Im Volksmund werden Wüsten oft für ausgetrocknete Meere gehalten. Die Salzseen und Sandflächen mögen hierzu ebenso beitragen wie die ozeanischen Ausmaße mancher Wüsten. Tatsächlich gibt es Wüsten in Gebieten, wo früher einmal Meere waren – beispielsweise in der aralo-kaspischen Senke. Das Faktum, dass sich dort nun die Karakum- und die Kysilkum-Wüste befinden, hat aber nichts damit zu tun, dass einst ein Meer das Becken bedeckte. Vielmehr sind es Verwitterung und Abtragung, welche die heutigen Landschaftsformen geschaffen haben. Wenn es um die Verwitterungs- und Abtragungsprozesse in den heutigen Wüsten geht, muss man im Auge behalten, dass deren Großrelief nicht unter ariden Bedingungen entstanden ist. Schichtstufen, die großen Trockenflusstäler, und selbst die Ergs sind sogenannte Altformen. Sie stammen aus feuchteren bzw. aus windreicheren Zeiten und wurden später lediglich überformt. Es ist allerdings nicht immer leicht, aktuelle Prozesse von solchen zu unterscheiden, die längst beendet sind, die Landschaft aber geprägt haben.

Zum besseren Verständnis beginne ich mit den Begriffen »Verwitterung« und »Abtragung«. Bei Verwitterung wird zwischen mechanischer und chemischer Verwitterung unterschieden. Mechanische Verwitterung führt zur Zertrümmerung des Gesteins ohne stoffliche Veränderung der Mineralbestandteile. Chemische Verwitterung führt dagegen zur Auflösung wasserlöslicher Mineralien oder zur Umwandlung wasserunlöslicher Mineralien in weitgehend lösliche Substanzen. Letztere tritt, da es in Wüsten an Wasser mangelt, gegenüber der mechanischen Verwitterung zurück, spielt aber dennoch eine Rolle.

Zur mechanischen Verwitterung gehört die Insolationsverwitterung, auch Temperaturverwitterung genannt. Die in Wüsten häufig sehr hohen Temperaturschwankungen zwischen Tag und Nacht führen zu Spannungsgegensätzen, Lockerung des Mineralgefüges und allmählichen Gesteinszerfall.

Die Salzverwitterung beruht auf der Volumenzunahme von Salzen. Sie wird durch thermische Ausdehnung, durch Kristallwachstum und durch Hydratation (Absorption von Wasser) bewirkt. Die Hydratation stellt eine Mischform von physikalischer und chemischer Verwitterung dar und ist in Küstenwüsten aufgrund der dort herrschenden hohen Luftfeuchtigkeit häufig anzutreffen. Auskristallisierende Salze sind die Ursache dafür, dass das Gesteinsgefüge sich lockert: Im Wüstenklima wasserfrei auskristallisiert, nehmen die Salze bei ansteigender relativer Feuchte und gelegentlichen Regenfällen Wassermengen auf und wandeln sich zu Hydraten um, wobei sich ihr Volumen um 30 bis 100 Prozent vergrößert.

Viele Phänomene, welche die ältere Forschung auf die Insolationsverwitterung zurückführte, gehen also höchstwahrscheinlich ebenso auf das Konto der Salzverwitterung. Das gilt nicht zuletzt auch für Kernsprünge, die gewaltige Felsen teilen können.

In nicht allzu trockenen Gebieten existiert eine besondere Form der Verwitterung: die schalenförmige Abschuppung oder Desquamation, eine Folge der extremen Temperaturgegensätze bei Tag und Nacht auf den Gesteinsoberflächen, wobei sich Schuppen oder Schalen in der Größe einiger Millimeter bis weniger Zentimeter absondern. Neuere Forschungen haben ergeben, dass hieran auch Mikroorganismen beteiligt sind.

Die Abschalung meterdicker, oberflächenparalleler Platten von Granitdomen ist hingegen auf die Druckentlastung zurückzuführen, die sich einstellte, als darüber lagerndes Material abgetragen wurde – ein Vorgang, der sich über Jahrmillionen hinzieht.

Oftmals kann man in Wüsten Felsen mit Aushöhlungen beobachten, den Tafonis. Sie verdanken ihre Entstehung der so genannten Schattenverwitterung. Im Schatten führt länger andauernde Feuchtigkeit zu intensiverer chemischer Verwitterung und damit zur Aushöhlung. Der Prozess unterliegt einer Eigendynamik: Je tiefer die Tafonis in das Gestein hineinwittern, desto größer werden die beschatteten Flächen.

Wüstenlack, eine besonders charakteristische Erscheinung der Trockengebiete, ist das Ergebnis chemischer Verwitterung, die vom Innern des Gesteins nach außen wirkt und daher Kernverwitterung heißt. Die dünnen Häute von Mangan, Eisen oder Kieselsäure überziehen lackartig glänzend das Gestein. Die Politur, die den Wüstenlack auszeichnet, ist eine Folge des Windschliffs.

Obwohl man den Prozess der Verkarstung mit gemäßigten Klimazonen verbindet, ist er auch in Wüsten zu beobachten. Er findet im Mikrobereich durch Taufall statt. Daneben kommt so genannter Thermokarst in nicht kalkhaltigen Gesteinen vor und schafft oft spektakuläre Landschaften wie das Tassili de Hoggar im Süden Algeriens.

Bei der Abtragung unterscheidet man zwischen Erosion (linienhafter Abtragung) und Denudation (flächenhafter Abtragung). »Erosion« wird im anglofonen Sprachraum wie auch im umgangssprachlichen Deutsch ziemlich unscharf gebraucht. Hier geht es aber um den wissenschaftlich eindeutig definierten Begriff. Zunächst zu der Erosion, die sowohl in den früheren Feuchtphasen als auch heute auf das Landschaftsbild der Wüsten einwirkte und es in wesentlichen Teilen prägte und prägt.

Die großen Talsysteme der Wüsten erhielten ihr heutiges Aussehen – auch wenn sie schon in früheren Zeitaltern existierten – vorwiegend im ausgehenden Tertiär und im Pleistozän. Sie verändern sich jetzt nur noch in geringem Maße durch episodische Regenfälle. In Gebieten mit starker Windwirkung und hohem Sandaufkommen kann es aber jederzeit passieren, dass solche Talsysteme vollständig unter Sand begraben werden. Das berühmte Wadi Howar, ein mit dem Nil vergleichbares Flussbett, wurde – wie Satellitenbilder zeigen – an seinem Unterlauf über eine Strecke von 400 Kilometer ausgelöscht.

Kommt es heute in ariden Gebieten zu Niederschlägen, fallen diese meist als Starkregen. Fehlende Vegetation, verkrustete Oberflächen oder Gesteinsoberflächen bewirken, dass ein Großteil der Niederschläge nicht versickert, sondern an der Oberfläche abfließt. Die Wadis laufen schnell mit Wasser voll, das rasante Fließgeschwindigkeiten entwickelt und so erhebliche Erosionswirkung entfaltet. Daher sind die Auswirkungen der Erosion in Wüsten oftmals augenfälliger als die der Windabtragung.

Äolische Abtragung (Windabtragung) spielt in Wüsten vor allem deshalb eine große Rolle, weil nur eine spärliche Vegetation die Erdoberfläche bedeckt. Windabtragung kann das Landschaftsbild auf dreierlei Weise beeinflussen: durch Deflation, Korrasion und Akkumulation. Alle drei Prozesse gehören zusammen, denn ein Sandkorn, das der Wind aufnimmt, lagert er auch wieder ab.

Deflation, das Ausblasen von Gesteinsmaterial, spielt bei der Ausbildung der ariden Landschaftsformen eine erhebliche Rolle. Durch Ausblasung von Lockermaterial, das aufgrund von Verwitterung zur Verfügung steht, entstehen nicht nur Deflationswannen, sondern auch die weit verbreiteten Wüstenpflaster, die je nach Material Hammadas oder Serir genannt werden. Mit dem Feinmaterial, das der Wind bei der Deflation aufnimmt, kann er schleifen, wobei größere Körner wie ein Sandstrahlgebläse wirken. Wenige Dezimeter über dem Boden wirkt die Korrasion, die Abschleifung, am stärksten, wie die Form der Pilzfelsen eindrucksvoll beweist. Korrasion führt auch zur Entstehung der sogenannten Windkanter, die in Ein- und Dreikanter unterschieden werden. Der Anteil der Windkanter lässt Schlüsse auf die Windstärken zu.

Die spektakulärste durch Korrasion entstandene Landschaftsform sind die Yardangs. Das Wort aus der uigurischen Sprache beschreibt stromlinienförmige Körper mit breitem Luv und schmalem Lee. Sie können nur wenige Zentimeter klein sein oder auch so groß wie ein Haus. Das durchschnittliche Längen-Breiten-Verhältnis beträgt in Übereinstimmung mit den Gesetzen der Strömungsmechanik vier zu eins. Große Yardang-Felder heißen im Iran Shar Lut, also »Wüstenstädte«.

Zwischen der Deflation bzw. Korrasion und der Akkumulation des Sandes liegt sein Transport durch den Wind. Hierbei unterscheidet man drei Formen: die Suspension, die Saltation und die Reptation. Das feinste bei Deflationsvorgängen aufgenommene Material wird als Staub suspendiert (die Grenze zwischen Sand- und Staubwind liegt bei 1/16 Millimeter Korndurchmesser) und kann daher lange in der Atmosphäre verbleiben und weit transportiert werden. Saharastäube fallen bis nach Europa und Nordamerika. Fallen Stäube in aride Gebiete, werden sie erneut fortgeblasen. Nur wo dies durch Feuchte oder Vegetation verhindert wird, kommt es zur Sedimentierung (Ablagerung). Daher liegen die großen Lößlandschaften am Rand von Trockengebieten. In China erreicht die Sedimentstärke des Löß beispielsweise 1200 m! Da dort aktuell pro Jahr 1,2 Millimeter abgelagert werden, war die Zeit von einer Million Jahren notwendig, um diese Stärke zu erreichen. Wenn bei Deflation grobes Material bewegt wird, wird es über den Boden gerollt, eine Bewegung, die als Reptation bezeichnet wird. Die dritte Transportart stellt die Saltation dar, das Springen von Sandkörnern. Sie ist die einzige, die zu größeren Vollformen führen kann, nämlich zu Dünen, und ihr kommt daher die größte Bedeutung zu.

Sandakkumulation findet statt, sobald der Wind nicht mehr kräftig genug ist, die Körner durch Saltation und Reptation voranzutreiben. Windrippel sind die kleinsten Akkumulationsformen. Sie überziehen Sandoberflächen, über die gleichmäßig wehende Winde hinwegstreichen. Ihre Wellenlängen liegen zwischen wenigen Zentimetern und 5 m, ihre Höhen erreichen bis zu 50 cm. Reptation ist der entscheidende Transportmechanismus. Bei Akkumulationskörpern, deren Wellenlängen zwischen 5 und 500 Meter liegen, spricht man von Dünen. Allen Dünen ist gemeinsam, dass ständig an der steilen Leeseite vorgeschüttet wird und sich ein Schüttungswinkel von 30º bildet. Dazu später mehr.

Zusammenfassend – und für manch einen vielleicht überraschend – ist festzustellen, dass der Wind, wenn es um die Gestaltung der heutigen Landschaftsformen der Wüsten geht, gegenüber dem Wasser eine zweitrangige Rolle spielt. Das Wasser hat die wesentliche Arbeit wie Erosion, Freisetzen und Transport von Sand, Eingraben von Tälern geleistet. Der Wind hat dann allerdings die Feinarbeit vollbracht, indem er die Oberfläche durch Deflation, Korrasion und Akkumulation geformt hat.

Im Folgenden werden die für Wüsten charakteristischen Landschaftsformen vorgestellt. Sie gehen weit über das Klischeebild von unendlichen Sandmeeren hinaus, wenngleich die Dünengebiete die spektakulärste Landschaftsform der Wüste sind.

In vielen Wüsten sind sogenannte Gebirgsfußflächen als typische Landschaftsform verbreitet. Sie umgeben alle höher gelegenen Reliefteile einschließlich der Berg- und Gebirgsregionen und stellen ein flächenhaft ausgebildetes Bindeglied zwischen den Gebirgen und Ebenen dar. Sie sind der Ort, wo der Ausgleich zwischen den höheren und tieferen Teilen des Wüstenreliefs stattfindet, der durch Abtragungsprozesse erfolgt. Sie bestehen aus oberem schuttfreiem Pediment und unterem, aus mächtigen Schotterkörpern aufgebautem Glacis. Wüsten mit Beckenstrukturen weisen naturgemäß zahlreiche Gebirgsfußflächen auf, so z. B. die Binnenbecken des Iranischen Hochlandes. In der zentralen Sahara sind besonders die Randzonen um die zentralen Gebirge als Gebirgsfußflächen entwickelt, in der Atacama finden sie sich am Fuß der Andenkordillere.

Bei Schichtstufen handelt es sich um Geländestufen im Bereich flach lagernder Gesteine wechselnder Widerständigkeit. Sie sind in Wüsten weit verbreitet, da diese oftmals große Sedimenträume umfassen, in denen die Schichten zum Teil durch tektonische Bewegungen leicht verstellt sind. Die meisten Schichtstufen wurden nach der tektonischen Aktivität im Tertiär angelegt. Im Pleistozän erfuhren sie eine zum Teil starke Überformung. Am Stufenfuß finden sich oftmals Depressionen, die zum Standort wichtiger Oasen geworden sind, z. B. die 150 Kilometer lange, etwa in Nord-Süd-Richtung verlaufende Schichtstufe von Bilma mit den Kaouar-Oasen. Bei extremer Versandung verschwinden Stufen manchmal auch völlig. Bei ungestört horizontal lagernden Schichtpaketen können Schichttafelländer mit Mesas (Tafelbergen) und Zeugenbergen entstehen. Zeugenberge bleiben als Reste zurückgewichener Stufen in mehr oder weniger großer Entfernung vor dem Stufenrand erhalten.

Inselberge sind isolierte, sich meist mit scharfen Knick über Rumpfflächen erhebende Einzelberge. Sie können aus gleichem Gestein wie ihre Umgebung bestehen (echter Inselberg) oder Strukturformen (Härtlinge) darstellen. Neben den Talsystemen gehören Inselberge zu den auffälligsten Elementen in den Trockengebieten, stammen aber ebenfalls aus feuchteren Zeiten.

Die heutigen Trockentäler der Wüste erhielten im ausgehenden Tertiär und im Pleistozän ihre derzeitige Form. Nach Regenfällen werden sie aber immer noch weitergebildet. Die Trockentäler haben ihren Ursprung in Gebirgen und Stufenländern. In den obersten Einzugsgebieten kommt es zur Erosion, im Fußbereich der höheren Gebirge und deren Vorland zur Akkumulation von mitgeführtem Material. Das feinere Material wird weiter bis in die Senken transportiert und füllt diese durch Sedimentation auf. In den wenigsten Fällen entwässern die Trockenflusstäler in einen Ozean; das Abflussregime ist vielmehr endoherisch, das heißt, es handelt sich um eine Binnenentwässerung innerhalb der jeweiligen Wüste. Typisch für Trockenflusstäler ist ihr kastenförmiger Querschnitt. Trockenflusstäler sind unter verschiedenen regionalen Namen bekannt, so heißen sie im saharo-arabischen Raum Wadis oder Qued, in Teilen des Sahel Kori, in Namibia Riviere, in den USA Wash.

Die Häufigkeit von Senken oder Pfannen in der Wüste ist Ausdruck einer hydrografischen Ordnung, die keinen Zugang zum Meer hat und sich daher in eine Reihe geschlossener Becken aufteilt. Bei den diversen Klassifizierungen von Senken und Pfannen spielen der Anteil von Oberflächenabfluss und Grundwasserzufluss oder auch die Oberflächenbeschaffenheit eine Rolle. Es gibt Ton- und Salzpfannen. Ihnen gemeinsam ist ihre Abflusslosigkeit. In der Geografie hat sich für Ton- und Salzpfannen der Begriff »Sebkha« eingebürgert. Unter verschiedenen lokalen Namen sind sie in allen Wüsten zu finden: In den Ländern des Maghreb spricht man von Schotts, in der übrigen Sahara von Sebkhas, in Asien von Kaviren und Takyrs, im südlichen Afrika von Vleis. In den USA heißen sie Playas, Bolson oder Sink, in Südamerika Salars oder Salinas, in Australien Lakes.

Die »Kieswüste« heißt in der westlichen Sahara Reg, in der zentralen Sahara, insbesondere in der Libyschen Wüste, Serir. Deutsche Wüstenforscher wie Wolfgang Meckelein möchten die beiden Begriffe aber nicht gleichsetzen. Die Regflächen der westlichen Sahara seien sand- und kiesbedeckte Ebenen großer Ausdehnung, während Serirflächen vor allem die sedimenterfüllten, riesigen Vorlandebenen der zentralsaharischen Gebirgsmassive umfassen. Geografen anderer Länder trennen Serir nicht von Reg und verwenden nur letzteren Begriff. Serir ist ein Berberwort für eine vegetations- und ausdruckslose Kiesfläche ohne größere Steine. Die Kiesel, meist Quarze und Quarzite, sind durch längeren fluvialen Transport zugerundet. Sie stammen aus den großen tertiären und pleistozänen Flusssystemen, sind also Altformen. Der heutige, typische Charakter der Serire ist dann später unter vollariden Bedingungen durch Deflation entstanden. Auf den Serirflächen wirkt aber auch Korrasion mit Windkanterformung.

Das Wort »Hammada« stammt aus dem Arabischen und bezeichnet ein höher liegendes Flachrelief. Nach Monod existieren Hammadas nur auf Gebirgsplateaus, für andere Geografen sind sie unabhängig vom Relief. Meckelein gliedert in Kalkstein-, Sandstein- und Basalt-Hammadas, die sich nach Farbe und Blockgröße unterscheiden. Während es sich bei den Flächen selbst um Altformen handelt, ist die Hammada, ihre Oberfläche, das Produkt der ariden Morphodynamik (Reliefbildung). Dabei herrschen Prozesse der Frostverwitterung und Salzsprengung vor. Hammadas sind die am weitesten verbreitete Landschaftsform in Wüsten.

Viele Menschen stellen sich die Wüste als ein endloses Sandmeer vor, das sogar als Synonym für Wüste gilt. Dabei sind Dünenlandschaften (Ergs) nur ein Element von vielen, in der Sahara machen sie 20 Prozent der Fläche aus. Da sich außerhalb arider Regionen kaum Dünen finden, sind sie dennoch charakteristisch. Wer im Flugzeug über einen Erg fliegt, wird sich unweigerlich die Frage stellen, woher die ungeheuren Sandmengen stammen. So hat das Libysche Sandmeer eine Fläche von 65.000 Quadratkilometer und besitzt 1000 Kubimeter Sand. Schon dem deutschen Geografen Albrecht Penck waren 1909 die Beckenlage der riesigen Dünenfelder und ihre häufige Nachbarschaft zu Flusssystemen aufgefallen. Tatsächlich liegen viele Dünengebiete im Endabschnitt größerer Abflusssysteme. Zweifelsfrei nachweisbar ist die fluviale Herkunft bei den Sanden der Taklamakan, da sie je nach Einzugsbereich der Flüsse unterschiedliche Schwermetallspektren aufweisen. Aber auch ins Meer entwässernde Flüsse sind häufig Sandquellen, da ihre Ablagerungen aus den Mündungsbereichen bei Niedrigwasser ausgeblasen werden. Von den 100 Tonnen Sediment, die der Oranje aus Südafrika jährlich zum Atlantik transportiert, sind 25 bis 50 Prozent Sande, sie stellen einen Teil der äolischen Namibsande. Größere Mengen Sand können aber auch direkt aus dem Verfall bzw. der Verwitterung von Sandsteinen mit passendem Korngrößenspektrum stammen. Der Wind nützt also den vor Ort vorhandenen Sand, um die Düne zu formen, aber er produziert ihn nicht.

Die im Bereich der Dünenforschung führende Geografin Helga Besler unterscheidet zwischen gebundenen, freien und komplexen Formen.

Gebundene Dünen entstehen an Hindernissen. Sie bilden sich als Parabeldünen im Lee von Deflationswannen, indem der ausgeblasene Sand von der Randvegetation abgefangen wird. Größere Büsche können auch sonst als Sandfänger wirken, wobei die Ablagerung in Luv und Lee und auch im Busch erfolgt. Sandverträgliche Pflanzen bilden im Sandkörper Wurzeln aus und wachsen in die Höhe. So entstehen hügelartige Nebkas. Hinter den Nebkas oder hinter Hügeln bilden sich Leedünen. Der Sandstrom teilt sich im Luv, im Lee treffen die Strömungen schräg aufeinander. So kommt es zur Ablagerung eine oftmals mehrere Kilometer langen länglichen Sandkörpers mit einem Grat oder Kamm in der Mitte.

Bei den freien Dünen kommt es auch ohne Hindernisse zu Sandakkumulationen. Zunächst entstehen im Lee von Bodenwellen kleine Sandschilde. Sobald diese eine Höhe von einigen Dezimetern erreicht haben, bildet sich auf der Leeseite ein Rutschhang aus, zwischen Luv- und Leehang entsteht quer zur Transportrichtung ein scharfer Kamm. Am 10 bis 15 Grad geneigten Luvhang wird der Sand durch Saltation aufwärts getrieben und unmittelbar hinter dem Kamm abgelagert – bis zur nächsten Rutschung. So kommt es zur Umwälzung der gesamten Sandmasse. Da diese an den flachen Schildrändern schneller geschieht als an den Scheiteln, bilden sich in Bewegungsrichtung kleine, immer länger werdende Hörner aus. Es entsteht die typische Halbmondform der Barchane oder Sicheldünen. Barchane sind die einzigen echten Wanderdünen, bei denen die gesamte Sandmenge unter Umwälzung transportiert wird. Eine einheitliche Windrichtung und ein fester vegetationsloser Untergrund vorausgesetzt, können sich Barchane am Tag um 30 cm verlagern. Die Symmetrieachse ist immer die Transportrichtung. Weniger gut kennt man die Entstehungsbedingungen freier Längsdünen (Sifdünen) und die damit verbundene Strömungsdynamik. Sif ist eine Einzeldüne mit einer Kammlinie, die annähernd parallel zur Hauptwindrichtung verläuft. Wie der Name andeutet – Seif ist Arabisch für »Säbel« – verlaufen die Kämme nie geradlinig, sondern stets leicht gebogen. Sifdünen liegen in Regionen mit zwei, meist saisonal wechselnden Winden.

Komplexe Dünen setzen sich aus Barchanen und Sifdünen zusammen, wobei sowohl komplexe Transversaldünen als auch komplexe Längsdünen entstehen.

Die großen Ergs stellen die wohl spektakulärste Landschaftsform innerhalb der Wüsten dar. Zwischen Dünen und Ergs gibt es einen wichtigen Unterschied: Dünen sind Vollformen aus Sand, die auch heute noch gebildet werden. Die großen Ergs bestehen hingegen aus Draas. Diese bis zu 400 Meter hohen Riesendünen sind Altformen, die in früheren Zeiten bei viel höheren Windgeschwindigkeiten entstanden sind und heute nicht mehr weiterentwickelt werden. Auf den Draas der Sandmeere befinden sich aber Dünen.

Die Entstehung von Ergs war schon immer Anlass für Spekulationen. Verantwortlich machte man Flugsandstau beim Aufeinandertreffen zweier großer Windsysteme. Die langen geraden Sandrücken wurden als Überbleibsel von Erosionsfurchen in den Gassen gedeutet. Die heutige Forschung ist der Überzeugung, dass nur das Modell der gegenläufigen Doppelhelix aufzeigt, wie die Draas und alle dabei zu beobachtenden Phänomene entstanden sind: Das Modell – ein kompliziertes Strömungsmodell – erklärt, weshalb die Abstände zwischen den Draas gleichmäßig im Kilometerbereich liegen, warum Ergs bei unebenem Gelände aussetzen und wieso es keine kleinen Ergs geben kann. Die Ursachen stehen im Zusammenhang mit dauerhaft hohen Windgeschwindigkeiten, die während der Eiszeiten aufgrund höherer Temperaturunterschiede existiert haben, heute aber auf der Erde nicht mehr vorkommen. Damit ist auch geklärt, warum die Draas nicht mehr weitergebildet werden. Die Vorstellung, dass Dünenmeere ähnlich Ozeanen dauernd in Bewegung sind, ist also genauso falsch wie die, dass es sich bei den Wüsten um ehemalige Meeresböden handelt.

Von Klaus Gießner

Aufgrund zahlreicher Geländebefunde hat die geowissenschaftliche Saharaforschung in den letzten 40 Jahren ein modellhaftes Bild des Klima- und Landschaftswandels der Sahara entworfen, das zwar im Einzelnen noch lückenhaft und spekulativ bleibt, in seinen grundsätzlichen Aussagen jedoch ausreichend dokumentiert ist. So wissen wir heute, dass der größte Teil des Saharareliefs unter nicht trockenen Klimaten der Vorzeit gebildet wurde und der entscheidende Umbruch zur Aridität vor rund 3,1 bis 2,6 Millionen Jahren erfolgte. Seitdem haben sich der Grad der Trockenheit und die Grenzlinien der feuchteren Randzonen und Höhenregionen (Hoggar, Tibesti, Air) im Laufe der Entwicklungsgeschichte mehrfach verschoben, es ist aber kein prinzipieller Klimawandel eingetreten. In zeitlich-chronologischer Abfolge lassen sich im Lauf der Erdzeitalter folgende Entwicklungsphasen der Sahara ausgliedern:

In der Trias (vor 251 bis 208 Millionen Jahren) bedingen die zusammenhängenden Landmassen des alten Südkontinents »Gondwana« (Afrika, Südamerika, Antarktika und Australia) eine ausgeprägte Kontinentalität und Aridität. Im Jura (vor 208 bis 144 Millionen Jahren) beginnt der große Block Gondwanaland zu zerbrechen, die heutigen Südkontinente nehmen erste Konturen an. In der Kreide (vor 144 bis 65 Millionen Jahren) setzt sich die plattentektonische Entwicklung in Richtung auf die heutige Verteilung fort, Südamerika und Antarktika driften von Afrika ab. Im frühen Tertiär (vor 65 Millionen Jahren) ist die heutige Lage und Konfiguration der Kontinente fast erreicht, Afrika driftet aber um rund 15º weiter nach Norden.

Im Eozän und Oligozän herrschen feuchttropische bis wechselfeucht-tropische Klimabedingungen vor, die zu einer intensiven, tropisch-feuchten Tiefenverwitterung und Bleichung der kristallinen Basementgesteine führen. Infolge des feuchten Tropenklimas wird das Flächenrelief der Sahara als tropische Rumpffläche angelegt. In der weiteren Entwicklung kommt es zur Ausbildung von Eisenkrusten an der Oberfläche.

Die jungtertiäre Reliefgeschichte ist für die Entwicklung der Sahara eine ganz entscheidende Phase. Einmal werden die Sahara-Schilde tektonisch herausgehoben und mit einer vulkanischen Basaltdecke versehen, gleichzeitig wird ein Gewässernetz angelegt und großräumig ausgerichtet. Mit diesen Gebirgen und Gewässern bilden sich die Grundzüge der großen landschaftsbestimmenden Reliefkomplexe und die morphologische Catena (Reliefabfolge) heraus. Das Klima ist zunächst im Miozän randtropisch-wechselfeucht, wodurch die Verwitterung und randtropische Bodenbildung aktiviert werden. Die Vegetationsdecke entspricht der einer Feucht- bis Trockensavanne. Das zentrale Hoggarmassiv erhält damals einen Niederschlag von 600 bis 800 Millimeter pro Jahr.

Im Pliozän wird das Klima generell trockener, die randtropisch-semiaride Landschaftsentwicklung – mit Trockensavannen – herrscht vor. Morphologisch bilden sich jetzt das Inselbergrelief, das Schichtstufenrelief, das Flächenstufenrelief – mit Hammada und Serir – und im Gebirgsvorland die Fußflächen – Pedimente und Glacis – heraus. Die Täler schneiden sich kastenförmig ein, die Hänge erhalten ihr typisches steil-konkaves, semi-arides Hangprofil.

Wann in der Sahara der Übergang vom Tertiär zum Quartär erfolgt, darüber liegen noch keine absoluten Altersbestimmungen vor. Der Anfang des Altpleistozäns, das in das beginnende Quartär fällt, wird heute jedenfalls bei 2,3 Millionen Jahren vor heute angesetzt.

Die Klima- und Reliefentwicklung im älteren Pleistozän liegt noch etwas im Dunkeln. Gesichert sind ausgedehnte Schollenrutschungen an den Schichtstufenhängen der Beckenumrahmungen (z. B. am Westrand des Murzuk-Beckens im heutigen Libyen). Da sie nur in tief durchfeuchteten, schluffig-tonigen Schichten abgleiten können, müssen die Niederschläge in dieser Phase reichlich gewesen sein. Über ihre Höhe besteht noch keine endgültige Klarheit. Angenommen wird aber, dass die Schollenrutschungen mindestens 300 Millimeter Jahresniederschlag und vorherrschenden Winterregen, also ein subtropisch-mediterranes Klima voraussetzen. Im Hoggar bilden sich die Paläo-Braunlehme. Ihr Entstehen ist entweder einem wechselfeucht-tropischen oder wiederum einem mediterranen Klimabild zuzuschreiben. Auch die erste Süßwasserseenphase um 120.000 vor heute fällt in die feuchtere Übergangsphase vom Altpleistozän zum Jungpleistozän. Die jungpleistozäne Entwicklung begann vor ungefähr 100.000 Jahren mit einer extrem ariden Periode (trockener als heute), in welcher der Passat deutlich an Windgeschwindigkeit zugenommen hat. Ausgeprägte Windschliffformen und die erste große Dünenbildung (die heutigen Draas) sind die Folgen. Die äußerste südliche Verbreitungsgrenze saharischer Dünen wird erreicht. In der weiteren Entwicklung des Jungpleistozäns kommt es 33.000 bis 30.000 vor heute zu der zweiten großen Süßwasserseenphase in den Stufenvorländern und vor allem in der tektonischen Depression des Tschadbeckens. Der riesige Paläo-Tschad, der wahrscheinlich aus einer Vielzahl miteinander verbundener Seen besteht, bildet sich. Seine genaue Ausdehnung steht noch nicht fest, die Angaben zur Größe der Seeflächen schwanken von 320.000 bis 1 Million Quadratkilometer bei einer Tiefe von 40 bis 50 m. Zum Vergleich: 1960 bedeckte der Tschadsee gerade einmal 20.000 Quadratkilometer und war nur 3,6 Meter tief. Daraus ist zu schließen, dass im hydrologischen Einzugsbereich des Paläotschad deutlich mehr Niederschläge gefallen sein müssen als heute in dieser Region zu erwarten sind. Das Klima war wohl halbfeucht bis halbtrocken. Diese zweite Seen- und Sumpfphase endet um 27.000 vor heute und wird von einer etwas trockeneren Phase abgelöst. Für die Zeit von 20.000 bis 12.000 vor heute wird eine zweite extreme Trockenperiode angenommen, und es hat eine zweite Dünenbildung stattgefunden. Diese jungpleistozäne Trockenphase muss aber von längeren Zeitabschnitten mit feuchterem Klima unterbrochen worden sein. Darauf weisen die Mittelterrassen hin, die in den Wadis aufgeschüttet wurden.

An der Wende vom Pleistozän zum Holozän und im Frühholozän, zwischen 11.000 und 7000 Jahren vor heute, sind eine weiträumige Ablagerung in Seen und eine verstärkte Wasserführung der Wadis feststellbar. Sie lassen darauf schließen, dass es in der ganzen Sahara, vor allem aber in ihrem südlichen und zentralen Teil, eine ausgeprägte Feuchtphase mit ausgedehnter Seenbildung und dichterer Vegetationsdecke gegeben hat. In den saharischen Hochgebirgen Hoggar, Tibesti und Air existierte eine reiche Flora mit mediterranen Gewächsarten in den höheren Vegetationsstufen. Die Niederschläge lagen in Höhenlagen bei über 600 Millimeter im Jahr, und auch die Gebirgsvorländer waren deutlich feuchter als heute. Die Niederschlagsmengen hatten zur Folge, dass Abflüsse mehr Wasser führten, zum Teil periodisch bzw. saisonal, zum Teil sogar ausdauernd. Die dichtere Vegetation bot einer reichen Großwildfauna ausreichend Nahrung. Zahlreiche prähistorische Siedlungsreste und Felsgravuren belegen eine intensive Siedlungsperiode der Mesolithiker. Bei den Jagdtieren, die in den Felsgravuren dargestellt sind, handelt es sich überwiegend um Savannentiere wie Elefanten, Flusspferde, Giraffen, Antilopen und Krokodile, die heute rund 1000 Kilometer südlich der Sahara in der Trocken- und Feuchtsavanne ihren Lebensraum haben. Bubalus, ein heute ausgestorbner Wasserbüffel, hat dieser frühholozänen Felsbildperiode ihren Namen gegeben.

Um 7500 vor heute setzte ein Klimaumschwung ein, der die jungholozäne Austrocknung der Sahara einleitete. Die meisten frühholozänen Seen trockneten aus oder versumpften zu flachen Gewässern mit stark schwankenden Wasserspiegeln der Brackwasserseen. Vor allem in den nördlichen Seen nahm der Salzgehalt zu, es kam zur Bildung von Salzpfannen, den Sebkhas.

Dieser Austrocknungstrend wird noch einmal, und zwar letztmalig, durch die jungsteinzeitliche »Neolithische Feuchtphase« von 6500 bis 4500 vor heute – mit einem Höhepunkt um 5600 vor heute – unterbrochen. Ein erstes Indiz für dieses holozäne Klimaoptimum – den relativ warmen und feuchteren Zeitraum – stellt die neolithische Seenphase dar, in welcher der Paläotschad nochmals eine maximale Ausdehnung erreichte, ein zweites – morphologisch-sedimentologisches – Indiz ist die weite Verbreitung der Niederterrasse. Die Entwicklung in dieser Feuchtphase ist auch durch zahlreiche palynologische Befunde (Pollenanalyse) und paläobotanische Rekonstruktionen relativ gut nachzuweisen. Vergleicht man die Zusammensetzung und räumliche Anordnung der fossilen Pollenflora mit der heutigen aktuellen Vegetation, zeigt sich, dass die klimaökologischen Schwellenwerte zu einer qualitativ anderen Pflanzendecke nicht überschritten wurden. Zwar wurden auch Elemente einer feuchten submediterranen und mitteleuropäischen Flora aufgefunden, vor allem in den Gebirgspollenprofilen. Diese Funde erklären sich aber durch Pollenfernflug.

Die eindrucksvollsten Zeugen dieser neolithischen Feuchtphase sind prähistorische Felsmalereien und jungsteinzeitliche Siedlungsplätze. Auf den grasbestandenen, binnensaharischen Ebenen und um die Süßwasserseen herum, die sich auch in Dünengebiete hinein erstreckten, entfaltete sich eine großartige Hirtenkultur mit umherziehenden Nomaden und großen Rinderherden (»Rinderzeit«). Auch der Übergang zu sesshaften Ackerbauern und Fischern ist nachweisbar. Im Vergleich zu heutigen Gegebenheiten war die feuchte, neolithische Sahara klimaökologisch und kulturhistorisch ein Gunst- und Vorzugsraum. In zahllosen Felsmalereien wird dies eindrucksvoll belegt.

Die postneolithische Klimaentwicklung ist durch eine rasche Austrocknung gekennzeichnet. Um die Zeitenwende herum ist der hocharide Klimatypus erreicht, die Sahara wird zur extremsten Wüste der Erde. In den letzten 2000 Jahren führten der Eingriff des Menschen und der Raubbau an den verbliebenen Standortspotenzialen dazu, dass sich die Lebensbedingungen für Mensch, Tier und Pflanze in der Sahara weiter verschlechterten. Welche Auswirkungen dieser Prozess auf die heutigen Wüstenbewohner hat, ist unter »Der Mensch in der Wüste« näher beschrieben.