Monsun [von arabisch mawsim=für die Seefahrt geeignete Jahreszeit], 1) i.w.S. alle großräumigen Luftströmungen, die durch jahreszeitliche Windrichtungsänderungen von mindestens 120° gekennzeichnet sind. Die Abb. 1 zeigt die betroffenen Gebiete nach der Auftrittshäufigkeit der vorherrschenden Windrichtung im Januar und Juli differenziert. Die Windrichtungsänderungen in den Gebieten, in denen die Häufigkeiten der vorherrschenden Windrichtung kleiner als 40% bleibt, sind Folge der jahreszeitlichen Zugbahnverlagerungen wandernder Zirkulationssysteme. Betroffen sind Regionen im subpolaren und subtropischen Bereich, die jahreszeitlich alternierend im Einflussfeld der polaren Ostwinde (Winter) und der außertropischen Westwinde (Sommer) bzw. der außertropischen Westwinde (Winter) und der subtropischen Hochdruckgebiete (Sommer) liegen. 2) i.e.S. großräumige Luftströmungen hoher Intensität und Beständigkeit mit halbjährigem Windrichtungswechsel von mindestens 120°, die in Verbindung mit quasipersistenten Zirkulationssystemen in inverser jahreszeitlicher Ausprägung auftreten. Hohe Intensität bedeutet, dass die mittleren Windgeschwindigkeiten in wenigstens einem der Monate Januar und Juli 3 m/s übertreffen. Die Regionen, deren Windrichtungsänderung durch Zugbahnverlagerungen wandernder Zirkulationssysteme entstehen, werden dadurch ausgeschlossen, dass nur Gebiete zugelassen werden, in denen in zwei Jahren jeweils weniger als eine Zyklonen-Antizyklonen-Alteration in den Monaten Januar und Juli auftritt ( Abb. 2). Die polwärtige Grenze dieser Alterationsbedingung, bestimmt für ein Gitternetz der Größe 5°×5° Breite und Länge, beschränkt die Gebiete der Monsune im engeren Sinne auf die Tropenzone.
Ursache der im Januar und Juli aus unterschiedlichen Richtungen beständig mit hoher Intensität wehenden tropischen Monsunwinde ist die Verlagerung der äquatorialen Tiefdruckrinne in Abhängigkeit zur differenziellen Erwärmung der tropischen Land- und Ozeangebiete. In den Sommermonaten bedingt die starke Aufheizung der kontinentalen randtropischen Regionen eine Verlagerung der äquatorialen Tiefdruckrinne vom Äquator aus in die kontinentalen Bereiche höchster Erwärmung (Sommermonsun, der Wind weht also vom Ozean zum Land), in den Wintermonaten dominieren die subtropischen Hochdruckgebiete (subtropischer Hochdruckgürtel) in diesen randtropischen Kontinentalgebieten (Wintermonsun, der Wind weht also ablandig). Im Sommer der Nordhemisphäre sind Süd- und Südostasien, der ostafrikanische Küstenbereich und die westafrikanische Guineaküstenzone, im Südsommer hingegen Nordaustralien und SE-Afrika sowie Madagaskar von diesen jahreszeitlichen Luftdruckänderungen besonders betroffen ( Abb. 3).
Zwischen der polwärts auf die jeweilige Sommerhemisphäre verlagerten äquatorialen Tiefdruckrinne und dem subtropischen Hochdruckgürtel der Winterhemisphäre entsteht ein transäquatoriales Druckgefälle. Diesem folgend überqueren die Passate den Äquator von der Winter- auf die Sommerhemisphäre ( Abb. 3). Da die Corioliskraft auf der Nordhemisphäre (NH) eine Rechts-, auf der Südhemisphäre (SH) aber eine Linksablenkung bedingt, werden sowohl die NE-Passate der NH wie auch die SE-Passate der SH nach dem Überqueren des Äquators in die tropischen SW- bzw. NW-Monsunwinde umgelenkt. Diese konvergieren in der polwärts verlagerten tropischen Tiefdruckrinne mit den NE- bzw. SE-Passaten der jeweilgen Sommerhemisphäre in Form der innertropischen Konvergenzzone ( Abb. 3). Wandert die tropische Tiefdruckrinne im Herbst wieder äquatorwärts, so gelangen die Bereiche, die zuvor im Einflussfeld der Monsunwinde lagen, in den Einflussbereich der Passate. Dadurch entsteht ein monsunaler Windrichtungswechsel von SW nach NE auf der NH und von NW nach SE auf der SH.
Der tropische Monsun ist zwar Folge großräumiger thermischer Kontraste zwischen Land und Meer, zugleich aber ein bedeutender Teil der atmosphärischen Zirkulation, deren Ausprägung den Beginn, das Ende und die Intensität der tropischen Monsunsaison bestimmt. Der Beginn der Monsunsaison (burst of the monsoon) erfolgt in der Regel über dem nördlichen Indien und Pakistan dann, wenn sich die tropische Höhenantizyklone in ihrer polwärtigsten Position über Tibet infolge des Wärmeüberschusses dieses Hochlandes gegenüber der freien Atmosphäre etabliert hat. Dadurch verlagert sich der Subtropenjet (STJ), der von der polwärtigen Flanke der tropischen Höhenantizyklone gebildet wird und dessen Auftreten mit starken Absinkbewegungen der Luft verbunden ist, auf die polwärtige Seite des Himalajas. Der Tropische Ost-Jet (TEJ), der von der äquatorwärtigen Flanke der tropischen Höhenantizyklone gebildet wird und aufsteigende Luftbewegungen begünstigt, verläuft dann unmittelbar äquatorwärts dieses Gebirges ( Abb. 4). Gleichzeitig wandert die äquatoriale Tiefdruckrinne, die in Indien als Monsun-Trog bezeichnet wird, bis an die äquatorwärtige Abdachung des Himalajagebirges. Das hat zur Folge, dass der SW-Monsun bis weit in den Norden Indiens und Pakistans vorstoßen kann.
Der SW-Monsun weht mit ungewöhnlich hoher Intensität über den Indischen Ozean und das Arabische Meer und nimmt dabei große Wasserdampfmengen auf. 60-80% des Wasserdampfes, der über Indien kondensiert, wird von der Südhemisphäre herangeführt. Die vertikale Mächtigkeit des SW-Monsuns beträgt im Bereich der überströmten Ozeangebiete mehr als 8 km, über Südindien 7-8 km und über Nordindien noch 4-6 km. Im Bereich der Westghats wird die wasserdampfreiche Monsunluft angehoben, was zu starken Niederschlägen führt. Auch im Landesinneren und insbesondere im Bereich der ITC (innertropische Konvergenzzone) treten heftige Niederschläge auf. Die dabei freigesetzte Kondensationswärme verstärkt ebenso wie der Wärmeverlust, der über den Ozeanen durch die Verdunstungsprozesse erfolgt, den thermischen Kontrast zwischen Meer und Land. Dadurch wird eine nachhaltige Verstärkung der Monsunströmung ausgelöst. Diese tritt u.a. in Form des East African Low Level Jets, der auch als Findlater Jet bezeichnet wird, in Höhen um 1-2 km in Erscheinung ( Abb. 4).
Die Phasen aktiver Monsuntätigkeit werden durch das Auftreten von Monsundepressionen (Monsunzyklonen), die bevorzugt nahe der äquatorialen Tiefdruckrinne über dem Golf von Bengalen, gelegentlich aber auch über dem Arabischen Meer entstehen und durch in ost-westliche Richtung wandernde Luftdruckminderungen um 4-6 hPa im Bodendruckfeld in Erscheinung treten, modifiziert. Die Monsundepressionen können sich zu tropischen Wirbelstürmen entwickeln, wenn sie mit der äquatorialen Tiefdruckrinne zusammenfallen und von einer Höhendivergenz, die die aufsteigenden Luftmassen in der Höhe rasch abführt, überlagert werden. Diese Bedingungen sind häufig im August und September über dem Golf von Bengalen erfüllt. Trotz ihrer Ähnlichkeit mit den easterly waves sind die Monsundepressionen mit starken Niederschlägen auf der Vorderseite (SW-Seite) der Störungen verbunden, während die easterly waves in der Regel nur im Bereich der Störungsrückseiten niederschlagsgenetisch wirksam werden. Der Grund dafür wird in der mit der Höhe zunehmenden Windgeschwindigkeit der tropischen Ostwinde im Bereich der Monsunstörungen und deren Abnahme im Bereich der easterly waves gesehen.
Eine weitere Modifikation der Monsuntätigkeit ergibt sich durch Unterbrechungen (break in the monsoon) des Monsuns, die 3-10 Tage andauern können. Sie treten in der Regel zwischen dem Durchzug von Monsundepressionen auf. In diesen Phasen schwächen sich die monsunalen Niederschläge über ganz Indien ab, während sie im Bereich der Südabdachung des Himalaya vom Punjab bis Assam, wohin sich in den Break-Phasen die äquatoriale Tiefdruckrinne verlagert, stark zunehmen. Der Beginn einer Break-Phase wird durch die Umstellung der außertropischen Höhenwestwinddrift (außertropische Westwindzone) von einer zonalen zu einer meridionalen Zirkulationsstruktur eingeleitet. Einer der sich dabei bildenden Höhentröge in der Westdrift dringt bis in den Bereich von Indo-Pakistan vor und verdrängt die tropische Höhenantizyklone über Tibet aus ihrer Position. Dadurch gelangen die Höhenwestwinde hoher Windgeschwindigkeit (STJ), die die polwärtige Flanke der tropischen Höhenantizyklone bilden, zeitweilig auf die äquatorwärtige Seite des Himalayagebirges, während die äquatorwärtige Flanke der tropischen Höhenantizyklone, die den TEJ bildet, gleichzeitig polwärts wandert. Das hat zur Folge, dass die Entfernung zwischen STJ und TEJ, die während der aktiven Monsunphasen 31° beträgt, sich auf 12° verringert und der Bereich stärkster Niederschlagsaktivität ebenfalls polwärts verlagert wird.
Die Monsunsaison endet im nördlichen Indien und in Pakistan, wenn die Zirkulation der mittleren Breiten Ende September von ihrer Sommer- in die Winterposition wechselt. Dies kündigt sich durch eine Intensitätsminderung der tropischen Höhenostwinde, eine Verlagerung der äquatorialen Tiefdruckrinne sowie das Verschwinden der Tibetanischen Höhenantizyklone und das damit verbundenen Auftreten des STJ äquatorwärts des Himalajagebirges an. Während nach diesen Umstellungen der gesamte nördliche Bereich Indo-Pakistans fast übergangslos in den Einflussbereich der NE-Passate gelangt, bleibt der Süden Indiens bis November im Einflussfeld der Monsunströmung. Von Südindien aus wandert die ITC langsam und kontinuierlich äquatorwärts.
Während die ITC in Verbindung mit der äquatorialen Tiefdruckrinne über Indo-Pakistan maximal bis 32° N vordringt, bleibt sie über Afrika bis zu 15 Breitengrade weiter südlich. Verantwortlich für dieses exzeptionell weite polwärtige Vordringen sind die angehobenen Heizflächen des Tibetanischen Hochlandes, dessen Temperaturen im Sommer in 5 km Höhe die der angrenzenden freien Atmosphäre um 4-6°C übertreffen (Massenerhebungseffekt). Die tropische Antizyklone wird auf ihrer jahreszeitlich bedingten Nordwanderung als Folge dieser Überwärmung der mittleren und oberen Troposphäre anhaltend in eine weit polwärtige Position mit Zentrum über dem Tibetanischen Hochland gezwungen. Dadurch wird die außertropische Zirkulation in diesem Bereich weit polwärts abgedrängt, während das tropische Zirkulationsregime hier seine polwärtigste Ausdehung erreicht. Über SE-Asien, Arabien und Afrika, wo diese polwärtige Abdrängung der außertropischen Zirkulation nicht erfolgt, liegt die mittlere Sommerposition der ITC deutlich dichter am Äquator als im Bereich Indo-Pakistans ( Abb. 3).
Die starke Überwärmung des Tibetanischen Hochlandes gegenüber der freien Atmosphäre hat zur Folge, dass der TEJ an der Südflanke dieses Gebirgsraumes seine höchste Intensität und Beständigkeit erreicht. Die Windgeschwindigkeiten im Bereich des TEJ steigen demzufolge von SE-Asien aus in Richtung Indien an, während sie stromab von Indien aus in Richtung Afrika abnehmen. Östlich von Indien wird infolge der Geschwindigkeitszunahme in der Höhe pro Flächeneinheit mehr Luft ab- als zugeführt (Höhendivergenz), westlich von Indien hingegen infolge der Geschwindigkeitsabnahme mehr Luft zu- als abgeführt (Höhenkonvergenz). Die Höhendivergenz über SE-Asien begünstigt Luftaufstieg, Wolken- und Niederschlagsbildung, die Höhenkonvergenz über Arabien und Nordafrika begünstigt Luftabstieg, adiabatische Erwärmung, Wolkenauflösung und Niederschlagslosigkeit. Als Folge dieser Prozesse treten in der geographischen Breite, in der in Indien und Teilen SE-Asiens hohe Niederschlagssummen beobachtet werden, Trockengebiete in Arabien und Afrika auf. Die ITC wandert über Nordafrika zwar infolge der Aufheizung der mächtigen Landfläche im Bodenniveau bis 20° nördliche Breite polwärts, die vertikale Mächtigkeit der SW-Monsunströmung bleibt aber infolge der absteigenden Luftbewegungen in unmittelbarer Nähe der ITC auf 2-500 m begrenzt. Die bodennahe feucht-kühle SW-Monsunluft schiebt sich äquatorwärts der ITC unter die heiß-trockene Kontinentalluft, die von den NE-Passaten (Harmattan) herangeführt wird. Zwischen beiden Luftströmungen bildet sich eine Grenzfläche hoher hygrischer und thermischer Gradienten aus, die früher als Tropikfront bezeichnet wurde. Diese Grenzfläche steigt äquatorwärts infolge der in dieser Richtung nachlassenden Wirkung der Höhenkonvergenz an. Erst wenn die vertikale Mächtigkeit der SW-Monsunluft 1200 m überschreitet, was meist etwa 500 km äquatorwärts der ITC im Bodenniveau erfolgt, kommt es zur Bildung von Gewitterwolken und zu Niederschlägen. Diese Gewitterzellen treten in der Regel regional begrenzt in Verbindung mit den ost-westwärts wandernden easterly waves auf, die in Afrika als African waves bezeichnet werden. Noch weiter äquatorwärts, bei einer vertikalen Mächtigkeit der SW-Monsunluft von 2000 m und mehr, kommt es in Westafrika großräumig zu anhaltenden Monsunregenfällen.
Da das Monsunphänomen durch die thermischen Land-Meer-Gegensätze wesentlich mitbestimmt wird, ist es auf der Nordhemisphäre, auf der 2/3 aller Landflächen liegen, deutlich stärker und weiträumiger als auf der Südhemisphäre ausgebildet. Im Sommer der Südhemisphäre folgt die polwärtigste Position der äquatorialen Tiefdruckrinne der Nordbegrenzung der Monsungebiete im engeren Sinne ( Abb. 2). Die nordhemisphärischen NE-Passate überschreiten über dem Indischen Ozean und südlich des Chinesischen Meeres den Äquator und erreichen SE-Afrika, Madagaskar und Nordaustralien als NW-Monsunströmung ( Abb. 3). Im Bereich der Guineaküste verbleibt die ITC ganzjährig auf der NH. Über Zentral- und Mittelamerika verlagert sich die ITC zwar im Nordsommer gelegentlich bis über den 20. Breitenkreis hinaus, die Verlagerungen erfolgen aber nur so kurzfristig, dass die Bedingungen für eine Zuordnung zu den Monsunen im engeren Sinne nicht erfüllt werden. Im südhemisphärischen Sommer verbleibt die ITC in Südamerika von kurzfristigen Fluktuationen abgesehen ebenfalls so anhaltend in Äquatornähe, dass sich auch hier keine Monsungebiete im engeren Sinne abgrenzen lassen.
Einige Autoren haben die NW-Winde, die in den Monaten April bis Juli in Verbindung mit der jahreszeitlichen Erwärmung des europäischen Kontinents beobachtet werden, als europäischen Monsun bezeichnet. Diese Bezeichnung ist unangemessen, denn der jahreszeitliche Windrichtungswechsel bleibt geringer als 120°. Außerdem sind die NW-Winde nicht Folge der Erwärmung des europäischen Kontinents, sondern werden durch Veränderungen in der Struktur der quasi ortsfesten Rossby-Wellen verusacht.

DKl

Lit: [1] CHANG, J.H. (1972): Atmospheric circulation systems and climate. – Honolulu, Hawaii.
[2] HÄCKEL, H. (1993) Meteorologie. Stuttgart. [3] HASTENRATH, S. (1996): Climate dynamics of the Tropics. – London. [4] KHROMOV, S.P. (1957): Die geographische Verbreitung der Monsune. In Peterm. Geogr. Mitt. 101. [5] LAUER, W. (1993): Klimatologie. – Braunschweig. [6] RAMAGE, C.S. (1971): Monsoon Meteorology. Intern. Geophysical Series, Vol. 15. – New York. [7] SUBBARAMAYA, I.; RAMANADHAM R. (1981): On the onset of the Indian southwest monsoon and the monsoon general circulation. In: Monsoon Dynamics.