigkeit (cu ≠ 0; aber ϕu = 0); aber es wird von abscherenden 

Schubspannungen aus der Tankfüllung beansprucht; 

− der Nachweis der Sicherheit gegen das Auftreten eines Grundbruches wird für den schnell gefüllten Tank 

für den (ungünstigen) Anfangszustand mit den Scherparametern ϕu = 0 und cu ≈ τf1 > 0 geführt; außerdem 

ist auch der Endzustand nach Abschluß der Konsolidierung unter der Gesamtlast zu betrachten; 

• zur Ermittlung von cu dient der nachfolgend erläuterte Dreiaxialversuch; 

• cu kann auch im Feld mit der sog. Drehflügelsonde bestimmt werden. 

12.5 Der Dreiaxialversuch 

12.5.1 Versuchsgerät 

Nach DIN 18137 - Teil 2 [1] ist „der Dreiaxialversuch ein zylinder- und axialsymmetrischer Druckversuch 

an homogenen kreiszylinderischen Probekörpern. Im Regelfall ist die axiale Hauptspannung σ1 auch be- 

tragsmäßig größere Hauptspannung und die radialen Hauptspannungen σ2 und σ3 sind gleich“. 

Das Kernstück eines Dreiaxialgerätes ist die Druckzelle (Abb. 12.8): 

Die zylindrische Bodenprobe ist mit einer Gummihülle umgeben, die einerseits den Zelldruck (σ2 = σ3) auf 

die Probe überträgt und andererseits einen wasserdichten Abschluß der Bodenprobe gewährleistet. Die Probe 

befindet sich in einer Zelle, deren Wandung meist aus Plexiglas, deren Boden und Deckel dagegen aus 

Stahl gefertigt sind. Die Zellflüssigkeit (meist Wasser) kann über die Zuleitung (13) oder über einen beson- 

deren Druckluftanschluß unter Druck (σ2 = σ3) gesetzt werden. Die Kopffläche der Probe wird durch einen 

137


Wuppertal 




Belastungsstempel abgeschlossen. Da dieser Stempel voll in der Zelle liegt, wirkt der Zelldruck bei der in 

der Abb. 12.8 dargestellten Ausführung auch vertikal auf die Probe. 

Abb. 12.8: Schema einer dreiaxialen Druckzelle (Quelle [1]) 

Die untere Probenfläche liegt auf einem Filterstein, der an die Entwässerungsleitung (14) (Abb. 12.8) angeschlossen 

ist. Ist der Hahn (15) an der Entwässerungsleitung während des Versuches geschlossen, befindet 

sich die Probe in einem geschlossenen System, d. h. es kann während des Versuches kein Porenwasser aus 

der Probe austreten (unentwässertes, undräniertes System). 

Über den Stempel (2) (Abb. 12.8) wird während der zweiten Versuchsphase (siehe 12.5.2) eine zusätzliche 

vertikale Last aufgebracht. 

Zum Versuchsgerät gehören ferner diverse Meßgeräte (Weg- und Kraftmessung; Messung des Porenwasserdrucks 

bzw. der Menge des ausgepreßten Porenwasser usw.) und die Einrichtungen zur Erzeugung des Zelldruckes 

und der Vertikallast. Näheres hierzu siehe [1] und Spezialliteratur. 

138


Wuppertal 

12.5.2 Versuchsphasen 

Der Dreiaxialversuch hat zwei Versuchsphasen: 




• Konsolidierungsphase: Die Probe wird einem Zelldruck (σ2 = σ3 = σ1) ausgesetzt und kann bei offenem 

Hahn (15) konsolidieren. Bei dem sog. UU-Versuch (siehe Kap. 12.5.3) werden ungestörte Proben verwendet, 

so daß die Konsolidierungsphase entfällt. 

• Belastungs- und Abscherphase: Durch eine mit konstanter Verformungsgeschwindigkeit erzeugte axiale 

Stauchung der Probe wird der „Bruch“ herbeigeführt. Bei dieser Versuchsphase kann eine Entwässerung 

der Probe zugelassen (offenes System) oder verhindert (geschlossenes System) werden. 

12.5.3 Versuchstypen 

a) Der unkonsolidierte, undränierte Versuch (UU-Versuch): Wird vor der Errichtung des Bauwerkes, z. 

B. des Tanks, in Abb. 12.7 das Element A „ungestört“ entnommen und schnell in das Dreiaxialgerät 

eingebaut, der Hahn (15) geschlossen und nach Aufbringen eines beliebig großen Zelldruckes (z. B. σ3I 

in der Abb. 12.9) die Belastung σ1 gesteigert, so bläht sich der Spannungskreis in der Richtung der σ- 

Achse auf, bis er die cu-Gerade tangiert (Abb. 12.9). Hierbei ist cu die „scheinbare Kohäsion“ oder die 

„Anfangsscherfestigkeit“, die die Probe im Boden infolge der Spannungen aus der Überlagerung erhalten 

hat (siehe Kap. 12.4). 

Abb. 12.9: Spannungskreise beim UU-Versuch 

Die Größe des aufgebrachten Zelldruckes ist beliebig (z. B. σ3II in der Abb. 12.9), da der Versuch im ge- 

schlossenen System durchgeführt wird und die Probe daher nicht entwässern kann, also nach den Überlegungen 

des Kap. 12.3 wegen der Wassersättigung und der verhinderten Wasserabgabe während der 

Steigerung der Belastung keine Scherfestigkeit hinzugewinnen kann. 

139


Wuppertal 




Mit dem UU-Versuch kann also der cu-Wert ungestörter, wassergesättigter Proben bestimmt werden, 

wobei allerdings die Versuchsfehler recht groß sind. Besser kann cu im Feld mit der Flügelsonde ermittelt 

werden. 

b) Der konsolidierte, undränierte Versuch (CU-Versuch). Da es fast unmöglich ist, Proben im Sinne des 

UU-Versuches „ungestört“ zu gewinnen und im Versuchsgerät einzubauen, arbeitet man im CU-Versuch 

mit einer gestörten (gegebenenfalls wassergesättigten) Probe. Nach dem Einbau wird eine sog. 

Konsolidierungsspannung, im Normalfall nur als Zelldruck (σ3 = σ2 = σ1), aufgebracht. Bei geöffnetem 

Hahn (15) läßt man die Probe unter diesen Spannungen konsolidieren. Man versetzt also die gestörte 

Probe hinsichtlich ihrer Scherfestigkeit in den „ungestörten Zustand“. 

Anschließend wird der Hahn (15) geschlossen und nun wie bei UU-Versuch die Belastungs- und 

Abscherphase durchgeführt. Das Versuchsergebnis sieht wie Abb. 12.9 aus. Man kann mit 

verschiedenen Versuchen die Abhängigkeit des cu-Wertes von der Größe des Zelldruckes (der 

Konsolidierungsspannung) während der Konsolidierungsphase feststellen. 

c) Der konsolidierte, entwässerte Versuch (D-Versuch): Nach der Konsolidierungsphase, die wie beim 

CU-Versuche abläuft, wird die Belastungs- und Abscherphase beim offenen System so langsam durchgeführt, 

daß die Probe bei jeder Belastung voll konsolidiert. Dieser Versuch entspricht dem langsamen 

Rahmenscherversuch (siehe Kap. 11.4.3 und 11.4.4). Durch mehrere Versuche kann man die Scherpa- 

rameter ϕ und c ermitteln. Hierfür sind zwei Darstellungsarten gebräuchlich: 

• Nach Abb. 12.10 werden die Spannungskreise beim Bruch der Proben in ein σ-τ-Koordinatensystem 

gezeichnet und aus der gemeinsamen Tangente ϕ und c entnommen (das Beispiel der Abb. 12.10 ist 

ein überkonsolidierter Versuch). 

Abb. 12.10: Spannungskreise beim D-Versuch (Quelle [1]) 

140


Wuppertal 




Abb. 12.11: Ergebnis eines Dreiaxialversuches, dargestellt im (σ1 - σ3)/2 - (σ1 + σ3)/2-Diagramm (p-q- 

Diagramm) (Quelle [1]) 

• Nach Abb. 12.11a) gilt in einem Bruchkreis für den Tangentenpunkt zwischen Spannungskreis und 

Scherfestigkeitsgerade (überkonsolidierter Versuch) 

σ1+ σ3 

σ1−σ3 1 

c + ⋅ tanϕ 

= ⋅ 

2 2 cosϕ 

σ 

− σ 

1 

2 

3 

σ 

= c ⋅ cos ϕ + sin ϕ ⋅ 

1 

+ σ 

2 

3 

141


Wuppertal 

Mit den Abkürzungen 




1 3 

q 

2 

σ − σ 

1 

= ; n = c ⋅ cos ϕ; 

m = sin ϕ und p 

2 

σ + σ 

= 

ergibt sich in der sog. p-q-Darstellung im Bruchzustand eine Geradengleichung: 

q = n + m ⋅ p . 

Im Bruchzustand erhält man also mit dem bekannten Zelldruck σ3 und der gemessenen vertikalen 

Bruchspannung σ1, d. h. mit max σ1 : p = (max σ1 + σ3)/2 und q = (max σ1 - σ3)/2 einen Punkt dieser 

Geraden. Durch mehrere Dreiaxialversuche werden mehrere Geradenpunkte ermittelt. Für die (ausgleichende) 

Gerade gelten weiter die Beziehungen der Abb. 12.11: 

c = n/cos ϕ und sin ϕ = tan α = m. 

Vor Beginn der Belastungsphase ist σ1 = σ3, d.h. der Belastungsbeginn wird dargestellt als ein Punkt 

auf der (σ1 + σ3)/2 - Achse. Mit wachsender Vertikalspannung σ1 entwickeln sich die Spannungen 

auf dem sog. Spannungspfad (Gbb. 12.11c), dessen Endpunkt der Bruchspannungszustand auf der 

o. g. Grenzzustands-Geraden (Abb. 12.11b)) ist. Bei dieser Darstellungsart schrumpft jeder während 

der Steigerung von σ1 entstehende Spannungskreis zu einem Punkt des Spannungspfades zusammen. 


Der Dreiaxialversuch kann hier nur in den Grundzügen dargestellt werden. Die Durchführung des Versuches 

erfordert eine intensive Beschäftigung mit der Theorie und auch mit der praktischen Gerätetechnik. 


[1] DIN 18137: Baugrund, Untersuchung von Bodenproben Bestimmung der Scherfestigkeit. 

Teil 2: Triaxialversuch; 

3 

142


Wuppertal 

Anhang 




Der Mohrsche Spannungskreis bei Vorgabe eines (ebenen) Nebenspannungszustandes 

a) Herleitung der Gleichungen 

Betrachtet wird ein Element im Boden, das durch die Spannungen σx, τxz = τzx und σz beansprucht ist. 

Sind τzx = τxz = 0, sind σx und σz Hauptspannungen. 

Gesucht sind die Spannungen σ und τ auf einer Fläche, die unter dem Winkel α das Element schneidet. 

Gemäß Abb. A.1 werden die Kraftgleichgewichtsbedingungen am abgeschnittenen dreieckförmigen Elementteil 

erfüllt. Mit den in der Abbildung dargestellten, aus den Kraftgleichgewichtsbedingungen hergeleiteten 

Gleichungen (1) und (2) können die gesuchten Spannungen berechnet werden. 

b) Graphische Lösung mit Hilfe des Mohrschen Kreises 

Aus den Gleichungen (1) und (2) – siehe Abb. A.1 – wird der Winkel α dadurch eliminiert, daß beide 

Gleichungen für sich quadriert werden. Anschließend werden die beiden Gleichungen addiert. Es ergibt 

sich: 

⎛ σ x + σ 

⎜σ 

− 

⎝ 2 

z 

2 

⎞ 

⎟ 

⎠ 

+ τ 

2 

⎛ σ x − σ 

= ⎜ 

⎝ 2 

z 

2 

⎞ 

⎟ 

⎠ 

+ τ 

Gleichung (3) ist die Gleichung eines Kreises im σ/τ-Koordinaten-System: 

2 

2 2 

( − σ ) + ( τ − τ ) = R 

M 

M 

2 

xz 

σ (3) 

mit 

σ x + σ z 

σ M = ; τ M = 0 und 

2 

2 

⎛ σ x − σ z ⎞ 2 

R = 

⎜ ⎟ + τ xz 

⎝ 

2 

⎠ 

143


Wuppertal 




Abb. A.1: Berechnung der Normalspannungen σ und der Schubspannung τ, die auf der Fläche unter dem 

Winkel α wirken 

Regeln für das Zeichen des Mohrschen Kreises: 

a) Die auf eine Fläche des Elementes wirkende Normal- und Schubspannung (z. B. σx und τxz oder σ und τ 

oder σz und τzx) bilden gemeinsam einen Punkt des Spannungskreises (Abb. A.2). 

b) Normalspannungen werden als Druckspannungen nach rechts positiv gezeichnet. 

c) Die am Element (Drehachse in der Mitte, senkrecht zur Zeichenebene) gegen den Uhrzeigersinn (links 

herum) drehenden Schubspannungen werden auf der τ-Achse nach oben aufgetragen. Die das Element 

144


Wuppertal 




nach rechts drehenden Schubspannungen werden auf der τ-Achse nach unten aufgetragen. (Nicht zu 

verwechseln mit der Vorzeichendefinition der Schubspannungen.) Die Einhaltung der obigen Regelung 

ist wichtig für die nachfolgende Polkonstruktion. 

Abb. A.2: Mohrscher Spannungskreis mit Nebenspannungszustand 

d) Mit der Kenntnis, daß der Mittelpunkt auf der σ-Achse liegt, läßt sich der Spannungskreis aus zwei be- 

kannten Punkten (z. B. σx/τxz und σz/τzx) zeichnen (Abb. A.2). 

e) Zeichnet man durch einen beliebigen Punkt (σ/τ) des Mohrschen Spannungskreises (z. B. σx/τxz) eine 

Gerade parallel zu der Richtung der Fläche auf der σ und τ wirken, erhält man im Schnittpunkt dieser 

Geraden mit dem Spannungskreis den Flächenpol (FP). 

145


Wuppertal 




f) Zeichnet man durch einen beliebigen Punkt (σ/τ) des Morhschen Spannungskreises (z. B. σx,τxz) eine 

Gerade parallel zur Richtung der Normalspannung σ (z. B. parallel zu σx), erhält man im Schnittpunkt 

dieser Geraden mit dem Spannungskreis den Spannungspol (SP). 

Ist der Mohrsche Spannungskreis aus den bekannten Spannungspunkten σx/τxz und σz/τzx gezeichnet und der 

Flächenpol FP konstruiert, zieht man durch den Flächenpol eine Gerade parallel zu der das Element unter 

dem Winkel α schneidenden Fläche und findet im Schnittpunkt dieser Geraden mit dem Kreis den gesuchten 

Spannungspunkt σ/τ. 

146

bodenmechanik1-geologie

Sie wollen auch ein ePaper? Erhöhen Sie die Reichweite Ihrer Titel.

Template löschen?

Als Template speichern?