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

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Der Wintermonsun wird durch das kontinentalsibirische Kältehoch (H in Abbildung 1) dominiert, welches auch ein thermisch bedingtes Ferrelsches Druckgebilde ist. Im Winter sind die hochtroposphärischen Strahlströme von Bedeutung. In den Monaten Dezember bis Mai überlagert der Südtropenjet (CPW in Abbildung 3) die bodennahe nordöstliche Passatströmung des Wintermonsuns.

Der Südtropenjet führt zu kontinentalen Westwinden als dynamisches Glied der außertropischen Westwindzone (PAETH 2006:100-101). Die folgende Abbildung 3 visualisiert die Sommermonsunzirkulation dreidimensional im Bereich von Südasien und Indischem Ozean.

2 Stand der Forschung 9 _______________________________________________________________

Abbildung 3. Dreidimensionale Sommermonsunzirkulation. (CEJ = Findlaterjet, CPW= Subtropenjet bzw. Zirkumpolare Westwinde, EQE= Äquatoriale Wirbel, HL = Hitzetief, TA = Tibetanische Antizyklone bzw. Höhenhoch, TEJ = Tropischer Ostjet) (Quelle: nach HAMILTON 1987, in PAETH 2006:99).

Zusammenfassend beruht die Entstehung der Monsunzirkulation auf sechs Einzelprozessen bzw. – phänomenen, die miteinander interagieren: 1.differentiale Erwärmung von Land und Meer, 2. Corioliskraft, 3. das ausreichend Vorhandensein von Wasserdampf (Energiespeicher/-austausch), 4. Auslenkung und Aufspaltung der ITCZ, 5. Orographie des Himalaya (Höhenhoch über Tibet) und 6. Verlagerung des Subtropenjets nördlich bzw. südlich des Himalaya.

2.1.3 Atmosphärische Zirkulation in der Wintermonsunssaison (Dezember-Februar)

Durch verringerte Einstrahlung und gleichzeitiger starker Ausstrahlung entwickelt sich über dem Gebiet der Mongolei ein Kältehoch (T in Abbildung 1), welches das Hoch über Tibet verstärkt (BÖHNER 2006:283). In der Höhe herrscht Konvergenz, dass heißt die Luftmassen strömen zusammen. Im Bodenniveau liegt Divergenz vor, die Luftmassen strömen auseinander. Die Windströmung erhält im Bodenniveau reibungsbedingt eine Nordostkomponente. Es handelt sich dabei um kontinental-trockene Luftmassen, welche einen passatischen Charakter besitzen.

Aus diesem Nordost-Passat entwickelt sich ab Oktober der Wintermonsun und die Trockenzeit beginnt (ENDLICHER 2000:369, WIEDERSICH 2003:243). Die 2 Stand der Forschung 10 _______________________________________________________________

kontinentalen Luftmassen, die aus nordöstlicher Richtung über den Subkontinent wehen, sind sehr trocken, stabil geschichtet und durch eine Inversion in ein bis zwei Kilometer Höhe begrenzt. Die Südabdachung des Himalaya schützt den Subkontinent Indien vor kalten Festlandluftmassen. Im Gegensatz zum kontinentalen Südostasien sind die Winter auf dem indischen Subkontinent wärmer, da sich die Luftmassen nach Überquerung des Hoch-Himalaya adiabatisch erwärmen (ENDLICHER 2000:358-359).

In den Monaten Dezember bis Mai ist der Subtropenjet im Bereich vom Himalaya in einen südlichen und einen nördlichen Ast aufgespalten. Der stärkere südliche Ast folgt dem Himalayabogen und erreicht seine südlichste Position über dem Gangestiefland (BÖHNER 2006:283, PAETH 2006:101). Abbildung 4 stellt die Aufspaltung des Subtropenjets in zwei Strömungsäste im Zeitraum Dezember bis Mai dar.

Abbildung 4. Aufspaltung des Subtropenjets in einen Nord- und einen Südast. (eigene Darstellung).

Durch den südlichen Ast, auf der äquatorwärtigen Seite des Hochlands von Tibet, gerät der indische Subkontinent unter Einfluss subtropischer Antizyklonen (Hochdruckgebiete). Im äußersten Nordwesten in der Pandschab- und KaschmirRegion werden durch den reliefverankerten Höhentrog der Westwinddrift winterliche Zyklonen (Tiefdruckgebiete) in den Nordwesten des Subkontinents verdriftet. Diese führen zu mäßigen Winterniederschlägen und werden auch als western disturbances bezeichnet. Je nach Lage führt dieses Niederschlagsregime 2 Stand der Forschung 11 _______________________________________________________________

im Nordwesten des Subkontinents zu einem alleinigen Niederschlagsmaximum im Winter oder einem Niederschlagsmaximum im Winter- und Sommerhalbjahr.

Diese Störungen (engl. disturbances) im Winter werden durch Konvergenz im unteren Windfeld und Divergenz im oberen Windfeld auf der Vorderseite des Höhentrogs hervorgerufen. Sie sind auf Gebiete nördlich von 27°N beschränkt.

Nepal fällt damit in deren Wirkungsbereich. Wirksamer sind die western disturbances nach ihrer Wanderung mit dem Höhentrog im orographischen Stau von Assam. Die beteiligten Luftmassen sind relativ wasserdampfarm, so dass die Niederschläge nur als leichter Nieselregen fallen (ENDLICHER 2000:369-371).

Viele Tiefdruckgebiete der western disturbances lösen sich in der Gangesebene auf und nur wenige erreichen den Brahmaputra. In der Wintersaison werden im Gangestiefland selten Niederschlagssummen von 50 mm überschritten. Im Himalaya führen die winterlichen Niederschläge zu Niederschlagssummen bis zu 250 mm (RAWSON 2007:38).

In der Wintermonsunzeit werden die niedrigsten Temperaturen gemessen. Die 18°C Isotherme befindet sich im Januar auf dem Breitenkreis 25°N. Das Monatsmittel im Nordwesten liegt teilweise unter 10°C. In dieser Jahreszeit herrscht allgemein Niederschlagsarmut und eine hohe Variabilität der Niederschläge. Ausnahmen bilden Assam im Nordosten (7 bis 10 Regentage/Monat) und der Pandschab im Nordwesten (2 bis 4 Regentage/Monat) des indischen Subkontinents (ENDLICHER 2000:371).





Die in der Wintersaison auftretenden Westwinde und die daraus folgenden winterlichen Zyklonen (western disturbances), spielen vor allem im Westhimalaya eine wichtige Rolle für die Winterniederschläge. Ihren Ursprung haben die Zyklonen im außertropischen Wettersystem (SINGH & KUMAR 1997:184).

2.1.4 Atmosphärische Zirkulation in der Vormonsunssaison (März-Mai)

Der Subtropenjet ist im Winter und in der Vormonsunsaison durch den Himalaya zweigeteilt (Abbildung 4). Ein Strömungsast ist nördlich des Himalaya in der oberen Troposphäre ausgeprägt. Der zweite, südliche Ast der subtropischen Westwinde wird im April allmählich schwächer, während im Gegenzug der Strömungsast nördlich des Himalaya an Stärke gewinnt (BÖHNER 2006:283, WIEDERSICH 2003:243).

Lokal thermisch ausgelöste Gewitter, teilweise extreme Hagelstürme oder Nordweststürme bzw. „Nordwesters“ bringen den Niederschlag. Letztere entstehen durch den Einbruch von Höhenkaltluft und werden in der hochtroposphärischen Westwinddrift meridional westwärts transportiert. Dadurch kommt es zu einer Labilisierung der Schichtung infolge dessen außertropische Luftmassen aus dem Nordwesten und tropisch-maritime bis tropischsubkontinentale Luftmassen aus Südwesten bis Südosten aufeinander treffen. Die 2 Stand der Forschung 12 _______________________________________________________________

entstehenden Nordweststürme können zu Temperaturstürzen von bis zu 10° C führen. Die Luftfeuchtigkeit geht zurück und der Wind dreht von Süd auf Nordwest. Der auftretende Niederschlag ist allerdings nicht sehr ergiebig. Es kommt zu einer Zunahme der Niederschlagshäufigkeit im Süden, Osten und Nordosten von Indien, bezogen auf die Wintermonsunsaison. Der Nordosten des Subkontinents, im Bereich von Bengalen und Assam, verzeichnet ca. 10 bis 19 Regentage pro Monat. In diesem Zeitraum werden mit mittleren Maxima von 40°C die höchsten Temperaturen im Jahr erreicht (ENDLICHER 2000:360-361).

Aus diesem Grund wird die Periode direkt vor dem Einsetzen des Monsuns auch als Hitzeperiode bezeichnet (RAWSON 2007:38).

Erst wenn der südliche Strömungsast der subtropischen Westwinde schwächer geworden ist und sich nördlich des Himalaya verlagert hat, kann der Umschwung von der Vormonsunsaison zum Sommermonsun erfolgen (WIEDERSICH 2003:243).

2.1.5 Atmosphärische Zirkulation in der Sommermonsunsaison (Juni-September)

Durch die verstärkte Einstrahlung wirkt das Hochland von Tibet als Heizfläche für die mittlere und obere Troposphäre. Es kommt zur Anhebung der Isobaren und es entwickelt sich das monsunsteuernde und orographieverankerte Höhenhoch über Tibet (TA in Abbildung 3). Durch die Verlagerung des solarbedingten Astes der ITCZ an den Südrand des Himalaya, im Bereich des Gangestiefland entsteht das Monsuntief bzw. eine hochreichende, dynamisch entstandene Monsundepression (T in Abbildung 2, HL in Abbildung 3). In diese Luftdruckkonstellation, Höhenhoch über Tibet und Hitzetief im Gangestiefland, werden verstärkt Luftmassen angesaugt. Bodennah strömt der Südwestmonsun (SW-Monsun) bzw. Sommermonsun in die Monsundepression ein, während die Luft in der oberen Atmosphäre im Bereich des Höhenhochs ausströmt. Diese Konstellation ist verantwortlich für den niedrigen Sommerluftdruck auf dem indischen Subkontinent (ENDLICHER 2000:357-358, WIEDERSICH 2003:243).

Wenn sich das Höhenhoch des Monsuns vollständig in Südtibet etabliert hat, werden die Westwinde in der oberen Troposphäre durch Ostwinde (TEJ in Abbildung 3) ersetzt. Zwei Ursachen sind verantwortlich für die Erwärmung der mittleren und oberen Troposphäre. Zum einen die Plateauzirkulation im Sommer oder auch Sommerplateaumonsun, der Wärme in die obere Troposphäre transportiert. Den anderen Beitrag zur Erwärmung der mittleren und oberen Troposphäre liefert der vertikale Transport von latenter Wärme, welche durch riesige Konvektionszellen in Nordostindien in Gang gesetzt wird. Dies ist besonders relevant an den windzugewandten Hängen des Himalaya (FLOHN 1968, 1987, DOMRÖS & PENG 1988, zitiert in BÖHNER 2006:285). Der nördliche absteigende Ast der subtropischen Antizyklone wird durch aufsteigende 2 Stand der Forschung 13 _______________________________________________________________

Luftbewegung ersetzt (siehe TEJ und HL in Abbildung 3). Dies führt zu einer Destabilisierung der unteren Troposphäre und gleichzeitig zur Herausbildung des Sommermonsuntiefs über Nordindien und Pakistan (HL in Abbildung 3). Die Verlagerung der ITCZ nach Norden und deren „Auflösung“ in riesige Konvektionsansammlungen führt zur Herausbildung der Monsunwinde mit ihren Luftmassen aus west-süd-westlicher Richtung. Über dem Golf von Bengalen teilt sich der Monsun in einen westlichen und einen östlichen Strömungsast auf.

Letzterer bestimmt das Wettergeschehen des Südwestens von China und transportiert große Mengen latenter Wärme weit in den südöstlichen Teil des Hochlands von Tibet. Der westliche Strömungszweig wird durch den Himalayabogen in einen östlichen und einen nordöstlichen Zweig abgelenkt (BÖHNER 2006:285).

Die Luftmassen, die in das indische Monsuntief fließen sind warm, wasserdampfreich und feucht-labil geschichtet. Als Ursprung der Luftmassen des SW-Monsuns gelten die feuchten SE-Passate der Südhalbkugel, die nach dem Überschreiten des Äquators entsprechend der Corioliskraft zum SW-W-Monsun umgelenkt werden (CEJ in Abbildung 3). Der Wassergehalt der Monsunluft ist auf Grund der Zugbahn über den Indischen Ozean sehr hoch und führt in Verbindung mit dem Luv- Effekt zu starken Niederschlägen mit höchsten Mengen an der Westküste Vorder- und Hinterindien sowie am Rand des Himalaya (LAUER & BENDIX 2004:209, WIEDERSICH 2003:243). Die Gewittertürme ragen bis zu 16 km Höhe an die Tropopause und setzen vor allem an der Himalayaabdachung extreme Mengen an Kondensationswärme frei. Der Troposphäre wird dadurch auch nachts eine große Energiemenge bereitgestellt, so dass das Höhenhoch kein Tagesphänomen ist, vielmehr eine jahreszeitliche Erscheinung, die den ganzen Sommer vorherrscht (ENDLICHER 2000:358).

Der indische Sommermonsun ist hin und wieder von Aktiv- und Unterbrechungsphasen gekennzeichnet. Letztere führen zu Trockenperioden in Zentralindien und Niederschlägen am Fuß des Himalaya im Norden von Indien und zu Niederschlägen in Südindien zwischen 5 und 12°N. Die Ursache ist eine Schwächung des Höhenhochs über Tibet durch Zirkulationskomponenten der Westwinddrifts, durch Kaltlufteinbrüche und erhöhten Bewölkungsgrad (CPW in Abbildung 3). In den Aktivphasen herrscht ein starker tropischer Ostjet (TEJ in Abbildung 3) und das Niederschlagsmaximum befindet sich in Zentralindien. Die Unterbrechungsphasen wiederholen sich in einem Intervall von 10 bis 20 bzw. 40 bis 50 Tagen (BARRY & CARLETON 2001:197). Diese Monsununterbrechungen treten verstärkt Mitte August und im September auf. Durch die erneute Etablierung des Höhenhochs über Tibet werden die Auswirkungen der Westwinddrift wieder aufgelöst und die Monsununterbrechung beendet (BÖHNER 2006:285). Die Abbildung 5 visualisiert die veränderte Niederschlagsverteilung während einer Aktivphase (a) (active) und einer Unterbrechungsphase (b) (break).

2 Stand der Forschung 14 _______________________________________________________________

Abbildung 5. Aktiv – und Unterbrechungsphase des Sommermonsuns. (Quelle: WEBSTER 1987, zitiert in BARRY & CARLETON 2001:197).

Als Folge des veränderten Bewölkungsgrad (hochreichende Konvektion) und damit verbunden der veränderten solaren Einstrahlung und Erwärmung verlagert sich die ITCZ. In einem Rhythmus von ca. zwei Wochen wechselt die ITCZ zwischen dem Monsuntrog über Nordindien und der sekundären Konvergenzzone in Äquatornähe. Verläuft die ITCZ über dem indischen Ozean (sekundäre Konvergenzzone) erfährt der Monsun eine Unterbrechungsphase (PAETH 2006:104-105).

Das kontinental-tropische Hitzetief über Westindien und dem tibetanischen Hochland (HL, TA in Abbildung 3) sind verantwortlich für die großräumige Zirkulation. Beide tragen aber nicht direkt zum Monsunniederschlag bei, da in der Atmosphäre Absinkbewegungen und Wolkenauflösung dominieren.

Monsunniederschläge sind eine Folge von tropischen Zyklonen (entstehen über warmer Meeresoberflächentemperatur (26°C) und können bis Taifunstärke erreichen), subtropischen Zyklonen (abgehobene Tiefs, entstehen über relativ kühler Meeresoberflächentemperatur), Monsuntiefs (Mittelstellung zwischen tropischen und subtropischen Zyklonen) oder „Squall Lines“ (linienhafte Anordnung von Gewitterzellen, 100 km) (PAETH 2006:104). „Allgemein zeichnet sich der indische Sommermonsun eher durch Landregenregime als durch Gewitterschauer aus“ (PAETH 2006:104).

2 Stand der Forschung 15 _______________________________________________________________

Der Sommermonsun zieht sich bereits im September aus den nordöstlichen Teilen des indischen Subkontinents zurück. Schrittweise erfolgt der Rückzug über Mittelindien im Oktober und schließlich Südindien Anfang Dezember (PAETH 2006:101).



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