Kitabı oxu: «Wüsten»

3.4 Kulturgeschichtliche Entwicklung in Wüsten und an Wüstenrändern

Die Festlandsoberflächen als Ökosphäre und menschlicher Lebens- und Wirkungsraum (Ökumene) unterliegen einer kontinuierlichen Entwicklung. Veränderungen in der klimatischen Steuerung dieser Landschaftsevolution äußern sich in der Transformation der Geo-Biosphäre und in der Reaktion der betroffenen Menschen. Die jüngsten 20 000 Jahre sind für die globale kulturgeschichtliche Entwicklung besonders bedeutsam und zeigen mit dem Übergang vom letzten Hochglazial mit seinen trocken-kalten Bedingungen in die von Wärme und (regionaler) Feuchtezunahme gekennzeichnete Warmzeit (Holozän) einen durchgreifenden Landschaftswandel. Mit der Ausweitung von Gehölz- und Grasformationen zu Lasten von Wüsten und Wüstenrandgebieten erschlossen sich neue Lebensräume – zunächst für Jäger- und Sammlergesellschaften, Pastoralnomaden und letztlich auch Ackerbaukulturen.

Das Beispiel der Sahara dokumentiert eindringlich, wie innerhalb der aktuellen Warmzeit klimatische Fluktuationen einen Wandel von der Extremwüste zur Gras- und Trockensavanne und wieder zurück zur hyperariden Wüste vollzieht – der ganze Zyklus innerhalb nur weniger Jahrtausende (Kap. 3.4.2; 12.1.3). Ausweitung der Ökumene, kulturelle Blütezeit und schließlich Aufgabe des Lebensraumes (Wüstenflucht, Migration) korrelieren mit den natürlichen Veränderungen. Eine deterministische Beziehung ist unübersehbar.

Die ehemalige kulturhistorische Bedeutung heutiger Vollwüsten beruht auf drei wesentlichen Ursachen, die durch klimatische Feuchtperioden bedingt sind:

Schrumpfung des Wüstenareals durch das Vorrücken der Savannen- und Steppenformationen;

Vegetationsausbreitung innerhalb der Wüste durch autochthone Niederschläge;

Erhöhte Tragfähigkeit der Fremdlingsfluss-Oasen durch verstärkte und regelmäßige Wasserführung.

Zu Punkt 1 und 2: Das Wüstenökosystem mit seinen episodischen, geringen Niederschlägen wird durch tropische Gras-Gehölz-Gesellschaften (Savannen) oder außertropische Gras- und Krautfluren (Steppen) abgelöst. Ursache ist die vergrößerte Reichweite und Ergiebigkeit des Monsuns bzw. der größere Einflussbereich von Tiefdruckgebieten der Westwindzirkulation. Die Wüstengrenzen rücken gegen das Kerngebiet vor. Auch fallen jetzt Niederschläge unmittelbar vor Ort und erlauben die Kulturausbreitung in neue Gebiete hinein. Als besondere Leitlinien bieten sich die (wiederbelebten) Wasserläufe mit ihren Kolken und Sumpfstrecken an. Ebenso sind durch Überflutungen oder durch die Auffüllung des Grundwasserkörpers neu entstandene Seen besonders attraktive Gebiete (Kap. 12.1.3). Der verstärkte Vegetationsbesatz in den angrenzenden Flächen zieht Savannentiere als potenzielles Jagdwild an und ermöglicht Pastoralnomadismus, später Domestikation und sesshafte Viehwirtschaft in der Sahara.

Zu Punkt 3: Flüsse, die Vollwüsten durchqueren oder in deren Kernräumen gänzlich versickern und verdunsten (endorhëische Flüsse), erhalten ihr Wasser hauptsächlich aus stärker beregneten Einzugsgebieten angrenzender Räume. In den asiatischen und südamerikanischen Wüsten wurzeln solche Fremdlingsflüsse häufig an Gletschern. Allochthone Flüsse sind somit keine integralen Teile des klimatischen Wüstensystems, sondern bewirken als externe Faktoren höherwertige Lebensraumqualitäten in wüstenhaft-lebensfeindlicher Umgebung, sodass hier bedeutsame kulturelle Entfaltungen möglich sind. Als Prototyp eines bis heute kulturträchtigen Fremdlingsflusses gilt der Nil. Hochstehende Zivilisationen waren zu unterschiedlichen Zeiten ebenfalls beispielhaft an Euphrat und Tigris, an den andinen Flüssen der peruanischen und chilenischen Atacama oder an innerasiatischen Wüstenflüssen entwickelt.

3.4.1 Wüstenränder/Wüstenrandgebiete

Die Ränder von Ökozonen sind relativ labil – vergleicht man sie mit den Kernzonen. Dies gilt insbesondere für die Wüstenränder, da hier die ohnehin niedrigen Niederschlagsmittel sehr stark variieren. Das trifft sowohl für die zeitliche und räumliche Verteilung zu, wie auch für die Menge und die lokale/regionale Intensität. Der Grad der Variabilität wächst mit der Abnahme des durchschnittlichen jährlichen Niederschlags.

Wüstenränder als Übergangssäume (Ökotone) zwischen Savannen- oder Steppenökosystemen sind ökologisch wie ökonomisch und sozial äußerst sensitiv (Bubenzer 2010). Sie sind weitaus schlechter gepuffert als Übergangsbereiche zwischen deutlich feuchteren Vegetationsformationen (z. B. Borealer Nadelwald/Steppe; Regenwald/Feuchtsavanne).

Entsprechend vulnerabel sind menschliche Gesellschaften, die in/an Wüstenrändern leben. Sie sind einem hohen Dürrerisiko ausgesetzt, bei insgesamt schwacher Wirtschaftsleistung. Hoher Bevölkerungszuwachs (trotz höchster Kindersterblichkeit) und damit verbundene Überstrapazierung der physiologischen Tragfähigkeit führen häufig zu irreversibler Desertifikation oder gravierender Degradierung der Landschaft – ihr Ertragspotenzial in der Weidewirtschaft oder im Feldbau geht ständig zurück (Kap. 4.8). In Anbetracht dieser bedrohlichen Entwicklung speziell in den Wüstenrandbereichen haben die UN im Jahr 2010 die „Dekade der Wüsten und zur Bekämpfung der Wüstenausbreitung“ ausgerufen.

Manche der heutigen Wüsten spielen eine unerwartete Rolle in der Kulturentwicklung – Sahara und Atacama werden in diesem Kontext näher beschrieben (Kap. 3.4.2; 12.1.3; 3.4.4). Eitel (2008, 2007) hat in grundlegenden Abrissen die kulturgeschichtliche Bedeutung von Wüstenrandgebieten beleuchtet. Der nachfolgende Text greift einige seiner Gesichtspunkte auf: Zwar werden 60 % der Katastrophentoten in Trockengebieten gezählt, umso erstaunlicher ist, dass die ältesten festen Siedlungen in semi-ariden Gebieten zu finden sind. So fand der Prozess der Sesshaftwerdung (Ackerbau, Bewässerungsfeldbau, Domestikation) – die sog. Neolithische Revolution – in einem semi-ariden Klimamilieu des Vorderen Orients statt. Aufgrund der hohen Klimavariabilität müsste dieser Raum als (Dürre-)Risikogebiet eingestuft werden. Eitel vertritt die These, dass „… gerade die hygrischen Fluktuationen in den Wüstenrandgebieten und die resultierenden Umweltveränderungen ganz wesentlich die Kulturentwicklung im frühen und mittleren Holozän stimulierten“ und charakterisiert Wüstenränder als „… raumzeitlich hoch dynamische Gebiete mit Umweltsystemen, die auf Klimaschwankungen […] sehr schnell und tiefgreifend reagieren.“ Hier lebende Gesellschaften müssen folglich öfter als andernorts Anpassungsleistungen vollbringen oder mit Migration reagieren, zumal die Wüstenränder äußerst klima-sensitiv sind und bereits bei schwächeren Klimafluktuationen sehr schnell reagieren. Solche Fluktuationen waren in den letzten Jahrtausenden recht häufig und haben auch in besser gepufferten Regionen die Lebensmöglichkeiten der Menschen stark positiv oder negativ beeinflusst (Blümel 2009, 2006). Für die Wüstenränder mit ihrer Vegetationsbedeckung zwischen <50 % und >10 % bedeutet dies eine Stellung zwischen voll-ariden und semi-ariden Gebieten und in der Klimadynamik des Holozäns einen mehrfachen Wechsel zwischen Wüste und Grasland.

3.4.2 Östliche Sahara: siedlungsgeschichtliche Entwicklung

Die Hyperaridität der Sahara während des Hoch- und Spätglazials sowie die nachfolgenden Veränderungen während der holozänen Feuchtperiode(n) werden in Kap. 12.1.3 ausführlich behandelt. Hier sei vorab auf siedlungs- und kulturhistorische Aspekte verwiesen:

 Vor etwa 10 000 Jahren begann mit der Ausdehnung und Intensivierung des tropischen Monsuns wie auch der Reichweite der zyklonalen Niederschläge (Westwindzirkulation) die Transformation der Wüste in eine Halbwüste/Wüstenrandgebiet, schließlich in Steppen- und Savannenformationen (Abb. 5).

 Um 8000 bis 5000 v.Chr. unterlag die östliche Sahara einem periodischen, semi-ariden Niederschlagsregime. Felsmalereien, Artefakte, ausgetrocknete Seen, Fossilien und fluviale Prozesse dokumentieren diese intensive Feuchtphase (Foto 2; s. Dreikluft 2005).

 Für die Zeit zwischen 7000 und 5300 v.Chr. ist Weidewirtschaft (teils in sesshafter Form) mit Ziegen und Schafen nachgewiesen (= Bubalus- oder Rinderzeit in der westlichen und zentralen Sahara). Wildgetreide wurde in der Grassavanne gesammelt.

 Ab etwa 5300 v.Chr. schwächte sich der Monsun ab (Abb. 6). Menschliche Aktivitäten mussten sich zunehmend auf noch begünstigte Regionen beschränken. Der Raum verwandelte sich bis in das 3. Jahrtausend v.Chr. zurück in eine Art Wüstenrandgebiet. Nach diesem Prozess der siedlungsgeschichtlichen Regionalisierung erfolgte schließlich die Marginalisierung der kulturellen Entfaltung (Kuper & Kröpelin 2006). Es resultierte eine besondere Art der angepassten Viehhaltung in Kombination mit Jagd, Fischerei und Sammeltätigkeit, die letztlich für den gesamten subsaharischen Raum kennzeichnend wurde. Bald blieben in diesem wieder entstehenden Wüstenrandgebiet nur noch grundwassergespeiste Oasen oder bodenfeuchte Tieflagen zur Nutzung übrig.

 Nach 3500 v.Chr. lassen sich im Norden der Ost-Sahara keine Siedlungsspuren mehr nachweisen (Nussbaum & Darius 2008).

 Die erneute, natürliche Wüstenbildung im Ostteil der Sahara führte zu entsprechenden Migrationen in Gunstgebiete („Wüstenflüchtlinge“). Nun bildete die während der langen Feuchtperiode recht bedeutungslose Nil-Oase die Basis für eine Hochkultur mit Bewässerungsfeldbau, strukturierter Gesellschaft, Schrift, Verwaltung usw. (Kröpelin 2009; Abb. 47).

Foto 2

Links: Knochen- und Knorpelreste von Krokodilen, die in saharischen Flussläufen, Seen und Sümpfen lebten.

Rechts: Reibschalen in der heute hyperariden Ostsahara zeugen vom Sammeln von Grassamen/Wildgetreide und damit von einer üppigen Grassavanne während der mittelholozänen Feuchtphase (Fotos: S. Kröpelin).

3.4.3 Vorderer Orient: Fruchtbarer Halbmond

Die „Neolithische Revolution“ – die Entwicklung von Ackerbau und Sesshaftigkeit als neue Lebensform im Vorderen Orient (Syrien, Mesopotamien) – hat wohl eher eine längere Evolution hinter sich. Der Innovationsprozess in einem ursprünglichen Wüstenrandgebiet begann vermutlich bereits am Ende der spätglazialen Phase und zog sich über mehrere Jahrtausende hin, bis im Neolithikum der Höhepunkt erreicht war. Issar & Zohar (2004) führen eine neo-deterministische Modellvorstellung von A. M. T. Moore (1985) an, die den Übergang von einer aneignenden Jäger- und Sammler-Kultur zu einer anfänglichen Ackerbauerngesellschaft beschreibt. Es wird argumentiert, dass günstige Umweltbedingungen wie Temperaturerhöhung und Anstieg periodischer Niederschläge – gefolgt von Waldverbreitung – um 15 000 J.v.h. einsetzten. Die Bevölkerungszunahme beschränkte die Jagdareale und zwang zu sesshafter Lebensform mit sozialen Hierarchien. Zunehmender Bedarf an Nahrungsmitteln erforderte die Nutzung regionaler/lokaler Ressourcen. Dörfliche Siedlungsweise und Ackerbau bildeten den dominanten Lebensstil des sog. Early Pre-Pottery Neolithic. Um 6000 – 8000 v.Chr. etablierte sich dann das Pre-Pottery Neolithic. Zwar gab es noch keine Keramik, aber paläobotanische Untersuchungen belegen, dass Feldfrüchte in Siedlungsnähe gezogen wurden, die höchst wahrscheinlich auch bewässert wurden.

„Ähnliche zeitgleiche Entwicklungen über migrationsbedingt steigende Bevölkerungsdichte zu resultierenden gesellschaftlichen und technologischen Innovationen scheinen sich auch in anderen Trockengebieten der Alten Welt vollzogen zu haben.“ (Eitel 2007). Entsprechende Untersuchungen liegen aus dem Gebiet des mittleren Niger, vom Indus und aus China vor, wo der Getreideanbau ebenfalls vor 4000 Jahren v.Chr. begann.

Nach Issar & Zohar (2004) geht – bei hohem Bevölkerungswachstum – die Entwicklung der städtischen Zentren in Mesopotamien mit starken Aridisierungsphasen zwischen den Jahren 3500 und 3000 v.Chr. einher. Die Bronzezeit als metallurgische Innovation löst das Chalkolithikum (Kupfersteinzeit; Jüngeres Neolithikum) ab. In den Städten herrscht klare Arbeitsteilung und eine vertikale Gesellschaftsordnung. Architektur und Schrift unterstreichen den zivilisatorischen Fortschritt. Konflikte mit dem nomadischen Umfeld führen zur Befestigung der Städte.

Daraus lässt sich ableiten: Generell scheinen die Wüstenränder in feuchteren Zeiten wie dem Postglazialen Klimaoptimum traditionellen Formen der Nutzung entgegenzukommen: Diffuse Jagd- und Sammeltätigkeit sowie Pastoralnomadismus oder sesshafte Viehhaltung; Fischerei an Seen und Flussläufen. Die Versorgung aus der Natur stimulierte nur wenige Innovationen. Anders ist die Situation während der progressiven Aridisierung im Subboreal (Abb. 6). Die großen (Fremdlings-)Flüsse wie Nil oder Euphrat und Tigris ziehen die Menschen an. Flusswasser wird zur Grundlage des neuen Feldbaus; es entstehen bedeutende Stadtkulturen z. B. im Zweistromland. Während sich das Ökoton Wüstenrandgebiet raumgreifend wieder einstellt, geschieht Zuwanderung und innovative, konzentrierte Kultur- und Gesellschaftsentwicklung entlang allochthoner Flüsse. Mit der Restitution von Wüstenrandgebieten bzw. Wüsten im mittleren Holozän wird Migration und damit auch ein kultureller, gesellschaftlicher und kulturtechnischer Entwicklungsschub in den Flussoasen ausgelöst.

3.4.4 Die südperuanische Atacama: Prähistorie und Klimawandel

Das Beispiel der Nasca-Kultur in der südperuanischen Wüste Atacama zeigt, wie ihre Blüte und der Niedergang sowohl vom Zufluss aus dem andinen Hoch- und Hinterland und damit von der Reichweite des Monsuns über den Anden-Hauptkamm hinaus bestimmt wurden. Bereits seit Jahrzehnten steht die Nasca-Kultur – nicht zuletzt wegen der berühmten Scharrbilder in der Wüste (Geoglyphen) – im Fokus kulturgeschichtlicher und archäologischer Untersuchungen. Die (Paracas-)/Nasca-Kultur ist insbesondere von Interesse, weil sie sich von 800 v.Chr. bis 650 n.Chr. in einem extremen Wüstenmilieu in der südperuanischen Atacama entwickelte. Blütephase wie auch Untergang der Nasca belegen beispielhaft sowohl die intensiven Wechselwirkungen der klimagesteuerten Umwelt mit den Möglichkeiten und Grenzen kultureller Entfaltung als auch die Wechselhaftigkeit des Klimas im (jung-)holozänen Südamerika – innerhalb weniger Jahrhunderte. (Die folgenden Ausführungen stützen sich v. a. auf Arbeiten von Mächtle 2007, Mächtle & Eitel 2010, 2009, Eitel & Mächtle 2006).

Als Teil des südamerikanischen Küstenwüstenstreifens (Kap. 13.1) erhält der ehemalige Nasca-Lebensraum um die Städte Palpa und Nasca fast ausschließlich Nebelniederschläge. Regenniederschläge erfolgen nur von Osten über den Monsun, der sich an der Andenkette und im Hochland abregnet. Seitens des Pazifiks wird Regenbildung blockiert durch die kalten Auftriebswässer des Humboldtstroms (Passatinversion; stabile Luftschichtung), durch küstenparallele Luftströmungen aus dem Osterinsel-Hoch und durch divergierende Luftmassen zwischen Festland und Pazifik (s. Abb. 51). El Niño-Auswirkungen werden in diesem Raum nicht mehr wirksam. Das belegen auch die spektakulären Geoglyphenfelder (sog. Nasca-Linien, geometrische Flächen und bildliche Figuren; Foto 3) durch ihren guten Erhaltungszustand. Die zugehörigen Wüstenflächen (Pampas) waren keine landwirtschaftlichen Nutzflächen.

Foto 3

Links: Geoglyphen (Scharrbilder) der Nasca-Kultur auf der Pampa von Palpa in der Atacama-Wüste (Südperu). Im Hintergrund eine Flussoase mit den damaligen wie heutigen Bewässerungsfeldern.

Rechts: Wüstenrand-Lösse an der Westflanke der südperuanischen Anden. In der früh- bis mittelholozänen Feuchtphase (11 000 und 4500 J.v.h.) reichten die monsunalen Niederschläge so weit nach Westen, dass sich in 1000 –2000 m ü.M. ein Grasland einstellte, das die eingewehten Stäube fixierte. Heute ist diese Höhenstufe wieder eine dürftig von Kakteen bewachsene Wüste.

Es ist zu betonen, dass die Kulturflächen der Nasca in erster Linie an leistungsfähige Flussoasen geknüpft waren, die aus hochandinen Räumen außerhalb der Wüste gespeist wurden. Das gebirgige Hinterland war zur Blütezeit der Wüstenkultur jedoch nur dünn besiedelt. Damit steht die Region Palpa/Nasca im Verständnis für die Kulturentwicklung in Wüsten beispielhaft und stellvertretend für die entscheidende Rolle allochthoner Niederschläge und Fremdlingsflüsse als Gunstgebiete in Wüsten: Einzugsgebiete mit deutlich feuchterem Klima bestimmen biologisch reichhaltige natürliche Lebensräume und damit auch das Nutzungspotenzial für Menschen innerhalb extrem arider Umgebung.

Die Untersuchungen von Mächtle (2007) demonstrieren aber zusätzlich das Phänomen der veränderlichen Wüstenränder (shifting desert margins, Abb. 7) auch in der postglazialen Klimaentwicklung der Atacama: Der Wüstenrand fluktuierte, da zeitweilig monsunale Niederschläge weit über die Anden-Kulmination vordrangen und auch der andinen Westflanke zwischen 1000 und 2000 m Meereshöhe feuchtere Bedingungen brachten. Das zeigen Reste von Terrassen mit Regenfeldbau. Zwischen 11 000 und 4500 J.v.h. stellte sich in der heutigen Wüste ein Grasland ein, das als Fänger angewehter Stäube wirkte und eine regional unterschiedlich mächtige Lössbedeckung an den Hängen zur Folge hatte (Foto 3). Diese zog bereits früh menschliche Aktivitäten nach sich.

Abb. 7

Der idealisierte Querschnitt durch die südperuanische Atacama und die Anden-Westabdachung zeigt die Rekonstruktion der Oszillation des Wüstenrandes während der jüngsten Jahrtausende. Wiedergegeben sind auch das Längsprofil der Flussoase sowie natürliche Höhenstufen und agrarische Nutzungen (aus Mächtle & Eitel 2009).

Die Entwicklung im Nasca-Gebiet steht der Ariden Diagonale Chiles und der Titicaca-Region diametral gegenüber. Diese war zwischen 9000 und 4500 J.v.h. kaum besiedelt (Mächtle & Eitel 2011). Zwischen 6000 und 5000 J.v.h. hatte der Titicaca-See sogar seinen tiefsten Stand. Die Geschichte der Niederschlagsentwicklung verlief zwischen der Wüstenregion Palpa/Nasca und dem Altiplano mit dem Titicaca-See offensichtlich zeitlich gegensätzlich.

Die Blütezeit der Paracas- und Nasca-Kultur (800 v.Chr. – 650 n. Chr.) erklärt sich aus einer klimatisch bedingten agrarischen Begünstigung ihres Lebensraumes: Die warmen Atacama-Flussoasen am Rio Grande, Rio Santa Cruz u. a. boten ideale Bedingungen, während die kühleren Hochlagen lediglich dünn besiedelt und die Titicaca-Region zusätzlich durch geringere Niederschläge benachteiligt war. Andererseits lässt sich der Niedergang der Nasca-Kultur um 650 n. Chr. mit einer Wasserverknappung in den Oasen begründen, bedingt durch eine Verlagerung des andinen Niederschlagszentrums in die Titicaca-Region (650 – 1200 n.Chr.; sog. Mittlerer Horizont). Im Hochland entwickelte sich daraufhin die Huari- und Tiwanaku-Kultur um den Titicaca-See.

Ein erneuter Umschwung im Niederschlagsgeschehen begünstigte nochmals die Nasca/Palpa-Region während der sog. Späten Zwischenperiode (1200 – 1400 n.Chr.). Es verlagerte sich der Siedlungsschwerpunkt erneut an den Andenfuß, verbunden mit der Schaffung eigenständiger, arbeitsteiliger Gesellschaften. Beispiel dafür ist die Ciudad Perdida de Huayuri. Mit der spanischen Eroberung brachen die Nasca, Inka wie auch andere südamerikanische Kulturen durch Krieg und eingeschleppte Krankheiten zusammen.

Mensch-Umwelt-Beziehung: Neodeterministisches Paradigma?

Die Nasca-Kultur im Anden-/Wüsten-System ist ein Lehrstück einer kausal-funktionalen Verflechtung von Orographie, Klima, Klima- und Landschaftswandel sowie menschlicher Aktivitäten, die von resultierenden Gunst- oder Ungunstfaktoren wesentlich mitbestimmt werden. Die Beispiele der Auswirkungen klimatischer Umbrüche und Fluktuationen in Wüsten und Wüstenrändern machen deutlich, dass kulturelle Entwicklung i.w.S. in unmittelbarer Abhängigkeit geänderter Umweltbedingungen steht. Veränderungen der basalen Lebensumwelt zwingen zu Migration oder Adaptation, führen zu technologischem Fortschritt (oder auch zum Kollaps). Speziell das Leben in klimatisch labilen, sensitiven Übergangsräumen wie den Wüstenrandgebieten hat in prekären Zeiten der Aridisierung Anpassungskräfte mobilisiert: Innovationen werden dann und dort stimuliert, wo es die Umstände erfordern. Es wurde bereits angesprochen: Verbesserung der äußeren Rahmenbedingungen in klimatischen Gunstphasen führen eher zu Beharrung denn zu neuen Entwicklungen.

Issar & Zohar (2004) haben mit ihrer „Neodeterminismus-Diskussion“ den Blick wieder auf die intensive Beziehung zwischen menschlicher Kulturentfaltung und physischer Umwelt gerichtet. Das neodeterministische Paradigma sieht den Menschen und die Natur als Bestandteile und Akteure einer komplexen Wechselwirkung eines raum-zeitlich und gesellschaftlich verankerten Gesamtsystems. Die archäologischen und geowissenschaftlichen Rekonstruktionen menschlichen Handelns zeigen, „ … dass der Mensch auch als soziales, zur freien Entscheidung befähigtes Wesen nicht isoliert von den seine Existenz erhaltenden natürlichen Ressourcen betrachtet werden kann.“… „Die Adaptationskraft der Gesellschaften wurde also zielgerichtet eingesetzt, um wieder ein tragfähiges Gleichgewicht zwischen Mensch und Lebensumwelt herzustellen. Es bestand ganz offenbar eine enge ‚Mensch-Umwelt-Beziehung’ “ (Mächtle & Eitel 2009; vgl. Blümel 2009b, 2006).

Auch Diamond (2006) belegt in seinem Buch „Kollaps – Warum Gesellschaften überleben oder untergehen“ eindringlich die angesprochenen Wechselwirkungen zwischen Naturpotenzial und menschlicher Nutzung. Es wird am Beispiel der Anasazi-Kultur im Südwesten der Vereinigten Staaten die deterministische Beziehung und Abhängigkeit deutlich, die dem Menschen gute Möglichkeiten offeriert. Dieser nutzt sie – und übernutzt sie.

Letztlich bricht die hochentwickelte Trockengebietskultur aufgrund einer Dürreperiode zusammen. Das sensitive Wüstenrandgebiet war überfordert, nicht mehr ausreichend gegen Desertifikationsprozesse gepuffert. Eine systemimmanente Dürre führte zum Kollaps.

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4 Wüstentypen: Ursachen ihrer Entstehung

Wüsten sind als besonders trockene (aride) Bereiche der Kontinente in die übergeordnete Kategorie der Trockengebiete einzuordnen. A. Penck hatte 1910 versucht, mittels der einfachen Gleichung „jährliche Verdunstung > jährlicher Niederschlag“ Trockengebiete von humiden Gebieten abzugrenzen (vgl. Abb. 1). Methodisch ist diese Grenze nur sehr schwer zu fassen, sodass je nach Bestimmungsansatz 30 – 36 % der Festlandsflächen in diese Raumkategorie fallen. Grob verallgemeinert nehmen diese Räume etwa ein Drittel der Landmassen ein und sind damit global die größte Naturraumeinheit. Sie repräsentiert ein breites Spektrum an Vegetationsgesellschaften sehr unterschiedlicher Produktivität und Biomasse. Die Bandbreite der Vegetationsgesellschaften reicht von außertropischen Kurzgrassteppen, Wüstensteppen und Halbwüsten bis zu tropischen Dornbuschsavannen und Wüsten. Da Wüsten primär ein klimatisch-ökologisches Phänomen sind, besteht keine ursächliche Beziehung zu bestimmten geologischen Rahmenbedingungen oder geomorphologischen Formengruppen. Jedoch kann regional ein besonders durchlässiger Untergrund zu einer edaphischen Wüste oder eine sehr hohe Reliefenergie zur Wüstenentstehung führen (Lee-Effekt).

Die Eis- und Kältewüsten gehören nach der Penck’schen Systematik nicht in die Kategorie Trockengebiete, werden hier aber mitbehandelt, da die karge oder fehlende Vegetationsausprägung einen wesentlichen Begriffsinhalt ausmacht (Kap. 2).

Für die Existenz vegetationsarmer oder -loser Gebiete, also Wüsten im engeren Sinne, lassen sich zwei grundsätzliche Erklärungen anführen:

1 Trockenheit („Trockenwüste“, heiße Wüste) durch Wassermangel aufgrund klimatischer (atmosphärische Zirkulation), Lagebedingung (Kontinentalität), orographischer oder standörtlicher (edaphischer) Bedingungen;

2 Wärmemangel („Kältewüste“) in Teilen polarer Räume und von Hochgebirgen, regional zusätzlich kombiniert mit klimatischer oder edaphischer Trockenheit.

Als Sonderfall ließe sich noch die Vergletscherung eines Gebietes (Eiswüste) anführen.

Die bekanntesten heißen Wüsten liegen grob vereinfacht zwischen 20° und 40° N/S, d. h. im Bereich der subtropischen Antizyklone, die ein System hohen Luftdrucks erzeugen. Sie werden als klimatische Wüsten im engeren Sinn eingestuft und als Wendekreis- oder Passatwüsten benannt und gehören damit zu den tropisch-subtropischen Wüsten (Abb. 8). Eine meeresferne Lage verursacht eine weitere Kategorie heißer Wüsten: Außertropische kontinentale, sommerheiße/winterkalte Wüsten, in ihrer Aridität oftmals verstärkt durch orographische Effekte (Abb. 11). Das Auftreten kalter Meeresströmungen an den Westseiten Afrikas und beider Amerikas bewirkt den Sondertyp der extremen Küstenwüste.

Im Folgenden wird eine Klassifizierung der Wüsten nach ihrer dominanten Verursachung versucht, wobei eine Monokausalität oft nicht zu einer zufriedenstellenden Charakteristik führt: Die Witterungsverläufe oder meteorologische Kennzeichen von Wüsten werden z. B. durch die kontinentale Lage, Meeresströmungen/Nebel, konvektive Gewitter, Zyklone, Monsune oder Jet-Streams modifiziert. Ebenso spielt die Topographie hinein: Durch Steigungsregen bzw. Leeseiten-Effekte erklären sich manche Wüsten in den beiden Amerikas, in Südafrika Madagaskar oder Teilen Innerasiens. Die Sahara als größte Wendekreiswüste wird in sich klimatisch differenziert durch kontinentale Lagebedingungen und Telekonnektionen mit dem Ost-Jet (s. u.).

4.1 Großklimatisch bedingte Wüsten: Wendekreiswüsten (Passatwüsten)

Trotz ungleicher Land-Meer-Verteilung und unterschiedlich verlaufender, die atmosphärische Zirkulation bestimmender Gebirge stellen sich auf dem Globus zonale – an der geographischen Breite orientierte – Regelhaftigkeiten ein. Die gelten auch für die Verbreitung der Wüsten: Die bekanntesten großräumigen Wüsten und Halbwüsten finden sich in subtropisch-randtropischer Lage, durchzogen vom jeweiligen Wendekreis oder in dessen Nähe (23°27’ N/S). Dazu zählen die Sahara, die Arabische Halbinsel, Teile Australiens, ein Teil der Namib, die Kalahari und die südafrikanische Karoo sowie Teile der Atacama bzw. andiner Wüsten (Abb. 8). Passatwüsten haben die weiteste Verbreitung und sind großräumig gesehen reine Klimawüsten. Die orographischen Verhältnisse nehmen einen vergleichsweise geringen Einfluss auf die Wüstenausprägung – ausgenommen ist die südamerikanische Atacama.

Abb. 8

Verbreitung tropischer und subtropischer Trockengebiete: Bestimmend für die Ausprägung klimatischer Wüsten ist die Lage um die Wendekreise (23°27’ N/S). In zugehörigen Gebirgsregionen (Anden, südwestamerikanische Gebirge) bzw. Räume mit starker Reliefenergie (Hochland von Iran, Südwestafrika u. a.) wird die Trockenheit regional durch orographische Effekte verstärkt (aus Schultz 2000).

Diese Wendekreis-Wüsten sind die Folge absteigender Luft, die zur Hadley-Zelle gehört und den subtropisch-randtropischen Hochdruckgürtel bildet (Abb. 9). Grob vereinfacht lässt sich diese tropische Zirkulation so zusammenfassen: Die an den jahreszeitlichen Zenitstand der Sonne gebundene Zone starker Aufheizung verlagert sich im jahreszeitlichen Wechsel auf beide Halbkugeln. In dem entstehenden Bodentief mit seiner starken Konvektion strömen randtropisch-tropische Luftmassen zusammen (= Innertropische Konvergenzzone/ITC). Die durch Erhitzung und konvektive Wärmefreisetzung aufgestiegenen Luftmassen teilen sich in der oberen Troposphäre, geraten unter den Einfluss der Coriolis-Ablenkung und bewegen sich nach NW und SO (= Urpassat). Sie steigen etwa über den Wendekreisen wieder ab (dynamische antizyklonale Subsidenz) und erwärmen sich dabei adiabatisch, was zur Wolkenauflösung und geringer relativer Luftfeuchte führt. In Erdoberflächennähe entsteht so ein weiträumiges Hochdruckgebiet mit stark untersättigter Luft und hoher, ungehinderter Einstrahlung – Voraussetzungen für eine sehr hohe potenzielle Landschaftsverdunstung und damit für die Existenz von Wüsten. Trotz starker Lufterhitzung am Boden wird das Kondensationsniveau nicht erreicht. Von diesen subtropisch-randtropischen Hochdruckzellen (sog. Rossbreiten) aus strömen Luftmassen als SO- und NW-Passate wieder Richtung Äquator (ITC; äquatoriale Tiefdruckrinne). Der gesamte Passatbereich wird durch eine kräftige Inversion geprägt, die aufwärtsgerichtete Luftbewegungen erlahmen lässt. Nur über dem Meer können sich unter der Passatinversion kleine Cumulus-Wolken bilden; an gebirgigen Inseln wie Hawaii, Kanaren oder Madeira wird beim Passataufstieg im Luv die Inversion durchbrochen und es kommt zu hohen Niederschlägen. Über den Kontinenten aber bleibt die Luft trocken. Selbst höhere Gebirge wie Tibesti oder Hoggar in der Sahara erhalten keine wesentlichen Steigungsniederschläge.

Abb. 9

Die Hadley-Zelle als Motor der Passatzirkulation. Sie ist auf beiden Halbkugeln entwickelt und verlagert sich jahreszeitlich entsprechend dem Zenitstand der Sonne. Die durch Advektion zugeführten bodennahen Luftmassen erzeugen allenfalls kleine Cumulus-Wolken, deren Obergrenze durch die Passatinversion vorgegeben ist.

An orographischen Hindernissen und in der Nähe des Äquators bzw. der Innertropischen Konvergenzzone (ITC) wird die Inversion durchbrochen und es kommt zu hohen Niederschlägen (n. Weischet 1995 aus Schultz 2000).

Die Lage der subtropisch-randtropischen Hochdruckgürtel über den Wendekreisen und die resultierenden Passatwinde – beide Teile eines komplexen Zirkulationssystems – führten zur Benennung Wendekreiswüste oder Passatwüste.

Bei näherer Betrachtung müssen die klimatischen Ursachen und individuellen Ausprägungen der verschiedenen Wendekreis-/Passat-Wüsten differenziert und ergänzt werden (s. Regionalteil). Die Muster der subtropischen Hochdrucksysteme variieren jahreszeitlich und gelegentliche regenträchtige Tiefdrucktröge können in die Zone eindringen. Solche potenziellen Niederschlagssysteme sind verknüpft z. B. mit den Easterly Waves innerhalb der Passatströmung und Depressionen, die entlang der Polarfront entstehen. Ansonsten bleibt das subtropische Wechselklima mit wolkenarmen, trockenen Sommern und zyklonalen Winterregen auf den nördlichen und südlichen Saum der Passatzone beschränkt. An der nördlichen Seite der Sahara und der Westteil der Wüsten im Mittleren Osten mit ihrem typischen Mediterranklima verhindert das stabile Azorenhoch im Sommer das Eindringen von Tiefdruckgebilden (Abb. 10). Während des Winters verursachen westliche Jet-Streams über dem Mittelmeer zyklonalen Tiefdruck mit Regenfällen. Diese Tiefdruckgebiete streifen allenfalls die zentralen Wüstenbereiche oder nehmen gar keinen Einfluss. Das Eindringen des Monsuns hinter die ITC auf der äquatorwärtigen Seite der Hochdruckzellen ist dagegen beständiger und regelmäßiger (Südsahara).

Abb. 10

Niederschlagskarte des nördlichen Afrika. Die zonal ausgerichtete Sahara als Wendekreis-(Passat-)Wüste erhält an ihrem nördlichen Rand zyklonale Winterniederschläge aus der Westwinddrift. Am Südrand fallen monsunale, konvektive Sommerniederschläge. Deutlich erkennbar ist die Hyperaridität der Ostsahara (aus Giessner 2002).

Im Vergleich mit Australien (meist Halbwüsten-Charakter) oder der Kalahari (heute meist eine Dornbuschsavanne) ist die Aridität der Sahara als größte Wendekreiswüste extrem ausgeprägt. Verdunsten freie Wasserflächen in der Sahara potenziell etwa 3500 mm/Jahr (regional im Osten bis 6000 mm) bei vielerorts durchschnittlich 20 mm N/Jahr (bis <5 mm N/Jahr), so sind es in Zentral-Australien 2400mm Verdunstung/Jahr (bei etwa 100/125 mm N/Jahr). In der Kalahari nehmen die Niederschläge von SW nach NO von 200 mm auf 400 mm zu, bei einer potenziellen Verdunstungsrate von 2000 mm/Jahr (Besler 1983). Die Atacama wird in ihrer extremen Aridität durch den orographischen Hochgebirgseffekt der Anden maßgeblich gesteigert (Kap. 13.2.3).

4.1.1 Hyperaride Ost-Sahara

Die extreme Trockenheit der Sahara und der Arabischen Halbinsel erklärt sich aus dem zusätzlichen Einfluss des tropischen Ost-Jets. Ursache ist das sommerliche Hitzetief über dem durchschnittlich 5000 m hohen Tibet-Plateau. Die 2,5 Mio. km² große Fläche entstand vor 14 – 18 Mio. Jahren und wirkt im Sommer wie eine riesige, hochliegende Heizfläche. Es entsteht ein Hitzetief am Boden, das die feuchten Luftmassen des Südost-Passats ansaugt und so über Vorderindien und am Himalaya-Rand zum Südwest-Monsun umlenkt. Dem Bodentief entspricht ein starkes antizyklonales Höhenhoch über Innerasien, das ergänzt wird durch frei gesetzte Kondensationswärme aus den monsunalen Steigungsniederschlägen. Dem steht ein Höhentief über dem relativ kühleren Indischen Ozean gegenüber. Daraus resultiert unter dem Einfluss der Coriolis-Ablenkung ein Gefällswind (geostrophischer Wind), der als starke Ostströmung (Tropischer Ost-Jet) in der hohen Troposphäre in Erscheinung tritt. Eine zusätzlich auftretende Querzirkulation sorgt letztlich für Richtungsänderungen, sodass der Strahlstrom in einer Art Delta über der Sahara und der Sahel-Zone ausläuft und den Trockengürtel weit gegen den Äquator vorschiebt.

Die vom innerasiatischen Höhenhoch ausgehende zusätzliche Aridisierung trifft auch die Arabische Halbinsel (Wüste Rub al Khali), Persien (Lut) und östlich angrenzende Trockengebiete (Tharr in Indien). Aus der hier nur grob umrissenen, komplexen Anti-Hadley-Zirkulation (Quer-Zirkulation des Ost-Jets) folgt, dass die Absinktendenz der Passate verstärkt wird und zeitgleich die sommerlichen tropischen Monsune nördlich des Äquators in ihrer Reichweite und Ergiebigkeit geschwächt werden. Die größte Hitzewüste Sahara erhält somit ihre außerordentliche Aridität – insbesondere in der östlichen Hälfte – durch eine ergänzende orographische Fernwirkung (n. Flohn 1964 in Pachur & Altmann 2006; Besler 1983; 1992).

Passatwinde herrschen aber auch über Iran und Mesopotamien. In Nordamerika wird das Passatklima durch die Kordilleren auf ein schmales Gebiet um den unteren Colorado und auf Niederkalifornien beschränkt.

4.1.2 Wendekreiswüsten der Südhalbkugel

Auf der Südhalbkugel fehlen die entsprechenden Landmassen und Reliefverhältnisse, um vergleichbare Fremdeffekte wie in der Ost-Sahara auszulösen. Hier wird nach Besler (1983) die Aridität allein durch die Passate erzeugt. Sie ist jedoch nicht intensiv genug für eine echte Wüste, sondern nur für ein sog. passatisches Trockengebiet. Die echten Wüsten der Nordhalbkugel sind demzufolge an den Ost-Jet geknüpft und keine ausschließlichen Passat-Wüsten.

Zwar wird die Namib meist pauschal den Küstenwüsten zugerechnet, jedoch ist ihre östliche Hälfte dem passatischen und auch orographischen Einfluss zuzuordnen. Die weiter nach Osten liegende Kalahari ist ein Gebiet ohne Oberflächenwasser und vor allem mit Dünen besetzt, aber aufgrund seines Bewuchses ist der ehemalige Erg heute als Dornbusch- oder Wüstensavanne einzustufen.

Australien gilt als „Kontinent der Wüsten“. Die meisten Teilwüsten (Große Sandwüste, Gibson-, Simpson-, Great Victoria-, Sturt-, Strezlecki- und Tanami-Wüste) sind genetisch zu den Wendekreiswüsten zu rechnen. Es wurde bereits angemerkt, dass Australiens Wüsten aufgrund ihres Bewuchses den Charakter von Halbwüsten, Buschland (shrub lands) o.Ä. tragen. Die Niederschläge sind im Durchschnitt auch in meeresfernen, trockensten Gebieten meist nicht niedriger als 125/100 mm/Jahr. Andererseits ist in den teilweise weidewirtschaftlich genutzten Halbwüsten und angrenzenden feuchteren Gebieten das Dürrerisiko sehr hoch. Grund dafür ist die sehr hohe Variabilität der Niederschläge, die sich aus dem Grenz- bzw. Überlappungsbereich des tropischen Sommerregenregimes mit der außertropischen Westwinddrift ergibt. Beide großen Regime sind nur mit ihren Rändern und Ausläufern über Australien wirksam, daher auch wenig ergiebig und verlässlich (Kap. 14).

4.2 Kontinental-klimatische Wüsten

Auch in dieser Wüstenkategorie der trockenen sowie winterkalten Mittelbreiten ist der klimatische Wassermangel für die Existenz wüstenhafter Naturzustände verantwortlich. Es ist die meeresferne, extrem kontinentale Lage nahe den Zentren größerer Landmassen, die nur noch geringe Niederschläge ermöglicht. Regenbringende Tiefdruckwirbel haben bereits einen Großteil ihrer Feuchte abgegeben, wenn sie das Innere der Kontinente erreichen. Je größer die Distanz zum Meer, desto größer die Aridität. Mit zunehmender Trockenheit wächst auch die raum-zeitliche Variabilität der Niederschläge als ein Wesensmerkmal der Trockengebiete und darin der Wüsten. Solche kontinental-klimatischen Wüsten (Binnenwüsten) finden sich vor allem im russisch-asiatischen Raum östlich und südlich der Steppengebiete bis etwa 50° nördlicher Breite. Zu den binnenklimatischen, winterkalten Wüsten (BWk-Klima nach Köppen) zählen die Kysylkum (Usbekistan) und die Karakum (Turkmenistan) im aralo-kaspischen Tiefland. Sehr häufig werden das Tarim-Becken mit der Takla Makan, Teile der Gobi (Shamo) oder die Dsungarei dieser Wüstenkategorie zugerechnet, ebenfalls die Tengger Shamo und Badain Jaran Shamo (China). In Nordamerika zählt das Great Basin der USA zu den Binnenwüsten (Abb. 11).

Abb. 11

Verbreitung der Trockengebiete und Wüsten in den Mittelbreiten. Das Hauptverbreitungsgebiet liegt in den kontinental-klimatischen Bereichen Eurasiens und Nordamerikas (ungefähr zwischen 35° und 55° N). Zusätzlich wirken die Rocky Mountains oder die innerasiatischen Gebirge als Niederschlagsfänger. In Südamerika verursacht die Anden-Leelage das ostpatagonische Trockengebiet (aus Schultz 2000).

Zwei große Windsysteme stehen im Kontext mit kontinentalen Wüsten: Es sind zum einen vor allem abgeschwächte, auslaufende Tiefdruckausläufer (Westwindzone), also advektive Niederschläge, die die innerkontinentalen Wüsten verursachen. Es ist jedoch zu beachten, dass die (meist) extreme lagebedingte Trockenheit durch orographische Effekte verstärkt wird: So schirmen Pamir-Hochland und Tianschan-Gebirge das Tarim-Becken, Gebirgszüge wie Altai sowie West- und Ostsajan die Gobi von westlichen, potenziell Regen bringenden Winden ab. Zum anderen verhindern die Himalaya-Ketten und das weite Tibet-Plateau mit dem nördlichen Kunlunschan-Gebirge und Hinterindien monsunale Niederschläge in Innerasien. Demzufolge müssten diese Regionen eigentlich zu den komplexen Wüstentypen gerechnet werden (Kap. 4.7).

4.3 Orographische Wüsten (Regenschattenwüsten)

Aufgrund der jungen tertiären Gebirgsbildung sind Reliefsituationen entstanden, in denen quer zu den dominanten Windregimen Höhenzüge verlaufen, die bereits alleine Aridität erzeugen. Aus der Existenz und räumlichen Anordnung von höheren Gebirgen können Wüsten entstehen, auch wenn die großklimatische Lage dies nicht erwarten lassen würde. So ist eine der touristisch bekanntesten Wüsten – das Tal des Todes (Death Valley) in Kalifornien – eine Regenschatten- oder Leeseiten-Wüste. Die 86 m unter dem Meeresspiegelniveau liegende Depression erstreckt sich im Lee der Sierra Nevada (), die in starkem Maße die Niederschlag bringenden Westwinde abfängt (Steigungsregen). Beim bzw. nach dem Übersteigen der NNW – SSE streichenden Hochlagen (Mt. Whitney: 4400 m; Panamint Range: 3366 m) lösen sich die restlichen Wolken auf. Beim trocken-adiabatischen Abstieg über mehrere tausend Meter erwärmt sich die Luftmasse weiter und erreicht die Längsfurche des Death Valley mit sehr geringer relativer Luftfeuchte (Foto 4). Die starke Einstrahlung bewirkt Tagestemperaturen von oft über 50 °C. Es ist somit ein Föhn-Effekt, der die Aridität und damit die wüstenhaften Lebensbedingungen erklärt. Gerade bei sehr hoch aufragenden Gebirgen ist auch der Erwärmungs- und Untersättigungseffekt der absteigenden Luftmassen entsprechend hoch.

Foto 4

Das Death Valley (Tal des Todes) in Kalifornien gilt als Prototyp einer extremen orographischen Wüste: Die im Lee der Panamint Range (Sierra Nevada) mit über 3000 m Höhe auf unter den Meeresspiegel (– 86 m u.M.) absteigenden Luftmassen erreichen den Boden der Senke extrem trocken (untersättigt) und verhindern Kondensation.

Weitere orographische Wüsten finden sich im Südwesten der USA im Windschatten der Sierra Nevada (Mojave, Foto 1), in den Basin-Range-Strukturen (Sonora) und im Norden Mexikos (Chihuahua). In Südamerika liegen Wüsten im Lee der Anden-Kette – die Atacama im Lee des Monsuns, die Halbwüste/Steppe der argentinischen Pampa im Regenschatten der Westwindzone (Abb. 11). Topographische Ariditätseffekte wirken sich auch in der Namib, Tharr, Gobi o.a. aus, gekoppelt an weitere oder übergeordnete Trockenheitsursachen. Zahlreiche Wüsten haben de facto komplexe Ursachen (z. B. Namib; Abb. 12) oder sind in ihrem Gesamtcharakter als Wüsten regional zu differenzieren (Kap. 4.7).

4.4 Edaphische Wüsten

Diese Kategorie von Wüsten verdankt ihre Entstehung den Eigenschaften des oberflächennahen Untergrundes. Sie existieren dort, wo sie aus klimatischen Gründen nicht zu erwarten wären: Trotz potenziellen Halbwüsten-Klimas stellt sich eine Vollwüste ein. Wo die Niederschläge eine Trockensavanne, einen Buschwald oder eine Steppe hervorbringen könnten, sind regional wüstenhafte Zustände mit nur karger Vegetation entwickelt.

Edaphische Wüsten sind auf die mangelnde Wasserspeicherungskapazität der Böden oder Substrate zurückzuführen. Der Großteil des Wassers versickert rasch in klüftigen oder sehr porösen Gesteinen, Krustenbildungen oder Verwitterungsdecken und steht im potenziellen Wurzelraum von Gräsern, Kräutern oder niedrigen Sträuchern nicht zur Verfügung.

Edaphische Wüsten finden sich oft auf jungen Vulkaniten oder grobkörnigen Sedimentkörpern (Schuttdecken, Geröllakkumulationen usw.). Bisweilen treten Bäume darin auf, die es geschafft haben, ein tief reichendes Wurzelsystem zu entwickeln und damit tieferes Bodenwasser zu erreichen. Als Beispiel sei auf die heute fixierten Kalahari-Dünen verwiesen (Fotos 37, 59, 60). Hier wachsen auf dem gut durchlässigen Sand vermehrt Bäume, während in den nur wenig oder gar nicht übersandeten Dünentälern Gräser, Kräuter und Halbsträucher vorkommen.

Besondere Substrate wie Salztonebenen oder Salzpfannen (Salare, Sebkhas, Playas) können ebenfalls als edaphischer Spezialfall innerhalb einer klimatischen Wüste aufgefasst werden, da sie nur spezielle, Salz verträgliche Pflanzen zulassen. Wenn der Begriff edaphische Wüste für einen wüstenhaften Standort benutzt wird, sollten die umgebenden Vegetationsformationen bei gleichem Klima einen deutlich stärkeren Pflanzenbesatz zeigen und damit einer anderen Formation als der Wüste zugerechnet werden.

4.5 Küstenwüsten

Aufquellende küstennahe polare Kaltwassermassen mit Oberflächentemperaturen zwischen 14 und 17 °C im Humboldt-Strom bzw. 14 °C im Benguela-Strom (unmittelbar an der Küste sind die Temperaturen bis zu 5 – 8 °C kälter) sowie äquatorwärts verlaufende Meeresströmungen verhindern eine konvektive Wolkenbildung und damit auch Niederschläge in Form von Regen. Loris (2004) gibt für den Benguela-Strom bei 300 km Küstendistanz 16 – 20 °C, für die Küste selbst nur 12 °C an. Über dem kalten Wasser stellt sich eine stabile Luftschichtung ein. Relativ kalte Luft über der Oberfläche und relativ warme Luft in der Höhe verhindern einen wirksamen turbulenten Luftaustausch und die Bildung von Konvektionswolken. Es entsteht lediglich eine Nebeldecke, die tagsüber als Hochnebel meist über dem Meer bleibt und nachts einige Zehner Kilometer weit bodennah in das Inland zieht (Advektionsnebel; Foto 5). Mit der Morgensonne löst sich der Nebel rasch wieder auf; die Aufheizung über dem Festland zehrt auch schnell die Nebelnässe an der Bodenoberfläche auf. Es entsteht eine Küstenwüste mit extremer Regenarmut, aber ökologisch sehr wichtigen und wirksamen Nebelauftritten (Kap. 12.2; 13.2).

Abb. 12

Schematischer Querschnitt durch die Wüste Namib und das namibische Hochland. Absteigende Luftmassen von der Großen Randstufe (1700 – 2000 m) führen zur adiabatischen Wolkenauflösung und sind für die Aridität der östlichen Namib mit verantwortlich (orographische Wüste). Der Westteil ist eine Küstenwüste unter dem Einfluss kalter Auftriebswässer des Benguela-Stroms und ökologisch gekennzeichnet durch häufige Nebelnässe.

Die südwestafrikanische Namib und die südamerikanische Atacama sind mit ihren ozeannahen Abschnitten die bekanntesten Küstenwüsten und werden durch antarktisches Auftriebswasser geprägt (Benguela- und Humboldt-Strom). An der SW-Flanke Nordamerikas verläuft der von Norden kommende Kalifornien-Strom. Er verursacht die zu Mexiko gehörende Küstenwüste Baja California, die teilweise ebenfalls zu den Passatwüsten zu zählen ist. An der westafrikanischen Küste sorgt der Kanarenstrom für regional wüstenhafte Verhältnisse.

Wie angedeutet, sind nur die relativ küstennahen Bereiche mit ihrer extremen Trockenheit tatsächlich das Produkt des kalten Auftriebwassers. Der übrige Teil der Wüsten Namib und Atacama sind orographisch und großklimatisch bedingt (Abb. 12). Die Niederschlagsarmut der Namib mit durchschnittlich nur einigen Millimetern Regen pro Jahr (Jacobson et al. 1995) wird allerdings durch den häufigen Nebel relativiert: Besler (1972) hat für den atlantiknahen Teil der Wüste zutreffend den Begriff Nebelwechsel-Wüste eingeführt. Weischet (1966) trennt bei der Atacama eine Küsten- und Feuchtluftwüste von der echten Binnenwüste. Die besondere ökologische Bedeutung des Nebels wird in Kap. 12 und 13 beschrieben.

Foto 5

Bewölkung Namibias am 14. April 2008: Westlich der Großen Randstufe erfolgt durch den adiabatischen Luftmassenabstieg eine rasche Wolkenauflösung über der Namib. Dieser orographische Effekt ist wesentlich für die Aridität der östlichen Namib verantwortlich. Durch die hier nur noch schwachen Niederschläge (<100 mm/Jahr) fehlt das flächige Grün und die Wüstenfläche wird klar betont (Quelle: NASA).

4.6 Kältewüsten und Hochgebirgswüsten

Sogenannte Kältewüsten finden sich in polaren Regionen und in bestimmten Hochgebirgsbereichen. Im Unterschied zu den unter 4.1. – 4.5 genannten Trockenwüsten aufgrund von Wassermangel und sehr hoher Verdunstung ist hier Wärmemangel ein entscheidender Grund für wüstenhafte Vegetationsbedingungen. Ist die Vegetationsperiode so kühl und/oder kurz, dass sich keine oder nur wenige Pflanzen ansiedeln können, hat man eine Schutt- oder Felswüste vor sich. Es sind vor allem Flechten und Moose sowie wenige Phanaerogamen (Blütenpflanzen), die als Pionierpflanzen den geringsten Wärmeanspruch haben und am weitesten in hochpolare oder in die obersten Gebirgsregionen vordringen können. Sie sind gut gerüstet gegen Kälte- sowie häufig auch gegen Trockenstress. Trockenheit oder mangelnde Erreichbarkeit flüssigen Wassers sind Standortfaktoren, die sowohl in schnee- und regenarmen Polarregionen wie auch in den obersten Stufen von Hochgebirgen weltweit vergleichbar anzutreffen sind.

Als Kältewüste werden arktische und antarktische Bereiche (= Polare Wüsten) sowie Hochgebirgsregionen definiert, deren Bewuchsdichte durch baumlose Tundrenpflanzen und Gebirgspflanzen weniger als 10 % der Fläche ausmacht. Sie ist mit dem geomorphologischen Begriff der Frostschuttzone identisch. Polare Wüsten liegen oberhalb des Polarkreises. Ihr klimatischer Jahresgang wird geprägt durch extreme Beleuchtungsjahreszeiten (Polartag/Polarnacht) und damit auch durch ein extremes Temperaturregime mit sehr tiefen Wintertemperaturen (ausgeprägtes Jahreszeitenklima). Die Niederschläge fallen vornehmlich als Schnee. Regional werden weniger als 100 mm/Jahr gemessen (Wasseräquivalent). Das entspricht der Größenordnung vieler heißer Wüstenregionen. Jedoch ist aufgrund der sommerlichen kühlen Temperaturverhältnisse die Verdunstungsrate um ein Vielfaches geringer und damit der Grad der Wasserknappheit für Pflanzen nicht vergleichbar. Andererseits wirkt regional ein heftiges Wind- oder Sturmregime, das zusätzliche Verdunstung und Abkühlung bewirkt mit dem Effekt, dass dort auch echter Trockenstress auftritt. Die polare Wüste mit ihrem Mangel an (Gefäß-)Pflanzen ist aber in erster Linie eine Kältewüste – so die gängige Bezeichnung. Treffender wäre aber der Begriff Wärmemangelwüste: Verantwortlich ist das relative Einstrahlungsdefizit in den höchsten polaren Breiten. Der Polarsommer erlaubt nur eine sehr kurze Vegetationsperiode. Im Sommer steigen die Temperaturen einige Grad über den Nullpunkt und lassen den oberflächennahen Untergrund auftauen, die Wärmesumme des Sommers reicht aber trotz durchgehender Einstrahlung für die meisten Blütenpflanzen nicht mehr zum Wachstum und zur Reproduktion aus. Wo die Mitteltemperatur des wärmsten Monats unter 6 °C bleibt, können meist nur noch Kryptogamen und wenige Gefäßpflanzen überdauern. Von Kältewüste spricht man, wenn weniger als 10 % der Fläche von Pflanzen besetzt sind.

4.6.1 Polare Kältewüsten

Kältewüsten finden sich in der Arktis in den Pol-nächsten Bereichen von Grönland, Spitzbergen sowie kanadischen und russischen Inseln (Abb. 63). Sie sind Teil des übergeordneten Periglazialgebietes (unvergletschertes, baumloses Polargebiet). Der Untergrund wird von kontinuierlichem Permafrost eingenommen; der wenige Dezimeter tiefe sommerliche Auftauboden trägt Tundrengesellschaften (Nieder- und Hocharktische Tundra). Wo diese enden, schließt sich die klimageomorphologische Frostschuttzone an; sie ist mit der botanisch assoziierten Kältewüste identisch (Foto 6). Deren Fläche umfasst etwa 1 Mio. km². Die saisonalen Frostwechselereignisse zwischen Sommer und Winter sowie die diurnalen Frostwechsel in den Übergangsjahreszeiten erzeugen die typischen Frostmusterstrukturen der polaren Kältewüste: Auf flachen Standorten entstehen Steinpolygone unterschiedlichen Durchmessers (meist 1,5 – 20 m Durchmesser); an Hängen bis 15° Neigung finden sich Steinstreifen und Feinerdebeete als Ausdruck ungebundener Solifluktionsprozesse.

Foto 6

Kältewüste (Frostschuttzone) an der NW-Küste Spitzbergens (Kvaadehuksletta). Bei der Verwitterung dominiert die Frostsprengung, daher wird die Polarwüste als Frostschuttzone bezeichnet. Insbesondere klüftige und poröse Gesteine zerfallen leicht und bilden typische Sturzkegel oder Schutthalden.

Im Südpolargebiet zählen nahezu alle unvergletscherten Bereiche zur Kältewüste. Eine Ausnahme macht die Spitze der unterhalb des Polarkreises liegenden Antarktischen Halbinsel, wo kleinräumig der hocharktischen Tundra nahekommenden Tundrenflecken auftreten (Blümel 1999). Auch diese maritim beeinflussten Areale sind von kontinuierlichem Permafrost unterlagert. In der Antarktis sind zwei sehr unterschiedliche Typen der Kältewüste entwickelt – eine zwar ozeanisch gemilderte und feuchte, aber äußerst sommerkühle Westantarktis (Antarktische Halbinsel) und der Typ der extrem trocken-kalten (kontinentalen) Wüste der Ost-Antarktis. Zu letzterer gehören v. a. die unvergletscherten Dry Valleys und das Victoria-Land. Hier handelt es sich um die Folgen einer extremen Trockenheit, die trotz stärkerer Insolation pflanzliches Wachstum verhindert. Die geringen Schneefälle verdunsten, ohne biotisch wirksam zu werden (Campbell & Claridge 1987). Rein physiognomisch gesehen treten starke Konvergenzerscheinungen mit den Hitzewüsten auf. Zur näheren Charakteristik der polaren Kältewüsten s. Kap. 16.

4.6.2 Hochgebirgs-Kältewüsten

Hochgebirgswüsten: Nach dem Prinzip des planetarischen (horizontalen) und hypsometrischen (vertikalen) Formenwandels, dem insbesondere die jeweiligen Temperaturbedingungen zugrunde liegen, sind in Hochgebirgen einige Analogie- und Konvergenzerscheinungen mit polaren Kältewüsten zu erwarten: In spezifischen Höhen werden aufgrund der vertikalen Erhebung klimatische Verhältnisse erzeugt, die denen in hoch- oder subpolaren Räumen ähneln, häufig auch verbunden mit Permafrost im Untergrund.

In den Alpen könnte man die Höhenstufe ab der oberen alpinen Stufe mit ihrer lückenhaften bis diffusen Vegetation sowie die aperen Teile der nivalen Stufe mit dem Begriff der Kältewüste belegen. In den höchsten unvergletscherten Gipfellagen können noch vereinzelte Phaerogamen sowie Flecken mit Kryptogamen auftreten (= hoch-nivale Stufe). Je nach Bewuchsdichte ist auch die mittel-nivale Stufe mit dikotylen Polstergruppen, Moosen und Flechten zur Hochgebirgswüste zu zählen. Je nach geographischer Breitenlage und Kontinentalitätsgrad verändert sich die Höhenlage der Hochgebirgswüsten. Generell ist die Gebirgskältewüste unmittelbar unterhalb der Schneegrenze zu finden, die jedoch sehr stark expositionsbedingt schwanken kann:

 Alpen: 2500 – 3200 m

 Himalaya: 4900 – 5600 m

 Westtibet: 6200 m

 Vulkan Llullaillaco (Argent. Anden; Nähe Wendekreis): 6700 m

Grob genommen setzt die subnivale Höhenstufe der Alpen bei etwa 2500 m ein; sie könnte mit ihren fleckenhaften Rasen und Pflanzenpolstern als Halbwüste eingestuft werden. Ab etwa 2900 m beginnt die Nivale Stufe als Kältewüste, deren Vegetationsausprägung von der nieder- über die mittel- bis zur hochnivalen Stufe immer schwächer wird.

Bei den weiten asiatischen Hochgebirgswüsten kommt zum Wärmemangel regional noch ein Lee-Effekt, der zusätzlichen Wassermangel bewirkt. In den tropischen Hochgebirgen ist die Exposition jedoch unerheblich für die Ausprägung der Vegetationsgrenzen. Bestimmte Höhenlagen sind durch das isotherme Tageszeitenklima mit seinen diurnalen Frostwechseln bestimmt, wo auch Kleinformen der Frostmusterpolygone auftreten sowie Solifluktionsprozesse stattfinden. Tropische Hochgebirgswüsten entsprechen etwa der tierra fria A. v. Humboldt’s. Wie in Hochasien geht in manchen Hochlagen der Anden die Vegetationslosigkeit oder -armut auf orographische Einflüsse zurück, sodass nicht klar ist, ob hier Wärmemangel oder Trockenheit für den Wüstencharakter verantwortlich ist.

4.7 Komplexe Wüstentypen (Mischtypen)

Selten ist in einem größeren Wüstengebiet ein alleiniger Parameter für die Vegetationsarmut verantwortlich. So sind zum Beispiel in der Namib und in der Atacama zonal-klimatische Lageeffekte (Wendekreise), orographische Einflüsse (Große Randstufe; Anden/Altiplano) und die ozeanische Kaltwasserwirkung (Benguela- und Humboldtstrom) am großräumigen Phänomen Wüste beteiligt. Die gängige Kennzeichnung als Küstenwüsten gilt faktisch nur für die ozeannahen Bereiche. Weiter landeinwärts werden die Kaltwassereinflüsse abgelöst und der Wüstencharakter beruht auf den klimatischen und orographischen Gegebenheiten.

Ähnliches gilt für Teile der innerasiatischen Wüsten: Hier werden neben dem Lagekriterium der Meeresferne (Kontinentalklima) wiederum reliefgesteuerte Leeseiten-Einflüsse bei der landschaftlichen Ausprägung und Intensität der Aridität wirksam (z. B. Altai-Gebirge/Mongolei; Tienschan/Tarim-Becken, Wüste Takla-Makan). Bei den asiatischen Hochgebirgswüsten sind es neben der Meeresferne und orographischer Abschirmung (großräumige Lee-Einflüsse) regionale trockenadiabatische Luftmassenbewegungen und höhenbedingte Kälteeffekte, die den Wüstencharakter begründen.

Innerhalb solcher großräumigen Wüstenlandschaften treten häufig edaphische Besonderheiten auf, die mit der geomorphologisch-hydrologisch-klimageschichtlichen oder der tektonischen Entwicklung zusammenhängen. Hierzu gehören z. B. Salztonebenen (Sebchas) oder grobkörnige Schotterkörper vorzeitlicher Schwemmfächer und Fußflächen.

Bei näherer Betrachtung zeigt sich, dass eine rein monokausale Erklärung für die Existenz einer Wüste selten befriedigen kann. Die Überblickstypisierung (1 – 6) folgt dem/den dominanten Merkmal(en) und vernachlässigt bewusst zusätzliche Einflüsse und regionale Besonderheiten. Auf letztere wird im Regionalteil eingegangen.

4.8 Desertifikation: anthropogene Wüstenbildung

Mit der verheerenden Sahel-Dürrekatastrophe 1968 – 1974 geriet ein Problem in den Blickwinkel der Öffentlichkeit und internationaler Behörden oder Nichtregierungs-Vereinigungen – die sogenannte Desertifikation. Obwohl mit den in Gang gekommenen Diskussionen und Bekämpfungsmaßnahmen der Begriff immer wieder erweitert wurde, lässt sich sein Inhalt am besten mit „man-made desert“ umschreiben, also anthropogener, vom Menschen unmittelbar ausgelöster Wüstenbildung: Tätigkeiten und Eingriffe führen dort zu wüstenhaften Zuständen, wo in natürlichem Zustand eine größere Biomasse und höhere biotische Vielfalt existierte – zuvor. Besonders anfällig sind Halbwüsten und semi-aride bis semi-humide Gebiete (außertropische Steppen) mit ausgeprägten Trocken- und Regenzeiten für unangepasste Nutzung durch Weide- und Bewässerungswirtschaft. Je größer die klimatische Variabilität und je geringer die Jahresniederschläge ausfallen, desto gravierender äußern sich menschliche Eingriffe in solch sensitiven Ökosystemen, deren Regenerationsfähigkeit stark begrenzt ist. Sie reagieren mit einer Kette von Folgewirkungen, die zu einer Verminderung bis hin zur Zerstörung des landschaftlichen Naturpotenzials bzw. zur physiologischen Tragfähigkeit führt (vgl. Foto 7).

Trockengebiete nehmen mehr als ¹/₃ der Landflächen ein (35 – 40 %), von denen nach Mainguet (1999) große Teile (~70 %) schwer oder vielleicht sogar irreversibel degradiert sein sollen. Das sind ~36 Mio. km² und entsprechen der 3,5-fachen Größe Europas. In Afrika und Asien sind 40 %, in Südamerika 30 % der Bevölkerung, weltweit 50 der am wenigsten entwickelten Länder am stärksten von der Desertifikation bedroht (www.desertification.de). Bei Middleton & Thomas (1997) finden sich folgende Angaben aus einer UNEP-Studie:

Auf die Trockengebiete entfallen global 5160 Mio. ha Fläche. 70 % davon leiden unter Degradationsprozessen; unterschieden nach Landnutzungsarten sind von 146 Mio. ha Bewässerungsland 30 %, von 458 Mio. ha Regenfeldbaufläche 47 % und von 4556 Mio. ha Weideland 73 % degradiert (aus Geist 2005). Jährlich gehen 10 Mio. ha Land durch menschliche Aktivitäten verloren.

Nach einer UNCCD-Studie sollen 250 Mio. Menschen unmittelbar von der Desertifikation in ihrer Existenz gefährdet sein und 1,2 Mrd. davon bedroht sein. Einige Abschätzungen liegen aber auch höher. Geist (2005) zitiert Angaben, die von 2,6 Mrd. Menschen in 110 Ländern ausgehen, die möglicherweise von den Auswirkungen der Desertifikation betroffen sein könnten. Speziell im subsaharischen Afrika sollen es 200 Mio. Menschen sein. Eine andere Studie besagt, dass bis zu 80 % des subsaharischen Weide- und Farmlandes Anzeichen von Degradation zeigen (ebd.). Auch in Asien und Lateinamerika sollen Degradierungserscheinungen in Trockengebieten weitverbreitet und beträchtlich sein.

Auslöser weit verbreiteter Schädigungen der Ökosphäre, die letztlich zur Desertifikation führen, sind:

 Weidewirtschaft: Degradierung/Zerstörung des Vegetationsbesatzes → Bodenerosion (meist als Folge der Vegetationsschädigung), Verlust an Bodenfeuchte und Regenerationsfähigkeit, Badland-Bildung (Zerschluchtung) und flächenhafte Abspülung, Versandung/Überwehung (Sand- und Staubstürme; Dünenbildung) u. a. m.

 Abholzung (Dorn- und Trockensavanne): Brenn- und Bauholzgewinnung → landschaftsökologische Degradierung

 Feldbau: Bodenversalzung und Versumpfung (Fehler bei der Be- und Entwässerung); Bodenverdichtung; Rodung der Trockensavanne: Verkrustung; Erosion und Deflation (Humus, Nährstoffe, Feinboden)

Es sind in erster Linie die meist weidewirtschaftlich genutzten tropischen und subtropischen Trockengebiete wie Zwergstrauch- und Kurzgrassteppen oder Dornbusch- und Trockensavannen, in denen Desertifikation als Bedrohung und Minderung des Lebensraumes besonders evident wird. Ein wichtiger Grund für die Anfälligkeit gegenüber ökologischen Schäden ist der ausgeprägte Wechsel von Trockenzeit und periodischen oder episodischen (Stark-)Niederschlägen hoher Variabilität. Vielfältige anthropogene Rahmenbedingungen sind als Stressauslöser für das Landschaftsökosystem zu nennen:

 Regionale Bevölkerungsexplosion; gesellschaftlicher und wirtschaftlicher Strukturwandel;

 Traditionelle thesaurierende Viehwirtschaft: Haltung möglichst großer Viehherden als Ausdruck wirtschaftlichen Vermögens und sozialer Stellung;

 Verdrängung gesellschaftlicher Gruppen in marginale Räume;

 Erzwungene Sesshaftigkeit nomadischer Gesellschaften;

 Verknappung von Weideflächen/Verdrängung (semi-)nomadischer Gruppen durch ökonomische Farmwirtschaft oder Agrarprojekte (Folgen kolonialer Strukturen; internationale Kommerzialisierung usw.);

 Kurzfristige Gewinnmaximierung (Überstockung) durch ökonomische Farmwirtschaft u. a. m.

In diesem Kontext sind sicherlich politisch-gesellschaftliche Veränderungen wie Bevölkerungsexplosion, Sesshaftmachung von Nomaden (Innerasien, Sahelzone u. a.) und damit verbundene Übernutzung oder Raubbau besonders zu betonen. Nicht nur in der Sahel-Zone wurden dadurch ökologisch nachhaltige Wirtschaftsweisen wie der dem saisonalen Wasserangebot angepasste Pastoralnomadismus aufgegeben. Vermehrte Brunnenbohrungen in Siedlungsnähe führten beispielsweise zu radikaler Überweidung der umgebenden Flächen, damit oft zu irreversiblen Schäden an der Vegetationsbedeckung und letztlich zu wüstenhaften Verhältnissen. Um die in der Fläche verteilten Brunnen/Tränken bilden sich regelrechte konzentrische Kreise mit den stärksten ökologischen Schädigungen im Zentrum. Da sich die täglichen Weideradien der Tiere überlappen, entsteht letztlich ein Muster erheblich bis völlig degradierter Räume. Mit der zunehmenden Nutzung des Grundwassers sinkt dessen Spiegel mit negativen Folgen für die lokalen (Savannen-)Gehölze. Letztere werden durch die nun sesshafte Bevölkerung übermäßig genutzt (Brennholz, Hüttenbau), was wiederum die landschaftsökologische Degradierung verstärkt. Eine weitere Steigerung des Landschaftsverbrauchs bis hin zur irreversiblen Desertifikation geht von der meist starken Bevölkerungszunahme in den schwach entwickelten Gebieten aus, sodass sich ein wahrer Teufelskreis einstellt (vergleichbar der überhöhten Rotation bzw. immer kürzer werdenden Regenerationsphasen im System des Brandrodungswanderfeldbaus). Eine disperse Dauervegetation wiederherzustellen ist schwierig und zeitaufwändig, da die Jungpflanzen sich nur in guten Regenzeiten behaupten können. Da die Wasseraufnahme und Wasserspeicherung der Böden bereits nachhaltig gestört sind, haben auch günstige Witterungsverläufe nur einen bedingten Regenerationseffekt (Foto 7).

Foto 7

Oben links: Grassavanne (Farmgelände, 2009) im Damaraland/Namibia. Die Niederschläge liegen bei etwa 250 mm/Jahr.

Oben rechts: Völlig überweidetes Gebiet mit ähnlicher Ausgangssituation, aber totalem Vegetationsverlust. Selbst die gute Regenzeit (2009) hat keine Erholung bewirkt, da offensichtlich nicht einmal mehr Grassamen in der Fläche zur Verfügung standen. Die Grassavanne ist hier zur anthropogenen Wüste geworden.

Unten links: Beginn einer durch Überstockung ausgelösten Bodenerosion. Linienhaftes Grabenreißen in der Dornbuschsavanne Namibias. Mit jedem Niederschlag frisst sich die Abtragung weiter rückschreitend und sich verzweigend ein, zerstört zunehmend die zuvor durch die Vegetation stabilisierte Oberfläche.

Unten rechts: Anthropogene, erosionsbedingte Felswüste im südostspanischen Gebirgsland. Die einst von Eichenwäldern bestandenen Hänge sind heute völlig verkarstet. Kleine Bodenreste sind allenfalls noch in tieferen Gesteinsspalten zu finden. Die ökologisch wie klimatische bedeutsame Wasserspeicherkapazität des ursprünglichen Bodens ist völlig vernichtet.

Eine einfache Kettenreaktion am Beispiel einer Grassavanne kann die progressive Desertifikation verdeutlichen (vgl. Foto 7):

 Überstockung, d. h. zu hoher Viehbesatz für eine nachhaltige, die Regeneration fördernde Nutzung,→ Überweidung bis hin zum völligen Verbiss und dem Ausrupfen von Vegetationssprosskegeln und Wurzeln (vor allem durch Ziegen); Pflanzen bilden keinen Samen mehr aus,→ Verlust des infiltrations-fördernden Bodengefüges und Verschlämmung der Bodenoberfläche,→ Bodenerosion durch flächenhafte Abspülung oder BadlandBildung; besonders zerstörerisch durch Starkregeneffekte,→ verstärkter Oberflächenabfluss ggf. bis zur Freilegung des Gesteinsuntergrundes,→ Deflation der Feinfraktionen und Humus; Übersandung angrenzender Gebiete.

 Es resultiert ein wüstenhafter Landschaftszustand als anthropogene Wüste, an diesem Beispiel durch Überweidung. Das Nutzungspotenzial dieses Raumes ist damit äußerst geschädigt oder vernichtet.

4.8.1 Klimawirksamkeit der Desertifikation

Vom Raubbau an Wäldern und Gehölzformationen lässt sich eine bisher kaum beachtete Klimawirksamkeit – hier am Beispiel der Mittelmeerländer – ableiten: Spätestens seit der Antike führte die Abholzung der subtropischen Steineichenwälder und die darin praktizierte Waldweide zu einer der Sekundärvegetation, die von der Macchie über die Garrigue bis hin zur Wüstensteppe, Ödland und nacktem Fels führte (Fotos 7, 44). Winterliche Starkregen, ergänzt durch Sommergewitter, brachten in der gestörten Vegetations- und Bodendecke eine teils verheerende Bodenerosion in Gang.

Mit der Bodendecke verloren ganze Landstriche ihren oberflächennahen Wasserspeicher: Die Infiltrationskapazität nahm ab, der Oberflächenabfluss dramatisch zu. Die Folge ist, dass die früher in einer intakten Ökosphäre gespeicherten Winterniederschläge nun zu großen Teilen direkt zum Vorfluter (oder in den tieferen Untergrund) abfließen. Mit dem Verlust der Waldbedeckung und des Bodens wird die Evapotranspiration eines Raumes erheblich geschwächt und damit auch die Wolkenbildung – die regionalen Niederschläge nehmen ab, die direkte Insolation nimmt zu. Ein Teil der Trockenheitsprobleme der Mittelmeeranrainer ist sicherlich auf anthropogenes Fehlverhalten zurückzuführen – zumindest lässt sich dies als These formulieren – und dokumentiert stellvertretend auch für andere Räume eine klimawirksame Spielart der Desertifikation.

4.8.2 Das Aralsee-Syndrom

Da Trockengebietsböden häufig über ein gutes Nährstoffangebot verfügen, wird im Durchflussbereich von Fremdlingsflüssen häufig Bewässerungsfeldbau in großem Stil betrieben. Das drastische Beispiel der Austrocknung des Aralsees steht für zahlreiche weitere Vorkommen von Umweltzerstörung und Ressourcenvernichtung. Auch dieser Vorgang ist in das breite Spektrum möglicher Desertifikationsprozesse einzuordnen. Hier entstehen durch fehlerhaft praktizierte Agrarnutzung Salzwüsten, was vielfältige Folgen nach sich zieht, sodass dafür der Begriff Aralsee-Syndrom vergeben wurde.

Der Aralsee liegt an der usbekisch-kasachischen Grenze und war 1960 mit 69 500 km² der viertgrößte See der Erde. Bis 1990 ist er um die Häfte seiner Fläche geschrumpft (2006: 27 000 km²). Sein Wasservolumen verringerte sich dramatisch von 1040 km³ auf 231 km³. Entsprechend stieg der Salzgehalt von 5 g/l auf 30 g/l an (Dech & Ressl 1993). Bis 2020 wird der See fast vollständig eingetrocknet sein (Abb. 13).

Abb. 13

Progressive Austrocknung: links Zustand des Aralsees im Jahr 2003, rechts im Jahr 2009 (aus Giese & Sehring 2009).

Obwohl bereits seit der Jahrhundertwende etwa 2,8 Mio. ha Land im Durchflussbereich von Amu Darja und Syr Darja bewässert wurden, blieb der See quasi stationär. Der jährliche Verdunstungsverlust von 1000 mm (= 66 km³) wurde durch Grundwasser und Oberflächenzustrom ausgeglichen: Die beiden aus dem Pamir- und Tian Shan-Gebirge kommenden Flüsse lieferten 55 – 56 km³ Wasser pro Jahr. Aus regionalen Niederschlägen (138 mm/Jahr) stammten 9,1 km³. Ab den 1960er-Jahren wuchs die Bewässerungsfläche (Baumwolle, Reis) bis 1990 auf über 7,5 Mio. ha. Der Feldbau entzog dem Amu und Syr Darja immer mehr Wasser mit der Folge, dass der Syr Draja zwischen 1974 und 1986 den See nicht mehr erreichte. Auch der stärkere Amu Darja lieferte in den Jahren 1982, 1983, 1985, 1986 und 1989 kein Wasser (Giese 1997). Die Verdunstungsverluste ließen den Seespiegel rasant sinken. Der gegenüber früher außergewöhnlich hohe Wasserverbrauch pro Flächeneinheit ist auf Fehlplanungen, undichte Kanäle, Missmanagement u. a. zurückzuführen. Gewaltige Mengen an Dränage- und Abflusswasser wird in die Wüste geleitet, wo es verdunstet und die Böden versalzt. Da eine gut austarierte Dränage immer ein Problem in der Bewässerungslandwirtschaft darstellt, gehen auch große Kulturflächen durch Versalzung verloren. Zunächst kommt es zu Ertragseinbußen, später zur Aufgabe. Neue Felder müssen erschlossen werden. Die jahrzehntelange Baumwoll-Monokultur hat zu intensiver Bodenauslaugung geführt, die durch zunehmende Düngergaben ausgeglichen werden muss. Dem Problem der Schädlinge und Unkräuter versucht man mit massivem Einsatz giftiger Pestizide, Herbizide und Entlaubungsmitteln zu begegnen. Nach Angaben der Weltbank sind im Jahr 1991 im Durchschnitt 41,6 kg Pestizide pro Hektar eingesetzt worden.

Anfang 1992 wurde die Aralsee-Region (473 000 km²) von den betroffenen ehemaligen Sowjet-Republiken zum Katastrophengebiet erklärt. Hier leben 3,8 Mio. Menschen. Die Belastung und Vergiftung des Trinkwassers wie auch die Belastung durch aufgewehte, kontaminierte Stäube haben zahlreiche infektiöse Erkrankungen des Magen-Darm-Traktes und der Atmungswege nach sich gezogen; ebenso stieg die Zahl der Krebserkrankungen signifikant. Die Mütter- und Kindersterblichkeit ist drei- bzw. viermal so hoch wie im europäischen Teil der ehemaligen UdSSR (Giese 1997).

Vom trockengefallenen Seeboden und seinen Randlandschaften gehen auch Fernwirkungen aus, die letztlich den laufenden Klimawandel noch akzentuieren: Salze und Stäube werden mit den westlichen Winden in die vergletscherten Einzugsgebiete von Amu und Syr Darja eingetragen, wo sie die Schnee- und Eisflächen zu schnellerem Abtauen bringen. Zudem werden die Giftstoffe aus der Landwirtschaftsproduktion in andere Ökosysteme eingetragen.

Die Aralsee-Region selbst ist großräumig zur anthropogenen Salzwüste geworden und weite Flächen entlang der Zuflüsse wandeln sich zu versalzten Wüstenböden. Flächen werden von Sand und Staub überweht. Eine natürliche Regeneration ist kaum möglich (Näheres s. Giese et al. 1998; Opp 2004, 2007). Ähnliche Prozesse, wenn auch nicht in diesem Ausmaß, spielen sich an vielen Wüstenrändern und Wüstenbecken ab, wo Bewässerungsprojekte z. T. planlos und unsachgemäß installiert wurden. Damit verbunden ist Verlust an potenziell tragfähigem Substrat durch Versalzung und an großen Mengen fossilen Wassers, dass verschwenderisch eingesetzt wird.

Die ausufernde Literatur zum weltweiten Phänomen kann hier keine gebührende Berücksichtigung finden. Es sei hier stellvertretend auf einige Arbeiten zum Problem der Desertifikation verwiesen: Dregne 1983, Geist 2005, Ibrahim 1980; Mensching 1980, Mensching & Seuffert 2001, Reynolds & Stafford Smith 2002, Seuffert 2001.

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5 Verbreitung und Flächenanteile der Wüsten

Wüsten umfassen mit fast 30 000 000 km² etwa ein Fünftel der globalen Festlandsfläche. Nimmt man die semi-ariden Gebiete hinzu, so gehören 31 % der Kontinentoberflächen zu den Trockengebieten (Tab. 5; Abb. 14). Wenn immer wieder abweichende Angaben zu Flächen oder prozentualen Verhältnissen auftreten, so ist auf die eingangs angesprochene international unscharfe und uneinheitliche Definition von Wüste, Halb-/Randwüste, Wüstensavanne usw. zu verweisen (Kap. 2). In diesen Naturräumen gibt es keine Grenzen, sondern nur fließende Übergänge, Grenzsäume. Zudem sind in den letzten Jahrzehnten die Trockengebiete und Wüsten durch den Prozess der anthropogenen Desertifizierung noch deutlich gewachsen (s. Kap. 4.8), sodass sich die ökologischen wie statistischen Kennzeichen dieser Räume ständig ändern. Grob genommen kann man bei den Trockengebieten von etwa 50 Mio. km² und damit von einem Drittel der Festlandsfläche ausgehen.

Abb. 14

Flächenanteile der Trockengebiete und ihre Differenzierung nach dem Grad der Aridität (aus Giessner 1988).

Tab. 5 Die Trockengebiete der Erde, differenziert nach Flächenausdehnung und Ariditätsgrad (aus Giessner 1988)

Kontinentale Zuordnung	Gesamtfläche Kontinent/Subkontinent (in km2)	Davon:						Trockengebiete gesamt
		Semi-aride Region		Aride Region		Hyperaride Region
		km2	%	km2	%	km2	%	km2	%
Amerika
Nordamerika Zentralamerika und Antillen Südamerika Amerika gesamt	21.080.000 882.00 17.755.000 39.917.000	2.340.800 4.410 1.597.950 3.943.160	11 0,5 9 10	1.489.600 0 1.420.400 2.910.000	7 0 8 7,5	425.600 0 355.100 780.700	2 0 2 2	4.256.000 4.410 3.373.450 7.633.860	20 0,5 19 19,5
Afrika
Afrika nördlich des Äquators Afrika südlich des Äquators Kontinental. Afrika gesamt Madagaskar Afrika gesamt	19.471.906 9.736.094 29.208.000 589.000 29.797.000	4.089.120 1.314.360 5.403.480 53.010 5.546.490	21 13,5 18,5 9 18,5	6.425.760 876.240 7.302.000 23.560 7.325.560	33 9 25 4 24,5	4.381.200 146.040 4.527.240 0 4.527.240	22,5 1,5 15,5 0 15	14.896.080 2.336.640 17.232.720 76.570 17.309.290	76,5 24 59 13 58
Asien	42.365.000	6.354.750	15	8.049.350	19	1.270.950	3	15.675.050	37
Australien	7.703.850	2.234.120	29	3.928.960	51	0	0	6.163.080	80
Europa	10.032.100	752.500	7,5	200.500	2	0	0	953.000	9,5
Kontinentale Gesamtfläche	129.814.950	18.741.020	14,5	22.414.370	17	6.578.890	5	47.743.280	36,5
Weitere Regionen (Grönland, Arkt. Regionen, Indonesien, Neuseeland, Antarkt. Regionen, Ozeanien, etc.)	22.418.050	0	0	0	0	0	0	0	0
Terrestrische Gesamtfläche	153.233.000	18.741.020	12,2	22.414.370	14,6	6.578.890	4,2	47.734.280	31

In dieser Dimension ist die Trockenzone die größte Naturlandschaftszone der Erde (Giessner 1988). Die polaren Kältewüsten sind in dieser Relation nicht enthalten. Auf den warm-gemäßigten Subtropenraum entfällt der höchste Anteil, zu dem der zonale altweltliche Trockengürtel mit seinen zahlreichen Wüsten gehört: Nördliches Afrika – Arabische Halbinsel – Vorderer Orient (Abb. 8). Weite Bereiche der kühlgemäßigten, kontinentalen Zone sind semi-aride und aride Gebiete mit teils extremen Wüsten (Abb. 11). Im Vergleich dazu fallen die Trockengebiete der randtropisch-heißen Zone flächenmäßig weit kleiner aus. Quantitative Angaben können Tab. 5 entnommen werden. Abb. 14 bietet einen Vergleich der absoluten Flächen von semi-ariden Gebieten sowie ariden und hyperariden in Bezug zur zugehörigen Kontinentfläche. Besonders beeindruckend ist das nördliche Afrika mit ~15 Mio. km² bzw. knapp 77 %. Asien hat absolut gesehen mit 15,7 Mio. km² eine absolut etwas größere Fläche aufzuweisen, in Relation zur Gesamtfläche machen die Trockengebiete aber nur einen Anteil von 37 % aus. Australien ist zwar zu 80 % Trockengebiet, erreicht aber mit gut 6,1 Mio. km² nicht einmal die Hälfte der nordafrikanischen Fläche.

Besonders interessant und aus geoökologischer Sicht bedeutsam ist der jeweilige Anteil der Wüsten (aride Räume mit <100 mm N/Jahr) und hyperariden Wüsten (Abb. 14): Besonders auffällig ist hier wieder die Sahara. Sie führt mit 22,5 % hyperaridem Anteil mit großem Abstand den Vergleich der Großräume an: „Die Sahara ist die einzige Wüste der Erde, bei der ein großer zusammenhängender Trockengürtel klimatisch als hyperarid eingestuft werden kann. Sie ist die einzige hyperaride Kernwüste mit zonaler Dimension. An ihrem Ariditäts- und Kontinentalitätsgrad sind alle anderen Wüstengebiete der Erde zu messen. Die Sahara ist Ausnahme und Prototyp einer Wüste zugleich.“ (Giessner 1988: 160). Australien – oft als Kontinent der Wüsten apostrophiert – hat keinen statistisch relevanten Anteil an hyperariden Standorten.

Die Verbreitungskarten (Abb. 8, 11) nehmen eine großklimatische Differenzierung der Trockengebiete/Wüsten vor: Sie werden entweder dem kalten (gemäßigten; BWk-Klima nach Köppen 1936) oder dem warmen/heißen (tropisch-subtropischen; BWh) Typus zugeordnet. Letzterer ist nach Besler (1992) mit der Jahresmitteltemperatur von ≥18 °C gegen ektropischen Trockengürtel abzugrenzen.

Regional kommt es zur Verzahnung von kalten und warmen Wüsten: Die Namib ist im Bereich des Wendekreises durch Nebelbänke in ihrer Temperatur reduziert. Ihr etwa 40 km breiter Küstenstrich gehört damit zum kalten Wüstenklima BWkln (Besler 1972), der östliche Abschnitt zum BWh-Typ. In Südamerika geht die warme Küstenwüste schon bei etwa 18°30’ S in die kalte Wüste über. Das gesamte BW-Klima Australiens gehört zu den warmen Wüsten. Auf der Nordhalbkugel sind warme Trockengebiete im Great Basin Nordamerikas bis 38° N verbreitet; in Afrika und Arabien bis >35° N. Im Iran und in Pakistan liegt die Grenze bei 26° N; in den dortigen Becken liegen warme Wüsten.

Die wichtigsten Wüsten und Halbwüsten der Erde (ohne Kältewüsten):

 Nördliches Afrika: Sahara (mit Teilwüsten wie Libysche, Östliche und Westliche Wüste)

 Arabische Halbinsel: Nafud, Nadjd/Nedschd, Rub al Khali

 Äthiopien: Danakil, Ogaden

 Israel, Palästina: Negev

 Mittlerer Osten: Syrische Wüste

 Südliches Afrika: Namib, Kalahari, Karoo

 Iranische Region: Große Salzwüste/Kawir, Lut, Dasht e Margo

 Indien und Pakistan: Tharr

 Afghanistan: Registan

 Westliches Asien: Kara Kum, Kysyl Kum, Turkestan

 China, Mongolei: Takla Makan, Tsaidam, Badain Jaran, Tengger, Gobi, Dsungarei

 USA und Mexiko: Chihuahua, Colorado, Death Valley, Gila, Great Basin, Mojave, Painted Desert, Sonora

 Nordperu: Sechura, Atacama

 Peru, Chile: Atacama

 NW-Argentinien: Monte, Patagonien

 Australien: Gibson, Great Victoria, Simpson, Sturt, Strzlecki, Tanami

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6 Allgemeine Kennzeichen des Wüstenklimas

Im Folgenden werden einige Orientierungsangaben zum Wüstenklima angeführt. Wie aus dem Ursachenspektrum für Wüsten abzuleiten ist, sind Pauschalierungen nur bedingt möglich. Wüsten sind neben ihrer großklimatischen Einordnung in ihren zonal oder lagebedingten Klimaausprägungen u. a. sehr stark durch orographische Gegebenheiten bestimmt. Im zweiten Teil des Buches wird die individuelle Charakterisierung anhand der ausgewählten Beispiele stärker berücksichtigt.

6.1 Niederschläge und ihre raum-zeitliche Variabilität

Niederschlagsarmut ist das dominante Merkmal der heißen/warmen Wüsten. Die Verdunstung (Evaporation) überwiegt das atmosphärische Wasserangebot um ein Vielfaches. Das Wissen um die Höhe und Verteilung der Niederschläge ist jedoch immer noch dürftiger als um andere meteorologisch-klimatische Parameter: Die Niederschläge in Vollwüsten fallen episodisch-unzuverlässig und räumlich ungleichmäßig als Sommerregen (tropische Wüstenseite) oder als Winterregen (subtropische Seite).

Klimadiagramme (Abb. 15, 44, 52) machen die Mengen deutlich und wie sehr sich die Niederschlagskurven von Sommer- oder Winterregenwüsten in ihrem jahreszeitlichen Verlauf unterscheiden. Auch bei gleichem Saisontyp gibt es untereinander große Unterschiede im Temperatur- und Niederschlagsgang, sodass sich zu starke Verallgemeinerungen verbieten. Landschaftsökologisch ist es sehr bedeutsam, zu welcher Jahreszeit die spärlichen Niederschläge fallen, da die Evaporation in den kühleren Wintermonaten weit schwächer als zur Zeit der Sommerregen ausfällt. Bei den Binnenwüsten Asiens herrschen Sommerniederschläge vor. In manchen Bereichen gibt es geringe winterliche Schneerücklagen (Abb. 61, 62).

Abb. 15

Klimadiagramme unterschiedlicher subtropisch-randtropischer Wüsten- und Halbwüstenstandorte (klimaökologische Typen; Subzonobiome).

Obere Reihe: Winterregengebiete.

Zweite Reihe: randtropische Sommerregen.

Dritte Reihe: unregelmäßige Niederschläge zu allen Jahreszeiten.

Untere Reihe: nahezu regenlose Bereiche (veränd. n. Walter & Breckle 2004).

Sieht man von den Hochgebirgswüsten ab, sind Regen, Nebel und Tau die bestimmenden Niederschlagsformen in den tropisch-subtropischen Wüsten; Schnee tritt nur einigen extremen Hochlagen auf. Selten wird die Nebelnässe oder der Tau in quantitative Angaben einbezogen, da sich diese meist nächtliche Feuchte am nächsten Tag rasch verflüchtigt und schwer messbar ist. Dennoch kommen diese beiden Benetzungsarten vor allem den Niederen Pflanzen wie Flechten und Algen und der Kleintier-Fauna zu Gute (Kap. 7.4). Aber auch manche höheren Pflanzen erhalten einen ökologischen Vorteil, indem Nebelnässe an der Pflanze kondensiert und äußerlich in den oberflächennahen Wurzelbereich abgeleitet werden kann.

Foto 8

Cumulonimbus-Wolke und Regenschauer über dem Namibrand (W Brandberg). Die Ausläufer monsunaler, konvektiver Luftmassen können örtlich heftige, geomorphologisch wirksame Niederschläge erzeugen.

Die Spanne von Wüstenniederschlägen reicht von nahe Null in Teilen der südamerikanischen Atacama oder der Libyschen Wüste bis etwa 600 mm im südwestlichen Madagaskar (Evenari 1985). Letzteres mag erstaunen, wird aber mit der außerordentlichen Unregelmäßig der dortigen Regen begründet: In SW-Madagaskar gibt es Jahre, in denen der Jahresniederschlag innerhalb eines Monats in heftigen Schauern niedergeht und rasch abfließt. Trotz der relativ großen Menge resultieren wüstenhafte Landschaftsverhältnisse. Die mittlere Höhe der Niederschläge ist folglich nicht allein entscheidend, welcher ökologische Zustand in der betroffenen Region resultiert.

Hervorstechendes Niederschlagsmerkmal heißer Wüsten ist eine extreme raum-zeitliche Niederschlagsvariabilität. Da Regen meist in Form von Schauern fallen, bedeutet dies starke interannuelle Schwankungen und Unregelmäßigkeiten bezogen auf die Niederschlagsquantität, -intensität und ihre konkrete räumliche Verteilung (Abb. 16-19; Foto 8). Vorhersagen oder zeitlich-statistische Berechenbarkeit scheiden weitgehend aus – ein charakteristisches Wüstenmerkmal. Aufgrund ihrer oft hohen Intensität (Menge pro Zeit) sind die typischen Schauerniederschläge in Wüsten trotz ihres episodischen Auftretens geomorphologisch sehr wirksam und nicht selten zerstörerisch (Abb. 18, 42; Fotos 43, 46).

Abb. 16

Farm Samara (Namib-Ostrand südlich Solitaire): Nach den Aufzeichnungen des Farmers fallen hier im langjährigen Mittel etwa 100 mm N/Jahr. Abgebildet sind die täglichen Niederschläge in zwei aufeinanderfolgenden Regenzeiten – ein typisches Beispiel für zeitliche Variabilität in Wüstenmilieus (interannuelle Schwankungen): 1972/73 fiel lediglich ein Siebtel des Niederschlags von 1973/74. Es regnete nur an fünf Tagen, während im Jahr darauf über vier Monate verteilt immer wieder Regen fiel und eine außergewöhnlich hohe und dichte Grasdecke erzeugte (veränd. n. Hüser 1977).

Dies trifft sowohl auf die von der außertropischen Zirkulation beeinflussten Räume Asiens, die subtropischen Winterregengebiete (z. B. nördliche Sahara, südliche Namib) wie auch für die tropisch-monsunalen Bereiche (südliche Sahara, mittlere und nördliche Namib) zu. Dabei gilt: Je niedriger der Jahresniederschlag, desto größer ist die Variabilität. Gerade bei den Wendekreiswüsten (Kap. 4.1) lässt sich klarmachen, woher die hohe raum-zeitliche Variabilität rührt. Hier überlappen sich an ihren Rändern zwei zirkulatorische Großsysteme – die durch saisonal wandernde Tiefdruckgebiete mit Kaltfronten gesteuerte subtropische Winterregendynamik und die durch die innertropische Passatkonvergenz (ITC) hervorgerufenen, durch den Zenitstand der Sonne ausgelösten Sommerregen (Zenitalregen).

Das Beispiel Australiens als sogenannter Kontinent der Wüsten macht dies ebenfalls deutlich. Bei der aktuellen geographischen Lage Australiens laufen – grob vereinfacht – beide genannten Niederschlagsregime aus und sind nur noch wenig ergiebig. Die betroffenen Gebiete profitieren weder aus der Winterregen- noch aus der Sommerregendynamik in verlässlicher Weise. Gerade in den Grenzbereichen von Zirkulationssystemen ist also die Variabilität besonders ausgeprägt. Das gilt für die Vollwüsten und wird in besonderem Maße in den Halb-/Randwüstenbereichen spürbar, wo der Mensch versucht, Nomadismus oder (extensive) Weidewirtschaft zu realisieren (Abb. 17). Das Dürrerisiko mit seiner existentiellen Bedrohung verhindert aber eine berechenbare Einbeziehung marginaler Trockenräume in das Wirtschaftssystem der Region. Der Süden und Südwesten Namibias steht als ein solches Beispiel für eine hochvariable Grenzsituation zweier Niederschlagssysteme.

Abb. 17

Variabilität der Niederschläge in der Dornstrauchsavanne des Damaralandes/Namibia. Die Station Khorixas erhält durchschnittlich 200 mm N/Jahr. Dennoch beträgt die jährliche Abweichung vom langfristigen Mittel oft mehr als 50 % von einem Jahr auf das andere (n. Jacobson et al. 1995).

In orographischen Wüsten (Leeseiten-Wüsten) mit weniger komplexen Rahmenbedingungen wie beispielsweise die Mojave und das Tal des Todes (Kalifornien) ist der Grad der Abweichung geringer. Hier sind es oft wiederkehrende Westwindlagen und Fronten, die mit ihren im Lee absteigenden Luftmassen gesetzmäßig zur Wolkenauflösung führen. Dieser Zustand tritt statistisch regelmäßiger ein; an den Rändern eines großen Zirkulationssystems dagegen ist die Niederschlagshöffigkeit bzw. die Intensität der Lufttrockenheit deutlich unsteter.

Wüsten zeigen generell einen mittleren jährlichen Bewölkungsgrad von weniger als 30 %, regional auch <20 %. Es ist der niedrigste Wert aller Ökosysteme; hierbei ausgenommen sind die Nebelwüsten an den Westküsten der Kontinente. Die ungehinderte Einstrahlung sorgt für starke Lufterwärmung und häufig heftige thermische Konvektion. Wegen der stabilen Luftschichtung in Hochdruckgebieten sind Niederschläge selten, zumal die Wüstenluft ein hohes Sättigungsdefizit hat.

In den Trockengebieten, insbesondere in den Vollwüsten, ist die Aussage von Jahresmittelwerten des Niederschlags als Kennzeichnung des klimatisch-hydrologisch-ökologischen Systems äußerst unzureichend. Die Feststellung des Durchschnitts für die Sahara mit <50 mm/Jahr vermittelt keine Vorstellung über die Gewalt episodisch abkommender Wadis oder von Schichtfluten an Hängen. Niederschläge fallen gewöhnlich als lokale, heftige Schauer.

Abb. 18

Exzeptionelle Starkregen fielen im Herbst 1969 in Maknassy (Tunesien) und verursachten beträchtliche Erosionsprozesse. Im September fiel an einem Tag etwa das 1,5fache, am 7. Oktober das 4,5fache des langfristigen Jahresmittels (n. Giessner 1988).

Der oft kolportierte Spruch, dass in der Wüste mehr Menschen ertrinken als verdursten, hat durchaus seine Berechtigung. Derartige Aussagen machen die Dynamik und Intensität einzelner Starkregenereignisse sowie die resultierende Transport- und Erosionskraft des betroffenen Flusslaufs eher vorstellbar. Dazu einige Zahlenangaben: Aus der Tharr werden 500 mm, aus Australien 100 bis 300 mm Regen an einem Tag gemeldet. In der Sahara wurde ein Starkniederschlag von 93 mm innerhalb einer Stunde gemessen. Über die katastrophalen Auswirkungen der episodischen Regen wird immer wieder berichtet. So beschreibt Popp (2009) aus Marokko, dass nach 20 Jahren Trockenheit im Mai 2006 sturzbachartige Regenfälle am Erg Chebbi die Oueds Ghris und Ziz zu reißenden Flüssen machten. Der trockene Boden konnte die Wassermassen nicht aufnehmen, zahlreiche Herbergen des langgestreckten Touristenortes stürzten ein. Über die Häufigkeiten und regionale Verteilung von Starkregen in den Zentren großer Wüsten liegen aber kaum systematische Beobachtungen vor.

Tab. 6 Durchschnittlicher monatlicher Niederschlag (in Millimetern) einiger Stationen in heißen Wüsten (Daten aus: Evenari 1985). Die Höhe der Jahresniederschläge der sechs unteren Stationen zeigt an, dass hier ein sehr weit gefasster Wüstenbegriff verwendet wird

Station/Land	J	F	M	A	M	J	J	A	S	O	N	D	Jahr
Dakhla/Ägypten	0	0	0,1	0,1	0,2	0	0	0	0	0	0	0	0,4
Pisco/Peru	0	1	1	0	0	0	0	0	0	0	0	0	2
Tacna/Peru	3	2	0	2	4	3	3	7	8	6	3	2	43
DeathValley/USA	5	6	4	4	2	0,3	3	4	3	2	5	7	45
Mazan/Argent.	22	16	9	2	3	0	1	0,5	0,8	3	9	13	79
Béchar/Algerien	7	7	13	7	2	3	0,4	4	6	14	12	10	85
Avdat/Israel	19	16	12	7	0,8	0	0	0	0	3	6	22	86
Phoenix/Arizona	21	23	16	9	3	1	21	30	20	11	12	21	188
Beersheba/Israel	53	29	26	10	0	0	0	0	0	11	24	47	200
Mendoza/Argent.	32	28	25	10	13	7	12	9	19	19	19	11	204
Ojinga/Mexiko	12	5	4	9	19	25	32	30	35	20	8	10	209
Kairouan/Tunes.	27	26	35	26	24	12	5	8	37	31	30	25	286
Jodhpur/Indien	4	5	3	3	8	29	97	123	40	4	1	2	319

Räumliche Variabilität

Neben der jahreszeitlichen Verteilung und der Unterschiedlichkeit in der Regenmenge ist die räumliche Variabilität zu beachten. Es sind zumeist einzelne Gewitter oder Schauerwolken, die den Niederschlag in Wüsten verursachen. Regenfälle in breiten Fronten sind äußerst selten und fallen nur an den Wüstengrenzen zur ektropischen Westwindzone. Für einen größeren Raum bedeutet dies, er wird nicht gleichmäßig beregnet (Abb. 19). Über eine oder mehrere Regenzeiten hinweg können erhebliche Unterschiede auftreten, was sich im lokalen Erscheinen von Ephemeren oder der regional unterschiedlichen Wuchsfreudigkeit von Gräser und Zwergsträuchern äußert (s. Kap. 7.1). Die kleinräumige, punktuelle Konzentration des Niederschlags (spottiness) ist ein oft beobachtetes Phänomen in Wüsten (Foto 8). Es sind eben die vereinzelten konvektiven (Cumulus-)Wolken mit Durchmessern kleiner als 5 – 10 km, die für die kleinräumig-variierenden Niederschläge verantwortlich sind. Evenari (1985) beschreibt ein Niederschlagsereignis in der Negev-Wüste, bei dem 14 mm Regen in sieben Minuten fielen und auf eine Fläche von 30 – 40 km² begrenzt war. Mehrfache eigene Beobachtungen bestätigen die Kleinräumigkeit einzelner kräftiger Schauer.

Abb. 19

Schema eines kleinräumigen Verteilungsmusters von Regenschauern oder Gewittern. Dargestellt werden soll die mögliche Beregnung einer gedachten Fläche während mehrerer Regenzeiten: Manche Bereiche des Beobachtungsraums werden des Öfteren, manche während mehrerer Jahre gar nicht beregnet. Ein derart fleckenhaftes Muster (spottiness) ist typisch für die Gesamtheit arider Gebiete (Foto 8).

Die durchschnittliche Häufigkeit der Niederschläge ist in den einzelnen Wüsten sehr verschieden. In der zentralen Sahara sind in vier Monaten sogar einmal 11 Regenfälle beobachtet worden. In weniger strengen Wüstenmilieus zählt man – bei entsprechender Variabilität – 15 bis 20 Tage mit Niederschlag. Für die Winterregen-Wüste Israels werden so in einem Zeitraum von 17 Jahren als Maximalwert 30 und als Minimalwert 10 Regentage angegeben (Station Avdat).

In der chilenischen Kernwüste fallen Niederschläge nur in Jahrzehnten einmal, während in den andinen Randgebieten kaum ein Jahr ohne Regen vergeht; jedoch ist die Küstenwüste bei Arica wiederum extrem regenarm. In der südlichen Ägyptischen Wüste (S Minje) soll es jahrelang nicht regnen. Ebenso wird für die westliche Sahara (In Salah) berichtet, dass es zwischen 1903 und 1913 nur einmal geregnet hat. In allen Vollwüsten ist die Zahl der Regentage mit mehr als 0,1 mm sehr niedrig und variabel. Evenari (1985) führt zwei Beispiele für ganz extreme Wüsten an:

 Antofagasta (Chile): 17 von 20 Jahren ohne Regen

 Cochones (Chile): 45 Jahre in Folge ohne Regen (1919 – 1964)

Pflanzen haben nur einen Nutzen vom Niederschlag, wenn mindestens 10 mm fallen. Andernfalls verdunstet das Wasser, bevor es von den Wurzeln aufgenommen werden kann (Schultz 2000). Für eine ökologische Bewertung ist aber nicht allein die Höhe des Niederschlags entscheidend, sondern dessen Effektivität. Das Wachstum richtet sich ganz danach, in welchen zeitlichen Abständen Niederschläge fallen. Einmalige starke Ereignisse haben eher zerstörerische Effekte, als dass sie Lebensbedingungen unterstützen. Für die Biodiversität, Aufrechterhaltung und Reproduktion ist biologische Effektivität knappen Niederschlags nur gegeben, wenn er in der thermisch günstigen Jahreszeit fällt und über die Vegetationsperiode (Photosynthesezeit) verteilt angeboten wird, wenn also Wasser nachgeliefert wird, um der Pflanze eine gute Entwicklungsmöglichkeit zu bieten.

Ein biologisch effektiver Niederschlag in extremen Wüsten ist dann gegeben, wenn die episodische Durchfeuchtung ein solches Maß erreicht hat, dass die Keimung des Samens bzw. das Austreiben von Knollen und Zwiebeln in Gang kommt und eine ausreichende Entwicklung der Pflanze ermöglicht wird. Diese biologische Effektivität wird aber von weiteren Rahmenbedingungen mitbestimmt. Evenari (1985) verweist auf anhaltend heiße Winde, die binnen kurzer Zeit den durchfeuchteten Boden mehrere Zentimeter tief wieder austrockneten. Andererseits unterstützen kühle Witterungsbedingungen den Fortgang von Keimung und Austrieb.

Letztlich sind Wasserknappheit und ein unregelmäßiges Angebot die limitierenden Faktoren für Flora oder Fauna und Auslöser für Dürrestress und damit auch der Regelfall für extreme Wüstengebiete. Für die Artenzusammensetzung ist diese Konstellation entscheidend. Nur Spezies mit besonderen Anpassungsstrategien an die Unzuverlässigkeit des Wasserangebots schaffen es, damit zurechtzukommen. Parameter wie Temperatur, Insolation, Nährstoffmanagel usw. sind in Wüsten meist kein Problem, von extremen Gebirgsstandorten und Dünengebieten abgesehen.