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

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2.1.6 Atmosphärische Zirkulation in der Nachmonsunsaison (Oktober-November) Mit Beginn der Nachmonsunsaison im Oktober und der verringerten Sonneneinstrahlung verlagert sich die ITCZ südwärts. Gleichzeitig etabliert sich langsam wieder der südliche Ast des zweigeteilten Subtropenjets (Abbildung 4) (WIEDERSICH 2003:243). Ab Mitte Oktober stellt sich in Nordindien und Pakistan allmählich das winterliche Wettersystem und die Luftmassenbewegungen des Wintermonsuns ein (BÖHNER 2006:285). Die Nachmonsunsaison gilt als Übergangsjahreszeit vom Sommer- zum Wintermonsun. Dieser Übergang erfolgt in einem kürzeren Zeitraum als das Vorrücken des Monsuns in der Vormonsunsaison (März - Mai). Typisch für die Nachmonsunsaison ist, dass keine bestimmte Richtung des Luftduckgradienten festgestellt werden kann. Auf Grund dessen können sich lokale Windsysteme in diesem Zeitraum gut entwickeln. Das kontinentale Tiefdruckgebiet im Gangestiefland verliert an Stärke und wird durch ein maritimes Tief über dem warmen Wasser des Golfs von Bengalen ersetzt. Die Zahl der Niederschlagstage geht zurück und die Niederschlagssummen betragen ca. 10% des gesamten Jahresniederschlags (ENDLICHER 2000:368-369).

2.1.7 Variabilität des Monsunklimas

Nicht nur saisonal bestehen starke Schwankungen und Veränderungen, sondern es existieren auch interannuell große Variationen im Monsunklima (PAETH 2006:101). Es sind verschiedene Auslöser/Phänomene die auf allen Zeitskalen, von Tages- über Monats- bis auf Jahresbasis, zu Klimavariabilität im Monsunklima führen. Die Auslöser für die Variabilitäten können auf einen externen Antrieb, wie beispielsweise Schwankungen in der solaren Einstrahlung oder steigende Treibhausgaskonzentrationen durch anthropogenen Einfluss zurückgehen. Die andere Möglichkeit ist eine interne Wechselwirkung im Klimasystem, wie zum Beispiel die Verlagerung der ITCZ in einer Zeitskala von zwei Wochen (PAETH 2006:103). Starke (schwache) Monsunjahre sind verbunden mit positiven (negativen) Temperaturanomalien in der Troposphäre über dem tibetanischen Plateau (FU & FLETSCHER 1985:841-847). Auswirkungen der zweijährigen Oszillation (TBO) sind beispielsweise, warme Luftmassen im borealen Winter, die zur verstärkten Reduzierung der Schneebedeckung im Himalaya führen. Auf Grund der verringerten Reflektion (weniger Schnee = 2 Stand der Forschung 16 _______________________________________________________________

geringer Albedo) erfolgt im anschließenden Sommer eine stärkere Ausbildung des Hitzetiefs über Indien und Tibet. Der Sommermonsun ist intensiver als normalerweise (OVERPECK et al.1996:213, PAETH 2006:105). Dieses Phänomen wird in MEEHL (1997:1921-1943) genauer diskutiert.

Ein bekannteres Beispiel ist die Telekonnexion (Fernverbindung) mit dem ENSO (El Niño/ Southern Oscillation) Phänomen, das eine Periodizität von zwei bis sieben Jahren aufweist. Treten La Niña-artige Anomalien in der Wasseroberflächentemperatur im indopazifischen Bereich auf, hat dies einen starken Sommermonsun zur Folge. Unterdurchschnittliche Niederschläge in Indien stehen im Zusammenhang mit einem El Niño Ereignis (PAETH 2006:106).

Detailliertere Beschreibungen sind in SHRESTHA (2000:21-28) und SHRESTHA & KOSTASCHUK (2005:33-49) zu finden. Die folgende Tabelle gibt einen Überblick über die Ereignisse bzw. Auslöser der Klimavariabilitäten des Monsunklimas und deren Zeitskalen.

Tabelle 1. Variabilität des Monsunklimas und deren Periodizität.

(verändert nach PAETH 2006:103).

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In den folgenden Abschnitten wird der Himalaya hinsichtlich Abgrenzung, Unterteilung und Aufbau näher beschrieben (Abschnitt 2.2.1). Außerdem werden klimatische Besonderheiten des Himalaya auf unterschiedlichen Maßstabsebenen näher erläutert (Abschnitte 2.2.2 und 2.2.3) sowie die Niederschlagsverteilung beschrieben (Abschnitt 2.2.4). Abschließend erfolgt ein Überblick über die Klimaentwicklung in der Vergangenheit und in der Zukunft (Abschnitt 2.2.5).

2.2.1 Abgrenzung, Unterteilung, Aufbau

Das Wort Himalaya kommt aus dem Sanskrit und bedeutet Wohnsitz des Schnees (Him = Schnee und Alaya = Wohnsitz) (MANANDHAR 2002:19). Die größten Flusssysteme Südasiens haben ihren Ursprung im Himalaya. Dazu gehören unter anderem der Indus, Ganges, Brahmaputra und Meghna (SHRESTHA 2000, zitiert in HANNAH et al. 2005:19). Der Himalaya und das Hochland von Tibet sind das größte vergletscherte Gebiet außerhalb der Polarregion (YANG ET AL. 2008:126).

Die über 15.000 Gletscher des Himalaya sind wichtige Wasserspeicher für die eben genannten großen Flusssysteme. 17% der Fläche des Himalaya werden von Gletschern bedeckt (im Vergleich: Schweizer Alpen 2,2%) (IPCC WG2 2007:493). Die 2400 km langen Gebirgsketten des Himalaya dehnen sich in einem Bogen von West nach Ost am Nordrand des indischen Subkontinentes aus. Die Staatsgebiete der Länder Nepal und Bhutan und Teile der Staatsgebiete von Pakistan, Indien und China erstrecken sich über die Himalayaregion (DAHAL & HASEGAWA 2008:429). Weltweit existieren 14 Gipfel die über 8000 m hoch sind.

Alle befinden sich im Himalaya- und Karakorumgebirgszug, wobei allein acht sich auf dem Gebiet von Nepal bzw. an dessen Nordgrenzgebiet zu China befinden. Die Hebungsraten für den Himalaya schwanken zwischen 0,5 und 20 mm pro Jahr (IVES 2004:29-31). Zur Abgrenzung des Himalaya dient der Indus im Westen und der Brahmaputra im Osten (AHMAD 1992:2). Geographisch kann der Himalaya dreigeteilt werden. Der Westhimalaya erstreckt sich vom Industal im Grenzgebiet von Indien und Pakistan bis zum Fluss Kali im indischen Bundesstaat Uttarakhand. Der Zentralhimalaya befindet sich auf dem Staatsgebiet von Nepal und ist durch die Flüsse Kali und Tista abgegrenzt. Die indischen Bundesstaaten Sikkim, Arunachal Pradesh, das Staatsgebiet von Bhutan, Anteile der indischen Bundesstaaten West Bengal und Assam befinden sich im Bereich das Osthimalaya, welcher durch die Flüsse Tista im Westen und dem Brahmaputra Canyon im Osten abgegrenzt wird (BURRARD & HAYDEN 1934, LAW 1968, DANIEL & KALVODA 1978, zitiert in KALVODA 1992:16).





Der Himalayabogen kann von West nach Ost wie folgt nach BÖHNER (2006:281)

unterteilt werden:

2 Stand der Forschung 18 _______________________________________________________________

- Kashmir Himalaya (Westhimalaya)

- Kumaun Bogen

- Nepal Bogen (Zentralhimalaya)

- Sikkim Bogen

- Assam Bogen (Osthimalaya) Die folgende Abbildung 6 zeigt den Himalaya, seine Unterteilung und angrenzende physiographische Strukturen, wie das Hochland von Tibet im Norden und das Indus-/Gangestiefland im Süden.

Abbildung 6. Überblick Himalaya. (eigene Darstellung angelehnt an BÖHNER 2006:281).

Geologisch ist der Himalaya aus den drei übereinander gestapelten Großeinheiten Siwaliks, Niederen-Himalaya und Hohen-Himalaya aufgebaut (FRISCH & MESCHEDE 2007:170).

Topographisch folgen die vier Hauptketten: Siwalik (1300 m a.s.l.), VorderHimalaya oder auch Niederer-Himalaya (bis 4000 m a.s.l.), Hoch-Himalaya (Ø 6000 m a.s.l.) und der Trans-Himalaya von Süden nach Norden. Die Abbildung 7 zeigt ein Blockbild des Zentralhimalaya im Nepalbogen. Nördlich des nordindischen Tieflands befinden sich der Terai und die 8 bis 45 km breite Siwalik Bergkette. Es schließt sich die Mahabharat Gebirgskette an, gefolgt vom Binnenland und dem Vorder-Himalaya. Diese Zone ist im Durchschnitt 100 km breit. Nördlich schließt sich der ca. 50 km breite Hoch-Himalaya an. Dieser steigt abrupt an und formt eine Art „Wand“ nördlich des Vorder-Himalaya. Die sich von 2 Stand der Forschung 19 _______________________________________________________________

Ost nach West erstreckenden Hochgebirgstäler bilden eine Längstalfurche im Himalaya und erzeugen eine Grenze zum Trans-Himalaya im Bereich von Tibet.

Schließlich folgt das Hochland von Tibet mit einer Höhenlage von 3500 bis über 5500 m a.s.l. (AHMAD 1992:2-3, IVES 2004:29-32).

Abbildung 7. Blockbild des Himalaya – Süd-Nord Querschnitt. (verändert nach IVES 2004:30).

2.2.2 Klima im Himalaya auf Markoebene Hochgebirge stellen für die allgemeine atmosphärische Zirkulation Hindernisse dar. Der Himalaya bildet eine Klimascheide zwischen dem ozeanisch-feuchten Klima in Indien und dem kontinentalen semiariden Klima in Tibet (KALVODA 1992:31, STAHR & HARTMANN 1999:18). Der Hoch-Himalaya nimmt dabei eine besondere Rolle ein, denn er hält die feuchten Luftmassen des Sommermonsuns auf, was zu erhöhten Niederschlägen am Südrand des Himalaya führt. Die Gebiete nördlich des Hoch-Himalaya befinden sich im Regenschatten. Die Bergketten des Hoch- Himalaya wirken ebenso als Barriere für Kaltfronten aus Zentralasien, wodurch die Winter auf dem indischen Subkontinent wärmer sind als in Zentralasien (WATSON & PULLAN 2008:o.S.).

Die Klimastruktur in Zentralasien und Hochasien werden durch den tropischen Monsun und durch außertropische Zirkulationsmuster geprägt. Die synoptischen Bedingungen und Prozesse sowie der spezielle Wechsel von tropischen und 2 Stand der Forschung 20 _______________________________________________________________

polaren Luftmassen führen zu großräumig ausgeprägten Variationen der Klimaparameter in allen jahreszeitlichen Perioden (BÖHNER 2006:279). Am Rand der Subtropen wird das Klima im Himalaya im Sommer durch das Zusammentreffen von Sonnenhöchststand und monsunalen Sommerregen bestimmt. Trockenheit und Bewölkungsarmut sind charakteristisch für das Winterklima (WEISCHET & ENDLICHER 2000:385).

Die räumlichen und zeitlichen Variationen der Temperatur werden hauptsächlich durch den jahreszeitlichen Status der atmosphärischen Zirkulation und der damit verbundenen Advektion und der solaren Einstrahlung bestimmt. Im Januar befindet sich die 0°C Isotherme zwischen 2800 – 3400 m a.s.l. im Zentralhimalaya, während sie im westlichen Himalaya und Karakoram in Höhen von 1600 – 2000 m a.s.l. zu finden ist. Dominierend für die Temperaturverteilung im Himalaya ist die Höhenlage (BÖHNER 2006:289). Allgemein nehmen die Temperaturen um 6°C pro 1000 Höhenmeter im Himalaya ab (WATSON & PULLAN 2008:o.S.). Die folgende Tabelle gibt allgemein einen Überblick über die klimatischen Höhenstufen und die mittleren Temperaturen der Monate Juli bzw.

August bezogen auf das gesamte Himalayagebirgsmassiv.

Tabelle 2. Temperaturenverteilung im Himalaya.

(verändert nach KALVODA 1992:31).

–  –  –

2.2.3 Klima im Himalaya auf Mesoebene Die Luv- bzw. Lee-Effekte und besonders die Wirkungen des Föhns sind im Himalaya wesentlich stärker ausgeprägt als beispielsweise in den Alpen. Im Luv der Himalayasüdabdachung ist die Baumgrenze zwischen 3600-3800 m a.s.l. zu finden. Dagegen erstreckt sich die Baumgrenze im Lee der Nordabdachung bis in eine Höhe von 4400 m a.s.l.. Die erwärmten Luftmassen des Föhns, welche im Lee absinken, sind die Ursache für die unterschiedlichen Höhenlagen der Baumgrenze. Weiterhin ist die Nordabdachung durch eine geringere Vergletscherung auf Grund geringer Niederschläge und höheren Temperaturen charakterisiert (STAHR & HARTMANN 1999:19). Die Luv- und Leelagen haben darüber hinaus auch mikroklimatische Konsequenzen. Im Windschatten erfolgen 2 Stand der Forschung 21 _______________________________________________________________

höhere Schneedepositionen, die Oberflächen erwärmen sich um bis zu 10°C mehr als in windausgesetzen Lagen. Die Verdunstung ist im Sommerhalbjahr im Windschatten höher, denn dort erfolgt eine stärkere Erwärmung im Gegensatz zu den windexponierten Standorten. Hier bildet der durch den Wind herangeführte Bergnebel ein feuchteres Mikroklima (MIEHE 1990, zitiert in WEISCHET & ENDLICHER 2000:388).

SINGH & KUMAR (1997:183) registrierten im äußersten Westhimalaya einen Regengradienten von 106 mm pro 100 Höhenmeter im Luv und 13 mm pro 100 Höhenmeter im Lee. Die Luv- und Leelagen werden von einzelnen Höhenstufen überlagert. MIEHE (1990, zitiert in WEISCHET & ENDLICHER 2000:390) unterscheidet in: a. ein subtropisch und sommermonsunales Tieflandklima unterhalb von 2000 m a.s.l. an den Vorbergen des Himalaya. b. die Nebelwaldstufe, welche sich zwischen 2000 und 3500 m a.s.l. befindet. In der Nebelwaldstufe werden maximal 6000 mm Jahresniederschlag gemessen und 60 bis 70 Frosttage pro Jahr registriert. Tannenwälder sind in höheren Lagen charakteristisch. c. die subalpine Stufe des Wacholderwaldes und Krummholzes.

Diese Zone erstreckt sich von 3500 bis 4000 m a.s.l. und ist die meiste Zeit des Jahres von Nebel umhüllt. Daher befindet sich in dieser Höhenstufe die Zone der maximalen Niederschläge. d. die Mattenstufe oberhalb von 4000 m a.s.l. ist durch schlagartiges Einsetzen von Strahlungswetter ab September charakterisiert. Im Sommer setzt sich bei unterschiedlicher Höhe der Wolkengrenze Strahlungswetter durch. Wegen des sommerlichen Schneeniederschlags im Bereich der Föhnmauer in ca. 6000 m a.s.l. sticht dort eine sekundäre Zone maximaler Niederschläge hervor (MIEHE 1990, zitiert in WEISCHET & ENDLICHER 2000:390-92).

Die Schneegrenze steigt im Himalaya von West nach Ost an. Die Talgletscherausdehnung untermauert den Anstieg der Schneegrenze von West nach Ost. Im Kaschmir Himalaya erstrecken sich die Gletscherzungen der Talgletscher bis auf Höhenlagen von 3600-3700 m a.s.l., im Kumaunbogen bis auf 3900-4000 m a.s.l., in Nepal bis auf 4200-4400 m a.s.l. und schließlich in Bhutan bis auf eine Höhe von 4500-4600 m a.s.l. (KALVODA 1992:32).

Expositionsunterschiede, die in den in west-östlicher Richtung verlaufenden Täler zwischen den Gebirgsketten besonders zur Geltung kommen, spielen eine wichtige Rolle bei der Ausbildung von Mesoklimaten (WEISCHET & ENDLICHER 2000:385). Die nordexponierten Hänge des Himalaya unterliegen einer bedeutend geringeren Sonneneinstrahlung als die Südhänge (WATSON & PULLAN 2008:o.S.).

An der warmen Hangzone südexponierter Hänge treten selbst im Winter in 2000 m a.s.l. tagsüber Temperaturen von 20 bis maximal 30°C auf. In der Nacht fallen die Temperaturen in dieser Höhe nur selten unter den Gefrierpunkt (WEISCHET & ENDLICHER 2000:386). Neben der solarklimatisch bedingten Nord-SüdExpositionsdifferenz ist auch eine geländeklimatische Ost-West-Differenzierung vorzufinden. Die konvektive Talhangbewölkung in der Vormonsunsaison setzt verstärkt in den Nachmittagsstunden ein, daher sind ostexponierte Hänge 2 Stand der Forschung 22 _______________________________________________________________



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