AZIATISCHE MOESSON

Posted on

De seizoensvariatie van de totale circulatie is het duidelijkst aanwezig in Zuid- en Oost Azië, in een groot gebied dat zich uitstrekt van Pakistan in het westen tot Japan en Noord Australië in het oosten.

De belangrijkste redenen voor de sterke ontwikkeling van de moessoncircula­tie in dit gebied zijn de grootte en de ligging van het Aziatische continent en de hoogte en omvang van de oost west verlopende Himalaya’s. Deze laatste liggen op een kritieke geografische breedte en vormen een natuurlijke barrière tussen de tropische en polaire luchtmassa’s.

AZIATISCHE WINTERMOESSON

Tijdens DJF vormt zich een sterk hogedrukgebied boven Siberië (tussen 40° – 60°N) gevuld met koude lucht door de netto uitstraling van de met sneeuw bedekte vlaktes (zie figuur 01). Koude luchtmassa’s die zich hier vormen, stromen uit over Korea, China en Japan, en convergeren op 15°-20°NB in de Zuid Chinese Zee met de NO passaat van de Stille Oceaan (figuur 01). Deze twee luchtsoorten mengen geleidelijk op hun tocht naar het zuidwesten en vormen de NO moesson in Maleisië.

Figuur 01: De Aziatische wintermoesson in DJF. Pijlen: heersende windrichting en convergentie zo¬nes (Uit: Nieuwolt, 1977).

Figuur 01:
De Aziatische wintermoesson in DJF.
Pijlen: heersende windrichting en convergentie zo¬nes (Uit: Nieuwolt, 1977).

Na het passeren van de evenaar vindt ombuiging plaats tot een westelijke stroming boven Indonesië. De ITCZ bevindt zich rond 5°-10°ZB, maar een deel van de stroming gaat door naar het sterke thermische laag boven Australië.

Uit de stroming op 700 hPa niveau blijkt dat de Aziatische wintermoesson in ZO Azië een relatief dunne stroming is, waar de meeste winden op 700 hPa westelijk zijn en ten zuiden van het Himalaya massief lopen. Verder naar het zuiden, waar de NO passaatwinden van de Stille Oceaan zich bij de stroming voegen, groeit de moessonstroming tot het 700 hPa niveau. Boven Noord Australië is de moessonstroming weer relatief dun, omdat daar op 700 kPa voornamelijk Oostelijke winden heersen. Alleen India krijgt in deze tijd als enige lucht van andere origine. De Himalaya’s verhinderen het uitstromen van de koude continentale lucht en W winden voeren relatief droge luchtmassa’s aan uit Iran, Afghanistan en Pakistan. De luchtmassa’s van de Aziatische wintermoesson hebben twee verschillende brongebieden. In NO Azië zijn de luchtmassa’s polair continentaal: droog, koud en stabiel. Noord China en Korea hebben nogal koude en droge winters. Op hun weg naar Japan en Zuid China transformeert deze luchtmassa, tenminste in de onderste lagen, door de passage over relatief warm oceaanwater. De winters in Japan en centraal China zijn minder koud, maar gaan gepaard met veel sneeuw. Een verdere transformatie vindt plaats boven de Zuid Chinese Zee waar de van oorsprong continentale luchtmassa wordt gemengd met de “warme” luchtmassa afkomstig van de Stille Oceaan. Er vormen zich hierdoor in dit gebied vele depressies en een sterke verticale menging is het gevolg. Van de passaat inversie resteert nauwelijks nog iets tegen de tijd dat Vietnam, Thailand en Maleisië (Indo-China) worden bereikt. De gecombineerde luchtmassa’s worden equatoriaal (erg vochtig, warm en onstabiel) boven Indonesië en behouden deze karakteristieken tot boven Noord Australië.

AZIATISCHE ZOMERMOESSON

Figuur 02: De Aziatische zomermoesson in JJA. Pijlen: heersende windrichting en convergentie zones (Uit: Nieuwolt, 1977).

Figuur 02:
De Aziatische zomermoesson in JJA.
Pijlen: heersende windrichting en convergentie zones (Uit: Nieuwolt, 1977).

De condities in de zomer (JJA) boven Azië zijn veel gecompliceerder (figuur 02). Het belangrijkste sturende systeem is het thermische lagedrukgebied (Monsoon Trough) boven het Aziatische continent. Echter, de vorming en ontwikkeling van dit systeem tot een enkele thermisch lagedrukgebied is een te simpele voorstelling van zaken. Het centrum van het lagedrukgebied ligt boven NW India, maar de moesson komt het eerst tot ontwikkeling boven Z China en trekt vervolgens over Birma. Pas een maand later begint de moesson in India (figuur 03).

De belangrijkste reden voor de vertraging van de moesson boven India is gelegen in de circulatie in de bovenlucht. Het blijkt dat het thermisch effect van de Himalaya’s op een hoogte van 5 km. net zo belangrijk is voor de ontwikkeling van de zomermoesson als de temperatuurverschillen tussen het Aziatische continent en de Indische Oceaan. Door de hoge ligging van de Himalaya’s wordt vanaf het voorjaar veel warmte (sensibele en latente) getransporteerd naar de bovenste lagen van de troposfeer. Door dit warmtetransport ontwikkelt er zich uiteindelijk een hogedrukgebied in de bovenlucht (Tibetan High). Hierdoor verschuift de westelijke straal­stroom in de bovenlucht vrij plotseling naar het gebied ten noorden van de Himalaya’s en maakt plaats voor de Tropical Easterly Jet. Het merkwaardige is echter dat niet alleen de bovenlucht nabij de Himalaya’s opwarmt, maar deze opwarming ook in grote gebieden stroomopwaarts en afwaarts wordt gevonden.

Figuur 03: Isochronen voor het begin van de moesson in India.

Figuur 03:
Isochronen voor het begin van de moesson in India.

Dit gegeven is door alleen de werking van het Himalaya massief niet te verklaren. Volgens Hastenrath (1991) wordt de zomermoesson vooraf gegaan door een noordwaartse verplaatsing van de gebieden met de hoogste zeewatertemperaturen, samen met een noordwaartse verplaatsing van de equatoriale trog.

Figuur 04: De Somali Jet: locatie (links) en sterkte (rechts) in verschillende maanden (Uit: Carlson and Lee, 1978).

Figuur 04:
De Somali Jet: locatie (links) en sterkte (rechts) in verschillende maanden (Uit: Carlson and Lee, 1978).

 

In april worden de hoogste zeewatertemperaturen gevonden in de equatoriale delen van de Arabische Zee en de Golf van Bengalen. De laagste luchtdruk bevindt zich langs de zuidkust van het Aziatische continent. In april en mei breekt de ZO passaat afkomstig van het hogedrukgebied nabij Madagaskar boven de zuidelijke Indische Oceaan (Mascarene High) door de, nu sterk verzwakte, equatoriale trog heen, buigt vervolgens af boven de evenaar (Corioliseffect) en vormt de ZW moesson. Onderin de troposfeer ontstaan sterke winden en zelfs een straalstroom op 1,5 km hoogte: de Somali Jet. Deze straalstroom wordt in het westen begrensd door het Afrikaanse hoogland (figuur 04).

Het belang van de Aziatische moesson is gelegen in de regens die er mee gepaard gaan. In grote delen van Zuid en Oost Azië valt de meeste regen in de zomer (JJA). De regenval is sterk gerelateerd aan het karakter van de luchtmassa’s. Deze komen hoofdza­kelijk uit drie verschillende brongebieden:

(1) De zuidelijke Indische Oceaan ten westen van 100°OL. Deze luchtmassa’s hebben een lange weg over de warme oceaan afgelegd en zijn daardoor erg vochtig, warm en onstabiel. Alle sporen van de passaatwind inversie zijn nabij de evenaar verdwenen, waar een secundaire convergentie lijn ligt (figuur 6.8).

(2) Ten oosten van 100°OL komen de luchtmassa’s uit het subtropische hogedrukgebied boven Australië. Oorspronkelijk zijn ze dan droog en stabiel, en dat blijven ze tot boven de zuidoostelijke eilanden van Indonesië. Daarna worden deze luchtmassa’s vochtiger en onstabieler. De grens van de twee luchtmassa’s, hoewel die niet eenvoudig te vinden is, ligt vaak boven het schiereiland Malakka, waar veel regen wordt geproduceerd.

(3) De derde luchtmassa is afkomstig van de Stille Oceaan. Deze luchtmassa is aanvankelijk warm, vochtig en nogal stabiel. Door de tocht over de warme oceaan wordt de luchtmassa geleidelijk onstabiel. Convergentie met andere luchtmassa’s vindt meestal ten oosten van de Filippijnen plaats, maar soms ook bij Zuid Japan en zelfs bij Korea.

Alle drie de luchtmassa’s zijn uiteindelijk vochtig en onstabiel en kunnen daarom veel neerslag produceren, vooral wanneer extra regen vormende processen, zoals optilling door orografie, convergentie en verstoringen aanwezig zijn. In het grote gebied waarin de Aziatische zomermoesson heerst, kunnen grote regionale en lokale verschillen voorkomen. In het algemeen is de wintermoesson beter ontwikkeld in het oosten, terwijl de zomermoesson beter is ontwikkeld in het westen. In Zuidoost Azië zijn de beide moessons nabij de evenaar even sterk. Een vereenvoudigd beeld van alle belangrijke systemen is gegeven in figuur 6.12.

Figuur 05: Grootschalige circulatie tijdens de zomer- en wintermoesson.

Figuur 05:
Grootschalige circulatie tijdens de zomer- en wintermoesson.

 

AUSTRALISCHE MOESSON

Figuur 06: Stroming patroon boven Australië en neerslag hoeveelheden.

Figuur 06:
Stromingspatronen boven Australië en neerslag hoeveelheden.

De moessoncirculatie boven Australië is, strikt gesproken, een onderdeel van de Aziatische moesson. Hier zijn de karakteristieken echter precies andersom. De Aziatische wintermoesson wordt in Noord Australië, waar het op dat moment (DJF) zomer is, de noordwest moesson genoemd en brengt daar warme, vochtige en onstabiele luchtmassa’s. Dit is het natte seizoen (figuur 6.13). In de ZH winter (JJA) is de heersende windrichting ZO, en komen de luchtmassa’s uit het subtropisch hogedrukgebied boven het Australische binnenland. Dit zijn passaatwinden en ze brengen droge, stabiele lucht naar Noord Australië, waar dan de droge tijd is aangebroken.