Böden und Bodengesellschaften der semiariden Tropen

Gliederung:

1. Verbreitung von Savannen nach Schultz

2. Das Klima der Trockensavannen

3. Böden und Bodengesellschaften
3.1 Definitionen
3.1.1 Boden:
3.1.2 Bodengesellschaften
3.2 Bodenbildende Prozesse der semi-ariden Tropen
3.3 Typische Böden der Trockensavannen und ihr Vorkommen
3.3.1 Vertisole:
3.3.2 Arenosole
3.3.3 Gypsisole
3.3.4 Calcisole
3.3.5 Lixisole
3.4 Bodengesellschaft am Beispiel einer Trockensavanne im Sahel

1. Verbreitung von Savannen nach Schultz

Der Begriff Savanne wird verwendet, um die verschiedenen Pflanzenformationen der sommerfeuchten/wechselfeuchten Tropen zusammenzufassen. Der Begriff Savannenzone oder Savannengürtel hat sich als Synonym für diesen Erdteil durchgesetzt.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 1

Diese erstrecken sich zwischen den Regenwäldern am Äquator (Immerfeuchte Tropen) und den Trockengebieten an den Wendekreisen (Wüsten Halbwüsten).

Der ungefähre Anteil der sommerfeuchten Tropen an der Erdoberfläche beträgt zwischen 15 % und 25 %. Dies entspricht einer Fläche von circa 25 Millionen km².

Man erkennt, dass die sommerfeuchten Tropen auf fast allen Kontinenten zu finden sind:

Mittelamerika: große Teile von Mexiko

Südamerika: südlich des Amazonas Becken ( Brasilien)

Afrika: Sudan Zone (südlich des Sahels), große Teile von Ost- und Zentralafrika (südlich des Kongo Beckens), mittleres Madagaskar

Eurasien: Ost- bis Südost-Indien, Thailand, Kambodscha, Vietnam, äußerster Süden Chinas

Australien: Nordaustralien

Wie man auf der Karte erkennen kann, unterteilen sich Savannen in Trockensavannen und Feuchtsavannen. Bei dieser Unterteilung bezieht man sich auf die Dauer und Ergiebigkeit der Regenperioden, welche im Jahresmittel zu erwarten sind.

à Graphik: Abgrenzung durch Jahresniederschläge und humide Monate.

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Abb. 2 Subzonale Differenzierung der Sommerfeuchten Tropen

Nach Schultz liegen somit die semi-ariden Tropen (Trockensavannen) zwischen den polwärts anschließenden Wüsten und Halbwüsten und den äquatorwärts anschließenden Feuchtsavannen. Sie sind gekennzeichnet durch fünf bis sieben humide Monate und einem Jahresniederschlag von 500 bis 1000 mm.

Es gibt Autoren/Geographen, die Savannen zwar auch nach der Ergiebigkeit der Regenperioden einteilen, jedoch beginnen bei diesen die Trockensavannen früher. Nach Walter & Breckle (1984) beginnen die Trockensavannen z.B. schon bei 400mm Jahresniederschlag und die Feuchtsavannen enden bei 2.500mm Jahresniederschlag. Bei meiner Ausarbeitung beziehe ich mich jedoch auf die Gliederung von Herrn Schultz.^[1]

2. Das Klima der Trockensavannen

Das Klima ist für die sommerfeuchten Tropen ein wichtiger bodenbildender Faktor, da sich das Klima in den Trockensavannen durch einen Wechsel zwischen kühleren Sommerregenzeiten und wärmeren Winterregenzeiten auszeichnet. Es bestimmt Temperatur, Niederschlag, Wind und Verdunstung.

Allgemein fördern höhere Temperaturen die Zersetzung des organischen Materials, dadurch steigt die chemische Verwitterungsintensität. Durch Sickerwasser werden die Stoffe im Boden verlagert. Die Stärke des Windes und die Höhe der Verdunstung steht mit der Aridität im Zusammenhang. Bei zunehmender Aridität nimmt die chemische Verwitterung ab und die Salzanreicherung zu.

Während in den ariden Gebieten der Wind bei der Bodenentwicklung eine entscheidend Rolle spielt, ist der entscheidende Faktor in den semi-ariden Tropen das Wasser, dass „über eine Umverteilung des Niederschlagswassers […] und über damit verbundene Abspülung und Sedimentation kleinräumig beträchtliche variierende Feuchteunterschiede im Boden und (stoßweise) beachtliche Materialumlagerungen bewirken kann.“^[2] Außerdem finden chemische Verwitterungsprozesse aufgrund des Wechsels von Trocken- und Regenzeit nur in einem kleinen Zeitraum statt.

Die sommerfeuchten Tropen befinden sich klimatisch gesehen zwischen der äquatorialen Tiefdruckrinne und den suptropisch-randtropischen Hochdruckgürteln (absinken von Luft charakteristischà Luft ist warm und trocken). Somit liegen sie im Einflussbereich der Passatwinde. Dadurch gibt es ein äquatorwärts gerichtetes Druckgefälle und damit verbunden eine hoch reichende Ostströmung.^[3] Unter dem Einfluss der in den unteren Schichten herrschenden Bodenreibung wird diese äquatorwärts abgelenkt. So wird die Ostströmung auf der Nordhalbkugel zum Nord-Ost-Passat und auf der Südhalbkugel zum Süd-Ost-Passat. Da die Corrioliskraft zum Äquator hin schwächer wird, nimmt die Ablenkung in diese Richtung hin immer weiter zu. Diese Passatwinde wehen recht konstant, da es sich bei der äquatorialen Tiefdruckrinne um ein stationäres Druckgebilde handelt und bei dem suptropisch-randtropischen Hochdruckgürtel um ein dynamisches Druckgebilde.^[4] Während des Jahres verlagern sich diese Druckgebilde und Windsysteme mit der Höhe der Sonne.

Im Winter wandern die Hochdruckgebiete in die Richtung der äquatorialen Tiefdruckrinne und es kommt folglich zu einem Wachstum des Druckgradienten und somit auch zu einer Verstärkung der Passatwinde. Weiterhin wird dadurch „die absinkende Luftbewegung in den Passat, die aufgrund der Flächendivergenz tendenziell immer vorliegt, verstärkt“.^[5] Die Folge davon ist, dass dies zu einer stabilen Luftschichtung führt, welche mit einer Absinkinversion verbunden ist, die in den äußeren Tropen in eine Höhe von ein paar hundert Metern reicht. Jedoch können sich Konvektionswolken (auch Cumuluswolken genannt) nur bis zu dieser Passatinversion ausbilden, sodass sie also nicht sehr hoch reichen. Deshalb sind Zeiten, in denen starke Passatwinde vorherrschen regenarme Zeiten und folglich Trockenzeiten „(=passatische Trockenzeiten in den Monaten tiefstehender Sonne oder im Winter)“^[6]. Jedoch kann es auch Abweichungen geben und zwar genau dann, wenn die Passatwinde auf ein höheres Gebirge treffen und dadurch zu einem Aufstieg gezwungen werden, der höher als die Inversion ist. Folglich können ganzjährig Stauniederschläge fallen, welche ein deutliches Wintermaximum aufweisen.^[7]

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Abb. 3 Luftdruckverteilung und Luftströmung im Mittel für die bodennahe

Reibungszone im Januar

Im Sommer hingegen, wenn die Sonnenhöhe wieder zunimmt, wächst ebenfalls der Abstand zwischen der äquatorialen Tiefdruckrinne und den suptropisch-randtropischen Hochdruckgebieten. Daraufhin nimmt das Druckgefälle wieder ab und die Passatwinde werden somit schwächer. Dadurch kann es sein, dass sich die Zirkulationen über den Kontinenten deutlich verändern. Ein Beispiel hierfür wären hochreichende konvektive Luftbewegungen, die heftige Regengüsse verursachen. Aufgrund der zeitlich weit auseinander liegenden Sonnenhöchststände am Äquator verursachen diese Niederschläge hier zwei Maxima (Frühjahr; Herbst). Je weiter man sich vom Äquator entfernt, umso geringer wird der zeitliche Abstand der Sonnenhöchststände. Parallel dazu verändert sich auch die doppelte Regenzeit zu einer zweigipfeligen und dann schließlich zu einer einfachen Regenzeit in den äußeren Tropen. Diese einfache Regenzeit, die sich mit einer regenlosen Trockenzeit abwechselt, findet man auch in den semi-ariden Tropen. Die Niederschlagsperiode der Regenzeit nimmt mit zunehmender Entfernung vom Äquator ab (5-7 humide Monate).^[8]

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Abb. 4 Luftdruckverteilung und Luftströmung im Mittel für die bodennahe

Reibungszone im Juli

In den sommerfeuchten Tropen gibt es klimatisch gesehen auch eine Abweichung der vorher beschriebenen Zirkulationsverhältnisse. Diese findet man im süd- und südostasiatischen Teilgebiet dieser Klimazone. Diese kontinentalen Trockengebiete heizen sich im Sommer stark auf und es bildet sich hier ein starkes Hitzetief, auch Monsuntief genannt, aus. Da der Luftdruck dieses Tiefs wesentlich niedriger ist als der Luftdruck der äquatorialen Tiefdruckrinne, besitzen diese Monsuntiefs eine Art Sogwirkung. Dadurch werden die Süd-Ost-Passate, welche im Nordsommer auf die Nordhalbkugel übertreten, sehr weit nach Norden geführt und hierbei durch die Corioliskraft nach Osten und somit zu einer südwestlichen Strömung umgelenkt. Diese neue Luftströmung nennt man Süd-West-Monsun (Sommermonsun). Diese Strömung unterliegt nun einer Flächenkonvergenz und besitzt dadurch nicht mehr die stabile Schichtung der passatischen Anfangsphase. Dadurch gibt es keine absinkenden Vorgänge mehr wie bei den Passaten, sondern konvektive, also aufsteigende. Aus diesem Grund und durch orographisch erzwungene Vertikalbewegungen entstehen in Indien und Hinterindien die so genannten Monsunregen. Oft sind die Niederschläge in diesem Gebiet sehr intensiv und auch mit heftigen Gewittern verbunden, da die Monsune bei der Überquerung des Meeres viel Feuchtigkeit aufnehmen können.^[9]

[...]

^[1] Schultz (2000), S. 422ff; Schultz (2002), S. 219ff

^[2] Schultz (2000), S.377

^[3] Schultz (2000), S. 426

^[4] Schultz (2000), S 426

^[5] Schultz (2000), S 426

^[6] Schultz (2000), S 426

^[7] Schultz (2000), S. 426ff

^[8] Schultz (2000), S. 426ff

^[9] Eitel S.175; Schultz (2000)