Monsun
Der Monsun ist eine großräumige Luftzirkulation in der Erdatmosphäre. Das Hauptkennzeichen eines Monsuns sind die sehr stabil wehenden Winde, die ihre Hauptwindrichtung im Laufe des Jahres um mindestens 120 Grad ändern müssen um als Monsun gelten zu können, wobei zusätzlich auch eine große zeitliche Konstanz dieser Hauptwindrichtungen wichtig ist.
Zusammenfassung
Die Monsunwinde sind durch ihre Verlässlichkeit, sowie aufgrund der von ihnen mitgeführten Luftfeuchte und Wärme stark klimabestimmend, wobei hiervon auch meist sehr große Areale betroffen sind. Seine stärkste Ausprägung und zugleich seinen Wortursprung hat der Monsun im indischen Raum, wo er unter anderem für die dortigen Jahreszeiten hauptverantwortlich ist. In der Regel ist der Monsun in den Sommermonaten der Nordhalbkugel (Nordsommer, Sommermonsun) feucht und kommt aus Richtung Südwesten, also vom Meer bzw. Ozean her. In den Wintermonaten der Nordhalbkugel (Nordwinter, Wintermonsun) ist er kalt, trocken und kommt meist aus Richtung Nordosten beziehungsweise vom Festland her. Auf der Südhalbkugel verhält es sich mit den Windrichtungen entsprechend umgekehrt, hier handelt es sich um einen Nordwest-Monsun im Südsommer und einen Südost-Monsun im Südwinter. Verbunden ist der jeweilige Sommermonsun in der Regel mit starken und oft sogar wolkenbruchartigen Regenfällen, weshalb man in diesem Zusammenhang auch meist von einer Regenzeit spricht. Dies liegt darin begründet, dass die Sommermonsune über den Ozeanen sehr viel Feuchtigkeit aufnehmen und diese dann im Luv von Wetterscheiden wie dem Himalaya zu großen Teilen über dem Festland abregnen.
Entstehung
Jahreszeitliche Windrichtungsänderungen entstehen zunächst wegen der Verlagerung der Innertropischen Konvergenzzone (ITC - innertropical convergenz zone) durch ein kontinentales Bodentief, welches wiederum durch die starke Erwärmung der über den Kontinenten befindlichen Luftmassen erzeugt wird. Grund hierfür sind die unterschiedlichen thermischen Eigenschaften der verschiedenen Oberflächen, wodurch die Erwärmung aber auch die Abkühlung der Landoberfläche etwa zwei- bis dreimal so schnell erfolgt wie die der Wasseroberfläche. Durch den Neigungswinkel der Erdachse und jahreszeitlich veränderten Sonnenstand verschiebt sich die ITC leicht zeitversetzt und tritt so im Nordsommer über den Äquator in Richtung des sich dort über den Kontinenten ausbildenden thermischen Bodentiefs.
Kerne eines solchen kontinentalen Hitzetiefs (Monsuntief) bilden beispielsweise der persische Golf, die Indus-Ebene und die tibetischen Hochebene Vorlage:Lit. Der Südost-Passat weht nun über den Äquator auf die ITC zu. Dabei erhält er durch die nach rechts ablenkende Corioliskraft auf der Nordhalbkugel eine westliche Komponente und wird so zum sommerlichen Südwest-Monsun. Auf der Südhalbkugel wird der Monsun entsprechend in Bewegungsrichtung nach links, also nach Osten (Nordwest-Monsun) abgelenkt Vorlage:Lit. Im jeweiligen Winter bilden sich hingegen Hochdruckgebiete über den Kontinenten aus, wie beispielsweise das Hoch über Nord-Zentralindien. Die ITC verlagert sich in der Folge wieder in Äquatornähe, wodurch der Nordost-Passat beziehungsweise Wintermonsun auf der Nordhalbkugel und der Südost-Passat auf der Südhalbkugel zur dominierenden Windrichtungen avanciert.
Begriffsursprung
Arabische Seefahrer beschrieben mit dem Wort موسم (mausim), das auf Deutsch Jahreszeit bedeutet, das Phänomen eines Windes im arabischen Meer, der mit der Jahreszeit wechselt Vorlage:Lit. Siehe hierzu mehr im Abschnitt Bedeutung von Monsunen. Grundsätzlich drückt der Begriff Monsun auch heute noch eine Änderung der Windrichtung zwischen den Jahreszeiten aus.
Wissenschaftliche Klassifizierung
Bei der genauen Begriffsdefinition gab es lange Zeit viele unterschiedliche Ansätze. Die am weitesten verbreitete Begriffsdefinition ist wohl diejenige von S. P. Chromow (1957). Er versteht unter einem Monsun eine Winderscheinung, bei der zwischen den Jahreszeiten ein Winkel von 120° (Monsunwinkel) der häufigsten Windrichtungen überschritten wird. Die Hauptwindrichtungen müssen dabei bestimmte gemittelte Häufigkeiten aufweisen, damit man von einem Monsun sprechen kann. Bei über 60% gilt die Benennung Monsun, bei 40% bis 60% spricht man von einem Monsun geringer Beständigkeit und bei unter 40% weisen die Hauptwindrichtungen nur noch eine Monsuntendenz auf.
Goudie (2002) hat die Monsunklimate noch weiter eingeschränkt, indem er als zusätzliche Bedingungen eine Windgeschwindigkeit in der resultierenden Windrichtung von mindestens 3 m/s im Januar oder Juli eingeführt hat und dass höchstens ein Zyklon-Antizyklon-Wechsel pro zwei Jahren auf einer Fläche von fünf mal fünf Grad im Januar oder Juli stattfindet.
Entstehung eines Monsuns
Thermisches Verhalten von Oberflächen
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Monsune entstehen durch die ungleichmäßige Erwärmung der Oberflächen von Kontinenten und Ozeanen. Zu verstehen wie und warum sich diese Oberflächen unterschiedlich erwärmen ist daher auch eine Grundvoraussetzung zum Verständnis eines Monsunphänomens überhaupt. Geht man im Sommer spazieren, so kann man leicht durch einige Berührungen feststellen, dass sich der Erdboden und besonders dunkle Gesteine wesentlich schneller und stärker erhitzen als Gewässer oder von Pflanzen bedeckte Bereiche, obwohl sie doch eigentlich die gleiche Sonneneinstrahlung und damit auch die gleiche Energie absorbieren. Noch deutlicher wird diese unterschiedliche Erhitzung von Oberflächen bei Sandstränden, Wüsten und als Extrem bei bestimmten metallischen Oberflächen wie einer Bleilegierung. Dies sind allesamt gewöhnliche bis sehr gute Wärmeleiter, jedoch mit einer vergleichsweise geringen spezifischen Wärmekapazität (bei Blei 129 J/(kg*K)). Dies bedeutet, dass sich diese Oberflächen schon durch geringe Energien stark erwärmen lassen. Bedingt wird jedoch nicht nur eine schnelle Erwärmung, sondern auch im gegensätzlichen Fall eine schnelle Abkühlung solcher Oberflächen, da sie nicht in der Lage sind ihre Energie langfristig zu speichern und daher auch sehr schnell auf wechselnde Umgebungstemperaturen reagieren. Wasser hat mit 4187 J/(kg*K) eine vergleichsweise sehr hohe spezifische Wärmekapazität und kann dadurch auch sehr viel Energie speichern, bei einer vergleichsweise geringen Temperaturänderung. Im Vergleich zu Metallen wie Aluminium mit einem Wärmeleitkoeffizient von 237 (Einheit)|W]]/(m*K) ist Wasser mit 0,6 W/(m*K) nur ein schlechter Wärmeleiter, vergleichbar beispielsweise mit Glas. Die während des Tages an der Wasseroberfläche aufgenommene Energie kann also langsam über Nacht abgeben werden und wird nicht gleich von den Tiefen des Gewässers verschluckt. Diesen Effekt kann auch jeder nachvollziehen, der versucht in einem See oder unbeheizten Freibad zu tauchen. Man stellt hierbei schnell fest, dass solange die Sonne auf die Wasseroberfläche scheint, diese auch am wärmsten ist und schon kurz unter ihr, in der Regel nur wenige Dezimeter, bereits sehr viel kältere Wasserschichten auftreten. Doch ebenso wie sich ein See oder analog ein Ozean von oben her aufheizt, so kühlt er sich auch von oben wieder ab. Im Herbst zeigen daher Gewässer in der Regel eine wesentlich höhere Temperatur als ihre Umgebung und zwar umso mehr, je länger sie sich im Sommer ungestört langsam von oben nach unten aufheizen konnten. Man kann daher Gewässer als eine Art natürliche Klimaanlage betrachten. Sie tendieren immer dazu Temperaturextreme auszugleichen und man kann auch in fast jedem Wetterbericht erkennen, dass beispielsweise an der norddeutschen Küste wesentlich mildere Temperaturen auftreten als in Süddeutschland und zwar sowohl im Sommer als auch im Winter und bedingt durch das maritime Klima. Für Landoberflächen kann man durch ihre schiere Vielfalt keine festen Werte angeben, es gilt jedoch, dass die spezifische Wärmekapazität bei ihnen wesentlich kleiner als bei Wasseroberflächen ist und auch die Wärmeleitfähigkeit eher geringer als die des Wassers ausfällt, was jedoch wesentlich stärker von der Art und Bedeckung des Bodens abhängt. Je weniger Pflanzenbewuchs hierbei vorhanden ist, desto stärker zeigt sich der Unterschied zu Wasseroberflächen, da ja auch Lebewesen in diesem Kontext nichts anderes darstellen als Feuchtigkeitsspeicher mit ausgeprägter Temperaturregulation. |
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Grundlagen der Wetterdynamik
Druckgradientkraft und Zirkulationssysteme
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Überträgt man die im obigen Abschnitt dargelegten thermischen Oberflächeneigenschaften von Kontinenten und Ozeanen auf sehr große Wasser und Landoberflächen, können sich selbst im globalen Maßstab wesentliche Temperaturunterschiede der über diesen Oberflächen aufgeheizten bzw. abgekühlten Luftmassen ergeben. Beispielhaft veranschaulicht ist dies in der rechten Abbildung, wobei hier eine idealisierte globale Tendenz zwischen dem Äquator und den Polen dargestellt ist. Ersetzt man in der Abbildung Pol/Äquator je nach Jahreszeit mit Kontinent/Ozean, so ist die dortige Darstellung auch für den Monsun repräsentativ. Da sich die Luftmassen über dem Kontinent im Sommer, also bei einer hohen Bestrahlungsstärke, wesentlich schneller erwärmen als über dem Ozean, sind die auf diese Weise durch die Wärmeenergie beschleunigten Luftteilchen wesentlich besser dazu in der Lage der Gravitation entgegen zu wirken als die langsameren Teilchen nahe der Oberfläche des Ozeans. Auf diese Weise wird über dem Kontinent der Druckgradient reduziert und es bildet sich ein starkes thermisches Bodentief aus. Der Luftdruck am Boden des Kontinents ist also geringer als über der Wasseroberfläche des Ozeans, sinkt hierfür jedoch auch weniger schnell ab. Dies bedingt also relativ zum Kontinent gesehen ein thermisches Hoch über dem Ozean, ein Höhenhoch über dem Kontinent und dementsprechend auch wiederum ein Höhentief über dem Ozean. Da Wind bzw. Luft immer vom Ort des höheren zum Ort des niederen Drucks fließt, also vom Hoch zum Tief, bildet sich ein für diese Dynamik typischer Kreislauf aus. Die Kraft die diese Zirkulation auslöst, bezeichnet man als Druckgradientkraft (Abbildung rechts) und wie der Name schon sagt, wird sie durch horizontale wie vertikale Druckunterschiede hervorgerufen, wobei die horizontale Komponente des resultierenden Windvektors die Hauptrolle spielt. Am thermischen Tief, oder auch Bodentief, fängt die Luft an aufzusteigen und erzeugt hierbei den Druckunterschied, der nun durch Sogwirkung (Konvergenz) Luft horizontal aus dem Bodenhoch zum Bodentief strömen lässt. Dieser Bodenwind ist der eigentlich vom Mensch spürbare Wind und hat je nach Art und Region unterschiedlichste Namen erhalten. Beim aufsteigen der Luft vom Bodentief zum Höhenhoch über dem Kontinent wird hierbei die Temperatur der Luft immer weiter gesenkt, was irgendwann zur Unterschreitung des Taupunktes, also zur Kondensation und Wolkenbildung führt. Der resultierende Niederschlag und die gegen Sonnenstrahlen abschirmende Wolkendecke lassen dadurch das Bodentief über dem Kontinent als Schlechtwetterphänomen erscheinen. Da sich die aufgestiegene Luft nicht am Höhenhoch ansammeln kann und auch hier eine Druckgradientkraft in Richtung Höhentief wirkt, strömt nun in der Höhe ein Wind in Gegenrichtung zum Bodenwind zurück zum Ozean und sinkt dort auch wieder ab, womit der Kreislauf geschlossen ist. Hadley-Zelle und Innertropische KonvergenzzoneEinen wichtigen Kreislauf dieser Art stellt die so genannte Hadley-Zelle dar. Sie wird hierbei zwar auch durch eine unterschiedliche Erwärmung verursacht, jedoch nicht aufgrund der unterschiedlichen Oberflächeneigenschaften, sondern aufgrund der Breitenabhängigkeit der Sonneneinstrahlung, hervorgerufen durch den unterschiedlichen Einfallswinkel des Lichts. Zusammen mit der innertropischen Konvergenzzone (ITC - innertropical convergenze zone), einer Rinne von äußerst stabilen und starken Tiefdruckgebieten die ein Teil der Hadley-Zelle ist, stellt diese die Basis für die Ausprägung eines Monsuns dar. Entgegen der eigentlich nahe liegenden Annahme, der Bodenwind würde sich in der Hadley-Zelle entlang des Druckgradienten direkt vom subtropischen Hochdrückgürtel zur äquatorialen Tiefdruckrinne bewegen, wird dieser hierbei abgelenkt. Es entstehen daher keine Nord- bzw. Südwinde, sondern Nordost- bzw. Südostwinde, die man als Passatwinde bezeichnet. |
Weitere Einflussfaktoren
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Zusätzlich zur Druckgradientkraft muss man also auch eventuelle Hindernisse, die als Wetterscheiden wirksam sein können, die Reibung, die Zentrifugalkraft und vor allem die Corioliskraft (Animation rechts, Verursacher der Windablenkung) berücksichtigen um ein realistisches Bild dieser Wetterdynamik zu erhalten. Sowohl bei der Coriolis-, als auch bei der Zentrifugalkraft, handelt es sich um Scheinkräfte die für den nicht mitbewegten Beobachter nicht existieren. Bei der Zentrifugalkraft ist lediglich die Rotationsbewegung entscheidend, weshalb sie für Monsune auch keine große Bedeutung besitzt. Die Corioliskraft hingegen wirkt auf alle bewegten Körper, die sich nicht parallel zur Erdachse bewegen und lässt diese aus der Sicht eine mitrotierenden Beobachters ablenken. Da dies für alle im Rotationssystem Erde befindlichen Beobachter der Fall ist, wird dieser Ablenkung subjektiv einer Kraft zugeschrieben, eben der Corioliskraft, die jedoch in Wirklichkeit nur eine Scheinkraft darstellt. Die Corioliskraft nimmt in ihrer horizontalen Komponente mit ansteigenden Breitengraden auch an Stärke zu. Sie ist daher an den Polen maximal und zeigt mit abnehmender Entfernung zum Äquator eine immer geringe Ausprägung, bis sie schließlich am Äquator selbst gleich Null ist. Jeder Wind auf der Nordhalbkugel wird durch die Corioliskraft in Bewegungsrichtung nach rechts, jeder Wind auf der Südhalbkugel in Bewegungsrichtung nach links abgelenkt. Dies ist entscheidend, da sich nur auf diese Weise eine Windströmung mit Ost-, West-, oder gar erdachsenparallelen Komponenten, also auch die Passate, im scheinbaren Widerspruch zur Druckgradientkraft erklären lassen, was im weiteren noch eine große Rolle spielen wird. |
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Zusammenführung aller Faktoren
Bis zu diesem Punkt handelt es sich noch nicht generell um eine wirklich monsunspezifische Entwicklung, da ja hierfür nicht die Entstehung eines stabilen Drucksystems nötig ist, sondern, wie in der Klassifizierung schon ausgeführt, eine relativ stabile Winderscheinung, die sich in ihrer Hauptwindrichtung jedes Halbjahr um eine bestimmte Gradzahl wechseln muss. Wesentlicher Antriebsmotor ist hierbei, wie ebenfalls schon ausgeführt wurde, die Sonneneinstrahlung und die sich durch sie bildende Hadley-Zelle mit ihren Passatwinden.
Idealisiertes Gedankenexperiment
Um die Entstehung eines Monsuns zu verdeutlichen muss zunächst ein theoretischer Idealfall der atmosphärischen Zirkulation als Gedankenexperiment zugrunde gelegt werden, um hieran später den Unterschied zur realen Situation eines Monsuns zeigen zu können. In diesem Gedankenexperiment gibt es keine unterschiedlichen Oberflächen auf der Erde, sie wurde sich also bei gleicher Energiezufuhr überall gleich stark erwärmen. Da die für die Erwärmung notwendige Sonnenenergie jedoch eben beim Umlauf der Erde um die Sonne (siehe Artikel Ekliptik) nicht konstant ist und der Zenitstand der Sonne zwischen den Wendekreisen im Verlauf des Jahres pendelt, ergibt sich auch in diesem theoretischen Fall ein im Jahresverlauf schwankendes Wetter. Dies äußert sich beispielsweise in den entlang der Längengrade wandernden Kalmen. Es handelt sich dabei um in der Segelschifffahrt ehemals gefürchtete windstille Zonen im Bereich der aufeinander treffenden Passatwinde, also das Zentrum der ITC. Diese würde daher im Verlauf des Jahres auf allen Längengraden gleichmäßig noch Norden bzw. Süden vom Äquator abweichen, jedoch nur in einem sehr begrenztem Ausmaß, da die nötige maximale Strahlungsleistung trotzdem sehr nahe am Äquator liegen würde. Zu Berücksichtigen ist hierbei, dass die ITC sich nur mit einer bestimmten Trägheit entwickelt und dem Zenitstand der Sonne nur im Abstand von circa einem Monat folgt.
Der Monsun
Beobachtet man den realen Verlauf der ITC auf einer globalen Ebene (siehe hierzu die Weblinks), so zeigt sich, dass diese in Nähe von großen Kontinenten in deren Richtung wandert. Die ITC ist also keineswegs gleichmäßig über die Längengrade verteilt bzw. sie liegt nicht auf einem einzelnen Breitengrad, sondern schwankt teilweise recht stark um bis zu 30 Breitengrade. Auch ist zu beachten, dass der Grad dieser Verzerrung durch den jeweiligen Kontinent davon abhängt, ob auf diesem Kontinent gerade Sommer oder Winter ist. Vorausgesetzt die Sonneneinstrahlung auf dem jeweiligen Kontinent ist zum Zeitpunkt der Betrachtung groß genug, bildet sich dort, ein stabiles und starkes Bodentief aus. Würde die ITC nun in Äquatornähe verbleiben, so müssten zwischen den Wendekreisen zwei große Konvergenzzonen existieren. Es kann sich jedoch nur eine große Konvergenzzone ausbilden, da für die Konvergenz nur die relative, nicht jedoch die absolute Erwärmung von Luftschichten eine Rolle spielt. Sobald also die Luftschichten über dem Kontinent so stark erwärmt werden, dass der Luftdruck hier unter den Luftdruck über dem Ozean sinkt, wird die ITC sich automatisch in Richtung des Kontinents bewegen und somit das thermische Bodentief über dem Kontinent der Tiefdruckrinne der ITC einverleiben. Je größer diese Druckdifferenz ist, desto schneller und weitgehender ist auch die Ablenkung der ITC nach Norden bzw. Süden. Zusammen mit der ITC verlagert sich jedoch eben auch dessen Windsystem, die Passatzirkulation. Sowohl vom Norden als auch vom Süden her strömen starke Bodenwinde aus den subäquatorialen Hochdruckgürteln in Richtung der ITC und werden dabei von der Corioliskraft abgelenkt. Es entstehen dadurch der Nordost-Passat nördlich der ITC und der Südost-Passat südlich der ITC. Im Folgenden muss man aufgrund der relativen Lage des Kontinents zur ITC immer zwischen der jeweiligen Hemisphäre unterscheiden. Im Sommer der Nordhalbkugel, also bei einer Erwärmung der jeweiligen Landmasse, ist diese ein Teil bzw. unterhalb der ITC. Dies hat zur Folge, dass hier der Südost-Passat den Äquator nach Norden überquert und durch die Corioliskraft in einen Wind mit Westkomponente, den Südwest-Monsun umgewandelt wird, welcher vom Ozean zum Kontinent hin weht. Im Winter hingegen liegt die Landmasse aufgrund der Umkehrung des Zirkulationssystems nördlich der ITC und es tritt in der Folge ein Nordost-Passat vom Kontinent zum Ozean auf, welcher identisch mit dem Wintermonsun ist. Auf der Südhalbkugel ist die relative Lage genau umgekehrt, es tritt daher im südlichen Sommer ein Nordwest-Monsun und im südlichen Winter ein Südost-Monsun (identisch mit dem SO-Passat) auf. Zu Beachten ist hier auch, dass die Topographie des Kontinents die Ost-West-Komponente der Passate verfälschen kann und man daher auch besser von einem Sommer- bzw. Wintermonsun sprechen sollte, da diese Bezeichnungen eine höhere Allgemeingültigkeit besitzen. Die Übergangszeiten zwischen den zwei halbjährigen Monsunwinden bezeichnet man relativ zum Sommermonsun als Vormonsunszeit und Nachmonsunszeit. Man bezeichnet den Sommermonsun, aufgrund des mit ihm verbundenen Monsunregens, auch oft kurz als den Monsun. Zu beachten ist schließlich, dass die Luft- und Meereszirkulation sich sehr stark regional auflöst und durch zahlreiche, vor allem topographische, Faktoren beeinflusst wird, sodass es auch zu zahlreichen regionalen Besonderheiten kommen kann.
Monsune
Es existieren viele verschiedene Regionen in der Welt mit vollwertigen Monsunen oder monsunähnlichen Erscheinungen unterschiedlichster Grade und Ausprägungen. Diese haben in der gesamten Geschichte der dort lebenden Menschen schon immer eine enorme Rolle gespielt, was auch dazu führte das man den meisten Winden zahlreiche regionale Namen gab.
Indischer Monsun
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Der indische Monsun im süd-, südostasiatischen, aber auch ostafrikanischen Raum stellt den wichtigsten Monsun dar und wird daher auch häufig einfach verkürzt Monsun genannt, was jedoch aufgrund der Vielfalt verschiedener Monsune nicht eindeutig ist. Es ist auch üblich den Begriff einzuschränken und ihn ausschließlich auf den indischen Subkontinent und nicht auf den Gesamtraum des Indiks zu beziehen, was jedoch hier nicht getan wird. Rolle des indischen MonsunsWegen der großen kontinentalen Oberfläche, besonders der tibetischen Hochebene, erscheint das Monsunphänomen in Indien mit einer ITC-Verlagerung bis 30° nördlicher Breite sehr deutlich (Goudie 2002). Besonders wichtig für die dort lebenden Menschen ist der Wechsel der jahreszeitlichen Niederschläge, der durch den trockenen Wintermonsun bzw. feuchten Sommermonsun hervorgerufen wird. Da es sich bei Indien noch mehrheitlich um ein Agrarland handelt, kommt diesen Niederschlägen eine lebenswichtige Bedeutung vornehmlich für die Landbevölkerung zu. Aufgrund dieser enormen Abhängigkeit, in Verbindung mit dem rasanten indischen Bevölkerungswachstum und einem zunehmend instabilem Klima im Zuge des globalen Klimawandels, ergibt sich hieraus ein dramatisches Krisenpotential. Besonders drastisch zeigt sich dies in der großflächigen Waldrodung und der hieraus resultierenden Anfälligkeit für Bodenerosion und Überschwemmungen. Aus diesem Dualismus zwischen der Abhängigkeit vom und den Gefahren des Monsuns, resultiert in der Folge auch die charakteristische Einstellung der indischen Bevölkerung zum Monsun, welche mit vielerlei Aspekten der indischen Kultur und Lebenseinstellung eng verwoben ist. Entstehung und JahresgangFür den regionalen Witterungsablauf muss diese großräumige thermische Steuerung mit Zellularstrukturen wie der Monsundepression kombiniert werden. Auch terrestrische Gegebenheiten, wie der Stau von Winden an Gebirgen (Lee) spielen eine starke Rolle. So verzweigt sich der Jetstream in der Wintermonsunzeit am Pamirknoten in einen Nord- und einen Südoststrom, welcher sich feststehend über den Himalaya-Abfall anlegt und eine wesentliche Rolle bei der Ausbildung eines stabilen Hochdruckgebiets über Nord-Zentralindien spielt. Die Lee-Konvergenz der beiden Jetstreams weist eine zyklogenetische Tendenz auf, was sich klimatisch auf Südjapan und China auswirkt. Im Sommer wird zunächst der südliche Ast des Jetstreams durch ein Höhenhoch der Luft über Tibet blockiert, worauf hin er zum nördlichen Jetstream am Kunlun Shan überspringt. Die für das Höhenhoch über Tibet verantwortliche tibetanische Hochebene gestaltete sich aufgrund dessen Größe, Höhenlage, Abgeschirmtheit und Trockenheit ideal für die Aufheizung der über ihm befindlichen Luftschichten und damit für die Herausbildung eines thermischen Bodentiefs, wie im Abschnitt zur Oberflächenerwärmung dargestellt. Dieses stabile Bodentief wirkt nun auf den indischen Subkontinent sehr stark ein und verstärkt die Konvergenzerscheinung hin zum Kontinent sehr stark. Dadurch ist die Luft am Fuße des Himalayas weniger stabil und das winterliche Subtropenhoch über Indien verschwindet. Der Sommermonsun kann nach dem abklingen des Wintermonsun nun ungehindert eindringen (burst of monsoon). Durch das Tibet-Hoch und die resultierenden Temperaturdiskrepanzen entsteht ein starkes Druckgefälle, wodurch ein östlicher Jetstream (Tropical Easterly Jet) ausgebildet wird, der bis in die Sahara wetterwirksam ist (Borchert 1993). Der indische Monsun hat also globale klimatische Auswirkungen. JahreszeitenDer Sommermonsun setzt im Juni/Juli durch die schon oben erläuterte ITC-Verlagerung und Passatumlenkung (SO-Passat zu SW-Monsun) von Südwesten her ein und hält bis September/Oktober an (Malberg 2002). Er liefert feuchte ozeanische Luftmassen an die Westghats und verursacht damit eine labile Atmosphärenschichtung (Erläuterung siehe im Artikel Föhn), die im so genannten Monsunregen resultiert und oft monatelange Niederschläge nach sich zieht. Man spricht daher auch in Anlehnung an das tropische Regenwaldklima von einer Regenzeit. Der Wintermonsun ist mit dem Nordost-Passat identisch und liefert kalte, trockene Luftmassen aus dem Kältehoch über Sibirien (Goudie 2002). Er setzt im September/Oktober ein und hält bis Juni/Juli an, wobei man diesen Zeitraum aufgrund der vergleichsweise sehr geringen Niederschlagsmenge auch als Trockenzeit bezeichnet. |
| Im Bild rechts ist die zeitliche Ausbreitung des Monsuns anhand einiger Markierungen verdeutlicht. Die dunkelblauen Linien stehen für die Ausbreitung des Sommermonsuns beziehungsweise den Rückzug des Wintermonsuns im Juni/Juli und die hellblauen Linien für die Ausbreitung des Wintermonsuns beziehungsweise den Rückzug des Sommermonsuns im September/Oktober, wobei man in hinreichend guter aber keinesfalls verlässlicher Genauigkeit jeder Linie einen bestimmten Zeitpunkt im Jahresverlauf zuordnen kann. Es gilt hierbei also zu beachten, dass die Ausbreitung der Monsuneinflüsse nicht verlässlich ist und die tagesgenauen Angaben nur grobe Richtwerte darstellen. Als Merkmal der Zeitpunkte wurde hierbei immer das auftreten beziehungsweise verschwinden des Monsunregens genutzt.
Ausbreitung des Sommermonsuns (dunkelblaue Linie) von rechts unten nach links oben:
Ausbreitung des Wintermonsuns (hellblaue Linie) von links oben nach rechts unten:
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Nordamerikanischer Monsun
Auch in Nordamerika tritt ein Monsunphänomen zwischen dem Golf von Mexiko und den Südstaaten der USA auf. Dieses ist jedoch, wie auch alle weiteren Monsune wesentlich schwächer ausgeprägt und beeinflusst die ITC kaum. Durch ein Hitzetief über dem amerikanischen Festland können hier warm-feuchte Winde aus dem Golf von Mexiko tief in den Kontinent eindringen.
Westafrikanischer Monsun
In Westafrika bildet sich ebenfalls im Sommer ein kontinentales Tiefdruckgebiet aus, dass eine aus dem Südwesten wehende Luftströmung aus dem Atlantik nach sich zieht und entlang der Küste wesentlich feuchtere Klimate hervorruft, als in der weiter nordöstlich liegenden Sahara. Das Zentrum liegt hierbei nördlich des Golf von Guinea rund um Ghana mit einem Südwest-Sommermonsun und einem Nordost-Wintermonsun.
Südamerikanischer Monsun
Ausgangspunkt für die Monsunerscheinung in Südamerika ist eine Aufheizung über dem Altiplano Plateau während des Südsommers.
Weitere Monsune
Auch außerhalb der bisher besprochenen Fälle kann ein Monsun auftreten, beispielsweise in Nordaustralien oder Japan. Allgemein kann man grob alle Küstengebiete zwischen je 5° und 25° vom Äquator polwärts als Erscheinungsgebiete angeben (Goudie 2002). Wegen der Überlagerung durch die Westwindzone kann man in den Gebieten nördlich und südlich davon nur selten monsunbedingte Ausprägungen erkennen (Weischet 2002). Aber am Beispiel der Meltemi (Etesien), sommerlicher Nordwinde in Griechenland, lassen sich auch noch im Mittelmeer Monsuneinflüsse entdecken (Malberg 2002).
Bedeutung
Bedeutung für die Segelschifffahrt
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Arabische Seefahrer, die seit über zweitausend Jahren, sogar heute noch in begrenzten Umfang, mit ihren Dhaus zwischen der arabischen, indischen und afrikanischen Küsten kreuzen, machten sich die wechselnden Winde des Monsuns in einjährigen Handelsfahrten zunutze und stellten auf diese Weise zusammen mit den großen Karawanen (Seidenstraße, Weihrauchstraße) für Jahrhunderte die oft einzige wirtschaftliche und kulturelle Verbindung des Orients und damit auch Okzidents mit dem indischen und vor allem südostasiatischen Raum dar. Mit der Entdeckung des Seeweges um Afrika, der so genannten Gewürzroute, und auch der modernen "Containerrevolution" in der Seeschifffahrt, verloren die alten arabische Handelswege zusammen mit den Dhaus immer mehr an Bedeutung und sind heute vor allem von kulturgeschichtlichem Interesse. |
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Bedeutung für die örtliche Bevölkerung
Die Bedeutung des Monsuns für die Welternährung und die Versorgung mit Trinkwasser ist elementar. Da der warme Sommermonsun über dem Ozean sehr viel Feuchtigkeit aufnimmt und über dem Kontinent abregnet, unterscheidet sich die reale Klimazonenausbildung sehr stark zu einer idealisierten, breitengradkonstanten Vorstellung.
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Ohne die Monsunwinde könnte die Landwirtschaft beispielsweise in Indien keinesfalls intensiv betrieben werden und die jetzige Bevölkerung wäre dann auch nicht annähernd versorgbar. Hierbei ist der Wintermonsun sehr trocken und zeigt nur minimale, sehr wechselhafte Niederschläge, weshalb es bei einer Verzögerung des regenreichen Sommermonsuns und auch bei nicht ausreichenden Wasservorräten zu großen Dürren und in der Folge Ernteausfällen und Hungersnöten kommen kann. Doch auch die starken Regenfälle des Sommermonsuns führen zu Problemen. Überschwemmungen und Bodenerosion sind besonders bei unangepassten Anbautechniken und Pflanzenarten sehr folgenreich. Bei nicht angepasster Bodennutzung können diese Regenfälle folglich den Mutterboden leicht abtragen, was letztendlich eine landwirtschaftliche Nutzung unmöglich macht und im Extremfall zur Desertifikation führen kann. |
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Eine Minderung der Bodenqualität bei einer gleichzeitig zunehmenden Nutzung von Umweltgiften und Düngemitteln (siehe beispielsweise die "Grüne Revolution" in Indien) in Verbindung mit der durch die Niederschläge des Sommermonsuns umfassende Bodenauswaschung kann auch des Weiteren zur Schadstoff-Kontamination der Trinkwasserreserven und zur Eutrophierung natürlicher Gewässer führen. Da sich die lokale Bevölkerung dieser Länder, besonders in Indien, aus Gründen der Armut, Unwissenheit, Tradition, Religion oder sonstigen Ursachen sehr oft aus Fließgewässern mit "Trinkwasser" versorgt, kann durch die teilweise katastrophale Qualität dieser Gewässer, die meist schon größere Städte und Gebiete intensiver Landwirtschaft passiert haben, eine nicht zu unterschätzende Bedrohung für die öffentliche Gesundheit erwachsen. Relativiert wird dies lediglich dadurch, dass diese Gewässer während des Sommermonsuns stärker mit Frischwasser verdünnt werden, was jedoch nicht immer ausreichend ist und in Nähe größerer Industrieanlagen bzw. kontaminierter Böden auch eine Anreicherung zahlreicher Schadstoffe (bspw. Schwermetalle) nach sich zieht. Monsune sind jedoch nicht nur in ihrer Ausprägung von Bedeutung. Die durch sie verursachten Niederschläge wurden an vielen Stellen der Erde in tief liegenden Gesteinsschichten gespeichert und stehen nun trotz eventuellem Klimawandel in diesen Gebieten auch heute noch als fossile Trinkwasserquellen zur Verfügung. Da es sich hier oft um Wüstenklimate handelt, sind diese unterirdischen Vorkommen von größter wirtschaftlicher Bedeutung für die dort lebenden Menschen. Das auftreten früherer Monsun wird durch die Paläoklimatologie erforscht. |
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Bedeutung für Meteorologie und Klimatologie
Eine besondere Bedeutung besitzt der Monsun in Bezug auf die Dynamik der Klimaentwicklung. Es handelt sich beim Monsun um ein sehr labiles klimatisches Element, mit einem dennoch sehr hohen Einfluss auf das Klima großer Teile der Erde. Daraus ergibt sich, dass schon kleine Änderungen und Entwicklungen selbst auf regionaler Ebene einen Monsun auslösen oder abschwächen beziehungsweise ihn maßgeblich in seinem Erscheinungsbild verändern können, auch und gerade in vergleichsweise kurzen Zeiträumen. Ontogenese, tektonische Plattenbewegungen, Veränderung großer Wind- und Ozeanströmungen und die Veränderung des thermischen Verhaltens kontinentaler Oberflächen, beispielsweise durch eine Erniedrigung des Albedos im Zuge der globalen Erwärmung, stellen Beispiele hierfür dar und besonders bei letzteren zeigt sich, dass auch kurzfristige, anthropogen verursachte Störungen des Klimasystems ganze Klimazonen verändern können, selbst wenn auf globalem Niveau, statistisch bereinigt, nur kleine Änderungen, beispielsweise von einigen wenigen Graden globaler Erwärmung, auftreten.
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Das Auftreten eines El Niño Phänomens im ostpazifischen Raum wirkt sich selbst bis in den Indik und somit auch auf den indischen Monsun aus. Schon recht früh konnte der Southern Oscillation Index, ein Parameter für die Wahrscheinlichkeit des Auftretens eines El Niño Phänomens, auch mit dem Ausbleiben bzw. der Abschwächung des indischen Sommermonsuns und den dadurch bedingten Niederschlägen in Verbindung gebracht werden. Es zeigte sich hier also, dass beide Phänomene eng verwoben sind und sich gegenseitig beeinflussen, was nichts anderes aussagt, als das die globale Atmosphärenzirkulation eben keine für sich stehenden Elemente enthält und daher auch dessen globaler Charakter im Vordergrund steht. Es reicht also nicht aus den Monsun nur für sich allein zu betrachten, wenn man dessen Dynamik und sein Auftreten verstehen will. Aber auch eine direkte Verbindung zwischen beiden Phänomenen ist nicht ausreichend, da sich beispielsweise 1997, während eines starken El Niño, trotzdem normale Monsunregenfälle ereigneten. Sehr wichtig ist beispielsweise die Variabilität der Luftaufwärmung über der tibetanischen Hochebene und damit vor allem der dortige Albedo, der durch das Vorhandensein von schneebedeckten Flächen und deren Schneehöhe entscheidend beeinflusst wird. Generell lässt sich jedoch in den letzten Jahrzehnten ein abnehmender Einfluss des El Niño auf den indischen Monsun feststellen, wobei noch weitgehend ungeklärt ist, weshalb es hierzu kommt und vor allem wie nachhaltig dieser Wandel ist. |
Siehe auch: Monsunklima, Monsunwald
Quellen und Referenzen
Literatur
- Borchert, G. 1993: Klimageographie in Stichworten. (Hirts Stichwortbücher) Berlin. ISBN 3443031056
- Chromow, S. P. 1957: Die geographische Verbreitung der Monsune. Peterm. Geogr. Mitt. 1957, S.234-237.
- Goudie, A. 2002: Physische Geographie: eine Einführung. (4. Aufl.). Heidelberg. ISBN 3860251597
- Heyer, E. 1958: Der Monsunbegriff. Geographische Berichte. Bd.13, S.218-227.
- Malberg, H. 2002: Meteorologie und Klimatologie. Eine Einführung. (4., aktualisierte u. erweiterte Aufl.). New York. ISBN 3540627847
- Weischet, W. 2002: Einführung in die allgemeine Klimatologie: physikalische und meteorologische Grundlagen. (6., überarb. Aufl.). Berlin. ISBN 3443071236
Weblinks
Entstehung und Dynamik
Kulturgeschichtliche Bedeutung
- Dokumentation "Jeder Wind hat seine Reise" zur arabischen Dhau-Segelschifffahrt, Trailer downloadbar
