1.

Einführung: Klimaschwankungen im Verlauf der Erdgeschichte
 

Die pleistozänen Klimaschwankungen waren nicht die einzigen im Verlauf der Erdgeschichte. Bereits für das Präkambrium existieren Hinweise auf zwei Vereisungsperioden: das Archaische Eiszeitalter (2,3 Ga BP) und das Algonkische Eiszeitalter (950 Ma BP). Weitere Abkühlungsphasen: Eokambrische Eiszeitalter (750 & 650 Ma BP), Silur-Ordovizische Eiszeit (ca. 450 Ma BP) und Permokarbonisches Eiszeitalter (? Ma BP). Dennoch hat die Erdatmosphäre seit ihrer Entwicklung (500 Ma BP) eine relative Konstanz aufgewiesen, da die Differenz der globalen mittleren Lufttemperatur zwischen Kalt- und Warmzeiten 10-15 K kaum überschritten haben dürfte. Der relativ schnelle Wechsel zwischen Warm- und Kaltzeit weist auf den fast-transitiven Charakter des Klimas hin (HUPFER 1998): Während ein transitives (ergodisches) System auch aus verschiedenen Ausgangszuständen einen Gleichgewichtszustand erzeugt, bewirkt ein intransitives System bei einem Anfangszustand verschiedene Gleichgewichtszustände. Das über lange Zeiträume stabile Warmklima der Erde kann als transitive Phase aufgefasst werden, während die Kaltzeiten als "Störungen" des Warmklimas als intransitives Verhalten angesehen werden können.

2.

Das tertiäre Klima in Mitteleuropa
 

Bestimmend für das Paläoklima des Tertiärs waren die unterschiedliche Land- Meerverteilung in Europa (die Küstenlinie der Nordsee verlief am Nordrand der Mittelgebirgsschwelle) sowie die beginnende Heraushebung der Alpen. Die Klimaentwicklungen liefen global keinesfalls einheitlich ab. Erst für das mittlere Eozän können quantitative Angaben zum Paläoklima gemacht werden (eine Interpretation der Klimazeugen ist aufgrund ihres Alters prä-eozän unsicher).
 

2.1

Paläozän
 

-

Ähnlich wie in der Oberkreide herrschten in Mitteleuropa warmfeuchte Verhältnisse mit einem geringen Jahresgang der Temperatur
 

Eozän
 

Trotz immer noch relativ hohen Temperaturen lässt sich für das Eozän eine leichte Abkühlungstendenz rekonstruieren. Anhand von paläobotanischen Befunden (Braunkohle, Gipshorizonte Bauxite) sind thermisch und hygrisch unterschiedliche Klimate in Mitteleuropa wahrscheinlich.
Im Untereozän war das Klima zunächst frostfrei, darauf folgte eine Entwicklung zu subtropisch wintertrockenem Klima mit ausgeprägtem Jahresgang von Temperatur und Niederschlag und kurzzeitigen Frösten.
Das Obereozän kennzeichnen in Mitteleuropa humide bis semihumide warmklimatische Bedingungen (belegt durch kaolinitische Verwitterungsvorgänge) . Es herrschten generell milde Winter vor, wobei Jahres- und Sommerdurchschnittstemperatur Schwankungen unterlagen.
 

Oligozän
 

Für das Oligozän liegen komplexe, teils widersprüchliche Befunde vor:
Einerseits wird die Tendenz zu Jahreszeitenklima bei langsam abfallender Jahresdurchschnittstemperatur (Auflockerung der Vegetationsdecke ' ausgeprägte periodische Trockenzeiten) postuliert.
Andere Angaben zielen mehr auf Klimaoszillationen ab
 

Miozän
 

Das Miozän war in Mitteleuropa geprägt von subtropischen Klima, vergleichbar mit den heutigen Everglades in Florida.
Im Mittel- und Untermiozän führten Transgressionen zu einer Dämpfung des Temperaturjahresgangs. Dabei ist bereits eine Tendenz zur Klimaänderung feststellbar, da Niederschlags- und Temperaturjahresgang sowie die Temperaturminima veränderlich waren.
Im frühen Obermiozän setzte sich dieser Klimawandel fort zu einer Abkühlung auf warmgemäßigte Bedingungen mit Jahresdurchschnittstemperaturen von 10-18°C.
 

Pliozän
 

Das Pliozän weist bereits Tendenzen zur heutigen klimatischen Differenzierung Mitteleuropas auf. Die herausgehobenen Alpen fungierten als Klima- und Wetterscheide, auch die Land-Meerverteilung war ähnlich wie heute.
Das Klima wechselte im Laufe der Zeit von warmtemperiert zu temperiert. Am Ende des Pliozäns herrschte gemäßigtes bis kühlgemäßigtes Klima im zentralen Mitteleuropa.

Klima- und Zirkulationsschwankungen im Pleistozän
 

Das Quartäre Eiszeitalter
 

Der Beginn des Pleistozäns ist umstritten, verschiedene Ansätze datieren ihn auf 3 Ma bis 0,6-0,8 Ma BP
Der Ablauf des Pleistozäns ist ebenfalls nicht genau festgelegt. Eine erste Einteilung unternahm PENCK 1909, in vier Kalt- und drei Warmzeiten. Mittlerweile sind bis zu 23 Warm- und Kaltzeiten (SCHÖNWIESE 1995), nach anderen Aussagen 10 größere und 40 kleinere Kaltzeiten (GATES 1993) bekannt. Nach HERGET (2000) weisen positive Peakgruppen der 18O-Isotopen für die letzten 2,6 Ma auf 51 Warm- und 52 Kaltzeiten hin. In Mitteleuropa wurden bislang 16 pleistozäne Warmzeiten nachgewiesen (HERGET 2000).
Der Nachweis der Klimaschwankungen erfolgt unter anderem durch Pollenanalysen (palynologisch). Laubbaumpollen sind Wärme-, Graspollen Kältezeiger. Aufgrund der üppigeren Vegetation sind Warmzeiten besser interpretier- und unterscheidbar als Kaltzeiten.
Durch die kaltzeitliche periglaziale Morphodynamik werden (ältere) Sedimente umgelagert und erodiert. Ausreichend erhaltenen Sedimente finden sich nur bei großer Mächtigkeit oder in geschützter Lage (Subrosionssenken, Seen). Folglich liegen derzeit nur für die Weichsel-/Würm-Kaltzeit detaillierte Interpretationsansätze der periglazial-sedimentologischen und palynologischen Sedimente vor.
Die Dauer der Warmzeiten betrug jeweils 10-20 ka, die Kaltzeiten dauerten ca. 50-70 ka.
 

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Im Altpleistozän liefen die Temperaturschwankungen mit geringerer Amplitude ab als nach 0,85-0,9 ka BP. Weite Abschnitte des Ältest-, Alt- und Mittelpleistozän sind nicht quantifizierbar paläoklimatisch einzuordnen.
Der Übergang von Kalt- zu Warmzeit verläuft rasch und intensiv. noch abrupter allerdings sind die Übergänge von einer Warm- zu einer Kaltzeit (z.T. weniger als 100 a).
Große Schwankungen zwischen Kalt- und Warmzeiten überlagern kleinere während der jeweiligen Kalt- oder Warmphase (Stadiale bzw. Interstadiale ).
Während der Klimaoptima des Bavel- (900-800 ka BP) und Cromer-Komplexes (800-40 ka BP) lagen die mittleren Julitemperaturen bei > 20°C, während ihrer Interstadiale bei 10-13 °C. Der Übergang dieser Warmzeiten zu den entsprechenden Kaltzeiten (Ø Juli < 5°C) erfolgte nicht direkt, sondern über mehrere Interstadiale.
Vereisungsspuren finden sich erst ab ca. 850 ka BP. Ab diesem Zeitpunkt lässt sich ein Zyklus feststellen, der aus einem ca. jeweils 100 ka dauernden Wechsel von Kalt- und Warmzeiten besteht.
Die Temperaturen lagen während den Kaltzeiten ca. 4-6°C tiefer, während der Warmzeiten ca. 2-3°C höher als heute.
Nach einem radikalen Umschwung (s.o.) bleibt das Klima längere Zeit rel. stabil, bis dann nach einer leichten Abkühlung kurzperiodische Schwankungen einsetzen, die dann schließlich in einer neuen Kaltzeit enden.
Die Holstein-Warmzeit (Elster-Saale) wird nach HERGET (2000) unterteilt in Kryomere (Ø Juli 5-10°C) und Thermomere (Ø Juli 10-20°C)
Das Maximum der Kaltzeiten liegt am Ende, das der Warmzeiten zu Beginn der jeweiligen Phase.
 

Die Eem-Warmzeit
 

Der Beginn der Eem-Warmzeit wird auf ca. 140-135 ka BP datiert, das Temperaturmaximum wurde ca. 130-125 ka BP erreicht.
Das Klima während der Eem-Warmzeit muss wesentlich instabiler gewesen sein als heute, v.a. auf der Nordhemisphäre. Die Fluktuationen unterteilten die Eem-Warmzeit in drei größere Wärmephasen mit zwei rel. kurzen Kaltzeiteinschüben. Diese Kälteeinbrüche sind anhand der 18O-Isotopen in grönländischen Eisbohrkernen nachweisbar, nicht jedoch in mitteleuropäischen Sedimenten (HERGET 2000). Während der ersten Wärmephase lagen die Temperaturen um einiges höher als heute (Sommer- und Wintertemperaturen +3 K). Insgesamt war die Eem-Warmzeit im Mittel um 1K wärmer als das derzeitige (Neo-) Interglazial.
Das Klima in Nord- und Osteuropa war deutlich ozeanischer geprägt als heute, weil ein Anstieg des Meeresspiegels um 5-7 m über das heutige Niveau zwischen Ostsee und Weißem Meer eine Meeresstrasse bildete und auch in anderen Bereichen Eurasiens Transgressionen auslöste.
Das Ende der Eem-Warmzeit ist schwer festlegbar. Es existieren zwei Alternativen: Die Bezeichnung "Spät-Eem-Zeit" für die Periode bis ca. 75 ka BP, oder ein früherer Übergang zur Würm/Weichsel-Kaltzeit zwischen 115 und 75 ka BP, die dann anfangs noch relativ warm war.
 

Die Würm-Kaltzeit
 

Der Beginn der Würm-Kaltzeit ist wie das Ende der Eem-Warmzeit schwer festlegbar (s.o.). Bis zur maximalen Abkühlung vor ca. 18-20 ka BP folgten mehrere Stadiale und Interstadiale, wobei der Gradient des günstigeren Klimas von Nord nach Süd gerichtet war (HERGET 2000)
Das Glazial wird von einer Phase mit wärmeren Temperaturen in zwei Hauptmaxima geteilt, die als Würm-I- (ca. 75-70 ka BP) und Würm-II-Kaltzeit (ca. 30-16 ka BP) bezeichnet werden. Das absolute glaziale Maximum, d.h. die Phase mit den geringsten Temperaturen erreichte die Würm-Kaltzeit um ca. 18 ka BP.
Modellvorstellungen des Paläoklimas der Würm-II-Kaltzeit sprechen von Temperaturen auf der Nordhalbkugel, die um 10-15°C niedriger lagen als heute, über den großen Eisschilden Nordamerikas und Eurasiens noch tiefer.
Rekonstruktionen der afrikanischen und indischen Monsun-Zirkulation deuten auf eine Monsun-Armut zwischen 75-15 ka BP hin, in der Zeit, in der die Eisschilde der Erde am mächtigsten waren.
Die Atmosphärische Zirkulation war dominiert von einen verstärkten zonalen Komponente und geschwächtem meridionalen Luftaustausch. Evaporation und Niederschlag lagen ca. 15% unter dem heutigen Niveau.
Das Klima Nordamerikas und Eurasiens war bestimmt vom Einfluss der großen Inlandeise, des Laurentischen, Grönländischen und Eurasischen Eisschilds, über denen sich stabile Kältehochs bildeten. Die steilsten Temperaturgradienten befinden sich im Nordwinter auf der Nordhemisphäre rund um diese Eismassen, im Sommer war die Temperaturabnahme zonaler ausgeprägt.
Südlich der Eisschilde lagen die Temperaturen um ca. 20-30°C (Winter) und 5°C (Sommer) niedriger. Darüber hinaus waren diese Gebiete trockener als heute.
Die tropischen Kontinente waren geprägt von verstärkten Hadley-Zellen und deutlich ausgedehnter Trockenheit.
Die großen Luftdruck- und Windgürtel der Erde wurden äquatorwärts verlagert und eingeengt.

Paläoklimate der Erde vor 18000 Jahren
 

Mittlere und höhere Breiten
Über den Eisschilden der Kontinente entwickelten sich durch absinkende Luftmassen stabile Kältehochs mit großer vertikaler Ausdehnung. Zusammen mit den topographischen Hindernissen der Eisschilde bewirkten diese Hochdruckgebiete eine Spaltung des Polarfront-Jets im Luv der Eisschilde. Die nördlichen Arme des gespaltenen Jetstreams brachten im Lee der Eisschilde polare Luftmassen bis weit nach Süden. Die antizyklonal rotierende Bodenluft verursachte extreme Trockenheit im Norden Nordamerikas und Eurasiens. Die südlichen Arme des Jetstreams bewirkte eine stärkere Versorgung der Südwestbereiche der Kontinente.
 

Nordatlantik und -pazifik
Die Verschiebung der atmosphärischen Polarfront südlich der nordhemisphärischen Eisschilde verursachte ähnliche Vorgänge in den Ozeanen, die zu einer Ausdehnung des Meereises bis 40-45° N im Winter und 60° N im Sommer. Durch das Meereis wurde Feuchtigkeit gebunden und die Meeresoberfläche sowie die darüber liegenden Luftschichten abgekühlt und dadurch eine Ausdehnung der Antizyklonen nach Süden begünstigt. Die polaren Wassermassen dehnten sich weit nach Süden aus und fühlten durch Mischung von kaltem, dichtem Polarwasser mit weniger dichtem subtropischem Wasser zum Aufbau einer ozeanischen Polarfront mit steilem Temperaturgradient. Dies unterstützte die Verlagerung der Zyklonenzugbahnen nach Süden. Im Lee des Laurentischen Eisschildes konvergierten die gespaltenen Jetstreams und bildeten ein intensives Zyklonenentstehungsgebiet, das den östlichen Sektor des Laurentischen Eisschildes und der Grönländischen Eismasse mit Niederschlag versorgte.
 

Nordpolarmeer
Die weltweite Senkung des Meeresspiegels um mehr als 100 m bildete eine Landbrücke in der Beringstraße und beeinflusste damit die ozeanische Zirkulation, indem sie Strömungen vom Pazifik ins Nordpolarmeer unterband. Im Nordatlantik wurde der Zufluss ins Nordpolarmeer vermindert. Dadurch der Austausch zwischen polaren und tropischen Wassermassen verringert, was zu einer weiteren Abkühlung des Nordpolarmeeres führte. Schmelzwasserzuflüsse von den Eisschilden verringerten den Salzgehalt des Meeres und begünstigten die Eisbildung, was wiederum die atmosphärischen Kältehochs verstärkte.
 

Mittelmeer
Die Senkung des Meeresspiegels teilte das Mittelmeer in zwei Teile, die nur durch einen schmalen Kanal verbunden waren, der nur einen stark verringerten Wärmeaustausch zwischen den beiden Teilen ermöglichte und damit die Pufferwirkung des Meeres senkte. Vor Spanien betrugen die Wassertemperaturen 7°C (heute: 22°C), im östlichen Mittelmeer 18°C (heute: 26°C). Der östliche Teil des Mittelmeers lag unter dem Einfluss der antizyklonalen Strömung des Eurasischen Kältehochs, im Westen brachte der südliche Arm des Polarjets Feuchtigkeit aus dem Atlantik an die Küsten.
 

Niedere Breiten und Tropen
Die Verschiebung der Wind- und Luftdruckgürtel zum Äquator komprimierte und verlagerte den subtropischen Hochdruckgürtel und die Passatzone nach Süden, mit starken Auswirkungen auf die Regionalklimate Afrikas, Asiens und Südamerikas. Die veränderte Monsun-Zirkulation begünstigte West- gegenüber Ostafrika, während der Rest des Kontinents von den trockene Passat-Winden dominiert wurde. Ähnliche Verhältnisse herrschten in Südamerika. Die südlichen Luftströmungen im Westen waren lebhafter und kraftvoller aufgrund vermehrtem Upwelling im Benguela-Strom am Rand eines kräftigeren südpazifischen Hochdruckgebiets.
 

Südliche Hemisphäre
Die südhemisphärischen Zirkulationsmuster entsprachen in ihrer Grobstruktur den nordhemisphärischen. Die Ausdehnung des antarktischen Hochdruckgürtels bewirkte ebenfalls eine Verschiebung der Wind- und Luftdruckgürtel zum Äquator hin

Klima- und Zirkulationsschwankungen im Holozän
 

Von der pleistozänen Kaltzeit zur holozänen Warmzeit
 

Der Wechsel von der Würm-II-Kaltzeit zur holozänen (Neo-)Warmzeit vollzog sich nicht gleichmäßig, sondern war von starken Schwankungen begleitet. Nach dem Abschmelzen ab 15 ka BP folgte um ca. 14 ka BP ein weiterer Temperaturruckgang.
Zwischen 14 und 10 ka BP weiter Schwankungen, die Erwärmungsperioden der Bölling- (14,5-13,5 ka BP) und der Allerödzeit (12-11 ka BP) mit Jahresdurchschnittstemperaturen deutlich über 0°C, die von den Abkühlungsphasen der Älteren (13-12 ka BP) und Jüngeren Dryas-Zeit (12-11 ka BP) unterbrochen wurden.
Ab 9 ka BP waren die großen Inlandeise Nordamerikas und Eurasiens verschwunden und damit auch die Instabilität des Klimas der Übergangszeit.
Das Holozän bestand nach dem Ende der Jüngeren Dryas-Zeit aus einer Serie von fünf bis sechs Kaltphasen im Abstand von 1,5-2 ka. Trotz dieser Schwankungen ist das Holozän durch die Wiedererwärmung nach dem Pleistozän geprägt.
 

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Paläoklimate im COHMAP
 

Das COHMAP (COoperative Holocene MApping Project) rekonstruiert das Paläoklima der Erde aus geomorphologischen Formen über deren Entstehungsbedingungen. 
 

Das Klima um 12 ka BP: Oszillationen und Instabilität
Während des Erwärmungsprozesses ab ca. 14 ka BP schmolz der Eurasische Eisschild schneller ab als der Laurentische, daraus resultierte eine verschärfte Klimaasymmetrie zwischen beiden Kontinenten, die die hohe Variabilität des Klimas zu dieser Zeit mit bewirkt haben könnte (siehe Kasten). Eine extreme Lage des Perihels ließ der Nordhalbkugel im Sommer ca. 7% mehr Sonnenstrahlung zukommen (strittig!). Die Atmosphäre erwärmte sich, die Inlandeise schmolzen ab und dadurch schwächten sich die Kältehochs über den Nordkontinenten. Der Polarjet wurde nicht länger gespalten, dadurch erfolgte kein Luftmasseneintrag in den Nordatlantik. Über den Nordkontinenten ersetzte eine westliche Strömung die zyklonalen Ostwinde und vergrößerte die Niederschlagsmengen. Die Wind- und Luftdruckgürtel verlagerten sich polwärts.
 
Das Klima um 9 ka BP: Der Beginn des Holozäns (Präboreal und Boreal)
Nach dem Kälterückfall der Jüngeren Dryas-Zeit folgte eine rasche Erwärmung zum Boreal mit Schwankungen geringerer Amplitude. 8% mehr Sonneneinstrahlung (strittig!) und intensive Erwärmung ließen bis ca. 8 ka BP den Eurasischen Eisschild abschmelzen. Zwischen 8 und 7 ka BP wurde eine z.T. intensive aride Phase festgestellt, in der auch die Reste des skandinavischen Eisschilds abschmolzen. Das 18O-Isotopenverhältnis des grönländischen Inlandeises zeigt jedoch einen rund 200 Jahre dauernden Kälteeinbruch um ca. 8,2 ka BP, während dem die Jahresmitteltemperatur ca. 1,7 K unter dem Optimum des Atlantikums gelegen haben soll.
 

Das Klima um 6 ka BP: Der Höhepunkt der holozänen Warmzeit (Atlantikum)
Im postglazialen Klimaoptimum (OH, vgl. Abb. 2) von 6-2,5 ka BP lagen die Sommertemperaturen in Europa und Amerika um 2-4 K höher als heute, die Wintertemperaturen jedoch 1 K (N-Dtschl.) bzw. 2 K (S-Dtschl.) niedriger. Eine Verstärkung der westlichen Winde über Europa und vermutlich auch des Golfstroms bewirkten eine größere Humidität in Europa, die sich im Atlantikum bis an den Rand der Sahara ausdehnte. Der Rest des Laurentischen Eisschilds verschwand gegen 4,5 ka BP und damit auch die o.g. Klimaasymmetrie. Das Atlantikum wird in 3 Maxima (7-6 ka BP, 4-5 ka BP und 3 ka BP) aufgeteilt (SCHÖNWIESE), die kalte Epoche vor ca. 3,5 ka (PO, vgl. Abb. 2) ist als "Piora-Oszillation" in die wissenschaftlichen Wörterbücher eingegangen. Zwischen 4,8 bzw.2,5 ka BP endete dieses Hypsithermal mit einem erneuten leichten Kälteeinbruch, des sog. "Neoglazials" oder Hauptpessimum (P, Sub-Boreal, vgl. Abb. 2), der mit einer Ausbreitung der globalen Trockengürtel einherging.
 
Das Klima von 1000 v.Chr. bis 1000 n.Chr.: "Das Klima macht Geschichte" (Sub-Atlantikum)
Nach dem "Neo-Glazial" des Sub-Boreals erfolgte zwischen 300 v.Chr. und 400 n.Chr. eine erneute Erwärmung des Klimas, die als das "Optimum der Römerzeit" (OR, vgl. Abb. 2) bezeichnet wird. Dieser Temperaturanstieg (einhergehend mit niederschlagsreicher Witterung) ermöglichte in den Alpen Bergbau in Gegenden, wo heute Dauerfrost herrscht. Die Alpenpässe waren durchgehend passierbar, so auch für Hannibal im Punischen Krieg 218 v.Chr.
 
Das Pessimum der Völkerwanderungen (Pv) ...war so um ca. 4-500 a BP...

Literatur (Auszug):
 

6.

Klima - und Zirkulationsschwankungen in historischer Zeit
 

6.1

Definition und Abgrenzung historischer Klimaschwankungen
 

In der historischen Klimatologie werden Schwankungen des Klimas untersucht, die vor Beginn der amtlichen, standardisierten Klimaaufzeichnungen Hegen, wobei jedoch vom Menschen verfasste Aufzeichnungen zur Verfügung stehen. Dabei sind aufgrund der Datenlage die letzten 1000 Jahre in Europa vergleichsweise gut rekonstruierbar. (GLASER,1995, S.302)
 

6.2

Ausgewählte Methoden der historischen Klimatologie
 

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Klimaaufzeichnungen durch den Menschen (vgl. GLASER, 1995, 8.302ff.)
Historische Instrumentenmessdaten: vor Einrichtung der amtlichen Messstellen; zeitl. Homogenität erforderlich.
Deskriptive Angaben: Witterungsbeschreibungen in Tagebüchern (täglich, sporadisch); subjektiv, qualitative Eindrücke.
Proxydaten (Klimazeiger): Ertragsangaben best. Anbauprodukte, Hochwassermarken; nicht-klimatische Einflüsse.
 
Natürliche Klimaindikatoren (vgl. WHYTE, 1995,5.16 ff.)
Dendroklimatologie: Analyse von Baumringparametern; Beeinflussung durch verschiedene Standortfaktoren.
Isotopenmethode: Analyse des 18O /16O - Verhältnisses z. B. in Eisbohrkernen; zeitliche Abfolge sollte ungestört sein.
Gletscherschwankungen: gute Klimaanzeiger, da bereits geringe Änderungen der Temperaturen und der Niederschläge Längenänderungen in der Größenordnung hunderter Meter erzeugen; Veränderung des Massenhaushaltes durch verschiedene Klimazustände.
See- und Flusswasserstände: tropische, semiaride Regionen; Aussagen über Niederschlagsverhältnisse.
 

6.3

Klima- und Zirkulationsschwankungen in historischer Zeit in Europa
 

Überblick über die historischen Klimaschwankungen in Europa
 

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6.3.1

Mittelalterliches Klimaoptimum (MKO)
 

Abgrenzung(en) des MKO
Es gibt unterschiedliche Auffassungen, da sich dieses Optimum nicht in allen Regionen zur gleichen Zeit auswirkte, sondern mit Verschiebungen. So gibt LAMB den Zeitraum 1150-1300 an, während Daten aus dem Alpenraum und dem westlichen Mitteleuropa dieses Optimum zeitlich in die Phase 900-1000 stellen. (FLOHN,1985, 8.131)
 
Erscheinungsformen des MKO
In einer milden Phase wurden Island (874) und Grönland (999) durch die Wikinger besiedelt. Ein entscheidender Punkt war hierbei die Eisfreiheit des Ostgrönlandstromes über mehrere Jahrhunderte hinweg. In dieser Phase des MKO konnte auf Island Getreide angebaut werden, die Baum- bzw. Anbaugrenze reichte in europäischen Hochgebirgen (in den Alpen, den schottischen Highlands und dem Skandinavischen Gebirge) über 100-150 m bzw. 200 m höher. Wein konnte in Preußen, Pommern und in Südschottland angebaut werden. Im Gegensatz zu den Sommern waren die Winter teilweise streng (FLOHN, 1985, S.132), d.h. der Winter-Sommer-Kontrast war hier am stärksten.

Zirkulationsveränderungen während des MKO
Diese Phase war dadurch gekennzeichnet, dass sich die häufigsten Zyklonenzugbahnen um 3-5 Breitengrade nach Norden verlagerten. Weiterhin verlief die Achse der häufigsten Tröge des 500 mb -Niveaus in den Sommermonaten relativ weit östlich, was eine reduzierte Anzahl von Kaltlufteinbrüchen in West - und Mitteleuropa zur Folge hatte.
Durch die Verlagerung der Zyklonenzugbahnen nach Norden gingen die Niederschläge in West- und Mitteleuropa zurück. Das Azorenhoch konnte im Sommer auf den europäischen Kontinent übergreifen, was dort hohe Sommertemperaturen zur Folge hatte, während in relativ vielen Wintern das Russlandhoch, bedingt durch die nördlichere Lage der Westwinddrift, die Witterung in Mitteleuropa bestimmte, was strenge Winter in Mittel- und in Osteuropa zur Folge hatte. Der östliche Mittelmeerraum erhielt, v.a. in den Wintermonaten, durch Tiefdruckgebiete mehr Niederschläge. Diese Zirkulationsform lässt sich auch mit dem deutlichen Rückgang des Eises in den Gewässern um Island und Grönland und einer verminderten Sturmhäufigkeit über der Nordsee in Zusammenhang bringen. (FLOHN, 1985, 8.135, nach LAMB 1977)
 

6.3.2

Die Kleine Eiszeit
 

Begriff und Abgrenzung(en) der Kleinen Eiszeit
Der Begriff Kleine Eiszeit kann irreführen, da man annehmen könnte, er kennzeichnete eine durchweg 500-jährige Kaltphase, die global synchron ablief. Tatsächlich sind die Klimaschwankungen der letzten 500 Jahre viel komplexer, verliefen nicht in allen Regionen gleichzeitig - und im selben Ausmaß, und sind somit schwieriger zu erfassen. (WHYTE,1995, 8.47) FLOHN bezieht die Kleine Eiszeit auf Gletschervorstöße in den meisten Hochgebirgen während des 17. bis 19. Jhdts mit Hauptphasen um 1640 und zwischen 1680 - 1700 (spätes Maunder Minimum). Die Gletschervorstöße Ende des 12. Jhdts., Anfang des 14. sowie Mitte des 15. Jhdts. werden von ihm als ,,Vorläufer' der Kleinen Eiszeit bezeichnet. (FLOHN, 1985, 8.130) LAMB hingegen gliedert aus dem Zeitraum nach 1200 die Hauptphasen der Kleinen Eiszeit zwischen 1550 und 1700 aus (LAMB, 1977, 8.461).

Erscheinungsformen und Auswirkungen der Kleinen Eiszeit
Das (arktische) Meereis, das Inlandeis, der Permafrost auf Grönland sowie Seen und Marschen breiteten sich aus. Gletscher in Island, Norwegen und den Alpen stießen vor, die Baumgrenze in den Alpen und den Rocky Mountains sank. Seen und Flüsse in Nord-, West- und Zentraleuropa froren häufiger zu. Darüber hinaus liegen Hinweise auf die zunehmende Stärke von Stürmen und die daraus resultierenden Sturmfluten in Breiten von 50-60° vor. Diese Stürme traten vermehrt im 13. Jhdt. und zwischen 1400-1450 sowie 1530-1700 auf. Die Klimaänderung führte zu Missernten, steigenden Preisen von Weizen und Brot, Hungersnöten, Krankheiten und Siedlungswüstungen. (Lamb, 1977, 8.451)

Zirkulationsveränderungen während der Kleinen Eiszeit
Während der Kleinen Eiszeit fand wieder eine Verschiebung der häufigsten Zyklonenzugbahnen nach Süden in Verbindung mit einer Verschiebung der häufigsten Trogachsen nach Westen statt. Die Polarfront lag weiter südlich als im MKO. Dies führte in der Hauptphase der Kleinen Eiszeit zu erhöhten Sommerniederschlägen und strengen Wintern. Charakteristisch für bestimmte Phasen der Kleinen Eiszeit sind viele entgegengesetzte Extreme (heiß - kalt - feucht -trocken). Diese Tatsache führt man auf das Vorherrschen meridionaler und blockierender bei gleichzeitig eingeschränkten zonalen Zirkulationsformen zurück. (FLOHN, 1985,8.128) Untersuchungen historischer Instrumentenmessdaten ab 1780 zeigen eine erhöhte Anzahl kalter Wintermonate bzw. warm-heißer Sommermonate in der Periode 1780-1860 im Vergleich zur Phase 1915-1995, was auf eine größere Kontinentalität in weiten Teilen Mitteleuropas hindeutet. Zirkulationsdynamisch bedeutet dies ein häufigeres Auftreten von Mustern mit nordwestwärts ausgedehntem Russlandhoch im Winter und zonalen Hochdruckkeilen im Sommer während der Phase 1780-1860 (JACOBEIT et al, 1998). Andere Quellen (GLASER 2001) postulieren für Mitteleuropa einen geringeren Temperaturjahresgang, d.h. der Winter-Sommer-Kontrast war während der Kleinen Eiszeit schwächer. Dafür waren aber die Übergangsjahreszeiten (Herbst und Frühling) in ihrer Temperatur deutlich abgesenkt, was zu einer insgesamt niedrigeren Jahresbilanz führte.

Räumliche Variationen des Klimas der Kleinen Eiszeit
Die Korrelationskoeffizienten rekonstruierter Winterindizes zwischen England und Deutschland bzw. England und Russland im Zeitraum 1100-1750 liegen bei +0,45 bzw. +0,31. Sie sind auf dem 1%- Niveau statistisch signifikant, doch in manchen Jahrhunderten wurden auch Koeffizienten mit umgekehrtem Vorzeichen ermittelt. (LAMB, 1966, S. 99) Dendrochronologische Untersuchungen, mit deren Hilfe fennoskandische Sommertemperaturen rekonstruiert wurden, stehen teilweise im Widerspruch zu einer generellen Klimaverschlechterung nach 1300. Zwar stimmt in den Kurvenverläufen von England und Fennoskandien die Hauptphase der Kleinen Eiszeit vom späten 16. Jhdt. bis in die Mitte des 18.Jhdts. überein, doch erkennt man, dass das frühe 15. Jhdt. in Fennoskandien so warm war wie das 10. und 11. Jhdt. (BRIFFA et al., 1992; in: Climate Dynamics H.7 8.119).

Klimaschätzwerte für England und Wales.
 

(1) in Prozent des Mittels für die Jahre von 1916 bis 1950
(2)  auch gültig für die Jahre von 900 bis 1050

(FLOHN, 1985,S.133 nach LAMB, 1977, S.404,407; verändert)

Generell lässt sich für die holozänen Klimaschwankungen feststellen, dass wärmere Abschnitte mit einer geringeren Feuchtigkeit, kühlere Phasen mit höherem Niederschlag einhergingen. Zirkulationsveränderungen traten auf der Nordhemisphäre von West nach Ost zeitversetzt auf (GLASER 2001).

Literatur (Auszug)