Gebirgsklima – einfach erklärt

Begriff, Entstehung und Bedeutung

Gebirgsklima ist der Oberbegriff für Klimate, die sich wegen der Höhe über dem Meeresspiegel und des Reliefs eines Gebirges – besonders eines Hochgebirges – vom Klima der umliegenden Ebenen und tieferen Gebiete unterscheiden. Die Bezeichnung Höhenklima wird ebenfalls verwendet, allerdings nicht einheitlich.

Mit zunehmender Höhe nehmen Luftdruck, Lufttemperatur und meist auch der Wasserdampfgehalt ab. Gleichzeitig wird die direkte Sonneneinstrahlung stärker, während die gesamte Strahlungsbilanz abnimmt. Das Relief erzeugt große lokale Gegensätze zwischen Tag und Nacht, Berg und Tal sowie Sonnen- und Schattenhängen. Typisch sind außerdem Steigungsregen, Starkregen, Schneefall, Fallwinde und die Berg-Tal-Wind-Zirkulation.

Die globale Erwärmung verschiebt die Vegetations-Höhenstufen nach oben. Dadurch sind besonders Lebewesen alpiner und nivaler, also hochalpiner und dauerhaft von Schnee und Eis geprägter Lebensräume gefährdet. Weil sich in abgeschiedenen Hochlagen viele endemische Arten entwickelt haben, die nur in einem begrenzten Gebiet vorkommen, ist mit unwiederbringlichen Artenverlusten zu rechnen. Die Zahl solcher Endemiten nimmt in Richtung Äquator grundsätzlich zu.

Temperatur, Strahlung und Wind

Die Lufttemperatur sinkt im Allgemeinen um etwa 0,4 bis 0,7 °C je 100 Höhenmeter. Ursache ist das Zusammenspiel von stärkerer Wärmeausstrahlung, sinkendem Luft- und Sauerstoffpartialdruck sowie dem negativen Temperaturgradienten der untersten Atmosphärenschicht. Weil kalte Luft weniger Wasser halten kann, nehmen meist auch Wasserdampfgehalt und Luftfeuchtigkeit ab; eine wichtige Ausnahme sind Hänge innerhalb einer Wolkenkondensationszone.

Der Massenerhebungseffekt beschreibt, dass große Hochländer und Gebirgsmassive stärker erwärmt werden als die freie Luft über einer Tiefebene. Deshalb ist es innerhalb eines großen Gebirges in gleicher Höhe oft wärmer als an isolierten Gipfeln oder an seinem Rand. In den Zentralalpen liegt die Schneegrenze beispielsweise 500 bis 700 m höher als am nördlichen Alpenrand.

Für Bäume ist die mittlere Lufttemperatur entscheidend: An der Baumgrenze beträgt sie während der mindestens dreimonatigen Vegetationsperiode weltweit nicht weniger als 6 °C. Für die Bildung von Permafrostböden ist besonders der Jahresgang der Bodentemperatur wichtig. Er hängt von Sonneneinstrahlung, Dauer der winterlichen Schneedecke und Pflanzendecke ab. Die Selbstverschattung durch Bäume kann etwa in der Krummholzzone die Bodentemperatur senken. Im Bergwald schwankt die Temperatur im Tagesverlauf deutlich weniger als im alpinen Offenland.

Die direkte Sonneneinstrahlung nimmt mit der Höhe zu, weil Luftdichte, Luftdruck, Lufttrübung und Diffusstrahlung abnehmen. In 6000 m Höhe ist der Luftdruck 50 % niedriger als auf Meeresniveau. Hangneigung und Exposition, also die Ausrichtung eines Hanges zur Sonne, bestimmen zusätzlich den Einfallswinkel. Besonnte Flächen können sich stark erwärmen; dabei steigt vor allem die Bodentemperatur, nicht die Lufttemperatur. Zugleich nehmen Verdunstung und zellschädigende UV-Strahlung zu. Gebirgspflanzen reagieren unter anderem mit kürzeren Sprossen, kleineren und dichter stehenden Blättern, weniger Chlorophyll, mehr Assimilationsgewebe und kräftiger gefärbten Blüten.

Auch die Windgeschwindigkeit steigt mit der Höhe, in mitteleuropäischen Gebirgen etwa um 0,3 m/s je 100 Meter. Lokal entstehen warme, aufwärts wehende Talwinde und kalte, abwärts wehende Bergwinde. Fallwinde wie der kalte Mistral oder der warme Föhn können schnelle Abkühlung oder Erwärmung auslösen und austrocknend wirken.

Niederschläge und Höhenstufen

In den meisten Gebirgen nehmen die Niederschläge vom Fuß zur Gipfelregion zu, weil aufsteigende Luft abkühlt und Feuchtigkeit abgibt. Dieser Vorgang heißt Steigungsregen. In Mitteleuropa beträgt die Zunahme ungefähr 50 bis 120 mm je 100 Höhenmeter. Auf der dem Wind zugewandten Luvseite fällt mehr, auf der windabgewandten Leeseite weniger Niederschlag. Die Verteilung hängt von Klimazone, Feuchtigkeitstransport, Hauptwindrichtung, Ausdehnung, Höhe und Geländeform ab und weist deutlich mehr regionale Ausnahmen auf als die Temperaturabnahme. Starkregen und andere Wetterextreme sind in Gebirgen meist häufiger und intensiver als im Tiefland.

Für den Wasserhaushalt sind außerdem Mächtigkeit und Dauer der Schneedecke sowie Tau und Nebel wichtig. Bei einer Inversionswetterlage sammelt sich durch Talverschattung und kalte Fallwinde Kaltluft im Tal. Auf einem solchen Kaltluftsee kann sich eine geschlossene Nebel- oder tiefe Wolkendecke bilden. Das kommt weltweit vor und ist im Winter gemäßigter Gebirge besonders häufig.

Temperaturverlauf und Wasserversorgung bestimmen die Vegetationsperiode. Daher entstehen mit der Höhe unterschiedliche Vegetationshöhenstufen, die wie übereinandergestapelte Gürtel um ein Gebirge liegen. Über den bewachsenen Bereichen können bis zu vier geomorphologische Höhenstufen folgen. Dort prägt das Gebirgsklima Gletscher- und Schneebedeckung, Erosion, Verwitterung und Bodenfließen. Über den Abfluss von Schmelzwasser wirken diese Prozesse auch auf tiefere Regionen.

Tropische und subtropische Gebirge

In den Tropen verursacht die starke Sonneneinstrahlung eine höhere Verdunstung als außerhalb der Tropen. In den inneren Bereichen sehr hoher Gebirge Amerikas und Asiens können Berg-Tal-Windsysteme den Tälern Feuchtigkeit entziehen: Feuchte Luft steigt auf, bildet stationäre Wolken und regnet nach der abendlichen Abkühlung über den Hängen ab. Oberhalb der Waldgrenze nimmt die Trockenheit mit der Höhe zu. Frost-, Firn- und Waldgrenze liegen in den Tropen etwas niedriger als in den Subtropen.

In den immerfeuchten inneren Tropen herrscht nahe dem Äquator ein Tageszeitenklima. Statt großer jahreszeitlicher Unterschiede wechseln zwölfstündige Tage und Nächte mit zunehmender Höhe zwischen Wärme und Kälte. In den Anden Süd-Perus und Boliviens fällt die Temperatur in 4000–5000 m Höhe an 330 bis 350 Nächten pro Jahr unter 0 °C, während sie tagsüber deutlich positiv ist. Regelmäßige Tropenregen bringen im Gebirge besonders hohe Niederschlagsmengen. An Luvhängen liegt zwischen 1500 und 1800 m eine starke Wolkenkondensationszone durch den Stau von Luftströmungen; eine schwächere zweite Zone entsteht durch aufsteigende Warmluft in etwa 3000 bis 3500 m Höhe. Diese Wolkenschichten ermöglichen Wolken- und Nebelwälder. Die Frostgrenze liegt bei rund 3000 m, die Schneegrenze der Feuchttropen je nach Region bei etwa 4600–5300 m. Beispiele sind die Ost-Anden Ecuadors, die Tepuis, der Kinabalu und das Maokegebirge.

In Monsungebirgen der Tropen und Subtropen liegt das Niederschlagsmaximum häufig unterhalb der Gipfel; darüber wird es wieder trockener. Im Süd-Himalaya steigt der Jahresniederschlag bis 3000 m auf etwa 6000 mm, sinkt in 4000 m Höhe auf 1000 mm und über 5000 m auf weniger als 500 mm. Nebelwolken liefern den Pflanzen zusätzlich Wasser, sodass montane Lorbeerwälder an feuchten Hängen wachsen können, obwohl die Ebene zu trocken für Gehölze ist. Es gibt nur eine, möglicherweise sehr mächtige Wolkenkondensationszone; im Himalaya reicht sie etwa von 2000 bis 5000 m. Im Lee ist es oft erheblich trockener. Hochebenen und Hochtäler können wegen spärlicher Vegetation sehr große Tag-Nacht-Unterschiede aufweisen. Die Schneegrenze liegt bei 4800 bis 5600 m.

In den übrigen Subtropen schaffen starke Sonneneinstrahlung, ausgeprägte Tages- und Jahreszeitenunterschiede sowie die Exposition klar unterscheidbare Mikroklimate. Äquatorwärts gerichtete Hänge sind stets deutlich weniger vergletschert. Feuchtigkeit ist meist wichtiger als Wärme, weshalb Nord- und Südseiten sehr verschiedene Vegetation tragen können. Das Spektrum reicht vom immerfeuchten Ostseitenklima über das jahreszeitlich feuchte Mediterranklima bis zum Wüstenklima. Gebirge können vollhumide und vollaride Gebiete voneinander trennen. Selbst in Wüstengebirgen nimmt der geringe Niederschlag meist zum Gipfel hin zu, sodass stellenweise bewachsene Höhenstufen entstehen. Die Schneegrenze liegt zwischen 3800 und 6500 m.

Gemäßigte und polare Gebirge

In den Gebirgen der gemäßigten Zone prägt vor allem der jahreszeitliche Wechsel das Klima; Tagesschwankungen sind weniger wichtig. In gemäßigten Hochgebirgen kommen bereits Dauerfrostböden vor. Durch die Lage in den Westwindzonen steigt der Niederschlag meist deutlich mit der Höhe, selbst in manchen sehr trockenen Gebieten mit Kontinentalklima. Die Schneegrenze liegt zwischen 1600 und 3400 m. Beispiele sind die Alpen, Appalachen, Teton Range, der Altai, die Neuseeländischen und die Australischen Alpen.

In den hohen Breiten steht die Sonne ganzjährig flach; hinzu kommen Polartag im Sommer und Polarnacht im Winter. Deshalb unterscheiden sich Sonnen- und Schattenhänge nur wenig, und auch Tag und Nacht weisen geringe Temperaturunterschiede auf. Dagegen ist der Gegensatz zwischen Sommer und Winter groß. In Nordgrönland und der Antarktis bleiben Landschaften selbst auf Meereshöhe im Sommer vereist. Wegen häufiger Inversionswetterlagen ändert sich die Durchschnittstemperatur mit der Höhe im Sommer wie im Winter kaum; das Landesinnere ist deutlich kälter als die Meeresnähe.

Eine Besonderheit sind antarktische Trockentäler, die durch umliegende Gebirgsketten überhaupt keinen Niederschlag erhalten und teilweise trockener als die Sahara sind. Obwohl die Sommertemperatur fast nie über −10 °C steigt, liegt dort kein Schnee. In den hohen Breiten befindet sich die Schneegrenze zwischen 0 und 600 m. Beispiele sind die Arktische Kordillere, der Newtontoppen und das Vinson-Massiv.