モンスーン

モンスーン（/ mɒ n ˈ s uː n / ）は、伝統的には季節風の逆転とそれに伴う降水量の変化を指すが^[1] 、現在では赤道の北と南の境界の間の熱帯収束帯（ITCZ）の年間緯度変動に伴う大気循環と降水量の季節的変化を説明する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、技術的には乾期もある。この用語は、局地的に激しいが短期間の雨を説明する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系は、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、南西部のベンガル湾とアラビア海から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最初に英語で使われました。 ^{[4] [5]}

モンスーンという語の語源は完全には定かではない。^[6]英語のモンスーン（monsoon ）はポルトガル語のmonçãoから来ており、最終的にはアラビア語の موسم（mawsim 、「季節」）から来ており、「おそらく初期近代オランダ語のmonsonを経由している」。^[7]

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と関連している。 ^[8]アラビア海の記録や中国の黄土高原の風で運ばれた砂塵の研究から、多くの地質学者はモンスーンが最初に強くなったのは約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や南シナ海の新しい長期堆積物記録から、モンスーンの始まりは1500万～2000万年前で、初期のチベット隆起と関連していることが判明した。^{[9]この仮説の検証には、}統合海洋掘削計画による深海のサンプル採取が待たれる。^{[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、これは主に地球規模の}気候変動、特に更新世の氷河期のサイクルと関連している。 ^{[11] 123,200年から121,210年前の}エミアン間氷期のアジアモンスーン気候サイクルに関する研究によると、平均期間は約64年で、最短期間は約50年、最長期間は今日とほぼ同じ約80年だったことが示唆されています。^[12]

海洋プランクトンの研究によると、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。これが起こると、太平洋の冷たい水がインド洋に流れ込むのが妨げられました。その結果、インド洋の海面温度が上昇し、モンスーンの強度が増したと考えられています。^[13] 2018年に行われた過去100万年間のSAMの変動に関する研究では、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、氷期に大幅に減少していることがわかりました。 ^[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ており、これは、激化するインド夏季モンスーン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]インド夏季モンスーン（ISM）は後期完新世の大部分で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、ヒマラヤでは依然としてかなりの氷河堆積が起こりました。^[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、インドシナ半島は乾燥しました。^[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したため、東アジア冬季モンスーン（EAWM）が強くなりました。^[18] EAWMは550万年前に急激に激化しました。^[19] 430万年前から380万年前の間、EAWMは現在に比べてまだ大幅に弱かったが、地殻伸張によって対馬海峡が広がり、暖かい対馬海流が日本海に多く流入できるようになったため、380万年前頃に急激に強くなりました。 ^{[20] [21]}約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強化イベントが発生し、その後約100万年前にも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を弱めたと示唆されている。^[24] LGM後に海面が上昇するにつれて、EASMはアジア内陸部へと影響を拡大した。^[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、モンスーンの激化の時期もありました。^[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]特に顕著な弱まりは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ており、最初は12,000年から8,000年前の間に南に移動し、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ました。^[30]

1月のITCZは中期中新世に現在の位置までさらに南に移動し、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、222万年前（^{[説明が必要]} PL-1）、183万年前（PL-2）、68万年前（PL-3）、45万年前（PL-4）、45万年前（PL-5）の5つのエピソードが特定され、ルーウィン海流（LC）の弱体化が示された。インドネシア通過流は一般にインド洋を温めるため、 LCの弱体化はインド洋の海面水温（SST）場に影響を及ぼすと考えられる。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る。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よく理解することができます。^[31]

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。SASMはハインリッヒ現象の期間中に強化されたと示唆されています。^[24]

モンスーンはかつて、陸上の気温が海洋の気温より高いために生じる大規模な海風^[32]であると考えられていました。これはもはや原因とは考えられておらず、現在ではモンスーンは熱帯収束帯の北限と南限の間を毎年移動する惑星規模の現象であると考えられています。熱帯収束帯の境界は陸と海の加熱コントラストに応じて変化し、南アジアのモンスーンの北限はチベット高原の高地の影響を受けていると考えられています。^{[33] [34]}これらの温度の不均衡は、海洋と陸が異なる方法で熱を吸収するために発生します。海洋上では、気温が比較的安定している理由は2つあります。水の熱容量が比較的高い(3.9～4.2 J g ⁻¹ K ⁻¹ ) ことと、^[35]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) と平衡になるためです。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、水域はより均一な温度に保たれますが、陸地の温度はより変動します。

暖かい月には、太陽光が陸地と海の表面を温めますが、陸地の温度の方が上昇が速いです。陸地の表面が暖かくなると、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く、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、その後海に向かって流れ戻ります (こうしてサイクルが完了します)。しかし、空気が上昇し、陸地の上にある間に、空気は冷やされます。これにより、空気が水を保持する能力が低下し、陸地に降雨が発生します。これが、夏のモンスーンにより陸地に大量の雨が降る理由です。

寒い時期には、サイクルが逆転します。すると、陸地は海よりも早く冷え、陸地上の空気は海上の空気よりも圧力が高くなります。これにより、陸地上の空気は海に流れ込みます。湿った空気が海上に上昇すると、冷え込み、海上で降水を引き起こします。(その後、冷たい空気は陸地に向かって流れ、サイクルが完了します。)

夏のモンスーンは西風が優勢で、上昇し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一定ではない。対照的に、冬のモンスーンは東風が優勢で、分岐して弱まり、干ばつを引き起こす傾向が強い。^[37]

同様の降雨は、湿った海洋の空気が山によって上方に持ち上げられたり、^[38]地表加熱、^[39]地表での収束、^[40]上空での発散、または地表での嵐による流出によっても発生します。^[41]持ち上げ方がどのように変わっても、低圧での膨張により空気が冷やされ、結露が発生します。

サハラ以南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季節による大きな気温と湿度の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月までに南に戻ります。^[43]乾燥した北東貿易風と、より極端なハルマッタンは、夏季に熱帯収束帯の北方移動と、その結果生じる南からの雨を運ぶ風によって中断されます。半乾燥地帯のサヘルとスーダンでは、降水量のほとんどをこのパターンに依存しています。

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・オクシデンタル山脈に沿ったメキシコ、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。南カリフォルニアの半島山脈やトランスバース山脈まで西に広がるが、沿岸部に到達することはまれである（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夏の光景はよく見られる）。北米モンスーンは、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として知られている。^{[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る。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。

南西夏季モンスーンは6月から9月にかけて発生します。暑い夏の間、インド亜大陸北部および中央部のタール砂漠と隣接地域はかなり高温になります。これにより、インド亜大陸北部および中央部上に低気圧が発生します。この隙間を埋めるために、インド洋からの湿気を含んだ風が亜大陸に流れ込みます。湿気を多く含んだこれらの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妨げ、風を上昇させます。雲が上昇すると、気温が下がり、降雨が発生します。亜大陸の一部の地域では、年間10,000 mm (390 インチ) もの雨が降ります。

南西モンスーンは、一般的に6月初旬に始まり、9月末までに衰えると予想されています。湿気を多く含んだ風は、インド半島の最南端に達すると、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、まずインドの沿岸州ケーララ州の西ガーツ山脈に到来し、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地域は、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に向かって流れ、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に到達する。インドのメガーラヤ州カー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およそ1～2週間の割合で移動し、^[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、モンスーンが最南端のケララ州に到達することでそれが示されている。

モンスーンはインドの降雨量の約80%を占める。^{[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る。モンスーンの到来が数日遅れると、1990年代にインドで何度も干ばつが発生したことからもわかるように、経済に悪影響を与える可能性がある。

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、ありがたく思われている。^[54]しかし、道路は毎年大きな被害を受けている。排水システムがあるにもかかわらず、家屋や道路が浸水し、スラム街が浸水することが多い。都市インフラの欠如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機能停止状態に陥ったことがその証拠である。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る。最近では、タール砂漠など、年間を通じて降雨量が少なかったインド各地が、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っている。

南西モンスーンの影響は、中国の新疆ウイグル自治区の北部にまで及んでいる。天山山脈中央部の全降水量の約70%は、この地域がモンスーンの影響下にある夏の3か月間に降ると推定されている。そのうち約70%は、直接的な「サイクロン」（つまりモンスーンによるもの）起源である（「局所的な対流」とは対照的）。^[55]この影響は地中海西部にも及んでいるが、そこではモンスーンの影響がロッドウェル・ホスキンス機構を介して干ばつを引き起こす。^[56]

9 月頃、太陽が南に後退すると、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原からデカン半島の南のインド洋の広大な地域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。

インド洋へ向かう途中、冷たく乾燥した風はベンガル湾から水分をいくらか拾い上げ、それをインド半島とスリランカの一部に注ぎ込む。チェンナイなど、南西モンスーンによる雨が少ない都市は、このモンスーンによる雨に恵まれる。タミル・ナードゥ州が受ける雨の約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、南亜熱帯ジェットと極ジェットに分かれる。亜熱帯の流れは、北東の風を南アジアに吹き渡らせ、乾燥した空気の流れを作り出し、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レーシア上空に発生し、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ています。このモンスーンは、暖かく雨の多い夏季モンスーンと、寒く乾燥した冬季モンスーンが特徴です。雨は、中国東部を除いて東西に伸びる集中帯で発生しますが、中国東部では、韓国と日本では東北東に傾いています。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 2 つは前線による雨に似ています。

夏季モンスーンの始まりは、5 月初旬に中国南部と台湾でモンスーン前の雨が降る時期で始まります。5 月から 8 月にかけて、夏季モンスーンは一連の乾燥期と雨期を経ながら、降雨帯が北上し、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、降雨帯は中国南部に戻ります。

雨季は9月から2月までで、北半球の冬の間、ハドレー循環の主要なエネルギー源となる。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に関連している。北東風は東南アジアを南下し、ボルネオの地形によって北西/西に向きを変えてオーストラリアに向かう。これにより、ボルネオ上空にサイクロン循環の渦が形成され、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す。例としては、2001年に低緯度で発生した珍しい熱帯暴風雨、熱帯暴風雨ヴァメイ、および2007年のジャカルタの壊滅的な洪水が挙げられる。

オーストラリアのモンスーンの開始は、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、オーストラリア北部 (12 月、1 月)の温暖化の極大期に続く傾向があります。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であり、この地域から徐々にではなく突然に撤退することで実証されています。オーストラリアのモンスーン (「湿潤」) は、南半球の夏にオーストラリア北部でモンスーンの谷が発達するときに発生します。オーストラリア北部の年間降雨量の 4 分の 3 以上がこの時期に降ります。

ヨーロッパモンスーン（偏西風の復活としてよく知られている）は、大西洋からの偏西風が再び吹き始め、風雨を帯びるようになることによって起こる。^[60]これらの偏西風はヨーロッパの冬季によく見られる現象だが、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る。6月には再び風が強まるため、この現象は「偏西風の復活」とも呼ばれる。^[61]

雨は通常、6月初旬と6月中旬から下旬の2回に分けて降る。ヨーロッパのモンスーンは、モンスーンに分類されるすべての要件を満たしていないため、従来の意味でのモンスーンではない。むしろ、偏西風の戻りは、一連の低気圧の中心を西ヨーロッパに運び、そこで不安定な天候を生み出すコンベアベルトとみなされている。これらの嵐は、通常、平均気温より大幅に低く、激しい雨や雹、雷、強風を伴う。^[62]

偏西風の復活は、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。

• モンスーン（写真）  – ニュージーランドの写真家リダイレクト先の簡単な説明を表示するページ
• 熱帯モンスーン気候

• Chang, CP, Wang, Z., Hendon, H., 2006, 「アジアの冬季モンスーン」。「アジアのモンスーン」、Wang, B. (編)、Praxis、ベルリン、pp. 89–127。
• 第3回モンスーンワークショップ国際委員会。地球規模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。

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• 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