インド、タミル・ナードゥ州ナゲルコイル近郊のアラルヴァイモジーでモンスーンの雲と雨が進行している
インド、アンダマン諸島のポートブレアにモンスーン雲が到来

モンスーン（/ mɒ n ˈ s uː n /）は、伝統的に季節風の反転とそれに伴う降水量の変化を指す[1]が、現在では赤道の南北間の熱帯収束帯（ITCZ）の年間緯度変動に伴う大気循環と降水量の季節変化を指すために使用されている。通常、モンスーンという用語は季節的に変化するパターンの雨期を指すために使用されるが、厳密には乾期も存在する。この用語は、局所的に激しいが短期間の雨を指すために使用されることもある。[2] [3]

世界の主要なモンスーンシステムは、西アフリカ、アジア・オーストラリア、北アメリカ、南アメリカのモンスーンから構成されています。

この用語は、イギリス領インドとその周辺諸国で、ベンガル湾とアラビア海から南西部に吹き付ける強い季節風がその地域に大雨をもたらすことを指すために、英語で初めて使われました。 [4] [5]

語源

インド、ウッタル・プラデーシュ州ラクナウのモンスーン雲

モンスーンという語源は完全には定かではありません。[6]英語のモンスーン（monsoon）はポルトガル語のmonçãoに由来し、最終的にはアラビア語の موسم（mawsim、「季節」）に由来し、「おそらく初期近代オランダ語の monsonを経由している」と考えられています。[7]

歴史

アジアモンスーン

アジアモンスーンの強まりは、約5000万年前にインド亜大陸とアジアが衝突した後のチベット高原の隆起に関連している。 [8]アラビア海の記録と中国の黄土高原の風で運ばれた砂塵の研究により、多くの地質学者はモンスーンが初めて強くなったのは約800万年前だと考えている。最近では、中国の植物化石の研究と南シナ海の新しい長期堆積物の記録により、モンスーンの始まりは1500万年から2000万年前であり、初期のチベット隆起に関連しているとされている。[9]この仮説を検証するには、統合海洋掘削プログラムによる深海サンプルの採取が待たれる。[10]この時代以降、モンスーンの強さは大きく変動しており、主に地球規模の気候変動、特に更新世氷河期のサイクルに関連している。 [11] 123,200年から121,210年前のエミアン間氷期におけるアジアモンスーン気候サイクルの研究では、平均期間は約64年で、最短期間は約50年、最長期間は約80年で、現在と同程度であったことが示唆されている。[12]

海洋プランクトンに関する研究によると、南アジアモンスーン（SAM）は約500万年前に強まったことが示唆されています。その後、氷期に海面が低下し、インドネシア海路が閉鎖されました。この結果、太平洋の冷たい水がインド洋に流れ込むのが阻害されました。その結果、インド洋の海面水温が上昇し、モンスーンの強度が増したと考えられています。[13] 2018年には、過去100万年間のSAMの変動に関する研究が行われ、モンスーンによる降水量は、現在のような間氷期と比較して、氷期には大幅に減少していることが明らかになりました。[14]インド夏季モンスーン（ISM）は、最終氷期極大期後の温暖化の間に、具体的には16,100～14,600年前、13,600～13,000年前、12,400～10,400年前に相当する期間に数回の激化を経験しました。これは、激化するISMによってもたらされた湿度の上昇を示すチベット高原の植生の変化によって示されています。[15] ISMは後期完新世の大部分において比較的弱かったものの、西からの偏西風によってもたらされた寒冷な気温のために、ヒマラヤ山脈で依然として顕著な氷河の蓄積が起こりました。[16]

中期中新世には、降水量最大帯である7月のITCZが北上し、東アジア夏季モンスーン（EASM）の期間中に中国南部の降水量が増加し、インドシナ半島が乾燥しました。[17] 790万年前から580万年前の後期中新世全球寒冷化（LMCG）の間、亜寒帯前線が南に移動するにつれて、東アジア冬季モンスーン（EAWM）が強くなりました。[18] EAWMの急激な激化は550万年前に起こりました。[19] 430万年前から380万年前の間、EAWMは現在に比べてまだかなり弱かったが、地殻の伸張によって対馬海峡が広がり、対馬暖流の日本海への流入量が増加したため、380万年前頃に急激に強くなりました。[20] [21]およそ300万年前、EAWMはそれ以前はより変動が激しく一貫性がなかったが、より安定し、さらに地球規模の寒冷化と海面低下の時期にさらに強化された。[22] EASMは最終氷期極大期（LGM）などの氷河期の寒冷期には弱く、間氷期と氷河期の温暖期には強くなった。[23] 260万年前にもEAWMの強化イベントが発生し、その約100万年前にもさらにEAWM強化イベントが発生した。[19]ダンスガード・オシュガー・イベントの間、EASMは強度を増したが、ハインリッヒ・イベントの間は強度が低下したことが示唆されている。[24] LGM後の海面上昇に伴い、EASMはアジア内陸部へと影響を及ぼし始めた。[25]また、約6000年前の中期完新世には、当時のサハラ砂漠は植生がはるかに豊かで塵の放出が少なかったため、軌道力がより強くなり、EASMが強化された時期もありました。[26]この中期完新世のEASM最大期は、中国北部の温帯落葉樹林ステップと温帯混合林ステップの拡大と関連していました。[27]約5000年から4500年前までに、東アジアモンスーンの強さは衰え始め、その時点から現在まで弱まっています。[28]特に顕著な弱体化は3000年前頃に起こりました。[29] EASMの位置は完新世を通じて何度も移動した。最初は12,000年から8,000年前の間に南下し、続いて約8,000年から4,000年前の間に北に拡大し、最近では4,000年から0年前の間に再び南に後退した。[30]

オーストラリアモンスーン

1月のITCZは中期中新世にさらに南下して現在の位置に移動し、それまで弱かったオーストラリアの夏のモンスーンを強めました。[17]

第四紀には、 2.22 Ma ( [説明が必要] PL-1)、1.83 Ma (PL-2)、0.68 Ma (PL-3)、0.45 Ma (PL-4)、0.04 Ma (PL-5) の5つのエピソードが確認されており、これらはルーウィン海流(LC) の弱体化を示しています。インドネシア通過流は一般にインド洋を温めるので、 LC の弱体化はインド洋の海面水温 (SST) 場に影響を及ぼします。したがって、これら5つの期間はおそらくインド洋の SST が大幅に低下した期間であり、インドモンスーンの強度に影響を与えたと考えられます。LC が弱い間は、インドネシア通過流を通じたインド洋への正味の熱入力の減少によるインド洋双極子の変化のために、インドの冬季モンスーンの強度が低下し、夏季モンスーンの強度が強くなる可能性があります。このように、第四紀のLCの挙動を地層の間隔を狭めて研究することで、エルニーニョ、西太平洋暖水プール、インドネシア通過流、西オーストラリア沖の風のパターン、および氷の体積の拡大と収縮の間の可能性のある関連性をより深く理解することができます。[31]

南米モンスーン

南米夏季モンスーン（SASM）は、ダンスガード・オシュガー現象の期間中に弱まったことが知られています。一方、ハインリッヒ現象の期間中にはSASMが強まったと示唆されています。[24]

2010年の西ガーツ山脈
この視覚化は、観測データとモデルデータを用いて、アジアモンスーンとその発達過程を示しています。また、その影響についてもいくつか示しています。

プロセス

モンスーンはかつて、陸上の気温が海中より高いために生じる大規模な海風[32]だと考えられていた。しかし今ではこのことが原因とはみなされなくなり、現在ではモンスーンとは熱帯収束帯が南北の限界の間を毎年移動する地球規模の現象だと考えられている。熱帯収束帯の限界は陸地と海の加熱コントラストによって変わり、南アジアのモンスーンの北限はチベット高原の高原の影響を受けていると考えられている。[33] [34]こうした温度の不均衡は海と陸が異なる方法で熱を吸収するために生じる。海上では気温が比較的安定している理由は 2 つある。水の熱容量が比較的高い(3.9～4.2 J g −1 K −1 )、[35]ことと、伝導と対流の両方によって高温または低温の表面がより深い水 (最大 50 メートル) と平衡になるからである。対照的に、土、砂、岩石は熱容量が低く（0.19～0.35 J g −1 K −1）、[36]対流ではなく伝導によってのみ地中に熱を伝達します。そのため、水域の温度はより均一に保たれますが、陸地の温度はより変動しやすいのです。

暖かい月には、太陽光が陸地と海面の両方を暖めますが、陸地の温度の方が上昇が速いです。陸地の表面が温まると、その上の空気が膨張し、低気圧が発生します。一方、海は陸地よりも温度が低いままで、その上の空気はより高い圧力を維持します。この圧力差により、海から陸地へ海風が吹き、湿った空気が内陸に運ばれます。この湿った空気は陸地の上空でより高い高度まで上昇し、その後再び海に向かって流れます (こうしてサイクルが完了します)。しかし、空気が上昇し、まだ陸地の上にある間に、空気は冷やされます。これにより、空気が水分を保持する能力が低下し、陸地に雨が降ります。これが、夏のモンスーンにより陸地に多くの雨が降る理由です。

寒い時期には、このサイクルは逆転します。陸地は海よりも速く冷え、陸地上の空気は海上の空気よりも高い気圧になります。そのため、陸地上の空気は海へと流れ込みます。湿った空気が海上で上昇すると、冷やされ、海上で降雨を引き起こします。（その後、冷たい空気は陸地へと流れ込み、サイクルが完了します。）

夏のモンスーンは西風が優勢で、上昇気流に乗って多量の雨をもたらす傾向が強い（上昇気流中の水蒸気の凝結による）。しかし、その強さと期間は年によって異なる。一方、冬のモンスーンは東風が優勢で、分岐したり、弱まったりして干ばつを引き起こす傾向が強い。[37]

同様の降雨は、湿った海の空気が山によって上昇したり、[38]地表加熱、[39]地表での収束、[40]上空の発散、または地表での嵐による流出によっても発生します。[41]上昇がどのように起こるかに関係なく、低圧での膨張により空気が冷やされ、結露が発生します。

世界的なモンスーン

要約表

アフリカ（西アフリカおよび東南アジア）

マヨット島上空の南東アフリカモンスーン雲

サハラ以南のアフリカ西部のモンスーンは、熱帯収束帯の季節的変化と、サハラ砂漠と赤道大西洋の間の大きな季節的な気温・湿度差によって生じます。 [46]熱帯収束帯は2月に赤道大西洋から北上し、6月22日頃に西アフリカに到達し、10月までに南下します。[43]乾燥した北東貿易風、そしてより極端な形態であるハルマッタンは、夏季に熱帯収束帯の北上とそれに伴う南からの雨を運ぶ風によって中断されます。半乾燥地帯であるサヘル地域とスーダンは、降雨の大部分をこのパターンに依存しています。

北米

アリゾナ州フェニックス上空にモンスーン雲が到来
キャニオンランズ国立公園のアイランド・イン・ザ・スカイ上空の雷雨の中で発生した落雷の3秒間の動画

北米モンスーン（NAM）は、6月下旬または7月上旬から9月にかけて発生し、メキシコ上空で発生して7月中旬までに米国南西部に広がります。シエラマドレ山脈沿いのメキシコ、アリゾナ州、ニューメキシコ州、ネバダ州、ユタ州、コロラド州、西テキサス、カリフォルニア州に影響を及ぼすほか、南カリフォルニアのペニンシュラ山脈やトランスバース山脈の西まで広がりますが、海岸地帯に達することはまれです（モンスーンの時期に海岸沿いの晴れた空から車でわずか30分のところに砂漠の雷雨の壁が現れるのがよく見られる夏の光景です）。北米モンスーンには、夏モンスーン、南西モンスーン、メキシコモンスーン、アリゾナモンスーンなどとして知られています。[47] [48]影響を受ける地域の大部分がモハーベ砂漠とソノラ砂漠であるため、砂漠モンスーンと呼ばれることもあります。しかし、不完全な風向反転を伴う北米と南米の気象パターンを真のモンスーンとして数えるかどうかは議論の余地がある。 [49] [50]

アジア

アジアモンスーンは、インド亜大陸とネパールを含む周辺地域に影響を及ぼすインド亜大陸モンスーン、中国南部、台湾、韓国、日本の一部に 影響を及ぼす東アジアモンスーンなど、いくつかのサブシステムに分類できます。

南アジアモンスーン

南西モンスーン
インドにおける南西夏季モンスーンの開始日と卓越風の流れ

南西モンスーンは6月から9月にかけて吹きます。夏の暑い時期には、タール砂漠とインド亜大陸北部および中央部の隣接地域が非常に高温になります。そのため、インド亜大陸北部および中央部には低気圧が発生します。この低気圧の隙間を埋めるため、インド洋から湿気を多く含んだ風がインド亜大陸に吹き込みます。この湿気を豊富に含んだ風はヒマラヤ山脈に向かって引き寄せられます。ヒマラヤ山脈は高い壁のような役割を果たし、風が中央アジアに流れ込むのを阻止し、上昇を促します。雲が上昇すると気温が下がり、降雨が発生します。インド亜大陸の一部の地域では、年間降雨量が10,000 mm（390インチ）にも達します。

南西モンスーンは、一般的に5月末から6月初めにかけて始まり、9月末から10月初めにかけて衰えると予想されています。湿気を帯びた風は、インド半島の最南端に到達すると、その地形により、アラビア海支流とベンガル湾支流の2つの部分に分かれます。

南西モンスーンのアラビア海支流は、インド沿岸州のケーララ州西ガーツ山脈に最初に到達し、この地域はインドで最初に南西モンスーンの雨を降らせる州となります。このモンスーンの支流は西ガーツ山脈（コンカンとゴア）に沿って北上し、西ガーツ山脈の西側の沿岸地域に降雨をもたらします。西ガーツ山脈の東部では、風が西ガーツ山脈を横切らないため、このモンスーンによる雨はあまり降りません。

南西モンスーンのベンガル湾支流はベンガル湾を越えてインド北東部とベンガル地方へと流れ、ベンガル湾からより多くの水分を吸収する。この風は大量の雨を伴って東ヒマラヤ山脈に到達する。インド・メガーラヤ州カシ丘陵の南斜面に位置するマウシンラムは、地球上で最も雨の多い場所の一つである。東ヒマラヤ山脈に到達した後、風は西に向きを変え、インド・ガンジス平野を州ごとに約1～2週間の速度で移動し、[51]道すがら雨を降らせる。6月1日はインドにおけるモンスーンの開始日とみなされており、これはモンスーンが最南端のケララ州に到達することで示される。

インドの降雨量の約80%はモンスーンによるものです。[52] [53]インドの農業（GDPの25%を占め、人口の70%を雇用）は、綿花、米、油糧種子、粗粒穀物などの作物の栽培において、雨に大きく依存しています。モンスーンの到来が数日遅れると、1990年代にインドで発生した数々の干ばつが示すように、経済に深刻な影響を与える可能性があります。

モンスーンは、6月の夏の暑さのピークから解放してくれるため、都市住民にも広く歓迎され、高く評価されています。[54]しかし、道路は毎年大きな被害を受けています。排水システムがあるにもかかわらず、家屋や道路が冠水したり、スラム街が浸水したりすることが多々あります。都市インフラの不足と気候パターンの変化が相まって、財産の損害や人命の損失を含む深刻な経済的損失を引き起こしており、2005年にムンバイで発生した洪水では都市が麻痺状態に陥りました。バングラデシュや、アッサムや西ベンガルなどインドの一部の地域でも、この季節には頻繁に大洪水に見舞われます。最近では、年間を通じて降雨量が少なかったタール砂漠などのインド地域が、モンスーンシーズンの長期化により驚くべきことに洪水に見舞われるようになりました。

南西モンスーンの影響は、中国の新疆ウイグル自治区にまで及んでいる。天山山脈中央部における降水量の約70%は、この地域がモンスーンの影響下にある夏の3ヶ月間に降ると推定されている。そのうち約70%は「サイクロン性」（すなわちモンスーン駆動性）の直接的な起源である（「局所対流」とは対照的である）。[55]その影響は西の地中海にも及んでいるが、そこではモンスーンの影響はロッドウェル・ホスキンス機構を介して干ばつを引き起こす。[56]

熱帯季節林における雨季と乾季の極端な違いは、非常に明白です。左の画像はバングラデシュ中央部のバワル国立公園で乾季に撮影されたもので、右の画像は雨季（モンスーン期）に撮影されたものです。
北東モンスーン
マディヤ・プラデーシュ州のモンスーン雲

9月頃、太陽が南に後退するにつれ、インド亜大陸の北部の陸地は急速に冷え始め、北インドに気圧が高まり始めます。インド洋とその周囲の大気は依然として熱を保っており、ヒマラヤ山脈とインド・ガンジス平野からデカン半島南方の広大なインド洋に向かって冷たい風が吹き下ろします。これは北東モンスーンまたは後退モンスーンとして知られています。

インド洋へ向かって移動する途中、冷たく乾燥した風はベンガル湾からいくらかの水分を拾い、それをインド半島とスリランカの一部に注ぎ込む。チェンナイのように南西モンスーンからの雨が少ない都市は、このモンスーンによる雨に恵まれる。タミル・ナードゥ州の降雨量の約50%から60%は北東モンスーンによるものである。[57]南アジアでは、北東モンスーンは地表高気圧が最も強い10月から12月に発生する。 [58]この地域のジェット気流は、南部亜熱帯ジェットと極ジェットに分かれる。亜熱帯流は北東の風を南アジアに吹き渡らせ、乾燥した気流を作り出してインド上空に晴天をもたらす。一方、モンスーントラフと呼ばれる低気圧が東南アジアとオーストラリア上空に発生し、風はオーストラリアへ向かう。フィリピンでは、北東モンスーンはアミハンと呼ばれている。[59]

東アジアモンスーン

フィリピンのモンスーン洪水
フィリピン、カビテ州シランのモンスーン夏の雷雨

東アジアモンスーンは、インドシナ半島、フィリピン、中国、台湾、韓国、日本、シベリアの大部分に影響を及ぼします。温暖で雨の多い夏モンスーンと、寒く乾燥した冬モンスーンが特徴です。雨は東西に伸びる集中帯で発生しますが、中国東部では韓国と日本上空で東北東方向に傾斜しています。この季節雨は、中国では梅雨、韓国では長雨、日本では白雨と呼ばれ、後者と白雨は前線による雨に似ています 。

夏モンスーンの到来は、5月上旬に中国南部と台湾でモンスーン前の雨期が始まることで始まります。5月から8月にかけて、夏モンスーンは乾燥期と雨期を繰り返す中で、降水帯が北上します。降水帯はインドシナ半島と南シナ海（5月）から始まり、揚子江流域と日本（6月）、そして最後に中国北部と韓国（7月）へと移動します。8月にモンスーンが終了すると、降水帯は再び中国南部に戻ります。

オーストラリア

モンスーンによる強風がオーストラリア北部準州のダーウィンに接近

雨季は9月から2月にかけて続き、北半球の冬季におけるハドレー循環の主要なエネルギー源となります。これはシベリア高気圧の発達と、北半球から南半球への加熱極大の移動と関連しています。北東風は東南アジアを南下し、ボルネオ島の地形によって北西/西風に方向を変え、オーストラリアへと向かいます。これによりボルネオ島上空に低気圧性の循環渦が形成され、高緯度から下降する冬の寒気と相まって、この地域で重大な気象現象を引き起こします。例としては、2001年に発生した稀な低緯度熱帯暴風雨「ヴァメイ」、そして2007年にジャカルタを襲った壊滅的な洪水などが挙げられます。

オーストラリアにおけるモンスーンの開始は、温暖化のピークを迎えたベトナムとマレー半島（9月）、スマトラ島、ボルネオ島、フィリピン（10月）、ジャワ島、スラウェシ島（11月）、イリアンジャヤ、そしてオーストラリア北部（12月、1月）へと続く傾向がある。しかし、モンスーンは温暖化に対する単純な反応ではなく、地形、風、海のより複雑な相互作用によって起こる。これは、モンスーンが徐々にではなく、突然オーストラリア北部に後退していくことからも明らかである。オーストラリアモンスーン（「湿潤期」）は、南半球の夏、オーストラリア北部にモンスーントラフが発達する時期に発生する。オーストラリア北部の年間降水量の4分の3以上がこの時期に降る。

ヨーロッパ

ヨーロッパモンスーン（偏西風の回帰としてよく知られている）は、大西洋から吹き付ける偏西風が再び吹き始めることで発生し、風雨を伴います。[60]この偏西風はヨーロッパの冬季によく見られる現象ですが、3月下旬から4月、5月にかけて春が近づくにつれて弱まります。6月には再び風が強まるため、「偏西風の回帰」とも呼ばれています。[61]

雨は通常、6月初旬と6月中旬から下旬の2波に分けて降ります。ヨーロッパモンスーンは、モンスーンとして分類されるための要件を全て満たしていないため、従来の意味でのモンスーンではありません。むしろ、偏西風の戻りは、西ヨーロッパに一連の低気圧の中心を運び、そこで不安定な天候を引き起こすコンベアベルトのようなものと考えられています。これらの嵐は、通常、平均気温より大幅に低い気温、激しい雨や雹、雷、強風を特徴とします。[62]

偏西風の戻りはヨーロッパの北大西洋沿岸、より正確にはアイルランド、イギリス、ベネルクス諸国、ドイツ西部、フランス北部、スカンジナビアの一部に影響を及ぼします。

参照

参考文献

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さらに読む

  • Chang, CP, Wang, Z., Hendon, H., 2006, 「アジアの冬季モンスーン」. The Asian Monsoon , Wang, B. (ed.), Praxis, Berlin, pp. 89–127.
  • 第3回モンスーンワークショップ国際委員会。世界のモンスーンシステム：研究と予報。
ウィキメディア・コモンズには、モンスーンに関連するメディアがあります。
ウィキソースには、 1911 年のブリタニカ百科事典の記事「モンスーン」のテキストがあります。
無料辞書のウィクショナリーで「モンスーン」を調べてください。
  • アメリカ国立気象局：北米モンスーン
  • 東アジアモンスーン実験[永久リンク切れ]
  • アリゾナ中央モンスーンのページ
  • アリゾナモンスーンの基礎