Südasiatischer Monsun
Die Bedeutung des Südasiatischen bzw. Indischen Monsuns
Der Indische Monsun, der häufig auch als Südasiatischer Monsun bezeichnet wird, ist Teil des globalen Monsunsystems. Das Monsunsystem bestimmt das Klima großer Teile der in den Tropen und Subtropen liegenden Kontinente. Die Monsungebiete der Erde sind durch jahreszeitlich wechselnde Winde und hohe saisonale Niederschläge gekennzeichnet, die mit Trockenzeiten abwechseln. In ihnen leben 62% der Weltbevölkerung, und die Bevölkerungsdichte ist in der Regel sehr hoch, vor allem in Süd- und Ostasien mit den beiden bevölkerungsreichsten Ländern der Erde Indien und China.[1] Die Landwirtschaft in den Monsunregionen sowie die Lebens- und Ernährungsbedingungen sind in hohem Maße von den sommerlichen Monsun-Niederschlägen abhängig.
Indien und seine Nachbarländer, die zusammen den südasiatischen Subkontinent bilden, sind durch ein tropisches bis subtropisches Klima gekennzeichnet und stehen weitgehend unter dem Einfluss des indischen bzw. südasiatischen Monsuns. Der Monsun ist der Hauptregenbringer der Region und die Grundlage einer leistungsfähigen Landwirtschaft. Indien erhält 80% seiner Niederschläge während der Monsunzeit im Sommer von Juni bis September.[2] Der Indische Sommermonsun ist entscheidend für die Getreideproduktion für nahezu ein Viertel der Weltbevölkerung.[3] Etwa die Hälfte der indischen Anbaufläche ist vom Regenfeldbau abhängig, 28% befinden sich unter Bewässerung mit Grundwasser, 20% werden durch Oberflächenwasser bewässert. Bei der Abhängigkeit der Landwirtschaft von der Grundwassernutzung steht Indien an der Spitze der Welt.[4]
Die südwestlichen Monsunwinde treffen auf die Westghats an der Westküste Indiens und führen zu orografisch bedingten starken Regenfällen, die die Flüsse in weiten Teilen der südlichen Halbinsel mit Wasser versorgen. In der Ganges-Ebene im Norden befindet sich Indiens intensivste Landwirtschaft, die sowohl vom Regenfeldbau als auch von Bewässerungssystemen abhängig ist. Sie erhält ihren Niederschlag über Monsuntiefs, die vom Golf von Bengalen über die nördliche Ostküste ziehen. Der westliche Himalaya bekommt dagegen die meisten Niederschläge durch westliche Störungen im Winter.[2]
Mechanismen des Indischen Monsuns
 |
 |
Der Monsun ist 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. Ein typisches Merkmal des Monsunklimas ist der Kontrast zwischen niederschlagsreichem Sommer und trockenem Winter. Die südasiatische Landmasse erwärmt sich im Frühling und Sommer stärker als die umgebenden Wasserkörper, wodurch es zu einem deutlichen Temperaturunterschied zwischen Land und Ozean kommt. Diese Erwärmung bewirkt die Entwicklung von Tiefdruckgebieten über Nordindien. Hinzu kommt, dass die Erwärmung des Himalayas und des Hochlands von Tibet eine grundlegende Temperaturdifferenz zwischen der Erdoberfläche und der Troposphäre hervorruft, die für die Intensivierung des Monsuns entscheidend ist. Die Folge sind günstige thermodynamische Bedingungen, die aufsteigende Luftmassen bzw. Konvektion nördlich des Äquators begünstigen.[5] Die jahreszeitliche Änderung der Monsunwinde über Indien fällt mit der Migration der Innertropischen Konvergenzzone ITZC zusammen, die im Sommer über Nordindien und im Winter südlich des Äquators liegt.
Der Beginn des Monsuns ist mit einem dramatischen Anstieg der täglichen Niederschläge und einem abrupten Übergang von der trockenen zur feuchten Jahreszeit verbunden. Der Regen des Sommermonsuns setzt um den 1. Juni in Südindien ein und breitet sich innerhalb eines Monats über den ganzen Subkontinent aus (Abb.). Anfang September beginnt sich der Monsun vom extremen Nordwesten her wieder zurückzuziehen. Typisch für den Ablauf der Monsunzeit sind Schwankungen zwischen Unterbrechungen der Niederschläge und besonders starken Regenfällen. Ein Großteil der Niederschläge ist mit Tiefdrucksystemen verbunden, die vom nördlichen Golf von Bengalen in west-nordwestlicher Richtung ziehen und manchmal mit extratropischen Tiefs interagieren, wobei extrem starke Niederschläge entstehen können.[6]
 |
 |
Ein wichtiger Faktor für die räumlichen Niederschlagsmuster (Abb.) sind die orographischen Besonderheiten der Westghats und des Himalayas. Die Westghats stellen eine Barriere für die südwestlichen Monsunwinde dar, wodurch auf der Luvseite sehr viel Niederschlag fällt und es im Regenschatten über der südlichen indischen Halbinsel weitgehend trocken bleibt. Der Himalaya stellt eine ähnliche Barriere gegenüber den Monsunzugbahnen vom Golf von Bengalen dar und lenkt sie nach Westen ab. Er schirmt im Winter zugleich den indischen Subkontinent von kalter und trockener Luft aus dem Norden ab. Im Winter erhält der Nordwesten Indiens jedoch Niederschlag von Tiefdruckgebieten aus der Mittelmeerregion.[6]
Jährliche Schwankungen der Monsunniederschläge und ihre Ursachen
 |
Die Menge der Monsunniederschläge unterliegt, wie Abb. zeigt, starken Schwankungen von Jahr zu Jahr. Eine wichtige Ursache sind Fernwirkungen des pazifischen ENSO-Phänomens, bei dem es sich um Schwankungen der Meeresoberflächentemperatur im östlichen Pazifik handelt. Dabei steht die warme Phase, El Niño, mit reduzierten Niederschlägen über Südasien in Verbindung. Im Gegensatz dazu bewirken die kühleren ostpazifischen Meeresoberflächentemperaturen von La Niña höhere Niederschläge über Südasien. In jüngerer Zeit ist die Beziehung zwischen ENSO und dem Indischen Sommermonsun jedoch umstritten. Einige Studien behaupten eine Aufweichung der Fernwirkung von ENSO auf die Monsunniederschläge über Indien. Andere sehen eine stabile Beziehung oder sogar eine Verstärkung zwischen ENSO und dem Indischen Monsun.[7] Die Wirkung von ENSO wird auch durch die regionalen Schwankungen der Meeresoberflächentemperaturen durch den Indian Ocean Dipole (IOD) beeinflusst.[5] Dabei handelt es sich um Schwankungen der Meeresoberflächentemperatur zwischen dem östlichen und westlichen tropischen Indischen Ozean. Während einer positiven IOD-Phase zeigt der westliche Indische Ozean eine deutliche Erwärmung, wodurch infolge höherer Verdunstung die Monsunwinde mehr Feuchtigkeit Richtung Indien transportieren und damit mehr Niederschläge bewirken. In einer wärmeren Welt überwiegt dieser Effekt nach jüngsten Modellprojektionen gegenüber der Abnahme der Niederschläge durch El Niño und schwächt den negativen Einfluss von ENSO auf den Indischen Sommermonsun ab.[7]
Ein weiterer Einflussfaktor ist die Variabilität der Schneebedeckung über Eurasien. Eine ausgedehnte Schneedecke im Winter und Frühjahr über dem eurasischen Kontinent hat geringe Monsunregen im folgenden Sommer zur Folge, auf eine geringe Schneebedeckung folgen reichliche Niederschläge durch den Indischen Monsun. Längerfristige Schwankungen über Jahrzehnte werden vor allem durch die Atlantische Multidekaden Oszillation (AMO) und die Pazifische Dekaden Oszillation (PDO) beeinflusst.[6]
Langfristige Änderungen der Monsunniederschläge
Historische Änderungen des Indischen Monsuns und ihre Ursachen
Änderungen und die globale Erwärmung
Seit Mitte des 20. Jahrhunderts wurde über Indien eine deutliche Abnahme der Monsunniederschläge beobachtet, begleitet von einer Abschwächung der großräumigen Monsunzirkulation. Die Abnahme der Niederschläge wurde bestätigt durch einen abnehmenden Trend in der Häufigkeit von Monsun-Tiefs, die sich über dem Golf von Bengalen bildeten, eine Zunahme in der Häufigkeit und Dauer von Monsun-Unterbrechungen bzw. Dürreperioden sowie deutliche Abnahmen in der Bodenfeuchte und eine Zunahme in der Intensität von Dürren seit 1950.[8] Der Trend zu mehr Trockenheit wurde vor allem im zentralen und nördlichen Indien in der zweiten Hälfte des 20. Jahrhunderts festgestellt[3] und dauerte bis Anfang des 21. Jahrhunderts.[6] Beobachtungsstudien zeigen auch eine deutliche Abnahme der Jahresmittel der Niederschläge über der Westküste.[9]
Die Abnahme der Niederschläge des Indischen Sommermonsuns in der 2. Hälfte des 20. Jahrhunderts entspricht nicht den Erwartungen, die sich aus den Veränderungen des Wasserkreislaufs in einer sich erwärmenden Welt ergeben.[2] Die erwartete Reaktion auf eine zunehmende Treibhausgas-Konzentration ist eine Verstärkung des Monsunniederschlags. Das zeigen verschiedene Modellsimulationen.[9] Die zunehmende Konzentration von Treibhausgasen intensiviert normalerweise den Land-Meer-Kontrast und verstärkt damit den Monsun. Hinzu kommt, dass die Erwärmung der Indo-Pazifischen Region die Luftfeuchtigkeit durch Verdunstung erhöht. Dadurch sollte der Monsunniederschlag reichlicher ausfallen. Beobachtungsdaten zeigen jedoch dekadische Schwankungen und eine Abnahme der Monsunniederschläge seit 1950, auch wenn dieser Trend durch neuere Daten weniger hervortritt.[5]
Aerosole und Landnutzungsänderungen
Sehr wahrscheinlich hat die Emission von anthropogenen Aerosolen die Abnahme der landesweiten Niederschläge im Sommer verursacht, wie es auch Änderungen des globalen Monsuns zeigen, z.B. in der Sahelzone. Unsicher sind allerdings die Auswirkungen der Aerosole auf die Wolkenbildung, die sogenannte indirekte Wirkung anthropogener Aerosole.[2]
Im 20. Jahrhundert hat die verbreitete Industrialisierung, das zunehmende Verbrennen von Biomasse sowie offenes Feuer zum Kochen zu höheren Emissionen von Aerosolen geführt. Die wichtigsten Aerosole sind Sulfat-Aerosole und Ruß, von denen die einen Sonnenstrahlen reflektieren, die anderen absorbieren. Historische Daten zeigen, dass hohe Aerosol-Konzentrationen in der Atmosphäre die Niederschläge in Südasien auch bei einer Zunahme von Treibhausgasen reduzieren können. Die Reduktion der Sonneneinstrahlung führt zu einem Abfall der Temperatur vor dem Einsetzen des Monsuns, einer Abschwächung der Monsunzirkulation und einem geringeren Monsunniederschlag.[5] Der Abkühlungseffekt durch Aerosole über dem indischen Subkontinent verringert die Erwärmung durch mehr Treibhausgase und schwächt den Temperaturgegensatzes zwischen Land und Ozean.[6] Der äquatoriale Indische Ozean hat sich über die letzten vier Jahrzehnte deutlich erwärmt und wird das nach Projektionen auch im 21. Jahrhundert tun.[9]
Landnutzungsänderungen sind ein weiterer Einflussfaktor auf die Monsunniederschläge, wenn auch von geringerer Bedeutung. Indiens ‚Grüne Revolution‘ hat starke Landnutzungsänderungen zur Folge gehabt und zu einer massiven Ausdehnung von Agrarflächen auf Kosten von Wäldern und Buschland geführt.[2] Vor allem durch die Umwandlung von Wald in Ackerland und die Trockenlegung von Feuchtgebieten hat sich die Albedo erhöht. Der damit verbundenen Abkühlungseffekt hat zu einer geringeren Verdunstung und weniger Niederschlag geführt.[9] Indien ist zudem die am stärksten bewässerte Region der Welt, was über den Wasserflächen eine höhere Verdunstung bewirkt. Klimamodelle haben als Folge eine Abkühlung der Oberflächentemperatur und Abschwächung der Monsunzirkulation und geringeren Niederschlag gezeigt.[2]
Jüngste Zunahme der Monsunniederschläge und Projektionen
Wiederbelebung des Monsuns zu Beginn des 21. Jahrhunderts
Die Studie von Jin & Wang (2017)[10] hat gezeigt, dass mit dem Beginn des 21. Jahrhunderts der abnehmende Trend der Monsunwinde sich umgekehrt hat und seit 2002 der Monsun wieder stärker geworden ist. Als Ursache wird die zunehmende Erwärmung über dem Land und damit ein stärkerer Temperaturgradient zwischen dem Indischen Ozean und dem indischen Subkontinent durch die Emissionen von Treibhausgasen gesehen, die die abkühlende Wirkung von Aerosolbelastung und Landnutzungsänderung übertroffen hat. In Frage kommt laut Weltklimarat IPCC (2021)[2] auch Fernwirkungen der Pazifische Dekaden Oszillation, bei der es sich um längerfristige Schwankungen der Meeresoberflächentempeatur im nördlichen Pazifik handelt.
Andere Untersuchungen haben über die letzten Jahrzehnte eine Zunahme der Niederschläge im Nordwesten Indiens und eine Abnahme über der Ganges-Ebene und im Osten Nordindiens festgestellt. Als Gründe werden einerseits Tiefs der mittleren Breiten aus westlicher Richtung gesehen, die in Nordwest-Indien mit Monsunströmungen interagieren und z.B. zu heftigen Starkniederschlägen 2010, 2013 und 2015 geführt haben. Außerdem haben die Monsunströmungen vom Arabischen Meer her dabei zunehmend mehr Feuchtigkeit über dem sich erwärmenden südwestlichen Indische Ozean aufgenommen, die in Richtung westliches Arabisches Meer und südliche Westghats getrieben wurde. Dagegen hat der Feuchtigkeitsfluss vom Golf von Bengalen Richtung Nord- und Nordost-Indien abgenommen und damit auch der Niederschlag. Die zunehmende Trockenheit über der Ganges-Ebene stellt ein großes Problem für den Getreideanbau und die Nahrungsmittelversorgung der indischen Bevölkerung dar. [3]
Projektionen der Monsunentwicklung bis 2100
Nach Projektionen mit Klimamodellen der jüngsten Generation CMIP6 wird die Intensität des Südasiatischen Sommermonsuns je nach SSP-Szenario bis zum Ende des 21. Jahrhunderts um 3-11% abnehmen. Die Abschwächung der südasiatischen Sommermonsunzirkulation wird um so stärker sein, je höher das Szenario ist. Entscheidend dafür ist der Temperaturgegensatz zwischen dem Tibetischen Hochland und dem tropischen Indischen Ozean. Die oberflächennahe Temperatur über dem Tibetischen Hochland zeigt eine stärkere Zunahme als die Temperatur in der unteren Troposphäre über dem Indischen Ozean. Dadurch schwächt sich der Monsunwind zwischen Land und Meer ab.[11]
 |
 |
Andererseits nehmen die Niederschläge zwischen 7% bei dem niedrigen Szenario SSP1-2.6 und 16% bei SSP5-8.5 zu. Ursache ist die Erhöhung der Wassertemperaturen im Arabischen Meer und dem Golf von Bengalen durch die globale Erwärmung, die eine höhere Verdunstung und einen höheren Wasserdampftransport vom tropischen Indischen Ozean nach Südasien zur Folge hat. Im Hinblick auf die Monsunniederschläge spielen damit die schwächeren Monsunwinde gegenüber dem höhere Wasserdampfgehalt der von ihnen transportierten Luftmassen eine untergeordnete Rolle.[11]
Zu einem ähnlichen Ergebnis kommt die Untersuchung von Katzenberger et al. (2021)[12] bei allerdings noch höheren Niederschlagszunahmen. Das Mittel von 32 Modellen zeigt für die Monate Juni-September eine Zunahme von 0,33 mm/Tag. Relativ gesehen nehmen danach die Niederschläge zwischen 1985-2015 und 2070-2100 bei dem hohen Szenario SSP5-8.5 um 24%, bei dem moderaten Szenario SSP2-4.5 um fast 12% zu. Bei einer Erwärmung um 1 °C zeigt sich über alle Szenarien und Modelle gemittelt eine Zunahme der Niederschläge um 5%.
Einzelnachweise
- ↑ 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
- ↑ 2,0 2,1 2,2 2,3 2,4 2,5 2,6 IPCC AR6 WGI (2021): Linking Global to Regional Climate Change, 10.6.3: Indian Summer Monsoon
- ↑ 3,0 3,1 3,2 Yadav, R.K. (2025): The recent trends in the Indian summer monsoon rainfall. Environ Dev Sustain 27, 13565–13579
- ↑ FAO (2024): Country Programming Framework for India, 2023–2027
- ↑ 5,0 5,1 5,2 5,3 Fiaz, A., G. Rahman, H.-H. Kwon (2025): Impacts of climate change on the South Asian monsoon: A comprehensive review of its variability and future projections, Journal of Hydro-environment Research 59
- ↑ 6,0 6,1 6,2 6,3 6,4 Kulkarni, A., T.P. Sabin, J.S. Chowdary et al. (2020): Precipitation Changes in India; In: Krishnan, R., J. Sanjay, C. Gnanaseelan et al., eds (2020): Assessment of Climate Change over the Indian Region. Springer, Singapore
- ↑ 7,0 7,1 Goswami, B.B. & S.-I. An (2023): An assessment of the ENSO-monsoon teleconnection in a warming climate. npj Clim Atmos Sci 6, 82
- ↑ IPCC AR6 WGI (2021): Water Cycle Changes, 8.3.2.4: Monsoons
- ↑ 9,0 9,1 9,2 9,3 Patil, N., C. Venkataraman, K. Muduchuru et al. (2019): Disentangling sea-surface temperature and anthropogenic aerosol influences on recent trends in South Asian monsoon rainfall. Clim Dyn 52, 2287–2302
- ↑ Jin, Q. & C. Wang (2017): A revival of Indian summer monsoon rainfall since 2002. Nature Climate Change, 7, 587–594
- ↑ 11,0 11,1 Wu, Q.-Y., Q.-Q. Li, Y.-H. Ding et al. (2022): Asian summer monsoon responses to the change of land‒sea thermodynamic contrast in a warming climate: CMIP6 projections, Advances in Climate Change Research 13, 2
- ↑ Katzenberger, A., J. Schewe, J. Pongratz and A. Levermann (2021): Robust increase of Indian monsoon rainfall and its variability under future warming in CMIP6 models, Earth Syst. Dynam. 12, 367–386
Lizenzhinweis
| Dieser Artikel ist ein Originalartikel des Klima-Wiki und steht unter der Creative Commons Lizenz Namensnennung-Weitergabe unter gleichen Bedingungen 3.0 Deutschland. Informationen zum Lizenzstatus eingebundener Mediendateien (etwa Bilder oder Videos) können in den meisten Fällen durch Anklicken dieser Mediendateien abgerufen werden und sind andernfalls über Dieter Kasang zu erfragen. | 
|
