Einleitung

hybriden entstehen; ologischen Merkmale .n verläuft sehr kom­reiches Material, das für den Wettbewerb laften und durchaus nt;werden sie jedoch n sind die Ökotypen I in Unterarten oder ,logisch sinnvoll sein, ifornien zeigten, hat

et, die mit anderen 1 eine ähnliche Ver­)kokline bilden. Der en (Oecospecies) sich üb scharf umgrenzte erende Arten.

~eit bei einer großen

!r Kiefer (Pinus syl­appländische Kiefer, ien stammende sich heiden, wobei diese m Zuckergehalt der

Ursprungsort, von ockensu bstanzgehal t oden bis auf 29 % in 1 wurde der Trocken­ei fand man, daß er ';0 wie die ökologisch licht um Ökotypen,

. xonomisch die euro­:scheidet, die jedoch 'ioxima, P. ttralensis) ~glts orientalis) kenn t [ie Krimform Fagus

nischen Standpunkt aus rinciples of Angiosperm ;ON, J.: Forty years of

r und deren Zusammen­(1936). eece. Thessaloniki 1965. lalis LIPSKY, F. silvatica 3).

Klilllazonen und atmosphärische Zirkulation

taurica. Auch "Fagus sylvatica" 'weist se'l:bst in einem so kleinen Gebiet 5 ökologische Rassen auLl Es dürfte sich in allen diesen Fällen ne handeln. ..

Für die Praxis ist diese Erkenntnis der Okotypen-Reihen größter Be­deutung. In der Forstwirtschaft 'wird heute nur Saatgut von dem Anhau­gebiet ~ntsprechenden Provenienz verwendet. In Schweden man das \Vald­gebiet in Zonen gegliedert, die .sich von Norden nach 1s über 200 km erstrecken. für den Anbau WIrd nur Saatgut aus Zone genommen. Auch in der Landwirtschaft wi.~d auf die Provenienz t. Für den Ökologen ergibt sich als Resul~at diese: Okotypen-forschung . ~h die ?chwi?rigkei.t, daß seine an Pflanzen emer bestul1l11ten Art gewon Ergebmsse lllcht fur alle Individuen dieser Art gelten. Man muß also Verallgemeinerungen sehr vor­sichtig sein. Das gilt für alle Eigenschaften, als Anpassungen an die Umwelt angesehen werden, s.omit gerade fUr die haften, die ökologisch von be­sonderem Interesse smd.

Heute besteht eine starke T.... "u"-,,I" die öko-physiologischen Eigenschaften durch Versuche in Klimakammern prüfen, um auf diese \"eise den Grad der Anpassung an bestimmte U . festzustellen. Aus solchen Ver­suchen bestimmte Sc zu ziehen, ist gefährlich. Selbst in den besten Klimakammern und lassen sich die Umweltbedingungen nicht genau nachahmen. rechende Untersuchungen, die CLAUSEK, KECK und HISEY mit ihren A millefolium-Rassen im Phytotron von Pasadena durchführten, haben , daß die Reaktion auf verschiedene Temperatur­bedingungen und T bei den einzelnen Rassen zwar unterschiedlich

. war, aber durchaus immer den Erwartungen entsprach. Hochgebirgsrassen, . die aus einem noch südlich des 40. Grades nördlicher Breite stammten,

kamen bei heißen Tages- und warmen Nachtbedingungen nur bei einer T von 24 Stunden zur Blüte, während bei der lappländischen Rasse dieselben • jedoch merkwürdigerweise eine Tageslänge von nur 8 unden benötigt wurden. Deswegen sind auch physiologische Versuche

g kontrollierten Bedingungen, bei Variation eines Faktors, ökologisch größter Vorsicht auswertbar. Es kommt bei den Anpassungen auf das

u~.,,,,,,~.uwirken aller und stets wechselnder Faktoren an, was die Analyse un­erschwert .

9. Klimazonen und atmosphärische Zirkulation

Die großen Klimazonen der Erde entstehen als Folge der allgemeinen Zirku­lation der Atmosphäre und ihrer jah<reszeitlichen Verlagerung. 2 Diese Zirkulation kann in stark vereinfachter Form im Laboratoriumsexperiment nachgeahmt werden (D. FULTZ, Chicago); viel aufschlußreicher sind jedoch mathematische Modellrechnungen auf der Basis der physikalischen Grundgleichungen, wie sie von

1 GALOUX, A.: La variabilite genecologique du hötre commun (Fagtts sitvalica L.) en Belgique. Trav. Stat. Rech. Eaux et Forets, Sero A. ~o. 11 (1966).

2 FLOHN, H.: Erdkunde 4 (1950). 141-162; Erdkunde Ir (1957), 161-175; Geogr. Rundseh. I2 (1960). 129-142, 189-195.

72 EinLeitung

Allgemeine Zirkulation der Ah'llosphäre'

Abb.16 Schema der allgemeinen Zirkulation der .\tmQsphäre anf der Erde (nach H. FLOH;;;, Geogr. Rund­schau 1960). Darstellung in Aufsicht und rechts anschließend im Meridionalprofil. Bei letz­terem sind Horizontalkomponenten der Winde mit Buchstaben eingezeichnet, Ostwindbereiche sind schraffiert. Bei der nördlichen subpolaren Tiefdruckfurche ist die meridionalo Austausch­form (low-index), bei der südlichen die zonale (high-index) dargestellt.

verschiedenenArbeitsgruppen in den USA, der UdSSR und neuerdings auch anderen Ländern mit erstaunlichen Erfolgen in Angriff genommen worden sind. In jeder Planetenatmosphäre, also auch auf der Erde im heutigen Zustand, hängen Form und Verhalten der Zirkulation von einer Reihe astro- bzw. geophysikalischer Grundgrößen ab: von der Zustrahlung durch die Sonne bzw. der Ausstrahlung des Systems Erde Atmosphäre, \'on den Elementen der Erdbahn und von der räumlich/zeitlich variablen Reflexion (Albedo) dieses Systems, von der Rotations­gesch\vindigkeit des Erdkörpers und ihrem Verhältnis zu dem thermischen Wind - der durch das strahlungsbedingte Temperaturgefälle .Ä.quator-Pol erzeugt wird -, sowie von der turbulenten Zähigkeit und dem mittleren Molekulargewicht der Atmosphäre.

In vereinfachter Form entstehen dabei zwei ganz verschiedene Typen der Zirkulation, die auf der Erde nebeneinander (und miteinander verkoppelt) vor­kommen. In der Tropenzone (etwa 0-30 Q Breite) entspricht die Hadley­Zirkulation teilweise noch den klassischen Vorstellungen: unten die mit einer Komponente zum Wärmeäquator gerichteten Passate, eingelagert in eine breite, 8-10 km mächtige Zone tropischer Ostwinde (t'rpassat), darüber die Aus­läufer der außertropischen Westdrift, die in tiefen, nach W zurückhängenden Höhentrögen (Abb. 17) in lO-H km Höhe bis in Äquatornähe durchgreifen kann. Im Mittel über ganze Breitenkreise ergibt sich ab; Restglied vieler nördlich bzw. südlich gerichteter Winde eine schwache mjs), polwärts gerichtete Komponente, die früher als Antipassat bezeichnet wurde. Wo die Passate der

I

73 Einleitung Kli llIaZOlll'I) und atmosphärische Zirkulation

N

, FLOH:-1, GeogL Rund­,ridionalprofiL Bei lctz~ ehnet, Ostwindbereiche neridionale Austausch­

rdings auch anderen Jrden sind. In jeder tand, hängen Form , geophysikalischer er Ausstrahlung des bahn und von der von der Rotations­thermischen Wind

uator-Pol erzeugt 'n Molekulargewicht

hiedene Typen der er verkoppelt) vor­richt die Hadlcy­nten die mit ein"er 1gert in eine breite, I, darüber die Aus­.,r zurückhängenden rnähe durchgreifen ;lied vieler nördlich polwärts gerichtete Vo die Passate der

0"

Abb,17 Schema der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre in höheren Luft,chichten im etwa 50U-mb­::\ivcau (nach H. FLOH", Geogr. Rundschau 1960). Analog zu Abb, 16 ist auch hier für die West­wintlc1rift der Nordhemisphäre meridionale Ausi<tuschform (zelluläre Aufgliederung, Mäander­bildung, schwächer entwickelter Strahlstrom \Vmax bei flacherem Luftdruckgefälle) angenom­men, während für die Südhemisphäre ein sehr steiles zonal ausgerichtetes Druckgefälle mit nur geringer l\Iäanderbildung und extremem \Vestwindmaximum vorausgesetzt wurde. In den mitt­leren äquatorialen Streifen zwischt'n den auch in der Höhe noch vorhandenen subtropischen Antizyklonen herrschen Ostwinde (E) vor. Die Polarkappen werden von tiefem Druck mit ex­zentrisch gelegenem Kern (P), dem Höhenpolarwirbel, eingenommenl . Die Grenzlinien zwischen West- und Ostwinden, zugleich Höhenclivergenzen, sind durch punktierte Linien angegeben.

1 Er liegt auf der Südhemisphärc über dem Zentrum der Antarktis, während er auf der Xord­hpmisphärc der Ausbildung der Kontinente entsprechend zweigeteilt ist (über X-Kanada und über Jakutien im Winterhalbjahr),

beiden Halbkugeln in einem äquatornahen flachen Tiefdrucktrog konvergieren (ITe innertropische Konvergenzzone), bilden sich Gruppen von hochreichenden Wolkentürmen mit Schauern oder Gewittern, die im Zusammenhang mit wellen­artigen Störungen nach \Vesten driiten. Dieses System ist auf den tropischen Kontinenten - zu denen auch die großen Gebirgsinseln Inc10nesiens gerechnet werden müssen - wesentlich verbreitet. Auf einigen Ozeanen (Ost- und Zentral­pazifik, Golf von Guinea) bildet sieh zeih\;eilig -- als Folge des auf beiden Halb­kugeln entgegengesetzt gerichteten Winc1schubs - eine schmale äquatoriale Kaltwasserzone, die die tropische Schauerbildung unterdrückt.

Im Sommer entwickelt sich auf den riesigen Nordkontinenten Afrika und Südasien bis zu den Philippinen ein entgegengesetzt gerichtetes Strömungs­system: unten eine äquatoriale \Vestwindzone, die über Südasien als SW-1Vlonsun 5-7 km mächtig wird, überlagert von einer sehr beständigen und kräftigen {25-40 m/s} Ostströmung, Die Dynamik dieses riesigen, über 170 Längengrade ausgedehnten Systems erzeugt in 15-30° N-Breite über Indien und Südostasien eine ausgedehnte Regenzone mit wandernden Monsunstörungen, dagegen über Nordafrika eine ausgedehnte Zone absinkender Luftbewegung, während die Regen­zone dort im wesentlichen südlich von 16° N verbleibt. Die Ausbildung dieser

74 Einleitung

unteren äquatorialen Westwindzone spaltet die ITC in zwei Zonen beiderseits des Aquators auf, wobei jedoch die tropische Schauertätigkeit den größten Teil der Westlvindzone erfaßt. Über den Ozeanen kann die Ausbildung einer äqua­torialen Kaltwasserzone ebenfalls zur Aufspaltung der ITC führen, nun aber mit einer wolkenfreien Trockenzone über dem Aquator, wie mehrere Jahrgänge von Satellitenbildern zeigen.

In den Subtropen bilden sich zwischen den (oben erwähnten) tiefen, meist mehr oder minder ortsfesten Trögen der außertropischen \Vestdrift große an­nähernd permanente Hochdruckzentren aus: in ihnen herrschen absinkende Luft­bewegungen vor, die stets mit der Auflösung der unteren \Yolken und mit Trocken­heit verbunden sind. Das kräftige Temperaturgefälle zwischen Aquator und Pol die sogenannte planetarische Frontalzone - konzentriert sich zum größten Teil auf die Zone zwischen 30° (Subtropen) und 65° (Subpolarzone) Breite; ihm entspricht die außertropische Westwindzone, die sich ringförmig um den aus­gedehnten Polarwirbel anordnet. Das ist die sogenannte Ferret-Zirkulation, in der sich der Horizontalaustausch von ·Wärme, Impuls, \Vasserdampf usw. auf der \'order- und Rückseite der ständig eingelagerten Mäanderschwingungen abspielt; während ihre Höhentröge bis in die Tropen ausgreifen, kann in den Hochdruck­rücken tropische Warmluft weit polwärts verstoßen. Diese Mäandersch\vingungen der Höhenströmung in 6-12 km Höhe steuern in den unteren Schichten Zyklonen mit ihren Fronten und Schlechtwettergebieten sowie die vorwiegend trockenen Antizyklonen - beide in ständiger Neu- und Umbildung. Die Zyklonen sammeln sich häufig in einer subpolaren Tiefdruckfurche, die im Mittel auf beiden Halb­kugeln in etwa 65° Breite liegt, aber ebenso vvie die subtropische Hochdruckzone stets aus einzelnen Zentren besteht.

Die polaren Hochdruckzentren sind auf beiden Halbkugeln meist schwach, gering-mächtig und nicht ortsfest; nur gelegentlich (im Frühjahr) bilden sich hochreichende Antizyklonen mit einer Andauer von mehreren \Vochen.

Durch die Koppelung dieser beiden Zirkulationstypen - der tropischen Hadley­Zirkulation und der außertropischen Ferrel-Zirkulation - entsteht auf der Erde ein System von Luftdruck-, Wind- und Regengürteln, allerdings jeweils mit zahlreichen, mehr oder minder ortsgebundenen Unterbrechungen. Wir beschränken uns hier auf die Regen- bzw. Trockengürtel (Abb. 18), die als Folge der vorherr­schenden Vertikal komponente der Strömung - deren Betrag (großräumig) bei einigen mrnls oder cm/s liegt - entstehen: Niederschläge in Gebieten mit auf­steigender Strömung, Trockenheit und Wolkenauflösung bei Absinken. Nur die sehr feintropfigen, ökologisch oft bedeutungsvollen Nebelniederschläge entstehen auch bei rein horizontaler Drift. Annähernd symmetrisch zur äquatorialen Regen­zone ordnen sich auf beiden Halbkugeln an: die beiden Trockenzonen der Sub­tropen, die Niederschlagszonen der mittleren und subpolaren Breiten sowie die polaren Kappen (relativer) Trockenheit.

Da sich dieses ganze System von Luftdruck- und \Vindgürteln jahreszeitlich um 8-15 Breitengrade in der Richtung zum jeweiligen Sommerpol verlagert, ergibt sich ein System von mehr oder minder zonal angeordneten Klimagürteln (Abb. 19). Diese \'erlagerung erfolgt aber nicht symmetrisch zum Aquator: da die Atmosphäre über dem antarktischen Kontinent im ]ahresmittel um 11° kälter ist als über dem nur 2-3 m mächtigen arktischen Meereis - eine Folge des völlig verschiedenen Wärmehaushaltes. -, ist die südhemisphärische Zirkulation inten­siver und umfangreicher als die der Nordhalbkugel. Im Mittel über alle Längen­

Einleitung

Zonen beiderseits ~it den größten Teil bildung einer äqua­ihren, nun aber mit rere Jahrgänge von

mten) tiefen, meist Yestdrift große an­len absinkende Luft­=n und mit TrocRen­;chen Aquator und !rt sich zum größten arzone) Breite; ihm förmig um den aus­rrel-Zirkulation, in 'dampf usw. auf der wingungen abspielt; in den Hochdruck­

ianderschwingungen Schichten Zyklonen rwiegend trockenen ! Zyklonen sammeln el auf beiden HaIb­;che Hochdruckzone

eIn meist schwach, ühjahr) bilden sich Wochen .

. tropischen Hadley­tsteht auf der Erde erdings jeweils mit ~n, Wir beschränken ; Folge der vorherr­tg (großräumig) bei 1 Gebieten mit auf-Absinken, Nur die

lerschläge entstehen äquatorialen Regen­ckenzonen der Sub­n Breiten sowie die

ürteln jahreszeitlich mlmerpol verlagert, neten Klimagürteln um Äquator: da die littel um 110 kälter eine Folge des völlig e Zirkulation inten­31 über alle Längen-

Klimazonen und atmosphäri,che Zirkulation 75

Äqua!orialg reOle - des Schneefalls

~5;~~$~~~~~~~~:~~.Y........ Grenze für 40 Tage mit Schneefall

Jahresniederschlagsmenge 100250 SOC 1000 ZOOO 3000 mm V:::T~~#§!

Abb.18 Niederschlagsverteilung auf den Kontinenten und Ozeanen (nach MEINARDUS und MÖI.LER

aus BLÜTHGEN, J.: Allgemeine Elimageographie, 2. Aufl., Verlag Walter de Gruyter, Berlin 1966).

Abb.19

S Winter

Herbst· Frühling N

s ~~ Frühling Herbst

Winter N

J.'quator ..---..

~.~~ Sommer

Schematische Darstellung der Verlagerung der Niederschlagsgebiete in Abhängigkeit vorn Son· nenstand. Gleichmäßig punktiert zenitale Regen, ungleichmäßig = zyklonale Niederschläge: Regenmenge durch die Länge der Striche angedeutet, Aus H. WALTER: Standortslehre, 2. Aufl., 1960 (Verlag Eugen UJmer. Stuttgart).

76 Einleitung

grade liegt die ITC im J allresmittel in rund 6 N -Breite, im Januar nahe 0" im fuli nahe 15° N. , Aus dieser jahreszeitlichen Verlagerung der planetarischen Wlnd- und Hegen­gürtel ergibt sich in erster Xäherung ein System genetischer Klimagürtel, wobei wir allerdings den Zellencharakter der Zirkulation weitgehend veruachlässigen müssen. Ihre Anordnung ist in erster Näherung symmetrisch zur ITC, wobei Lage (siehe oben) und Klimaeigenschaften auf den beiden Halbkugeln infolge der ver­schiedenen Land- und l'Ileerverteilung erhebliche Unterschiede aufweisen. Es sind folgende Zonen:

A. Die äquatoriale Re~enzone mnfaßt in erster Linie den Gürtel O-·lO° Xordbreite, mit nur einer wesentlichen Ausnahme: das Trockengebiet der Somali~ halbinsel und der benachbarten l\Ieeresgebiete. Über West- und Zentralafrika sowie dem inneren Südamerika erstreckt sich dieser Gürtel auch noch bis etwa SO Südbreite ; ökologisch wirkt sich bei hoher Hegenmenge eine 1-2monatige Trocken­periode nur unwesentlich aus. Die Regen sind überwiegend konvektiver Natur: Schauer und Gewitter mit rasch wechselnder Bewölkung; eine große Rolle spielen dabei tagesperiodische Windsysteme und Landwind, Tal- und Bergwind), deren Reichweite 200~400 km betragen kann .. Diese tagesperiodischen \Vind­systeme erzeugen in vielen Gebirgstälern und Senken lokale Trockengebiete mit steppen- und wüstenhaftem Charakh"r, während sich die Regenfälle auf die Hang­lagen konzentrieren. Die ITe-Region und die ganzjährige äquatoriale Westwind­zone gehören überwiegend zu diesem Klimagürtel. Im langjahrigen Mittel treten <ifters (nicht überall) zwei l\laxima und Minima der Regenmenge auf; in den Einzeljahren ist die Verteilung jedoch meist ganz unregelmäßig. Die l\Iitteltempe­ratur schwankt im lVleeresni veau nur geringfügig um 26-27 oe, die absoluten Extremwerte liegen selten unter 18° und über 35', elie relative Luftfeuchtigkeit ist mit 70-80% hoch. Die Temperaturen nehmen mit der Höhe um 4.--5°/1000 In

ab; Fröste treten oberhalb 1800-2000 rn gelegentlich, oberhalh 3000 m regel­mäßig auf. Die Niederschlagsmengen erreichen in 1000-1400 111 Höhe ein l\Iaximum und nehmen darüber deutlich ab.

B. Die Sommerregenzone der Randtropen entsteht durch die jahreszeitliche Verlagerung dieser äquatorialen Regenzone in Richtung auf die jeweilige Sommer­halbkugel ; in der anderen Jahreshälfte herrscht bei passatischen Winden meist heiteres, strahlungsreiche:. und trockenes Wetter. Da jetzt die eingestrahlte Energie nicht mehr zur Verdunstung benötigt ,vird, erwärmt sich die Luft tagsüber stärker als in der Regenzeit, und verschieclentlich fällt gerade die heißeste Zeit des Jahres auf das Ende der Trockenzeit, im Sudan und in Indien auf April/Mai. Im Bereich der permanenten Höhentröge der Nordhalbkugel im Karibischen Meer, über Südost asien sowie allgemein auf den Ozeanen ist die kühlere Jahreszeit nie ganz regenfrei; die Niederschläge fallen im Zusammenhang mit Ausläufern der außer­tropischen Westwindzone. Das gilt insbesondere in den räumlich wenig ausge­dehnten Tropengebieten mit einem Winterregenmaximum : hierzu zählen Teile der Xord- und Ostküste Südamerikas. Die Passatgrundschicht wird oberhalb 1000-2500 m durch eine Passatinversion abgegrenzt, in deren Bereich die Tem­peratur nach oben zunimmt; im Binnenland wird diese meist durch die Über­hitzung der unteren Luftschichten unterdrückt. Im nördlichen Pakistan und Nordwestindien treten in subtropischen Breiten (28-34° N) regehnäßig zwei Regenzeiten auf: sommerliche Monsunregen und außertropische Winter-Frühjahrs­regen.

77 Einleitung

ranuar nahe 0", im

\Vlnd- und Regen­Klimagürtel, wobei Id vernachlässigen Ir ITC, wobei Lage ~ln infolge der ver­aufweisen. Es sind

den Gürtel 0-10' Igebiet der SOlllali­und Zentralafrika

'h noch bis etwa 5" ~Illonatige Trocken­:onvektiver Katur: große Rolle spielen 11- und Bergwind) , leriodischen \Vind­frockengebiete mit tfälle auf die Hang­atoriale Westwind­trigen Mittel treten uenge auf; in den s. Die Mitteltempe-7°C, die absoluten ,'e Luftfeuchtigkeit le um 4--5°/1000 m halb 3000 m regel­Höhe ein Maximum

1 die jahreszeitliche ~ jeweilige Sommer­:hen Winden meist ngestrahlte Energie .Ift tagsüber stärker este Zeit des]ahres 'ril/Mai. Im Bereich bischen Meer, über ] ahreszeit nie ganz släufern der allßer­mlich wenig ausge­hierzu zählen Teile icht wird oberhalb n Bereich die Tem­st durch die Über­:hen Pakistan und ~) regelmäßig zwei ~ Winter-Frühjahrs­

KlimClz(>llen und atmo,;phärisclll' Zirkulation

C. Die subtropischen Trockengebiete beschränken sich auf einzelne Zellen, die :::.ich in etwa 20--30° Breite anordnen; sie werden durch die oben erwähnten pennancn!en Hi~~lentrög~ vo~einan~er getrennt. Zu. ihn;n z.ähh;n die Sahara und Inncrarablcn, l\lederkahformen, ehe Atacama, dIe Narrllb-Kalahan und das innere Australien, jeweils einschließlich der benachbarten Mee~~sgebiete, die sich in den Regionen des Kernpassats auf der Südhalbkugel bis zum Aquator erstrecken (Atlantik und W-Pazifik). Im Regenschatten hoher Gebirge dehnen sich derartige Trockenzonen bis tief in die mittleren Breiten aus (so im Great Basin der ameri­kanischen Felsengebirge, in Patagonien, im Tarim-Becken und in der Wüste Gobi) ; über die Problematik der Trockengrenzen wird noch zu sprechen sein. Die seltenen Niecler:::.chläge faUen gewöhnlich im Zusammenhang mit besonders intensiven Hiihentrögen der Westdrift, elie gelegentlich auch Ausläufer der äquatorialen Reuel1zone zum Ausgreifen in höhere Breiten aktivieren. In den staubfreien 17els­und Kieswüsten ist die tägliche Temperaturschwankung enorm, während in den Wü,;ten mit Löß- und Staubböden im Sommer wegen der hohen Staubtriibung der Atmosphäre die nächtlichen Tiefstwerte z. T. nicht unter + 30 °C absinken.

D. Die subtropischen Winterregengebiete schließen sich polwärts an die subtropischen Trockengebiete an: hier wirken sich im \Vinter (und im Frühjahr) die Schlechtwettergebiete der außertropischen Westdrift voll aus, während im Sommer die polwärts verlagerten subtropischen Hochdruckzellen den Wetter­ablauf beherrschen. Der bekannteste Vertreter dieses Typs ist das Mittelmeer­klima, dessen Störungen sich über ganz Vorderasien hinweg bis nach Turkestan und zu den zentral asiatischen Gebirgen verfolgen lassen; sie ziehen dann mit den Mäanderwellen der Höhenströmung längs des Himalaya nach Südchina und zum Pazifik. Kalifornien, Mittelchile, das südafrikanische Kapland und Südaustralien sind weitere Beispiele dieses Klimagürtels, der auch große Meeresgebiete nahe 35' Breite umfaßt, aber wie (C) nur in Form deutlich getrennter Zellen auftritt.

E. Die gemäßigte Zone mit ganzjährigen Niederschlägen liegt während des ganzen Jahres im Bereich der wandernden Störungen der außertropischen Westdrift ; ihr Witterungsablauf ist charakterisiert durch einen ständigen \Vechsel von Regen- und Trockenperioden. Im Bereich der quasi-stationären Höhentröge - so über dem östlichen Nordamerika und über Ostasien greift dieser Wetter­typ durch die .subtropen hindurch bis in die Randtropen aus, hier bei meist tropischen Temperaturen; doch können hier Kaltluftausbrüche noch in 20~25° K­Breite gelegentlich Schneefall oder Frost bringen. Auch auf den ausgedehnten Meeren der Südhalbkugel greifen die wandernden Höhentröge mit ihren Störungen bis in die Tropen durch; hier erreichen sie mit ihren Kaltluftvorstößen gelegentlich die Äquatorialregion, besonders im zentralen Südamerika.

In thermischer Hinsicht erstreckt sich diese breite Zone von den frostfreien Randtropen bis in die winterkalten innerkontinentalen Regionen von Kanada oder Sibirien; die Mitteltemperaturen des kältesten Monats reichen im Meeres­niveau von + 18 bis 200 bis gegen ~25°, die des wärmsten dagegen nur von etvva + 12" bis + 27°. Hier ist also zweifellos eine weitere Gliederung nach dem ]ahres­gang der Temperatur notwendig, die maritime, kontinentale und Übergangs­regionen unterscheidet; von entscheidender Bedeutung sind dabei das Auftreten und die Andauer einer permanenten Schneedecke. In den kontinentalen Gebirgen treten im Winter häufig Temperaturinversionen auf, meist in 1000-1400 m Höhe, oberhalb deren die Mitteltemperaturen höher liegen; sonst beträgt die Abnahme der Temperatur mit der Höhe im Durchschnitt SO/km, oberhalb 3000 m

78

Höhe etwa 6,5°jkm. Die Niederschläge 'nehmen mit d{>r Höhe zu, jedenfalls bis in die Höhen, aus denen noch einwandfreie Messungen vorliegen (meist 3000 bis 3500 m); die Täler sind auch hier relativ trocken, doch sind die lokalen Unter­schiede im Niederschlag erheblich geringer als in den Tropen. Dafür spielen aber Stau und Föhn großräumig oft eine wesentliche Rolle, so in Norwegen, 'vo die Niederschläge in der Fjordregion 200-350 cmia erreichen, gegenüber 28-40 cm in den nach Osten führenden Tälern.

F. Die subpolare Zone wird ebenfalls durch ganzjährig auftretende Nieder­schläge charakterisiert; im Grenzgebiet zwischen der \\'estwindzonc und den seichten polaren Hochdruckzellen kommt es bei einem ständigen Wechsel von Zyklonen und Zwischenhochzellen , bei häufig stürmischen Winden, auch zu einem dimernden Wechsel der \\'indrichtungen; Aufheiterung und Trocken­perioden sind in den maritimen Abschnitten selten, nur in den kontinentalen Ge­bieten häufiger. Besonders markant ist diese Zone auf der Südhalbkugel entwickelt, wo in etwa 52-66° Breite kontinentale Einflüsse völlig zurücktreten und die Sturm- und Niederschlagshäufigkeit (280-330 Tage im Jahr) einen Höchstwert erreicht. Die Sommertemperaturen erlauben nur vereinzelt noch Baumwuchs (Mitteltemperatur des wärmsten Monats mindestens 10,5"), die Wintertempe­raturen variieren zwischen + 4-60 und etwa -35", in Ostsibirien sogar bis -50°. Dieser boreal-kontinentale Klimatyp, mit relativ geringer Bewölkung und Niederschlagshäufigkeit, existiert nur auf der Nordhalbkugel. Die Grenze des ständig gefrorenen Bodens (Permafrost) ist nicht einfach mit einer Isotherme

etwa der Jahresisotherme _5°C - gleichzusetzen, da hier auch noch Dauer und Mächtigkeit der Schneedecke eingehen. In Ostsibirien gedeihen noch aus­gedehnte \Välder auf Frostboden, der sonst meist von Tundra oder Waldtundra eingenommen wird.

G. Die hochpolare Zone ist genetisch nur schwer von der subpolaren Zone zu trennen. Da der Ferrelsche Polarwirbel der mittleren und oberen Troposphäre sich (mit vielfach mehreren Kernen) über die ganze Kalotte jenseits der Polar­kreise (66,5° Breite) erstrecken kann, können zyklonale Störungen den ganzen Bereich erfassen; die antizyklonalen Zellen sind meist seicht und nicht ortsfest. So erfolgt die Ernährung der Inlandeisschilde von Grönland und Antarktis auch weitaus überwiegend durch wandernde Zyklonen. Aber diese entwickeln ihr Lokalklima: wegen des hohen Rückstrahlvermögens (Albedo) der Firnoberfläche von 80-90 % wirkt sich die sommerliche Strahlungsfülle kaum aus, die Mittel­temperaturen bleiben weit unter 0°, in der inneren Antarktis unter 20°, und das Jahresmittel sinkt dort unter -55°. Jedoch treten in den schneefreien Oasen (so in Nordostgrönland) bei maximaler Einstrahlung im Sommer Temperaturen bis + 18°C bei wüstenhafter Trockenheit auf. Über der dünnen, nur ca. 3 m mächtigen polaren Meeresdecke macht sich im Winter der Wärmestrom vom ungefrorenen Meer her geltend, so daß dieTemperaturen um etwa _300 schwanken; im Sommer erzeugen die Schmelzprozesse eine dünne Hochnebeldecke bei Tem­peraturen um 0 °C.

Diese Klimazonen sind abgeleitet aus der jahreszeitlichen Verlagerung der atmo­sphärischen Zirkulation; diese Einteilung kann als ~enetisch bezeichnet werden, im Gegensatz zu den effektiven Klimaeinteilungen nach Grenzwerten von Tem­peratur und Niederschlag bzw. Verdunstung, die auch der Ökologe benötigt. Die heutige Diskussion sieht allerdings in der atmosphärischen Zirkulation keine "Ursache" des Klimas mehr: vielmehr bildet diese einen integrierenden Bestandteil

79 Einleitung

zu, jedenfalls bis n (meist 3000 bis ie lokalen Unter­)afür spielen aber ~orwegen, wo die müber 28-40 cm

ftretende Nieder­mdzone und den gen \Vechsel von ,'inden, auch zu 19 und Trocken­wntinentalen Ge­)kugel entwickelt, cktreten und die :;inen Höchstwert lOch Baumwuchs lie Wintertempe­;ibirien sogar bis r Bewölkung und

Die Grenze des einer Isotherme

auch noch Dauer jeihen noch aus­oder Waldtundra

bpolaren Zone zu ~ren Troposphäre mseits der Polar­ngen den ganzen rld nicht ortsfest. d Antarktis auch :; entwickeln ihr er Firnoberfläche 1 aus, die l\Iittel­mter _20°, und :hneefreien Oasen .er Temperaturen !en, nur ca. 3 m värmestrom vorn -300 schwanken; eldecke bei Tem­

gerung der atmo­~zeichnet werden, werten von Tem­üge benötigt. Die ~irkulation keine enden Bestandteil

Klimazonen und atmosphärische Zirkulation

des Klimas. Die eingangs erwähnten Modt'!Hrechnungen haben zum Ziel, aus den grundlegenden ~leichunge~ .der Phfsik .11;it Hilfe .astro- und geophysikalischer Größen Zirkulation und Khma gleichzeitIg abzuleiten, was zuerst der Gruppe SMAGORI;:';SKy-:\IANABE-BRYAN (Princeton N. J.) in guter Näherung gelungen ist.

Eine volle Übereinstimmung zwischen der hier gegebenen Einteilung (F.) und der von H. \\'ALTER (W.) für ökologische Zwecke vorgeschlagenen Einteilung ist nicht zu erwarten. Trotzdem besteht in manchen Zügen - besonders in tro­pischen und subtropischen Breiten - eine recht gute Übereinstimmung, die wir folgendermaßen zusammenstellen können:

W. I A (F.) W. IV = D(F.) \V. 1I B (F.) W. \'-\'lU E (F.) \V. III C (F.) W. IX F + G (F.)

Im Gegensatz zu KÖPPE::-ls Einteilung werden bei der hier gegebenen Einteilung (F.) die Gebir~e. in d.ie \~itterung~klim.atischen Zoner: e~~bezogen.

Bei allen Khmaemtellungen 1st dIe genaue DefImtion und Abgrenzung der ariden und humiden Klimatypen, besonders aber der semiariden oder semihumiden Klimaten, ein komplexes, immer noch nicht befriedigend gelöstes Problem. Nach­dem nunmehr physikalisch gut begründete Rechenmethoden zur näherungsweisen Bestimmung der wahren (aktuellen) und der potentiellen Verdunstung genauer der Evapotranspiration von Boden und Vegetation - vorliegen1 und darüber

. hinaus jetzt der gesamte Energiehaushalt an der Erdoberfläche mit immerhin befriedigender Näherung abgeschätzt werden kann, bleibt die Gültigkeit der bisher verwendeten groben Formeln (DE MARTOX~E, GAUSSEX, THORXTHWAITE, PAPADAKIS) auf einen großzügigen weltweiten Vergleich begrenzt. In diesem Rahmen sind solche Formeln auch heute noch nützlich. Für alle quantitativen Zwecke, insbesondere für den heute immer aktueller werdenden Wärmehaushalt, für alle hydrologischen Fragen, sind diese physikalisch nicht fundierten Formeln jedoch ganz unbrauchbar. Auch zur Definition der Aridität liefern die physika­lischen Näherungsmethoden neue Beiträge; deshalb sollen hier die wichtigsten Begriffe des Strahlungs- und \\'ärmehaushalts in ihrem Zusammenhang mit dem Wasserhaushalt kurz behandelt werden.

Der Strahlungshaushalt der Erdoberfläche2 wird bestimmt durch die Diffe­renz zwischen der effektiven (kurzweIligen) Einstrahlung der Sonne und der effektiven (langweIligen) Ausstrahlung der Erdoberfläche; die Grenze zwischen dem Sonnenlicht und der Wärmestrahlung der Erde liegt bei 3.um. Die effektive Einstrahlung setzt sich zusammen aus der direkten Strahlung der Sonne (S) und der diffusen Strahlung des Himmels (H), vermindert um die reflektierte Strah­lung (R); das Rückstrahlvermögen (Albedo) a der Erdoberfläche wird ausgedrückt

durch a S +R H' Die effektive Ausstrahlung setzt sich zusammen aus der Aus­

1 PEX:l-IAN, H. L.: Proc. Roy. 50c. London A 193 (1948), 120-145; Netherl. Journ. Agric. Sc. I (1956).

BUDYKO.1\1. J.: Teplowoj Balans Zenll10i Poverkhnosti, Leningrad 1956 (dt. Cbersetzung E. PELZL, Fach!. Mitt. Geophys. Beratungsdienst IOO, 1963); Atlas Tcplowogo Balansa Zemnogo Schara, Moskau 1963.

ALBRECHT, F.: \Viss. AbhandL Reichsamt f. Wetterdienst 8 (1940), Heft 2; Berichte Dt. Wetterdienst 83 (1962).

2 GEIGER, R.: Das Klima der bodel1nahen Luftschicht. 4. Aufl., Braunschwcig 1961.

80 Einleitung

strahlung der Erdoberfläch'e (E) in Abhängigkeit von deren Temperatur, vermindert um die Gegenstrahlung der unterl'n Atmosphärenschiehten (G), die vornehmlich nm Wasserdampfgehalt und Bewölkung abhängt. Dann ist die Strahlungsbilanz (net radiation) Q an der Erdoberfläche:

Q (5 +- H) . (1 a) - (E G)

Für die Globalstrahlung auf horizontaler Oberfläche (S-r H) sind brauchbare :\reßreihen noch selten; a hängt stark von der Vegetation ab (z. B. Sandwüste 0,25-0,4, Steppe, 'Wiesen, Tundra O.l5~~0,20. Mischwald 0,12-0,15, Nadel­wald!:Y.. 0,10, offenes Wasser 0,05-0,10, dagegen frischer Schnee um 0,8), Hat man brauchbare \Verte der Temperatur, Bewölkung oder Sonnenscheindauer zur Yerfügung - diese können außerhalb der Gebirgsregionen i. a. gut interpoliert werden -, dann ist eine Schätzung von S Hund (E - G) mit einer Genauigkeit von 5-10%" von Q mit 10-15 möglich; entsprechende physikalisch fundierte Formeln haben AumEcHT, BCDYKO und PEXMAX abgeleitet. Umfassende Karten­werke haben BUDYKO sowie PHILIPPS und BERNHARDT gegeben, 1

Diese Energie der Strahlungsbilanz Q wird nun in den einzelnen Gliedern des Wärmehaushaltes verwendet und aufgeteilt, in Form von verschiedenen Wärme­strömen oder -umsätzen (U). Der \Värmestrom in den Boden (LT s) ist tagsüber sowie im Frühjahr und im Sommer positiv (nach unten gerichtet), während der Erdboden nachts sowie in der kalten Jahreszeit Wärme abgibt; im Jahresmittel ist U B auf dem Festland vernachlässigbar klein. Hierher gehört aber auch noch die Energiemenge, die für das Abschmelzen der winterlichen Schneedecke (U s) be­nötigt wird. Der größte Teil der Energie wird für die Verdunstung des Bodens und die Transpiration der Pflanzen (zusammen als Evaporation bezeichnet) ver­wendet (U v); ein kleinerer Teil dient unmittelbar der Heizung der Luft von der Erdoberfläche aus (U L),

Diese Ströme fühlbarer (l.h) und latenter Wärme (des Wasserdampfs: Uv) werden von turbulenten Austauschvorgängen in der Atmosphäre in Gang gesetzt; sobald der Erdboden kälter wird als die Luft, ist U L nach unten gerichtet und führt dem Erdboden Wärme zu. Ahnlieh bei der Verdunstung: bei Taufall und Reif ist U v nach unten gerichtet (negativ). Die tatsächliche oder aktuelle Eva­potranspiration V (in g bzw. cm Wasserhöhe pro Zeiteinheit) ergibt durch Multi­plikation mit der Verdampfungswärme L (bei -5 oe 600 cal/g, bei + 25 oe 583 cal/g) den Strom latenter Wärme (Uv L· V). 'Nenn über Seen oder Oasen in der Wüste die Oberflächentemperatur niedriger ist als die Lufttemperatur, ist U L nach unten gerichtet und liefert zusätzliche Energie durch Advektion von Warmluft über die kühle Oberfläche: hier kann die Verdunstung (im Energiemaß) größer sein als die Strahlungsbilanz. Das ist der interessante Oaseneffekt (U I, < 0, Uv> Q). Die Wärmehaushaltsgleichung der Erdoberfläche lautet dann (die Pfeile bedeuten positive Richtung) allgemein:

Q. = U Bt + U s+ + U Lt + U v t

Damit erfassen wir also zahlenmäßig die fundamentalen Zusammenhänge zwischen der Verdunstung ( Evapotranspiration) und der zur Verfügung ste­henden Energie. Die potentielle Verdunstung Vpot ist definiert (nach PEl';:\IAX) als die Verdunstung einer grünen Grasfläche bei voller "Wasserversorgung und

1 BERNHARDT, F., und PHILIPPS, H.: Abhandl. Meteor. Dienst DDR.J.5 (1958) und 77 (1966).

81 Einleitung

nperatur. vermindert G). die vornehmlich die Strahlungs bilanz

H) sind brauchbare ab (z. B. Sandwüste 0,12~0,15, Nadel­

chnee um 0,8). Hat nnenscheindauer zur i. a. gut interpoliert nit einer Genauigkeit hysikalisch fundierte Umfassende Karten­en. I nelnen Gliedern des ~rschiedenen W ärme­~n (U B) ist tagsüber ichtet), während der ibt; im Jahresmittel rt aber auch noch die clmeedecke (U s) be­unstung des Bodens tion bezeichnet) ver­ng der Luft von der

\Vasserdampfs: Uv} läre in Gang gesetzt; unten gerichtet und mg: bei Taufall und e oder aktuelle Eva­} ergibt durch Multi­ocal/g. bei 25 oe .ber Seen oder Oasen ~ Lufttemperatur, ist urch Advektion von ung (im Energiemaß) )aseneffekt (U L < 0, e lautet dann (die

len Zusammenhänge ~ zur Verfügung ste­liert (nach PENMAN) . asserversorgung und

45 (1958) und 77 (1966).

Darstellung der Klimatypcn durch ökologische Klimadiagramme

hohem Grund\vasserstand. Die '!erduJ!ls!ung einer größeren Wasserfläche ist etwa ebenso groß wie Vpot; ein vom Wind bewegter Papyrussumpf, ein bewässertes l~eisfeld. die mehrstöckige Vegetation des tropischen H.egenwaldes oder einer Sahara-Oase kann u. U. sogar etwas mehr Wasser transpirieren. Sonst ist groß­räumig gesehen - die aktuelle Verdunstung nach oben durch V pot begrenzt. Sehen wir von U s ab, so ist U v Q - (V L U B); sind U L (oder U B) negativ, d. h. liefern sie zusätzliche Energie, dann kann sogar U v > Q werden. Sonst aber bildet Q eine Obergrenze für Vpot und er::;t recht für V ;;;; Vpot. Der Wärmestrom in den Boden (lJ B) ist über Land im Tagesmittel recht unbedeutend, in den Tropen O. Auf die Ermittlung dieser Wärmehaushaltsglieder kann hier nicht näher eingegangen werden; für die Größen U v und U L hat BUDYKO (1956, revi­diert 1963) einen \Veltatlas gelief~rt, und weitere Verbesserungen und Parallel­untersuchungen sind im Gange. Eine kurze Darstellung findet man bei R. GEIGER, eine ausführliche bei \V. D. SELLERS mit umfangreichen Literaturangaben.

Gegenüber der Strahlungsbilanz Q (im Mittel etwa 210 gcaljcm 2 pro Tag), von der im globalen Mittel über See 88 %, über Land 59 für die Verdunstung ver­braucht werden, ist der für photosynthetische Prozesse in der Pflanzenwelt be­nötigte Anteil gering (unter 1 %); er beträgt in vollhumiden Klimaten etwa 0.7-1,5, maximal im tropischen Regenwald etwa 2 gcal/cm 2 und Tag. Diese zunächst gespeicherte Energie wird aber bei der Zersetzung in Form von Wärme wieder abgegeben, sofern nicht unter Luftabschluß Fossilisierung eintritt.

Ein physikalisch begründetes Maß für die Aridität ist das Verhältnis z\ovischen der Strahlungsbilanz Q und der Energie, die notwendig ist, um den gefallenen

Niederschlag.N zu verdunsten (= L· N). Dieses Budyko-Verhältnis QN (oder L·

sein Kehrwert) nimmt in den typischen Vegetationsgürteln von der \Vüste bis zur Tundra oder den Vrwäldern ganz charakteristische Werte an (BuDYKO 1956): das ist ein einwandfreier,. auf energetischer Grundlage aufgebauter Ariditätsindex, dessen Brauchbarkeit in der Ökologie und Hydrologie weitere Überprüfung (auch

an Hand von Monatswerten) verdient. Auch das Verhältnis ~~ (das sogenannte

Bowen-Verhältnis) hängt weitgehend von der Aridität ab. Die Berechnung von Vpot und V mittels der von PENMAN (1948) angegebenen Formeln hat sich in­zwischen als Standardmethode bewährt, wenn auch unter extremen Bedingungen wohl noch gewisse Modifikationen notwendig sind; in diesen Formeln treten Energiebilanz und Advektion (mittels der Windgeschwindigkeit) als gleichberech­tigt auf.

10. Die Darstellun~ der Klimatypen durch ökolo~ische Klima­diagramme

Im vorigen Abschnitt wurde von H. FLOH X die Klimagliederung auf der Erd­kugel in allgemeinen Zügen in geophysikalischer Sicht dargestellt. Für den Öko­logen ist jedoch das ganz konkrete Klima der einzelnen Gebiete oder Orte von besonderem Interesse; denn diesem sind die dort wachsenden Pflanzen ausgesetzt, wobei für sie das Zusammenwirken der verschiedenen Klimaelemente von Be­deutung ist. Der Ökologe muß deshalb versuchen, das Klima als Ganzes zu erfassen, als eine Einheit mit dem charakteristischen jahreszeitlichen Ablauf der Witterung. 6 Walter. Vegetation, Bd. I 3. Auf!.