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

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Gleichzeitig sind die Niederschläge ganzjährig in den Talmitten geringer als an den Hängen. TROLL (1966) entdeckte diesen Zusammenhang zum ersten Mal in den südamerikanischen Anden, weshalb er auch als „Troll-Effekt“ bezeichnet wird. Da sich viele Niederschlagsstationen in Talsohlenlage im Himalaya befinden, führt die Nichtbeachtung des „Troll-Effekts“ zur Verzerrung von Niederschlagsangaben (WEISCHET & ENDLICHER 2000:386).

2.2.4.5 Sommermonsunssaison (Juni-September)

Der Ausbruch des Monsuns ist mit Schauern und Gewittern verbunden und wird auch als „the burst of the monsoon“ bezeichnet. Der Monsun führt zu einer Abkühlung des Kontinents und die heißen Temperaturen der Vormonsunperiode sinken. Als Ursache sind der hohe Bewölkungsgrad und der Verbrauch von latenter Wärme zu nennen. Der Monsunausbruch schreitet zeitlich versetzt von Südindien in nordwestlicher Richtung voran. Bereits Ende Mai setzt der Monsun in Sri Lanka ein, erreicht Anfang Juni Südindien und Mitte Juli Pakistan im Norden des Subkontinents (Shea & SONTAKKE 1995:11). Während des Sommermonsuns fallen ca. 80% der jährlichen Niederschläge. Der Monat Juli ist der regenreichste Monat. Die ergiebigen Niederschläge werden nicht allein durch orographische Hebung verursacht. Die Konvergenz, das Ansaugen und Zusammentreffen von Luftmassen, in der ITCZ im Bereich des Gangestieflands und Golf von Bengalen sorgt für ausreichend Nachschub an feuchten Luftmassen.

Teilweise entstehen dabei Monsun- bzw. Baydepressionen, die als „eastern disturbances“ bezeichnet werden. Diese Tiefdruckgebiete, die auch zu tropischen Wirbelstürmen anwachsen können, bilden sich über dem Golf von Bengalen und driften mit den östlichen Höhenwinden nach Westnordwest am Südrand des Himalaya, entlang des Gangestieflands. Jährlich treten zwei bis drei solcher Monsundepressionen auf (ENDLICHER 2000:363). Der Sommermonsun und damit verbunden die Dauer der Monsunregenzeit nimmt von West nach Ost ab. In Assam im Nordosten des Himalayabogens erstreckt sich die Sommermonsunzeit über fast acht Monate, mit Beginn im März/April. Nach Nordwesten vom Sikkim Bogen über den Nepal Himalaya und den Kumaun Himalaya im Westen nimmt die Monsunsaison sukzessive auf 4 Monate ab. Im Kaschmir Himalaya im äußersten Westen umfasst die Sommermonsunregenzeit die Monate Juli und August (WEISCHET & ENDLICHER 2000:388). Bei einem Süd-Nord Schnitt durch die Gebirgsketten des Himalaya wird eine Abfolge von Steigungsregenlagen mit sich feuchtadiabatisch abkühlenden Luftmassen und aufliegender Bewölkung an 2 Stand der Forschung 29 _______________________________________________________________

den Berghängen deutlich, verbunden mit hohen Niederschlägen auf der Südabdachung. Demgegenüber stehen Leelagen nördlich einer auffälligen Föhnmauer, wo trockenadiabatische Erwärmung zur Wolkenauflösung führt (WEISCHET & ENDLICHER 2000:388).

Die Zone maximaler Niederschläge steigt schrittweise von Süden nach Norden an.

In den Kashi Bergen befindet sie sich in ca. 1300 m a.s.l.. In den Vorketten des Sikkim Himalayabogens liegt sie in einer Höhe von ca. 1800 m a.s.l.. An der Himalaya Südabdachung, nördlich von Kathmandu, ist die Zone maximaler Niederschläge in einer Höhe von 3000 bis 3500 m a.s.l. zu finden. Neben den wenigen Niederschlagsstationen in dieser Höhe, dienen u.a. epiphytische Lebermoose als Indikator für die Höhenlage mit der ganzjährig höchsten Feuchtigkeit. Oberhalb von 4300 m a.s.l. nimmt der Niederschlag während des Sommermonsuns ab (FUCHS 1997, MIEHE 1990, zitiert in WEISCHET & ENDLICHER 2000:388).

Die mittlere und obere Troposphäre über Tibet ist ca. 5-8°C wärmer als die tropische Standardatmosphäre. Dadurch kann mehr Wasser, z. B. in Form von Wasserdampf aufgenommen werden. Durch die hohe Globalstrahlung und durch die Gewitter und Niederschläge wird im Sommer vor allem nachts latente Wärme frei. Im Vorland des Himalaya wird das Niederschlagsmaximum durch die Lage des Monsunsdepression im Ganges – und Brahmaputratiefland gesteuert. Das Maximum der Niederschläge am Südstau des Himalaya ist orographischen Ursprungs und steht im Zusammenhang mit den kräftigen Talwinden (TROLL 1967, zitiert in WEISCHET & ENDLICHER 2000:386-388). Durch die zwischenjährliche Variabilität des Monsunklimas sind Schwankungen der Niederschlagsjahressumme von mehr als 100% keine Seltenheit. Nicht nur der Beginn der Regenzeit sondern auch die Niederschlagsmenge und die Niederschlagsintensität sind sehr variabel (WEISCHET & ENDLICHER 2000:386).

DOMRÖS (1978, zitiert in WEISCHET & ENDLICHER 2000:386) stellte bei der Untersuchung einer 12-jährigen Messreihe von 32 Stationen aus dem NepalHimalaya fest, dass an jeder Station im Jahresmittel mindestens sieben Tage einen Tagesniederschlagswert von mehr als 50 mm aufweisen. Eine Station registrierte in 24 Stunden mehr als 500 mm Niederschlag. Dominierend sind die Nachtniederschläge. Sie sind ergiebiger als die Vormittagsniederschläge und stellen durch die Kondensation in der Nacht einen wichtigen Energiebetrag (latente Wärme) dar. Durch die Konvergenz der nächtlichen, aber schwachen Hangwinde, erhält auch der Talgrund in der Nacht mehr Niederschlag (WEISCHET & ENDLICHER 2000:389).

Die enormen Niederschlagsmengen in der Assamebene und den angrenzenden windzugewandten Berghängen des Himalaya und der Kashi Berge haben eine positive Jahreswasserbilanz von 5000 mm und mehr in diesem Gebiet zur Folge (BÖHNER 2006:294).





2 Stand der Forschung 30 _______________________________________________________________

2.2.4.6 Nachmonsunsaison (Oktober-November) Die Nachmonsunssaison beginnt Mitte September. Vor allem im September treten noch heftige Niederschläge auf, weshalb die Periode auch als „final attack“ bezeichnet wird. Nach MIEHE (1990, zitiert in WEISCHET & ENDLICHER 2000:390) werden Tagessummen von 100 mm überschritten. Allgemein ist der Nachmonsunzeitraum durch nachlassende Niederschläge und Zunahme der Strahlungswetterlagen gekennzeichnet. In den Tälern werden Sonnen- und Schattenhänge durch den tiefen Sonnenstand besonders deutlich. Die Temperaturamplitude steigt wieder bis auf 30°C und Nachtfröste von -5 bis -10°C werden gemessen. Durch die abnehmende Bewölkung werden an westexponierten Hängen vor allem in den Nachtmittagsstunden höhere Temperaturen gemessen.

Der Durchzug von Schichtwolkenfeldern in der Troposphäre sind erste Anzeichen für die allmähliche Verlagerung des Subtropen Westjets auf die Südseite des Hochlands von Tibets (WEISCHET & ENDLICHER 2000:390). In Oktober schwenkt das Wettersystem am Westrand des Himalaya um und gerät allmählich wieder unter den Einfluss der Westwinde und deren Zyklonen mit außertropischem Ursprung. Für die Nachmonsunsaison bleibt wie in der Monsunperiode die Abnahme der Niederschläge von Ost nach West charakteristisch. Der Kontrast zwischen Vormonsun- und Nachmonsunperiode wird deutlich durch Niederschlagsraten im Gangestiefland von 100 – 300 mm in der Nachmonsunsaison und weniger als 50 mm Niederschlag in der Vormonsunsaison. Diese hohen Niederschlagswerte haben ihren Ursprung in tropischen Zyklonen, die im Oktober und November auch Sturmstärke erreichen können (RAO 1981, zitiert in BÖHNER 2006:292). Über dem Golf von Bengalen entstehen Tiefdruckgebiete, die sich zu tropischen Zyklonen entwickeln und werden deshalb auch Bengalen Zyklone genannt. Diese Wirbelstürme führen beim Auftreffen auf das Festland, vor allem im Gebiet von Bangladesh, zu verheerenden Verwüstungen. Die hohen Windgeschwindigkeiten machen die Niederschlagsmessung schwierig. Es wurden bereits 20 mm pro Stunde bzw. 500 mm Niederschlag an einem Tag gemessen. Die charakteristische Zugbahn der Bengalen-Zyklone ist Nordwest bis etwa 20°N und einem darauf folgenden Richtungswechsel nach Nordost (ENDLICHER 2000:373). Die Bengalen-Zyklonen treten nur im Mai und im Oktober/ November auf (RAO 1981, zitiert in (ENDLICHER 2000:373). Die fehlende Existenz der Bengalen-Zyklone in der

Monsunsaison hat drei wesentliche Gründe:

- Wegen der starken Verdunstungsabkühlung wird nicht die notwendige Wasseroberflächentemperatur von 27°C erreicht.

- Die vertikale Windscherung unter dem Ostjet verhindert einen Aufbau von hohen Cumulusnimbus Wolken.

2 Stand der Forschung 31 _______________________________________________________________

- Der Druckgradient im Bodenniveau in Richtung Monsuntief ist zu stark (ENDLICHER 2000:373).

2.2.5 Klimaentwicklung in der Vergangenheit und Zukunft Das Monsunklima unterliegt natürlichen Schwankungen auf verschiedensten Zeitskalen (Abschnitt 2.1.7). Die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre hat sich seit Ende des 19. Jahrhunderts verändert. Gleichzeitig hat sich die Erde in Bodennähe im Mittel um 0,6°C erwärmt. Weil das Zirkulationssystem des Monsuns auf strahlungsinduzierte differentielle Erwärmung von Land und Meer beruht, ist es wahrscheinlich, dass die hauptsächlich anthropogen verursachten Veränderungen (z.B. erhöhte Aerosolkonzentrationen) zu einer nachhaltigen Veränderung des Monsunklimas führen (PAETH 2006:109).

STEPHENSON et al. (2001:213-220) gehen durch die Erwärmung des Indischen Ozeans und des östlichen Pazifiks von einem Abschwächungstrend in der Monsunzirkulation aus. Durch die Analyse von Proxy Daten aus der Arabischen See kommen ANDERSON et al. (2002:596-599) zum Schluss, dass in den letzten 400 Jahren eine Intensivierung des indischen Monsuns eingesetzt hat.

Temperatur:

Durch die globale Temperaturzunahme und durch die erhöhte Treibhausgaskonzentration in der Atmosphäre wird von einer Zunahme der Monsunniederschläge, der Variabilität des Monsuns und einer Veränderungen in der Monsunstärke ausgegangen (DUAN et al. 2006:1). In Nepal konnten SHRESTHA et al. (1999:2775) durch die Analyse der maximalen Temperaturen an 49 Stationen im Zeitraum 1971-1994 einen Erwärmungstrend ab dem Jahr 1977 nachweisen. Die Temperaturen nehmen in einer Spanne von 0,06 – 0,12°C pro Jahr in Nepal zu. Der Temperaturtrend von Nepal stimmt mit dem der Nordhemisphäre und dem Hochland von Tibet überein. Abweichungen existieren zum Temperaturtrend der indischen Tiefebene (SHRESTHA et al. (1999:2775Aktuelle Studien zeigen, dass die Temperatur um 0,09°C im Himalaya und 0,04°C in der Teraiebene pro Jahr zunehmen, wobei die Temperaturerhöhung im Winter größer ist als im Sommer (BHADRA 2002, SHRESTHA et al. 2000, SHRESTHA 2004, zitiert in IPCC WG2 2007:475).

Bis zum Ende 21. Jahrhunderts wird nach dem MMD-A1B Modell-Szenario von einer mittleren Temperaturerhöhung von 3,3°C für den indischen Subkontinent und 3,8°C für die Region Tibet ausgegangen. Der globale mittlere Temperaturanstieg bis zum Ende des 21. Jahrhunderts liegt bei 2,8°C (MMDA1B). Auf dem indischen Subkontinent variiert der Temperaturanstieg saisonal 2 Stand der Forschung 32 _______________________________________________________________

von 2,7°C (Juli-August) bis 3,6°C (Dezember-Februar) (IPCC WG1 2007:881, IPCC 2007:13). Die prognostizierte Erwärmung ist im nordhemisphärischen Winter größer als im Sommer. Vor allem im Himalayahochland und Tibet wird von einer signifikanten Erwärmung ausgegangen (GAO et al. 2003, zitiert in IPCC WG2 2007:478).

In weiten Teilen des Himalaya findet Gletscherakkumulation und -ablation im Sommer statt (FUJITA & AGETA 2000, zitiert in IPCC WG1 2007:356). Ein Klimawandel wirkt sich direkt auf das Akkumulations- bzw. Ablationsverhalten der Gletscher aus. Bei einer Temperaturzunahme von 1°C verlagert sich die Schneegrenze im Gebirge im Durchschnitt um 150 Meter in die Höhe (MARTIN et al. 1994, VINCENT 2002, GERBAUX et al. 2005, zitiert in (IPCC WG1 2007:886).

Eine aktuelle Studie geht von einem Gletscherzuwachs im Industal in Nordpakistan aus. Ursache sind die zunehmenden Winterniederschläge im Westhimalaya aus (ARCHER & FOWLER 2004, zitiert in IPCC WG2 2007:477).

Fast alle Gletscher des Himalaya unterliegen jedoch Schrumpfungsprozessen. Bei gleich bleibender aktueller Erderwärmung wird davon ausgegangen, dass die Gletscherfläche von aktuell 500.000 km² bis zum Jahr 2035 auf 100.000 km² schrumpft (WWF 2005, zitiert in IPCC WG2 2007:493). Die Folgen der Gletscherschmelze für die nächsten zwei bis drei Jahrzehnte werden vermehrt Überschwemmungen, Erdrutsche, Bergstürze sowie Beeinträchtigung der Wasserversorgung sein. Eine weitere Folge ist, dass durch das Gletscherzurückweichen ein wichtiger Wasserspeicher für die asiatischen Flüsse kleiner wird und als Spätfolge die Abflussmengen der Flüsse zurückgehen werden (IPCC 2007:27).

Niederschlag:

Die Zeitreihenanalyse von Sommermonsunniederschlägen im Großraum Indien zeigt eine leichte Tendenz zur Abnahme der Niederschlagsgesamtsummen seit etwas 1960. Auf Grund der ausgeprägten interannuellen und dekadischen Variationen des Monsunklimas setzt sich der leicht negative Trend nicht sehr deutlich ab (PAETH 2006:109).

Dieser Sachverhalt ist in Abbildung 10 visualisiert. Die durchgezogene schwarze Linie symbolisiert den Mittelwert 1961-1990 (942 mm) der Sommermonsunniederschläge (Juni-September) im Großraum Indien (70°-90°E, 5°-30°N). Die hellblauen Balken sind die Abweichungen vom Mittelwert und die gestrichelten schwarzen Linien markieren die Standardabweichung im Zeitraum 1961-1990. Ein neunjährig gleitender Mittelwert wird durch die blaue Kurve dargestellt.

2 Stand der Forschung 33 _______________________________________________________________

Abbildung 10. Sommermonsunniederschläge seit 1900 im Großraum Indien. (PAETH2006:109).

Die Ermittlung von Wavelet-Koeffizienten (VON STORCH & ZWIERS 1999, zitiert in PAETH 2006:110) deuten seit Mitte des 20. Jahrhunderts auf einen schwachen Rückgang der Niederschläge des Sommermonsuns bei gleichzeitiger Zunahme der interannuellen Variabilität hin. Allgemein ist es schwierig zu entscheiden, wieweit der Mensch für die Entwicklungen verantwortlich ist, weil der anthropogene Einfluss mit vielen natürlichen Faktoren konkurriert (PAETH 2006:110).

Ein statistisch signifikanter Trend im indischen Monsunniederschlag für Indien als Ganzes kann nicht festgestellt werden (PANT & KUMAR 1997, zitiert in DUAN et al. 2006:1). Trenduntersuchungen ab 1979, der Periode mit der stärksten registrierten Oberflächenerwärmung der Erde, haben keine markante Veränderungen in der Monsunzirkulation gezeigt (CHASE et al. 2003:229-254).



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