Globaler Monsun
Das Wort „Monsun“ entstammt dem arabischen Wort „mawsim“ und bedeutet ‚Jahreszeit‘. Gemeint waren damit jahreszeitlich wechselnde Winde, die für die Seeschifffahrt wichtig waren. Der meteorologische Begriff „Monsun“ bezog sich lange Zeit ausschließlich auf den indischen oder südasiatischen Monsun. Erst in den letzten Jahrzehnten wurde deutlich, dass der Monsun ein wesentlich größeres und komplexes System darstellt, das Wetter und Klima großer Teile der in den Tropen und Subtropen liegenden Kontinente bestimmt, und es setzte sich das Konzept des „globalen Monsuns“ durch.
Bedeutung des Monsuns
Die Monsungebiete der Erde sind durch jahreszeitlich wechselnde Winde und hohe saisonale Niederschläge gekennzeichnet, die mit Trockenzeiten abwechseln. In ihnen fallen 31 % der globalen Niederschläge, obwohl sie nur 19,4 % der Erdoberfläche einnehmen.[1] In den Monsunregionen leben zudem 62% der Weltbevölkerung, und die Bevölkerungsdichte ist in der Regel sehr hoch, vor allem in Süd- und Ostasien (Abb. 2).[2]
Der Monsunniederschlag zeigt starke Schwankungen von Jahr zu Jahr, die für Dürren und Überschwemmungen verantwortlich sein können. In vielen Monsungebieten ist die Landwirtschaft daher in hohem Maße von den sommerlichen Monsun-Niederschlägen abhängig. Auch für den Anbau in der Nachmonsunzeit (ab November auf der Nordhalbkugel) sind die vorausgegangenen Monsunniederschläge wichtig, da bei reichlichen Niederschlägen Bodenfeuchte und Grundwasserspeicher hoch sind, was den Winterpflanzen zugute kommt bzw. der Bewässerung dient. Es gibt weltweit keine Klimaschwankung, die einen größeren Einfluss auf die Gesellschaft hat, als die Veränderungen des Monsun-Niederschlags, der die Lebensader von Zweidritteln der Weltbevölkerung darstellt.[3] Insbesondere gilt das für Indien und China mit ihren sehr hohen Bevölkerungsdichten in den Monsungebieten. Veränderungen der Monsunzirkulation durch den Klimawandel sind daher von größter Bedeutung für einen erheblichen Teil der Weltbevölkerung.
Das Konzept des Globalen Monsuns
Der Monsun wurde zumeist regional betrachtet, was eine gewisse Berechtigung besitzt, da die einzelnen Monsungebiete durchaus ihre regionalen Besonderheiten haben. Schwankungen der Monsunzirkulation über Jahrzehnte und Reaktionen auf externe Antriebe wie Veränderungen der Sonneneinstrahlung oder eine höhere Treibhausgaskonzentration der Atmosphäre erfolgen in den Monsungebieten jedoch häufig global.[4] In jüngster Zeit hat sich daher die Betrachtung des Monsuns als ein globales System durchgesetzt. So hat der amerikanische Forscher K. Trenberth[5] den Monsun als eine weltweite Umwälzzirkulation der Atmosphäre in den Tropen und Subtropen definiert, die saisonal variiert und in die die regionalen Monsune eingebettet sind. Letztlich ist der globale Monsun eine Reaktion des Klimasystems auf die jährliche Schwankung der Solarstrahlung mit jahreszeitlich wechselnden Winden und Niederschlägen, wobei der Einfluss des Temperatur- und Luftdruckgegensatzes zwischen Land und Meer eine entscheidende Rolle spielt. Im Hinblick auf die Folgen des Monsuns für die Gesellschaft sind dabei die Niederschläge von wesentlich größerer Bedeutung als der Wind. Sie werden daher auch der Abgrenzung der Monsungebiete zugrunde gelegt (s. Abb. 3).
Ein typisches Merkmal des Monsunklimas ist der Kontrast zwischen niederschlagsreichem Sommer und trockenem Winter. Im Sommer weht der Wind vom kühleren Ozean, über dem relativ hoher Luftdruck herrscht, auf das angrenzende wärmere Landgebiet und bringt Feuchtigkeit und Niederschlag mit sich. Im Winter dreht sich die Zirkulation um: Der Wind weht aus kühleren und trockenen Hochdruckzellen auf dem Land auf das Meer.
Monsungebiete können dadurch abgegrenzt werden, dass die Differenz zwischen Winter- und Sommerniederschlägen mehr als 2 mm/Tag betragen und die Niederschläge mindestens 70 % der jährlichen Niederschläge ausmachen. Das erste Kriterium unterscheidet das Monsunklima vom ariden und semiariden oder mediterranen Klima, in dem die Niederschläge hauptsächlich im Winterhalbjahr fallen. Das zweite Kriterium unterscheidet das Monsun-Klima vom äquatorialen Klima mit Niederschlägen das ganze Jahr über. Die ozeanischen Monsungebiete stellen zumeist Erweiterungen der entsprechenden kontinentalen Monsungebiete dar und besitzen ebenfalls die typischen monsunalen Niederschlagsmerkmale. Eine Ausnahme ist das Monsungebiet im südwestlichen Pazifik, das rein ozeanisch ist und wegen des fehlenden Land-Meer-Kontrasts daher auch kein typisches Monsungebiet darstellt.[6]
Änderungen und Mechanismen
Die Intensität des Monsuns zeigt nicht nur Unterschiede von Jahr zu Jahr und bringt so im Sommer den unter der Herrschaft des Monsuns stehenden Landstrichen mal mehr oder weniger Regen. Paläoklimatische Proxydaten zeigen Schwankungen des globalen Monsuns in Abhängigkeit von orbitalen Antrieben und Treibhausgasen. Modellrechnungen und die wenigen Daten legen nahe, dass die Niederschläge in den Monsunregionen bei höheren globalen Temperaturen durch höhere Sonneneinstrahlung und Treibhausgas-Konzentration verstärkt wurden. So waren die Monsunregen im mittleren Pliozän (der letzten warmen Epoche vor dem Eiszeitalter mit höheren Temperaturen als heute, ca. 3 Mio. Jahre vh.) in Westafrika, Südasien und Ostasien ausgedehnter und stärker als vor Beginn der Industrialisierung. In der warmen Phase des mittleren Holozäns (zwischen 7000 und 4000 vh.) war die Monsunzirkulation als Reaktion auf eine intensivere Sonneneinstrahlung ebenfalls stärker als vorindustriell. Ähnliches gilt für die Mittelalterlichen Warmzeit (1000-1400), während die Monsunniederschläge zur Zeit der Kleinen Eiszeit (1450-1850) geringer waren als heute (Abb 4).[7]
Als Ursache für die hohen Monsunniederschläge im Mittelalter und die relativ niedrigen in der Kleinen Eiszeit kommt im wesentlichen die unterschiedliche Sonneneinstrahlung in Frage, die im Mittelalter höher war als während der Kleinen Eiszeit. Bei einer stärkeren Einstrahlung erwärmt sich das Land stärker als der angrenzende Ozean. Damit nimmt der thermale Land-Meer-Kontrast zu, somit auch der Druckgegensatz, wodurch die Monsunzirkulation und der damit verbundene Niederschlag verstärkt werden. Bei einer geringeren Einstrahlung schwächt sich der Land-Meer-Gegensatz ab, weil sich das Land schneller abkühlt. Die Folge sind geringere Niederschläge wie während der Kleinen Eiszeit.[8]
In früheren Zeiten haben die Monsunzirkulation und die Monsunniederschläge auf natürliche Antriebe reagiert. Im 20. Jahrhundert kommt der Einfluss des Menschen hinzu. Direkte Beobachtungen seit 1900 zeigen besonders über der Nordhemisphäre eine leichte Zunahme der Monsunregen zwischen 1900 und 1950, gefolgt von einer allgemeinen Abnahme bis in die 1980er Jahre und einer erneuten Zunahme bis in die Gegenwart (Abb. 5).[9] Modellstudien haben gezeigt, dass eine Zunahme von Treibhausgasen die Monsun-Niederschläge verstärken. Das wurde seit der Mitte des 20. Jahrhunderts zunächst von dem Einfluss anthropogener Aerosole überdeckt, der zu einer Abschwächung der Monsun-Zirkulation und der verfügbaren Feuchtigkeit geführt hat.[9] Durch Aerosole kommt es zu einer verstärkten Reflexion von Sonnenstrahlung, durch direkte Reflexion und eine Zunahme der Wolkenbildung, und damit zu einer Erhöhung der Albedo und Abkühlung. So sind die abnehmenden Niederschläge auf der Nordhalbkugel in den Monsungebieten wie besonders in Westafrika zwischen 1950er und 1980er Jahren sehr wahrscheinlich hauptsächlich auf die anthropogenen Aerosol-Emissionen von Nordamerika und Europa zurückzuführen. In diesem Zusammenhang kam es zu einer Verschiebung des tropischen Regengürtels der Nordhalbkugel nach Süden und starken Dürren im Sahel. Auch die beobachtete Abnahme von Niederschlägen in Südasien in der 2. Hälfte des 20. Jahrhundert ist auf ähnliche Prozesse zurückzuführen.[10]
Die Monsungebiete auf der Nord- und auf der Südhalbkugel zeigen in ihrer Reaktion auf die verschiedenen Antriebe bezeichnende Unterschiede. Die Monsune der Nordhalbkugel reagieren stärker auf den Treibhausgas-Antrieb im 20. Jahrhundert als auf den solaren Antrieb im Mittelalter. Die der Südhalbkugel reagierten dagegen während des Mittelalters stärker auf den solaren Antrieb als auf die höhere Treibhausgas-Konzentration der Gegenwart. Der Grund ist, dass die Erwärmung durch Treibhausgase im 20. Jahrhundert einen stärkeren thermalen Land-Meer-Gegensatz hervorgerufen hat (+0,48 °C gegenüber der Kleinen Eiszeit) als die Erwärmung durch solare Einstrahlung im Mittelalter (+0,18 °C gegenüber der Kleinen Eiszeit). Der höhere Land-Meer-Gegensatz wirkte sich aber stärker auf der Nordhalbkugel mit ihren großen Landmassen aus als auf der landmassenarmen Südhalbkugel. Eine Folge ist auch, dass sich im 20. Jahrhundert die Nordhalbkugel insgesamt stärker erwärmte als die Südhalbkugel mit ihren großen Ozean-Gebieten. Dadurch wurden die Luftdruckunterschiede über den Äquator hinweg verstärkt, was wiederum zu stärkeren Bodenwinden von der Süd- zur Nordhalbkugel führt und damit in manchen Gebieten den nordhemisphärischen Monsun verstärkt.[8]
Bei dem Monsun der Südhemisphäre spielt weniger der Land-Meer-Gegensatz eine Rolle als der durch Temperaturunterschiede hervorgerufene Luftdruckgegensatz zwischen dem süd-östlichen Pazifik und dem tropischen Indischen Ozean. Die Niederschläge der südlichen Monsungebiete werden dann stärker, wenn der Luftdruck im südöstlichen Pazifik steigt und im tropischen Indischen Ozean fällt. Dadurch entsteht dann ein nach Westen gerichteter Luft- und Feuchtigkeitstransport mit erhöhten Monsunniederschlägen über dem südwestlichen Indischen Ozean, über dem australischen Monsungebiet und über Südafrika.[8]
Projektionen
In den letzten 30 Jahren wurden sowohl eine Ausdehnung des globalen Monsun-Gebietes wie eine Zunahme der globalen Monsunniederschläge beobachtet. Modelluntersuchungen zeigen, dass sich dieser Trend in einer wärmeren Welt bis zum Ende des 21. Jahrhunderts fortsetzen wird. Die globale Erwärmung dehnt die Monsungebiete nach Auswertung der einschlägigen Literatur durch den 5. IPCC-Bericht je nach Szenario um 5-16 % aus, und zwar um +5% bei dem Szenarion RCP2.6, um +8% bei RCP4.5, um +10% bei RCP6.0 und um +16% bei RCP8.5.[11] Die Ausdehnung vollzieht sich dabei jedoch zu 80 bis 90 % über den Ozeanen.
Durch die globale Erwärmung wird auch die Intensität der Monsunniederschläge zunehmen, wie die SSP-Szenarien des neuen IPCC-Berichts zeigen (Abb. 6). Global erhöhen sich die Niederschläge in den Monsunregionen bis 2100 gegenüber 1995-2014 nach dem Szenario SSP2 um 3,5% zu und nach SSP5 um fast 6%. Die Zunahme ist stark ausgeprägt auf der Nordhalbkugel (mit Ausnahme des Nordamerikanischen Monsuns), während auf der Südhalbkugel eine leichte Abnahme zu verzeichnen ist, wofür eine stärkere Erwärmung auf der Nord- als auf der Südhalbkugel verantwortlich ist. Die stärksten Zunahmen zeigen die Modelle für die asiatische Monsunregion. Hier könnten die Niederschläge in Südasien nach dem hohen Szenario SSP5 sogar um 18% und in Ostasien um 14% steigen.[12]
Starkniederschläge fallen in Monsungebieten häufig stärker aus als in anderen Regionen der Welt. So liegen die höchsten akkumulierten 5-Tages-Niederschläge pro Jahr in Monsungebieten bei 117 mm, im Rest der Welt bei 53 mm. Die Folgen sind nicht selten katastrophale Überschwemmungen und in den Gebirgsregionen der Monsungebiete sogar Erdrutsche und Murgänge. Durch die globale Erwärmung muss mit einer Erhöhung der maximalen 5-Tages-Niederschläge um 5% pro 1 °C Temperarturzunahme gerechnet werden, in Süd- und Ostasien sogar mit 9,7% bzw. 6,4%. Auch die von Starkniederschlägen betroffenen Gebiete könnten sich bei einer Erwärmung um 2 °C gegenüber der vorindustriellen Zeit um nahezu 50% ausweiten.[2]
Für die Änderung der Monsunniederschläge sind hauptsächlich thermodynamische und dynamische Prozesse verantwortlich (Abb. 7).[13] Durch erstere erwärmt sich die Atmosphäre und die Verdunstung erhöht sich, wodurch dann in den Luftmassen der Monsunwinde vom Meer aufs Land mehr Wasserdampf enthalten ist. Nach der Clausius-Clapeyron-Gleichung erhöht sich der Wasserdampf bei einer Erwärmung um 1 °C um 7%. Mit dynamischen Prozessen sind Änderungen der Luftströmungen gemeint. Durch Aerosolemissionen oder Landnutzungsänderungen kann die Erwärmung über dem Land abgeschwächt werden, wodurch der Temperaturgegensatz zwischen Land und Meer geringer wird und die Monsunwinde abgeschwächt werden. Dieser Prozess wirkt der Niederschlagserhöhung durch den höheren Wasserdampf der Atmosphäre entgegen, fällt global gesehen aber weniger stark ins Gewicht.[12]
Einzelnachweise
- ↑ Wang, B., and Q. Ding, 2008: Global monsoon: the dominant mode of the annual variations of the global tropical precipitation and circulation. Dynamics of Atmospheres and Oceans 44, 165-183
- ↑ 2,0 2,1 Zhang, W., Zhou, T., Zou, L. et al. (2018): Reduced exposure to extreme precipitation from 0.5 °C less warming in global land monsoon regions. Nat Commun 9, 3153
- ↑ Wang, B. et al. (2012): Recent change of the global monsoon precipitation (1979–2008), Climate Dynamics 39, 1123-1135
- ↑ Wang, B., et al. (2013): Northern Hemisphere summer monsoon intensified by mega-El Niño/southern oscillation and Atlantic multidecadal oscillation, PNAS 110, 5347-5352
- ↑ Trenberth, K.E., D. P. Stepaniak, and M. Caron (2000): The global monsoon as seen through the divergent atmospheric circulation. J. Climate, 13,3969-3993
- ↑ Wang, B., an Q. Ding (2010): Concept of Global Monsoon, in: Chang, C.-P., et al. (Ed.): The Global Monsoon System. Research and Forecast, 3-14
- ↑ IPCC WGI (2021): Climate Change 2021, The Physical Science Basis, 3.3.3.2
- ↑ 8,0 8,1 8,2 Liu, J., et al. (2012): What drives the global summer monsoon over the past millennium?, Climate Dynamics 39, 1063-1072
- ↑ 9,0 9,1 IPCC WGI (2021): Climate Change 2021, The Physical Science Basis, 2.3.1.4.2
- ↑ IPCC WGI (2021): Climate Change 2021, The Physical Science Basis, Box 8.1
- ↑ IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 14.2.1
- ↑ 12,0 12,1 Chen, Z., T. Zhou, L. Zhang et al. (2020): Global land monsoon precipitation changes in CMIP6 projections. Geophysical Research Letters, 47, e2019GL086902.
- ↑ IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I, FAQ 14.1
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