DEFINITIE & OORZAKEN

Posted on

Het woord moesson (Monsoon) stamt af van het Arabische woord “mausem” hetgeen betekent “het seizoen waarin iets gebeurt”. Al sinds de oudheid wordt hieronder verstaan een complete omkering van het windregime in de loop van het jaar, en niet alleen een of meer manifestaties van de jaarlijkse gang. Sinds enige decaden worden vier criteria gesteld waaraan tegelijkertijd moet worden voldaan voordat er sprake is van een moessoncirculatie:

(1) De heersende wind draait minimaal 120° tussen januari en juli.

(2) Gemiddeld komt de heersende windrichting in januari en juli minimaal 40% van de tijd voor.

(3) De gemiddelde resultante van de windvector moet in tenminste één van de maanden groter dan 3 ms-1 zijn.

(4) Per 2 jaar en per 5°x5° rechthoek komt minder dan één wisseling van cyclonaal naar anticyclonaal voor.

Figuur 01: Gearceerde gebieden voldoen aan criteria (1) t/m (3). Het deel van de wereld dat aan alle vier de criteria voldoet is het rechthoekig gedeelte, begrensd door 35°N-25°Z - 30°W-170°O, en ligt voor het grootste deel op het oostelijk halfrond. (Uit: Carlson and Lee).

Figuur 01:
Gearceerde gebieden voldoen aan criteria (1) t/m (3). Het deel van de wereld dat aan alle vier de criteria voldoet is het rechthoekig gedeelte, begrensd door 35°N-25°Z – 30°W-170°O, en ligt voor het grootste deel op het oostelijk halfrond. (Uit: Carlson and Lee).

Criterium (4) is essentieel, want de windvariatie mag niet worden veroorzaakt door tijdelijke, kleinschalige circulaties, maar alleen door de omkering van de wind ten gevolge van de heersende seizoencirculatie. Het deel van de wereld dat aan alle vier de criteria voldoet is het rechthoekig gedeelte in figuur 01 – begrensd door 35°N-25°Z – 30°W-170°O – en ligt daardoor voor het grootste deel op het oostelijk halfrond.

Het woord moesson wordt vaak in verband gebracht met de zomerregens in India en ZO Azië. Dit zijn inderdaad de belangrijkste moessongebieden, maar de associatie van moesson met regen is niet geheel correct. Een bekend verschijnsel van de zomermoesson in India bijvoorbeeld is de zogenaamde Monsoon break. Tijdens de Monsoon break, die ruwweg 3 tot 5 dagen duurt, valt er bijna geen regen. De Monsoon break komt gemiddeld twee keer per jaar voor (minimaal 0 keer, maximaal 4 keer). Een definitie van de moesson en de ruimtelijke verdeling ervan, kan dus niet zijn gebaseerd op neerslag alleen.

OORZAKEN VAN DE MOESSON

Figuur 02a: Zuidelijke positie van de ITCZ in januari.

Figuur 02a:
Zuidelijke positie van de ITCZ in januari.

Boven de grote oceanen zijn seizoensvariaties van de tropische circulaties beperkt tot kleine noordzuid verschuivingen en kleine veranderingen in de intensiteit van de stromingen: ruwweg verandert het patroon door het jaar niet. Echter, boven de continenten is het beeld volkomen anders: hier vinden belangrijke veranderingen plaats met de seizoenswisseling. Het belangrijkste effect van de continenten is gelegen in het feit dat ze een veel grotere seizoensvariatie van de temperatuur kennen dan de oceanen (zie figuur. 2.03). Dit verschijnsel wordt differentiële opwarming genoemd en is het resultaat van een combinatie van twee factoren:

(1) De variatie in tijd en ruimte van de opwarming van de aarde door de zon tengevolge van de jaarlijkse gang van de zon en de land – zee verdeling.

(2) De variatie in ruimte en tijd van de afkoeling van de aarde door uitstraling.

Figuur 02b: Noordelijke positie van de ITCZ in juli.

Figuur 02b:
Noordelijke positie van de ITCZ in juli.

Bij de eerste factor is nog van belang, indien het een landoppervlak betreft, of het oppervlak droog of nat is. Dit bepaalt voor een deel de absorptie van zonnestraling. In de oceanen wordt de extra stralingsenergie in de zomer tot op grote diepte geabsorbeerd en getransporteerd naar andere plaatsen door stroming en turbulentie. Hierdoor is de temperatuurtoename slechts gering. Op de continenten wordt de stralingsenergie voornamelijk gebruikt om het bovenste laagje van het aardoppervlak op te warmen, waardoor de temperatuur snel kan oplopen. Het gevolg van dit verschil in opwarming is dat de subtropische hogedrukgebieden, welke vrijwel permanent tussen de 15° en 30°(NB en ZB) boven de oceanen aanwezig zijn en zich uitstrekken tot boven de continenten, aan het begin van de zomer boven de continenten overgaan in lagedruk­gebieden. Door deze “thermische” lagedrukgebieden verschuiven de gebieden met convergentie van de ITCZ naar de continenten van het zomer halfrond (zie figuur 02a & 02b). De passaatwinden van het winter halfrond waaien over de evenaar heen naar deze nieuwe lagedrukgebieden: de lucht stroomt van de evenaar naar het continent. Gedurende de winter koelen de continenten af en ontstaan boven de oceanen weer de hogedrukgebieden, waardoor de windrichting omkeert en de lucht van het continent weer naar de evenaar stroomt, op weg naar de convergentie gebieden van het zomer halfrond. De continenten en oceanen in de tropen ondergaan een halfjaarlijkse omkering van de windrichting: de moesson.

De hierboven “klassieke” verklaring van de moesson geeft slechts een globaal beeld. Er zijn vele regionale afwijkingen van dit eenvoudige model door de verschillende kenmerken van het aardoppervlak (zoals de aanwezigheid van bergen, vorm van de continenten) en door stromingen bovenin de troposfeer.

FACTOREN WELKE DE MOESSON BEÏNVLOEDEN

AARDROTATIE

In figuur 03 is het effect van de aardrotatie op de moessoncirculatie geschetst. De temperatuursverdeling is gegeven voor JJA. Als er geen aardrotatie was, zou de stroming zijn zoals getekend in (a). Aan de grond is een thermisch lagedrukgebied aanwezig en de lucht stroomt van alle kanten hiernaar toe. In de bovenlucht is op dezelfde plaats een hogedrukgebied met een overeenkomstige uitstroming.

Figuur 03: Het effect van de aardrotatie op de moessoncirculatie (Uit: Fein and Stephens, 1987).

Figuur 03:
Het effect van de aardrotatie op de moessoncirculatie.
(Uit: Fein and Stephens, 1987).

Door de aardrotatie verandert dit beeld drastisch (b). In plaats van een directe in- of uitstroming ontstaan nu gebogen stroomlijnen. Dit is het effect van de Corioliskracht, die op het NH de wind naar rechts afbuigt en op het ZH de wind naar links afbuigt. De grootte van de Corioliskracht neemt af van een maximum op de polen tot nul op de evenaar. Rond het lagedrukgebied op het NH is daarom een cyclonaal stromingspatroon aanwezig. De ZO passaat op het ZH wordt naar links afgebogen.

Nabij de evenaar is de Corioliskracht gering en neigt de stroming weer in de richting van de luchtdrukgradiënt. Over de evenaar heen gekomen wordt langzaam maar zeker de invloed van de Corioliskracht groter en vindt een afbuiging naar rechts plaats: op het NH is het de ZW moesson geworden. In de buurt van het lagedrukgebied volgt de wind ten slotte de heersende cyclonale stroming. In figuur 02 is dit goed zichtbaar boven de Indische Oceaan. De stroming in de bovenlucht wordt op analoge wijze verklaard.

 

CONTINENTEN

Figuur 04: Invloed van de ligging en grootte van continenten (grijs) op de moessoncirculatie (Uit: Fein and Stephens, 1987).

Figuur 04:
Invloed van de ligging en grootte van continenten (grijs) op de moessoncirculatie (Uit: Fein and Stephens, 1987).

De plaats waar de continenten liggen, en hun grootte, bepaalt de grootte en richting van de horizontale temperatuurgradiënt, en dus de richting en sterkte van de moessoncirculatie (zie figuur 04). Moessons op een niet roterende aarde (a) zouden relatief zwakke “land-zeewind” systemen zijn zonder rotatie. Het effect van de aardrotatie op enige afstand van de evenaar is het afbuigen van de heersende wind. In (b) is dit te zien aan de hoek die de stroming maakt met een kustlijn die op de gematigde breedten ligt. Als het continent voldoende dicht bij de evenaar ligt (c) is het heter, dus de circulatie sterker, en wordt het mogelijk om lucht van het ZH over de evenaar heen te transporteren: een belangrijk verschijnsel bij vele moessonstromingen.

Bij het ontbreken van een landmassa (d) ontstaat er een convergentie zone (ITCZ) met lichte winden. De ITCZ is enigszins verplaatst naar het zomer halfrond. Deze situatie komt midden op de Stille Oceaan voor. Als de aarde geen oceanen had (e) ligt de convergentie zone verder van de evenaar vandaan op het zomer halfrond, ongeveer daar waar de zon op dat moment loodrecht boven staat. Er zouden wel sterke winden zijn, maar door gebrek aan water is er geen convectieve bewolking en geen neerslag. De combinatie van land en oceaan (f) zorgt dus voor een sterke circulatie en regens.

Een continent waar de evenaar ongeveer middendoor loopt (g) veroorzaakt slechts matige winden in een complex patroon. Echter, een noordzuid over de evenaar lopende bergketen of hoogvlakte (h), zoals de Oost-Afrikaanse hooglanden, kan de meridionale stroming over de evenaar versterken en een sterke ZW-moesson op het NH produceren. In geval (i) wordt in de NH winter (DJF) een sterke NO moesson verhinderd doordat de bergketen (bijvoorbeeld Himalaya’s) de koude luchtstroom vanaf het continent blok­keert. Dit zijn sterk vereenvou­digingen van het effect van de ligging van continenten en bergen.

CONVECTIE

Figuur 05a geeft een doorsnede van de moessoncirculatie in JJA. Voor drie locaties: 35°ZB, 0° en 25°NB, resp. cold, warm en hot, zijn de temperatuur- en drukprofielen gegeven. De temperatuurafname met de hoogte is voor alle drie hetzelfde. In de koude kolom (op het ZH) neemt de druk, door de hoge dichtheid, snel af met de hoogte. Bij de warme kolom is de dichtheid iets kleiner, en daardoor de drukafname geringer. Bij de hete kolom is dit effect nog sterker. Het gevolg is dat op tropopauze hoogte een horizontale drukgradiënt ontstaat welke uiteindelijk de drijvende kracht is voor de circulatie (zie ook de uitleg van het land-zeewind effect in 3.2). De grootte van deze drukgradiënt wordt dus bepaald door de horizontale temperatuurverschillen.

Figuur 05: De invloed van de afwezigheid en aanwezigheid van convectieve bewolking op de sterkte van de moessoncirculatie (Uit: Fein and Stephens, 1987)

Figuur 05:
De invloed van de afwezigheid en aanwezigheid van convectieve bewolking op de sterkte van de moessoncirculatie (Uit: Fein and Stephens, 1987)

 

Als de atmosfeer een behoorlijke hoeveelheid vocht bevat verandert dit beeld. Door de verdamping van warm oceaanwater wordt er latente energie toegevoegd aan de circulatie. Deze latente energie komt vrij zodra er condensatie optreedt. Als gevolg van deze vrijkomende energie zal de temperatuurafname met de hoogte veel minder sterk zijn (figuur 05b) dan in een droge atmosfeer. Het gevolg hiervan is dat de horizontale luchtdrukgradiënt bovenin de troposfeer veel groter wordt dan in het geval van de circulatie zonder bewolking, Uiteindelijk wordt de gehele moessoncirculatie sterker door de vrijgekomen latente energie.

Door de neerslag van de convectieve bewolking wordt het landoppervlak natuurlijk wel nat. Dit heeft tot gevolg dat het land minder snel opwarmt, en wel om twee redenen. Ten eerste neemt, door toevoeging van water, de soortelijke warmte van de bodem toe. Ten tweede zal een natte bodem relatief veel (zon)energie gebruiken voor de verdamping van water. Het landoppervlak lijkt hierdoor (soms letterlijk) meer op een zee-oppervlak en de circulatie zal zich daardoor verder landinwaarts uitbreiden. Na enige dagen is het land opgedroogd en opgewarmd waardoor er weer verticale bewegingen ontstaan. Vochtige oceaanlucht moet weer opstijgen en een nieuw neerslag systeem ontwikkelt zich. Het oude systeem, dat nu ver landinwaarts is gekomen, heeft geen aanvoer van vochtigheid meer en lost op.

JAARLIJKSE GANG

Figuur 06: Jaarlijkse gang van de moessoncirculatie langs 90°OL (Uit: Fein and Stephens, 1987).

Figuur 06:
Jaarlijkse gang van de moessoncirculatie langs 90°OL (Uit: Fein and Stephens, 1987).

In figuur 06 zijn 5 dwarsdoorsneden gegeven langs de 90°OL meridiaan (door de Golf van Bengalen) voor verschillende maanden van het jaar. Onder elke dwarsdoorsnede is een diagram gegeven met daarin de oppervlaktetemperatuur (getrokken lijn) en de hoeveelheid neerslag (histogram).

In april staat de zon ten noorden van de evenaar (Smax) en is het land al begonnen met de opwarming, maar temperaturen zijn nog niet hoog genoeg om sterk stijgende bewegingen te veroorzaken. De zwakke stijgende bewegingen worden tegengewerkt door de dalende tak van de Hadley cel. Sterke verticale bewegingen zijn, samen met de meeste neerslag, wel te vinden bij de evenaar. Op die plaats zorgen de hoge zeewatertemperaturen voor een hoge luchtvochtigheid (de contouren in de bovenste diagrammen) welke in de ITCZ omhoog worden gevoerd.

Als de zon in mei/juni verder naar het noorden gaat wordt het land sterk opge­warmd, waardoor de stijgende bewegingen uiteindelijk door de subsidentie van de Hadley cel heen breken. Door de wind van zee stijgt de luchtvochtigheid boven land en begint georganiseerde convectie met de bijbehorende neerslag op gang te komen. De terugstroming in de bovenlucht wordt door de Corioliskracht afgebogen tot een oostelijke straalstroom (E) op het NH en een westelijke straalstroom (W) op het ZH.

In juni/juli is de lucht boven het land vochtig en warm. De zomermoesson heeft nu zijn grootste intensiteit bereikt, waardoor de circulatie en de straalstromen sterk ontwikkeld zijn. Er is zelfs sprake van een straalstroom-achtig windmaximum uit ZW richting nabij het aardoppervlak. Doordat de moessonregens de bodem verzadigen met vocht, daalt de oppervlakte temperatuur in de kuststreken. Dit is de tijd waarin de moesson erg variabel is: neerslaggebieden trekken naar het droge en hete binnenland en veroorzaken de Monsoon breaks.

Als de zon in september weer zuidwaarts gaat, neemt de intensiteit van de moesson af en trekt een sterk gereduceerd neerslaggebied zuidwaarts over de oceaan naar de evenaar. Als uiteindelijk boven het zuidelijk halfrond de zonnestraling maximaal is, koelt het land weer af en beperkt de convectie en neerslag zich tot het gebied met de maximum zeewatertemperatuur. Boven het land stroomt nu de relatief koele lucht van de wintermoesson.