Durch die Wüste. Klimageographische Aspekte der Seidenstraße als Handelsweg im altweltlichen Trockengürtel

Inhaltsverzeichnis

Inhaltsverzeichnis

1 Einleitung

2 Makroklima der Seidenstraße
2.1 Primäre Klimafaktoren
2.2 Sekundäre Klimafaktoren: Atmosphärische Zirkulation

3 Mesoklima der Seidenstraße
3.1 Chang‘an
3.2 Lanzhou
3.3 Jiayuguan
3.4 Khotan
3.5 Torugart Pass
3.6 Samarkand
3.7 Samina
3.8 Ekbatana
3.9 Palmyra

4 Zusammenfassung

5 Literaturverzeichnis

6 Abbildungsverzeichnis

1 Einleitung

Diese Arbeit behandelt die klimageographischen Aspekte der Seidenstraße. Mit Seidenstraße sind die historischen Handelswege zwischen Europa und Asien gemeint, die innerhalb des altweltlichen Trockengürtels liegen. Der Fokus der Arbeit wird aus Gründen des Umfangs auf der Klimageographie der meist frequentierten Landrouten zwischen Chang‘an und Palmyra liegen (s. Abb. 1). Sämtlichen räumlichen und klimatischen Angaben werden die aktuell (2018) zur Verfügung stehenden Daten zugrunde gelegt. Für die Klimadaten werden dreißigjährig gemittelte Daten von 1970 - 2000 verwendet. Als Grundlage für die Klimaklassifikationen dienen die Einteilungen nach Köppen und Geiger (vgl. KOTTEK, RUBEL 2017).

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Abbildung 1: Verlauf der Seidenstraße mit relevanten Zusatzinformationen. (Quelle: Eigene Darstellung)

Der Verlauf der Seidenstraße lässt sich auf den Raum zwischen 35° - 45° nördlicher Breite und 30° - 120° östlicher Länge festlegen und hat eine West-Ost-Ausdehnung von bis zu 8600 km (s. Abb. 2). Dabei durchzieht sie nicht nur Gebiete mit extremen Temperaturen (ca. -20 - 40 °C), sondern nach heutigem Stand ca. 11 verschiedene Länder und 5 von 6 möglichen Klimazonen nach Köppen und Geiger (vgl. KOTTEK, RUBEL 2017). Ähnlich vielfältig gestaltet sich auch das Höhenprofil der Seidenstraße (vgl. Abb. 2). Liegen die Enden der Hauptroute in Palmyra und Chang‘an bei Werten von 590 m bzw. 380 m¹, steigen diese in den Gebieten des Himalayas am Torugart-Pass auf bis zu 4118m (s. Abb. 2).

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Abbildung 2: Höhenprofil zwischen Palmyra und Chang’an (Quelle: Eigene Darstellung)

Ziel dieser Arbeit ist es, dem Leser einen Überblick über die Klimageographische Gliederung der Seidenstraße zu erarbeiten. Weil die Umgebungen der Seidenstraße durch äußerst heterogene Regionen geprägt sind, die durch ihre unterschiedlichen Breitenlagen, Lagen zum Meer und Höhen ausschlaggebend für die klimatische Gliederung sind, werden diese auch das Kriterium für die einteilende Betrachtung sein. Zunächst werden somit die für die Seidenstraße relevantesten, makroklimatischen Prozesse herausgearbeitet und grob im Rahmen der Klimaklassifikationen beschrieben, um diese anschließend mit dezidierten mesoskaligen Beispielen einzelner ausgewählter Klimastationen zu vertiefen (s. Abb. 1). Die Klimastationen sind eine Auswahl der eigentlichen Stationen, Städte und Oasen, die in regelmäßigen Abständen auf der Strecke zu finden sind (s. Abb. 1). Die Auswahl der Klimastationen richtet sich dabei nach einer möglichst heterogenen Anzahl an Klimatypen und gleichzeitig nach einer gleichmäßig verteilten Abdeckung der Seidenstraße. Um allgemein vergleichbare Aussagen über Klimazusammenhänge machen zu können, wird die Klimaklassifikation nach Köppen und Geiger zugrunde gelegt (vgl. PEEL ET AL. 2007).

2 Makroklima der Seidenstraße

Klima ist „[…] die mittlere Statistik des Wettergeschehens für eine bestimmte Periode […] und ein bestimmtes Gebiet“ (KAPPAS 2009, S. 3). Primär wird das Wettergeschehen von der Breitenkreislage, der Meer- Landverteilung, Höhenlage bzw. der Lage zu Gebirgen und sekundär von der atmosphärischen Zirkulation beeinflusst (vgl. KAPPAS 2009, S. 86).

2.1 Primäre Klimafaktoren

Prinzipiell ist für alle „physikalischen und biologischen Prozesse im Klimasystem […] Energie notwendig“ (STORCH ET AL. 1999, S. 10). Der Hauptteil davon ist die „zeitlich und räumlich variierende Energiezufuhr durch die Sonne in Form von Strahlung“ (STORCH ET AL. 1999, S. 10). Die Breitenkreislage bestimmt dabei maßgeblich die Strahlungsbilanz und damit direkt deren Temperaturverteilung (KAPPAS 2009, S. 147f). Je nach Jahreszeit variieren die Bereiche der maximalen Globalstrahlung. Teilweise überlagern sie sich mit der ITCZ (Innertropische Konvergenzzone), die sich entsprechend der sich verändernden Globalstrahlung ebenfalls verlagert (s. Abb.1 im Zusammenhang mit Abb. 3). So befinden sich die Orte der maximalen Globalstrahlung im Winter unterhalb des Äquators auf der Südhalbkugel, im Sommer hingegen im betrachteten Gebiet, ca. zwischen 35° - 40° nördlicher Breite. Durch den starken Einfluss der Globalstrahlung auf die Temperaturen, kann die ITCZ als Lokalisationsindikator für die regionale Temperatur verwendet werden. Temperaturmindernd, wirken große Wasserflächen wie Ozeane und große Seen, aber auch Eis- und Schneemassen. Durch ihre hohe Albedo reflektieren sie Strahlung und können damit zu einem Temperaturausgleich beitragen. Ozeane wirken dabei zusätzlich durch Verdunstungsprozesse und Schnee- bzw. Gletscherflächen durch Schmelzprozesse auf die umgebenden Landflächen temperierend (vgl. STORCH ET AL. 1999, S. 12).

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Abbildung 3. Gemittelte Sommer und Winter Strahlungswerte in mj/m². (Quelle: Eigene Darstellung).

Der westliche und mittlere Teil der Seidenstraße liegen im Sommer genau in diesen Bereichen der maximalen Globalstrahlung. Geprägt werden sie durch ausgedehnte, weit von großen Wasserflächen entfernte, oft mit wenig Vegetation bedeckte aride Böden mit geringer Albedo. Besonders die Gebiete von Palmyra bis Samarkand erwärmen sich im Sommer tagsüber schnell und kühlen nachts ebenso schnell wieder ab (s. Abb. 2). Im Winter kühlen weite Teile dieser Gebiete durch die fehlende Einstrahlung auch tagsüber erheblich aus. Daraus ergeben sich für den Großteil der westlichen Seidenstraße heiße bzw. kalte superaride Wüstenklimate (BWh und BWk) (vgl. PEEL ET AL. 2007), mit warmen bis sehr kalten Wintern, heißen Sommern und ganzjährig sehr wenig Niederschlägen. Eine Ausnahme bildet die Westseite des Gebirges Zagros im Iran, im Bereich von Ekbatana (s. Abb. 1).

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Abbildung 4: Gemittelte Sommer- und Wintertemperaturen in °C. (Quelle: Eigene Darstellung).

Die relative Höhe und die Nähe zu Gebirgen haben einen signifikanten Einfluss auf das Klima einer Region. So fällt durch den atmosphärischen Temperaturgradienten, mit zunehmender Höhe, die Lufttemperatur - innerhalb der Tropopause ca. 6-7 °C pro km (vgl. SCHÖNWIESE 2013, S. 19). Gebirge wirken in diesen Prozess mit ein (s. Abb. 4 im Bereich Zagros, Tianshan und Qilian). Sie sorgen entweder für eine vertikale Bewegung von Luftmassen und damit für ihr Abkühlen oder leiten, bedingt durch die Corioliskraft, Luftmassen horizontal ab (vgl. STORCH ET AL. 1999, S. 28).

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Abbildung 5: Gemittelter Sommer- und Winterniederschlag in mm. (Quelle: Eigene Darstellung).

Die Gebiete im Zagros stehen im Einfluss seiner abschottenden Wirkung. Im Winter kommt es zu relativ viel Niederschlag im und an der Westflanke des Gebirges mit gemäßigten Temperaturen und im Sommer zu wenig Niederschlag mit hohen Temperaturen. Entsprechend der abschottenden Wirkung des Gebirges sind die Bereiche der Hochebene östlich des Gebirges trockener und heißer (s. Abb. 4 & 5 im Beriech des Zagros). Die Bereiche des Himalayas und die ihm östlichen sowie westlich vorgelagerten Gebiete stehen ebenfalls unter den zuvor beschriebenen Einflüssen. Im Lee bzw. im Regenschatten des umgebenden Himalayas wird das Hochland von den meisten Luftmassen und somit auch Niederschlägen isoliert, wodurch ein Großteil des nördlichen Hochlandes trocken und vegetationslos ist. Trotz der signifikanten Höhe können die Temperaturen somit bei starker Sonneneinstrahlung im Sommer erheblich ansteigen und im Winter genauso abfallen (s. Abb. 5 und 6 im Bereich des Tarimbeckens). Die dem Himalaya vorgelagerten Gebiete liegen im Gegensatz dazu im Luv. Die Westseite ist dabei einerseits von der Wüste Taklamakan, aufsteigenden Regenwolken und andererseits von Schmelzprozessen aus dem Himalaya beeinflusst, wodurch sich hier einerseits superaride Wüstenklimate (BW) und das warme, gemäßigte Regenklimat (Csa) mit Niederschlagsreichen gemäßigten Wintern und trockenen und warmen Sommern direkt beieinander befinden (vgl. PEEL ET AL. 2007). Die Ostseite hingegen ist durch die Nähe zum Pazifik geprägt. Wintermonsune bringen kalte und trockene kontinentale Luft und Sommermonsune viel feuchte Luftmassen, die spätestens beim gezwungenen Aufstieg zum Himalaya zu starken Niederschlägen führen. In der Folge herrschen in Ostchina vorrangig feuchttemperierte C- und kalttrockene D-Klimate durch die subtropischen und kontinentalen Einflüsse. Mit steigender Nähe zum Himalaya gibt es hingegen aride BS- Klimate, mit milden und trockenen Wintern und warmen, feuchten Sommern (vgl. PEEL ET AL. 2007).

2.2 Sekundäre Klimafaktoren: Atmosphärische Zirkulation

Zentrales Element der atmosphärischen Zirkulation ist auch hier die Sonneneinstrahlung und die dadurch aufsteigenden und absinkenden Luftmassen in der Atmosphäre. Bei der jahreszeitlichen Verlagerung der ITCZ (s. Abb. 1) verlagern sich auch die atmosphärische Zirkulation (vgl. KAPPAS 2009, S. 109ff.). Durch die große horizontale Länge der Seidenstraße liegt diese im Verlauf der Jahreszeiten immer gleichzeitig im Einflussbereich verschiedener atmosphärischer Zonen. So liegen der östliche Teil mit China und dem Himalaya im Sommer in einem Mischbereich zwischen Subtropenhoch und Westwinddrift und im Winter im Einfluss der Westwinddrift. Das Gebiet ist bestimmt von ganzjährigen Monsunereignissen. Im Nordwinter kühlt die ostasiatische Landmasse erheblich aus, wodurch über dem Himalaya und Ostchina ein kaltes Hochdruckgebiet entsteht, das durch kontinentale, kalte und trockene Polarluft geprägt ist. Kalte Ausgleichswinde ziehen von hier in Richtung der äquatorialen Tiefdruckrinne. Die Folge sind trockene und kalte Winter. Im Sommer liegt das östliche China sowie Indien im Einfluss des Sommermonsuns. Durch starke Sonneneinstrahlung hervorgerufene warme Tiefdruckgebiete ziehen Ausgleichsströmungen aus Südost und Südwest an. Während ihrer Wege über die ostasiatischen Landmassen und spätestens durch den erzwungenen Aufstieg am Himalaya regnen sie ihre über dem Indischen und Pazifischen Ozean aufgenommene Feuchtigkeit ab und sorgen somit für einen warmen, niederschlagsreichen Sommer (vgl. DOMRÖS, PENG 1988, S. 39f). Für das nördliche Hochland des Himalayas gestaltet sich der Monsuneinfluss anders. Dieses liegt im Regenschatten der im Süden und Osten liegenden Gebirgszüge. Während sich der Wintermonsun mit Kälte und Trockenheit auf diese Bereiche auswirken kann, werden die aus Indien und China kommenden, regenreichen Sommermonsune abgeblockt. Infolgedessen sind die Sommer auf der nördlichen Hochebene trocken und heiß (vgl. KAPPAS 2009, S. 117ff.).

[...]

¹ Sofern nicht anders bezeichnet, beziehen sich alle Höhenangaben auf m.ü.N.N.