Monsun
| Del av en serie om |
| väder |
|---|
 |
 Väderportal
|
En monsun ( / m ɒ n ˈ s uː n / ) är traditionellt en säsongsbetonad omvänd vind åtföljd av motsvarande förändringar i nederbörd men används nu för att beskriva säsongsmässiga förändringar i atmosfärisk cirkulation och nederbörd i samband med årliga latitudinella oscillationer i den intertropiska konvergenszonen (IT) ) mellan dess gränser norr och söder om ekvatorn. Vanligtvis används termen monsun för att hänvisa till den regniga fasen av ett säsongsmässigt föränderligt mönster, även om det tekniskt sett också finns en torr fas. Termen används också ibland för att beskriva lokalt kraftiga men kortvariga regn.
De stora monsunsystemen i världen består av de västafrikanska , asiatiska-australiska, nordamerikanska och sydamerikanska monsunerna.
Termen användes först på engelska i brittiska Indien och angränsande länder för att hänvisa till de stora säsongsvindarna som blåser från Bengaliska viken och Arabiska havet i sydväst och ger kraftiga regn till området.
Etymologi
Etymologin för ordet monsun är inte helt säker. Den engelska monsunen kom från portugisiska monção, slutligen från arabiska موسم ( mawsim , "säsong"), "kanske delvis via tidigmodern holländsk monson ".
Historia
Asiatisk monsun
Förstärkningen av den asiatiska monsunen har kopplats till höjningen av den tibetanska platån efter kollisionen mellan den indiska subkontinenten och Asien för cirka 50 miljoner år sedan. På grund av studier av uppgifter från Arabiska havet och det vindblåsta dammet på Lössplatån i Kina, tror många geologer att monsunen först blev stark för cirka 8 miljoner år sedan. På senare tid ledde studier av växtfossiler i Kina och nya långvariga sedimentrekord från Sydkinesiska havet till en tidpunkt för monsunen som började för 15–20 miljoner år sedan och kopplades till tidig tibetansk upphöjning. Testning av denna hypotes väntar på djuphavsprovtagning av Integrated Ocean Drilling Program . Monsunen har varierat avsevärt i styrka sedan denna tid, till stor del kopplad till globala klimatförändringar , särskilt cykeln av Pleistocene istider. En studie av asiatiska monsunklimatcykler från 123 200 till 121 210 år BP, under Eemian interglacial, tyder på att de hade en genomsnittlig varaktighet på cirka 64 år, med minsta varaktighet cirka 50 år och den maximala cirka 80 år, liknande idag.
En studie av marin plankton antydde att den sydasiatiska monsunen (SAM) stärktes för cirka 5 miljoner år sedan. Sedan, under isperioder, sjönk havsnivån och den indonesiska sjövägen stängdes. När detta hände hindrades kalla vatten i Stilla havet från att rinna ut i Indiska oceanen. Man tror att den resulterande ökningen av havsytans temperaturer i Indiska oceanen ökade intensiteten av monsunerna. Under 2018 fann en studie av SAM:s variation under de senaste miljoner åren att nederbörden från monsunen minskade avsevärt under glaciala perioder jämfört med interglaciala perioder som idag. Den indiska sommarmonsunen (ISM) genomgick flera intensifieringar under uppvärmningen efter det sista istidsmaximum, specifikt under tidsintervallen motsvarande 16 100–14 600 BP, 13 600–13 000 BP och 12 400–10 400 BP, vilket indikeras av den tibetanska platån. visar ökningar i luftfuktighet orsakade av en intensifierande ISM. Även om ISM var relativt svag under mycket av den sena holocenen, inträffade betydande glacial ackumulering i Himalaya fortfarande på grund av kalla temperaturer från väster från väst.
Under mellanmiocen migrerade juli ITCZ, zonen för maximal nederbörd, norrut, vilket ökade nederbörden över södra Kina under den östasiatiska sommarmonsunen (EASM) samtidigt som Indokina blev torrare. Under den sena miocen globala kylningen (LMCG), från 7,9 till 5,8 miljoner år sedan, blev den östasiatiska vintermonsunen (EAWM) starkare när den subarktiska fronten skiftade söderut. EAWM var betydligt svagare jämfört med idag för mellan 4,3 och 3,8 miljoner år sedan, men blev plötsligt mer intensiv för omkring 3,8 miljoner år sedan när jordskorpans sträckning vidgade Tsushimasundet och möjliggjorde större inflöde av den varma Tsushimaströmmen till Japanska havet. För cirka 3,0 miljoner år sedan blev EAWM mer stabil, efter att tidigare ha varit mer variabel och inkonsekvent, förutom att den förbättrats ytterligare mitt i en period av global avkylning och havsnivåfall. EASM var svagare under kalla intervaller av glaciala perioder såsom Last Glacial Maximum (LGM) och starkare under interglacialer och varma intervall av glaciala perioder. Under Dansgaard–Oeschger-evenemang växte EASM i styrka, men det har föreslagits ha minskat i styrka under Heinrich-evenemang . EASM utökade sitt inflytande djupare in i Asiens inre när havsnivåerna steg efter LGM; det genomgick också en period av intensifiering under mellan-holocen, för cirka 6 000 år sedan, på grund av orbital forcering som gjordes mer intensiv av det faktum att Sahara vid den tiden var mycket mer vegeterat och avgav mindre damm. Detta mellanholocenintervall med maximal EASM var associerat med en expansion av tempererad lövskogsstäpp och tempererad blandskogsstäpp i norra Kina. Vid omkring 5 000 till 4 500 f.Kr. började den östasiatiska monsunens styrka att avta och försvagas från den punkten fram till idag. Platsen för EASM ändrades flera gånger under holocenens gång: först flyttade den söderut mellan 12 000 och 8 000 BP, följt av en expansion mot norr mellan cirka 8 000 och 4 000 BP, och drog sig senast tillbaka söderut en gång till mellan 4 000 och 0 BP.
Australisk monsun
Januari ITCZ migrerade längre söderut till sin nuvarande plats under mellersta miocen, vilket stärkte Australiens sommarmonsun som tidigare varit svagare.
Fem episoder under kvartären vid 2,22 Ma ( [ förtydligande behövs ] PL-1), 1,83 Ma (PL-2), 0,68 Ma (PL-3), 0,45 Ma (PL-4) och 0,04 Ma (PL-5) var identifierade som visade en försvagning av Leeuwin-strömmen (LC). Försvagningen av LC skulle ha en effekt på havsytans temperaturfält (SST) i Indiska oceanen, eftersom det indonesiska genomflödet i allmänhet värmer Indiska oceanen. Således kan dessa fem intervall troligen vara de med en avsevärd sänkning av SST i Indiska oceanen och skulle ha påverkat den indiska monsunintensiteten. Under den svaga LC finns det möjlighet till minskad intensitet av den indiska vintermonsunen och stark sommarmonsun, på grund av förändringar i Indiska oceanens dipol på grund av minskad nettovärmetillförsel till Indiska oceanen genom det indonesiska genomflödet. Således kan en bättre förståelse för de möjliga kopplingarna mellan El Niño , västra Stillahavspoolen, indonesiskt genomflöde, vindmönster utanför västra Australien, och isvolymexpansion och sammandragning erhållas genom att studera beteendet hos LC under kvartären med nära stratigrafiska intervall.
Sydamerikansk monsun
Den sydamerikanska sommarmonsunen (SASM) är känd för att ha försvagats under Dansgaard–Oeschger-evenemang. SASM har föreslagits ha förbättrats under Heinrich-evenemang.
Effektstyrka
Monsunens inverkan på det lokala vädret är olika från plats till plats. På vissa ställen finns det bara en sannolikhet att få lite mer eller mindre regn. På andra ställen förvandlas nästan halvöknar till livfulla gröna gräsmarker där alla möjliga växter och grödor kan frodas.
Den indiska monsunen förvandlar stora delar av Indien från en sorts halvöken till gröna länder. Se bilder tagna med bara tre månaders mellanrum i västra Ghats. På platser som dessa är det avgörande för bönder att ha rätt tidpunkt för att sätta fröerna på fälten, eftersom det är viktigt att använda allt regn som finns tillgängligt för att odla grödor.
Bearbeta
Monsuner betraktades en gång som en storskalig havsbris orsakad av högre temperatur över land än i havet. Detta anses inte längre vara orsaken och monsunen anses nu vara ett fenomen i planetarisk skala som involverar den årliga migrationen av den intertropiska konvergenszonen mellan dess norra och södra gränser. Gränserna för ITCZ varierar beroende på uppvärmningskontrasten mellan land och hav och man tror att den nordliga utbredningen av monsunen i Sydasien påverkas av den höga tibetanska platån. Dessa temperaturobalanser uppstår eftersom hav och land absorberar värme på olika sätt. Över oceaner förblir lufttemperaturen relativt stabil av två skäl: vatten har en relativt hög värmekapacitet (3,9 till 4,2 Jg −1 K −1 ), och eftersom både ledning och konvektion kommer att jämvikta en varm eller kall yta med djupare vatten ( upp till 50 meter). Däremot har smuts, sand och stenar lägre värmekapacitet (0,19 till 0,35 Jg −1 K −1 ), och de kan bara överföra värme till jorden genom ledning och inte genom konvektion. Därför håller vattenförekomsterna en jämnare temperatur, medan landtemperaturen är mer varierande.
Under varmare månader värmer solljus ytorna på både land och hav, men landtemperaturen stiger snabbare. När markytan blir varmare expanderar luften ovanför och ett område med lågtryck utvecklas. Samtidigt förblir havet vid en lägre temperatur än landet, och luften ovanför behåller ett högre tryck. Denna skillnad i tryck gör att havsbrisen blåser från havet till land, vilket för fuktig luft in i landet. Denna fuktiga luft stiger till en högre höjd över land och sedan strömmar den tillbaka mot havet (och fullbordar därmed cykeln). Men när luften stiger, och medan den fortfarande är över land, kyls luften . Detta minskar luftens förmåga att hålla vatten , och detta orsakar nederbörd över marken. Det är därför sommarmonsunerna orsakar så mycket regn över land.
Under de kallare månaderna är cykeln omvänd. Då kyls marken snabbare än haven och luften över landet har högre tryck än luften över havet. Detta gör att luften över landet strömmar till havet. När fuktig luft stiger över havet kyls den, och detta orsakar nederbörd över haven. (Den kalla luften strömmar sedan mot land för att slutföra cykeln.)
De flesta sommarmonsuner har en dominerande västlig komponent och en stark tendens att stiga upp och producera rikliga mängder regn (på grund av kondensering av vattenånga i den stigande luften). Intensiteten och varaktigheten är dock inte enhetlig från år till år. Vintermonsuner har däremot en dominerande östlig komponent och en stark tendens att divergera, avta och orsaka torka.
Liknande nederbörd orsakas när fuktig havsluft lyfts uppåt av berg, ytuppvärmning, konvergens vid ytan, divergens uppåt eller från stormproducerade utflöden vid ytan. Hur lyftet än sker, kyls luften på grund av expansion i lägre tryck, vilket ger kondens .
Global monsun
Översiktstabell
| Plats | Monsun/delsystem | Genomsnittligt ankomstdatum | Genomsnittligt datum för uttag | Anteckningar |
|---|---|---|---|---|
| Norra Mexiko | Nordamerika/Kalifornienbukten-sydvästra USA | slutet av maj | september | ofullständig vindomkastning, vågor |
| Tucson, Arizona, USA | Nordamerika/Kalifornienbukten-sydvästra USA | början av juli | september | ofullständig vindomkastning, vågor |
| Centralamerika | Central/Sydamerikansk monsun | april [ citat behövs ] | oktober [ citat behövs ] | sann monsun |
| Amazon Brasilien | Sydamerikansk monsun | September [ citat behövs ] | maj [ citat behövs ] | |
| Sydöstra Brasilien | Sydamerikansk monsun | november [ citat behövs ] | mars [ citat behövs ] | |
| Västafrika | västafrikansk | 22 juni | sept/oktober | vågor |
| Sydöstra Afrika | Sydöstra Afrika monsun med Harmattan | Jan | Mars | |
| Kerala, Indien | Indisk monsun | 1 juni | 1 dec | beständig |
| Mumbai, Indien | Indisk monsun | 10 juni | 1 okt | |
| Karachi, Pakistan | Indisk monsun | 15 juli | augusti | |
| Lahore, Pakistan | Indisk monsun | slutet av juli | 1 sep | |
| Phuket, Thailand | indo-australisk | Februari mars | december | |
| Colombo, Sri Lanka | indo-australisk | 25 maj | 15 dec | beständig |
| Bangkok, Thailand | Indo-Australien/Indisk-Indokina | April maj | Oktober november | beständig |
| Yangon, Myanmar | Indo-Australien/Indisk-Indokina | 25 maj | 1 nov | |
| Dhaka, Bangladesh | Indo-Australien/Indisk-Indokina | mitten av juni | oktober | abrupt |
| Cebu, Filippinerna | Indo-australisk/Borneo-australisk | oktober | Mars | abrupt |
| Kelantan , Malaysia | Indo-australisk/Borneo-australisk | oktober | Mars | |
| Jakarta, Indonesien | Indo-australisk/Borneo-australisk | november | Mars | abrupt |
| Kaohsiung, Taiwan | Östasiatisk monsun | 10 maj | ||
| Taipei, Taiwan | Östasiatisk monsun | 20 maj | ||
| Hanoi, Vietnam | Östasiatisk monsun | 20 maj | ||
| Kagoshima, Japan | Östasiatisk monsun | 10 juni | ||
| Seoul, Sydkorea | Östasiatisk monsun | 10 juli | ||
| Peking, Kina | Östasiatisk monsun | 20 juli | ||
| Darwin, Australien | Australisk monsun | okt | april |
Afrika (västafrikan och sydostafrikan)
Monsunen i västra Afrika söder om Sahara är resultatet av de säsongsmässiga förskjutningarna i den intertropiska konvergenszonen och de stora säsongsbetonade temperatur- och luftfuktighetsskillnaderna mellan Sahara och det ekvatoriala Atlanten. ITCZ migrerar norrut från ekvatorialatlanten i februari, når västra Afrika på eller nära den 22 juni och flyttar sedan tillbaka till söder i oktober. De torra nordostliga passadvindarna och deras mer extrema form, harmattanen , avbryts av det nordliga skiftet i ITCZ och resulterande sydliga, regnbärande vindar under sommaren. De halvridna Sahel och Sudan är beroende av detta mönster under större delen av sin nederbörd.
Nordamerika
Den nordamerikanska monsunen ( NAM ) inträffar från slutet av juni eller början av juli till september, med sitt ursprung över Mexiko och sprider sig till sydvästra USA i mitten av juli. Det påverkar Mexiko längs Sierra Madre Occidental samt Arizona , New Mexico , Nevada , Utah , Colorado , West Texas och Kalifornien . Den tränger sig så långt västerut som Peninsular Ranges och Transverse Ranges i södra Kalifornien, men når sällan kustremsan (en vägg av öken åskväder bara en halvtimmes bilresa bort är en vanlig sommarsyn från den soliga himlen längs kusten under monsunen ). Den nordamerikanska monsunen är känd för många som sommar- , sydvästra- , mexikansk- eller Arizonamonsunen . Det kallas också ibland för ökenmonsunen eftersom en stor del av det drabbade området är Mojave- och Sonoranöknarna . Det är dock kontroversiellt om de nord- och sydamerikanska vädermönstren med ofullständig vindomkastning ska räknas som sanna monsuner.
Asien
De asiatiska monsunerna kan klassificeras i ett fåtal delsystem, såsom den indiska subkontinentala monsunen som påverkar den indiska subkontinenten och omgivande regioner inklusive Nepal, och den östasiatiska monsunen som påverkar södra Kina, Taiwan, Korea och delar av Japan .
Sydasiatisk monsun
Sydvästra monsunen
De sydvästra sommarmonsunerna inträffar från juli till september. Tharöknen och angränsande områden på den norra och centrala indiska subkontinenten värms upp avsevärt under de varma somrarna . Detta orsakar ett lågtrycksområde över den norra och centrala indiska subkontinenten. För att fylla detta tomrum rusar de fuktbelastade vindarna från Indiska oceanen in på subkontinenten. Dessa vindar, rika på fukt, dras mot Himalaya . Himalaya fungerar som en hög mur som blockerar vindarna från att passera in i Centralasien och tvingar dem att resa sig. När molnen stiger sjunker deras temperatur och nederbörd sker . Vissa områden på subkontinenten får upp till 10 000 mm (390 tum) regn årligen.
Den sydvästra monsunen förväntas i allmänhet börja i början av juni och försvinna i slutet av september. De fuktbelastade vindarna när de når den sydligaste punkten av den indiska halvön , på grund av dess topografi, delas upp i två delar: Arabian Sea Branch och the Bay of Bengal Branch .
Arabiska havets gren i sydvästra monsunen träffar först västra Ghats i kuststaten Kerala , Indien, vilket gör detta område till den första staten i Indien som får regn från sydvästra monsunen. Denna gren av monsunen rör sig norrut längs västra Ghats ( Konkan och Goa ) med nederbörd på kustområden, väster om västra Ghats. De östra delarna av västra Ghats får inte mycket regn från denna monsun eftersom vinden inte korsar västra Ghats.
Den Bengaliska grenen i sydvästra monsunen flyter över Bengaliska viken på väg mot nordöstra Indien och Bengalen och plockar upp mer fukt från Bengaliska viken. Vindarna anländer till östra Himalaya med stora mängder regn. Mawsynram , som ligger på de södra sluttningarna av Khasi Hills i Meghalaya , Indien, är en av de blötaste platserna på jorden. Efter ankomsten till östra Himalaya vänder vindarna mot väster och reser över den indo-gangetiska slätten med en hastighet av ungefär 1–2 veckor per stat, och ösregnar längs vägen. Den 1 juni betraktas som datumet för monsunens början i Indien, vilket indikeras av monsunens ankomst i den sydligaste delstaten Kerala.
Monsunen står för nästan 80 % av nederbörden i Indien. Det indiska jordbruket (som står för 25 % av BNP och sysselsätter 70 % av befolkningen) är starkt beroende av regnet, för att odla grödor, särskilt som bomull , ris , oljeväxter och grova spannmål. En försening på några dagar i monsunens ankomst kan allvarligt påverka ekonomin, vilket framgår av de många torkarna i Indien på 1990-talet.
Monsunen är allmänt välkomnad och uppskattad av stadsbor också, för den ger lindring från sommarvärmens klimax i juni. Men vägarna tar hårt varje år. Ofta är hus och gator vattensjuka och slumområden översvämmas trots avloppssystem. En brist på stadsinfrastruktur i kombination med förändrade klimatmönster orsakar allvarliga ekonomiska förluster inklusive skador på egendom och förluster av människoliv, vilket framgår av översvämningen 2005 i Mumbai som gjorde att staden stannade. Bangladesh och vissa regioner i Indien som Assam och Västbengalen upplever också ofta kraftiga översvämningar under denna säsong. Nyligen har områden i Indien som brukade få lite nederbörd under hela året, som Tharöknen, överraskande nog hamnat i översvämningar på grund av den utdragna monsunsäsongen.
Inflytandet från sydvästra monsunen känns så långt norrut som i Kinas Xinjiang . Det uppskattas att cirka 70 % av all nederbörd i den centrala delen av Tian Shan-bergen faller under de tre sommarmånaderna, när regionen är under monsuninflytande; cirka 70 % av detta är direkt av "cykloniskt" (dvs. monsundrivet) ursprung (i motsats till " lokal konvektion "). Effekterna sträcker sig också västerut till Medelhavet, där effekten av monsunen är att framkalla torka via Rodwell-Hoskins-mekanismen .
Nordostmonsun
_Agriculture_and_rural_farms_of_India.jpg)
Runt september, när solen drar sig tillbaka söderut, börjar den norra landmassan på den indiska subkontinenten svalna snabbt, och lufttrycket börjar byggas upp över norra Indien. Indiska oceanen och dess omgivande atmosfär håller fortfarande på värmen, vilket gör att kall vind sveper ner från Himalaya och Indo-Gangetic Plain mot Indiska oceanens stora spännvidder söder om Deccan -halvön. Detta är känt som Northeast Monsoon eller Retreating Monsoon.
När den färdas mot Indiska oceanen plockar den kalla torra vinden upp lite fukt från Bengaliska viken och häller den över halvön Indien och delar av Sri Lanka . Städer som Chennai , som får mindre regn från sydvästra monsunen, får regn från denna monsun. Cirka 50% till 60% av regnet som tas emot av delstaten Tamil Nadu kommer från nordöstra monsunen. I södra Asien äger de nordöstra monsunerna rum från oktober till december då ythögtryckssystemet är som starkast. Jetströmmen i denna region delar sig i den södra subtropiska strålen och den polära strålen . Det subtropiska flödet styr nordostliga vindar att blåsa över södra Asien, vilket skapar torra luftströmmar som producerar klar himmel över Indien. Samtidigt utvecklas ett lågtryckssystem känt som ett monsuntråg över Sydostasien och Australasien och vindarna riktas mot Australien.
Östasiatisk monsun
Den östasiatiska monsunen påverkar stora delar av Indokina , Filippinerna , Kina, Taiwan , Korea och Japan. Den kännetecknas av en varm, regnig sommarmonsun och en kall, torr vintermonsun. Regnet förekommer i ett koncentrerat bälte som sträcker sig öst–väst utom i östra Kina där det lutar öst-nordost över Korea och Japan. Det säsongsbetonade regnet är känt som Meiyu i Kina, Jangma i Korea och Bai-u i Japan, där de två sistnämnda liknar frontalregn.
Sommarmonsunens början präglas av en period av premonsunregn över södra Kina och Taiwan i början av maj. Från maj till augusti skiftar sommarmonsunen genom en serie torra och regniga faser när regnbältet rör sig norrut, med början över Indokina och Sydkinesiska havet (maj), till Yangtzeflodens bassäng och Japan (juni) och slutligen till norra Kina och Korea (juli). När monsunen tar slut i augusti flyttar regnbältet tillbaka till södra Kina.
Australien
Även känd som den indo-australiska monsunen . Regnperioden inträffar från september till februari och det är en viktig energikälla för Hadley-cirkulationen under boreala vintern. Den maritima kontinentens monsun och den australiska monsunen kan anses vara samma system, den indo-australiska monsunen.
Det är förknippat med utvecklingen av Siberian High och rörelsen av uppvärmningsmaxima från norra halvklotet till södra halvklotet. Nordostliga vindar flyter nedför Sydostasien, vänds nordvästlig/västlig av Borneos topografi mot Australien. Detta bildar en cyklonisk cirkulationsvirvel över Borneo, som tillsammans med sjunkande kalla vågor av vinterluft från högre breddgrader orsakar betydande väderfenomen i regionen. Exempel är bildandet av en sällsynt tropisk storm på låg latitud 2001, den tropiska stormen Vamei och den förödande översvämningen i Jakarta 2007.
Början av monsunen över den maritima kontinenten tenderar att följa uppvärmningsmaxima nerför Vietnam och Malayhalvön (september), till Sumatra , Borneo och Filippinerna (oktober), till Java , Sulawesi (november), Irian Jaya och norra Australien ( december, januari). Men monsunen är inte ett enkelt svar på uppvärmning utan en mer komplex växelverkan mellan topografi, vind och hav, vilket framgår av dess plötsliga snarare än gradvisa tillbakadragande från regionen. Den australiska monsunen (den "våta") inträffar på södra sommaren när monsuntråget utvecklas över norra Australien. Över tre fjärdedelar av den årliga nederbörden i norra Australien faller under denna tid.
Europa
Den europeiska monsunen (mer allmänt känd som de västliga vindarnas återkomst ) är resultatet av en återuppkomst av västliga vindar från Atlanten, där de blir laddade med vind och regn. Dessa västliga vindar är ett vanligt fenomen under den europeiska vintern, men de avtar när våren närmar sig i slutet av mars och genom april och maj. Vindarna tilltar igen i juni, vilket är anledningen till att detta fenomen också kallas för "västerländernas återkomst".
Regnet kommer vanligtvis i två vågor, i början av juni och igen i mitten till slutet av juni. Den europeiska monsunen är inte en monsun i traditionell mening eftersom den inte uppfyller alla krav för att klassas som sådan. Istället betraktas västerländarnas återkomst mer som ett löpande band som levererar en serie lågtryckscentra till Västeuropa där de skapar oroligt väder. Dessa stormar har i allmänhet betydligt lägre temperaturer än genomsnittet, hårt regn eller hagel, åska och starka vindar.
De västliga ländernas återkomst påverkar Europas norra Atlantkust, närmare bestämt Irland, Storbritannien, Beneluxländerna, västra Tyskland, norra Frankrike och delar av Skandinavien.
Se även
- Monsun (fotografier) av Indien, 1960
- Tropiskt monsunklimat
Vidare läsning
- Chang, CP, Wang, Z., Hendon, H., 2006, The Asian Winter Monsoon. The Asian Monsoon , Wang, B. (red.), Praxis, Berlin, s. 89–127.
- Internationella kommittén för den tredje workshopen om monsuner. Det globala monsunsystemet: forskning och prognos .
externa länkar
- National Weather Service: Den nordamerikanska monsunen
- Östasiatiskt monsunexperiment
- Arizona Central monsunsida
- Grunderna i Arizona Monsoon
| Tempererade årstider | ||
|---|---|---|
| Tropiska årstider |
|
|
| Specifik | ||
| Myndighetskontroll : Nationella bibliotek |
|---|
