Monsoon: klassieke en moderne theorieën over moesson

Twee hoofdtheorieën van Monsoon zijn 1. Klassieke theorie en moderne theorie!

De oorsprong van moesson is nog steeds gehuld in mysterie. Verschillende pogingen zijn gedaan om het mechanisme van de moessons te verklaren, maar tot op heden is er geen bevredigende verklaring beschikbaar.

Afbeelding met dank aan: upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/9/91/Monsoon_clouds_Lucknow.JPG

Door de jaren heen zijn veel mysteries van de moessons ontrafeld, maar er moet nog veel worden gedaan. De theorieën over de moessons zijn over het algemeen verdeeld in de volgende twee brede categorieën:

1. Klassieke theorie, en

2. Modem Theorieën.

1. Klassieke theorie:

Hoewel moessons worden genoemd in onze oude geschriften zoals de Rig Veda en in de geschriften van verschillende Griekse en boeddhistische geleerden, gaat de eer voor eerste wetenschappelijke studies van de moessonwind naar de Arabieren. Rond de tiende eeuw gaf Al Masudi, een Arabische ontdekkingsreiziger uit Bagdad, verslag van de omkering van zeestromingen en de moessonwinden over de Noord-Indische Oceaan. Datum van aanvang van de moessons op verschillende plaatsen werd gemeld door Sidi Ali in 1554 AD

In 1686 verklaarde de beroemde Engelsman Sir Edmund Hailey de moesson als het gevolg van thermische contrasten tussen continenten en oceanen als gevolg van hun differentiële verwarming. Dienovereenkomstig bedacht Hailey zomer- en wintermoessons afhankelijk van het seizoen.

(a) Summer Monsoon:

In de zomer schijnt de zon verticaal boven de Kreeftskeerkring, wat resulteert in hoge temperatuur en lage druk in Centraal-Azië, terwijl de druk nog steeds voldoende hoog is over de Arabische Zee en de Baai van Bengalen. Dit induceert de luchtstroom van zee naar land en brengt zware regenval naar India en haar buurlanden.

(b) Winter Monsoon:

In de winter schijnt de zon verticaal over de Steenbokskeerkring. Het noordwestelijke deel van India wordt kouder dan de Arabische Zee en de Baai van Bengalen en de stroom van de moesson wordt omgekeerd (figuur 5.1).

De ideeën van Hailey zijn in wezen hetzelfde als die van de zeewind en de zee, behalve dat in het geval van de moesson dag en nacht worden vervangen door zomer en winter, en de smalle kuststrook en aangrenzende zee worden vervangen door grote delen van continenten en oceanen.

2. Moderne theorieën:

De klassieke theorie van Hailey, gebaseerd op het differentieel verwarmen van land en water als de belangrijkste drijvende kracht achter de moessonwinden, domineerde het toneel gedurende ongeveer drie eeuwen. De moessons ontwikkelen zich echter niet overal even goed en het thermische concept van Hailey slaagt er niet in om de fijne kneepjes van de moessons te verklaren. Naast differentiële verwarming, wordt de ontwikkeling van de moesson beïnvloed door de vorm van de continenten, de orografie en de omstandigheden van de luchtcirculatie in de bovenste troposfeer.

Daarom heeft de theorie van Hailey veel van zijn betekenis verloren en moderne theorieën op basis van luchtmassa's en jetstreams worden steeds relevanter. Hoewel de ideeën van Hailey nog niet ten onrechte zijn afgewezen, hebben onderzoeken in de laatste vijf decennia veel licht geworpen op het ontstaan ​​van de moesson.

Gedurende deze jaren, Flohn, Thompson, Stephenson, Frost, MT Yin, Hwang, Takahashi, E. Palmen, C. Newton en Indiase meteorologen waaronder P. Koteswaram, Krishnan, Raman, Ramanathan, Krishna Murti, Rama Rattan, Ramaswami, Anant Krishnan, enz. hebben veel bijgedragen aan de studie van de moessonwinden.

Air Mass Theory:

De zuidoostelijke passaatwinden op het zuidelijk halfrond en de noordoostelijke passaatwinden op het noordelijk halfrond ontmoeten elkaar bij de evenaar. De ontmoetingsplaats van deze winden staat bekend als de Inter-Tropical Convergence Zone (ITCZ).

Satellietbeelden laten zien dat dit het gebied is van opgaande lucht, maximale bewolking en zware regenval. De locatie van ITCZ ​​verschuift ten noorden en ten zuiden van de evenaar met de seizoenswisseling. In het zomerseizoen schijnt de zon verticaal boven de Kreeftskeerkring en verschuift de ITCZ ​​naar het noorden.

De zuidoostelijke passaatwinden van het zuidelijk halfrond passeren de evenaar en beginnen te stromen van zuidwest naar noordoostelijke richting onder invloed van corioliskracht (figuur 5.2). Deze verdrongen passaatwind wordt zuidwestelijke moesson genoemd wanneer ze over het Indiase subcontinent blazen. Het front waar de zuidwestelijke moessons de noordoost passaatwinden ontmoeten, staat bekend als het front van de moesson.

In de maand juli verschuift de ITCZ ​​naar 20 ° - 25 ° noorderbreedte en bevindt zich in de Indo-Gangetische vlakte en de zuidwestelijke moessons waaien uit de Arabische Zee en de Golf van Bengalen (figuur 5.3). De ITCZ ​​in deze positie wordt vaak de Monsoon Trough genoemd.

H. Flohn van het Duitse Weerbureau, terwijl hij de klassieke oorsprongstheorie van moessons afwijst, suggereerde dat de tropische moesson van tropisch Azië eenvoudig een modificatie van de planetaire winden van de tropen is. Hij denkt aan het thermale dieptepunt van Noord-India en de bijbehorende moesson als een ongebruikelijk grote noordwaartse verplaatsing van het noordelijke inter-tropische gebied.

Convergence Zone (NITCZ). De seizoensgebonden verandering van de ITCZ ​​heeft het concept van de noordelijke intertropische convergentiezone (NITCZ) in de zomer (juli) en de zuidelijke inter-tropische convergentiezone (SITCZ) in de winter (januari) opgeleverd. Het feit dat de NITCZ wordt aangetrokken tot ongeveer 30 ° breedtegraad kan worden geassocieerd met de ongewoon hoge temperatuur boven Noord-India.

Volgens deze interpretatie is de belangrijkste westelijke stroom van de moesson gewoon de geëxpandeerde equatoriale westerlingen die ingebed zijn in de grote massa van tropische oostelijke windstreken of passaatwinden. NITCZ is de zone van wolken en zware regenval.

Jetstream-theorie:

Jetstream is een band van snel bewegende lucht van west naar oost, meestal te vinden in de middelste breedtegraden in de bovenste troposfeer op een hoogte van ongeveer 12 km. De windsnelheden in een westelijke straalstroom zijn gewoonlijk 150 tot 300 km ph met extreme waarden die 400 km bereiken ph Jet-stroom is de nieuwste theorie met betrekking tot de oorsprong van de moessons en heeft wereldwijd de toejuichingen van de meteorologen verdiend.

MT Yin (1949), die de oorsprong van de moessons besprak, was van mening dat de uitbarsting van moesson afhankelijk is van de bovenste luchtcirculatie. De lage luchttrog van de breedtegraad verschuift van 90 ° OL naar 80 ° OL in reactie op de noordwaartse verschuiving van de westelijke jetstroom in de zomer. De zuidelijke jet wordt actief en zware regenval wordt veroorzaakt door zuidwestelijke moessons.

Yin's ideeën worden goed herkend door Pierre Pedelaborde (1963) in zijn boek 'The Monsoon'. De kaart, die de seizoensverschuiving van de westelijke jetstroom laat zien, is weergegeven in figuur 5.4. Het laat zien dat in de winter de westelijke jetstroom langs de zuidelijke hellingen van de Himalaya stroomt, maar in de zomer verschuift het noorden, nogal dramatisch, en stroomt langs de noordelijke rand van het Tibet-plateau. De periodieke bewegingen van de Jet-stroom zijn vaak indicatoren voor het begin en de daaropvolgende terugtrekking van de moesson.

P. Koteswaram (1952), formuleerde zijn ideeën over de moessonwinden op basis van zijn studies naar de bovenste luchtcirculatie. Hij heeft geprobeerd een relatie te leggen tussen de moessons en de atmosferische omstandigheden die heersen op het Tibet-plateau.

Tibet is een ellipsvormig plateau op een hoogte van ongeveer 4.000 m boven de zeespiegel met een oppervlakte van ongeveer 4.5 miljoen km2. Dit plateau is omgeven door bergketens die 6.000 - 8.000 m boven zeeniveau stijgen. Het wordt in de zomer verwarmd en is 2 ° C tot 3 ° C warmer dan de lucht boven de aangrenzende regio's.

Koteswaram, gesteund door Flohn, is van mening dat, omdat het Tibet-plateau een bron van warmte is voor de atmosfeer, het een gebied met stijgende lucht genereert. Tijdens de opstijging verspreidt de lucht zich naar buiten en zakt geleidelijk over het equatoriale deel van de Indische Oceaan.

In dit stadium wordt de opgaande lucht naar rechts afgebogen door de rotatie van de aarde en beweegt deze tegen de wijzers van de klok in naar anticyclonale omstandigheden in de bovenste troposfeer boven Tibet, rond 300-200 mb (9 tot 12 km). Het nadert eindelijk de westkust van India als een retourstroom vanuit een zuidwestelijke richting en wordt aangeduid als equatoriale westenwinden (figuur 5.5). Het neemt vocht op uit de Indische Oceaan en veroorzaakt overvloedige regenval in India en aangrenzende landen.

De zuid-west moesson in Zuid-Azië wordt overspoeld door sterke boven-oostenlingen met een uitgesproken straal van 100 tot 200 mb. Deze oostelijke wind, die vaak snelheden van meer dan 100 knopen registreert, staat bekend als de oostelijke straalstroom van de tropen.

De oostelijke straalstroom werd voor het eerst afgeleid door P. Koteswaram en PR Krishna in 1952 en wekte veel belangstelling bij tropische meteorologen. Een zorgvuldige studie van de straaljagers zou suggereren dat de kern van de oostelijke straal op 13 km (150 mb) ligt terwijl die van de westelijke straal op 9 km ligt. Over India kan de as van de sterkste winden in de oostelijke straal zich uitstrekken van de zuidelijke punt van het schiereiland tot ongeveer 20 ° noorderbreedte. In deze straalstroom kunnen windsnelheden van meer dan 100 knopen worden geregistreerd.

Figuur 5.6 toont de as van de oostelijke straal op 12 km (200 mb). De figuur laat zien dat er de subtropische westelijke straaljager is naar het noorden van de Himalaya naast de oostelijke straaljager over het schiereiland India. In figuur 5.4 is al duidelijk gemaakt dat de westelijke jetstroom zich in de winter langs de zuidelijke hellingen van de Himalaya bevindt, maar dat deze plotseling naar het noorden verschuift met het begin van de moesson.

De periodieke bewegingen van de subtropische jetstroom vormen een bruikbare aanwijzing voor het begin en de daaropvolgende terugtrekking van de moesson. In feite is de noordwaartse beweging van de subtropische straal de eerste aanwijzing voor het begin van de moesson boven India.

Recente observaties hebben aangetoond dat de intensiteit en de duur van verwarming van het Tibet-plateau een directe invloed heeft op de hoeveelheid neerslag in India door de moessons. Wanneer de zomertemperatuur van lucht boven Tibet hoog genoeg blijft gedurende een voldoende lange tijd, helpt het bij het versterken van de oostelijke straal en resulteert in zware regenval in India.

De oostelijke straal komt niet tot stand als de sneeuw boven het Tibet-plateau niet smelt. Dit bemoeilijkt het optreden van regenval in India. Daarom zal elk jaar van dikke en wijdverbreide sneeuw over Tibet worden gevolgd door een jaar van zwakke moesson en minder regenval.

Thomson (1951), Flohn, (1960) en Stephenson (1965) hebben min of meer soortgelijke opvattingen uitgedrukt. Maar het concept van Flohn wordt breed geaccepteerd. Deze ideeën kunnen worden verklaard door rekening te houden met de winter en de zomeromstandigheden in grote delen van Azië.

Winter:

Dit is het seizoen van de uitwaaierende oppervlaktewinden, maar de luchtstroom in het westen domineert. De bovenwind worden opgesplitst in twee verschillende stromingen door het topografische obstakel van het Tibet-plateau, de ene stroomt naar het noorden en de andere naar het zuiden van het plateau. De twee vestigingen herenigen zich voor de oostkust van China (figuur 5.7).

De zuidelijke tak boven Noord-India komt overeen met een sterke thermische breedtegradiënt die, samen met andere factoren, verantwoordelijk is voor de ontwikkeling van zuidelijke straal. De zuidelijke tak is sterker, met een gemiddelde snelheid van ongeveer 240 km ph op 200 mb in vergelijking met 70 tot 90 km ph van de noordelijke tak.

Lucht die onder deze bovenwestelijke stroming bezwijkt, zorgt voor uitdrogende noordelijke winden uit het subtropische anticycloon boven Noordwest-India en Pakistan. De oppervlaktewinden waaien vanuit het noordwesten over de meeste delen van Noord-India.

De bovenste straal is verantwoordelijk voor het sturen van de westelijke depressies uit de Middellandse Zee. Sommige van de depressies gaan verder naar het oosten, herontwikkelend in de zone van samenvloeiing van straalstromen van ongeveer 30 ° N, 105 ° oosterlengte voorbij het verzakkingsgebied in de onmiddellijke luwte van Tibet.

Zomer:

Met het begin van de zomer in de maand maart beginnen de Boven-Westerse landen aan hun noordelijke mars, maar terwijl de noordelijke straal sterker wordt en zich over Centraal-China en Japan begint uit te strekken, blijft de zuidelijke tak ten zuiden van Tibet liggen, hoewel deze in intensiteit verzwakt.

Het weer boven Noord-India wordt heet, droog en squally door grotere binnenkomende zonnestraling. Tegen het einde van mei begint de zuidelijke jet te breken en later wordt hij afgevoerd naar het noorden van het Tibet-plateau. Over India duwt de equatoriale trog naar het noorden met de verzwakking van de bovenwindse kanten ten zuiden van Tibet, maar de uitbarsting van de moesson vindt niet plaats totdat de luchtcirculatie is overgeschakeld naar het zomerpatroon (figuur 5.8). De veranderingen op laag niveau houden verband met de hoogstaande oostelijke straalstroom over Zuid-Azië op een breedtegraad van 15 ° noorderbreedte.

TN Krishnamurti gebruikte gegevens van de bovenste atmosfeer om de patronen van divergentie en convergentie bij 200 mb te berekenen voor de periode juni-augustus 1967. Hij constateerde een sterk uiteenlopend gebied van 200 mb boven Noord-India en Tibet, dat samenvalt met het bovenste deel. -level divergentie geassocieerd met de oostelijke jet.

Op dezelfde manier vond hij een noordelijke component van de stroom uit dit gebied dat de bovenste tak van de Hadley-cel vertegenwoordigt. Deze gebeurtenissen hangen nauw samen met de Indiase moesson. S. Rama Rattan meende dat de ontwikkeling van moessonwinden diep verbonden is met de straalstroom naast de differentiële verwarming van land en zee.

De bovenste luchtcirculatie in de zomer heeft een anticyclisch patroon tussen 40 ° N en 20 ° S, terwijl cyclonale omstandigheden aan de oppervlakte de overhand hebben. Westerse en oostelijke stralen stromen respectievelijk naar het noorden en het zuiden van de Himalaya. De oostelijke jet wordt krachtig en is gestationeerd op 15 ° noorderbreedte. Dit resulteert in actievere moesson in het zuidwesten en zware regenval wordt veroorzaakt.

Raman en Ramanathan stelden tijdens het bespreken van de tropische oostelijke straalstroom voor dat de oostelijke winden erg actief worden in de bovenste troposfeer na het begin van het regenseizoen. De latente warmte die wordt geproduceerd als gevolg van bewolking zorgt voor een omkering van de temperatuur en veroorzaakt regenval.

Ananth Krishnan is van mening dat de zuidwestelijke moessons diep worden beïnvloed door de subtropische cyclonen in de hogere troposfeer tussen de 20 ° en 25 ° N breedtegraden. Deze winden beginnen zich te ontwikkelen in het begin van het zomerseizoen en verschuiven ongeveer 5-6 weken later naar 30 ° N.

Naast intensieve warmte tussen 20 ° en 40 ° N geeft N breedtegraden verdere sterkte aan de zuidwestelijke moesson. S. Parthasarthy zei in zijn essay over 'Het raadsel van Monsoon oplossen' dat de moessons worden beïnvloed door de noordoostelijke passaatwinden. Een zwakke noordoostelijke passaatwind resulteert in een zwakke moesson en leidt tot droogte.

De Indiase moessons, met name de zuid-westmoessons, hebben veel belangstelling gewekt bij de meteorologen over de hele wereld. Gecoördineerde inspanningen op het gebied van gegevensverzameling en intensieve studies van moessonregimes door verschillende meteorologische diensten en organisaties uit verschillende landen zijn gedurende de laatste vier decennia gemaakt.

Er is veel gedaan, maar er moet nog veel meer worden gedaan. De eerste poging werd gedaan tijdens International India Ocean Expedition (IIOE) van 1962 tot 1965. Het werd gezamenlijk georganiseerd door de International Council of Scientific Unions. (ICSU), Wetenschappelijk Comité voor Ocean Research (SCOR) en UNESCO met Wereld Meteorologische Organisatie (WMO) die toetreden tot het meteorologieprogramma.

Speciale oceonografische en atmosferische studies werden uitgevoerd met behulp van onderzoeksschepen, geïnstrumenteerde vliegtuigen, raketten en speciale upsonde en dropsonde peilingen. Twee extra experimenten werden gezamenlijk uitgevoerd door India en de voormalige USSR in 1973 en 1977, met beperkte deelname van andere landen.

Deze experimenten staan ​​bekend als respectievelijk het Indo-Sovjet Monsoon Experiment (ISMEX) en Monsoon-77. Uit deze experimenten is gebleken dat er een specifieke zone is voor de kust van Kenia, waar de moessons van het zuidelijk halfrond de evenaar passeerden op weg naar India.

Er werd ook waargenomen dat de fluctuaties in de intensiteit van laag niveau over de evenaar resulteerden in de fluctuaties van regenval boven Maharashtra. Observaties van de lucht boven de Golf van Bengalen werden ook gemaakt in 1977.

De intensievere inspanning voor het verzamelen van gegevens vond plaats onder auspiciën van een ander internationaal experiment - het Monsoon-experiment in 1979. Het wordt in de volksmond MONEX-1979 genoemd. Het werd gezamenlijk georganiseerd door Global Atmospheric Research Program (GARP) van de International Council of Scientific Unions (ICSU) en de World Meteorological Organisation (WMO) onder hun World Weather Watch (WWW) -programma.

Het is tot dusverre de grootste wetenschappelijke inspanning om de grenzen van onze kennis van de moessons door de internationale wetenschappelijke gemeenschap te verleggen. Maar liefst 45 landen bundelden hun talenten en middelen onder auspiciën van de Verenigde Naties voor deze geweldige onderneming.

Een idee van de dimensies van dit experiment kan worden gevonden in het feit dat in mei 1979 maar liefst 52 onderzoeksschepen werden ingezet over de tropische oceanen tussen 10 ° N en 10 ° S breedtegraden. Naast 104 vliegtuigmissies werden met succes voltooid over verschillende delen van de Stille Oceaan, de Atlantische Oceaan en de Indische Oceaan.

De grote MONEX is ontworpen met drie componenten, rekening houdend met de seizoensgebonden kenmerken van de moesson:

(i) Winter Monex van 1 december 1978 tot 5 maart 1979 om de oostelijke Indische Oceaan en de Stille Oceaan te bestrijken, samen met de landstreken grenzend aan Maleisië en Indonesië.

(ii) Summer Monex van 1 mei tot 31 augustus 1979 met betrekking tot de oostkust van Afrika, de Arabische Zee en de Golf van Bengalen, samen met aangrenzende landmassa's. Het dekte ook de Indische Oceaan tussen 10 ° N tot 10 ° S breedtegraden.

(iii) Een West-Afrikaans moesson-experiment (WAMEX) over westelijke en centrale delen van Afrika van 1 mei tot 31 augustus 1979.

Internationale MONEX Management Centres (IMMC) werd opgericht in Kuala Lumpur en New Delhi om de winter en slankere componenten van het experiment te begeleiden.

MONEX-1979 leed enige tegenslag als gevolg van abnormaal gedrag van de moessons in dat jaar. Geen van de koude golven was intens in China Sea tijdens de winter MONEX. Een sterke anticycloon ontwikkeld in de Arabische Zee in de zomer van 1979. De zuidwestelijke moesson werd zuidwaarts afgebogen voordat hij de kust van Kerala onder invloed van deze anticycloon raakte en parallel aan de kust begon te blazen.

Bijgevolg werd het begin van de zuidwestelijke moesson over Kerala met 12 dagen vertraagd. Bovendien werd juli gekenmerkt door verschillende zwakke of break-moons-gebeurtenissen en was er slechts één moessondepressie.

Daarom was 1979 geen normaal moessonjaar en MONEX kon het normale gedrag van de moessons niet bestuderen. Maar de grillen van de moesson zijn spreekwoordelijk en in een wetenschappelijk en analytisch inzicht in de moessons is een studie van anomalieën wellicht belangrijker. Het is in deze context dat MONEX-1979 een ongeëvenaarde betekenis aanneemt.

Teleconnections, de zuidelijke Oscillatie en de El Nino:

Recente studies hebben aangetoond dat er een verband lijkt te bestaan ​​tussen meteorologische gebeurtenissen die worden gescheiden door lange afstanden en grote tijdsintervallen. Ze worden meteorologische televerbindingen genoemd. Degene die bij de meteorologen veel belangstelling heeft gewekt, is het verschil tussen een El Nino en de zuidelijke oscillatie. El Nino (EN) is een smalle warme stroom die in december voor de kust van Peru verschijnt. In het Spaans betekent het Het kind Christus omdat het rond Kerstmis verschijnt. In sommige jaren is deze warme stroom intenser dan normaal.

De El Nino-verschijnselen, die van invloed zijn op de Indiase moesson, onthullen dat wanneer de oppervlaktetemperatuur stijgt in de zuidelijke Stille Oceaan, India te weinig neerslag krijgt. Er waren echter enkele jaren geweest waarin de El Nino-fenomenen niet voorkwamen, maar India kreeg nog steeds te weinig regenval, en omgekeerd kreeg India voldoende regenval tijdens een El Nino-jaar.

Een studie van de laatste honderd jaar van de Indiase moessons toont aan dat van de 43 falende moessonjaren er 19 geassocieerd waren met een El Nino. Aan de andere kant waren er 6 El Nino-jaren die ook jaren van goede moessonregen waren. Hoewel er dus een neiging bestaat om arme moessons te associëren met een El Nino, is er geen één-op-één correspondentie.

Zuidelijke Oscillatie (SO) is de naam die wordt toegeschreven aan de merkwaardige verschijnselen van het patroon van zeezagen van meteorologische veranderingen waargenomen tussen de Stille en de Indische Oceaan. Deze geweldige ontdekking werd gedaan door Sir Gilbert Walker in 1920.

Toen hij aan het hoofd van de Indiase Meteorologische dienst werkte, merkte hij dat wanneer de druk hoog was boven de equatoriale Zuid-Pacific laag was over het equatoriale zuiden van de Indische Oceaan en vice versa. Het patroon van lage en hoge drukken over de Indische en Stille Oceaan (SO) geeft aanleiding tot verticale circulatie langs de evenaar met zijn stijgende ledemaat over lagedrukgebied en dalende ledemaat boven hogedrukgebied.

Dit staat bekend als Walker Circulation. De locatie van lage druk en dus het stijgende ledemaat over de Indische Oceaan wordt beschouwd als geleidend voor goede moessonregens in India. Met andere woorden, wanneer er in de wintermaanden een lage druk is over de Indische Oceaan, is de kans groot dat de komende moesson goed zal zijn en voldoende regenval zal brengen.

Het verschuift van zijn normale positie naar het oosten, zoals in El Nino, vermindert de moessonregens in India. Vanwege de nauwe associatie tussen een El Nino (EN) en de zuidelijke oscillatie (SO) worden de twee gezamenlijk een ENSO-evenement genoemd. Sommige voorspellers van Sir Gilbert Walker worden nog steeds gebruikt bij het voorspellen van de moessonregens op lange termijn.

De grootste moeilijkheid met de zuidelijke oscillatie is dat de periodiciteit niet vast is en de periode varieert van twee tot vijf jaar. Verschillende indices zijn gebruikt om de intensiteit van de zuidelijke oscillatie te meten, maar de meest gebruikte is de Southern Oscillation Index (SOI).

Dit is het verschil in druk tussen Tahiti (17 ° 45'S, 149 ° 30'W) in Frans-Polynesië, dat de Stille Oceaan en Port Darwin (12 ° 30'S, 131 ° OL) vertegenwoordigt, in het noorden van Australië dat de Indische Oceaan vertegenwoordigt. De positieve en negatieve waarden van de SOI, dwz Tahiti minus de druk in Port Darwin, wijzen naar goede of slechte regenval in India (zie de volgende tabel)

Wetenschappers van India Meteorological Department (IMD) sloten zich in 1985 aan bij een internationaal studieprogramma met de naam Tropische Oceanen en Globale Atmosfeer (TOGA). Dit is een interessant en ambitieus programma dat zowel teleconnecties als de interne variabiliteit onderzoekt. Als vervolg op TOGA werd de klimaatvariabiliteit (CLIVAR) in januari 1995 opgezet om een ​​internationaal operationeel klimaatvoorspellingssysteem te ontwikkelen.

Tabel 5.1

Een ander belangrijk programma is het Indiase Middle Atmospheric Program (IMAP), geïnitieerd door het Department of Space. Dit programma is gelanceerd om het bestaande weersvoorspellingsschema te verbeteren. Dit zal naar verwachting het wetenschappelijk inzicht verbeteren van klimatologische veranderingen die plaatsvinden in de tropische regio van India en het gebied langs de Kreeftskeerkring wanneer de moessonwinden dalen.

Na de ernstige droogte van 1987 zijn parametrische en power regressiemodellen ontwikkeld om moessonregens te voorspellen door signalen uit 15 parameters te gebruiken. Sommige parameters zijn wereldwijd, andere zijn regionaal. Deze parameters zijn onderverdeeld in vier brede categorieën, namelijk. (a) temperatuur, (b) druk (c) windpatroon en (d) sneeuwbedekking en zijn hieronder weergegeven:

(a) Temperatuurgerelateerde parameters:

1. El Nino in het lopende jaar 2. El Nino in het voorgaande jaar

3. Noord-India (maart) 4. Oostkust van India (maart)

5. Centraal India (mei) 6. Noordelijk halfrond (januari en februari)

(b) Windgerelateerde parameters:

7. 500 hPa (1 hecta pascal, gelijk aan 1 mb) nok (april)

8. 50 hPa nokdal-omvang (januari en februari)

9. 10 hPa (30 km) westelijke wind (januari)

(c) Drukafwijking (SOI):

10. Tahiti-Darwin (lente) 11. Darwin (lente)

12. Zuid-Amerika, Argentinië (april) 13. Equatoriaal-Indische Oceaan (januari-mei)

(d) Sneeuwbedekking gerelateerde parameters:

14. Himalayan (Jan-maart) 15. Europees-Aziatisch (Vorige december)

Aan het einde van de jaren tachtig werd vastgesteld dat wanneer de parameters van meer dan 50% gunstige signalen vertoonden, de moessonregens in India normaal waren en als 70% of meer parameters gunstig waren, was de moessonregens meer dan normaal.

Enigszins vergelijkbare voorspellers voor moesson werden door HN Srivastava en SS Singh in 1994 voorgesteld, terwijl ze lange-termijn weersvoorspellingstechnieken bespraken.

Nog een parameter, namelijk oppervlaktedrukanomalie van het noordoostelijke halfrond, werd later toegevoegd, waarmee in totaal 16 parameters werden gemaakt. Deze 16 parameters zijn door het IMD gebruikt om het vermogensregressiemodel te ontwikkelen. Hoewel dit model sinds 1989 nauwkeurig regen voorspelt in India, is het verre van een gedetailleerd en onfeilbaar model.

Een model dat in staat is om regiospecifieke regen te voorspellen, moet nog worden gebouwd. De studie van gegevens afkomstig van MONEX, TOGA en andere experimenten gaat door en onze meteorologen hopen meer parameters te ontdekken die kunnen helpen bij het ontwikkelen van betere modellen die regenval nauwkeuriger kunnen voorspellen.