Tectonic Forcing: Auswirkungen der Plattentektonik auf das Klima
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Universität Augsburg
Fakultät für Angewandte Informatik
Institut für Geographie
Lehrstuhl für Physische Geographie und Quantitative
Methoden
Tectonic Forcing: Auswirkungen der
Plattentektonik auf das Klima
Hauptseminar „Klimavariabilität“
(Wintersemester 2012/2013)
Leitung: Dr. Andreas Philipp
Annette Straub
Geographie B.Sc.
E-Mail: annette.elisabeth.straub@student.uni-augsburg.de
Matrikelnummer: 1153310
Abgabetermin: 30.10.2012
Inhaltsverzeichnis
1 Einleitung ................................................................................................................... 1
2 Einfluss der Kontinentaldrift ...................................................................................... 1
2.1 Lage der Kontinente im Gradnetz...................................................................... 1
2.2 Größe der Kontinente......................................................................................... 7
2.3 Meeresströmungen............................................................................................. 8
2.4 Meeresspiegelschwankungen........................................................................... 10
3 Einfluss der Gebirgsbildung ..................................................................................... 11
3.1 Temperaturverteilung....................................................................................... 11
3.2 Niederschlagsverteilung................................................................................... 12
3.3 Rossby-Wellen................................................................................................. 16
3.4 Chemische Verwitterung ................................................................................. 18
4 Beispiele aus der Erdgeschichte ............................................................................... 19
4.1 Klimaänderungen im Känozoikum .................................................................. 19
4.2 Das Klima Ostafrikas....................................................................................... 21
5 Fazit .......................................................................................................................... 23
Literatur............................................................................................................................. 24
II
Abbildungsverzeichnis
Abb. 1: Meridionale Temperaturgradienten im Modell ...................................................... 2
Abb. 2: Meridionale Landverteilung vor 100 Ma und heute............................................... 4
Abb. 3: Verlauf eines Snowball-Ereignisses....................................................................... 6
Abb. 4: Meerengen, die während des Neogen geöffnet oder geschlossen wurden ............. 9
Abb. 5: Schematische Darstellung des Regenschatten-Effekts......................................... 13
Abb. 6: Mittlerer Niederschlag und Relief der Appalachen.............................................. 14
Abb. 7: Entstehung von Rossby-Wellen ........................................................................... 17
Abb. 8: Paläogeographie Eurasiens................................................................................... 21
Abb. 9: Region des Indonesischen Durchflusses .............................................................. 22
III
1 Einleitung
Das Klimasystem der Erde setzt sich aus der Atmosphäre, Hydrosphäre, Kryosphäre,
Biosphäre und Lithosphäre zusammen. Somit ist es ein komplexes System, auf das eine
Vielzahl verschiedener Faktoren Einfluss nehmen kann. Daher überrascht es auch nicht,
dass es in der Erdgeschichte immer wieder zu natürlichen Klimaänderungen gekommen
ist. Diese können beispielsweise durch Änderungen der solaren Aktivität oder der
Erdbahnparameter sowie durch Vulkanismus und Meteoriteneinschläge ausgelöst werden.
Ein weiterer wichtiger Faktor ist jedoch die Plattentektonik, mit der sehr langsam
ablaufende Prozesse verbunden sind. Diese beeinflussen das Klima auf großen Zeitskalen
von Jahrtausenden bis Jahrmillionen. Die Tektonik beinhaltet sowohl horizontale als auch
vertikale Bewegungen der Erdkruste, die zur Veränderung der Konstellation der
Kontinente und ihrer Lage im Gradnetz, Umlenkung von Meeresströmungen, Meeres-
spiegelschwankungen, Änderungen in der Strahlungsbilanz der Erde und Gebirgsbildung
führen. Dadurch verändert sie die atmosphärische und ozeanische Zirkulation, was einen
erheblichen Klimaeinfluss bewirkt (Jacobeit 2007, Hay 1996, Bubenzer & Radtke 2007).
Dieser tektonisch bedingte Klimaeinfluss soll Gegenstand der vorliegenden Arbeit sein.
2 Einfluss der Kontinentaldrift
2.1 Lage der Kontinente im Gradnetz
Spricht man vom Einfluss der Plattentektonik auf das Klima der Erde, denkt man meist
zuerst an die meridionale Verteilung der Kontinente. Diese ist schon lange als Ursache
für mögliche Klimaänderungen bekannt. Bereits 1837, also noch bevor Alfred Wegener
die Theorie der Kontinentalverschiebung veröffentlichte, beschrieb Charles Lyell die
möglichen Auswirkungen von äquatorialen und polaren Kontinenten auf das Klima der
Erde in seinem Buch „Principles of Geology“ (Cockell 2008).
Die Effekte der meridionalen Lage der Kontinente zeigen die Modellierungen zweier
idealisierter Kontinentverteilungen mit einem General Circulation Model. Dabei wurde
zum einen eine Erde mit einem äquatorialen Kontinent untersucht, der sich von 17° N bis
17° S erstreckt, zum anderen eine Erde mit polaren Kontinenten, die auf jeder
Hemisphäre von 45° bis zum Pol reichen. Die Simulation mit den polaren Landmassen
wurde zusätzlich noch mit einer Eisbedeckung von 70° bis zum Pol durchgeführt. Für die
Höhe ü. NN wurde jeweils 750 Meter angenommen, da dies der durchschnittlichen Höhe
heutiger eisfreier Kontinente entspricht. Das Modell verwendet einen Ozean ohne
Meeresströmungen und Wärmekapazität, der jedoch als Feuchtigkeitsquelle dient.
1Außerdem wird von einer mittleren jährlichen Einstrahlung ausgegangen, weshalb
jahreszeitliche Schwankungen in diesem Modell nicht vorkommen.
Abb. 1: Meridionale Temperaturgradienten im Modell (Barron et al. 1984, S. 575)
Die Erde mit einem äquatorialen Kontinent hat eine Durchschnittstemperatur von circa
22 °C. Die Temperatur bleibt auch an den Polen einige Grad über dem Gefrierpunkt (vgl.
Abb. 1a). Im Gegensatz dazu ist die Erde mit polaren Kontinenten in fast jeder
Breitenlage kälter. In den Tropen fällt in diesem Fall mehr Niederschlag, sodass
verstärkte Evaporation durch Verdunstungskälte für circa 5 °C kühlere Temperaturen
sorgt. An den Polen beträgt die Abkühlung sogar 12 °C. Die Durchschnittstemperatur ist
um 4,6 °C kälter. Bei der Simulation mit vereisten Polregionen sinkt die globale
Durchschnittstemperatur um weitere 2,8 °C, da die höhere Albedo einer ständigen
Schneedecke eine zusätzliche Abkühlung bewirkt. Diese Verteilung der Kontinente hat es
zwar genauso auf der Erde nie gegeben. Allerdings könnte es vor 600 bis 700 Ma
(Millionen Jahre) eine Anordnung gegeben haben, die dem äquatorialen Kontinent aus
dem Modell ähnelt. Die Erde vor 300 Ma im oberen Karbon könnte nahe an die polare
Verteilung mit einem vereisten Pol herangekommen sein. Die Ergebnisse für das gleiche
Modell mit der heutigen Verteilung der Kontinente sind vor allem auf der Südhalbkugel
denen der Erde mit polaren Kontinenten ähnlich (vgl. Abb. 1b). Allerdings ergeben sich
für 25° N bis 45° N und 70° S bis 90° S niedrigere Temperaturen. Trotzdem zeigt das
Modell deutlich den Einfluss der meridionalen Verteilung der Kontinente auf die globalen
Temperaturen. Eine Zunahme der Landfläche in hohen Breiten wird daher schon lange als
wichtiger Faktor globaler Abkühlung betrachtet. Geringe Verschiebungen einzelner
2Kontinente haben jedoch nur begrenzte, lokale Auswirkungen (Barron et al. 1984, Hay
1996, Cockell 2008).
Neben den Temperaturen wird auch die Erdalbedo von der Verteilung der Kontinente im
Gradnetz beeinflusst. Da die Albedo verschiedener Oberflächen stark variiert und die
einfallende Solarstrahlung von der geographischen Breite abhängt, ist es naheliegend,
dass tektonische Prozesse auch über diese Faktoren Einfluss auf das Klima der Erde
nehmen. Die mittlere Albedo in einem Bereich ist vom jeweiligen Anteil der Land- und
Meeresfläche sowie von der Oberflächenbeschaffenheit abhängig. Die Werte der Albedo
für verschiedene Oberflächen sind etwa 0,15 für Land, 0,35 für Wüsten, 0,65 für Schnee,
0,06 für Ozeane zwischen 0° und 30° geographischer Breite und 0,13 für Ozeane bis 60°
geographischer Breite. Da der Unterschied zwischen der Albedo von Schnee und Land
beziehungsweise Ozean sehr groß ist, werden hohe Breiten über 60° als klimatisch
besonders sensibel betrachtet. Ähnliches gilt für Breiten zwischen 10° und 30°. In diesen
niedrigen Breiten ist die einfallende solare Strahlung sehr hoch. Zusätzlich haben diese
Regionen oft eine hohe Albedo, da sie im Einfluss des absteigenden Astes der
Hadleyzelle liegen und somit Wüsten oder Halbwüsten sind. Außerdem sind sie durch die
absteigende trockene Luft meist frei von Bewölkung, wodurch die thermische
Ausstrahlung erhöht wird. Betrachtet man paläogeographische Karten, so stellt man fest,
dass gerade in den letzten 100 Ma besonders starke Veränderungen der Landmasse in
diesen sensiblen Breiten stattgefunden haben (vgl. Abb. 2). Dabei ist vor allem in den
Subtropen eine Zunahme der Landmasse zu erkennen. Durch die damit verbundenen
Änderungen der Albedo hat die absorbierte Solarstrahlung, die sich aus dem Term 1-
Albedo ergibt, in diesen Breiten in den letzten 100 Ma deutlich abgenommen, vor allem
wenn man annimmt, dass sich zwischen 30° N und 30° S Wüsten befinden. Dadurch
könnten die Temperaturen auf der Erde abgenommen haben. In welchem Ausmaß sich
diese Änderungen auf das Klima auswirken, kann mit einem Modell berechnet werden.
Es ergeben sich um 2 bis 8 °C wärmere Temperaturen für die Kreidezeit. Somit könnte
dies eine Erklärung für den globalen Abkühlungstrend im Tertiär sein. Ein weiterer
wichtiger Aspekt ist zudem die Zunahme von Landmasse auf der Nordhalbkugel und die
Abnahme auf der Südhalbkugel in den letzten 100 Ma. Es ist jedoch unklar, ob der
Haupteinflussfaktor auf die Albedo die meridionale Landverteilung oder die Änderung
der Landfläche durch Meeresspiegelschwankungen ist. Die Land-Meer-Verteilung auf der
Erde hat jedoch auf jeden Fall bedeutende Auswirkungen auf die Strahlungsbilanz
(Barron 1981, DeConto 2009, Barron et al. 1980).
3Abb. 2: Meridionale Landverteilung vor 100 Ma und heute (Barron 1981, S. 742)
Außerdem hat auch die zonale Verteilung der Kontinente einen Einfluss auf das Klima.
Beispielsweise wird die atmosphärische Zirkulation am Äquator heute von der Walker-
zirkulation geprägt, einer zonalen Zirkulation, die die Hadleyzirkulation überlagert. Diese
ist im Pazifik besonders stark ausgeprägt und wird dort vom Druckgradienten zwischen
dem südostpazifischen Hochdrucksystem und dem asiatisch-australischen Tiefdruck-
system angetrieben. Die Passatwinde treiben eine warme äquatoriale Oberflächen-
strömung an, die im Indonesischen Archipel für eine circa 5 °C wärmere
Meeresoberflächentemperatur sorgt. Die Folge ist eine starke Erwärmung der darüber
liegenden Luft, Konvektion und die damit verbundene Ausbildung eines bodennahen
Tiefdruckgebiets und eines Höhenhochs. Eine west-ost-gerichtete Luftströmung in der
Höhe sowie der absinkende Ast der Walkerzirkulation über der südamerikanischen Küste
gleichen dies aus und sorgen dort für ausgeprägte Aridität. Somit kann man sagen, dass
die Verteilung der Kontinente und damit verbundene Begrenzung des pazifischen Ozeans
in diesem Fall die Rahmenbedingungen für die Ausbildung der Walkerzirkulation
schaffen. Auch der besondere Fall der ENSO-Zirkulation ist erst dadurch möglich. Dies
zeigt, wie die zonale Anordnung von Land und Meer die atmosphärische sowie
ozeanische Zirkulation beeinflusst und damit auf das dortige Klima Einfluss nehmen kann
(DeConto 2009, Lauer & Bendix 2006).
Ein Beispiel aus der Erdgeschichte für den Einfluss der Lage der Kontinente auf das
Klima ist die Gondwanavereisung. Noch im Kambrium war der Südpol von Wasser
bedeckt. Danach wanderte der Superkontinent Gondwana, der aus Südamerika, der
Antarktis, Afrika, Australien, Indien und der Arabischen Halbinsel bestand, in diesen
Bereich. Schließlich trat vor 440 Ma das Silur-Orovizische Eiszeitalter ein, während
dessen Gletscher im Bereich der Sahara auftraten. Daher spricht man auch von der
sogenannten Saharavereisung. Dabei war die Lage eines Kontinents am Südpol von
4Bedeutung, da der Niederschlag, von dem man annimmt, dass er im Polargebiet als
Schnee fällt, somit auf einer Landfläche liegen bleibt und sich akkumulieren kann, bis
sich schließlich Gletscher bilden (Schönwiese 1992).
Ein weiteres Beispiel aus der Erdgeschichte ist das sogenannte „Snowball Earth“-
Ereignis. Dabei handelt es sich um eine weitgehende oder vollständige Vereisung der
Erde im Neoproterozoikum vor circa 600 Ma. Die Idee einer Snowball Earth wurde als
erstes von Joe Kirschvink veröffentlicht. Er geht davon aus, dass das Aufbrechen des
Superkontinents Rodinia vor 770 Ma zu einer ungewöhnlichen Konstellation der
Landmassen geführt hat, bei der alle Kontinente um den Äquator in niedrigen Breiten
angeordnet waren und die Polargebiete von Wasser bedeckt waren, eine Verteilung, die in
der späteren Erdgeschichte nicht mehr vorgekommen ist. Die Folge war zum einen eine
Erhöhung der Albedo in den Subtropen, zum anderen ein maritimeres Klima mit mehr
Niederschlag auf Flächen, die zuvor im Kontinentinneren gelegen waren. Dadurch wurde
mehr CO2 aus der Atmosphäre ausgewaschen und die chemische Verwitterung von
Silikatgestein in den Tropen und Subtropen verstärkt, wodurch weiteres CO2 gebunden
wurde. Beides führte zu einer globalen Abkühlung, sodass sich in den polaren Regionen
Eis bilden konnte (vgl. Abb. 3). Dies bewirkte eine weitere Erhöhung der Albedo, auch
weil mit der Eisbildung der Meeresspiegel sank und neue Landflächen entstanden, welche
stärker reflektieren als Wasser. Somit nahm wiederum die Temperatur ab. Diese Effekte
bewirkten ein weiters Wachstum der Eisschilde. Hoffman und Schrag (2002) nehmen an,
dass die Eis-Albedo-Rückkopplung nicht mehr zu bremsen sei, wenn die Hälfte des
Planeten mit Eis bedeckt ist, sodass trotz der hohen Wärmekapazität von Wasser mit der
Zeit auch die tropischen Ozeane zufrieren konnten. Es ist jedoch unklar, ob dabei einige
Stellen eisfrei blieben oder nicht. Das Klima, das damals vermutlich auf der Erde
herrschte, war von starken tagesperiodischen und saisonalen Temperaturunterschieden
sowie von Aridität geprägt. Die Jahresdurchschnittstemperaturen lagen überall deutlich
unter dem Gefrierpunkt, wobei dieser im Sommerhalbjahr in den Mittagsstunden erreicht
werden konnte. Die Dicke des Meereises wird auf über einen Kilometer geschätzt.
Trotzdem waren plattentektonische Prozesse und der assoziierte Vulkanismus weiterhin
tätig. Dadurch gelangte sehr viel CO2 in die Atmosphäre, während CO2-verbrauchende
Prozesse wie zum Beispiel Photosynthese oder Silikatverwitterung kaum noch
stattfanden. Somit kam es zu einer Anreicherung des Treibhausgases, einem damit
verbundenen Temperaturanstieg sowie einem Abschmelzen des Eises. Dies wurde durch
eine umgekehrte Eis-Albedo-Rückkopplung verstärkt, sodass die Durchschnitts-
temperaturen auf der Erde schließlich bis auf fast 50 °C anstiegen (Hoffman & Schrag
2002, Hoffman et al. 1998, Rogers & Santosh 2004).
5Abb. 3: Verlauf eines Snowball-Ereignisses (Hoffman & Schrag 2002, S. 137)
Solche Snowball-Ereignisse haben in der Erdgeschichte vermutlich mehrmals
stattgefunden. Weitreichende Vergletscherungen in niedrigen Breiten sind jeweils für den
Anfang und das Ende des Proterozoikums festzustellen. Insgesamt war die Erde zwischen
750 und 580 Ma vor heute wahrscheinlich viermal komplett zugefroren, wobei jedes
dieser Ereignisse circa 15 Ma andauerte. Allerdings wird kontrovers diskutiert, ob solche
vollständigen Vereisungen der Erde wirklich stattgefunden haben. Nach Hoffman et al.
(1998) erklären solche Ereignisse jedoch bestimmte geologische Gegebenheiten, die
lange rätselhaft waren. Dazu gehört insbesondere das Vorkommen von postglazialen
Karbonatgesteinen, die unter warmen Bedingungen im Wasser entstanden sind, in oder
unmittelbar über glazialen Ablagerungen. Zudem enthalten einige glaziale Einheiten
Eisenablagerungen (Banded Iron Formations), die dort nach einer Abwesenheit von einer
Milliarde Jahre wieder in der Stratigraphie auftauchen. In einem eisbedeckten Ozean
würden die Bedingungen rasch anaerob werden, sodass reduziertes Eisen darin gelöst und
transportiert werden könnte. Schließlich würde auch das Auftreten glazialer
Ablagerungen auf Meeresniveau in den Tropen, wo Gletscher unter heutigen
6Bedingungen nur in Höhen ab 5000 Metern existieren können, dadurch erklärt werden.
Über die Entstehung von Vereisungen in niedrigen Breiten existieren jedoch auch noch
andere Theorien. Man kann sie beispielsweise auch mit veränderten Erdbahnparametern
erklären. Demnach geht man davon aus, dass sich die Obliquität, also die Neigung der
Erdachse, nach dem Impakt, bei dem der Mond entstanden ist, auf über 54° erhöht hat.
Dies hätte in den Tropen kältere Temperaturen als an den Polen zur Folge und würde die
Wahrscheinlichkeit für die Vereisung in niedrigen Breiten erhöhen. Nach einiger Zeit hat
sich die Obliquität wieder verringert und sich um einen niedrigen Wert stabilisiert, was
eine Mäßigung saisonaler Klimaschwankungen zur Folge hatte (Hoffman & Schrag 2002,
Hoffman et al. 1998, Rogers & Santosh 2004).
2.2 Größe der Kontinente
Durch die Kontinentaldrift haben sich im Laufe der Erdgeschichte immer wieder Super-
kontinente, wie beispielsweise Rodinia, Pangäa, Gondwana und Laurasia, gebildet und
sind wieder zerfallen. Solche riesigen Landmassen beeinflussen ihr Klima folgender-
maßen: Im Zentrum herrschen kontinentale Bedingungen, also ausgeprägte Aridität und
extreme jahreszeitliche Temperaturunterschiede. Befinden sich größere Seen im Kon-
tinentinneren, tragen diese jedoch zu einer Dämpfung der jährlichen Temperatur-
amplitude bei. Niederschläge fallen fast nur in Küstennähe, ein Bereich, der aber nur
einen kleinen Anteil an der gesamten Landmasse ausmacht. Außerdem haben solche
Kontinente im Zentrum oft höher gelegene Bereiche, die somit relativ kühle
Temperaturen aufweisen. Dies ist heutzutage zum Beispiel in Eurasien der Fall (Hay
1996, DeConto 2009, Rogers & Santosh 2004).
Ein weiterer Punkt ist die Möglichkeit einer Vereisung. Da im Winter im
Kontinentinneren sehr niedrige Temperaturen herrschen, sind die Voraussetzungen für
eine Schneeakkumulation gut, meist fehlt jedoch der Niederschlag. Zudem bewirken die
hohen Sommertemperaturen ein rasches Abschmelzen, sodass der Schnee eine
Ablationsperiode nicht überdauert. Somit ist die Bildung von Inlandeis auf
Superkontinenten unwahrscheinlich, außer es kommt zu einer Anhebung oder einer
globalen Abkühlung (De Conto 2009).
Ein weiterer wichtiger Effekt ist die Ausbildung starker Monsunströmungen. Diese
kommen durch verstärkte Druckgegensätze zwischen Land und Ozean zustande, die sich
im Jahresverlauf umkehren. Im Sommer erwärmt sich die Landoberfläche stärker als das
Meer, was durch die Ausbildung thermischer Druckgebiete eine Seewindströmung
verursacht. Im Winter kühlt das Land hingegen stärker ab und das System kehrt sich um
(DeConto 2009).
7Ein Beispiel für einen solchen Kontinent ist Pangäa. Pangäa entstand im oberen Perm vor
etwa 250 Ma und umfasste fast die gesamte damalige Landmasse mit Ausnahme weniger
Blöcke. Im Zentrum herrschten 6 bis 10 °C höhere Sommerdurchschnittstemperaturen als
auf heutigen Kontinenten und das Tagesmaximum könnte bis zu 50 °C betragen haben.
Im Winter sanken die Temperaturen auf bis zu -30 °C. Schätzungen zufolge betrug die
Bilanz von Niederschlag minus Evaporation aufgrund der extrem ariden Verhältnisse nur
die Hälfte der heutigen Werte über Land. Wahrscheinlich kam es außerdem zur
Ausbildung eines „Megamonsuns“. Mit dem Aufbrechen von Pangäa vor circa 200 Ma
wurde das Klima wesentlich maritimer, da sich dadurch eine Passage für eine die ganze
Erde umfließende Äquatorialströmung öffnete (DeConto 2009, Cockell 2008, Fluteau
2003, Rogers & Santosh 2004).
2.3 Meeresströmungen
Die heutige Ozeanzirkulation resultiert einerseits aus dem Wind, andererseits aus
Dichteunterschieden des Meerwassers. Der Wind treibt oberflächennahe Strömungen an.
Am Äquator verursachen die Passatwinde in allen Ozeanen westwärts gerichtete Ströme,
die durch die Kontinente, die eine Barriere darstellen, abgelenkt werden. In höheren
Breiten werden windgetriebene Oberflächenströmungen durch die Corioliskraft auf der
Nordhalbkugel nach rechts und auf der Südhalbkugel nach links abgelenkt. Für den
Antrieb von tiefen Strömungen sind Dichteunterschiede verantwortlich. Die Dichte des
Meerwassers hängt von seiner Temperatur und seinem Salzgehalt ab. Die
Oberflächentemperatur ist in niedrigen Breiten mit hoher Sonneneinstrahlung relativ hoch
und nimmt polwärts ab. Der Salzgehalt resultiert aus dem Verhältnis von Verdunstung
und Süßwassereintrag. In Gebieten, in denen das Oberflächenwasser eine hohe Dichte,
also einen hohen Salzgehalt und relativ niedrige Temperaturen hat, findet
Tiefenwasserbildung durch ein Absinken des spezifisch schwereren Wassers statt. Solche
Gebiete befinden sich im Nordatlantik und in den subantarktischen Gewässern. Danach
breitet sich das Wasser in Tiefen- oder Bodenströmungen in den Ozeanen aus und gelangt
an anderen Stellen wieder an die Oberfläche. Man spricht von einer thermohalinen
Zirkulation (Schneider 2010, Jacobeit 2007).
Ein wichtiger Einfluss auf das Klima besteht in der Öffnung und Schließung von
Meerengen. Dadurch kommt es zu einer Umleitung bestehender und Entstehung neuer
Meeresströme. Da Meeresströmungen einen wichtigen Beitrag zum Wärmeaustausch
zwischen niedrigen und hohen Breiten leisten, können deren Veränderungen je nach Lage
und Größe das globale Klima beeinflussen. Dies ist vor allem der Fall, wenn die
thermohaline Zirkulation verändert wird. Der genaue Effekt ist jedoch schwer zu messen
8und bleibt meist qualitativ und spekulativ. Häufig sind auch nur regionale Auswirkungen
bemerkbar (DeConto 2009, Hay 1996).
Ein wichtiges Beispiel für den Klimaeinfluss von veränderten Meeresströmungen aus der
Erdgeschichte ist die Öffnung der Drakestraße zwischen der Antarktis und Südamerika
sowie die Öffnung der Tasmanischen Passage zwischen der Antarktis und Australien
(vgl. Abb. 4). Die Zeit der Öffnung der Drakestraße wird auf 49 bis 17 Ma vor heute
geschätzt. Nach Scher und Martin (2006) sprechen Änderungen des Verhältnisses
verschieden schwerer Neodym-Isotope im Südatlantik jedoch für eine Öffnung vor circa
41 Ma. Zudem ist ab etwa 50 Ma vor heute eine achtfache Erhöhung der Raten des
seafloor spreading zwischen Südamerika und der Antarktis festzustellen. Die Öffnung der
Drakestraße sowie der Tasmanischen Passage, die etwas später erfolgte, gelten als
Ursache für die Ausbildung der antarktischen Zirkumpolarströmung (ACC). Diese führte
zu einer Reduzierung des polwärtigen Wärmetransports und somit zu einer Absenkung
der dortigen Meeresoberflächentemperatur um 1 bis 4 °C. Zusätzlich verstärkte die
zunehmende Vertiefung und Verbreiterung der Drakestraße vermutlich Upwelling-
prozesse, die nährstoffreiches Wasser an die Oberfläche bringen. Dies erhöhte die
Produktion von Phytoplankton, wodurch CO2 aus der Atmosphäre entnommen wird und
eine zusätzliche Abkühlung eintritt. Außerdem kam es durch die Vertiefung der
Tasmanischen Passage um 35,5 bis 33,5 Ma zu einer Erhöhung des Durchflusses durch
die Drakestraße. Diese Prozesse resultierten schließlich in der Bildung des antarktischen
Eisschildes (Scher & Martin 2006, DeConto 2009).
Abb. 4: Meerengen, die während des Neogen geöffnet oder geschlossen wurden
(Hay 1996, S. 412)
Eine weitere Veränderung ergab sich durch die Schließung der Zentralamerikanischen
Passagen (vgl. Abb. 4). Die Schließung des Isthmus von Panama vor etwa 3,7 Ma hatte
eine Verstärkung des Golfstroms und somit einen zunehmenden Wärme- und
9Feuchtigkeitstransport von den Subtropen in den Nordatlantik zur Folge. Dadurch kam es
zu einer Erwärmung über Nordwesteuropa und Grönland. Außerdem kehrte sich zu dieser
Zeit die Strömungsrichtung in der Beringstraße um, sodass salzreiches Wasser aus dem
arktischen Ozean abfloss. Die damit verbundene Abnahme des Salzgehalts könnte die
Bildung von Meereis begünstigt haben. (Fluteau 2003, DeConto 2009).
Ein weiteres nennenswertes Beispiel aus der Erdgeschichte ist die Straße von Gibraltar
(vgl. Abb. 4). Die Straße von Gibraltar ist die einzige Verbindung des Mittelmeers zum
Atlantik. Im späten Miozän, zwischen fünf und sieben Ma vor heute hat sie sich
mehrmals durch tektonische Prozesse geschlossen, sodass das Mittelmeer keinen
ozeanischen Zufluss mehr hatte. Da es in Breiten liegt, in denen die Verdunstung sehr
hoch ist, konnte es vollständig austrocknen. Dieses Ereignis wird auch als Messinianische
Salinitätskrise bezeichnet. Dabei lagerten sich mächtige Evaporite ab. Dadurch wurde das
Mittelmeer zu einer wüstenartigen Fläche mit stark gestiegener Albedo. Dies könnte
zusammen mit der Zunahme der Landmasse in den Subtropen zu einer globalen
Abkühlung beigetragen und vielleicht sogar die Glaziale im Pliozän und Pleistozän
ausgelöst haben (Hay 1996, Barron et al. 1980).
2.4 Meeresspiegelschwankungen
Die Plattentektonik hat auch einen starken Einfluss auf den Meeresspiegel und damit auf
die Überflutung oder Freilegung von niedrig gelegenen Flächen. Meeresspiegel-
schwankungen können verschiedene Ursachen haben. Man unterscheidet im Allgemeinen
zwischen eustatischen und isostatischen Meeresspiegelschwankungen. Isostatische
Schwankungen werden durch vertikale Bewegungen der Erdkruste, also durch Hebung
oder Senkung verursacht. Diese können wiederum durch Belastung oder Entlastung der
Erdkruste mit Sedimenten oder Eis, Dichteänderungen oder Verdickung der Kruste
ausgelöst werden. Letzteres kann zum Beispiel durch Gebirgsbildung passieren. In
Phasen, in denen verstärkt orogenetische Prozesse ablaufen, wird die Erdkruste verdickt,
was eine relative Absenkung des Meeresspiegels zur Folge hat. Eustatische
Meeresspiegelschwankungen entstehen durch Änderungen des Wasservolumens in den
Ozeanen sowie durch Änderungen des Volumens und der Geometrie der Ozeanbecken.
Beispielsweise kann das Volumen von Ozeanbecken durch seafloor spreading verkleinert
werden. Wird an mittelozeanischen Rücken Krustenmaterial gebildet, hat dieses aufgrund
seiner hohen Temperatur zunächst ein relativ großes Volumen und wölbt sich auf. Mit der
Zeit kommt es zur Abkühlung und Absenkung dieser Bereiche. Somit kann man sagen,
dass das Volumen von mittelozeanischen Rücken von ihrem Alter abhängt. In der oberen
Kreidezeit, zwischen 110 und 85 Ma vor heute, fand im Südatlantik und –pazifik eine
solche Phase mit verstärktem seafloor spreading statt. Es kam zu einer
10Meerestransgression, sodass der Meeresspiegel etwa 200 Meter höher als heute lag und
nur 25 % der Erdoberfläche Land waren. Heute liegen im Gegensatz dazu 30 % der
Erdoberfläche über dem Meeresspiegel. Die Folge war ein mildes, ozeanisches Klima mit
geringen saisonalen Schwankungen, relativ warmen Wintertemperaturen bis in hohe
Breiten und nahezu eisfreien Polen. Dieser Effekt wurde zusätzlich durch die Ausbreitung
von Binnenmeeren verstärkt, da diese zum Wärmeaustausch zwischen niedrigen und
hohen Breiten beitragen. Danach führte eine Meeresregression zur Verbreitung
kontinentaleren Klimas, einem Abkühlungstrend in den hohen Breiten, der sich bis ins
Tertiär fortsetzte sowie einer Verstärkung klimatischer Gegensätze zwischen
unterschiedlichen Breiten. Des Weiteren wirkt sich eine Änderung der Land-Meer-
Verteilung durch Meeresspiegelschwankungen auf die Erdalbedo aus. Nimmt die Meeres-
fläche durch Transgression zu, sinkt die Albedo, findet Regression statt, steigt sie.
Schließlich ist auch die Verwitterung auf den Landflächen von der Land-Meer-Verteilung
abhängig. Bei niedrigem Meeresspiegel ist mehr Fläche vorhanden, auf der chemische
Verwitterung stattfinden kann. Dadurch wird mehr atmosphärisches CO2 verbraucht, was
zu einer Abkühlung beitragen kann (Hays & Pitman 1973, Fluteau 2003, DeConto 2009,
Cockell 2008).
3 Einfluss der Gebirgsbildung
Gebirgsbildung und die Entstehung von Hochplateaus haben ebenfalls einen Einfluss auf
das regionale sowie globale Klima. Dieser hängt stark von der Größe, Höhe und
geographischen Lage der Gebirge und Hochplateaus ab. Dabei wirkt eine Vielzahl von
Mechanismen. Man unterscheidet direkte physikalische Einflüsse und indirekte
chemische Einflüsse. Die direkten Einflüsse bewirken Änderungen der atmosphärischen
Zirkulation. Dazu gehören die Abkühlung hoch gelegener Gegenden, die Verstärkung der
Wellenbewegung der außertropischen planetarischen Zirkulation, der Regenschatten-
Effekt und die Entwicklung oder Verstärkung von Monsunzirkulationen. Ein indirekter
Einfluss ist die Verstärkung der chemischen Verwitterung, was Änderungen des
atmosphärischen CO2-Gehalts und somit der Temperatur zur Folge hat. Insgesamt trägt
Gebirgsbildung zu einer regionalen Differenzierung der klimatischen Verhältnisse bei
(Ruddiman et al. 1997, Ruddiman & Kutzbach 1991).
3.1 Temperaturverteilung
Der offensichtlichste Effekt der Bildung von Gebirgen und Hochplateaus ist eine
Abkühlung dieser hoch gelegenen Regionen. In der Troposphäre nimmt die Temperatur
durchschnittlich um 6,5 °C pro 1000 Meter Höhenzunahme ab. Der tatsächliche
11Temperaturgradient hängt jedoch von den Eigenschaften der Luft ab. Bei komplett
trockener Luft würde er zum Beispiel 10 °C pro 1000 Meter betragen. Diese Abkühlung
mit der Höhe beeinflusst auch die Vegetation der gehobenen Regionen und verändert
damit die Albedo. Eine Fläche, die mit immergrünen Pflanzen bewachsen ist, hat eine
niedrigere Albedo als eine Fläche mit lückenhaftem oder sogar fehlendem Bewuchs.
Auch Schnee, der sich in den kühleren Temperaturen im Gebirge leichter akkumulieren
kann, trägt zu einer höheren Albedo bei. Somit kann die Abkühlung hoch gelegener
Flächen zusätzlich verstärkt werden (Hay 1996, DeConto 2009).
Ein anderer Effekt, der bei Gebirgen und Hochplateaus auftritt und deren Temperatur
beeinflusst, ist der Massenerhebungseffekt. Da hoch gelegene Flächen, insbesondere
Plateaus, mehr Wärme absorbieren, ist es darüber wärmer, als in der freien Atmosphäre
auf gleicher Höhe. Dieser Effekt nimmt im Zentrum von Gebirgen zu. Somit sind die
Isothermen über Gebirgen und Hochplateaus sozusagen aufgewölbt (Lauer & Bendix
2006).
3.2 Niederschlagsverteilung
Da eine Gebirgskette eine Barriere für die atmosphärische Zirkulation darstellt,
beeinflusst sie die Niederschlagsverhältnisse. Meist wirkt sie sich jedoch nur regional aus.
Dies ist insbesondere der Fall, wenn die Streichrichtung des Gebirges senkrecht zur
Luftströmung verläuft. Das orographische Hindernis erzwingt eine aufsteigende Luft-
bewegung, vor allem wenn es zu groß ist, um vom Wind umströmt zu werden. Die Luft
steigt dabei zunächst trockenadiabatisch und ab dem Kondensationspunkt feucht-
adiabatisch auf. Somit kommt es auf der Luvseite zur Wolkenbildung und zu
orographischen Niederschlägen (vgl. Abb. 5). Danach steigt die Luft, die jetzt eine viel
geringere relative Feuchte aufweist, auf der Leeseite trockenadiabatisch ab. Dabei
entsteht ein warmer und arider Regenschattenbereich, der von Fallwinden geprägt ist und
sich über mehrere Hundert Kilometer erstrecken kann. Die Luft hat dort zusätzlich einen
austrocknenden Effekt, da sie mehr Wasserdampf aufnehmen kann als vor dem
Hindernis. Somit siedeln sich dort vermehrt Xerophyten an, also Pflanzen, die an
trockene Bedingungen angepasst sind und spezielle Mechanismen entwickelt haben, um
sich vor Verdunstung zu schützen. Der Regenschatten-Effekt ist dort besonders stark, wo
die Luft nach dem Gebirge wieder auf das gleiche Höhenniveau absinken kann, auf dem
sie sich vor dem Aufstieg befunden hat. Dies ist zum Beispiel an Grabenbrüchen der Fall.
Diese sind mit der Absenkung eines zentralen Tals und einer Hebung der Ränder
verbunden. Nachdem die Luft in das Tal eingeströmt ist, ist sie wie oben beschrieben
trockener und wärmer und löst daher eine höhere Evapotranspiration aus. Deshalb sind
tektonische Gräben auch in Breiten, in denen sonst eher humide Bedingungen herrschen,
12oft trockene Gebiete. Aus Grabenbrüchen mit zwei etwa gleich hohen Rändern, die einen
Zugang zum Meer haben, kann Wasserdampf heraustransportiert werden. Auf ihrem Weg
durch das Tal nimmt die Luft Feuchtigkeit auf und überströmt dann ein zweites
orographisches Hindernis, nämlich den zweiten Rand des Grabens. Dabei startet sie
jedoch mit einer höheren Temperatur als beim ersten Aufstieg und kann somit mehr
Feuchtigkeit aus dem Tal heraustransportieren als sie am Anfang enthalten hat. Der
Export von Wasser aus Grabenbrüchen steht eventuell mit der Verbreitung von
phanerozoischen Evaporiten außerhalb der ariden Subtropen in Zusammenhang. (Hay
1996, DeConto 2009, Ruddiman et al. 1997).
Abb. 5: Schematische Darstellung des Regenschatten-Effekts (Hay 1996, S. 419)
Ein gutes Beispiel für den Regenschatten-Effekt sind die heutigen Anden, da sie sich
meridional über mehrere Klimazonen erstrecken. In den Tropen herrschen in Südamerika
Südostpassate vor, sodass vermehrte Niederschläge auf der Ostseite der Anden zu finden
sind. Unter anderem ist damit die Ausbildung des tropischen Regenwaldes im
Amazonasgebiet verbunden. Auf der Westseite der Gebirgskette ist das Klima dagegen
von Trockenheit gekennzeichnet. Genau andersherum verhält es sich in den Mittelbreiten.
Dort herrschen Westwinde vor, sodass dort auf der Westseite der Anden mehr
Niederschlag fällt. Auf der Ostseite hingegen erstreckt sich das von Trockenheit geprägte
Patagonien (DeConto 2009, Ruddiman et al. 1997).
Ähnliche Ergebnisse zeigen auch Klimasimulationen für einen meridionalen Kontinent
mit einem 3000 Meter hohen Gebirge und einer Eisbedeckung auf der Südhemisphäre
von 70° S bis zum Pol. Die Gebirgskette verlief meridional jeweils einmal an der
Westseite und einmal an der Ostseite des Kontinents. Da von mittleren jährlichen
Bedingungen ausgegangen wurde, wurde der Jahresverlauf nicht berücksichtigt. Bei dem
Kontinent mit Gebirgen an der Ostseite verursachen die Passatwinde am Osthang in den
Tropen ergiebige Niederschläge, weil sie vorher bei ihrem Weg über den Ozean viel
13Feuchtigkeit aufnehmen konnten. Da sich im Kontinentinneren keine weitere
Feuchtigkeitsquelle befindet, herrschen dort extrem trockene Bedingungen. Aufgrund des
Tiefdrucksystems, das sich über dem Zentrum der Landmasse entwickelt, entsteht eine
landeinwärts gerichtete Luftströmung an der Westseite des Kontinents. Diese bringt
Feuchtigkeit mit sich und sorgt dort für moderate Niederschläge. Außerdem
transportieren die Westwinde der Mittelbreiten etwas Feuchtigkeit ins Kontinentinnere.
Bei der Simulation mit Gebirgen am Westrand des Kontinents sorgen die Passate
ebenfalls für hohe Niederschläge in niedrigen Breiten an der Ostseite der Gebirgskette. In
den Mittelbreiten bewirken die Westwinde hohe Niederschläge an der Westseite und
einen ausgeprägten Regenschatten im Lee (Hay 1996).
Ein Beispiel für die Auswirkungen von Gebirgen am Äquator zeigt sich bei der
Betrachtung der variskischen Gebirge. Diese wurden bei der Konvergenz von Gondwana
und Laurasia gebildet und hatten aufgrund ihrer Lage einen klimatischen Einfluss auf
beide Hemisphären. Sie erstreckten sich am Äquator mit einer Länge von etwa 6000
Kilometern und waren die höchste Gebirgskette im späten Paläozoikum (Fluteau 2003).
Abb. 6: Mittlerer Niederschlag und Relief der Appalachen (Fluteau 2003, S. 167)
Bei den Variskiden werden ein östlicher Teil (Herzynisches Gebirge) und ein westlicher
Teil (Appalachen) unterschieden. Die damalige Höhe der Appalachen wird auf 2500 bis
146000 Meter geschätzt. Die tatsächliche Höhe hat jedoch einen erheblichen Einfluss auf
die atmosphärische Zirkulation Pangäas, weshalb unterschiedliche Höhen mit
verschiedenen klimatischen Auswirkungen verbunden sind. Dies zeigen die Ergebnisse
zweier Simulationen mit einem Atmospheric General Circulation Model zwischen 70° W
und 80° W. Bei der ersten wurde eine Höhe von 2500 Metern angenommen (vgl. Abb. 6).
Hierbei sind die saisonale Wanderung der innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) und
eine entsprechende Verteilung des Niederschlags zu erkennen. Bei der zweiten
Simulation wurde von einer Höhe von 4500 Metern ausgegangen. Der Niederschlag ist
dabei insgesamt höher, da die Aufstiegsbewegung der Luftmassen an den Appalachen
verstärkt wird. Außerdem bleibt die ITCZ das ganz Jahr trotz der Wanderung der Sonne
nahezu stationär am Äquator, sodass die angrenzenden Regionen trockener und wärmer
werden (Fluteau 2003).
Ein weiterer Mechanismus, durch den sich Gebirge und Hochplateaus auf die Nieder-
schlagsverhältnisse auswirken, führt zur Entstehung und Verstärkung von Monsun-
zirkulationen, also atmosphärische oder ozeanische Strömungen, deren Richtung sich im
Jahresverlauf um mindestens 120° dreht. Dieser Effekt findet dabei vor allem über großen
Landmassen in den Mittelbreiten statt. Im Sommerhalbjahr erwärmt sich die Luft über
der Landoberfläche und steigt auf. So entsteht ein thermisches Tiefdruckgebiet, in das
Luftmassen hineinströmen. Im Winter wird die Luft stark gekühlt, sinkt ab und es bildet
sich ein thermisches Hochdrucksystem, aus dem Luft herausströmt. Über gehobenen
Flächen ist dieser saisonale Gegensatz viel stärker ausgeprägt, was zu einer Verstärkung
der Zirkulation führt. Eine besonders starke Monsunzirkulation ist der südasiatische
Monsun. Über dem über 5000 Meter hohen Hochland von Tibet können sich extrem
starke thermische Druckgebiete bilden. Im Sommer erwärmt die Sonne das hoch gelegene
Gelände, welches dann wiederum die darüber liegenden dünnen Luftschichten schnell
aufheizen kann. Das resultierende Tiefdruckgebiet ist stark genug, dass es den
Südostpassat von der Südhemisphäre über den Äquator hinweg anzieht. Dieser wird dann
von der Corioliskraft nach rechts abgelenkt. Zu dieser Ablenkung trägt zusätzlich das
ostafrikanische Hochland bei, sodass ein Südwestwind entsteht, der sogenannte Somali-
oder Findlater-Jet. Diese Luftmassen können auf ihrem langen Weg über die warmen
Gewässer des tropischen und subtropischen Indischen Ozeans viel Feuchtigkeit
aufnehmen. Wenn sie auf Indien und den Himalaya treffen, kommt es dort zu extrem
hohen Niederschlägen (Ruddiman et al. 1997, Hay 1996).
Monsunströmungen kommen aber auch in anderen Regionen der Erde vor. Zum Beispiel
führen gleichartige Mechanismen über dem im Durchschnitt 3600 Meter hohen Altiplano
in Bolivien zur Ausbildung einer Monsunzirkulation. Diese ist mit heftigen Regenfällen
am Nordostrand der Hochebene verbunden. Auch auf anderen Kontinenten gibt es einen
15solchen Sommermonsun. Jedoch ist keiner davon mit dem südasiatischen vergleichbar.
Das liegt zum einen daran, dass keine andere Landfläche so groß ist wie Asien. Daher
können keine so starken Druckgegensätze entstehen. Zum anderen fehlen meist, wie
beispielsweise in Nordafrika, entsprechend hohe Gebirge, an denen sich der Niederschlag
konzentrieren kann. Außerdem ist gerade der lange Weg der Luft über einen warmen
Ozean für die Ausprägung solcher Niederschläge von Bedeutung, eine Bedingung, die
ebenfalls nur beim südasiatischen Monsun erfüllt ist (Ruddiman et al. 1997).
Die Entstehung von thermischen Druckgebieten über Hochplateaus hat nicht nur
regionale Auswirkungen. Auch in entfernten Gebieten können Effekte auftreten. So
bewirkt das Aufsteigen von Luftmassen über einem Plateau eine Kompensations-
strömung, die sich in absinkenden Strömungen über den umliegenden Regionen äußert.
Im Fall des Hochlands von Tibet finden diese Absinkbewegungen auch über Zentralasien
und dem Mittelmeerraum statt. Da die Luft aus hochgelegenen Gebieten stammt, die von
Feuchtigkeitsquellen wie den Ozeanen weit entfernt liegen, ist sie relativ trocken. Die
relative Feuchte der Luft wird zudem beim Abstieg verringert, da die Luftmassen dabei in
Schichten mit höherem Luftdruck gelangen und sich dadurch erwärmen. Im Winter
hingegen wird das Absinken der Luft über dem Hochplateau durch das Aufsteigen von
Luft in den Tiefdrucksystemen über den subpolaren Ozeanen ausgeglichen (Ruddiman &
Kutzbach 1991).
3.3 Rossby-Wellen
Eine weitere Möglichkeit, wie Gebirge und Hochplateaus das Klima beeinflussen, ist die
Verstärkung von Rossby-Wellen. Dies hat nicht nur regionale Auswirkungen, sondern
verändert die atmosphärische Zirkulation einer ganzen Hemisphäre. Rossby-Wellen sind
stehende Wellen in der planetarischen Zirkulation der Außertropen, die über längere Zeit
nahezu ortsfest sind. In der höheren Troposphäre (300 hPa-Niveau) ermöglichen sie den
Energieaustausch zwischen hohen und niedrigen Breiten, indem polare kalte Luftmassen
an Tiefdrucktrögen in Richtung Äquator transportiert werden und an Höhenrücken
subtropische warme Luft polwärts verlagert wird. Für die Entstehung dieser stehenden
Wellen ist nun die Lage von Gebirgen von Bedeutung. Auf der Nordhalbkugel stellen
Gebirgsregionen wie die Rocky Mountains und der Himalaya beziehungsweise das
Hochland von Tibet Barrieren für die atmosphärische Zirkulation dar. Dadurch wird die
Strömung aus ihrer zonalen Richtung nach Norden ausgelenkt. Die Entstehung einer
Wellenströmung ist dann durch den Erhalt absoluter Vorticity, also der Wirbelbewegung,
zu erklären. Diese setzt sich aus der planetaren und der relativen Vorticity (ζ) zusammen.
Bei der Auslenkung in höhere Breiten erhält ein Luftpaket negative relative Vorticity und
somit einen antizyklonalen Drehimpuls (vgl. Abb. 7). Dadurch ändert es seine Richtung
16und strömt wieder in Richtung Äquator. Dabei wird es aufgrund der Massenträgheit über
die geographische Breitenlage, aus der es ursprünglich stammt, hinaustransportiert.
Hierbei erhält es positive relative Vorticity und damit verbunden einen zyklonalen
Drehimpuls. Dieser bewirkt wiederum eine Umlenkung in Richtung Pol. Somit
mäandriert das Luftpaket um eine bestimmte Breitenlage. Da an den Rücken der Wellen
konvergente Luftbewegungen stattfinden, entstehen dort Hochdruckgebiete. An den
Trögen bilden sich umgekehrt Divergenzen und assoziierte Tiefdruckgebiete (Lauer &
Bendix 2006, DeConto 2009, Hay 1996, Ruddiman et al. 1997).
Abb. 7: Entstehung von Rossby-Wellen (Lauer & Bendix 2006, S. 178)
Auf der Nordhemisphäre bilden sich auf diese Weise zwischen drei und sechs solcher
Rossby-Wellen, die jeweils eine Wellenlänge von circa 6000 Kilometern aufweisen. An
den Rocky Mountains und am Hochland von Tibet befinden sich dabei stationäre
Höhenrücken, da diese Gebirge für die initiale Auslenkung der Luftmassen sorgen. Der
Hauptimpuls geht von den südasiatischen Gebirgen aus, während die nord-
amerikanischen, die davon etwa eine Wellenlänge in Windrichtung entfernt liegen, eher
der Stabilisierung und Verstärkung der Wellenströmung dienen. Im Lee der Gebirge
bilden sich folglich jeweils Tiefdrucktröge, die bei etwa 70° W und 150° E quasi stationär
sind. Eine schwächere Welle bildet sich meist über Europa. Die Position der Wellen
beeinflusst das regionale Wettergeschehen. So ist die häufige Trockenheit im Zentrum
der USA und das vermehrte Auftreten von Stürmen an der Ostküste Nordamerikas zum
Teil darauf zurück zuführen. Auch die milden Wintertemperaturen in Westeuropa stehen
damit in Zusammenhang. Sie werden durch die vorherrschende Südwestströmung über
den relativ warmen Nordatlantik verursacht. Insgesamt sind die stehenden Wellen im
Winterhalbjahr aufgrund der höheren Energiedifferenz zwischen Äquator und Pol stärker
ausgeprägt (Lauer & Bendix 2006, DeConto 2009, Hay 1996).
17Auf der Südhalbkugel ist die Wellenströmung hingegen viel schwächer ausgebildet und
es herrscht eine eher zonale Zirkulation vor. Das liegt an der geringeren Landmasse und
weitestgehend auch am Fehlen höherer Gebirge, die Rossby-Wellen initiieren könnten.
Lediglich die südlichen Anden und die Neuseeländischen Alpen, die jedoch relativ
niedrig sind, bewirken eine leichte Auslenkung der Luftmassen. Somit bilden sich über
dem südlichen Afrika, der südlichen Ostküste Südamerikas und dem Südpazifik
Tiefdrucktröge aus (Lauer & Bendix 2006, Hay 1996).
3.4 Chemische Verwitterung
Gebirgsbildung hat auch einen indirekten Einfluss auf das Klima. Dieser erfolgt über den
Kohlenstoffkreislauf. Wenn sich CO2 in Wasser löst, entsteht Kohlensäure, die bei der
chemischen Verwitterung silikatische Minerale löst. Die dabei entstehenden Hydrogen-
karbonat-Ionen werden über Flüsse bis in die Ozeane transportiert, wo sie von
Lebewesen, wie beispielsweise Korallen, aufgenommen werden. Schließlich werden sie
in Sedimenten gebunden, die somit eine wichtige CO2-Senke bilden. Aktive
Gebirgsbildung erhöht nun die Rate, mit der CO2 durch chemische Verwitterung aus der
Atmosphäre entfernt wird. Dies hat verschiedene Gründe. Zum einen werden durch die
Faltungsprozesse, die bei der Gebirgsbildung stattfinden, und durch physikalische
Verwitterung immer wieder frische unverwitterte Gesteine freigelegt. Dies ist ein
besonders wichtiger Faktor, da die Raten der chemischen Verwitterung von Gesteinen
kurz nach ihrer Freilegung am höchsten sind und danach exponentiell abnehmen. Zum
anderen fallen an Gebirgen auf der Luv-Seite meist heftige Niederschläge, die durch
orographische Hebung von Luftmassen oder Monsunzirkulationen zustande kommen.
Wasser ist bei der chemischen Verwitterung ebenfalls von großer Bedeutung, vor allem
für die Lösung von CO2 und die Reaktion mit dem Gestein. Durch den hohen
Niederschlag kommt es außerdem zu einer Verstärkung des Oberflächenabflusses. Dieser
wird zudem an steilen Hängen beschleunigt, sodass verwittertes Material schneller
abtransportiert werden kann. Diese Prozesse bewirken eine Senkung der atmosphärischen
CO2-Konzentration und können somit zu einer globalen Abkühlung beitragen, da sie den
natürlichen Treibhauseffekt verringern (Ruddiman & Kutzbach 1991, Ruddiman et al.
1997, Fluteau 2003).
Die Entstehung des Himalayas, des Hochlands von Tibet, der Anden und des Altiplanos
während der letzten 40 Ma hat die chemische Verwitterung in diesen Regionen auf jeden
Fall erheblich verstärkt. Das zeigt sich auch darin, dass die Flüsse, die diese Gebiete
entwässern, nämlich der Gelbe Fluss in China, der Ganges sowie der Brahmaputra in
Indien und der Amazonas in Brasilien, weltweit die höchsten Mengen gelöster
chemischer Stoffe in die Ozeane transportieren. Der Amazonas ist für 70 - 80 % der
18gelösten chemischen Fracht, die in den Atlantik eingetragen wird, verantwortlich
(Ruddiman & Kutzbach 1991, Ruddiman et al. 1997).
4 Beispiele aus der Erdgeschichte
4.1 Klimaänderungen im Känozoikum
Während des Känozoikums hat sich das Klima auf der Erde insgesamt stark abgekühlt.
Dieser Wandel von weit verbreiteten tropischen Klimaverhältnissen zu kühleren
Temperaturen und zunehmender Saisonalität hat sich vor allem während der letzten 40
18 16
Ma vollzogen. Er äußert sich im Verhältnis der Sauerstoffisotope O und O in
Calcitablagerungen, da es auf Änderungen des Eisvolumens sowie der Temperatur der
Ozeane reagiert. Außerdem lässt sich mit Hilfe von Pollenanalysen rekonstruieren, dass
sich die Vegetation der hohen Breiten entsprechend verändert hat. So kamen
beispielsweise noch im Paleozän subtropische Pflanzen in Alaska vor. Bis zum Pliozän
hat sich dort die heutige Vegetation angesiedelt (Raymo & Ruddiman 1992, Ruddiman &
Kutzbach 1991).
Als Ursache dieser Abkühlung sind verschiedene Ansätze denkbar. Die Lage von
Kontinenten an einem Pol wird immer wieder als möglicher Auslöser für Kaltzeiten
genannt. Allerdings haben sich in dieser Hinsicht während der letzten 100 Ma nur sehr
geringe Veränderungen ergeben. Ein weiterer Ansatz ist die tektonische Formung der
Ozeanbecken und Meerengen. In diesem Fall könnte die thermische Isolation der
Antarktis durch die Öffnung der Drakestraße zur raschen Abkühlung dieses Kontinents
geführt haben. Unklar ist auch der Einfluss der Schließung des Isthmus von Panama auf
die Abkühlung und Vereisung auf der Nordhalbkugel. Raymo und Ruddiman (1992)
gehen davon aus, dass die Klimaänderungen des Känozoikums vor allem auf die
Entstehung des Hochlands von Tibet zurückzuführen sind. Die Tibetische Hochebene
entstand durch die Kollision der Indo-Australischen Platte mit der Asiatischen Platte im
mittleren Eozän vor 44 bis 52 Ma. Der Prozess der Gebirgsbildung dauert in diesem
Gebiet bis heute an. Genaue Informationen über die Entstehungsgeschichte gibt es jedoch
nicht. Die Tibetische Hochebene ist mit einer Fläche von über 2 Millionen km², was etwa
der Hälfte der Fläche der USA entspricht, und einer durchschnittlichen Höhe von fast
5000 Metern das größte topographische Element, das es heute auf der Erde gibt. Daher ist
es möglich, dass es nicht nur Auswirkungen auf das regionale Klima, zum Beispiel durch
die Verstärkung der südasiatischen Monsunzirkulation, hat. Trotzdem kann die
Gebirgsbildung die globale Abkühlung im Känozoikum nicht allein ausgelöst haben.
Vielmehr werden Veränderungen des atmosphärischen CO2-Gehalts als eine
Hauptursache betrachtet. Mit numerischen Modellen hat man herausgefunden, dass die
19CO2-Konzentration in der Kreidezeit höher war. Nach Raymo und Ruddiman (1992) ist
sie durch die erhöhte chemische Verwitterung in Folge der Entstehung des Tibetischen
Hochlands gesunken. Außerdem gab es während der letzten 700 Ma nur zwei weitere
Perioden mit Gebirgen und Hochplateaus vom Ausmaß des Himalayas und des
Hochlands von Tibet, nämlich im späten Präkambrium und Paläozoikum. Beide Phasen
waren ebenfalls von ausgedehnter Vergletscherung geprägt. Ein anderer Ansatz besagt,
dass die mechanischen Erosionsraten durch die Abkühlung erhöht wurden, was durch die
Entlastung zu isostatischen Hebungen von Gebirgen und dadurch schließlich weltweit zur
Ausbreitung von Gebirgsgletschern führte. Diese trugen wiederum zu verstärkter Erosion
bei. Dieser Mechanismus würde durch positive Rückkopplung eine weitere Abkühlung
verursachen (Raymo & Ruddiman 1992, Ruddiman & Kutzbach 1991).
Die Klimaänderungen während der letzten 30 Ma in Eurasien haben Ramstein et al.
(1997) genauer untersucht. Dazu wurden drei verschiedene Simulationen mit einem
Atmospheric General Circulation Model durchgeführt, eine für das Klima des frühen
Oligozän (vor 30 Ma), eine für das mittlere bis späte Miozän (vor 10 Ma) und eine für die
gegenwärtige Situation. Zusätzlich wurden Sensitivitätsanalysen durchgeführt. Die
Ergebnisse wurden für einen nördlichen und einen südlichen Teil getrennt betrachtet. Im
nördlichen Teil hatte im Oligozän die Paratethys einen großen Einfluss auf das Klima.
Die Paratethys war ein großflächiges Binnenmeer (vgl. Abb. 8a), das sich noch vor 30 Ma
über weite Bereiche Zentraleurasiens erstreckte und für ein maritimes Klima sorgte. Die
maximale jährliche Temperaturamplitude war mit 17 °C um einiges geringer als heute.
Auch die Wintertemperaturen waren mit 5 °C bis 10 °C in Zentralasien und -10 °C bis
0 °C in Sibirien relativ gemäßigt. Über dem Binnenmeer bildete sich außerdem durch
zyklonale Aktivität eine stehende Welle in der atmosphärischen Zirkulation aus. Da die
Paratethys auch als wichtige Quelle für Wasserdampf diente, waren somit über Eurasien
hohe Niederschlagssummen von bis zu 1500 mm/a zu verzeichnen, während es in China
wesentlich trockener war. Die südasiatischen Gebirge waren noch relativ niedrig, sodass
dort tropische Klimaverhältnisse herrschten. Der Rückgang der Paratethys bis zum
Miozän (vgl. Abb. 8b) führte zu kontinentaleren Bedingungen in Eurasien. Die
Wintertemperaturen wurden um bis zu 10 °C niedriger, die Sommertemperaturen um
etwa 4 °C höher. Zudem initiierte das zunehmend höher werdende Tibetische Hochland
eine neue stehende Welle, was zu trockeneren Verhältnissen in Zentralasien führte. Die
Hochebene selbst kühlte deutlich ab. Im südlichen Teil ergibt sich im Oligozän ein
abgeschwächter südasiatischer Monsun, der auf die mäßigende Wirkung der Paratethys
auf das asiatische thermische Tiefdruckgebiet zurück zuführen ist. Dieses ist im Miozän
folglich stärker ausgeprägt, sodass sich die Monsunzirkulation verstärkt und zu
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