Überblick

Die Niederschlagsverteilung über Asien zeigt ein tendenzielles Gefälle von den ständig feuchten Tropen zum Inneren des Kontinents. In weiten Teilen Südostasiens und Indiens werden bei 1000 bis 3000 Millimetern Jahresniederschlag die höchsten Werte Asiens erreicht. In Innerasien gehen die Niederschläge durch die zunehmende hygrische Kontinentalität und die Leelage zum Himalaya zum Teil bis auf weniger als 100 Millimeter zurück (Wüste Gobi). Im arabischen Raum macht sich der Einfluss der absteigenden Luftmassen des subtropischen Hochdruckgürtels bemerkbar. Dies führt ebenfalls zu Jahresniederschlagsmengen von 100 Millimetern und darunter.

Das Niederschlagsregime in Asien wird durch die großen Zirkulationsglieder der Atmosphäre bestimmt. In den Gebieten nördlich etwa des 40. Breitengrades dominiert das ektropische Westwindregime. Bei ihrem Weg von der Küste Europas ins Innere Asiens verlieren die wandernden Zyklonen der Westwinddrift viel Wasserdampf, zum Teil lösen sie sich völlig auf. Dadurch ist der Kontinent östlich des Urals im Jahresmittel relativ trocken. Die Niederschläge resultieren hier vor allem aus konvektiver Bewölkung über den im Sommer sehr stark erwärmten Landmassen. Ausdruck der hy-grischen Kontinentalität ist daher ein sommerliches Niederschlagsmaximum.

Südlich des Hochlands von Tibet und in Ostasien verzahnt sich das ektropische Westwindregime mit dem tropischen Niederschlagsregime der auflandigen Passatwinde. Die an den Zenitstand der Sonne gebundene Verlagerung der atmosphärischen Zirkulationsgürtel führt innerhalb des Verbreitungsgebietes dieses "Ostasiatischen Monsuns" vor allem zu sommerlichen Niederschlägen.

Im äquatorialen Malaysia, in Indonesien und in Teilen der Philippinen dominiert der ständige Einfluss der Innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) mit ihren ganzjährigen Niederschlägen innerhalb des äquatorialen Westwindregimes.

In Indien und in weiten Teilen Südostasien wird das Niederschlagsregime wesentlich geprägt durch den jahreszeitlichen Wechsel zwischen trockenen Nordostwinden aus dem Innern Asiens im Winter und den feuchten Luftmassen des Südwestmonsuns im Sommer. Während des Wintermonsuns weht eine bodennahe Luftströmung aus dem Kontinent von Norden auf den Indischen Ozean. Darüber dominieren nach Süden verlagerte ektropische Westwindströmungen, die durch das Tibetanische Plateau in einen nördlichen und einen südlichen Ast aufgespalten sind. Im Lee des Hochlandes strömen sie wieder zusammen (Tibetanische Konvergenzzone). Über dem kalten Tibetanischen Plateau bildet sich ein flaches thermisches Hochdruckgebiet aus. Diese Kältequelle verursacht einen großen Temperaturkontrast nach Süden, der den südlichen Ast des ektropischen Westwindjets antreibt und verankert. Absinkbewegungen unter diesem Jetstream bedingen das bodennahe Ausströmen nördlicher trockener Winde. So herrscht im Winter in großen Teilen Indiens Trockenheit, nur im Norden Indiens und in Pakistan führen vereinzelte Tiefdruckgebiete in der Westströmung zu ektropischen Winterregen.

Ab März wird die Witterung in Nordindien aufgrund der höheren Sonneneinstrahlung heiß und trocken. In dieser Prämonsun-Phase entstehen im Gangesdelta durch die Überlagerung kalter Luft in der Höhe und warmer Luftmassen am Boden erste Tiefdruckstörungen mit höheren Niederschlägen. Damit beginnt in Bengalen, Bangladesch, Assam und Buam der Sommermonsun, der erst einige Wochen später mit einer mächtigen Südwestströmung Indien und einer eher südlichen Strömung China erreicht. Die Monsunniederschläge beginnen um Ende Mai im Südwesten Indiens und erreichen um den 15. Juli ihre nördlichste Position im Norden des Subkontinents.

Über Indien fallen Monsunniederschläge nicht nur aus der Südwestmonsunströmung, sondern auch aus Monsundepressionen, die sich über dem warmen Golf von Bengalen entwickeln. Im Sommer regen Höhentröge der Westwinddrift oberhalb des Tropical Easterly Jets im Durchschnitt zweimal pro Monat die Bildung solcher Tiefdruckwirbel an. Die Monsundepressionen sind in die tropische Ostströmung eingebunden und ziehen dadurch entgegen dem Südwestmonsun vom Golf von Bengalen nach Westen bzw. Nordwesten. Sie bringen vor allem Ostindien und Bangladesch extrem hohe Niederschläge. Das zwischen den Zugbahnen von Monsundepressionen und Südwest-Monsun liegende Hinterland in Süd- und Westindien (Dekkanplateau) bleibt dagegen ganzjährig niederschlagsarm.