Klimaänderungen in Ostafrika

Abb. 1: Topographische Karte Ostafrikas

Die Region

Ostafrika liegt etwa zwischen 10 °N und 10 °S sowie vom 30. bis zum 50. Grad Ost. Im Kern werden dazu die größeren Staaten Äthiopien, Somalia, Kenia, Uganda und Tansania gezählt; manchmal werden auch Sudan sowie der neue Staat Südsudan im Norden miteinbezogen. Der nördliche Teil mit Äthiopien, Somalia und Südsudan wird auch als "Größeres Horn von Afrika" bezeichnet. Obwohl Ostafrika beiderseits des Äquators liegt, besitzt es kein typisch tropisches Klima. Hohe Gebirge und Hochländer bewirken, dass große Teile Ostafrikas teilweise kühler und – im Lee der Gebirge - trockener sind, als es für die Breitenlage zu erwarten wäre (Abb. 1).

Die Hochland- und Gebirgsregionen, in denen aufgrund der niedrigeren Temperaturen tropische Krankheiten wie etwa die Malaria weniger verbreitet sind, zeichnen sich durch eine hohe Bevölkerungsdichte und eine intensive landwirtschaftliche Nutzung aus. In Äthiopien, Kenia und Tansania etwa ist die kleinbäuerliche Landwirtschaft der bestimmende Wirtschaftsfaktor. Sie steht in Äthiopien für 50%, in Kenia für 30% des Bruttosozialprodukts und ist mit Abstand der größte Arbeitgeber, so in Äthiopien für 65%, in Somalia für 80%, in Kenia für 54% und in Eritrea für 63% der Beschäftigten. Sie ist stark von ausreichenden Niederschlägen abhängig, die jedoch starken Schwankungen unterliegen, die nicht selten zu Dürren und Überschwemmungen führen. Die jüngsten verheerenden Dürren von 2016/17 und 2020 bis Anfang 2023 mit nachfolgenden katastrophalen Starkregen 2019 und 2023/24 haben die ökonomische Abhängigkeit Ostafrikas von angemessenen Niederschlägen deutlich vor Augen geführt.

Änderungen der Temperatur

Die mittleren Maximum-Temperaturen betragen in Regionen mit geringem Niederschlag bis zu 35 °C. Höhere Temperaturen finden sich vor allem westlich und südöstlich des äthiopischen Hochlands im Sudan und Südsudan sowie in Somalia und den tiefer gelegenen Regionen Kenias (Abb. 2). In den Hochländern sind die Temperaturen deutlich kühler. So beträgt die Jahresmitteltemperatur in Adis Abeba, der Hauptstadt Äthiopiens, 16 °C. Die Unterschiede zwischen den Jahreszeiten sind gering; die wärmste Jahreszeit ist das Frühjahr mit knapp 18 °C.

Abb. 2: Mittlere Jahresmaximum- und Jahresminimumtemperaturen 1979-2010 in Ostafrika

Abb. 3: Änderung der Jahresmitteltemperatur zwischen 1975 und 2019 in Kenia

Wegen der unsicheren Datenlage sind Temperaturveränderungen für ganz Ostafrika sehr schwierig abzuschätzen. Eine Untersuchung einzelner Datensätze von Stationen in Kenia, Uganda, Ruanda und Burundi hat einen Temperaturanstieg von 1,54 Grad zwischen 1966 und 2006 ergeben, für Kericho im westlichen Hochland von Kenia sogar um 1,69 Grad. Die jährlichen Mittelwerte der Maximum-Temperaturen haben 1979-2010 vor allem im östlichen Äthiopien um bis zu 3 °C zugenommen, in den übrigen Regionen bis 1,9 °C. Saisonal zeigen vor allem der Jahresbeginn und der Frühling starke Zunahmen der maximalen Temperaturen mit bis zu 3 °C in großen Teilen Ostafrikas. Nach einer aktuellen Untersuchung ist in Kenia die Jahresmitteltemperatur seit den 1970er Jahren um ca. 1 °C gestiegen (Abb. 3). Die tropischen Gebiete Kenias mit einer mittleren Jahrestemperatur von über 25 °C haben sich auf Kosten der Gebiete mit einem gemäßigten Klima (<18 °C) im südwestlichen Hochland ausgedehnt und sind teilweise selbst noch heißer geworden. Die nur knapp 10% der Landesfläche umfassende gemäßigte Zone hat um ein Viertel abgenommen.

Änderungen der Niederschläge

Die Niederschlagsverhältnisse

Abb. 4: Monatliche Niederschläge in Ruanda gemittelt über den Zeitraum 1981-2020. Die Boxen geben die 25% bis 75% häufigsten Werte an, die senkrechten Balken zeigen die höchsten und niedrigsten 25 Prozent der Werte.

Die sehr komplexe Topographie Ostafrikas mit Höhenunterschieden von über 5000 m (Abb. 1) hat sehr unterschiedliche Jahresniederschläge von 100 mm bis rund 2500 mm zur Folge. In einzelnen Ländern Ostafrikas liegen die Niederschläge im Jahresmittel der Periode 1981-2016 in Tansania bei fast 1000 mm, in Äthiopien bei 800 mm und in Kenia bei 600 mm. Die höchsten Niederschläge fallen in den Hochländern von Äthiopien sowie von Kenia und Tansania. Aufgrund der sehr wechselhaften Topographie mit Bergländern und Tälern sind die klimatischen Verhältnisse jedoch in ganz Ostafrika sehr differenziert. An den Rändern der Hochländer und Bergzüge Ostafrikas werden feuchte Luftmassen zum Aufstieg gezwungen, kühlen und regnen sich ab. In den tiefer gelegenen Küstengebieten ist es dagegen sehr trocken.

Ostafrika besitzt besonders in den äquatornahen Regionen entsprechend dem Höchststand der Sonne bzw. der Wanderung der Innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) zwei Regenzeiten, die sog. lange Regenzeit in den Monaten März bis Mai und die kurze Regenzeit von Oktober bis Dezember (Abb. 4). Die lange und die kurze Regenzeit unterscheiden sich jedoch nicht nur in der Länge. So ist einerseits die räumliche Abdeckung bei stärkeren Niederschlägen in der kurzen Regenzeit deutlich konsistenter als in der langen Regenzeit; und die jährlichen Schwankungen sind in der kurzen Regenzeit deutlicher ausgeprägter. In den nördlichen und südlichen Randbereichen Ostafrikas gibt es mit dem Höchststand der Sonne nur eine Regenzeit im jeweiligen Sommer. Das Hochland von Äthiopien erhält über 2000 mm Niederschlag im Jahr, von denen 50-90% in der Zeit von Juni bis September fallen. Abb. 4 zeigt, dass die monatlichen Werte des feuchtesten (April) und des trockensten Monats (Juli) sich um über 100 mm unterscheiden.

Woher aber kommen die feuchten Luftmassen? Grundsätzlich gibt es drei maritime Herkunftsgebiete, den Golf von Guinea im Atlantik, den westlichen Indischen Ozean und das östliche Mittelmeer. Als vierte Niederschlagsquelle fungiert der tropische Regenwald des Kongobeckens. Wie viel Niederschlag aus dem jeweiligen Herkunftsgebiet stammt, hängt von der Region in Ostafrika und der Jahreszeit ab. In den meisten Fällen fehlen allerdings ausreichende Beobachtungsdaten, um den Weg der feuchten Luftmassen genauer zu bestimmen. Nach der Untersuchung von Viste und Sorteberg (2013) zur Herkunft der Niederschläge im äthiopischen Hochland im Nordsommer (Juli-August) stammt hier der Hauptanteil (51%) aus dem Transport feuchter Luft vom östlichen Mittelmeer und dem Roten Meer aus dem Norden. Aus den beiden subtropischen Meeren verdunstet sehr viel Wasser, das mit nördlichen Strömungen über die Arabische Halbinsel und das rote Meer in das Hochland von Äthiopien gelangt.

Abb. 5: Änderung des Niederschlags in der langen Regenzeit März-Mai in Ostafrika 1985-2018 nach verschiedenen Datensätzen als Abweichung in mm/Tag zum Mittel 1986-1997. Der graue Bereich markiert die besonders trockene Periode 1998-2009.

Abb. 6: Änderung der saisonalen Niederschläge zwischen 1975 und 2017 in Kenia

Niederschlagstrends

Die ostafrikanischen Niederschläge unterliegen ausgeprägten Schwankungen mit Dürren wie 2016/17 und 2022 bzw. Starkniederschlägen mit Überschwemmungen wie 2019 und 2023, von denen mehrere Millionen Menschen durch Mangelernährung und Wassermangel oder Zerstörungen von Behausungen, Infrastrukturanlagen, Feldern und oft zahlreichen Toten betroffen sind. 1984 starben z.B. durch eine starke Dürre in Äthiopien und im Sudan 450.000 Menschen vor allem durch Hunger. Starkniederschläge können auch zu Heuschreckenplagen führen, die z.B. zwischen Dezember 2019 und März 2020 Zigtausende von Hektar an Getreidefeldern zerstört hatten. In der kurzen Regenzeit schwanken die Niederschläge zwischen maximal über 300 mm/Monat und minimal rund 30 mm/Monat.

Beobachtungen haben für die Niederschläge in der langen Regenzeit seit 1986 einen negativen Trend bis 2009 ergeben (Abb. 5). Damit verbunden war eine Verkürzung der Dauer der Niederschlagszeit. Die lange Regenzeit setzte später ein und hörte früher auf. Die 2000er Jahre waren dadurch eine ausgesprochen trockene Periode. Außerdem haben seit 1998 die Häufigkeit von Dürren während der langen Regenzeit zugenommen. Erst seit Beginn der 2010er Jahre fielen in dieser Saison wieder mehr Niederschläge. Bei den Regenfällen der kurzen Regenzeit zeigt sich dagegen zwischen 1983 und 2021 eine Zunahme von 1,4 bis 2,4 mm pro Saison bzw. insgesamt um 50 bis 100 mm. Dabei kam es in einigen Jahren wie 1997/98, 2006, 2012, 2015 und 2019/20 zu Starkregen. Zu einem ähnlichen Ergebnis kommt eine Untersuchung über die Entwicklung der Niederschläge in Kenia (Abb. 6). Auch hier zeigen die Regenfälle in der langen Regenzeit seit den 1980er Jahren bis ca. 2010 einen negativen Trend, während die Niederschläge in der kurzen Regenzeit zunehmen. Die Niederschläge in den trockenen Jahreszeiten (Dezember-Februar und Juni-August) weisen so gut wie keinen Trend auf.

Abb. 7: Niederschlagsabweichungen vom Mittel bei negativen (a) und positiven (b) ENSO- und IOD-Phasen in der kleinen Regenzeit. Die Region A markiert das Gebiet mit der stärksten Abweichung.

Ursachen der Niederschlagsänderungen

Die Ursachen für die langfristigen Änderungen der ostafrikanischen Niederschlagsregime werden hauptsächlich auf die Meeresoberflächentemperaturen des Pazifischen und des Indischen Ozeans zurückgeführt. Diese werden wiederum durch natürliche Klimaschwankungen wie den Southern Annular Mode (SAM) im südlichen Indischen Ozean, ENSO im tropischen Pazifik und den Indian Ocean Dipole (IOD) im tropischen Indischen Ozean beeinflusst, die typische Schwankungen der Meeresoberflächentemperaturen in den jeweiligen Ozeanen repräsentieren. Vom SAM sind nach Kebacho et la. (2024) vor 1961 starke Einflüsse auf die Temperaturen im südlichen Indischen Ozean ausgegangen, die die Niederschläge der kurzen Regenzeit über Ostafrika entscheidend geprägt haben. In den folgenden Jahrzehnten hat sich der SAM-Einfluss, möglicherweise durch den Klimawandel und den stratosphärischen Ozonabbau, abgeschwächt und die ostafrikanischen Niederschläge gerieten stärker unter den Einfluss von ENSO und dem Indian Ocean Dipole.

Abb. 8: Änderung der Niederschläge in mm/Tag im Vergleich zum Mittel 1991-2020 in Jahren mit positiver ENSO- und IOD-Phase während der kleinen Regenzeit (Okt.-Dez.) in Ostafrika.

Der ENSO-Einfluss ist in der kurzen Regenzeit relativ konstant, während er in der langen Regenzeit, in der z.B. El-Niño-Ereignisse jahreszeitlich gesehen abschwächen, stärker schwankt. So bewirken El-Niño-Bedingungen eine Verstärkung der Niederschläge vor allem in der kurzen Regenzeit, während La-Niña-Bedingungen für mehr Trockenheit sorgen. Andererseits scheint nach einigen Studien der Einfluss von ENSO auch in der kurzen Regenzeit langfristigen Schwankungen zu unterliegen. Nach Roy & Troccoli (2024) gibt es eine starke Verbindung zwischen den Temperaturen im Niño 3.4 Sektor im östlichen Pazifik und den Niederschlägen während der ostafrikanischen kurzen Regenzeit. Bereits im Sommer deuten höhere Meeresoberflächentemperaturen im östlichen Pazifik auf höhere Niederschläge im Oktober-Dezember in Ostafrika.

Während der ENSO-Einfluss auf die ostafrikanischen Niederschläge schon seit längerem bekannt ist, wurde die Wirkung des Indian Ocean Dipole erst 1999 entdeckt. Ein positiver IOD mit höheren Meeresoberflächentemperaturen im westlichen Indischen Ozean ist mit höheren Niederschlägen in der kurzen Regenzeit verbunden. Die Niederschläge können in solchen Phasen das Zwei- bis Dreifache des langjährigen Mittels betragen wie z.B. 1997, 2006, 2012, 2015 und 2019. Im Gegensatz dazu sind bei einem negativen IOD die Meeresoberflächentemperaturen vor der ostafrikanischen Küste kühler als normal und die Niederschläge der kurzen Regenzeit betragen nur 20-60% des langjährigen Mittels wie 1996, 1998, 2010 und 2016 (Abb. 7).

Die Auswirkungen der pazifischen ENSO-Schwankungen betreffen auch den sog. maritimen Kontinent, womit die Inselwelt Südostasiens gemeint ist, und beeinflussen Niederschläge und Meeresoberflächentemperaturen im östlichen Indischen Ozean. So bewirken El-Niño-Ereignisse über dem maritimen Kontinent absteigende Luftmassen, geringere Niederschläge und kühlere Meeresoberflächentemperaturen und La-Niña-Ereignisse das Gegenteil. Damit greift das ENSO-Phänomen in die Schwankungen des Indian Ocean Dipole ein und kann diese verstärken oder abschwächen (Abb. 7). Das Zusammentreffen eines positiven Indian Ocean Dipole mit einem El Niño kann zu sehr starken Regenfällen und Überschwemmungen führen (Abb. 8) wie z.B. 1997, das Aufeinandertreffen eines negativen Indian Ocean Dipole mit einer La Niña dagegen zu Niederschlagsdefiziten und Dürren. Zu ähnlich hohen Starkregen kam es allerdings auch 2019/20 nur durch einen extrem positiven IOD bei neutralen ENSO-Bedingungen. Und auch während der kurzen Regenzeit 2023 waren die Niederschläge vergleichbar hoch, was nach Kimutai et al. (2023) zu gleichen Teilen durch den Indian Ocean Dipole und die Erwärmung der Atmosphäre infolge des globalen Klimawandels verursacht wurde, während ENSO keinen signifikanten Einfluss hatte. Der Indian Ocean Dipole scheint daher in den letzten Jahrzehnten der dominierende Antrieb für die ostafrikanischen Regenfälle in der kurzen Regenzeit gewesen zu sein. Andere Einflüsse wie ENSO und der Klimawandel spielen ebenfalls eine Rolle, sind jedoch im Einzelfall nicht immer eindeutig zu identifizieren.

Abb. 9: Positive Phase des Indian Ocean Dipole (IOD)

Abb. 10: Negative Phase des Indian Ocean Dipole (IOD)

Die Meeresoberflächentemperaturen im westlichen Indischen Ozean und die Niederschläge in Ostafrika sind über die Walkerzirkulation miteinander verbunden. Dabei handelt es sich um eine parallel zum Äquator verlaufende tropische Zirkulation der Atmosphäre, die aus mehreren Zellen besteht (Abb. 9 und 10). Die Zellen werden aus einem aufsteigenden und absteigenden Ast zwischen der unteren und der oberen Troposphäre sowie Ost-West- bzw. West-Ost-Strömungen dazwischen gebildet. Ursache ist der durch die Passatwinde hervorgerufene Gegensatz zwischen kaltem und warmem Wasser auf den Ost- bzw. Westseiten der tropischen Ozeane, der besonders im Pazifik, aber auch im Indischen Ozean ausgebildet ist.

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Kontakt: Dieter Kasang