H28.2.25 神戸大学集中講義、III

III： 1月25日、1640-1810
季節予報に関わる大気/海洋現象（２）熱帯大気、エルニーニョ/ラニーニャ現象

気象研究所 前田修平
＊講義資料には、気象庁が実施している季節予報担当者向けの研修資料（季節予報研修テキスト、Web技術指導、東京気候センター（TCC)研修資料）から多くを引用しました。
1III.1 熱帯大気（の季節内変動）

2

Matsuno, T., 1966: Quasi-geostrophic motions in the equatorial area. J. Meteor. Soc. Japan, 44, 25–43.

赤道波の水平構造
赤道ケルビン波

赤道ロスビー波 (n=1)

Yanai, M. andT. Maruyama,
1966

MRG : 混合ロスビー重力波

慣性重力波EIG: (n=1)
3赤道波の分散関係
β×leで無次元化した振動数σ

西向きの慣性重力波

混合ロスビー重力波

東向きの慣性重力波

赤道ケルビン波

赤道ロスビー波
赤道変形半径leで無次元化した東西波数k

赤道波の分散関係を示す曲線（n=4まで）

第5.2.1図 赤道波の分散関係を示す曲線（n=4）まで。縦軸はコリオリ振動数β×leで無次元化した振動数σ。等価深度hが縦軸はコリオリ振動数β×leで無次元化した振動数σ。等価深度hが240mの場合、１は周-1 で無次元化した東西波数kで、正は東進、240mの場合、１は周期約2日に対応する。横軸は、赤道変形半径の逆数le期約2日に対応する。横軸は、赤道変形半径の逆数le-1で無次元化した東西波数kで、正は東進、負は西進する波。等価深度hが240mの場合、１は波長約9000kmに対応する。
負は西進する波。等価深度hが240mの場合、１は波長約9000kmに対応する。Kiladisら（2009)のfigure.2に加筆。
Kiladisら（2009)のfigure.2に加筆。

4

対流結合赤道波（赤道対称のもののみ）

90m

振動数50m25m

周期（日）12m8m

周期が長いので季節予報に相性がよい

ドライな赤道波より周期が長い（等価深度が浅い）

東西波数

衛星の放射輝度温度の波数ー振動数パワースペクトル
衛星の放射輝度温度の波数ー振動数パワースペクトル
赤道対称成分。南緯15～北緯15度で合計。統計的に95％以上で有意な領域に影が付けて赤道対称成分。南緯15～北緯15度で合計。統計的に95％以上で有意な領域に影が付けてある。曲線は、n=1の赤道ロある。曲線は、n=1の赤道ロスビー波、ケルビン波、n=1と2の西向きの慣性重力波、n=0の東スビー波、ケルビン波、n=1と2の西向きの慣性重力波、n=0の東向きの慣性重力波と混合ロスビー重力波の分散曲線。
向きの慣性重力波と混合ロスビー重力波の分散曲線。ただし、各波について、等価深度８，ただし、各波について、等価深度８，１２，２５，５０，９０mの５本の分散曲線を表示。Kiladisら（2009)のfigure.１に加筆。
１２，２５，５０，９０mの５本の分散曲線を表示。Kiladisら（2009)のfigure.１に加筆。
5西進する赤道ロスビー波
850hPa day= -5850hPa day= 0200hPa day= 0

Maps of anomalous Tb (shading), geopotential
height (contours), and wind (vectors) associatedwith a −20 K perturbation in n = 1 ER wave Tb
at the base point 7.5°N, 152.0°E, for (a) day–5 at 850 hPa, (b) day 0 at 850 hPa, and (c) day
0 at 200 hPa. The contour interval is 10 m in
Figures 17a and 17b and 20 m in Figure 17c,with negative contours dashed. Dark (light)
shading is for negative (positive) Tb
perturbations of ±10 K and 3 K. Tb and windvectors are locally significant at the 95% level,with the largest vectors around 2 m s−1.

Kiladis et. al.(2009)6赤道のOLRの赤道波への分解

https://monitor.cicsnc.org/mjo/v2/images/spectra.png
7定常加熱に対する松野-Gill応答
基本場
は無風

北
加熱

赤道
南

Ｌ

赤道ケルビン波

赤道
赤道ロス
ビー波(n=1)

西

大気下層の気圧と風Ｌ
東赤道域に孤立した非断熱加熱（上）を置いた場
合の大気の定常応答（下）第5.2.3図 赤道域に孤立した非断熱加熱（上）を置いた場合の大気の定常応答（下）。下の実線はジオポテンシャルを表し、全て負。矢印は水平風を表す。対流圏中層を中心に非断熱加熱（例えば、大規模な積雲対流群による凝結加熱など）があった場合の対流圏下層の応答に対応する。東西・南北下の実線はジオポテンシャルを表し、全て負。矢印は水平風を 1に加筆ともに、赤道変形半径leを２の平方根で割った値で無次元化してある。Gill(1980)のfigureした。
表す。対流圏中層を中心に非断熱加熱（例えば、大規模な積8偏西風が吹いている場合
ー熱帯の対流活動に伴う熱源の中・高緯度への影響―

ロスビー波

赤道

中緯度
熱熱源

帯
中緯度
Lim and Chang, 1983

9基本場の鉛直シアーの影響
冬楕円に示した対流圏中層の加熱に対する大気の順圧応答（高度）。西風シアー（左上側）だと、上層の傾圧応答と同じ符号、東風シアー（右下側）だと、下層の傾圧応答と同じ符号

上
層の風

夏
下層の風

Liu and Wang (2013)

中緯度に伝わる（定常）ロスビー波は順圧成分。なので、基本場が西風シアーの冬場は上層に、東風シアーの夏場は下層に着目する。

10マッデン・ジュリアン振動とその影響
熱帯の雲の活動の時空間スペクトル

MJO:マッデン・ジュリアン振動

11

MJOの構造

第2.4.15図 MJOに関係する様々な過程とそれらの相互作用。Wang(2005)のFigure 10.1に基づき作図。

Wang (2005)

12

MJOのアニメーション
2006.
-OLR偏差 (Ｗ/m2)
青：対流活発橙：対流不活発-200hPa速度ポテン
シャル偏差(106 m2/s)
緑：上層発散茶：上層収束-200hPa発散風偏差ベクトル (m/s)-200hPa速度ポテ
ンシャル偏差（5S-5Nの領域で平均）.
青： 上層発散
赤：上層収束13

冬のMJOの合成図

Streamfunction at200hPa

OLR

Endoh and Harada (2005)14熱帯季節内変動の日本の天候への影響(冬）インド洋で対流活動が活発→日本高温多雨

インドネシアで対流活動が活発→日本低温

15III.2 エルニーニョ/ラニーニャ現象

16

(１)エルニーニョ/ラニーニャ現象とは17

エルニーニョ/ラニーニャ現象
エルニーニョ現象とは、太平洋赤道域の中央部（日付変更線付近）から南米のペルー沿岸にかけての広い海域で、海面水温が平年に比べて高くなり、その状態が半年から１年半程度続く現象。逆に、同じ海域で海面水温が平年より低い状態が続く 現象を「ラニーニャ現象」と呼ぶ。
エルニーニョ現象時の海面水温平年偏差℃
1997年11月の月平均海面水温平年偏差

ラニーニャ現象時の海面水温平年偏差℃
18
1988年12月の月平均海面水温平年偏差なぜ注目するか○エルニーニョ/ラニーニャ現象は、年々の気候変動の原因となる、地球で最も卓越した大気・海洋の現象である。
○熱帯のみならず、日本を含む世界の天候に影響し、異常気象の要因となる。社会・経済活動への影響も大きい。
例：1997/98年のエルニーニョ現象は、インドネシアでの干ばつと森林火災などをもたらし、直接的な経済的被害は340億ドルとなった（世界気象機関の1999年の報告より）。

○半年程度先までならある程度の精度で予測が可能で、季節予報の重要な根拠となる。
19

気象庁における「エルニーニョ/ラニーニャ現象」の定義＊
太平洋赤道域の中部から東部にかけて設定した「エルニーニョ監視海域（5ﾟN～5ﾟS、150～90ﾟW）」の月平均海面水温の基準値（その年の前年までの３０年間の各月の平均値）との差(エルニーニョ監視指数, NINO.3）の5か月移動
平均値が、6か月程度以上連続して+0.5℃以上（-0.5℃以下）になった場合をエルニーニョ（ラニーニャ）現象とし、その始まりと終わりを季節で現わしたものを発生期間としている。

「エルニーニョ監視海域」の位置＊米国海洋大気庁（NOAA)の定義とは異なる）

20

過去のエルニーニョ/ラニーニャ現象（1950年～）℃○エルニーニョ/ラニーニャ現象は数年に1回発生。1950～2013年の間に、15/14回発生。
○継続期間は、３～８季節○1997年春～1998年春のエルニーニョ現象は、顕著に発達。
1997年11月には、エルニーニョ
監視指数が+3.6℃○最近のエルニーニョ現象は、2014年夏～。
○最近のラニーニャ現象は、2010年夏～2011年春。

21

エルニーニョ/ラニーニャ現象に伴う太平
洋熱帯域の大気と海洋の変動

エルニーニョ/ラニーニャ現象は、太平洋熱帯域における大気と海洋の正の相互作用で発達・維持される現象。大気側の変動を含めて、エルニーニョ南方振動（ＥＮＳＯ）と呼ばれることも。
（終わらせる過程は？？）22

1997/98年のエルニーニョ現象～ 太平洋赤道域の表層水温の変化、1996/12-98/12 ～
m

深 200
さ
等値線は水温（℃）、
色は平年偏差（℃）

経度231997/98年のエルニーニョ現象
1997年11月

海面水温平年偏差（℃）

太平洋赤道域の表層水温（℃）

積雲対流活動：OLR平年偏差（W/m2）
太平洋赤道域の表層水温の平年偏差（℃）
不活発

活発

海面気圧と地上風（偏差）高低241997/98年のエルニーニョ現象～発生からピーク時にかけての変化～
1996年11月～1997年10月にかけての太平洋赤道域（120E～90W)の大気と海洋の変化。エルニーニョ現象は1997年夏に発生、冬の初めにピーク。
東西風（応力）

東西風偏差

表層水温偏差（300mまでの平均） 海面水温偏差時
間

青：東風、赤：西風

青：東風偏差、赤：西風偏差

青：負偏差、赤：正偏差120E 180

120W
25エルニーニョ/ラニーニャ現象は気候システム
における熱の大きな変動
大気

海洋

密度

1.2-1.3kgm-3

103kgm-3：大気の約800倍

質量（単位面積当たり）（大気トップ～地表）
104kgm-2（海面～深さ10m）
104kgm-2：大気の質量は深さ10mの海のそれと同じ

比熱

103Jkg-1K-1

4×103Jkg-1K-1：大気の4倍熱容量（単位面積当たり）（大気トップ～地表）
107JK-1m-2（海面～深さ2.5m）
107JK-1m-2：大気の熱容量は深さ2.5mの海のそれと同じ＊数字は代表的な値（Gill 1982より）。気温、気圧、湿度、水温、塩分で変わる。

誤解を恐れずにいえば、熱的には、 「海洋表層の250mまで平年より1℃水温が高い」ことは、「大気（大気トップ～地表）が平年より100℃高い」ことと同じ。
26

(2)エルニーニョ/ラニーニャ現象の影響

27

エルニーニョ現象に伴う大気の変化：熱帯～赤道に沿ったウォーカー循環（東西鉛直循環）の変化の模式図～
対流圏上層
ラニーニャ現象時
地表

エルニー
ニョ現象時

28

1997/98冬（12～2月）の降水量
1997/98冬の平年偏差

上：1997/98冬、下：平年

mm/daymm/day
水蒸気の凝結による大気加熱の概算
潜熱（0℃で凝結）： 2.5×106Jkg-1
大気の熱容量（単位面積あたり）: 107JK-1m-2→

単位面積あたり4kg/day(=4mm/day)の水
蒸気の凝結は、大気を１K/day加熱する。
29

エルニーニョ現象に伴う大気の変化：全球（単純化したメカニズムの例）

Watanabe,2011＊
中部太平洋赤道域での大気加熱（赤色の楕円）に対する大気の線形応答(シミュレーション）。
300hPa（上空約9km）の高度で、中緯度の正は偏西風の北への蛇行、負は南への蛇行に対応。
＊2011年に開催された”Twelfth Joint Meeting for the Seasonal Prediction of
the East Asian Winter Monsoon”における発表資料より顕著なエルニーニョが発生していた
1997/98年冬の300hPa（上空約9km）の高度偏差。
熱帯域における局在化した水蒸気の凝結に伴う大気加熱が、中緯度に「波」、すなわ
ち偏西風の蛇行を作る
30

エルニーニョ現象の大気への影響（全球平均）（全球年平均気温（JRA-55のT2m)、1958～2014年）℃：（年始めが）エルニーニョ現象年：（年始めが）ラニーニャ現象年（年始めが）エルニー
ニョ現象の年には、全球年平均気温が高い。
Trenberthら(2002)によれば、月NINO3.4が標準偏差分上がれば、月気温はそれに４カ月遅れで0.06℃の上昇。

アグン

エピル
ナチツ
チ
ボ -0.5℃（月のピーク）
ョWigley
ン -0.2℃（月のピーク）(2000)
31

エルニーニョ現象の大気への影響（帯状平均）（エルニーニョ年合成、帯状平均降水量（JRA-55)、1958～2012年の統計）
左：１～3月、右：6～8月、上：エルニーニョ、下：平年

エルニーニョ現象の年には、夏も冬も熱帯の降水が赤道による（降水中心の季節による緯度変化が小さい）。

32

エルニーニョ現象の大気への影響（帯状平均）（エルニーニョ年合成、帯状平均場、1958/59～2012/13年の統計）
１～3月、上：気温、下:東西風

6～8月、上：気温、下:東西風

エルニーニョ現象の年には、熱帯対流圏で昇温（冬）、中緯度で降温、ハドレー循環強化、亜33
熱帯ジェット気流の強化（赤道寄り）、中緯度偏西風の弱化（冬）、極渦の弱化（北半球冬）

エルニーニョ現象の大気への影響（エルニーニョ合成図、北半球冬（12～２月）、1958/59～2012/13年、OLRは1978/79～2012/13年）
200hPa流線関数（対流圏上層の大気の流れ）

OLR(積雲対流活動）

低不活発

活発

高

低

不活発海面気圧a)熱帯域における積雲対流活動の偏り。

高高低低b) a)に対応して、北半球中緯度では、対流圏上層に、低・高・低気圧性の循環の偏差できる。

低c)日本付近では、冬型の気圧配置が弱まる。

34

エルニーニョ現象の大気への影響（エルニーニョ合成図、北半球夏（6～8月）、1958～2012年、OLRは1979～2012年）
200hPa流線関数（対流圏上層の大気の流れ）

OLR(積雲対流活動）

低

不活発

活発

850hPa流線関数（対流圏下層の大気の流れ） a)熱帯域における積雲対流活動の偏りb) a)に対応して、北半球中緯度では、チベット高気圧の弱まり、亜熱帯ジェット気流の南偏など。

低高低低c)日本付近は、偏西風の影響を受けやすい。
また、太平洋高気圧の張り出しが弱い。

35

エルニーニョ/ラニーニャ現象と日本の天候（統計）○エルニーニョ（ラニーニャ）現象は季節変化の振幅を小さく（大きく）する傾向○エルニーニョ現象：暖冬冷夏の傾向、ラニーニャ現象：寒冬暑夏の傾向℃

高温○しかし、エルニーニョ現象だから必ず冷夏・暖冬というわけではない。
統計的に有意かどうか、といったところ。

低温棒グラフは、NINO.3と日本気温との月別の相関係数。1959～2012年の統計。日本気温は、1898
年以降観測を継続している気象観測所の中から、都市化による影響が少なく、特定の地域に偏らないように選定された以下の15地点で平均した月平均気温データ。網走，根室，寿都（すっつ），山形，石巻，伏木（高岡市），飯田，銚子，境，浜田，彦根，宮崎，多度津，名瀬，石垣島。地球温暖化などによる長期的な変化傾向を除去してある。折れ線グラフは東京の月平均気温
36エルニーニョ/ラニーニャ現象と日本の天候（統計）東日本太平洋側

月
平均気温

西日本太平洋側

沖縄・奄美
NINO.3と（上）月平均気温、（下）月降水量との相関係数
1958～2012年
地域によって、季節変化の変調の傾向は似ているが、詳細は異なる

月
降水量37

エルニーニョ/ラニーニャ現象と日本の天候（統計）西日本太平洋側、秋の天候。1981～2015年
NINO.3と11月と9月の気温平年偏差の差

エルニーニョ現象発生
年は、「秋が長い傾向」

NINO.3と日照時間NINO.3と11月と10月の日照時間平年差の差

エルニーニョ現象発生年は、「10月（好天）と11月（悪天）の天気の違いが大きい」エルニーニョ現象の大気への影響（上：９月、中：１０月、下：１１月）（エルニーニョ合成図、1958～2012年）

平年のu200

u200

850hPa流線関数

ジェット気流の南偏
寒気移流

暖気移流

39

近年のエルニーニョ/ラニーニャ現象と顕著な現象～気象庁の異常気象分析検討会の見解などより～

エルニーニョ現象が影響

ラニーニャ現象が影響○2009年7月の不順な天候
北日本の多雨、九州北部から東海地方にかけての梅雨明けの遅れが記録的。「平成21年7月中国・九州北部豪雨」が発生○2010年夏の極端な高温
夏（6～8月）の日本の平均気温が1898年以降で最高○2015年８月中旬～9月上旬の不順な天候
西日本から東北の広い範囲で平年より降水量が多く、日照時間が少ない。「平成27年9月関東・東北豪雨」が発生○2011年12月後半から2012年2月初めにかけての低温と大雪15地点で最深積雪の記録を更新＊この冬はラニーニャ現象の傾向であった40

(4)まとめ
エルニーニョ現象は、○年々の気候変動の原因となる、地球で最も卓越した大気・海洋の現象である。
○大気・海洋の熱の大きな変動で、太平洋赤道域の熱の東西の偏りが小さくなる変動である。
○全球平均気温を上げる傾向がある。
○日本の季節変化の振幅を小さくする傾向がある。
○しばしば、異常気象の要因となる。
41

III.3 エルニーニョもどきなどの熱帯大気海洋変動

42

El Niño Modoki & CP El Niño
Nature,2009

Nature,2009

43

ENSO-Monsoon relation

Plot of standardized, all-India summer[June to September (JJAS)] monsoon
rainfall and summer NINO3 anomalyindex. Severe drought and drought-freeyears during El Niño events(standardized NINO3 anomalies > 1) are
shown in red and green, respectively.

From Kumar et al.(2006)(A) Composite SST difference pattern between severe drought(shaded) and drought-free El Niño years. Composite SST
anomaly patterns of drought-free years are shown as contours.
(B) Composite difference pattern between severe drought anddrought-free years of velocity potential (contours) and rainfall(shaded). (C) PDF of all-India summer monsoon rainfall fromsevere-drought (red curve) and drought-free (blue curve) years
associated with El Nino occurrence and from the non-ENSO
years (green curve). SST and velocity potential composite
differences are based on 1950 to 2004, rainfall composites arebased on 1979 to 2004, and PDFs are based on 1873 to 2004.
44

45

Saji et al., Nature 1999

46

47

代表的な十年～数十年規模の変動
Pacific Decadal Oscillation (PDO)

North Pacific Gyre Oscillation (NPGO)

Mantua et al. (1997)

Warm (Positive)
Phase

Cold (Negative)
Phase

Di Lorenzo et al. 2008
Bond et al. 2003

http://jisao.washington.e
du/pdo/graphics.html

NPGO (SSH) = Victoria Mode (SST)

Warm Phase

Cold Phase

Interdecadal Pacific Oscillation (IPO)
Zhang et al. (1997)

太平洋の海面水温に6年のLow PassフィルターをかけたEOF第１モード

Atlantic Multidecadal Oscilaltion (AMO)
北大西洋で平均したのSST偏差から、線形トレンド成分を除いたもの。60-70年周期。

4848

地球温暖化の停滞（ハイエイタス）と十年規模変動

Annual Global Mean Surface Temperature (GMST)
anomalies relative to a 1961–1990 climatology fromthe latest version of the three combined LandSurface Air Temperature (LSAT) and Sea Surface
Temperature (SST)
datasets (HadCRUT4, GISS and NCDC MLOST).
IPCC AR5 (2014)

Five CCSM4 21st century simulations with RCP4.5(uniform increase in GHGs, no volcanoes):
Composites of decades with near-zero warming trend (hiatus decades) and decadeswith rapid global warming (accelerated warming decades) show opposite phases ofthe IPO in the Pacific(hiatus=linear trend of global T <-0.10K/decade; 8 hiatus decades
Accelerated=linear trend of global T>+0.41K/decade; 7 accelerated warming decades)

Meehl et al. (2013)

・正のIPO（≒El Niño-like + 負のPDO）  温暖化加速
・負のIPO（≒La Niña-like + 負のPDO）  温暖化停滞

49

日本の気温の時系列
日本の気温の経年変動* （５年移動平均）
黒 : 年平均 (December – November)
赤 : 夏－秋平均 (June – November)
青 : 冬－春平均 (December – May)

破線: 1999 – 2011の線形トレンド成分
紫 : 夏－秋平均 (+0.31 ˚C / 10yr)
水色 : 冬－春平均 (-0.22 ˚C / 10yr)
いずれも95%の水準で統計的に有意* 1898年以降観測を継続している気象観測所の中から、都市化による影響が少なく、特定の地域に偏らないように選定された以下の15地点の月平均気温データ。

網走，根室，寿都（すっつ），山形，石巻，伏木（高岡市），飯田，銚子，境，浜田，彦根，宮崎，多度津，名瀬，石垣島
http://www.data.jma.go.jp/cpdinfo/temp/list/mon_jpn.html
Abashiri
SuttsuNemuroIshinomaki
FushikiHamadaSakai

Yamagata

Iida
HikoneChoshiTadotsu
Miyazaki
Naze

Ishigaki Island

1990年代後半から見られている傾向
夏－秋 気温上昇 ⇔ 冬－春 気温低下
Urabe and Maeda (2014)50

月毎の傾向：ラニーニャの影響との類似(a) 日本の気温の月平均平年偏差（1999～2012年平均）* 冬－春平均と夏－秋平均の差はWilcoxon rank sum test
(Wilcoxon, 1945)によると99%以上の水準で有意Urabe and Maeda (2014)(b) 日本の気温偏差とNINO3指数の相関係数※縦軸を上下逆にしてある

夏－秋 高温冬－春 低温= 季節変動の強化

ラニーニャの影響に類似

51

SSTとWalker循環
SST偏差

太平洋熱帯域の状況
West

East

SST

Positive

Negative

Chi200

Divergence

Convergence

La Niña-like Conditions

200 hPa の速度ポテンシャル（χ200）偏差Urabe and Maeda(2014)52

熱帯からの影響伝播
200 hPa高度（Z200）偏差Z200偏差の、西部太平洋熱帯域で平均した
χ200偏差に対する回帰分布 [1959-2013]冬 – 春平均夏 – 秋平均

近年の循環場には熱帯の対流活動からの影響が重要

Urabe and Maeda(2014)53日本への影響
200 hPa高度（Z200）偏差200 hPa の東西風
Anomaly (Shade) / Climatology (Contour)

冬 – 春平均Far-Eastern trough(Takaya and Nakamura,2013) の強化
東アジアモンスーンが強まり、日本の低温と整合的

夏 – 秋平均日本付近で東西に正偏差が分布
ジェットが北偏し、日本の高温と整合的

ラニーニャ傾向→循環場の変動→日本の天候（季節変動の強化）
整合的な状況として理解できる

54

表層水温の状況
表層水温（海面～300m平均）偏差

西部太平洋熱帯域の領域平均
黒 : MOVE-G
青 : 客観解析 (Ishii and Kimoto, 2009)

Urabe and Maeda(2014)

最近十年ほど見られているラニーニャ傾向は、年々変動と同程度かそれ以上に強い偏差をもたらしているでも、もう変わったか、、、、
55