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«Diplomarbeit Reliefbestimmte Analyse der Niederschlagsdynamik im Monsungebiet von Nepal, Himalaya vorgelegt von Andreas Kochanowski Matrikelnummer: ...»

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Tabelle 64. Zone maximaler Niederschläge in Profil D.

1 Einleitung 1 _______________________________________________________________

1 Einleitung

„Nachdem arabische Seefahrer schon vor über 1000 Jahren als Namensgeber für das herausragende Klimaphänomen des südasiatischen Monsuns mit seinem typischen jahreszeitlichen Witterungsverlauf dienten, sind das Verständnis der Vorgänge, die Ansätze zur Vorhersage und die Abschätzung der zukünftigen Veränderungen im Monsunklima noch heute eine zentrale Herausforderung für die Meteorologie und Klimatologie“ (PAETH 2006:98).

Der asiatische Sommermonsun ist eines der größten und energiereichsten Bestandteile des globalen Klimasystems, mit Einfluss in weiten Teilen von Asien und Afrika. Das Monsunsystem steht in Wechselwirkung mit anderen Komponenten des Klimasystems, u.a. mit Enso (El Niño/Southern Oscillation) (WANG et al. 2001:4073, OVERPECK et al. 1996:213, YASUNARI 1990:29).

Charakteristisch für den Monsun ist der halbjährliche Wechsel der Hauptwindrichtung. Der trockene und niederschlagsarme Wintermonsun bildet den Kontrast zum feuchten Sommermonsun mit den charakteristischen Monsunniederschlägen (PAETH 2006:98).

Zwei Drittel der Weltbevölkerung leben im Wirkungsbereich des Monsunsystems (WANG & DING 2008:174). In den zwei bevölkerungsstärksten Ländern der Erde (China, Indien) werden die Lebensbedingungen vom Witterungsverlauf und den langfristigen Schwankungen im asiatischen Monsunklima direkt beeinflusst (PAETH 2006:98). In dieser Region spielt der Monsun eine wichtige Rolle im Leben der Menschen. Die Monsunniederschläge ermöglichen, in Form des Wasserfeldbaus, den Anbau von Reis. Reis und dessen Anbau ist in Asien für die Mehrzahl der Menschen nicht nur Grundnahrungsmittel sondern auch Lebensgrundlage. Deshalb spielt der Monsun nicht nur in der Landwirtschaft eine wichtige Rolle, sondern auch in sozioökonomischer Hinsicht (SHRESTHA 2000:21Durch Landnutzungsänderungen wie z.B. verstärkte Entwaldung und extensive Landwirtschaft wird der Boden der Erosion freigegeben. Vor allem durch die starken Sommermonsunniederschläge werden die erosiven Prozesse beschleunigt und führen schließlich zu Bodendegratation (WATSON & PULLAN 2008: o.S., SHRESTHA et al. 1999:2784). In der Assamregion wird eine Bodenabtragrate von 660 m³/km² im Jahr geschätzt. Zum Vergleich: Am Oberrhein wird von einem Abtrag von 13m³/km² pro Jahr ausgegangen (ENDLICHER 2000:372). Instabile geologische Strukturen, bruchgefährdetes Gestein, Erdbeben und starke Niederschläge, vor allem in der Monsunsaison verursachen Erdrutsche und ähnliche Naturkatastrophen in der Himalayaregion.

Der jährliche wirtschaftliche Schaden, der durch Erdrutsche allein in der Region Nepal hervorgerufen wird, beläuft sich auf mehr als 1 Million US Dollar (DAHAL & HASEGAWA 2008:429).

1 Einleitung 2 _______________________________________________________________

Das Klimasystem der Erde unterliegt aktuell einer eindeutigen Erwärmung, die sich in einem Anstieg der globalen Luft- und Meerestemperatur, dem ausgedehnten Abschmelzen von Schnee und Eis und dem Anstieg des mittleren globalen Meeresspiegels manifestiert (IPCC 2007:5). Diese Veränderungen haben früher oder später Einfluss auf die Teilsysteme des Klimasystems (Monsunsystem). Langfristige Veränderungen in der Niederschlagsdynamik des Monsunssystems können Naturkatastrophen wie Dürren, Überschwemmungen oder Erdrutsche zur Folge haben. Daher ist ein genaues Verständnis des Monsunsystems, dessen Prozesse wie z.B. die Niederschlagsdynamik, für die Abschätzung zukünftiger Veränderungen essentiell.

Im Bereich des Himalaya haben neben dem Monsunsystem auch außertropische Wettersysteme und vor allem das Relief einen großen Einfluss auf die Niederschlagsdynamik. Um die Kopplung zwischen der Topographie und Klima zu untersuchen, bedarf es einer exakten Beschreibung des Niederschlags als Funktion der Geländehöhe und der Lage im Relief. Erst mit einem ausgedehnten meteorologischen Messnetz, das Bergkämme, Berghänge und Täler abdeckt, können mesoskalige topographische Effekte analysiert werden. Vor allem Gebiete im Hochgebirge haben eine geringen Dichte an Messstationen (PUTKONEN 2004:244). Über 40% der Landesfläche von Nepal liegen oberhalb von 3000 m a.s.l.. Die Reliefunterschiede in Nepal sind extrem. Auf einer Distanz von weniger als 230 Kilometer steigt das Relief von 70 m a.s.l. auf 8848 m a.s.l. (Mount Everest) an (MANANDHAR 2002:18).

Niederschlag ist ein Bestandteil der Wasserhaushaltsgleichung, welche die Grundlage für die hydrologische Modellierung bildet. Der Niederschlag und die Kenntnis der Niederschlagsdynamik sind ein wichtiger Faktor in der hydrologischen Modellierung. In den hydrologischen Modellsystemen bildet der Niederschlag eine wichtige Eingangsgröße bzw. Eingangsparameter (SETEGN et al. 2008:52).

Die vorliegende Arbeit entstand im Rahmen des Brahmatwinn Projektes am Lehrstuhl für Geoinformatik, Geohydrologie und Modellierung am Institut für Geographie der Friedrich-Schiller-Universität Jena. Ein Forschungsschwerpunkt am Lehrstuhl ist die Entwicklung von hydrologischen Modellierungssystemen, welche auf hydrologischer Prozessforschung, Systemanalyse und Regionalisierung aufbauen (FLÜGEL 2000:14). Die vorliegende Arbeit soll in Form einer Systemanalyse die Niederschlagsdynamik im Zentralhimalaya charakterisieren und vor allem die Abhängigkeit zwischen dem Niederschlag und der Geländehöhe im Himalaya klären. Diese hydrologische Systemanalyse bildet die Grundlage für die Entwicklung und die Anpassung von Modellierungssystemen (FLÜGEL 2000:15), welche wiederum ein Bestandteil des Brahmatwinn Projektes sind, in dem durch die Entwicklung und Anpassung von Flussgebietsmanagementwerkzeugen der harmonische Umgang mit 1 Einleitung 3 _______________________________________________________________





Wasserressourcen großer alpiner grenzübergreifender Flusssysteme verbessert werden soll (FLÜGEL 2006:o.S.).

Ziel der Arbeit ist das Prozessverständnis des Monsunssystems, auf dem Gebiet der Niederschlagsdynamik, im Himalaya (Nepal) zu verbessern. Dazu werden im Stand der Forschung (Abschnitt 2) das Monsunsystem und dessen Niederschläge charakterisiert. In Abschnitt 2 erfolgt außerdem eine Beschreibung des Himalaya und dessen Einfluss auf die Niederschlagsdynamik. Die inhaltlichen Schwerpunkte der Arbeit sind die Charakterisierung der innerjährlichen Niederschlagsdynamik, die Niederschlagstrendanalyse und die Untersuchung des Zusammenhangs zwischen dem Niederschlag und der Geländehöhe (Abschnitt 3).

Nach der Darstellung des Untersuchungsgebietes (Abschnitt 4) werden die Datengrundlage und die Datenaufbereitung beschrieben (Abschnitt 5). In Abschnitt 6 werden unter Anwendung von statistischen Methoden die Niederschlagsdaten, welche durch den Projektpartner ICIMOD zur Verfügung gestellt wurden, analysiert. Abschließend erfolgt in Abschnitt 7 eine Diskussion der Ergebnisse.

2 Stand der Forschung 4 _______________________________________________________________

2 Stand der Forschung

2.1 Die klimatische Situation – der Monsun 2.1.1 Begriffserklärung Monsun Das Wort Monsun hat im Arabischen seinen Ursprung (arabisch: mansin) und bedeutet Jahreszeit (WIEDERSICH 2003:242). Die Monsunniederschläge sind ein Schlüsselparameter im globalen Wasserkreislauf, mit großem Einfluss auf die Natur und die menschliche Gesellschaft (WANG & DING 2008:175). Als Teil der planetarischen Zirkulation versteht man unter Monsun Winde in der Troposphäre, welche im Bereich der Tropen und Subtropen wehen. Diese Winde wechseln halbjährlich ihre Richtung, was durch die unterschiedlich starke Erwärmung von Meerwasser und Landmassen hervorgerufen wird. Nach Monsundefinition beträgt die jahreszeitliche Richtungsänderung mindestens 120°. Das Monsunsystem ist sehr komplex, bei dem dreidimensionale Strömungen im Bereich des Ozeans und der Atmosphäre miteinander interagieren (PAETH 2006:98-99). Charakteristisch für das indische Monsunklima ist der Kontrast zwischen dem regenreichen Sommer und dem trockenen Winter (TRENBERTH et al. 2000, WEBSTER 2006, zitiert in WANG & DING 2008:174).

Traditionell werden flächenhafte Winde verwendet (RANGE 1971, zitiert in WANG & DING 2008:174), um den Monsun zu definieren. Alternativ dazu nutzen WANG & DING (2008:174) den Niederschlag, der mit seiner latenten Wärmefreisetzung die jährliche Variation der tropischen Zirkulation antreibt, um das Monsunklima zu definieren. Zur Charakterisierung des Monsunklimas wird ein Monsun Niederschlag Index eingeführt (monsoon precipitation index = MPI), bei dem die jährliche Niederschlagsspanne durch das jährliche Niederschlagsmittel geteilt wird. Die jährliche Niederschlagsspanne ist als die Niederschlagsdifferenz zwischen regenreichen Sommer und trockenen Winter definiert. Bei einem negativen MPI handelt es sich um einen „mediterranen Monsun“ mit feuchten Wintern und trockenen Sommern. Ein positiver MPI steht für den „indischen Monsun“ mit einem trockenen Winter und einem feuchten Sommer. Um als Monsunniederschlagsbereich zu gelten, muss die jährliche Niederschlagsspanne größer als 300 mm sein und der MPI größer als 0,5 (WANG & DING 2008:175).

Der Monsun ist das bestimmende Element bei der Einteilung des Jahres in einzelne Jahreszeiten. Der Winter bzw. der Wintermonsun erstreckt sich von Dezember bis Ende Februar. Die Monate März bis einschließlich Mai zählen in die Vormonsunzeit bzw. Vormonsunsaison. Anfang Juni bis Ende September gilt als die Monsunsaison. Als Nachmonsunzeit bzw. Nachmonsunsaison wird der Zeitraum Oktober bis einschließlich November bezeichnet (ENDLICHER 2 Stand der Forschung 5 _______________________________________________________________

2000:360). Der Zeitraum Oktober bis einschließlich Mai kann auch als Trockenzeit bezeichnet werden (PUTKONEN 2004:245).

2.1.2 Entstehung des Monsuns Die Landmassen und das Meerwasser unterscheiden sich in ihrer Speichergröße von Energie und Wärmekapazität. Durch die solare Einstrahlung resultiert eine unterschiedlich starke Erwärmung von Land und Meer. Im borealen Sommer erwärmen sich die Landmassen der Nordhalbkugel stärker als die angrenzenden Ozeanflächen. Der entstandene Energiegradient führt zu einer Ausgleichsströmung vom Meer zum Land, dem Sommermonsun. Im Winter herrscht ablandiger Wind, weil über dem Meer eine stärkere Erwärmung und Druckabnahme erfolgt (OVERPECK et al.1996:213, PAETH 2006:99). Daraus resultiert der Wintermonsun. Stark vereinfacht entspricht das Monsunsystem einer kontinentweiten und saisonalen Landseewind- Zirkulation. Die Monsunwinde sind flächenhaft ausgeprägt und ein bodennahes Phänomen. Sie unterliegen der Bodenreibung und der Corioliskraft, welche auf der Nordhalbkugel eine Ablenkung der horizontalen Strömung nach Osten bewirkt. Der Südostpassat wird am Äquator umgelenkt und erhält die für den Sommermonsun charakteristische südwestliche Hauptwindrichtung. Dieser Wind wird auch als Findlaterjet bezeichnet (CEJ in Abbildung 3) (PAETH 2006:99). Die folgenden Abbildungen zeigen den Kontrast der Windrichtung und Niederschläge in Asien in den Monaten Januar und Juli. In Abbildung 1 ist schematisch der Wintermonsun und in Abbildung 2 schematisch der Sommermonsun dargestellt. Neben der Hauptwindrichtung ist auch die Verteilung der Niederschläge visualisiert.

2 Stand der Forschung 6 _______________________________________________________________

Abbildung 1. Niederschläge und Hauptwindrichtung in Asien im Monat Januar. (Quelle:

HAACK WELTATLAS 2008:117).

2 Stand der Forschung 7 _______________________________________________________________

Abbildung 2. Niederschläge und Hauptwindrichtung in Asien im Monat Juli. (Quelle:

HAACK WELTATLAS 2008:117).

Neben der solaren Einstrahlung ist der Wasserdampf eine zusätzliche Energiequelle für den Sommermonsun. Viel Wasserdampf wird von den Luftmassen über dem Meer aufgenommen und mit der Monsunströmung landeinwärts transportiert. Über den erwärmten Landmassen erfolgt eine Hebung der Luftmassen, latente Wärme wird freigesetzt, verstärkt den Energiegradienten zwischen Land und Meer, begünstigt hochreichende Konvektion und führt zu den typischen ergiebigen Monsunniederschlägen (PAETH 2006:99-100).

Im Bereich der stärksten Einstrahlung und Erwärmung entsteht die innertropische Konvergenzzone (ITCZ, ITC in Abbildung 1,2). In dieser Zone werden verstärkt Luftmassen im unteren Bereich der Troposphäre angesaugt und steigen feuchtadiabatisch auf. Die ITCZ ist ein Motor der atmosphärischen Zirkulation allgemein und des Monsunsystems im Speziellen. Durch ein intensives Hitzetief über Westindien (T in Abbildung 1a, HL in Abbildung 3) und das Höhenhoch über Tibet (TA in Abbildung 3) wird die ITCZ im Juli im Bereich von Indien bis 30° N ausgelenkt. Die ITCZ spaltet sich in eine polwärtige-solarbedingte und eine äquatornahe-dynamischbedingte Komponente auf. Zwischen beiden Teilen entstehen westliche Hauptwindrichtungen (PAETH 2006:100).

2 Stand der Forschung 8 _______________________________________________________________

Die erhöhte Orographie des Himalaya, im Besonderen das Hochland von Tibet, ist ein wichtiger Faktor bei der Monsungenese (PAETH 2006:100). Das tibetanische Hochland mit seiner extremen Höhenlage (durchschnittliche Höhe 4500 m a.s.l.

(above sea level)), kontinentalen Lage und Absperrung durch die Ketten des Himalaya im Süden fungiert als ca. 2 Mio. km² große Heizfläche für die Troposphäre. Die kurzwellige Einstrahlung übertrifft bei weitem die langwellige Ausstrahlung. Die Lufttemperatur über dem Hochland von Tibet ist um 20°C wärmer als in gleicher Höhe in der freien Atmosphäre über Indien. Es entsteht ein Druckgefälle (ENDLICHER 2000:357-358, WIEDERSICH 2003:243). Das Höhenhoch bzw. die Antizyklone über dem Hochland von Tibet im Himalaya treibt an seiner Südseite den Tropischen Ostjet an (TEJ in Abbildung 3). Der tropische Ostjet ist ein wichtiger Teil der dreidimensionalen Monsunzirkulation und bildet das hochtroposphärische Gegenstück zum bodennahen Findlaterjet (CEJ in Abbildung 3). Teile der Luftmassen des Tropischen Ostjets sinken über dem westlichen Indischen Ozean ab, speisen das Subtropenhoch auf der Südhalbkugel und schließen so das Förderband des südasiatischen Sommermonsuns (PAETH 2006:100).

Im Sommer dominieren die thermisch bedingten Ferrelschen Druckgebilde, des Hitzetiefs über Westindien und das Höhenhoch über Tibet, den Sommermonsun.



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