Grundlagen der Geologie

Bearbeitet vonHeinrich Bahlburg, Christoph Breitkreuz

1. Auflage 2012. Buch. xiii, 427 S. HardcoverISBN 978 3 8274 2820 2

Format (B x L): 16,8 x 24 cmGewicht: 905 g

Weitere Fachgebiete > Geologie, Geographie, Klima, Umwelt > Geologie > Geologie:Allgemeines

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2 Kontrollfaktoren derexogenen Dynamik

Die exogene Dynamik fasst diejenigen Vorgangezusammen, die die Erdoberflache durch die Ein-wirkung von Luft, Wasser, Eis, Temperatur,Schwerkraft sowie der Lebewelt verandern. Einan derOberflache anstehendes Gestein unterliegthauptsachlich den Einflussen von Klima undWetter, es verwittert. Dies fuhrt zur Auflosungdes Gesteinsmaterials in feste und wasserloslicheKomponenten. Im Zuge des großflachigen Ab-trags, der Denudation, und der Erosion (s. u.)werden diese durch fließendes Wasser, Glet-scherstrome oder durch Wind vom Verwitte-rungsort wegbewegt. Beim Transport werdendie Korner gerundet und weiter zerkleinert.Schließlich gelangt ein großer Teil der bewegtenfesten und gelosten Fracht in die Meere, wo sievon den Meeresstromungen umgelagert undschließlich abgelagert werden. Der mengen-maßig wichtigste Faktor bei diesen Umlage-rungsprozessen ist das fließende Wasser, dasauf dem Festland als Oberflachenwasser oderim Untergrund als Grundwasser fließt. Die exo-genen Krafte sind bestrebt, eine bestehendeMorphologie, wie sie bei einem Gebirge gegebenist, zu nivellieren. Meistens arbeiten die endoge-nen Krafte den exogenen entgegen, indem siestandig neue morphologische Elemente hervor-bringen, sei es durch andauernde Gebirgsbil-dung oder durch Vulkanismus.

2.1 AtmospharischeZirkulation

Was aber bildet den Motor der exogenen Dyna-mik? Wir alle bemerken die warmende Tatigkeitder Sonne spatestens dann, wenn sie uns aneinem eisigen Wintertag beim Schlittschuhlau-fen ein wenig warmt oder wenn sie uns im Som-

mer am Strand rostet. Auchwissenwir, dass es anden Polen im Durchschnitt sehr viel kalter ist alsin den tropischen Aquatorialbereichen. Es ist of-fensichtlich, dass die Erde durch die empfangeneSonnenenergie in unterschiedlichem Maße er-warmt wird und auf den beiden Halbkugelnder Erde ein Temperaturgradient besteht, dadie niedrigen, aquatornahen Breiten mehr War-me empfangen als die Polregionen (Abb. 2.2a).

Fur das Verstandnis dieses Warmegradientenmussen wir zunachst die Solarkonstante be-trachten. Sie bezeichnet die Menge an Energie,welche die elektromagnetische Sonnenstrah-lung auf einen „extraterrestrischen Quadratme-ter Erde“ ubertragt, also einen Quadratmeteraußerhalb der Atmosphare. Die SolarkonstanteFs betragt im genormtenMittel 1390Wm–2. DieInsolation beschreibt hingegen den Teil der so-laren Strahlung, der tatsachlich die Erdoberfla-che erreicht und dort absorbiert wird. Die Re-flektion der elektromagnetischen Sonnenstrah-lung an Flachen wiederum bezeichnet man alsAlbedo. Diese beschreibt das Verhaltnis von ein-fallender zu reflektierter Strahlung. Aus derdurchschnittlichen Ruckstrahlung der Erdevon ca. 33% folgt jedoch nicht zwangslaufig,dass die verbleibenden 67% des solaren Fluxesdie Erdoberflache erreichen und dort absorbiertwerden. Vielmehr kommt es bereits in derAtmosphare (Kasten 2.1) zu vielfaltigen Wech-selwirkungen, z. B. mit Wolken, Aerosolen undStauben. Auch wird ein Teil der Energie in derAtmosphare absorbiert und erreicht nie dieOberflache. Insgesamt gelangen nur ca. 70%der 67% des solaren Fluxes, der vom SystemErdoberflache-Atmosphare insgesamt absor-biert wird, bis zur Erdoberflache.

Die absorbierte Energie erwarmt Kontinenteund Meere in Abhangigkeit von der geographi-schen Breite. Da die Sonnenstrahlung am Aqua-tor nahezu im rechten Winkel auf die Erdober-

Kasten 2.1 Atmosphare

Die Atmosphare enthalt 78% Stickstoff, 21%Sauerstoff, 0,9% Argon, 0,03% Kohlendioxidsowie geringe Anteile an Edelgasen. Sie glie-dert sich indie vier unterschiedlichen Schichtender Troposphare, Stratosphare, Mesosphareund Thermosphare (Abb. 2.1). Der Drucknimmt in der Atmosphare mit der Hohe expo-nentiell ab.Dieuntere SchichtderAtmosphare,die Troposphare, enthalt – bei einer Machtig-keit von 8km an den Polen sowie 12 km in dengemaßigten Breiten und am Aquator – etwa80% der gesamten Masse der Atmosphareund nahezu den gesamten Wasserdampf. Inihr spielt sich das Wettergeschehen ab. Inner-halb der Troposphare fallt die Temperaturum durchschnittlich 0,65 8C pro 100m Hohen-zunahme. Nahe ihrer Obergrenze, am Uber-gang zur Tropopause, erreicht sie –57 8C.Hier wehen in engen Kanalen die zirkumpola-ren Strahlstrome (Jetstreams), die sich zwi-schen den bestandigen Hochdruckgebietenuber den Polen, an denen kalte Luft absinkt,und den Gebieten niedrigen Luftdrucks uberden Tropen, andenenerwarmte Luft aufsteigt,in etwa parallel zu den Breitengraden bewe-gen. Die Ruckenwindwirkung der bestandigenStrahlstrome,dieGeschwindigkeitenvonbiszu300 km/h erreichen, macht sich die Luftfahrtauf Langstreckenflugen bei geeigneten Rou-ten zu Nutze.

Oberhalb der Tropopause folgt die Strato-sphare, in der die Temperaturen wieder anstei-gen. Sie reicht bis zur Stratopause, die in einerHohe von 50 km liegt. In der unteren Strato-sphare steigt die Temperatur nur langsam an,in der oberenhat sie einen steilerenGradientenund erreicht etwa 0 8C an der Stratopause. Inetwa 25–30 kmHohebefindet sich in derOzon-schicht die maximale Ozonkonzentration. DieOzonschicht absorbiert einen signifikantenAn-teil der eintreffenden UV-Strahlung. Jenseitsder Stratopause folgt die Mesosphare, dievon einem kontinuierlichen Temperaturabfallbis auf ca. –90 8C gekennzeichnet ist. DiesesTemperaturminimum bildet die Mesopause ineiner Hohe von 80km. In der Mesosphare setztdie Ionisierung der Luft durch die Ultraviolett-strahlung der Sonne ein, daher wird sie mit deruberlagernden Thermosphare in der Ionospha-re zusammengefasst. Uber der Mesopause

steigt die Temperatur in der Thermosphare zu-nachst sehr steil, dann verlangsamt auf uber1000 8C an. Die hohen Temperaturen kommenzu Stande, da die Thermosphare die von derSonne stammende Kurzwellenstrahlung nichtals langwellige Strahlung wieder aussendenkann. Allerdings ist die Dichte der Atmospharein diesen Hohen so niedrig und die Haufigkeitder Molekule so gering, dass eine Warmelei-tung nicht mehr stattfindet. Die der Sonne zu-gewandte Seite eines sich hypothetisch in die-sen Hohen aufhaltenden Korpers wurde daherextremaufgeheizt,wahrendander abgewand-ten Seite tiefe Frosttemperaturen herrschenwurden. Uber der Thermosphare folgt die Exo-sphare und mit ihr der Ubergang ins All.

Abb. 2.1 Die Atmosphare der Erde ist etwa 500 kmmachtig. Der Temperaturverlauf in ihr ist durch dierote Linie angezeigt. Das uns direkt betreffendeWetter konzentriert sich in der Troposphare.

2 Kontrollfaktoren der exogenen Dynamik20

2

flache trifft, verteilt sich eine gegebene Warme-menge uber eine relativ kleine Flache auf derErde und fuhrt zu einer starkeren Erwarmung(Abb. 2.2a). Das Sonnenlicht erzeugt gleichsameinen kleinen aber warmen „Fingerabdruck“.In hohen Breiten trifft dieseWarmemenge hinge-gen in einem deutlich flacheren Winkel auf dieErdoberflache.Der „Fingerabdruck“ ist daher ge-genuber den aquatorialen Regionen entspre-chend großer und kalter, da die einkommendeEnergie uber eine großere Flache verteilt wird.Insgesamt ist also die Insolation am Aquator er-heblich großer als in den Polregionen.

Zudem spielt es eine Rolle, von welcher Be-schaffenheit die Erdoberflache in den verschiede-nen geographischen Breiten ist. Wusten habeneine Albedo von 20-30%, d.h. 20-30% der ein-kommenden Sonnenstrahlung werden reflek-

tiert. Bei Waldgebieten liegt dieser Wert nurbei 5–10%, bei frischem Schnee hingegen zwi-schen 80 und 85%. Die hohe Albedo der vereis-ten Polregionen der heutigen Erde ubt also einezusatzliche kuhlende Wirkung aus. Die Albedovon Wasserflachen hangt wiederum stark vomSonnenstand ab; steht die Sonne im Zenit liegtderWert etwa bei 5%, steht sie hingegen amHo-rizont, so kann er 80% erreichen.

Die Sonneneinstrahlung erwarmt also dieFestlandsflachen und das Oberflachenwasserder Meere in unterschiedlichem Maße. ImZuge der Evaporation tragen vor allem dieMeerezur Bildung von Wolken bei, deren Albedo etwabei 75% liegt. Das in diesen als Wasserdampfenthaltene Wasser fallt schließlich als Nieder-schlag in Form von Regen oder Schnee auf dieErdoberflache zuruck. Die Warmeabgabe der

Polares Hoch

Polar-Zelle

Zone variablerFlauten

Polare Front

Polare Ostwinde

Hadley-Zelle

Rossbreiten

Ferrel-Zelle

Westwinde

NE Passat

SE Passat

60°

30°

0°

30°

60°

Hadley-Zelle

Rossbreiten

Ferrel-Zelle

Polar-Zelle

Luft steigt auf

Luft steigt auf

Luft steigt auf

Luft fällt

Luft fällt

Westwinde

schwache Rückstrahlung,

kleiner"Fingerabdruck"S

onne

nein

stra

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Sonneneinstrahlung

starke Rückstrahlung,

großer"Fingerabdruck"

gleiche Menge

a) b)

Sonneneinstrahlung

Windrichtung an der Erdoberfläche

Abb. 2.2 Schema der Sonneneinstrahlung auf die Erdoberflache sowie der Zirkulationssysteme in der Tropo-sphare. a) Bei gleicherMengeder auf die Erdoberflache treffenden Sonneneinstrahlung verteilt sie sich in hohenBreiten uber eine großere Flache als in niedrigen. Entsprechend großer ist die Albedo an den Polen und bedingtsomit die geringere Erwarmung. b) Die großen atmospharischen Zirkulationssysteme. Die Rossbreiten liegenunter den absteigenden Asten der Hadley- und Ferrel-Zellen, die relativ kalte Luft herabfuhren. DasMeer ist hieroft aufgewuhlt. Die haufigen Schaumkamme der sturmischen Wellen erinnerten die Seefahrer an die MahnengalloppierenderPferde,daherderName.AmAquator liegtdie Zoneder variablenFlautenaufdenMeerenunter-halbderAufstiegszone erwarmter Luft und zwischendenbeidenHadley-Zellen. Diehaufigenund langanhalten-den Flauten waren bei den Seeleuten der großen Segelschiffe gefurchtet.

Atmospharische Zirkulation 21

2

Meere und vor allem der Kontinente an die sieuberlagernde Luftschichten beeinflusst die Zir-kulation der Luftmassen in der Atmosphare(Abb. 2.1), die wir nahe der Erdoberflache alsWind spuren (Abb. 2.2b), wesentlich.

Zwei Faktoren sind es vor allem, die das atmo-spharische Zirkulationsmuster in der Tropo-sphare erzeugen (Abb. 2.2b). Die Luftmassenwerden in Abhangigkeit von der geographischenBreite unterschiedlich stark erwarmt. Damit un-terscheiden sie sich in Volumen und Dichte undsetzen sich entsprechend dieser Kontraste in Be-wegung. Sind sie einmal in Bewegung, so wirddiese durch den Coriolis-Effekt als Folge derErdrotation abgelenkt, d.h. von der Stromungs-richtung nach rechts auf der Nordhalbkugel undnach links auf der Sudhalbkugel. Letztlich aus derWechselwirkung derWarmeeinstrahlung vonderSonne mit der Erdrotation ergibt sich ein kom-plexesMuster vonZirkulationswalzen, Zellen ge-nannt, die sich jeweils uber etwa 30 Breitengradeerstrecken.

Die Hadley-Zellen transportieren erwarmteLuft vom Aquator polwarts. Bei etwa 30 8 fuhrtihre Abkuhlung zum Absinken bei abnehmenderSattigung an Wasserdampf. Ein Teil dieser Luft-massen stromt an der Unterseite der Hadley-Zel-le gegen den Aquator zuruck und erzeugt so dierichtungskonstanten Passat-Winde (Abb. 2.2b).Den NE Passat der Nordhalbkugel machte sichdie europaische Segelschifffahrt auf den Wegenin die Karibik zu nutze. Ein anderer Teil der Luft-massen wird in den mittleren Breiten von denFerrel-Zellen ubernommen und stromt an ihrerBasis polwarts. Bei ca. 60 8 treffen diese Luftmas-sen auf diejenigen der Polar-Zellen. Luft uberden Polen kuhlt ab und stromt aquatorwarts.Bei Querung des 60. Breitengrades ist sie ausrei-chend erwarmt um aufzusteigen. Diese Luftmas-sen sind aber immer noch dichter als diejenigender Ferrel-Zellen, beide mischen sich daher nichtleicht. Dies fuhrt zu sehr wechselhafter Witte-rung in den entsprechenden Breiten. Nachdem Aufstieg stromt der großte Teil der polarenLuftmassen erwarmt zu den Polen zuruck, wah-rend die Luft an der Oberseite der Ferrel-Zellengegen den Aquator fließt. Insgesamt bilden dieseZellen jedoch nicht in sich geschlossene Systeme.Der zwischen ihnen stattfindende Luftaustauschreicht aus, um gemeinsam mit den von den Zir-

kulationssystemen erzeugten oberflachlichenMeeresstromungen recht effektiv Warme vomAquator gegen die Pole zu transportieren.

Fur die klimatischen Verhaltnisse auf der Erdeist demnach nicht alleine die Sonne verantwort-lich. Einen wichtigen Faktor stellen die Ozeanedar, die immerhin den großeren Teil der Erde be-decken. Sie dienen zum einen als riesigesWarme-reservoir. Sie geben Warme an die kalte Atmo-sphare ab oder nehmen sie von einer warmenauf. Ihre eigene Temperatur bleibt dabei imDurchschnitt relativ konstant. Die oben skizzier-ten großraumigen Windsysteme treiben aberzum anderen die Oberflachenschichten desMeerwassers an, indem sie einen Teil ihrer Bewe-gungsenergie durch Reibung auf die Oberflacheder Meere ubertragen. Auf diese Weise entstehendie Wellen und Oberflachenstromungen derOzeane. Sie transportieren, z.B. im Golfstrom,einen großen Teil der Warme von den Aquator-regionen zu den hohen Breiten. Im Nordatlantiksinken die auf ihrem Wege nach N abgekuhltenund damit dichter gewordenen Wassermassenab und gehen in die ozeanischen Tiefenstromun-gen uber. Die atmospharischen und ozeanischenStromungsmuster waren im Verlauf der Erdge-schichte ihrerseits wiederum stark beeinflusstvon der sehr variablen geographischen Vertei-lung der Kontinente auf der Erde. Schließlichdurfen wir nicht vergessen, dass die Erde alsHimmelskorper bestimmten kosmischen Ein-flussen unterworfen ist. Als Beispiel sei der dieErde umkreisende Mond genannt, der nebender Sonne durch seine Anziehungskraft die Ge-zeiten der Meere hervorruft.

Die genannten klimatischen und ozeanogra-phischen Faktoren wiederum steuern die Ent-wicklung der Biosphare, d.h. die Ausbildungder pflanzlichen und tierischen Lebewelt, dieden unterschiedlichen Klimazonen der Erde so-wie den Bedingungen in den Ozeanen angepasstist. Andern sich beispielsweise die lokalen oderregionalen Klimabedingungen an einem be-stimmten Ort auf einem Kontinent deutlich,somuss sich die an die vergangenen Klimabedin-gungen gewohnte Lebewelt an die neuen Verhalt-nisse im Zuge ihrer Evolution anpassen, auswan-dern oder vergehen. Diese Anderungen habenaber wiederumRuckwirkungen auf die exogenenProzesse. Die klimatisch bedingte Abnahme der

2 Kontrollfaktoren der exogenen Dynamik22

2

Dichte einer Vegetationsdecke wird in erhohteRaten von Erosion und Denudation munden.Es ist erkennbar, dass die exogenen Prozesseein dynamisches System bilden, dessen einzelneFaktoren inwechselnden Beziehungenmiteinan-der verbunden sind.

2.2 Klima und Klimazonen

Das Klima ist der ausschlaggebende Steuerungs-faktor der exogenen Prozesse auf der Erde. Eskennzeichnet die durchschnittlichen Wetterver-haltnisse eines Ortes oder einer Region im Ver-lauf vieler Jahre. Wie wir bereits gesehen haben,sind das Klima und seine Verteilung auf der Erdevon der Intensitat der Sonneneinstrahlung ge-pragt, die vom Aquator zu den Polen abnimmt.Daher ist die Erde in eine Folge etwa West-Ost

angeordneter Klimazonen gegliedert, deren Aus-bildung vor allem auf denKontinenten gut zu be-obachten ist (Abb. 2.3). Uber denMeeren verlau-fen die Grenzen der Klimazonen parallel zu denBreitengraden. Auf dem Festland hingegen ver-andern regionale geographische Elemente wiez.B. Lage, Orientierung und Hohe von Gebirgendiese einfache Gliederung zu einem komplexerenMuster.

Die Temperaturverteilung an jedem Ort derErde entscheidet u. a. daruber, ob Niederschlageals Schnee oder Regen fallen und ist somit einwe-sentliches Einteilungskriterium (Tab. 2.1). Ne-ben der Temperatur sind Art undMenge derNie-derschlage im Verhaltnis zur ortstypischen Ver-dunstungsrate entscheidende Einflussgroßenfur die biologische, geologische und geomorpho-logische Gestaltung der Klimazonen. Die jahrli-che Niederschlagsmenge verringert sich auf bei-den Erdhalbkugeln zwischen dem 20. und 40.Breitengrad relativ stark. Sudlich und nordlich

100° 80° 40°

40°

40°

20° W

20° N

20° S

0°0°

60° E

60°

80°

80°

140°

Gebirge

mit saisonalen Schwankungen

trocken-kontinental

tropisch-feucht-trocken

gemäßigthumid

periglazial

ohne saisonale Schwankungen

tropisch-arid

tropisch-humid

glazial tropisch-semi-arid

Gebirge

Abb. 2.3 Karte der Klimazonen auf den Kontinenten (nach TRICART & CAILLEUX, 1972; SUMMERFIELD, 1991).

Klima und Klimazonen 23

2

Tab.2

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Klim

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18–

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0–10

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Verwitterung

Physikalisch

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Hoch

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Hoch

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2 Kontrollfaktoren der exogenen Dynamik24

2

vom 30. Breitengrad wird in beiden Hemispha-ren kalte Luft aus großeren Hohen entlang derabsteigenden Aste der Hadley- und Ferrel-Zellenherabgefuhrt (Abb. 2.2b). Dabei wird sie er-warmt und kann zunehmende Mengen an Was-serdampf aufnehmen und halten. Die Verduns-tung nimmt von den warmeren zu den kuhlerenBreiten relativ regelmaßig ab.Die genannten Ein-flussgroßen bestimmen somit den Charakter derVegetation, Art und Umfang der Verwitterungder auf dem Festland zutagetretenden Gesteinesowie die morphologische Gestaltung der Erd-oberflache uber den lokalen und regionalen Ab-trag (Tab. 2.1, Kap. 3 und 5).

Die Klimazonen konnen nach Vorhandenseinund Abwesenheit jahreszeitlicher Schwankungenin zwei Gruppen eingeteilt werden. Zu den nichtjahreszeitlich schwankenden Klimata gehorendie glaziale Zone der Pole sowie die tropisch-ari-den und tropisch-humiden Bereiche. Jahreszeit-liche Schwankungen pragen die periglaziale,trocken-kontinentale, tropisch-semi-aride, tro-pisch-feucht-trockene und die gemaßigt-humi-de Klimazone (Tab. 2.1).

Klimazonen ohne saisonale Schwankungen.In der glazialen Klimazone der Polarregionenfallen die geringen Niederschlage als Schneeund akkumulieren zum Eis der Gletscher. Esherrscht Dauerfrost, nur etwa 90 Tage im Jahrsind frostfrei. Die physikalische Verwitterung(Abschn. 3.1) ist gepragt durch Frostsprengung.Chemische Verwitterungsaktivitat ist, ebensowie die abtragendeWirkung des nur geringfugigvorhandenen Schmelzwassers, niedrig. Auf-grund der niedrigen Niederschlagsraten istauch das glaziale Klimareich arid und kann alsKaltewuste bezeichnet werden. Abkuhlung derLuft uber den Eismassen erzeugt vehemente Fall-winde (Katabatische F.), die bedeutendeMengenLockermaterial aolisch verfrachten konnen. Dasglaziale Klima der Hochgebirgsregionen ver-zeichnet demgegenuber etwas betontere jahres-zeitliche Schwankungen, eine deutlich langerefrostfreie Sommerperiode und damit eine etwasstarkere chemische Verwitterung sowie einenstarkeren Abtrag durch die abfließendenSchmelzwasser.

Die tropisch-aride Klimazone ist gekenn-zeichnet durch geringe und sehr unregelmaßigeNiederschlage, die als episodische, heftige Gusse

fallen. Dies unterbindet eine standigeWasserfuh-rung der Flusse. Die durchschnittliche Jahresnie-derschlagsmenge bleibt unter 300 mm, es kannaber an einem Tag die Niederschlagsmenge meh-rerer Jahre fallen. Die potentielle Verdunstungerreicht im Vergleich zu den niedrigen Nieder-schlagsmengen sehr hohe Werte von2000 – 4000 mm pro Jahr. Die mittleren Tempe-raturen reichen von ca. 5 8C im Winter bis zu30 8C im Sommer. Die Temperaturunterschiedeim Tagesverlauf sind meist sehr ausgepragt. DerMangel an Wasser unterbindet die chemischeVerwitterung, mechanische Verwitterung wirdhauptsachlich durch die Temperaturverwitte-rung ausgeubt (Abschn. 3.2).

Die tropisch-humide Klimazone ist von Re-genwald bedeckt und empfangt zwischen 1800und 2750 mmNiederschlag pro Jahr.DieNieder-schlage variieren zwischen sog. Trocken- und Re-genzeiten, mit dem Maximum in der Regenzeit.Hohe Niederschlagsraten und hohe Durch-schnittstemperaturen zwischen 20 8C und30 8C bedingen eine intensive und tiefgrundigechemische und biochemische Verwitterung, phy-sikalische Verwitterung spielt kaum eine Rolle.Wirkt die chemische und biochemische Verwit-terung lange genug, kann sie 100 m und mehr indie Tiefe vordringen.

Klimazonen mit saisonalen Schwankungen.In der periglazialen Klimazone wechseln sichbei Durchschnittstemperaturen zwischen –10und 2 8C winterliche Dauerfrostphasen mitsommerlichen Auftauperioden ab. Dies erlaubthoheRaten der Frost- undmechanischenVerwit-terung. Die Schmelzwasserproduktion hat eindeutliches Maximum im Fruhjahr. Abtrag durchWasser undWind sind erheblich, aber jahreszeit-lich stark schwankend. Tundra ist der beherr-schende Vegetationstyp.

Die Gebiete in der trocken-kontinentalenKlimazone sind zumeist mit Steppenvegetationbedeckt. Durchschnittstemperaturen schwankeni. d. R. zwischen 2 und 12 8C, konnen imWinteraber ausnahmsweise auf –10 8C fallen. Nieder-schlage fallen episodisch und fuhren haufig zuUberflutung. Chemische und physikalische Ver-witterung haben nur geringen bis maßigen Ein-fluss. Die tropisch-semiaride Klimazone hatahnliche Merkmale, jedoch fehlen die niedrigenTemperaturen.

Klima und Klimazonen 25

2

Die tropisch-feucht-trockene Klimazone, auchfeuchte Savanne genannt, ist recht heterogen zu-sammengesetzt. Sie umfasst einerseits stark sai-sonaleWechsel zwischen Regenzeit und Trocken-zeit, andererseits lange Regenzeiten, die nurdurch kurze Trockenperioden unterbrochenwerden. Die Niederschlagsraten konnen mitbis zu 1800 mmpro Jahr recht hoch sein und fuh-ren zu erhohten Abtragsraten. Chemische Ver-witterung uberwiegt und dringt tief in den Un-tergrund ein.

Die gemaßigt-humide Klimazone nimmt diemittlerenBreiten ein. BeiDurchschnittstempera-turen zwischen 18 und 30 8CundNiederschlags-

raten zwischen 800 und 1700 mm pro Jahr ent-stehen aus der kombinierten Wirkung von me-chanischer und chemischer Verwitterung gutentwickelte und zumeist fruchtbare Boden(Abschn. 3.3). Insgesamt sind sowohl die klima-tischen Einflussgroßen als auch die aus ihnen ab-geleiteten modifizierenden Faktoren von nurmaßiger Wirkung.

Die auf dem Land gut erkennbaren klimati-schen Unterschiede sind im Bereich der Meereweniger offensichtlich. Sie außern sich bei denWassermassen der offenen Ozeane vor allemund direkt ablesbar in der Temperatur sowie inder Stromungsrichtung der windgetriebenen

Abb. 2.4 JahreszeitlicheVariationderMonsunstromungen.a)August:Asienwarmt sich imVerlaufdesSommersauf, daher steigt die erwarmte Luft uber der großen kontinentalen Landmasse auf und zieht Luft aus SW an.b) Dieser Luftstrom bewegt sich nordostwarts nach Asien hinein und erzeugt vorher westlich von Indien im In-dischen Ozean durch Reibungsubertragung die entsprechende Meeresstromung des SW-Monsunstroms, der andie Stelle des nordlichen Aquatorialstroms tritt. c) Februar: Kalte asiatische Luft weht imWinter als NE-Monsunaus NE uber den IndischenOzean, da nun hier in Aquatornahe infolge starkerer Erwarmung Luftmassen aufstei-gen. d) Es bildet sich der Nord-Aquatorialstrom wieder aus und der Indische Ozean zeigt Stromungsmuster wiedie anderen Ozeane (nach GrOSS, 1977).

Windsysteme August

a

Kuroshio-Str.

Südäquatorial-Str.

Äquatorialgegenstr.

Nordäquatorial-Str.

Westwind-Drift

Oberflächenströmungen Februar

d

Nordostmonsun

Westwind-Drift

Südwestmonsun-Str.

Kuroshio-Str.

Südäquatorial-Str.

Südwestmonsun

Oberflächenströmungen August

b

Windsysteme Februar

c

2 Kontrollfaktoren der exogenen Dynamik26

2

Oberflachenstromungen (Abschn. 6.3). Da Salz-wasser mit abnehmender Temperatur an Dichtezunimmt, bewirkt der Temperaturgradient zwi-schen dem Aquator und den Polen, dass die zir-kumpolaren Wassermassen abkuhlen, an Dichtezunehmen und daher in die Tiefe der Ozeane ab-sinken. Von dort stromen sie wieder gegen denAquator und unter den leichteren Wassermassenweniger tiefer Bereiche hinweg. Auf diese Weiseentsteht das klimatisch angetriebene System derozeanischen Tiefenstromungen (Abschn. 6.3).

2.3 Klima und die Verteilungder Kontinente

Die geographische Verteilung der Kontinente aufder Erde ubt einen erheblichen Einfluss auf dasKlima und die Meeresstromungen aus. In dernordlichen Hemisphare sind die hohen Breitendes nordlichen Atlantik und Pazifik durch eineZone ganzjahrig vorherrschender Westwinde ge-kennzeichnet, die nach S uber die Rossbreiten indie Passatwindzone mit vorherrschenden Ost-winden ubergeht (Abb. 2.2b). Siewird imSdurch

Vor 55 Millionen Jahren Heute

Tropischer Regenwald

Paratropischer Regenwald

Immergrüner Laubmischwaldsommergrüne Laubmischwälderder Nordhemisphäre Tundra und Gebirgstundra

Grasländer (Steppen und Savannen)

Wüste, Halbwüste,Kleinstrauch-Halbwüsten ('scrub')

Immergrüne Hartlaubwälderund -gebüsche (mediterran)

Nadelholzwälder

Abb. 2.5 DiePositionderKontinenteundihreVegetationszonen imPalaogenvor55Maundheute. ImPalaogenhattedieErdeeindurchschnittlichdeutlichwarmeresKlimaundweiteTeilederKontinentewarenmit tropischemRegenwald bedeckt. Die Vegetationsgurtel gemaßigter und polarer Klimabereiche waren gegenuber heuteschmal und gegen den Nordpol gedrangt. Heute bedeckt der tropische Regenwald demgegenuber nur relativbegrenzte Kontinentgebiete. Die großten Flachenwerden vonWusten und semi-aridenGraslandern eingenom-men. Laub- und Nadelwalder der gemaßigten Klimazonen, die relativ hohe Niederschlagsraten benotigen, sindauf Europa, Asien und das ostliche Nordamerika beschrankt (Bildrechte: nach IRVING & HEBDA, 1993).

Klima und die Verteilung der Kontinente 27

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die Aquatorialsysteme begrenzt. Die Oberfla-chenstromungen des Meeres haben eine entspre-chende Orientierung (Abschn. 6.3). Allerdingsgibt es mit dem nordlichen Indischen Ozeaneine Region, in der drastische jahreszeitliche An-derungen des Windsystems Umkehrungen dermarinen Stromungsrichtungen verursachen.Der Monsun weht von W gegen Indien. Die re-sultierenden Meeresstromungen, auch Sudwest-Monsundrift genannt, fließen daher vonW nachE. Im Gegensatz dazu wehen die kalten Windedes nordlichen Winters von Asien nach SWuber den Indischen Ozean (Abb. 2.4). Die ent-sprechenden Meeresstromungen, die Nordost-Monsundrift, fließt von E nach W oder nachSW. Weiter sudlich und außerhalb der Monsun-drift entsprechen die Stromungsmuster denendes sudlichen Atlantik und Pazifik.

Die Oberflachenstromungen des Meerwassersfuhren zu einem Transport warmen aquatorialenWassers zu den Polen und spielen daher einewichtige Rolle bei der Umverteilung von Warmeauf der Erde. Anders als im jungeren Kanozoi-kum (Abb. 1.6), das durch ausgedehnte polareEiskappen gekennzeichnet ist (Abb. 2.6), warendie Pole der Erde uber lange Zeitraume der Erd-geschichte eisfrei. Fiele bei der heutigen Vertei-lung der Kontinente die durchschnittliche Tem-peratur auf der Erde um 10 8C, konnten den-noch keine Eismassen im Aquatorbereich entste-

hen. Offenbar kann die Veranderung der Tempe-raturverhaltnisse auf der Erde allein die polarenVereisungen nicht auslosen. Seit dem Mesozoi-kum drifteten mehrere Kontinente polwarts.Eine Voraussetzung dafur, dass sich im jungerenKanozoikum Eiskappen an den Polen bildenkonnten, im Mesozoikum hingegen nicht, ist of-fenbar die Gegenwart von Kontinenten in Polna-he inVerbindungmit einem entsprechend veran-derten Muster der Meeresstromungen.

Gletscher bilden sich entweder in Polnahe ingeringen Hohen oder in Gebirgen der mittlerenBreiten (Abschn. 4.3). Vor allem in Aquatornahebefinden sie sich in betrachtlichen Hohen. DerAufstieg neuer Gebirge kann also zur Bildungvon Gebirgsgletschern fuhren und somit die lo-kale wie auch globale Klimaentwicklung erheb-lich beeinflussen. Ursache der Gebirgsbildungenund damit dieser Klimaanderungen ist letztenEndes die Plattentektonik. Die Anderung derLage der Kontinente und die daraus resultieren-den Veranderungen des Klimas wiederum bedin-gen einen gleichzeitigen Wechsel in den atmo-spharischen und marinen Stromungsmustern(dazu mehr in Kap. 6). Eine geeignete Kombina-tion dieser Langzeitprozesse kann demnach diefur großraumige Vereisungen notwendige globa-le Klimaabkuhlung herbeifuhren. Der relativ ra-scheWechsel zwischen Kalt- undWarmzeiten in-nerhalb der pleistozanen Vereisungsperiode lasst

120°W

30°N

150°W

50°N

150°E120°E

50°N

90°E

30°N

60°E

30°E 10°N0°30°W60°W90°W10°N

180°

E u r a s i e n

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Inlandeis Meereis

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Abb. 2.6 Verbreitung vonInland- und Meereis auf dernordlichen Hemisphare wah-rend des Hohepunktes derletzten pleistozanen Eiszeitvor 18000 Jahren.

2 Kontrollfaktoren der exogenen Dynamik28

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sich jedoch durch diese Langzeitprozesse nichterklaren. DieUrsache diesesWechsels durfte viel-mehr in periodischen Variationen der Erdum-laufbahnumdie Sonne undderNeigung der Erd-achse sowie in der Sonne selbst zu suchen sein.Diese im Vergleich zur Plattentektonik kurzperi-odischen Anderungen beeinflussen die Intensitatder Einstrahlung der Sonnenenergie auf die Erdeundmodellieren damit die langfristigeKlimaent-wicklung (Abschn. 15.2).

Weiterfuhrende LiteraturCROWLEY, T.J. & NORTH, G.R. (1996): Paleoclimatology.

– OxfordMonographs on Geology and Geophysics,18, Oxford University Press, 349 S.

GARRISON, T. (2009): Oceanography: An invitation toMarine Science. 7th edition. – Brooks Cole, 608 S.

JOUSSAUME, S. (1996): Klima. Gestern – Heute – Mor-gen. – Springer, Heidelberg, 143 S.

MALBERG, H. (2006): Meteorologie und Klimatologie.Eine Einfuhrung. 5. Auflage, Springer Verlag, Hei-delberg, 396 S.

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http://www.springer.com/978-3-8274-2820-2