Reliefbestimmte Analyse der Niederschlagsdynamik im Monsungebiet von Nepal, Himalaya


Diplomarbeit, 2009

189 Seiten, Note: 1,3


Leseprobe

Inhaltsverzeichnis

Inhaltsverzeichnis

Abbildungsverzeichnis

Tabellenverzeichnis

1 Einleitung

2 Stand der Forschung
2.1 Die klimatische Situation - der Monsun
2.1.1 Begriffserklärung Monsun
2.1.2 Entstehung des Monsuns
2.1.3 Atmosphärische Zirkulation in der Wintermonsunssaison
2.1.4 Atmosphärische Zirkulation in der Vormonsunssaison
2.1.5 Atmosphärische Zirkulation in der Sommermonsunsaison
2.1.6 Atmosphärische Zirkulation in der Nachmonsunsaison
2.1.7 Variabilität des Monsunklimas
2.2 Der Himalaya
2.2.1 Abgrenzung, Unterteilung, Aufbau
2.2.2 Klima im Himalaya auf Markoebene
2.2.3 Klima im Himalaya auf Mesoebene
2.2.4 Die Niederschlagsverteilung im Himalaya
2.2.4.1 Niederschläge im Winter (western disturbances)
2.2.4.2 Niederschläge im Sommer (Sommermonsun)
2.2.4.3 Wintermonsunssaison (Dezember-Februar)
2.2.4.4 Vormonsunssaison (März-Mai)
2.2.4.5 Sommermonsunssaison (Juni-September)
2.2.4.6 Nachmonsunsaison (Oktober-November)
2.2.5 Klimaentwicklung in der Vergangenheit und Zukunft
2.3 Niederschlagsmessung
2.4 Niederschlagsuntersuchungen in Nepal
2.5 Forschungsbedarf

3 Zielstellung der Arbeit

4 Untersuchungsgebiet
4.1 Lage Nepals
4.2 Physiographische Unterteilung Nepals
4.3 Vegetative/Klimatische Unterteilung Nepals
4.4 Niederschlagsmessnetz von Nepal
4.5 Niederschlagsverteilung in Nepal

5 Datengrundlage und Datenaufbereitung

6 Ergebnisse
6.1 zeitliche Dynamik der Niederschläge
6.1.1 innerjährliche Niederschlagsdynamik
6.1.2 Langzeitniederschlagsdynamik
6.1.3 Niederschlagstrend
6.2 räumliche Dynamik der Niederschläge
6.3 Profil A - Westnepal
6.3.1 Profilcharakteristik
6.3.2 innerjährliche Niederschlagsdynamik
6.3.3 Niederschlagstrendanalyse
6.3.4 räumliche Niederschlagsdynamik
6.4 Profil B - westliches Zentralnepal
6.4.1 Profilcharakteristik
6.4.2 innerjährliche Niederschlagsdynamik
6.4.3 Niederschlagstrendanalyse
6.4.4 räumliche Niederschlagsdynamik
6.5 Profil C - östliches Zentralnepal
6.5.1 Profilcharakteristik
6.5.2 innerjährliche Niederschlagsdynamik
6.5.3 Niederschlagstrendanalyse
6.5.4 räumliche Niederschlagsdynamik
6.6 Profil D - Ostnepal
6.6.1 Profilcharakteristik
6.6.2 innerjährliche Niederschlagsdynamik
6.6.3 Niederschlagstrendanalyse
6.6.4 räumliche Niederschlagsdynamik
6.7 Vergleich der Profilergebnisse
6.7.1 innerjährliche Niederschlagsdynamik in West - und Ostnepal
6.7.2 Niederschlagstrendanalyse
6.7.3 Zusammenhang Niederschlag und Geländehöhe

7 Diskussion der Ergebnisse

8 Zusammenfassung und Ausblick

Literaturverzeichnis

Anhang

Abbildungsverzeichnis

Abbildung 1. Niederschläge und Hauptwindrichtung in Asien im Monat Januar

Abbildung 2. Niederschläge und Hauptwindrichtung in Asien im Monat Juli

Abbildung 3. Dreidimensionale Sommermonsunzirkulation

Abbildung 4. Aufspaltung des Subtropenjets in einen Nord- und einen Südast

Abbildung 5. Aktiv - und Unterbrechungsphase des Sommermonsuns

Abbildung 6. Überblick Himalaya

Abbildung 7. Blockbild des Himalaya - Süd-Nord Querschnitt

Abbildung 8. Mittlere Niederschlagsjahressumme in Meter pro Jahr in der Himalayaregion, abgeleitet aus TRMM Daten aus den Jahren 1998-2005

Abbildung 9. Beziehung Niederschlag und Relief

Abbildung 10. Sommermonsunniederschläge seit 1900 im Großraum Indien

Abbildung 11. Räumliche Verteilung von Niederschlagshöhenklassen in Nepal.

Abbildung 12. Verschneidung von Niederschlagshöhenklassen und des Niederschlagregimes

Abbildung 13. Vorfluter Nepals und die Unterteilung in West-, Zentral- und Ostnepal

Abbildung 14. Dreiteilung Nepals nach Geländehöhe

Abbildung 15. Physiographische Unterteilung Nepals

Abbildung 16. Klimatische Höhenstufen in Nepal

Abbildung 17. Jährliche Niederschlagsverteilung in Nepal, mittlere Niederschlagsjahressumme in mm

Abbildung 18. Untersuchungsgebiet, Profile und Höhenstufen

Abbildung 19. Mittlerer Jahresgang des Niederschlags. Gemittelte Werte aus 58 Niederschlagsstationen

Abbildung 20. Mittlere Jahressummen der Stationen

Abbildung 21. Verteilung der Stationen und ihrer mittleren Niederschlagsjahressummen

Abbildung 22. Häufigkeitsverteilung des mittleren Jahresniederschlages

Abbildung 23. Boxplot der Monatssummen

Abbildung 24. Niederschlagsdynamik von 1971 bis 1994

Abbildung 25. Niederschlagstrend, gemittelt aus 36 Stationen

Abbildung 26. Niederschlagsdynamik mit zunehmender Geländehöhe

Abbildung 27. Linearer Zusammenhang zwischen Niederschlag und Geländehöhe

Abbildung 28. Zone maximaler Niederschläge

Abbildung 29. Profil A im Untersuchungsgebiet

Abbildung 30. Lage der Stationen im Profil A

Abbildung 31. Dreidimensionale Darstellung und Profilschnitt von Profil A

Abbildung 32. Niederschlag im Profilschnitt A

Abbildung 33. Mittlerer Jahresgang des Niederschlags in Profil A

Abbildung 34. Mittlerer Niederschlagsjahresgang an den Stationen in Profil A

Abbildung 35. Niederschlagstrend an Station 0601A1 in Profil A

Abbildung 36. Niederschlagstrend an Station 0405A2 in Profil A

Abbildung 37. Niederschlagstrend an Station 0308A3 in Profil A

Abbildung 38. Niederschlagstrend an der Station 0306A4 in Profil A

Abbildung 39. Linearer Zusammenhang zwischen Niederschlag und Geländehöhe in Profil A

Abbildung 40. Zone maximaler Niederschläge in Profil A

Abbildung 41. Profil B im Untersuchungsgebiet

Abbildung 42. Lage der Stationen im Profil B

Abbildung 43. Dreidimensionale Darstellung und Profilschnitt von Profil B

Abbildung 44. Niederschlag im Profilschnitt B

Abbildung 45. Mittlerer Jahresgang des Niederschlags in Profil B

Abbildung 46. Mittlerer Niederschlagsjahresgang an den Stationen im Profil B. 95 Abbildung 47. Niederschlagstrend an der Station 0705B1 in Profil B

Abbildung 48. Niederschlagstrend an den Stationen 0701B2, 0703B2,0608B2 in Profil B

Abbildung 49. Niederschlagstrend an den Stationen 0630B3, 0627B3, 0624B3 in Profil B

Abbildung 50. Niederschlagstrend an der Station 0606B4 in Profil B

Abbildung 51. Linearer Zusammenhang zwischen Niederschlag und Geländehöhe in Profil B

Abbildung 52. Zone maximaler Niederschläge in Profil B

Abbildung 53. Profil C im Untersuchungsgebiet

Abbildung 54. Lage der Stationen im Profil C

Abbildung 55. Dreidimensionale Darstellung und Profilschnitt von Profil C 109 Abbildung 56. Niederschlag im Profilschnitt C

Abbildung 57. Mittlerer Jahresgang des Niederschlags in Profil C

Abbildung 58. Mittlerer Niederschlagsjahresgang an den Stationen im Profil c

Abbildung 59. Niederschlagstrend an den Stationen 0907c1 und 0909c1 in Profil

Abbildung 60. Niederschlagstrend an der Station 1004C2 in Profil C

Abbildung 61. Niederschlagstrend an den Stationen 0915C3 und 1001C3 in Profil

Abbildung 62. Linearer Zusammenhang zwischen Niederschlag und Geländehöhe in der Wintersaison in Profil C

Abbildung 63. Zone maximaler Niederschläge in Profil C

Abbildung 64. Profil D im Untersuchungsgebiet

Abbildung 65. Lage der Stationen im Profil D

Abbildung 66. Dreidimensionale Darstellung und Profilschnitt von Profil D 124 Abbildung 67. Niederschlag im Profilschnitt D

Abbildung 68. Mittlerer Jahresgang des Niederschlags in Profil D

Abbildung 69. Mittlerer Niederschlagsjahresgang an den Stationen in Profil C. 127 Abbildung 70. Niederschlagstrend an den Station 1308D1 und 1322D1 in Profil

Abbildung 71. Niederschlagstrend an den Stationen 1301D2, 1325D2 und 1306D2 in Profil D

Abbildung 72. Niederschlagstrend an der Station 1317D4 in Profil D

Abbildung 73. Linearer Zusammenhang zwischen Niederschlag und Geländehöhe in der Sommersaison (links) und in der Wintersaison (rechts) in Profil D

Abbildung 74. Niederschlagsjahresgang der Profilmittel

Abbildung 75. Niederschlagsdynamik im Annapurnamassiv - Zentralnepal

Abbildung 76. Zusammenhang zwischen Niederschlag und Geländehöhe in den Anden und in den Alpen

Tabellenverzeichnis

Tabelle 1. Variabilität des Monsunklimas und deren Periodizität

Tabelle 2. Temperaturenverteilung im Himalaya

Tabelle 3. Höhenlagen der Niederschlagsmessstationen

Tabelle 4. Überblick Höhenklassen

Tabelle 5. Statistische Kennwerte der mittleren Niederschlagsjahressumme der 58 Stationen

Tabelle 6. Mittlere Niederschlagsmonatssummen der 58 Stationen

Tabelle 7. Saisonale Unterschiede in der Niederschlagsverteilung

Tabelle 8. Mittlerer Niederschlag der Höhenklassen

Tabelle 9. Zusammenhang Niederschlag und Geländerhöhe

Tabelle 10. Zone maximaler Niederschläge

Tabelle 11. Mittlere Niederschlagsmonatssummen in Profil A

Tabelle 12. Saisonale Niederschlagssummen in Profil A

Tabelle 13. Niederschlagstrendentwicklung in Höhenklasse 1 in Profil A, 1971­1994

Tabelle 14. Niederschlagstrendentwicklung in Höhenklasse 2 in Profil A, 1971­1994

Tabelle 15. Niederschlagstrendentwicklung in Höhenklasse 3 in Profil A, 1971­1994

Tabelle 16. Niederschlagstrendentwicklung in Höhenklasse 4 in Profil A, 1971-1994

Tabelle 17. Mittlerer Niederschlag der Höhenklassen im Profil A

Tabelle 18. Zusammenhang Niederschlag und Geländerhöhe in Profil A

Tabelle 19. Zonen maximaler Niederschläge in Profil A

Tabelle 20. Mittlere Niederschlagsmonatssummen in Profil B

Tabelle 21. Saisonale Niederschlagssummen in Profil B

Tabelle 22. Niederschlagstrendentwicklung in Höhenklasse 1 in Profil B, 1971-1994

Tabelle 23. Niederschlagstrendentwicklung in Höhenklasse 2 in Profil B, 1971-1994

Tabelle 24. Niederschlagstrendentwicklung in Höhenklasse 4 in Profil B, 1971­1994

Tabelle 25. Mittlerer Niederschlag der Höhenklassen in Profil B

Tabelle 26. Zusammenhang Niederschlag und Geländehöhe in Profil B

Tabelle 27. Mittlere Monatssummen in Profil C

Tabelle 28. Saisonale Niederschlagssummen in Profil C

Tabelle 29. Niederschlagsentwicklung in Höhenklasse 1 in Profil C, 1971-1994

Tabelle 30. Niederschlagsentwicklung in Höhenklasse 2 in Profil C, 1971-1994

Tabelle 31. Niederschlagsentwicklung in der Höhenklasse 3 in Profil C, 1971-1994

Tabelle 32. Mittlerer Niederschlag der Höhenklassen in Profil C

Tabelle 33. Zusammenhang Niederschlag und Geländehöhe in Profil C

Tabelle 34. Mittlere Monatssummen in Profil D

Tabelle 35. Saisonale Niederschlagssummen in Profil D

Tabelle 36. Niederschlagsentwicklung in der Höhenklasse 1 in Profil D, 1971­ 1994

Tabelle 37. Korrelation der Stationen 1308D1 und 1322D1

Tabelle 38. Niederschlagsentwicklung in Höhenklasse 2 in Profil D, 1971-1994

Tabelle 39. Niederschlagsentwicklung in Höhenklasse 4 in Profil D, 1971-1994

Tabelle 40. Mittlerer Niederschlag der Höhenklassen in Profil D

Tabelle 41. Zusammenhang Niederschlag und Geländehöhe in Profil D

Tabelle 42. Mittlere Monatssummen der Profile (in mm) im Vergleich

Tabelle 43. Saisonale Niederschlagsmenge der einzelnen Profile (in mm) im Vergleich

Tabelle 44. Signifikante Trends im Untersuchungsgebiet, bei a<0,3

Tabelle 45. Niederschlagstrend in Höhenklasse 1, 1971-1994

Tabelle 46. Niederschlagstrend in Höhenklasse 2, 1971-1994

Tabelle 47. Niederschlagstrend in Höhenklasse 3, 1971-1994

Tabelle 48. Niederschlagstrend in der Höhenklasse 4, 1971-1994

Tabelle 49. Höhenklassen mit der durchschnittlich größten Niederschlagsmenge

Tabelle 50. Stationsinformation Profil A

Tabelle 51. Monatssummen der Stationen in Profil A, in mm

Tabelle 52. Saisonsummen der Stationen in Profil A, in mm

Tabelle 53. Stationsinformationen Profil B

Tabelle 54. Zone maximaler Niederschläge in Profil B

Tabelle 55. Monatssummen der Stationen in Profil B, in mm

Tabelle 56. Saisonsummen der Stationen in Profil B, in mm

Tabelle 57. Stationsinformationen Profil C

Tabelle 58. Monatssummen der Stationen in Profil C, in mm

Tabelle 59. Saisonsummen der Stationen in Profil C, in mm

Tabelle 60. Zone maximaler Niederschläge in Profil C

Tabelle 61. Stationsinformationen Profil D

Tabelle 62. Monatssummen der Stationen in Profil D, in mm

Tabelle 63. Saisonsummen der Stationen in Profil D, in mm

Tabelle 64. Zone maximaler Niederschläge in Profil D

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 Nino/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 2000:21­22). Durch 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).

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 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

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 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.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 1. Niederschläge und Hauptwindrichtung in Asien im Monat Januar. (Quelle: haack Weltatlas 2008:117).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

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).

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. 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.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

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 (Dezember­Februar)

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 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 in dieser Leseprobe nicht enthalten

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 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 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 40­42°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 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).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

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).

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).

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 = 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 Nino/ Southern Oscillation) Phänomen, das eine Periodizität von zwei bis sieben Jahren aufweist. Treten La Nina-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 Nino 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).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

2.2 Der Himalaya

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:

- 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 in dieser Leseprobe nicht enthalten

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.), Vorder- Himalaya oder auch Niederer-Himalaya (bis 4000 m a.s.l.), Hoch-Himalaya (0 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 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 in dieser Leseprobe nicht enthalten

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 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).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

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 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 strahlungsbegünstigt. Während der Schneeschmelze im Frühjahr sind deshalb die westexponierten Hänge länger mit Schnee bedeckt (Weischet & Endlicher 2000:386).

Die differentielle Erwärmung, die durch den Tagesgang der Einstrahlung hervorgerufen wird, ist die Grundlage für die Ausbildung des Berg-/Talwind Systems. Die thermische Zirkulation führt zu Quer- und Längszirkulationen der Luftmassen. Es handelt sich dabei um Ausgleichwinde, die nach ihrer Herkunft als Hangwinde, Berg- /Talwinde oder Gebirgs-/Vorlandwinde bezeichnet werden. Oft überlagern sich die Winde und beeinflussen sich gegenseitig. in tropischen Gebirgen befinden sich häufig Konvektionswolken über den Randhöhen und eine wolkenfreie Gasse über den Talachsen. Fallwinde sind ebenso typische Winde, die in Gebirgen in Erscheinung treten können. Detailliert werden diese Phänomene in Blüthgen & weischet (1980:389-396), Lauer & Bendix (2004:161-166) und Gebhardt et al. (2007:231-233) beschrieben. Das Relief, die Topographie, die atmosphärische Zirkulation und die gebirgstypischen Windsysteme führen zu speziellen Niederschlagsdynamiken im Gebirge (Roe 2005:656-659).

2.2.4 Die Niederschlagsverteilung im Himalaya

Zwei Gradienten in der Niederschlagsverteilung sind im Himalaya vorhanden. Zum einen existiert eine Abnahme der Niederschläge von Ost nach West entlang des Himalayabogens. Den zweiten Gradienten bildet die Abnahme der Niederschläge vom nass-feuchten Himalayavorland im Süden zum ariden Hochland von Tibet im Norden (Anders et al. 2006:43). Ersterer resultiert aus der nach Westen zunehmenden Entfernung von der Hauptfeuchtigkeitsquelle, dem Golf von Bengalen. Der Nord-Süd Gradient ist die Konsequenz des orographischen Niederschlags (Anders et al. 2006:43, Bookhagen et al. 2005:149-152). Oberhalb von 4000 m a.s.l. ist der Wasserdampfgehalt der Atmosphäre geringer als in den Bereichen unterhalb von 4000 m a.s.l. (Roe 2005:651).

Die folgende Abbildung 8 zeigt kalibrierte TRMM (Tropical Rainfall Measuring Mission), basierte Monsunniederschlagsmengen, gemittelt über die Jahre 1998 bis 2005. Es werden zwei Zonen maximaler Niederschläge im Himalayabogen ersichtlicht (blau). Die erste Zone maximale Niederschläge befindet sich nördlich der Siwaliks am südlichen Rand des Niederen-Himalaya bzw. des Vorder- Himalaya in einer mittleren Geländehöhe von 900 m a.s.l. ± 400 m. Dieser blaue Streifen mit mittleren Jahresniederschlag >3000mm in Abbildung 8 erstreckt sich über den gesamten Himalayabogen (Bookhagen & Burbank 2006:4). Die zweite Zone maximaler Niederschläge befindet sich nördlich der ersten Zone in einer mittleren Geländehöhe von 2100 m a.s.l. ± 300 m. Dieser blaue Streifen ist nicht kontinuierlich über den gesamten Himalayabogen ausgebildet. Er erstreckt sich westlich von Bhutan im Sikkim Bogen bei ca. 88° E über ungefähr 1000 km bis zum Sutlej Tal bei ca. 78°E. Diese zweite Zone maximaler Niederschläge befindet sich an der Grenze vom Vorder-Himalaya zum Hoch-Himalaya. Nordwestliche und östliche Regionen weisen diese zweite innere Zone maximaler Niederschläge nicht auf. Denn die Topographie steigt hier nicht in Form von zwei Stufen an (Bookhagen & Burbank 2006:4).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 8. Mittlere Niederschlagsjahressumme in Meter pro Jahr in der Himalayaregion, abgeleitet aus TRMM Daten aus den Jahren 1998-2005. (verändert nach BOOKHAGEN & BURBANK 2006:2).

Die Topographie im Zentralhimalaya bzw. Nepal (78-88°E) steigt im Gegensatz zum Ost- und Nordwesthimalaya abrupt in Form von zwei Stufen an, welche zur Ausbildung von zwei Zonen maximaler Niederschläge führen. Der erste abrupte Anstieg erfolgt von 1000 auf 1400 m a.s.l.. Der zweite sprunghafte Anstieg ist noch größer und das Relief steigt schlagartig von 1800 auf 2400 m a.s.l an. Im nordwestlichen Himalaya (74 -76°E) und Osthimalaya (88-93°E) steigt das Relief ebenfalls abrupt an, jedoch ist der Anstieg im Profil viel gleichmäßiger. Die Topographie ist anhaltend steil und die größten Niederschlagsmengen werden an der Gebirgskettenfront registriert (BOOKHAGEN & BURBANK 2006:4). Da die Niederschlagsverteilung im Himalaya stark von der Topographie kontrolliert wird (Anders et al. 2006:51), ist die räumliche Niederschlagsdynamik von Nepal, bezogen auf die zwei Zonen maximaler Niederschläge, nur für den Zentralhimalaya repräsentativ.

Die Abbildung 9 verdeutlicht den Zusammenhang zwischen Relief und der Ausbildung von Niederschlagsmaxima. Es folgt eine Übersicht über den Himalayabogen in dem vier Profile gelegt wurden. Profil A repräsentiert das Relief des Westhimalaya in der Kaschmirregion, Profil B und C das Relief des Zentralhimalaya (Nepal, Profil C) und Profil D das Relief des Osthimalaya auf dem Gebiet von Bhutan. Ersichtlich wird, dass Profil B und c zwei markante Reliefstufen aufweisen und daher auch zwei Niederschlagsmaxima.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 9. Beziehung Niederschlag und Relief. Oben: Überblick über die Himalayaregion und Lage der vier Geländeprofile A-D. Unten: Geländeprofile A-D in Nord-Südrichtung. Rote Line: Relief bzw. Geländehöhe in km. Blaue Line: mittlerer Jahresniederschlag in Meter/Jahr. Gestrichelt schwarze Line: Topographie. Hellblau- und grauschattierte Fläche Spanne der ±2o für Niederschlag bzw. Topographie. (verändert nach BOOKHAGEN & BURBANK 2006:2-3).

2.2.4.1 Niederschläge im Winter (western disturbances)

Die außertropischen Zirkulationsmuster der Westwinde (Subtropenjet) mit ihren Fronten und Störungen (western disturbances) sind in dem nördlichen und westlichen Hochgebirgssystem und dem dazugehörigen westlichen und nordwestlichen Vorgebirge/Vorland präsent. In diesen Regionen wird das Niederschlagsregime in der Wintersaison durch die western disturbances geprägt. Am häufigsten treten diese am Westrand des Himalaya, im Hindukusch, Karakoram und Pamir auf (BÖHNER 2006:290). Untersuchungen im Kaschmir Himalaya, am westlichen Rand vom Westhimalaya in den Einzugsgebieten des Satluj und Beas haben gezeigt, dass die Winterniederschläge durch außertropische Wettersysteme der mittleren Breiten mit Entstehung über dem Kaspischen Meer verursacht werden. Dieses Wettersystem ist als western disturbances bekannt. Der Winterniederschlag im Tiefland, Vorland und den sich anschließenden Siwalik Gebirgsketten fällt als leichter bis mäßiger Regen. Im Vorder-Himalaya fällt der Niederschlag in Form von Schnee und Regen. Ein gleichmäßiges Anteilsverhältnis von Schnee und Regen wird in ca. 2000 m Höhe erreicht. In Höhen ab 5000 m a.s.l. bzw. im Hoch-Himalaya fällt der Niederschlag nur in Form von Schnee. Mit der Höhe schwankt die Schneezunahme von 10 bis 43 mm pro 100 Höhenmeter im Spiti bzw. Baspa Einzugsgebiet. Im Untersuchungsgebiet haben die Niederschläge in Form von Schnee im Hoch-Himalaya einen Anteil von 60% an den Jahresniederschlägen. Durch die Ost- West Exposition des Himalayabogens und die ostwärts gerichtete Bewegung des Winterwettersystems fallen in der Wintersaison im Westhimalaya mehr Niederschläge als im östlichen Teil des Gebirgszuges (SINGH & Kumar 1997:183-184). Die winterlichen Schneeniederschläge liefern einen wichtigen Beitrag für den Wasserhaushalt des Himalaya. Bis zum Einsetzen des Sommermonsuns liefert die frühjährliche Schneeschmelze Wasser für die großen Flusssysteme des Himalaya. Ebenso beeinflusst die Schneebedeckung im Himalaya, durch die veränderte Albedo und den damit veränderten thermalen Kontrast zwischen Landfläche und Meeresfläche den Beginn und den Rückzug des Sommermonsuns (LANG & Barros 2004:829­830).

2.2.4.2 Niederschläge im Sommer (Sommermonsun)

Die Niederschlagsraten, die durch den Sommermonsun geprägt werden, nehmen von Ost nach West ab. ihren Ursprung haben die feuchten Luftmassen über dem Golf von Bengalen. Nach dem Aufprall auf den Ost-Himalaya werden die Luftmassen abgelenkt und wandern in westlicher Richtung den Himalaya und das Gangestiefland entlang. Mit zunehmender Entfernung vom Golf von Bengalen (Feuchtigkeitsquelle) kommt es zu einer Abnahme die Niederschläge (SINGH & Kumar 1997:184). Vom Assamtiefland, südlich des Osthimalaya, mit 2000 mm Niederschlag im Jahr nehmen die Niederschlagsraten nach Westen hin zum Gangestiefland bzw. zu den Ausläufern des Westhimalaya auf 1000 mm ab. Die Niederschlagsverteilung wird stark durch die Topographie (z.B. Exposition, Höhenlage) beeinflusst. Die südlich dem Assamtiefland vorgelagerten Kashi Berge (inkl. Shillon Plateau) erhalten durch die zum Aufstieg gezwungenen feuchten Luftmassen des Monsuns mehr als 10. 000 mm Niederschlag im Jahr. Die Station Cherrapunji in 1313 m a.s.l. gilt als Station mit den extremsten Niederschlägen der Erde. An 160 Tagen im Jahr fällt Niederschlag, mit Tagesmengen von 50 bis 75 mm und einem jährlichen Niederschlagsmittel von 11.420 mm (ENDLICHER 2000:363). Solch hohe Niederschlagsraten werden nur im Luv an den Südhängen erreicht. Im Lee treten Regenschatteneffekte auf. Am Beispiel der Kashi Berge werden 2000 mm Niederschlag im Jahr in der Assamebene registriert. Solch markante Regenschatteneffekte treten auch in tiefen Tälern oder in von Gebirgsketten abgeschirmten Talbecken im Himalaya auf (Böhner 2006:290).

2.2.4.3 Wintermonsunssaison (Dezember-Februar)

In der Wintersaison spiegelt die Niederschlagsverteilung die Zugbahnen der Zyklonen der western disturbances wieder. Der Himalaya wird stark durch die Störungen in der oberen Troposphäre beeinflusst. Im Mittel erreichen die Niederschlagtiefs (Zyklonen der Westwinddrift) den Sikkim Bogen des Himalaya westlich von Nepal. Im Westhimalaya und Karakoram werden durch die western disturbances in der Wintersaison Niederschlagssummen von 30 bis 120 mm erreicht (BÖHNER 2006:292). Die Speicherung dieser Niederschläge in Form von Schnee und Eis macht künstliche Bewässerung, in dem sonst recht trockenen Winterhalbjahr, entlang des Gangestieflands möglich (Endlicher 2000:379). Im inneren Himalaya und an den Hauptgebirgsketten vom Hindukusch fallen bis 200 mm Niederschläge in der Wintersaison. Dies geschieht vor allem an den westlichen/südwestlichen Gebirgshängen, welche sich durch die Westwinde im Luv befinden. In Nordostindien, im Himalayavorland von Assam werden nur an Südhängen Werte von 50 mm Niederschlag überschritten. Durch den stabil strömenden Wintermonsun sind konvektive Niederschlagsraten in Nordindien in diesem Zeitraum kaum entwickelt. Die durch die western disturbances hervorgerufenen Niederschläge nehmen an der Südabdachung des Himalaya von Nordwesten nach Südosten ab. In den inneren Tälern im Nordwesten stellen die Winterniederschläge der western disturbances drei Viertel der Jahresgesamtniederschlagssumme dar. Einen Anteil von 33% haben diese Niederschläge an der Jahresgesamtniederschlagssumme im Nordwesthimalaya. In Westnepal sinkt der Anteil der Winterniederschläge am Jahresgesamtniederschlag auf ein Viertel. Ein Zehntel der Jahresgesamtniederschlagssumme ist der Anteil der Winterniederschläge in Ostnepal (Weischet & Endlicher 2000:390). „Je höher die Gebirgsmassive, je weiter westlich und nördlich sie sich befinden, desto ausgeprägter sind die Winterregen. Außerdem hängen sie von der Abschirmung nach Westen ab“ (Weischet & Endlicher 2000:390). Der Winter gilt als Trockenzeit mit verstärkter Einstrahlung auf südexponierten Hängen und Schattenlagen auf nordexponierten Berghängen. Die Schneedecke ist in der unteren Mattenstufe zwischen 4000 bis 4500 m a.s.l. kaum länger als sechs Wochen ausgebildet. Begründet werden kann dies mit der trockenen Luft und den starken Verdunstungsprozessen. Im Hochland von Tibet sind geschlossene Winterschneedecken nicht bekannt (Weischet & Endlicher 2000:390). Vor allem der Spätwinter ist sehr trocken und niederschlagsarm. Die relative Feuchte sinkt tagsüber auf 10 bis 20% ab und übersteigt auch nachts nie 80% (Weischet & Endlicher 2000:385). Die Wintersaison gilt als arid mit einer jährlichen Temperaturspanne von 10 bis 20°C. Saisonale Temperaturschwankungen sind weniger stark ausgeprägt. Winterniederschläge mit bis 300 mm pro Saison sind am Westrand des Himalaya zu finden und auf das häufige Auftreten von western disturbances zurückzuführen (Böhner 2006:294).

2.2.4.4 Vormonsunssaison (März-Mai)

Am Anfang der Vormonsunsaison beeinflussen die western disturbances und deren Zugbahn das großräumige Niederschlagsverteilungsmuster. Die Niederschläge nehmen vor allem in den höheren Gebirgslagen, im westlichen Hochgebirge und den dazugehörigen Gebirgsvorländern, von West nach ost ab. Damit herrscht durch das Wettersystem der außertropischen Zyklonen in der Winter- und Vormonsunperiode ein umgekehrter Niederschlagsgradient als durch das Wettersystem des Sommermonsuns (Zunahme von Ost nach West). Mit der zunehmenden Destabilisierung der atmosphärischen Schichtung in der Vormonsunsaison, gewinnen konvektive Prozesse an Bedeutung. Allmählich kristallisiert sich der Niederschlagsgradient des Sommermonsuns heraus und zum Ende der Vormonsunsaison erfolgt eine Zunahme der Niederschläge von Ost nach West. im indus- und Gangestiefland sind 50 mm Niederschlag in dieser Periode charakteristisch. in der Brahmaputraebene und dem angrenzenden Gebirge werden dagegen schon 200 mm Niederschlag verzeichnet. Begünstigt durch das Aufkommen von südwestlichen Winden über dem Golf von Bengalen erhalten die windzugewandten Hänge der Kashi Berge und das Himalaya Vorland von Assam Niederschläge von mehr als 300 mm in der Vormonsunperiode (Böhner 2006:292). Die konvektive Bewölkung nimmt in der Vormonsunsaison zu und führt zu einer Dämpfung der Temperaturamplitude. Vermehrt kommt es zur Bewölkung an den Hanglagen, weil hier Hangaufwinde die feuchtgesättigten Luftmassen zur Kondensation bringen. Über den Tälern findet eine Absinkbewegung als Gegenzirkulation statt und hat eine Wolkenauflösung zur Folge. Deshalb sind die bewölkungsarmen Talsohlen bis in den Spätwinter mit ca. 25°C wärmer als die Hanglagen, die sich vermehrt im Schatten befinden. 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 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 Nepal- Himalaya 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).

2.2.4.6 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 Tages summen 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.
- 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. (1999:2775­2784). Aktuelle 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 (MMD- A1B). Auf dem indischen Subkontinent variiert der Temperaturanstieg saisonal 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.

[...]

Ende der Leseprobe aus 189 Seiten

Details

Titel
Reliefbestimmte Analyse der Niederschlagsdynamik im Monsungebiet von Nepal, Himalaya
Hochschule
Friedrich-Schiller-Universität Jena  (Geographie)
Note
1,3
Autor
Jahr
2009
Seiten
189
Katalognummer
V956812
ISBN (eBook)
9783346306777
ISBN (Buch)
9783346306784
Sprache
Deutsch
Schlagworte
Niederschlag, Klima, Himalaya, Monsun, Niederschlagsdynamik, Nepal
Arbeit zitieren
Andreas Kochanowski (Autor), 2009, Reliefbestimmte Analyse der Niederschlagsdynamik im Monsungebiet von Nepal, Himalaya, München, GRIN Verlag, https://www.grin.com/document/956812

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