2005年度春季大会シンポジウム「地球環境の進化と気候変動」の報告：：421（チベット高原；アジアモンスーン；大気大循環モデル（GCM ))３．チベット高原の上昇は新第三紀以降のアジア・太平洋域の気候変化とアジアモンスーンの成立にどのような影響を与えたか？
―大気海洋結合大循環モデル（MRI‑CGCM ）による数値実験結果から―

安成 哲

三 ・阿部

学 ・鬼頭昭雄

１．はじめには，地域によって異なっている．高原の上昇は，モン著 者 ら は，気 象 研 究 所 大 気 海 洋 結 合 気 候 モ デ ル

スーンの降水域を高原の東南域を中心に，より内陸へ（M RI‑CGCM version Ⅰ）を 用 い て，チ ベット 高 原と移行させるが，その地域的な影響は，場所により微の平均高度の違いが，全球およびアジア・ユーラシア地域の気候にどのような影響を与えるかについての数値実験を系統的に行なった．実験は，高原の平均高度を 0m（実験 M 0）から現在の高度（約5000m；実験M ）の 間 を ４ 段 階（実 験 M 2，M 4，M 6，M 8；例 えば M 4は現在高度の40％の平均高度を意味する）に分けて行った．その結果，チベット高原の上昇は，アジア・ユーラシア地域のみならず，全球的に大きな気候変化を引き起こすことが明らかになった．北半球夏季の気候，アジアモンスーンと熱帯大気海洋系の変化に与える影響については，すでに３編の論文（Abe etal., 2003, 2004, 2005）として報告している．このシンポジウムでは，これらの熱帯地域での変化に加え，高原の高度変化が，東アジア地域の冬季モンスーン気候やアジアの内陸の乾燥気候の形成や冬季の日本海側の積雪にどのような影響を与えるかについて，この数値実験の結果と最近のテクトニクスの成果などを対比しつつ，議論したい．
２．夏季アジアモンスーンと乾燥気候の成立
高原の上昇が夏季アジアモンスーンの成立に与える影響は全体として非常に大きいが，その影響の現れ方

名古屋大学地球水循環研究センター．
気象研究所気候研究部．
Ⓒ 2007 日本気象学会
2007年 5月第１図 チベット高原の平均高度の変化（M 0〜M ）に伴う地域ごとの夏季（６〜８月平均）アジア モ ン スーン 降 水 量（mm/day）の 変 化．
(a）インド［10‑30°
N，70‑80°E］，(b）東南ア ジ ア［10‑30°
N，95‑100°E］，及 び（c）東ア ジ ア［30‑45°
N，105‑120°E］．（d）Webster and Yang（1992）に基づく夏季アジア
モンスーン指数．MRI‑CGCM Ⅰを用いた数値実験（Abe et al., 2003）に基づく．
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2005年度春季大会シンポジウム「地球環境の進化と気候変動」の報告

妙 に 異 なって い る（第 １図)．インドモンスーン域
では，高原の高さと共にモンスーンは強くなっていくが，東南アジアモンスーンは，M 4〜M 6期 に 最 強 となった後，モンスーン降水量 は 減 少 し て い る．こ れは，モンスーン循環に伴う降水域がより内陸に移行することに関連している．東アジアモンスーン域での降水量は，高原の高度とともに増加し，M 8のステージで極大となる．一方，中央
アジア・モンゴルの乾燥地域の拡大・強化は，高原の上昇とともに顕著となり，第２図

チベット高原の高度変化（M 0〜M （縦軸)）に伴う高原北縁（35〜45°N）沿いの（a）夏季（６〜８月）平均降水量（mm/day）の東西分布と，(b）各ステージ間における降水量変化（mm/day）の東西分布．
横軸は東経．暖色系ほど降水量が多い．M RI‑CGCM Ⅰを用いた数値実験（Abe et al., 2003）に基づく．

第３図

M RI‑CGCM Ⅰの実験で得られた熱帯太平洋の海面水温（℃）分布．
(a）実験 M 0（高原なし)．(b）実験 M （現在の高度)．(c）チベット
高原の高度変化に伴う赤道太平洋の海面水温東西差（115‑140°
E の平均から95‑80°
W の平均を差し引いた値）の変化．M 6から M 8ステージで，東西の水温勾配が顕著に増大している．Abe et al.（2004）に拠る．

同時に東アジア域の降水量は大きく増加するという，乾湿気 候 の 東 西 非 対 称 パ
ターンの強化が，高原の北縁の緯度付近に沿って現れる こ と が わ かった（第 ２図)．
３．熱帯太平洋大気・海洋系の変化
チベット高原の上昇は，
熱 帯 東 西 循 環（WalkerCirculation)，あるいは北太平洋上の亜熱帯高気圧への影響を通して，赤道沿いの熱帯大気・海洋系の状態にも大きく影響している．
高原の上昇とともに，東西循環が強まり，熱帯太平洋の大気・海洋系を，より東西のコントラストの強い状態，即ち，より La Nina 的な状態にしている．特に西太平洋・海洋大陸域の暖水プールの形成にも，高原第３図に示すように，M 6から M 8のステージで，東の存在が非常に重要であることを示唆している．

西の海面水温勾配や東西循環が急に強くなっており，大気海洋系への影響には，高原がかなり高くなること

４．冬季アジアモンスーンの成立が必要であることを示している．この結果は，現在の東アジアの冬季のモンスーンの形成（地上での北西36〝天気" 54．5．

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季節風の強化，対流圏中上層での気圧の谷と寒気団の強化，日本上空のジェット気流の強化など）もほぼ同
じ M 4から M 6のステージで大きく変化し，現在の状態に近くなることが示された（第４図)．興味深いことはこの同じステージに，現在の冬季のアジアでの大気循環 系 を 特 徴 づ け る チ
ベット高原の南縁沿いの亜熱帯ジェット気流が出現する こ と で あ る．M 0か ら
M 4までのステージでは，比較的弱いジェット気流が高原北方の45°N 付近に位置していたのが，この M 4‑
M 6のステージに高原の南に移動し，強化されている（第 ５ 図)．こ れ ら の 変 化
は，高原の高さが現在のほぼ半分になると，高原の特に冬季の大気循環に与える力学的効果が明瞭になって

第４図

MRI‑CGCM Ⅰ で 再 現 さ れ た チ ベット 高 原 の 高 度 変 化 に 伴 う 冬 季（12〜２月）平均の対流圏中層（500hPa）の平均的な風ベクトル変化．
陰 影 部 は 薄 い 方 か ら，平 均 風 速 が15（m/s）以 下，15〜20（m/s)，
20〜25（m/s)，25（m/s）以上のジェット気流に対応．(a）M 0，(b）M 2，(c）M 4，(d）M 6，(e）M 8，(f）M の各実験．

くることを示している．
ところで，このような高原の高さによる気候，大気におけるモンスーン気候と乾燥気候の交替の層序の開循環系への影響の違いの数値実験結果は，アジアにお始時期も，高原の力学的効果が顕在化した時期とおそ

ける古気候変化と高原の上昇の関係に関してはどのよらく対応していると考えられる（第４章の多田氏の解うな意味づけができるであろうか．最近の地球テクト説も参照)．

ニクス研究におけるチベット高原上昇開始の年代については，まだその推定に大きな幅があるが，概ね1000

５．環日本海気候の成立万年±500万年前頃であると主張する研究者が多いこ

北陸地域を含む日本海側の気候は，冬の季節風の吹と，また，上昇過程については，第四紀の氷期開始時

き出しとそれに伴う大量の積雪で特徴づけられる．こ

期と現在に近い高度への到達とは，オーダー的に同じの日本海側の積雪は，春から夏の融雪を通して，この時期と判断できそうである．

地域の豊かな水資源を保証し，日本海側の豊かな生態一方，バイカル湖の湖底堆積物や黄土高原レス堆積系と水田稲作に代表される伝統的な農業を維持してき物による気候・環境解析研究の最近の成果との対比をた．では，いつ頃から，このような冬の気候は，どの行うと，東アジアの夏季，冬季モンスーンが開始されように形成されてきたのであろうか．

た時期は，数値実験における高原高度の M 4〜M 6ス

まず必要な条件は，もちろん，日本海の成立であテージと対応できそうである．また，この時期は同時る．近年の地質学・地史学的研究は，約1500万年前，に，第四紀，即ち，氷期サイクルの開始前後ではない新生代第三紀後半，新第三紀とよばれる時代に日本列かと判断される．これらの推定とテクトニックな推定

島の回転，折れ曲がりにより形成されたことを示してとは，整合的であることも明らかになった．レス高原

いる．しかし，豊かな水産資源を含む現在のような日

2007年 5月

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2005年度春季大会シンポジウム「地球環境の進化と気候変動」の報告

る．
冬のシベリア高気圧に代表される大陸の寒気団はいつ頃から形成されたのか．
これに密接に関わるユーラ
シア大陸でのテクトニックな変動が，チベット高原の成立である．チベット高原を段階的に上昇させて行った私たちの数値実験では，
M 4〜M 6ス テージ で 急 激にモンスーン気候となり，M 6〜M 8で，ほ ぼ 現 在 に近い状態の冬のモンスーンが出現することが明らかになった（第 ６ 図)．と す ると，大量降雪を伴う冬の日
本海側の気候が始まったのは，お そ ら く 数 百 万 年 前頃，即ち，第三紀の末の比較的温暖な気候が卓越した時期であったとも推定される．
ただし，冬季に雪となるためには，冬季の気温低下が必要であり，この条件が満たされていたかどうか，課題として残されている．
日本海沿岸の北陸地域の冬第５図

M RI‑CGCM Ⅰ で 再 現 さ れ た チ ベット 高 原 の 高 度 変 化 に 伴 う 冬 季（12〜２月）平均の対流圏中層（500hPa）での流れの 変 化（矢 印)．
(上 か ら）M ，M 8，M 6，M 4，M 2，M 0の 各 実 験．中 央 ア ジ ア（80‑100°E）における東西平均．陰影部は薄い方から，平均風速が12（m/s)
以下，12〜15（m/s)，15〜18（m/s)，18（m/s）以上のジェット気流に対応．高原南縁にあるヒマラヤ山脈の緯度（28°N）を太線で示す．

季気温も，現在降雪として降る限界である３℃近くに下 が る の が M 6ス テージ（第７図）であり，これが第三紀末か第四紀の開始頃だったのかが今後の課題で本海になるためには，対馬海峡より暖流が流入し，しある．

かも冬季の大陸からの寒気の吹き出しによる表層水の約100〜200万年前頃に始まった第四紀には，全球的冷却で鉛直混合が活発となり，海洋底層が酸化状態にに非常に寒い氷期と現在のように暖かい間氷期の繰りなっていることが重要である（Tada, 1994)．即ち，返しが10万年程度の周期で繰り返されており，日本海南（と北）が海峡で開いた海であること，冬季には大の海洋・気候もこの全球的な気候変動のサイクルに大気により十分冷やされることが，豊かな日本海のためきく影響されてきた（Oba et al., 1991)．氷期には日に必要な条件である．この条件は同時に，日本海上の本海の水位が低下し，海峡が閉じて湖になったため，冬の大気に十分な水蒸気と熱の供給をもたらし，日本無酸素状態の還元的な海洋環境となり，一部の凍結も海側の地域に大量の雪をもたらす条件ともなってい含めた冷たい日本海のため，冬季における大気への水38〝天気" 54．5．

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６．今後の課題
気象研究所大気海洋結合気候モデル（MRI‑CGCMversion Ⅰ）を用いて，チベット高原の平均高度の違いが，夏季・冬季のアジアモンスーン気候と熱帯太平
洋域の大気海洋系にどのような影響を与えるかについて の 数 値 実 験 を，平 均 高 度 を 0m か ら 現 在 の 高 度（約5000m）のあいだで４段階に分けて行い，その古気候学的意味づけを可能な限り試みた．残された最も大きな問題は，高原の上昇のより正確な編年と古気候変化との対応づけである．また，今回の数値実験では，チベット高原だけの高度の違いによる古気候変化を評価したが，実際には，ほぼ同時期あるいは多少の時期を違えて，ロッキー山脈やアンデス山脈も隆起している．また，350万年前頃には，パナマ地峡の成立（海峡の閉鎖）による熱帯海洋の大循環の変化も，気候変化の大きな要素と考えられている．今後は，これらの地球表層におけるテクトニックな変化に関連した
第６図

MRI‑CGCM Ⅰで再現されたチベット高原の高度変化に伴う冬季（12〜２月）の平 均 的 な 日 本 海 上 の 季 節 風 の 変 化．
(a） M 0， (b） M 2， (c） M 4， (d）M 6，(e）M 8，(f）M の 各 実 験．1000
hPa の 水 平 風（矢 印）と そ の 風 速（陰影)．陰影部は薄い方から，平均風速が６ 〜 ８ （ m /s)， ８ 〜 10（ m /s )，10（m/s）以上の領域に対応．

大気中の CO 濃度変化や植生変化と，地球軌道要素の変化などを考慮しつつ，モンスーンアジアの古気候のモデリングをする必要があろう．

参考

文 献

Abe,M .,A.Kitoh and T.Yasunari, 2003：An evolutionof the Asian summer monsoon associated with mountain uplift, ‑Simulation with the M RI atmosphere‑
ocean coupled GCM ‑, J. M eteor.Soc.Japan, 81, 909‑
933.
Abe, M ., T. Yasunari and A. Kitoh, 2004：Effects oflarge‑scale orography on the coupled atmosphere‑
ocean system in the tropical Indian and Pacific
Oceans in boreal summer, J. Meteor. Soc. Japan, 82,745‑759.

第７図

MRI‑CGCM Ⅰで再現されたチベット高原の高度変化に伴う冬季（１月）日本海沿岸付近（38°N，140°E）の地上気温変化．図中 M 10は M 実験に対応する．

蒸気や熱の供給が不十分で，日本海側の雪は極端に少なくなったと推定される．間氷期は，しかし，海面の上昇，酸化的海洋環境，暖流の流入などにより，現在のように大雪がもたらされる環境が形成されたはずである．冬季の降雪積雪を保証する低温は，全球的な寒冷化傾向が進行していた第四紀になってはじめて現れた可能性もあり，とすると，第四紀の間氷期に，日本海側の積雪を伴う気候が出現したとも考えられる．
2007年 5月

Abe,M .,T.Yasunari and A.Kitoh, 2005：Sensitivity of
the central Asian climate to uplift of the Tibetan
Plateau in the coupled climate model（M RI CGCM 1),
The Island Arc, 14, 378‑388.
Oba,T.,M .Kato,H.Kitazato,I.Koizumi,A.Omura,T.
Sakai and T. Tanimura, 1991：Paleo‑environmental
changes in the Japan Sea during the last 85,000years.
Paleoceanogr., ６, 499‑518.
Tada, R., 1994：Paleoceanographic evolution of theJapan Sea, Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology, 108, 487‑508.
Webster, P.J. and S. Yang, 1992：M onsoon andENSO：Selectively interactive system,Quart.J.Roy.
M eteor. Soc., 118, 877‑926.
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