Quelle: Stadelbauer, Jörg (1996); mit freundlicher Genehmigung von Autor und Verlag
Inhalt
Während des Hochsommers erreicht die Einstrahlung ähnlich hohe Beträge wie zur gleichen Zeit in den tropisch/subtropischen Trockengebieten, da die größere Tageslänge den geringeren Einstrahlungswinkel kompensiert. Dementsprechend sind die Sommer überwiegend heiß: Die mittleren Monatstemperaturen übersteigen dann (allerdings in höchstens drei Monaten) 20 °C und erreichen gebietsweise 30 °C, wobei jeweils sehr viel höhere Tagesmaxima auftreten.
Der
Strahlungs- und Wärmehaushalt
Die meisten Trockengebiete haben eine geringe Wolkenbedeckung und geringe Wasserdampfgehalte der Luft. Die Globalstrahlung ist daher höher als sonst in gleicher Breite, doch sind unter diesen Bedingungen auch die Ausstrahlungsverluste besonders groß, da die Wärmeabstrahlung von der Landoberfläche weitgehend ungehindert direkt in den Weltraum entweichen kann. Das wichtigste Treibhausgas der Atmosphäre, Wasserdampf, ist hier schließlich Mangelware.
Von der einfallenden Strahlung wird ein vergleichsweise großer Teil unmittelbar reflektiert: Trockengebiete haben durchweg höhere Albedos als humide Gebiete, wenn auch im Einzelnen, je nach Bodenfarbe, -textur und -feuchte sowie nach Vegetationsbedeckung, beträchtliche Unterschiede auftreten können. In den Wüsten liegt die Albedo gewöhnlich zwischen 25% und 30%.
Trotz hoher Albedo kommt es tagsüber zu starker Erhitzung der Landoberfläche (von Boden, Gestein und Pflanzen), da
1. bei dem gegebenen trockenen Substrat die absorbierte Strahlungsenergie nahezu vollständig in fühlbare Wärme umgewandelt wird (kaum latenter Wärmefluss wie sonst bei der Verdunstung aus feuchten Substraten) und
2.
die Wärmeleitfähigkeit und -kapazität des Bodens gering sind.Damit
kommt es tagsüber zu einem extremen Anstieg der Lufttemperaturen und nachts
zu einer – bezogen auf die absorbierte Wärmemenge – hohen terrestrischen Abstrahlung.
Da die atmosphärische Wärmerückstrahlung
gering ist (höchstens spärliche Bewölkung), führt dies nächtlich
zu einer raschen und erheblichen Temperaturerniedrigung. Die tägliche Temperaturamplitude
ist daher hoch.Die nächtliche Abkühlung ist im Hinblick auf die Nettoprimärproduktion
insofern günstig, als sie die Dunkelatmungsverluste – diese wachsen
generell mit steigender Temperatur an – mindert. Dies kann für Bewässerungskulturen
wirtschaftlich bedeutend sein.
Hohe Reflexions- und Ausstrahlungsverluste erklären, dass die Strahlungsbilanz
in ariden Gebieten nur schwach positiv ist, meist weniger als in feuchten Gebieten
der gleichen Breite.
Quelle: Stadelbauer, Jörg (1996); mit freundlicher Genehmigung von Autor
und Verlag
Die mittleren Jahresniederschläge variieren regional zwischen fast 0 und 400 mm. Die meisten Monatsmittel bleiben geringer als die jeweilige potentielle Evapotranspiration. Die Intensität einzelner Niederschlagsereignisse ist häufig hoch, die zeitliche und ebenso räumliche Verteilung der Regenfälle, auch wenn in vielen Gebieten auf bestimmte Jahreszeiten konzentriert, hochgradig unregelmäßig (unzuverlässig): Lange Trockenperioden innerhalb der ‚Regenzeiten’ sind häufig, die prozentualen Abweichungen von den jährlichen Mitteln beträchtlich.Für das Abflussgeschehen sind – global gesehen – nicht so sehr die Regenfälle im Sommerhalbjahr prägend, vielmehr begründet das Frühjahrsschmelzwasser der dünnen Schneedecken Zeitpunkt und Dauer des episodischen Abflusses.Die Effizienz (Nutzen für Pflanzen) der seltenen Regenfälle wird dadurch gemindert, dass die Evaporation große Niederschlagsanteile sofort aufzehrt, da meist hohe Sättigungsdefizite der Luft vorherrschen. Dies gilt auch für das eingesickerte Wasser, soweit dies, im Unterschied zu humiden Klimaten, über Bodenkapillare und gasförmige Wiederaufstiege zur Oberfläche zurückgeführt wird. Außerdem können erhebliche Regenmengen durch Oberflächenabfluss verloren gehen, wenn in einzelnen Niederschlagsereignissen mehr Regen fällt, als zur gleichen Zeit in den Bodeneinsickern kann. Dies ist in Trockengebieten mit spärlicher oder fehlender Vegetationsdecke – trotz der allgemeinen Regenarmut – relativ häufig der Fall. Im Unterboden bleibt daher die Haftwassermenge durchweg unter der Feldkapazität. Oftmals bleiben die Unterböden sogar ganzjährig trocken.
In den Trockenen Mittelbreiten Eurasiens mit ihrer subtropischen Breitenlage erklärt sich die namengebende Trockenheit dadurch, dass feuchte Luftmassen kaum mehr in diese meeresfernen inneren Räume vordringen. Verstärkt wird der Einfluss der Binnenlage durch die Gebirge, welche die Wüstengebiete im Westen, Süden, und Osten umgeben. Durch die südlichen Gebirgszüge ergeben sich zwei Effekte:
1. Monsunale Einflüsse im späten Sommer und Herbst gewinnen keinen größeren Einfluss.
2. Dringt Warmluft aus dem Süden nach Mittelasien vor, so erwärmt sie sich beim Absteigen aus dem Gebirgsland, so dass sie als extrem trockene Strömung im Tiefland ankommt (Föhneffekt) .
Ebenso erreicht die Luft, die aus dem zentralasiatischen Hochland über einige Durchlässe hinabströmt, das Vorland als trockene Strömung. Konsequenz ist ein hochkontinentales und z.T. auch hocharides Klima.Der mittlere Jahresniederschlag nimmt von den Steppen Kasachstans, wo er noch 200 mm beträgt, auf unter 30 mm in den Wüsten des Gebirgsvorlandes (Karakum, Kysylkum Mujunkum, Siebenstromland) ab. In den Ebenen liegen die mittleren jährlichen Niederschläge zwischen 90 und 120 mm, auf den Gebirgsfußflächen zwischen 400 und 500 mm, an den Westhängen des Tienshan können sie 2.000 mm übersteigen. Im Umkreis des Aralsees liegen sie in der Größenordnung von 100 mm. Das Gebiet mit den geringsten Niederschlagsmengen und der größten Dürrewahrscheinlichkeit – in über 50 % aller Jahre ist mit Dürre zu rechnen, was Regenfeldbau ausschließt – reicht von der Nordkaspischen Senke im W über das Tiefland von Turan und die Hungersteppe bis zum Siebenstromland am Balchaschsee im Osten und vom Gebirgsfuß im S bis an den Ural, Mittelkasachstan und den Altai im N. Als Pendant zu den Dürren können Starkniederschläge andererseits einen wesentlichen Teil des Jahresniederschlags ausmachen.Das Niederschlagsregime weist ein deutliches Frühjahrsmaximum auf, das sich vom März und April als den niederschlagsreichsten Monaten im S weiter polwärts in den Mai verschiebt.Aus der subtropischen Breitenlage und dem mit ihr einhergehenden Strahlungsreichtum, der differenzierten Reliefierung, der Kleinkammerung der Gebiete, der hohen Kontinentalität verbunden mit dem geringen Wasserdampfgehalt der Atmosphäre und schließlich den häufigen und stabilen Hochdrucklagen resultiert eine große Bedeutung der Expositionsverhältnisse sowie die Entstehung zahlreicher lokaler Windsysteme (Berg-Talwinde, Hangwinde, Land-Seewinde).
Quelle: Stadelbauer, Jörg (1996); mit freundlicher Genehmigung von Autor
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In den Ebenen von Turkestan herrschen häufig besondere meteorologische Bedingungen, die Suchowei. Es handelt sich um eine Kombination aus Wassermangel im Boden, niedriger Luftfeuchtigkeit, hoher Temperatur der Atmosphäre und heftigen Winden. Die Pflanzen verdunsten das Wasser schneller, als sie es über die Wurzeln aufnehmen können. Die Suchowei können bei Pflanzen in der Wachstumsphase große Schäden hervorrufen, denn sie treten mit aller Heftigkeit auf und können mehrere Tage dauern.Eine der Folgen der verbreiteten Aridität (INTLINK zu Exkurs II am Ende der Datei) ist die weite Verbreitung entsprechender Böden: In Kasachstan lassen sich 60 % der Böden als Wüstenböden einstufen, in Usbekistan 59 % und in Turkmenistan 67 %.
Quelle: Stadelbauer, Jörg (1996);
mit freundlicher Genehmigung von Autor
und Verlag
Die mittleren Julitemperaturen
variieren zwischen 25 °C in den nördlich angrenzenden Steppengebieten
von Kasachstan und 32 °C im Süden von Turkmenistan. Absolute Maxima
überschreiten in der zentralen Kysylkum
50 °C. Entsprechend hoch sind auch die Tagesamplituden.
Im Sommer unterliegen diese Gebiete dem Einfluss des in dieser Jahreszeit polwärts
verlagerten subtropischen Höhenhochs. Daraus ergeben sich in Bodennähe zwischen
Azorenhoch und Russlandtief die Etesien
,die aufgrund der äquatorwärtigen Flächendivergenz (Absinkvorgänge)
und der beteiligten, wüstenhaften Festlandluftmassen warme und trockene
NW-Winde sind.Die hohe Einstrahlung nahe der maximal möglichen Werte führt
im Sommer zusammen mit der trockenen Atmosphäre und der wüstenhaften
Oberfläche zu einer starken Durchmischung der atmosphärischen Grundschicht
Ferner führen Expositions- und Inklinationsunterschiede in den Gebirgen
zu thermo-orographisch verursachten lokalen Windsystemen oder verändern
und verstärken den Charakter der Regionalwinde. Die stabile Schichtung
der oberen Troposphäre lässt
die Ausbildung von Gewittersystemen nicht zu. Falls doch das Kondensationsniveau
erreicht wird und Regenwolken entstehen, verdunsten die Tropfen, bevor sie den
Erdboden erreichen.Die starken Winde können aber viel Staub aufwirbeln,
so dass im Sommerhalbjahr Staubstürme und eine staubig-dunstige Atmosphäre
charakteristisch sind. Eine positive Auswirkung dieser Erscheinungen sind die
fruchtbaren Lößablagerungen
auf den Fußhügeln, deren günstige Bodeneigenschaften seit über
4.000 Jahren in den Flussoasen in Wert gesetzt werden. Im turkmenischen Repetek
(41°N 59°O) ist mit 69 Staubstürmen im Jahresmittel zu rechnen,
in Nukus (42°27’N 59°36’O) südlich des Aralsees werden
34 Tage verzeichnet, in den geschützteren Städten Taschkent (41°19’N
49°17’O, Usbekistan) und Duschanbe (38°34’N 68°46’O,
Tadschikistan) dagegen nur vier bzw. sechs. Als Staubsturm besonders berüchtigt
ist der „Afghanet“ aus SW, der nach Überquerung der Wüste
Karakum Staub in Höhen von 3.000
bis 6.000 m tragen kann. Niederschläge entstehen dabei nicht. Die durch
den Wind angeregte übermäßige Transpiration
kann durch die Pflanzen nicht mehr ausgeglichen werden und führt zu Welkeprozessen
(Suchowei).
Staubstürme über Zentralasien
März 2002
Zentralasien Hitzetiefs, jedoch reicht die ausregenbare Feuchte nicht für Niederschläge aus, und hochreichendes Aufsteigen von Luftmassen wird durch das überlagernde Höhenhoch als Folgeerscheinung der polwärtigen Jetstream-Verlagerung unterbunden. Erst in der Steppe Nordkasachstans vollzieht sich der Übergang zum konvektiven Sommerregime mit Maximum im Juni und Juli.
Im Winter ermöglicht die nach Norden offene Exposition Nordmittelasiens heftige Kaltlufteinbrüche aus Sibirien. Dies wird schon am starken meridionalen Gradienten der Januarmitteltemperatur von 3 °C im Süden und -15 °C im Norden deutlich. Die absoluten Minima fallen im Süden bis auf -30 °C (Duschanbe -28 °C), im Norden auf -40 bis -50 °C (Almaty -48 °C). Eine thermisch ausgleichende Wirkung geht dabei von den flachen und rasch zugefrorenen Seen (Balchaschsee, Aralsee) kaum aus, sehr wohl jedoch vom tieferen Issykul-See in Kirgistan, der nicht gefriert.Durch die Öffnung nach Norden sind die Gebiete im Winter Ausbrüchen sibirischer, wasserdampfarmer Kaltluft ausgesetzt. Zwar liegen die Trockenen Mittelbreiten Eurasiens im Winter im Einflussbereich der Westwindzone. Doch ziehen die Zyklonen in weitgehend okkludierter Form über die kalte Grundschicht hinweg.In den Übergangsjahreszeiten können aber vor allem aus SW wasserdampfreichere Luftmassen eindringen und zu ergiebigeren Niederschlägen als im Hochwinter führen (Herbst- und Frühjahrsmaxima). Die drei dafür verantwortlichen Zyklonenbahnen aus SW gehen auf den osteuropäischen Höhentrog zurück, der sich bis zum Ural erstreckt und auf dessen Vorderseite die Tiefdruckgebiete nach Zentralasien hineingesteuert werden. Das Tiefland von Turan bleibt trockenheitsbedingt ohne geschlossene Schneedecke, allenfalls erreicht sie in der Kasachensteppe 10 cm. In den Gebirgen fällt jedoch ein Großteil des Niederschlags als Schnee. Diese Winterschneedecke kann neben der erwähnten Bodengunst in Teilräumen und der Einstrahlung als wichtigstes Kapital der hiesigen Gebirgsregionen und indirekt ihrer Vorländer angesehen werden. Das nivale Schmelzwasser soll 65 %, das glaziale weitere 25 % des Abflusses der großen, nach NW entwässernden Ströme ausmachen. Wie in anderen Subtropengebieten der Erde bildet dieser Abfluss seit 4.000 Jahren die Basis für die Oasenkulturen der Becken- und Vorländer bis hin zu dem bereits in einem vollariden Klima liegenden Aralsee.
Eisflächen in der
Osthälfte des Aralsees
3.
Dezember 2001
Das
Klima am Oberlauf der Flüsse Amu Darja (Pjandsh) und Syr Darja
Die Temperaturdiagramme von Taschkent und Chorog sind ähnlich. Beide erreichen in den Sommermonaten Juni und Juli in etwa das gleiche Temperaturmaximum. Dies ist bemerkenswert, da Chorog ca. 1.600 m höher liegt als Taschkent. Des weiteren beträgt die Differenz der Monatsmitteltemperaturen der beiden Orte in den Wintermonaten Dezember - Februar nur etwa 3 °C.Trotz der Höhendifferenz zwischen Taschkent und Chorog, differieren die Jahresdurchschnittstemperaturen nur um etwa 1 °C. So liegt die mittlere Jahrestemperatur von Taschkent bei etwa 13 °C, die von Chorog bei ca. 12 °C.Die Niederschlagsdiagramme von Taschkent und Chorog unterscheiden sich erheblich bezüglich der temporären Verteilung der Niederschlags und der Niederschlagsmenge. Das Niederschlagsmaximum von Chorog beträgt ca. 50 mm und wird im Mai erreicht; das Niederschlagsminimum liegt bei ca. 10 mm im August. Von Juni bis Oktober stellt sich ein sommerarides Klima ein, in den anderen Monaten herrscht ein humides Klima. Die Niederschlagsmenge in den humiden Monaten ist näherungsweise konstant bei 20 mm.In Taschkent wird das Niederschlagsmaximum von etwa 80 mm im März erreicht, das Niederschlagsminimum von ca. 3 mm in den Sommermonaten Juni bis September. Taschkent zeigt ein ausgeprägtes sommertrockenes Klima von Mai bis Oktober, in den restlichen Monaten liegt ein humides Klima vor.Der durchschnittliche Jahresniederschlag von Taschkent liegt bei ca. 420 mm, der von Chorog bei 290 mm, d.h. die Niederschlagsmengen unterscheiden sich um etwa 130 mm.Die mittelasiatischen Becken- und Fußhügellandschaften sind im Winterhalbjahr ein ausgesprochenes Föhnland. Die Bedeutung des Föhn wird durch ein Sprichwort aus dem Tian Shan deutlich: „Zwei Tage mit Föhn sind ebenso wertvoll wie zwei Wochen Sonnenschein.“ Das mit den Föhneinbrüchen verbundene intensive Tauwetter sorgt für offene Weiden während des gesamten Winters, und das sogar auf den nördlichen Leehängen der kirgisischen Gebirgsketten bis in 3.000 m Höhe, während auf den südlichen Luvseiten in gleicher Höhe bis zu 2 m Schnee liegen kann. Der Föhn weht aus Ost oder Südost auf der Vorderseite der aus SW heranziehenden Tiefs. Auf der Negativseite können aber hohe Windgeschwindigkeiten von 6 m/s, wüstenhafte Trockenheit von 14 % relativer Feuchte und Temperaturen über 45 °C stehen, die zum Vertrocknen der Vegetation (Suchowei-Phänomen) und zum Abwurf von Früchten führen. Ökonomisch noch bedeutsamer sind wohl die Einbußen in der Baumwollernte von 20 bis 50%.Gemäß der obigen Ausführungen herrscht an beiden Orten ein nach Köppen-Geiger definiertes Csa-Klima .
Das
Klima im Bereich der Bewässerungsgebiete
Das Klima bei den Bewässerungsgebieten am Syr Darja (Ksyl Orda) ist im Sommer, etwa von Juni bis September, etwa gleich arid als das Gebirge, der Rest des Jahres ist humid. Das Niederschlagsmaximum wird im Februar mit etwa 18 mm, das Minimum im August mit ungefähr 3 mm angegeben. Die Temperaturkurve erreicht im Juli mit circa 25 °C ihr Maximum, das Minimum liegt im Januar etwa bei -10 °C. Die Jahresdurchschnittstemperatur bei den Bewässerungsgebieten liegt ungefähr bei 8 °C, die Gesamtniederschlagsmenge beläuft sich auf etwa 100 mm pro Jahr. Nach der Klimaklassifikation von Köppen/Geiger liegt ein BWk- bzw. BSk-Klima vor.
Das
Klima im unmittelbaren Bereich des Aralsees
Ein Vergleich der Klimadiagramme von Cimbai (ca. 50 km O des Amu Darja-Unterlaufs) und von Aralsk am früheren Nordufer des Aralsees zeigt, dass im N nur unwesentlich humidere Bedingungen anzutreffen sind als im S.In Aralsk fallen die wenigen Niederschläge relativ gleichmäßig über das ganze Jahr verteilt, jedoch monatlich nie mehr als maximal 20 mm. Das durchschnittliche Monatsmaximum der Temperatur wird im Juni/Juli mit 24 °C erreicht. Im Januar ist es mit -13 °C im Monatsdurchschnitt am kältesten. Das bedeutet, dass von April bis Oktober die Temperaturkurve die Niederschlagskurve übersteigt, verbunden mit einem entsprechenden Überwiegen der Verdunstung gegenüber dem Niederschlag. Aufgrund dessen wird bzw. wurde der See nicht durch Niederschläge, sondern weitgehend durch die beiden Zuflüsse Amu-Darja, der im Pamir-Gebirge entspringt, sowie Syr Darja, dessen Quelle in den Ausläufern des Tian Shan liegt, gespeist.Die südliche Aralseeregion wird durch die Klimawerte von Cimbai charakterisiert. Tendenziell gleichen sie denen von Aralsk. Höhere Temperaturen und geringere Niederschläge bedeuten hier noch mehr Aridität . Es herrschen also im gesamten Großraum des Aralsees hydrologische Extrembedingungen.Allerdings ist die potentielle Verdunstung in Turan, deutlich niedriger als beispielsweise in der in südlicheren Breiten liegenden Sahara. Die Angaben für die potentielle Verdunstung über dem Aralsee schwanken um 1.000 mm/a mit deutlicher Zunahme in Richtung auf die südlich anschließenden Regionen.Meteorologische Untersuchungen haben gezeigt, dass der Aralsee durch seine Verdunstung eine Art Polster aus feuchter Luft schuf, das – jahreszeitlich verschieden – 9 km Höhe erreichte, und dessen Einfluss bis mehrere hundert Kilometer südöstlich des Sees spürbar war. Die Wasseroberfläche des Aralsees führt(e) durch ihren örtlichen Ausgleichseffekt zu Brisen, die das Klima bis zu einer Entfernung weit über den unmittelbaren Saum des Sees hinaus etwas milder mach(t)en. Es erscheint sehr zweifelhaft, ob dieser Effekt bei der geschrumpften Fläche des Sees künftig noch Bedeutung haben wird. Zumindest hat in Aralsk die mittlere relative Luftfeuchte im Juli im Zeitraum von 1960 bis 1985 von 44 % auf 32 % abgenommen.Örtliche Tiefdruckgebiete führen v.a. von Januar bis April zur Entstehung zahlreicher Wirbelstürme, die im wesentlichen südöstlich bis südlich des Aralsees stattfinden und zum äolischen Teilchentransport beitragen.Das Klima entspricht dem sommerheißen Kontinentalklima der gemäßigten Klimazone der Neef’schen Klassifikation (INTLINK zu Karte Klett). Lauer/Frankenberg rechnen den Aralsee entsprechend ihrer auf Wärme- und Wasserhaushalt basierenden Klimaklassifikation zu den kontinentalen Mittelbreiten (C2, genauer CI2a). In der Klimaklassifikation von Köppen/Geiger entspricht das dem BWk-Klima . Auch die Station von Ksyl-Orda am Mittellauf des Syr Darja gehört zu diesem Typ.
Temperaturentwicklung
im Bereich des Aralsees 1960-1990
Quelle: Ressl
Mit Hilfe von Klimadaten aus über
50 Klimastationen wurde versucht, den Einfluss des Aralsees auf das Mesoklima
der Aralsee-Region und auf das Amu-Darja-Delta aufzuzeigen. Hierfür wurden Langzeitserien
von Klimadaten – z.T. bis 1930 zurückreichend – bezüglich der mittleren Januar-
und Julitemperatur ausgewertet. Die jährlichen
interpolierten Monatsmittelwerte wurden erneut auf 10-Jahres-Intervalle
gemittelt, um den Einfluss einzelner abweichender Mittelwerte auf den Langzeittrend
zu reduzieren.Der Vergleich der interpolierten Isothermen der 10-jährigen
Mittel verdeutlicht anschaulich die Temperaturentwicklung der Januar- bzw. Juli-Monatsmittelwerte
für den Zeitraum von 1960-1990.Die Monatsmittelwerte liegen im Zentrum
des Amu-Darja-Deltas im Winter bei ca. -6 °C (Januar), im Sommer bei 28
°C (Juli), während die Temperaturextrema von -30 °C bis 45 °C
reichen. In der Abbildung lässt sich deutlich die Zonalität der Isothermen
im Winter erkennen. Hier lässt sich eine „Pufferwirkung“ durch
den See in Form eines Wärmespeichers nicht eindeutig ableiten. Dennoch
zeichnet sich eine generelle leichte Erwärmung im Winter ab, was durch
die Verlagerung der -6 °C-Isotherme (zwischen 1970-1990) nach Norden zum
Ausdruck kommt.
Die mittleren Juli-Isothermen weisen im Amu-Darja-Delta in allen Dekaden eine
leichte Einbuchtung nach Süden auf und zeichnen sich, verglichen mit den
Januar-Isothermen, durch eine inhomogene Struktur aus. Auch im Juli ist ein
Erwärmungstrend zwischen 1970 und 1990 erkennbar. Die Temperaturentwicklung
wird vor allem über die Isothermendarstellung deutlich, da ein einfacher
Vergleich einzelner repräsentativer Klimastationen (z.B. über Kurvendiagramme)
den Temperaturtrend in seiner räumlichen Ausprägung nicht eindeutig
aufzeigen kann. Dieser mesoklimatische Temperaturtrend undinsbesondere die Pufferwirkung
des Aralsees im Sommer wird somit vor allem über die 2-dimensionale Darstellung
der Temperaturen offensichtlich.Nach Klimasimulationen von Kitoh (Létolle
& Mainguet, 1996), ist die sommerliche Einbuchtung der Isothermen über
dem Amu-Darja-Delta an den im Sommer vorwiegend aus Westen und Nordwesten kommenden
Winden, die im Lee (Osten) des Aralsees durch die Wasserfläche eine Ablenkung
in südliche Richtungen erfahren. Dies bewirkt einen Vorstoß „kühlerer“
Luft in das Amu-Darja-Delta und in die östlich angrenzenden Regionen. Im
Langzeitvergleich beschreiben die mittleren Juli-Temperaturen dennoch einen
klaren Erwärmungstrend durch die Verlagerung der 29 °C-Isotherme nach
Norden.Im Zeitraum von 1960-1985 stieg die mittlere monatliche Juli-Temperatur
in Mujnak um 2,6 Kelvin von 25,7 auf 28,3 (Matmuratov, 1989). Diese sommerliche
Erwärmung hat zur Folge, dass die
Evaporation über der Seefläche zunimmt, was den Schrumpfungsprozess
des Aralsees zusätzlich verstärkt.
Letolé, René und Mainguet, Monique (1996): Der Aralsee. Berlin u.a.O.
Lexikon der Geographie, Heidelberg 2001/02
Lexikon der Geowissenschaften, Heidelberg 2000/02
Meyers kleines Lexikon „Meteorologie“ Hrsg. Meyers Lexikonredaktion Mannheim
u.a. 1987
Müller, Manfred J. (1980): Handbuch ausgewählter Klimastationen der Erde. Trier
Ressl, Rainer (1999): Fernerkundungs- und GIS-gestützte Optimierung des Bewässerungsfeldbaus
am Amu-Darja-Unterlauf und in seinem Delta (Diss.). Oberpfaffenhofen
Schröder, Peter (2000): Die
Klimate der Welt. StuttgartSchultz, Jürgen (2000): Handbuch der Ökozonen. Stuttgart
Stadelbauer, Jörg (1996): Die Nachfolgestaaten der Sowjetunion - Großraum
zwischen Dauer und Wandel. Darmstadt
Weischet, Wolfgang und Endlicher, Wilfried (2000): Regionale Klimatologie, Teil
2, Die Alte Welt. Stuttgart und Leipzig
http://www.klett-verlag.de
Exkurs
I – Die Köppen-Geigersche Klimaklassifikation:
Köppen hat mit thermischen und hygrischen Schwellenwerten, die anhand der
Verbreitungsgrenzen ausgewählter Pflanzenformationen festgelegt wurden,
fünf Großklimazonen der Erde definiert. Daneben wird auch die jahreszeitliche
Klimaverteilung berücksichtigt. Die Großklimazonen werden mit Großbuchstaben
abgekürzt. A, C, D und E beschreiben dabei verschiedene Feuchtklimazonen.
B steht hingegen für Trockenklimate.
Trockenklimate:
Trockenklimate werden durch drei Kriterien von Feuchtklimaten unterschieden:
1. |
Bei
Sommerregen soll der Gesamtniederschlag (N) des Jahres zweimal so groß
sein, wie die mittlere Jahrestemperatur (T) + 14 [N = 2 (T + 14)]. |
2. |
Bei Niederschlag
zu allen Jahreszeiten soll der Gesamtniederschlag (N) zweimal so groß
sein, wie die mittlere Jahrestemperatur (T) +7 [N = 2 (T + 7)]. |
3. |
Und bei Winterregen,
soll der Gesamtniederschlag (N) zweimal so groß sein wie die mittlere
Temperatur des Jahres (T) [N = 2 T]. |
Der zweite Buchstabe im B-Klimatyp, unterteilt das Trockenklima nochmals in zwei Teile: Wüstenklima (BW), und Steppenklima (BS). Diese zweite Unterteilung unterliegt folgenden zwei Kriterien:
1. |
Bei Wüstenklima bleibt der Niederschlag unter der Hälfte des Grenzwertes für B-Klimate. |
2. |
Bei Steppenklimaten erreicht der Niederschlag mindestens die Hälfte des Grenzwertes für B-Klimate. |
Der dritte, stets klein geschriebene Buchstabe unterteilt diese wiederum in zwei Untertypen:
1. |
Warme (h) Trockenklimate, wobei die Jahresmitteltemperatur mindestens 18 °C erreicht. |
2. |
Kalte (k) Trockenklimate, wobei die Jahresmitteltemperatur unter 18 °C liegt. |
Feuchtklimate:
Bei A-Klimaten (Tropische Klimate) besitzen alle Monate eine Mitteltemperatur von über 18 °C. Ein zweiter, klein geschriebener Buchstabe unterscheidet die immerfeuchten von den wechselfeuchten Tropen:
1. |
Alle Monate mit ausreichendem Niederschlag (f) - Tropisches Regenwaldklima |
2. |
Trockenzeit im Winter der betreffenden Halkugel (w) - Savannenklima |
Der uns am ehesten interessierende Feuchtklimatyp ist das C-Klima. Es beschreibt warm-gemäßigte Klimate, wobei die mittlere Temperatur des wärmsten Monats über 10 °C, und die des kältesten zwischen 18 °C und –3 °C liegt.
Die mit dem Großbuchstaben
D bezeichneten Schneeklimate oder borealen Klimate haben in
ihrem wärmsten Monat eine durchschnittliche Temperatur von über 10
°C, während der Wert für den kältesten Monat unter –3 °C
liegt.
Bei den C- wie auch bei den D-Klimaten wird ähnlich wie bei den Trockenklimaten
durch einen zweiten Buchstaben weiter unterschieden:
1. |
Bei
ganzjährigem Niederschlag (f) |
2. |
Bei Wintertrockenheit, das heißt, der trockenste Wintermonat erhält im Mittel weniger als 1/10 der Niederschlagssumme des feuchtesten Sommermonats (w). |
3. |
Bei Sommertrockenheit, das heißt, dass der trockenste Sommermonat weniger als 40 mm Niederschlag und weniger als 1/3 der Niederschlagssumme des feuchtesten Wintermonats erhält (s). |
Durch einen dritten Buchstaben wird innerhalb der C- und D-Klimate weiter unterschieden:
1. |
Wenn
der wärmste Monat im Mittel über 22 °C erreicht (a). |
2. |
Wenn der wärmste Monat unter 22 °C liegt, und das Jahr mindestens vier Monate mit mindestens 10 °C besitzt (b). |
3. |
Wenn der wärmste Monat unter 22 °C liegt, und das Jahr einen bis drei Monate mit mindestens 10 °C besitzt (c). |
4. |
Wenn der kälteste Monat unter –38°C liegt (d). |
Bei den Eisklimaten (E), deren wärmster Monat unter 10 °C liegt, wird nicht weiter differenziert
Das Klimasystem Köppens bildet die Grundlage für zahlreiche Abwandlungen (vgl. die folgende Darstellung).
Beispiele
für die Köppen-Geigersche Klassifikation:
Csa-Klima:
C: warm-gemäßigte Klimate
s: Sommertrockenheit: der trockenste Sommermonat erhält weniger als 40
mm Niederschlag und weniger als 1/3 der Niederschlagssumme des feuchtesten Wintermonats.
a: Der wärmste Monat erreicht im Mittel über 22 °C.
BSk-Klima:
B: trockene Klimate
S: Steppenklima
k: Kalte Trockenklimate: die Jahresmitteltemperatur liegt unter 18°C.
BWk-Klima:
B: trockene Klimate
W: Wüstenklima
k: Kalte Trockenklimate: die Jahresmitteltemperatur liegt unter 18°C.
Exkurs
II - Ariditätsindex
Die im wesentlichen klimatische Definition einer Wüste basiert auf der
Knappheit an Niederschlägen: unter 100 oder 150 mm jährlich. Da es
jedoch große Unterschiede in der Niederschlagsmenge geben kann, sprechen
die Spezialisten lieber von Aridität und haben einen Ariditätsindex
I definiert, der sich auf das Verhältnis zwischen Niederschlägen (Regen,
Schnee, Hagel, Tau) und der sogenannten potentiellen Verdunstung stützt.
Als potentielle Verdunstung wird diejenige Wassermenge definiert, die von einer
Süßwasseroberfläche in Berührung mit der Atmosphäre
– unter sehr strengen Randbedingungen – verdunstet, oder noch genauer über
die Bilanz der vom Wasser aufgenommenen und/oder abgegebenen Energie.
Der so berechnete Ariditätsindex I ist für Turan im Mittel weniger
extrem ausgeprägt als für die Sahara, denn die potentielle Verdunstung
ist hier niedriger. Die nördliche geographische Lage (fast 40°N) und
die niedrige Mitteltemperatur bewirken, dass die Region außer in einigen
begrenzten Bereichen weniger arid als die Sahara ist, dass sie eine etwas dichtere
Vegetation aufweist und dass sie stets von Nomaden durchzogen wurde.
