Überblick
Das Zusammentreffen von trockenkalter Luft aus der Arktis und feuchtwarmer Luft aus den Tropen bestimmt wesentlich die Genese der Niederschläge Nordamerikas. Bei der Niederschlagsverteilung zeigt sich der Einfluss der küstenparallelen Gebirgszüge sehr deutlich.
Die Niederschlagsverteilung in Südamerika wird hingegen entscheidend von der Luv- oder Lee-Lage der vorherrschenden Winde zu den Anden geprägt. Weite Teile Amazoniens sind durch beständige ganzjährige Regenfälle gekennzeichnet. Nach Süden und Osten nehmen die Niederschläge ab. Ab etwa dem 30. Breitengrad gewinnen nach Süden hin die Westwindzirkulation an Bedeutung. Dadurch werden die Westflanken der Anden stark beregnet, während auf der Ostseite Trockenheit herrscht.
Gleichartige Niederschlagsphänomene in Nord- und Südamerika
Bei der Niederschlagsverteilung tritt der bestimmende Einfluss der küstenparallelen Gebirgszüge im Westen Nord- und Südamerikas deutlich zutage. Entlang der nördlichen (Rocky Mountains) und südlichen Kordilleren (Anden) stauen sich etwa jenseits des 35. Breitengrades die im Norden und Süden ganzjährig vorherrschenden Westwinde und haben entsprechende Steigungsregen zur Folge. Dadurch werden in einem schmalen Küstenstreifen im Luv der Kordilleren mittlere jährliche Niederschlagsmengen von bis zu 3000 Millimetern verzeichnet. Im Lee nehmen die Niederschläge hingegen durch föhnartig absteigende Luftmassen rasch ab. In Nordamerika nennt man diese warmen Fallwinde Chinook (s. 140.1 und 140.2). Auf diese Weise erreichen die Niederschläge auf der Ostseite der Rocky Mountains (Great Plains) und der Anden (Pampa und Patagonien, s. 136.1) im Einflussbereich der Westwindzone zum Teil weniger als 250 Millimeter pro Jahr.
Im Südwesten Nordamerikas nördlich des Wendekreises, sowie entlang der südamerikanischen Westküste zwischen 5° und 35° südlicher Breite, macht sich außerdem der Einfluss der subtropischen Hochdruckgürtel bemerkbar. Das Nord- bzw. Südpazifik-Hoch sorgt dort durch bodennahe Divergenz (Auseinanderströmen der Luftmassen) und einer damit einhergehenden Wolkenauflösung für einen sehr starken Rückgang der Niederschläge. Kalte Auftriebswässer des Kalifornischen Stroms und Humboldtstroms (s. 174.2) verstärken die Absinkbewegungen der Luftmassen und die damit verbundene Trockenheit. Bei teilweise unter 100 Millimetern im langjährigen Niederschlagsmittel herrschen wüstenhafte Bedingungen, wie etwa in der Mojave-Wüste Kaliforniens und der Atacama-Wüste im Norden Chiles.
Niederschläge in Nordamerika
Entlang der nordamerikanischen 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 (Chinook, s. 140.1). Nur der Südwesten Nordamerikas gerät unter den sommerlichen Einfluss des Nordpazifischen Subtropenhochs, weshalb sich dort an der Küste ein subtropisches Winterregenklima ausbildet. Im Landesinneren sorgt das Nordpazifische Subtropenhoch hingegen 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 oder im Tal des Todes in Kalifornien, wo die größte Trockenheit erreicht wird.
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 Trog-Vorderseite des Westwindjets über dem Osten der Great Plains Frontenzyklonen entstehen, sind die östlichen Bereiche der USA in der Regel stärker beregnet als die westlichen.
Über dem nördlichen Teil des Kontinents fällt ein großer Teil des Niederschlags aus konvektiver Bewölkung, die im Sommer über erwärmten Landmassen entsteht (Gewitter). Den äußersten Norden des Kontinents mit seiner wasserdampfarmen Arktisluft erreichen die Westwinde hingegen kaum.
Niederschläge in Mittelamerika
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 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.
Niederschläge in Südamerika
Der Zenitstand der Sonne bedingt über Südamerika die Bildung eines flachen Bodentiefs, das zu einer Konfluenz (Zusammenfluss) der Passatwinde aus Norden und Süden führt. Diese Konfluenzzone kennzeichnet die Lage der Innertropischen Konvergenzzone (ITCZ). Über dem Amazonas-Tiefland und den angrenzenden Anden erstreckt sich die ITCZ über einen ausgedehnten Bereich nach Norden und Süden. Die dadurch in diesem Bereich ganzjährig vorherrschenden äquatorialen Westwinde führen zu beständigen Niederschlägen. Im Stau der Anden steigen die Niederschläge bis zum Hauptkondensationsniveau zusätzlich an und erreichen bis zu 2000 Millimeter pro Jahr. In höheren Gebirgslagen gehen die Niederschlagssummen dann wieder deutlich zurück.
Im Sommer der Südhalbkugel (Januar) greift die ITCZ dem Zenitstand der Sonne folgend trogförmig nach Süden aus. Im Südosten des Kontinents äußert sich dies in einem sommerlichen Regenmaximum. Die Wintermonate (Juli) werden hingegen durch den Rückzug der ITCZ nach Norden bestimmt. Dann herrscht Trockenzeit. Auflandige Passatwinde sorgen an den Gebirgsflanken der Nordost- und Südostküste Südamerikas für relativ hohe Niederschläge.
In einem schmalen Küstenstreifen im Westen des Kontinents (bis etwa zum 35. Breitengrad) und in Nordostbrasilien herrscht Niederschlagsarmut vor. Sie ist durch das südpazifische bzw. das südatlantische Hoch bedingt. An der Westküste verstärken zudem die kalten Auftriebswässer des Humboldtstromes die Absinkbewegungen der Luftmassen im Einflussbereich der südostpazifischen Antizyklone und damit auch die Trockenheit. Bis zur Westküste werden daher Konvektion und Niederschlagsbildung durch eine Absinkinversion gänzlich unterbunden. Unter der Inversionssperrschicht reichert sich über den Wasserflächen jedoch Wasserdampf an. Daher kommt es bei nächtlicher Ausstrahlung zur Bildung von Hochnebel. Ein Land-Seewind-System trägt diesen Nebel am Tag ins Land, wo er in einem schmalen Küstenstreifen als Feuchtigkeitsspender dient. In diesem Bereich liegen die Küstennebelwüsten der Atacama (Peru, Chile). Jenseits des Einflussbereichs der Küstennebel liegt die Atacama-Binnenwüste, die als die trockenste Wüste der Erde gilt.
In einem Übergangsbereich mit jahreszeitlich wechselndem Einfluss des Subtropenhochs und der außertropischen Westwindzone ist an der Westküste Südamerikas ein charakteristisches Winterregenklima ausgebildet.
In den Mittelbreiten Südamerikas herrschen ganzjährig Westwinde vor. Sie führen im Luv der Anden zu starkem Steigungsregen. Die Jahresniederschlagsmengen erreichen hier teilweise über 2000 Millimeter. Durch die föhnartig absteigenden Luftmassen im Lee der Gebirgskette gehen die Niederschläge östlich der Anden rasch zurück. Sie erreichen in Ostpatagonien weniger als 250 Millimeter pro Jahr.
Tropische Wirbelstürme (Hurrikane)
Jedes Jahr gibt es weltweit etwa 30 bis 100 tropische Wirbelstürme. In der Karibik und Nordamerika werden sie als Hurrikane bezeichnet (s 141.3). Tropische Wirbelstürme können sich nur über Meeren mit Wassertemperaturen von mindestens 26 bis 28 °C entwickeln und entstehen deshalb vor allem zwischen August und Oktober. 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 freiwerdende 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 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 Richtung Pole groß genug ist, um eine Wirbelbildung zu initiieren, erstreckt sich beiderseits des Äquators eine wirbelsturmfreie Zone von insgesamt zwölf bis sechzehn Breitengraden. In der übergeordneten tropischen Ostströmung wandern Hurrikane über die Karibischen Inseln bis zum amerikanischen Kontinent, wo sie beim Auftreffen auf das Land durch starke Winde mit über 200 km/h und enorme Regenmengen zum Teil verheerende Verwüstungen anrichten.
