Überblick
Das Zusammentreffen von trocken-kalter Luft aus dem Norden und feucht-warmer Luft aus den Tropen bestimmt wesentlich die Genese der Niederschläge Nordamerikas. Bei der Niederschlagsverteilung zeigt sich der Einfluss der küstenparallelen Gebirgszüge sehr deutlich. Entlang der Kordilleren stauen sich ganzjährig die mit den Westwinden vom Pazifik herantransportierten Luftmassen und führen in einem schmalen Küstenstreifen im Luv des Gebirges zu mittleren Niederschlagsmengen von bis zu 3000 Millimetern pro Jahr. Im Lee der Kordilleren nehmen die Niederschläge durch föhnartig absteigende Luftmassen rasch ab und erreichen zum Teil nur noch 250 bis 500 Millimeter. Nur der Südwesten, südlich von Kalifornien, gerät unter den sommerlichen Einfluss des Nordpazifischen Subtropenhochs, weshalb sich dort ein subtropisches Winterregenklima ausbildet (s. 246.1).
Im Südwesten Nordamerikas macht sich außerdem der Einfluss des subtropischen Hochdruckgürtels bemerkbar. Das Nordpazifik-Hoch sorgt dort für einen sehr starken Rückgang der Niederschläge. Bei einem langjährigen Niederschlagsmittel von teilweise unter 100 Millimetern herrschen wüstenhafte Bedingungen, etwa im Bereich der Mojave-Wüste.
Auch im Osten Nordamerikas fallen die höchsten Niederschläge in Küstennähe. Durch die feuchten Luftmassen aus dem karibischen Raum erhält der Südosten mit 1500 bis 2000 Millimetern sehr hohe Niederschlagsmengen. Wegen der im Vergleich zu den Kordilleren geringeren Höhe der Appalachen können die Niederschläge im Osten aber weiter ins Innere des Kontinents vorstoßen. So liegt die 500-Millimeter-Grenze des mittleren Jahresniederschlages in etwa im Bereich des 100. Längengrades.
Da unter der Trogvorderseite des Westwindjets über dem Osten der Great Plains Frontenzyklonen (s. 92.2, 92.4 und 93.5) entstehen, sind die östlichen Bereiche der USA in der Regel stärker beregnet als die westlichen; hinzu kommt, dass feuchtwarme Tropenluft aus der Karibik große Mengen an Niederschlagswasser in den Warmluftsektor der Zyklone einbringt. Über dem nördlichen Teil des Kontinents fällt ein großer Teil des Niederschlags aus konvektiver Bewölkung, die im Sommer über erwärmten Landmassen entsteht (Gewitter).
Im tropisch-subtropischen Mittelamerika ist eine starke Abhängigkeit der Niederschläge von der Höhenlage zu verzeichnen. Sie steigen mit zunehmender Höhe bis zu einem bestimmten Niveau an. Mittelamerika unterliegt dem tropischen Zirkulationsgeschehen der Hadleyzelle, des „Schwungrades“ der tropisch-subtropischen Zirkulation. Das Niederschlagsmaximum im Jahresgang ist an den Durchgang der Innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) gebunden.
In Mittelamerika ist der auflandige Nordost-Passat (s. 246.3,247.4 bzw. 248.3, 249.4) dominierend hinsichtlich der Genese der Niederschläge. In eine Ostströmung eingebunden, wandern Wellenstörungen über den Nordatlantik von Osten nach Westen. Sie bringen den größten Teil der Regenfälle in der Karibik und Mittelamerika. Die Ostküsten werden dabei jeweils stärker beregnet als die Westküsten; die Regenwälder konzentrieren sich daher vornehmlich auf die Ostseiten Mittelamerikas und der Karibischen Inseln (s. 258.1).
Den äußersten Norden des Kontinents mit seiner wasserdampfarmen Arktisluft erreichen die Westwinde kaum. Auch im Lee der Rocky Mountains, wo die Luftmassen im Einflussgebiet des Chinook föhnartig abströmen, ist ein großes Trockengebiet ausgebildet. Die größte Trockenheit wird im Tal des Todes in Kalifornien erreicht.
Hurrikane
Jedes Jahr gibt es weltweit etwa 30 bis 100 tropische Wirbelstürme. Sie werden in der Karibik als Hurrikane, im indonesischen Raum als Taifune und im Bereich von Australien als Willy Willies bezeichnet. Hurrikane entstehen vor allem zwischen Juni und November.
Tropische Wirbelstürme können sich nur über Meeren mit Wassertemperaturen von mindestens 26 bis 28 °C entwickeln. Die über diesen Wasserflächen lagernden feuchtwarmen und damit labilen Luftmassen steigen im Einflussbereich der Innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) auf und bilden mächtige Wolkentürme, sogenannte Cloud Clusters. Gealterte Kaltluftmassen, die von Norden her über die warmen tropischen Meeresflächen vorstoßen, können diesen Prozess verstärken. Die bei der Kondensation der aufsteigenden Luftpakete frei werdende Energie verleiht der Luft einen zusätzlichen Auftrieb und stellt die eigentliche Antriebsquelle der charakteristischen Wirbelbildung dar.
Erst die einsetzende Drehbewegung der Luftmassen lässt einen tropischen Wirbelsturm entstehen. Easterly Waves, kleine Tiefdruckwirbel, die sich unter der östlichen tropischen Höhenströmung des African Easterly Jet bilden, versetzen hierbei die aufsteigenden Wolkenmassen in eine Zirkulationsbewegung. Die Corioliskraft hält diesen Prozess aufrecht. Da diese ablenkende Kraft durch die Erdrotation erst ab etwa dem sechsten bis achten Breitengrad polwärts groß genug ist, um eine Wirbelbildung zu initiieren, erstreckt sich beiderseits des Äquators eine wirbelsturmfreie Zone.
