Die Entstehung eines Monsuns wird durch eine große Anzahl von Einflussfaktoren geprägt, wobei deren Zusammensetzung und damit die Ausprägung und Stärke eines Monsunphänomens ortsspezifisch ist. Dennoch gibt es Faktoren, die allen regionalen Monsunen gleich oder zumindest unspezifisch genug sind, um die Grundlagen zur Herausbildung eines Monsunphänomens zu erläutern. Dabei ist das Hauptziel, Kriterien zu finden, welche sich auf alle Monsunphänomene gleichermaßen anwenden lassen und zu deren Klassifikation – wie zur Definition eines Monsuns überhaupt – herangezogen werden können. Man bezeichnet die auf dieser Basis aufgestellten Kriterien als Monsunkriterien.
Zusammenfassung Jahreszeitliche, große Windrichtungsänderungen (Monsunwinkelkriterium) entstehen zunächst wegen der Verlagerung der innertropischen Konvergenzzone (ITC – inter tropic conversion), einer Tiefdruckrinne, welche durch die Erwärmung und das Aufsteigen der Luft in der Nähe des Äquators entsteht. Durch den vergleichsweise niedrigen Druck der ITC wird Luft angezogen und es entstehen Winde, die Passate. Die innertropische Konvergenzzone folgt mit leichter Verzögerung der durch die Neigung der Erdachse hervorgerufenen Wanderung des Zenitstandes der Sonne zwischen den Wendekreisen. Dabei wird die ITC im Falle eines Monsunphänomens durch ein kontinentales Bodentief beeinflusst, welches man auch als Monsuntief bezeichnet und das durch die starke Erwärmung der über den Kontinenten befindlichen Luftmassen hervorgerufen wird. Grund für die stärkere Erwärmung der Luft über den Kontinenten sind die unterschiedlichen thermischen Eigenschaften der Land- und Meeresoberflächen. Die Erwärmung, aber auch die Abkühlung der Landoberfläche erfolgt dabei etwa zwei- bis dreimal so schnell wie die der Wasseroberfläche.
Kernbereiche der ITC-Beeinflussung durch ein Monsuntief bilden beispielsweise die Indus-Ebene und die tibetische Hochebene. Bedingt durch diese Beeinflussung der ITC verschieben sich jedoch auch die Passate. Dabei erhalten die Winde auf der Nordhalbkugel durch die in Bewegungsrichtung nach rechts ablenkende Corioliskraft eine westliche Komponente und es entsteht der Südwest-Monsun (eigentlich Südwest-Monsunwind). Auf der Südhalbkugel wird der Passatwind entgegengesetzt hierzu in Bewegungsrichtung nach links, also ebenfalls nach Westen, zu einem Nordost-Monsun (eigentlich Nordost-Monsunwind) abgelenkt.
Während seines Weges vom Ozean zum Kontinent nimmt der Monsunwind über den Wasserflächen Feuchtigkeit auf und regnet diese am Luv von Wetterscheiden wie dem Himalaya zu großen Teilen ab. Der Sommermonsun ist daher in diesen Regionen durch sehr humide Verhältnisse geprägt, welche den Charakter einer Regenzeit annehmen können und dies bei voll ausgeprägten Monsunen in der Regel auch tun (Monsunregen).
Im jeweiligen Winter bilden sich hingegen Hochdruckgebiete über den Kontinenten aus. Die ITC verlagert sich in der Folge wieder in Äquatornähe bzw. überschreitet diesen in Richtung der jeweils anderen Erdhalbkugel. Dadurch werden der Nordost-Passat auf der Nordhalbkugel und der Südost-Passat auf der Südhalbkugel zum jeweils dominierenden Wind. Diese werden auch als Wintermonsun bezeichnet und führen trockene, kontinentale Luftmassen mit sich. Sie äußern sich daher auch meist in einer ausgeprägten Trockenzeit.Infoblatt Monsun bei www2.klett.de, abgerufen am 15. August 2021.
Grundlagen Thermisches Verhalten von Oberflächen mini|210px|Sandwüste in der Sahara Libyens mini|210px|Faakersee in Österreich mini|210px|Laubwald mit umgestürztem Baum
Monsunphänomene werden maßgeblich durch die ungleichmäßige Erwärmung der Oberflächen von Kontinenten und Ozeanen hervorgerufen. Zu verstehen, wie und warum sich diese Oberflächen unterschiedlich erwärmen, ist daher auch eine Grundvoraussetzung zum Verständnis eines Monsunphänomens überhaupt.
Alle Oberflächen innerhalb einer begrenzten Umgebung, also insbesondere ohne die Wirkung von Schatten, Bewölkung und Sonnenstand zu berücksichtigen, werden von der Sonne gleich stark bestrahlt, erhalten also auch die gleiche Menge an Sonnenenergie. Man bezeichnet diese Strahlungsmenge auch als Globalstrahlung. Es zeigt sich jedoch, dass verschiedene Oberflächen trotzdem verschiedene Temperaturen aufweisen, wobei sich diese Temperaturunterschiede auch meist in die Tiefe fortsetzen. Bei einer hohen Globalstrahlung weisen dunkle Oberflächen höhere Temperaturen auf als helle Oberflächen mit ansonsten identischen Eigenschaften, was der niedrigeren Albedo dunkler Oberflächen geschuldet ist.
Noch deutlicher wird diese unterschiedliche Erhitzung bei Oberflächen unterschiedlicher chemischer Zusammensetzung. Im Kontrast zu Wasseroberflächen zeigen Sandstrände, Wüsten und als Extrem bestimmte metallische Oberflächen wie Bleilegierungen eine sehr hohe Oberflächentemperatur auf. Dies sind allesamt gewöhnliche bis sehr gute Wärmeleiter, jedoch mit einer vergleichsweise geringen spezifischen Wärmekapazität (bei Blei 129 J/(kg·K)). Dies bedeutet, dass sich diese Materialien durch geringe Energien relativ stark erwärmen. Bedingt wird jedoch nicht nur eine schnelle Erwärmung, sondern auch eine schnelle Abkühlung solcher Oberflächen, da sie nicht viel Energie speichern können und daher auch bei kleineren Wärmeströmen sehr schnell auf wechselnde Umgebungstemperaturen reagieren. Wasser hat mit 4187 J/(kg·K) eine vergleichsweise sehr hohe spezifische Wärmekapazität und kann dadurch auch bei einer vergleichsweise geringen Temperaturänderung sehr viel Energie speichern bzw. abgeben.
Wasser ist mit einem Wärmeleitkoeffizient von 0,6 W/(m·K) nur ein schlechter Wärmeleiter, vergleichbar beispielsweise mit Glas. Die während des Tages an der Wasseroberfläche aufgenommene Energie wird also nicht gleich von den Tiefen des Gewässers „verschluckt“. Diesen Effekt kann man nachvollziehen, indem man versucht, in einem See oder unbeheizten Freibad zu tauchen. Man stellt hierbei schnell fest, dass solange die Sonne auf die Wasseroberfläche scheint, diese auch am wärmsten ist und schon kurz unter ihr, in der Regel nur wenige Dezimeter, bereits sehr viel kältere Wasserschichten auftreten.
Doch ebenso wie sich ein See oder analog ein Ozean von oben her aufheizt, so kühlt er sich auch von oben wieder ab. Im Herbst zeigen daher Gewässer in der Regel eine wesentlich höhere Temperatur als ihre Umgebung, und zwar umso mehr, je länger sie sich im Sommer ungestört langsam von oben nach unten aufheizen konnten, wobei dies jedoch keineswegs linear geschieht und die Dichteanomalie des Wassers hierbei eine große Rolle spielt.
Man kann Gewässer zusammenfassend als eine Art natürliche Klimaanlage betrachten. Sie tendieren immer dazu, Temperaturextreme auszugleichen und beispielsweise treten an der norddeutschen Küste wesentlich mildere Temperaturen auf als in Süddeutschland. Dies gilt sowohl im Tagesgang zwischen Tag und Nacht als auch im Jahresgang zwischen Sommer und Winter und ist bedingt durch den Einfluss des maritimen Klimas.
Für Landoberflächen kann man durch ihre schiere Vielfalt keine allgemein gültig charakteristischen Werte angeben, es gilt jedoch, dass die spezifische Wärmekapazität bei ihnen wesentlich kleiner als bei Wasseroberflächen ist und auch die Wärmeleitfähigkeit eher geringer ausfällt, was jedoch wesentlich stärker von der Art und Bedeckung des Bodens abhängt. Je mehr Pflanzenbewuchs hierbei vorhanden ist, desto geringer ist auch der Unterschied zu Wasseroberflächen, da Lebewesen zu einem großen Teil aus Wasser bestehen.
Als Resultat der unterschiedlichen Oberflächentemperaturen zeigt sich auch ein Unterschied in den Temperaturen der darüber befindlichen Luftmassen. Dieser wird primär durch den Temperaturgradienten und die durch ihn hervorgerufene natürliche Konvektion, aber auch durch die von der Oberfläche ausgehende und relativ langwellige Wärmestrahlung verursacht. Entscheidend für ersteres ist der durch vielerlei Einflüsse bestimmte Wärmeübertragungskoeffizient der Oberfläche.Was passiert bei einem Monsun? bei studysmarter.de, abgerufen am 15. August 2021.
Wetterdynamik Druckgradientkraft und Zirkulationssysteme mini|300px|Die Luft bewegt sich, der Gradientkraft folgend, von Gebieten hohen Luftdrucks (Hoch) zu Gebieten geringeren Luftdrucks (Tief) mini|300px|Die Innertropische Konvergenzzone mini|300px|Hadley-Zelle – Entstehung des Tropenklimas
Überträgt man die im obigen Abschnitt dargelegten thermischen Oberflächeneigenschaften von Kontinenten und Ozeanen auf sehr große Wasser- und Landoberflächen, so können sich selbst im globalen Maßstab wesentliche Temperaturunterschiede der über diesen Oberflächen aufgeheizten bzw. abgekühlten Luftmassen ergeben.
Beispielhaft für den Fall des Sommermonsuns veranschaulicht ist dies in der rechten Abbildung. Da sich die Luftmassen über dem Kontinent im Sommer, also bei einer hohen Bestrahlungsstärke, wesentlich schneller erwärmen als über dem Ozean, sind die auf diese Weise durch die thermische Energie beschleunigten Luftteilchen wesentlich besser dazu in der Lage, der Gravitation entgegenzuwirken als die langsameren Teilchen über dem Ozean. Auf diese Weise wird über dem Kontinent der Druckgradient reduziert und es bildet sich ein starkes thermisches Bodentief aus. Der Luftdruck am Boden des Kontinents ist also geringer als über der Wasseroberfläche des Ozeans, sinkt hierfür jedoch auch weniger schnell ab. Dies bedingt, relativ zum Kontinent gesehen, ein thermisches Hoch über dem Ozean, ein Höhenhoch über dem Kontinent und dementsprechend auch wiederum ein Höhentief über dem Ozean.
Da Wind bzw. Luft immer vom Ort des höheren zum Ort des niederen Drucks strömt, also vom Hoch zum Tief, bildet sich ein für diese Dynamik typischer Kreislauf aus. Die Kraft, die diese Zirkulation auslöst, bezeichnet man als Druckgradientkraft (Abbildung rechts). Sie wird durch horizontale wie vertikale Druckunterschiede hervorgerufen, wobei die horizontale Komponente des resultierenden Windvektors die Hauptrolle spielt. Am thermischen Tief, oder auch Bodentief, beginnt die Luft aufzusteigen (Konvektion) und erzeugt hierbei den Druckunterschied, der nun die Luft horizontal aus dem Bodenhoch zum Bodentief strömen lässt (Konvergenz). Dieser Bodenwind ist der eigentlich vom Menschen spürbare Wind und hat je nach Art und Region unterschiedlichste Namen erhalten. Beim Aufsteigen der Luft vom Bodentief zum Höhenhoch über dem Kontinent wird die Temperatur der Luft immer weiter gesenkt, was irgendwann zur Unterschreitung des Taupunktes, also zur Kondensation und Wolkenbildung führt (Joule-Thomson-Effekt). Der resultierende Niederschlag und die gegen Sonnenstrahlen abschirmende Wolkendecke lassen dadurch das Bodentief über dem Kontinent als Schlechtwetterphänomen erscheinen. Da sich die aufgestiegene Luft nicht am Höhenhoch ansammeln kann und auch hier eine Druckgradientkraft in Richtung des Höhentiefs wirkt, strömt nun in der Höhe ein Wind in Gegenrichtung zum Bodenwind zurück zum Ozean und sinkt dort auch wieder ab, womit der Kreislauf geschlossen ist.
Hadley-Zelle, die innertropische Konvergenzzone und Passatwinde