Klima und atmosphärische Zirkulation

Klima und atmosphärische Zirkulation

 

Die räumlich unterschiedliche Strahlungsbilanz der Erdoberfläche mit einem Energieüberschuss in den Tropen und einem Defizit in den Polargebieten und die sich daraus ergebenden Temperaturunterschiede setzen sowohl in der Atmosphäre als auch in den Ozeanen ein weltweites Strömungssystem in Gang, das diesen Unterschieden entgegenwirkt: die Zirkulation. Es wird somit Energie von den Tropen polwärts transportiert. Außerdem sind mit solchen Energietransporten auch Massentransporte verbunden. Der Wasserkreislauf der Atmosphäre ist ein wesentlicher Teil davon. Die globale atmosphärische Zirkulation wird auch allgemeine Zirkulation (englisch: general circulation) genannt.

 

 Innertropische Konvergenzzone

 

In der Atmosphäre steigt in den Tropen die Warmluft aufgrund ihrer gegenüber Kaltluft geringeren Dichte in die Höhe, wo sie auseinander strömt und polwärts abfließt. Bodennah strömt die Luft von beiden Halbkugeln der Erde in Richtung der inneren Tropen nach und bildet dort die innertropische Konvergenzzone (ITK). Die bodennahe Strömung selbst wird wegen der Corioliskraft auf der Nordhemisphäre nach rechts, auf der Südhemisphäre nach links abgelenkt, sodass daraus der Nordost- beziehungsweise Südostpassat entsteht.

 

Jede Hebung und Strömungsdivergenz in der Höhe führt zur Abnahme des Luftdrucks in der betreffenden Luftsäule, die man sich an jeder Stelle der Erde über einer bestimmten Bezugsfläche vorstellen kann. In Meeresspiegelhöhe oder in der Nähe der Erdoberfläche entsteht infolgedessen ein Tiefdruckgebiet. In den Tropen spricht man in diesem Zusammenhang von der äquatorialen Tiefdruckrinne. Wenn eine Hebung großräumig genug abläuft, hat sie eine Abkühlung der betreffenden Luftmasse und Wolkenbildung zur Folge, bei ausreichender Intensität auch Niederschlagstätigkeit. Da dies in den Tropen sehr ausgeprägt der Fall ist, kommt es dort zur Ausbildung üppiger Vegetation: dem tropischen Regenwald.

 

Etwa um 30º geographischer Breite herrscht in beiden Hemisphären Absinken vor, das für Hochdruckgebiete typisch ist. Diese subtropischen Hochdruckgebiete, zu denen auch das Azorenhoch gehört, sind nicht thermisch, sondern dynamisch bedingt. Sie bilden zusammen mit der ITK auf jeder Hemisphäre ein vertikales Zirkulationsrad, die Hadley-Zelle. Dagegen sind die polaren Hochdruckgebiete, die eine Folge der dort absinkenden relativ schweren Kaltluftmassen sind, wiederum thermisch verursacht. Da Hochdruckgebiete immer niederschlagsarm sind, kommt es in den Subtropen zur Wüstenausbildung oder Versteppung.

 

 Grenze zwischen warm und kalt

 

Besonders kompliziert sind die Gegebenheiten in mittleren Breiten, die eine »Kampfzone« zwischen der von den Polar- und Subpolarregionen äquatorwärts ausfließenden Kaltluft und der subtropischen Warmluft darstellen. In dieser Kampfzone, der Polarfront, kommt es zur Bildung von Tiefdruckwirbeln, den Polarfrontzyklonen, die sich meist mit der dort vor allem in der Höhe vorherrschenden Westwinddrift ostwärts verlagern. Im Einzelnen sind die Strömungsbedingungen in der gemäßigten Klimazone sehr variabel, sodass sich Hochdruckeinfluss und Tiefdrucktätigkeit mit variierenden Strömungsausprägungen häufig abwechseln.

 

Auch die Polarfrontzyklonen selbst weisen sehr unterschiedliche Gegebenheiten auf, die wegen der Zyklonenbewegung zu entsprechenden Wettervariationen führen. So herrschen vor der Warmfront — genauer vor dem Bereich, in dem diese die Erdoberfläche erreicht — Aufgleitvorgänge mit Schichtbewölkung und anhaltendem Niederschlag vor. Im Warmsektor zwischen Warm- und Kaltfront existiert dagegen im Allgemeinen aufgelockerte Bewölkung, während die hinter der Kaltfront anstehende Kaltluft zu Schauern aus sich auftürmenden Haufenwolken neigt. Manchmal bilden sich entlang der Kaltfront oder auch in Staffeln parallel zur Kaltfront regelrechte Schauer- und gegebenenfalls Gewitterlinien aus. Gerade das Kaltfrontwetter weist einen deutlichen Tagesgang mit besonderer Wetterwirksamkeit am Nachmittag bis in den Abend auf.

 

 Regionale Zirkulationsmuster

 

Die Zirkulation der Atmosphäre unterliegt einem Jahresgang, der beispielsweise im Nordsommer die innertropische Konvergenzzone nach Norden verschiebt und dabei unter anderem in Indien die heftigen, durch Stau an den Gebirgen verstärkten Monsunniederschläge auslöst. Außerdem gibt es eine ganze Reihe von regionalen Zirkulationsmustern, die sich der allgemeinen (globalen) Zirkulation überlagern. Eines davon ist das sich bei Schönwetter ausbildende Land-Seewind-System im Küstenbereich. Es ist am Tag durch ein von »Schönwetter-Cumulus-Wolken« markiertes thermisches Tiefdruckgebiet über Land und ein thermisches Hochdruckgebiet über dem sich wesentlich langsamer erwärmenden Ozean charakterisiert. Die Folge ist ein Wind vom Meer aufs Land, der Seewind. Nachts kehrt sich dieses Strömungssystem aufgrund der sich rascher abkühlenden Landflächen um, ist dann aber im Allgemeinen nicht so intensiv wie am Tag. Eine ganz ähnlich hervorgerufene, aber schwächer ausgeprägte Strömung ist der Flurwind, der tagsüber auf die städtischen Wärmeinseln zuströmt.

 

Im Bereich der Gebirge ist die regionale atmosphärische Zirkulation besonders vielfältig. So besteht bei Schönwetter eine Neigung zu Hangaufwinden tagsüber und Hangabwinden nachts. Letztere können in Mulden- und Tallagen regelrechte Kaltluftseen bilden. Daraus resultieren tagsüber ein Talwind, der aus tieferen Lagen entlang der Täler in Richtung des ansteigenden Geländes weht, und nachts ein Bergwind. Dieses Bergwind-Talwind-System ist mit den Hangwindsystemen unter Zeitverzögerungen in recht komplizierter Weise verzahnt. Hinzu kommen Fallwinde, wie zum Beispiel der Föhn der Alpen. Dieser entsteht, wenn Luft ein Gebirge überströmt und dabei zunächst durch Hebung trockenadiabatisch abgekühlt wird. Da kältere Luft weniger Wasserdampf aufnehmen kann als wärmere, wird nach einer bestimmten Hebungsstrecke der Sättigungszustand der Luft an Wasserdampf erreicht. Weitere Hebung erfolgt daher nur noch unter feuchtadiabatischer Abkühlung und führt zu Kondensation und Wolkenbildung, die für die Stauerscheinungen an der Luvseite, das heißt der windzugewandten Seite, eines Gebirges typisch sind. Ist die Gipfelhöhe des Gebirges erreicht, so stürzt die Luft als Föhn abwärts, wobei sie sich auf der gesamten Strecke trockenadiabatisch erwärmt. Dies hat zur Folge, dass die Luft in der gleichen Höhe der Leeseite, das heißt der windabgewandten oder Föhnseite, eine höhere Temperatur annimmt, als sie am Ausgangspunkt auf der Luvseite hatte. Zu dieser typisch hohen Temperatur der Föhnluft kommt noch eine geringe Feuchte, da die Luft auf der Luvseite durch Wolkenbildung Wasserdampf verloren hat. Schließlich ist für den Föhn eine starke Turbulenz charakteristisch, die auf eine Wellen- und Rotorbildung der Leeströmung sowie auf unterschiedliche Reibungseffekte zurückzuführen ist. Auf ähnliche Weise wie der Föhn in den Alpen entsteht beispielsweise auch der Fallwind an der Ostseite der Rocky Mountains in den USA, der Chinook.

 

 Unterschied zwischen Wetter und Klima

 

Da sowohl Wetter als auch Klima mit den gleichen meteorologischen Grundgrößen verknüpft sind, werden sie in der Öffentlichkeit häufig verwechselt. Der wesentliche Unterschied zwischen beiden besteht darin, dass Wetter ein Kurzzeit- und Klima ein Langzeitprozess ist. Spielen sich nämlich atmosphärische Prozesse in zeitlichen Größenordnungen von Stunden bis Tagen ab, sprechen wir von Wetter, handelt es sich jedoch um Betrachtungen über mindestens einige Jahre — nach Definition der WMO mindestens 30 Jahre —, so handelt es sich dagegen um Klima. Dazwischen liegt zumindest im deutschen Sprachgebrauch noch der Witterungsbegriff. Einige Beispiele sollen diese Begriffsbestimmungen verdeutlichen: Entsteht und vergeht an einem Tag am Himmel eine Wolke, so ist das ein Wettervorgang. Das Auftreten eines einzelnen milden oder auch strengen Winters ist ein Witterungsphänomen. Schließlich ist der Rückgang der Alpengletscher in unserem Jahrhundert ein Indiz für einen Klimatrend. Auch das Kommen und Gehen der Eiszeiten mit Zykluszeiten von rund 100 000 Jahren ist ein Klimavorgang.

 

Diese Unterschiede sind deswegen wichtig, weil Wettervorgänge im Allgemeinen ganz andere Ursachen haben als Klimavorgänge, die Entstehung einer Wolke also ganz andere als die Eiszeiten. Andererseits spiegeln sich in der Häufigkeit, nicht jedoch in ihrem isolierten, vielleicht einmaligen Auftreten, in den Klimatrends durchaus auch Wettervorgänge wider. Wird beispielsweise das Klima im Winter wärmer, so äußert sich das in einer Häufigkeitszunahme milder, in Deutschland auch regenreicherer Tage. Somit liegt bei Klimabetrachtungen immer eine Art von zeitlicher Integration, zum Beispiel eine zeitliche Mittelung, vor. Das Ausmaß der Klimavariationen, beispielsweise bei der Temperatur, ist jedoch meist viel geringer als das der Wettervariationen, sodass häufig nur der Meteorologe in der Lage ist, sie vom Wettergeschehen zu trennen und exakt zu analysieren.

 

Die Annahme, die quantitativ meist relativ gering ausgeprägten Klimaänderungen seien weniger wichtig als die Wetteränderungen, ist freilich ein Fehlschluss. Von Extremfällen abgesehen reagiert unser Planet nämlich auf die Langzeitänderungen des Klimas meist viel empfindlicher als auf die Wetteränderungen. Die Alpengletscher können als Beispiel herangezogen werden: Ihre Ausdehnung wird von Temperaturunterschieden des Wetters, beispielsweise im Tag-Nacht-Rhythmus, von 10 ºC oder 15 ºC und mehr nicht wesentlich beeinflusst, während einigen zehntel Grad Temperaturanstieg als Langzeittrend in unserem Jahrhundert schon etwa die Hälfte des alpinen Gletschereises zum Opfer gefallen ist. Ähnliches gilt auch für die Verlagerung von Vegetationszonen einschließlich der Steppen und Wüsten, den Wasserhaushalt des Bodens, die Verbreitung von Insekten, Krankheitserregern und vieles mehr.

 

 Klimaprozesse

 

Die Grundlagen für das Zustandekommen des Klimas sind der Strahlungs- und Energiehaushalt von Erdoberfläche und Atmosphäre sowie die atmosphärische Zirkulation. Alle Faktoren, die diese Gegebenheiten langzeitlich, das bedeutet mindestens mehrjährig, beeinflussen, sind klimawirksame Mechanismen oder Klimaprozesse. An diesen ist jedoch nicht nur die Atmosphäre beteiligt, sondern das ganze Verbundsystem aus Atmosphäre, Hydrosphäre (Ozean und Landgewässer), Kryosphäre (Land- und Meereis), Pedosphäre (Boden), Biosphäre (insbesondere Vegetation) und Lithosphäre (Gesteinsuntergrund der festen Erde).

 

Dieses Klimasystem ist durch interne Wechselwirkungen geprägt, wozu neben allen Zirkulationsmechanismen beispielsweise auch ozeanisch-atmosphärische Wechselwirkungen gehören wie das El-Niño-Phänomen. Dieses äußert sich in episodischen Erwärmungen der tropischen Ozeane, insbesondere des Pazifiks vor der Küste von Peru, die im Abstand von einigen Jahren verstärkt hervortreten und als El-Niño-Ereignisse (EN) bezeichnet werden. Diese EN sind mit typischen Luftdruckvariationen der Südhemisphäre, der Southern Oscillation (SO), gekoppelt, sodass zusammenfassend vom ENSO-Mechanismus gesprochen wird. Ein anderes Beispiel ist die vermutlich rein atmosphärische Nordatlantikoszillation (NAO). Diese ist als meridionaler, das heißt in Nord-Süd-Richtung betrachteter Luftdruckgradient zwischen den Azoren und Island definiert und äußert sich auch bei uns in Deutschland in den Variationen der Westwindintensität. Als letztes Beispiel sei die Schnee- und Eisbedeckung genannt, die — zum Teil verstärkt durch die für das Klima so wichtigen Rückkopplungsprozesse — einen immensen Einfluss auf die Temperaturen von Ozean und Atmosphäre hat.

 

Eine weitere mindestens genauso wichtige Klasse von Klimaprozessen beruht auf externen, jedoch nicht notwendigerweise extraterrestrischen Einflüssen auf das Klimasystem. Sie stellen definitionsgemäß keine Wechselwirkungen dar und sind praktisch immer als Änderungen der atmosphärischen Strahlungsprozesse identifizierbar, sodass in der Fachsprache von Strahlungsantrieben die Rede ist. Beispiele dafür sind die indirekte Variation der Sonneneinstrahlung durch Änderung der Erdumlaufbahn um die Sonne, die beim Kommen und Gehen der Eiszeiten eine Rolle spielt, und die direkte Änderung durch Sonnenaktivität. Ein anderes Beispiel ist der explosive Vulkanismus, der in der Stratosphäre zur Ausbildung von Partikelschichten führt. Dadurch kommt es dort zur erhöhten Absorption von Sonneneinstrahlung und folglich zur Erwärmung, in der bodennahen Atmosphäre dagegen durch Abschwächung der Sonneneinstrahlung zur Abkühlung. Auch die anthropogenen Klimaänderungen werden der externen Beeinflussung des Klimasystems zugerechnet.

 

Alle diese externen Einflüsse oder Strahlungsantriebe sind mehr oder weniger gut in ihren Temperaturreaktionen erfassbar. Sie beeinflussen auch die Zirkulationen im Klimasystem, zumindest der Atmosphäre, was stets Rückwirkungen auf die Temperatur hat. Aus dem gleichen Grund treten Temperaturänderungen niemals allein auf, sondern es ändert sich stets der Verbund aller Klimaelemente — einschließlich der Meeresspiegelhöhe —, kurz das gesamte Klima.

 

 Derzeitiger Klimazustand

 

Zur Ermittlung des derzeitigen Klimazustands wird für verschiedene Stationen, von denen Messdaten vorliegen, eine mehrjährige Statistik der wichtigsten Klimaelemente erstellt. Dieser Klimazustand dient dann als Basis für verschiedenste Betrachtungen, unter anderem auch für die Analyse von Klimaänderungen. Davon ausgehend können auch die regionalen Unterschiede erfasst und in Isoliniendarstellungen, bis hin zu entsprechenden Weltkarten, dargestellt werden. Gerade in dieser globalen, räumlich differenzierten Betrachtung sind Klimazustände ein Spiegelbild der mittleren Zirkulation der Atmosphäre.

 

An dieser Stelle soll noch ein zusammenfassender Blick auf die vieljährigen Jahresmittel der bodennahen Lufttemperatur und Jahressummen der Niederschlagshöhen geworfen werden. Erstere bewegen sich zwischen weniger als —25 ºC in der Antarktis und etwa +28 ºC in Nordostafrika, Letztere zwischen 3000 Millimeter in Nordwestbrasilien, im angrenzenden Peru und in Indonesien sowie weniger als 50 Millimeter in der inneren Antarktis.

 

 Klimageschichte

 

Seit die Erde existiert, ist ihr Klima im Wandel, und das wird auch in Zukunft so bleiben. Dabei handelt es sich in der weitaus meisten Zeit seit der Entstehung der Erde vor etwa 4,6 Milliarden Jahren um natürliche Klimaänderungen. Erst in historischer und verstärkt in industrieller Zeit greift auch der Mensch in das Klimageschehen ein. An dieser Stelle geht es zunächst darum, einen Überblick über die natürliche Klimageschichte zu gewinnen. Angesichts der überwältigenden Fülle der dafür zur Verfügung stehenden Daten kann es sich aber nur um eine äußerst grobe Übersicht handeln, die sich weitgehend an der großräumig gemittelten, bodennahen Lufttemperatur orientiert.

 

Die Messdaten der Klimaelemente, möglichst nach noch heute angewendeten Messprinzipien, stellen die verlässlichste Datenquelle dar. Beim Weg in die Vergangenheit geht die Bedeckung der Erde mit meteorologischen Messstationen immer mehr zurück. Ausgehend von heute rund 9600 Bodenbeobachtungsstationen waren es vor 100 Jahren rund 300 und vor 200 Jahren lediglich etwa 40. Die längste in kontinuierlicher Form aufbereitete Messreihe betrifft die Monatsmittelwerte der bodennahen Lufttemperatur der Region Zentralengland, die seit 1659 vorliegt. Für die Landgebiete der Nordhemisphäre existiert ein gewisser Überblick seit etwa 1850/60 und in sehr eingeschränktem Maß (ohne Antarktis) fast ebenso lange auch für die Südhemisphäre. Solche Rekonstruktionen und Übersichten sind für den örtlich-zeitlich viel variableren und mit weit höheren Messfehlern belasteten Niederschlag erheblich schwieriger. Das gilt in ähnlicher Weise für die wenigen säkularen, das heißt mindestens 100 Jahre umfassenden, Messreihen von Wind und Sonnenscheindauer. Günstiger ist dagegen die Datenverfügbarkeit und räumliche Repräsentanz hinsichtlich des Luftdrucks.

 

Zu diesen direkten Datenquellen treten noch viele historische Aufzeichnungen, beispielsweise Witterungsberichte, Flusspegelmessungen und Aufzeichnungen über Weinqualität, sowie vor allem die überaus vielfältigen Techniken der Paläoklimatologie. Für die Frühzeit der Klimageschichte ist im Wesentlichen nur noch festzustellen, ob es Eisbewegungen und somit Eisvorkommen auf der Erde gegeben hat oder nicht. Die Zeit von 4,6 bis 3,8 Milliarden Jahre vor heute ist allein über geo- und astrophysikalische Modellvorstellungen zugänglich. Aus solchen Modellvorstellungen ergibt sich, dass die Erde in den ersten Jahrmilliarden relativ rasch abkühlte. Beginnend vor etwa 3,2 Milliarden Jahren konnten so die Ozeane entstehen und vor etwa 2,3 Milliarden Jahren die ersten Eisbildungen auf der Erdoberfläche einsetzen.

 

 Eiszeitalter und Eiszeiten

 

Als Eiszeitalter bezeichnet man einen Klimazustand, der Eisbildungen an der Erdoberfläche zulässt, wie das offenbar auch heute der Fall ist (Quartäres Eiszeitalter). In der geologischen Vergangenheit und so auch in der letzten Jahrmilliarde aber sind Eiszeitalter nur episodisch aufgetreten, was in dieser Zeitskala allerdings jeweils einige Jahrmillionen Dauer bedeutet. Über diese letzte Jahrmilliarde und erst recht über die gesamte Klimageschichte herrschte demnach meist ein sehr warmes Klima. Man spricht bei einem derartigen Klima von einem akryogenen Warmklima, das heißt von einem Klima ohne Eis. Beispiele dafür sind die warmfeuchte Karbonzeit, in der aus der damals überaus üppigen Vegetation unsere heutigen Kohlevorräte entstanden sind, oder die ganz besonders warme Kreidezeit (135 bis 65 Millionen Jahre vor heute).

 

Mit dem Tertiär (ab 65 Millionen Jahre vor heute) hat eine merkliche Abkühlung begonnen, der neben vielen anderen Tier- und Pflanzenarten wohl auch die Dinosaurier zum Opfer gefallen sind. Ab 38 Millionen Jahre vor heutiger Zeit könnte allmählich die Vereisung der Antarktis begonnen haben, die dann ab 2 bis 3 Millionen Jahre vor heute zum bereits genannten Quartären Eiszeitalter geführt hat.

 

Vom Begriff des Eiszeitalters ist strikt der Begriff Eiszeit oder Glazial zu unterscheiden; denn damit ist ein relativ kalter Klimazustand innerhalb eines Eiszeitalters gemeint, der im Wechselspiel mit relativ wärmeren Epochen innerhalb der Eiszeitalter, den Zwischeneiszeiten oder Interglazialen, auftritt.

 

Vor 125 000 Jahren hat das letzte Interglazial, nämlich die Eem-Warmzeit, mit einem etwas höheren Temperaturniveau als heute ihr Maximum durchlaufen. Die letzte Eis- oder Kaltzeit, die Würm-Eiszeit, ist vor 11 000 Jahren zu Ende gegangen. An ihrem Tiefpunkt vor 18 000 Jahren war es im nordhemisphärischen wie globalen Mittel etwa 4 bis 5 ºC kälter als heute. Die dadurch bedingte etwa dreimal so große Ausdehnung der Eismassen erfasste unter anderem das ganze heutige Kanada, fast die gesamten Britischen Inseln und Skandinavien. Durch diese kilometerdicken Eismassen sank unter anderem der Meeresspiegel um 135 Meter, sodass zum Beispiel die südliche Nordsee verschwunden und die Themse ein Nebenfluss des Rheins war.

 

Während es über das Eem-Interglazial, die Würm-Eiszeit und den letzten Eiszeit-Warmzeit-Übergang neue Befunde über kurzzeitige und heftige Klimavariationen gibt, ist unsere derzeitige Warmzeit, die auch als Neowarmzeit oder Postglazial bezeichnet wird, bemerkenswert stabil. Nordhemisphärisch oder global und über jeweils mindestens einige Jahrzehnte gemittelt ist die Temperatur um kaum mehr als 1 bis 1,5 ºC von der derzeitigen Weltmitteltemperatur von rund +15 ºC abgewichen. Dabei war es vor etwa 1000 Jahren relativ warm — man spricht daher vom »Mittelalterlichen Klimaoptimum« —, während in der Zeit von ungefähr 1400 bis 1900 eine kältere, etwas übertrieben als »Kleine Eiszeit« bezeichnete Periode eingetreten war. Diese war aber keinesfalls einheitlich kalt, sondern erreichte um 1600 und zuletzt um 1850 ihre unter anderem durch große Ausdehnung der Alpengletscher belegten Tiefpunkte. Die seitdem feststellbare globale Erwärmung wird sehr intensiv im Zusammenhang mit der Frage diskutiert, ob daran nicht der Mensch als immer wichtiger werdender zusätzlicher Klimafaktor beteiligt sein könnte. Dies schließt auch die stets vorhandenen, regional-jahreszeitlich sehr unterschiedlichen Ausprägungen der Klimaänderungen ein.

 

 Ursachen für natürliche Klimaänderungen

 

Bei den Ursachen für die natürlichen Klimaänderungen handelt es sich um sehr viele Steuerungsmechanismen, die noch nicht alle geklärt sind. Sie stehen im Zusammenhang mit den bereits behandelten Klimaprozessen, insbesondere den externen Strahlungsantrieben auf das Klimasystem, den internen Wechselwirkungen in diesem System sowie der atmosphärisch-ozeanischen Zirkulation. In der Zeitskala von Jahrmilliarden bis Hunderte von Jahrmillionen spielt unter anderem die Kontinentaldrift eine Rolle. Eiszeitalter treten nämlich nur ein, wenn sich größere Landmassen an den geographischen Polen oder in der Nähe davon befinden. Es können sich dann größere Schnee- und Eisbedeckungen bilden und über Rückkopplungen, das heißt eine stärkere Reflexion der solaren Einstrahlung, sehr wirksame Abkühlungen herbeiführen. In der Zeitskala von etwa 20 000 bis 100 000 Jahren, dem Zyklus der Eis- und Warmzeiten innerhalb eines Eiszeitalters, rufen die Variationen der Erdumlaufbahn um die Sonne — wiederum von der Kryosphäre aufgeschaukelt — über dadurch indirekt verursachte Variationen der Sonneneinstrahlung Klimaänderungen hervor. Schließlich überwiegen in der Zeitskala von Jahrhunderten bis Jahrtausenden vermutlich die Einflüsse des Vulkanismus und der Sonnenaktivität (also direkte Variationen der Sonneneinstrahlung) sowie ozeanische und atmosphärische Zirkulationsphänomene.

 

Zum Schluss ist hervorzuheben, dass Klimavariationen nie regional einheitlich ablaufen und dass gerade aus diesem Grund Niederschlags- und Windvariationen klimatologisch sehr viel schwerer erfassbar sind als Temperaturvariationen. Der Niederschlag variiert nicht immer im gleichen Sinn wie die Temperatur, auch wenn Eiszeiten wohl überwiegend recht trockene Epochen waren und es aus der Zeit des »Mittelalterlichen Klimaoptimums« einige Berichte über katastrophale Überschwemmungen gibt. So sind im Jahr 1352 in Deutschland viele steinerne Brücken einem gewaltigen Sommerhochwasser zum Opfer gefallen. Auch Berichte über Sturmfluten an den Küsten der Nordsee häufen sich für diese Zeit. Die Abtrennung der heutigen Friesischen Inseln ist endgültig erst um 1362 erfolgt, nachdem sich die Sturmfluten dort vor allem im 12. und 14. Jahrhundert gehäuft hatten. Es spricht einiges dafür, dass es am Ende des 20. Jahrhunderts, nach Jahrhunderten relativer Ruhe, erneut eine Tendenz zu häufigeren Stürmen gibt, vielleicht als Nebeneffekt der globalen Erwärmung.

 

Prof. Dr. Christian-Dietrich Schönwiese

 

Weiterführende Erläuterungen finden Sie auch unter:

 

Anthropogene Klimaänderungen

 

Grundlegende Informationen finden Sie unter:

 

Atmosphäre: Aufbau, Zusammensetzung, Energiehaushalt

 

Literatur:

 

Endlicher, Wilfried: Klima, Wasserhaushalt, Vegetation. Darmstadt 1991.

 Hupfer, Peter: Unsere Umwelt: Das Klima. Globale und lokale Aspekte. Stuttgart u. a. 1996.

 Krüger, Lutz: Wetter und Klima. Beobachten und verstehen. Berlin u. a. 1994.

 Lauer, Wilhelm: Klimatologie. Braunschweig ³1999.

 Schönwiese, Christian-Dietrich: Klima. Grundlagen, Änderungen, menschliche Eingriffe. Mannheim u. a. 1994.

 Schönwiese, Christian-Dietrich: Klimatologie. Stuttgart 1994.

 Weischet, Wolfgang: Einführung in die allgemeine Klimatologie. Physikalische und meteorologische Grundlagen. Stuttgart ⁶1995.

 

Wie funktioniert das? Wetter und Klima, bearbeitet von Hans Schirmer u. a. Mannheim u. a. 1989.

 

Witterung und Klima. Eine Einführung in die Meteorologie und Klimatologie, begründet von Ernst Heyer. Herausgegeben von Peter Hupfer und Wilhelm Kuttler. Stuttgart u. a. ¹⁰1998.