

第13章

MRI-AGCM による 2010 年夏の再現実験
遠藤

13.1

洋和 1）・尾瀬智昭 2）・水田はじめに亮 3）・松枝

未遠 4）

そこで，2010 年夏の大気偏差に対する SST 偏差の影響について調べる目的で，全球大気モデルに観2010 年夏（ 6 ～ 8 月）は，日本の記録的な高温測された SST を与える再現実験や，特定海域のみをはじめとする世界各地の異常天候―ロシア西部の観測された SST 偏差を与える感度実験行った。そ高温，北米東部の高温，パキスタンの大規模洪水，の結果を報告する。

インドネシア南部の多雨など―（気象庁，2011）がマスコミで広く報道され，話題となった。また，2010 年の北西太平洋の台風発生数は 1951 年の統計

13.2

観測データ開始以来最小の 14 個を記録した（気象庁，2011）。

実況およびモデル実験の検証で使用した観測（再このような比較的長期間継続した異常気象の場合，解析）のデータセットは次の通りである。海面水温

熱帯域およびその周辺域では，海面水温異常に伴うは HadISST1（Met Office Hadley Centre’s sea ice and

降水偏差と循環偏差を通してある程度理解できるこsea surface temperature; Rayner et al., 2003）。とが多い。
2010 年夏の熱帯の海面水温（SST）は，熱帯太降水量は CMAP（Climate prediction center Merged
Analysis of Precipitation; Xie and Arkin, 1997）および，

平洋では 2009 年夏に発生したエルニーニョ現象がTRMM（Tropical Rainfall Measuring Mission）-3B43

2010 年春に終息し，2010 年夏以降はラニーニャ現（Huffman et al., 2007）。再解析は JRA-25（Japanese象が発生していた。また，熱帯インド洋と熱帯大西25-year Reanalysis; Onogi et al., 2007）および，ERA-洋では平年より高く，特に熱帯大西洋の偏差は顕著

Interim（ECMWF Reanalysis from January 1989 on-だった。すなわち，2010 年夏の SST は全球的に平ward; Dee et al., 2011）。

年からの偏差が大きかった。
1）Hirokazu ENDO, 気象研究所気候研究部，
hendo@mri-jma.go.jp
2）Tomoaki OSE, 気象研究所気候研究部
3）Ryo MIZUTA, 気象研究所気候研究部
4）Mio MATSUEDA, オックスフォード大学

気候値（平年値）の計算期間は，HadISST，JRA25，CMAP は 1979～1998 年，ERA-Interim は 1989
～1998 年，TRMM-3B43 は 1998～2010 年とした。



図 13.1 2010 年 6 ～ 8 月の（a）SST 偏差（線間隔 0.5℃）と（b）規格化偏差（線間隔 1.0）。（a）の海域区分は表 13.1 の海域別実験における区分，（b）の海域区分は図 13.2 における区分。

13.3

2010 年夏の海面水温1988 年，1985 年 に 次 い で 3 番 目 に 低 く，NINO.
WEST および熱帯大西洋（TATL）では過去最高，

図 13.1 は 2010 年夏の SST 偏差と規格化偏差であIOBW では 1983 年，1998 年，1987 年に次いで 4 番る。熱帯太平洋ではラニーニャ現象が発生してお目に高かった。NINO.3 以外の海域では，2000 年代り，中部～東部赤道太平洋では 1 ℃を超える負偏差は正偏差であることが多く，近年の上昇トレンドをだった。これ以外の熱帯海域では正偏差が分布して反映している。

いる。海洋大陸周辺や熱帯大西洋の正偏差は標準偏差の 2 倍以上である。

図 13.2b は 2009 年から 2010 年の月平均 SST 偏差時系列である。熱帯太平洋では，2009 年夏にエル

図 13.2a は特定海域における 1979 年以降の夏平ニーニョ現象が発生し 2010 年春に終息，2010 年夏

均 SST 偏差の年々変動である。NINO.3 の SST は，

以降はラニーニャ現象が発生していた。NINO.3 と
表 13.1 海 域 別 実 験 の 一 覧。IND，PAC，ATL の 定 義 域 を 図
13.1a に示す。表中の SST は海面水温，ICE は海氷密接度を意味する。

実験名

境界条件

メンバー数

Exp-CLIM 全域で気候値 SST，気候値 ICE

10Exp-AMIP 全域で観測値 SST，観測値 ICE

10Exp-IND

熱帯インド洋（IND）のみ
観測値 SST，他は気候値

10Exp-PAC

熱帯太平洋（PAC）のみ
観測値 SST，他は気候値

10Exp-ATL

熱帯大西洋（ATL）のみ
観測値 SST，他は気候値

10低解像度版（180km 格子（TL95）・鉛直 64 層）である。
この大気モデルは，積雲対流パラメタリゼーショ
ン に Tiedtke（1989） を ベ ー ス に し て 開 発 さ れ たYoshimura 積雲スキーム（Yukimoto et al., 2011）を使用している。
大気モデル実験のリストを表 13.1 に示す。海面水温と海氷密接度（ICE）の観測の気候値（1979～1998 年平均）を与える実験（Exp-CLIM），2010 年の海面水温と海氷密接度を与える実験：AMIP（Atmo図 13.2 （a）6 ～ 8 月 の 海 域 別 の SST 偏 差 の 年 々 変 動（ ℃）。
（b）2009 年 1 月～2010 年 12 月の海域別の SST 偏差の時系列。
対象海域は，NINO.3（150–90°W, 5°S–5°N），NINO.WEST（130–150°E, 0–15°N），IOBW（40–100°E, 20°S–20°N），TATL（80–0°W,20°S–20°N）。TATL 以外は気象庁（2011）が定義する監視海域と同じ。

spheric Model Intercomparison Project） タ イ プ 実 験（Exp-AMIP），特定海域のみ観測された海面水温偏差を与えて他海域および海氷密接度は気候値とする実験（Exp-IND，Exp-PAC，Exp-ATL），の計 5 セットの実験を行った。HadISST1 を使用し，月平均値を時間内挿して大気モデルに与えた。2010 年の 4月 1 日から 8 月 31 日の期間で積分し，初期値の異NINO.WEST の SST は負相関関係にあることが良くなる 10 メンバーのアンサンブル実験を行った。大知られており，NINO.WEST の SST は 2010 年春以

気と陸面の初期値には，別途実施した AMIP タイプ降急速に上昇した。一方，熱帯インド洋と熱帯大西の長期積分における任意年の 4 月 1 日のデータを与洋の SST は，2009/2010 冬に上昇し，2010 年春に正えた。大気中の温室効果気体濃度は，二酸化炭素を偏差のピークを迎え，2010 年夏もひきつづき高い

391ppm，メタンを 1.871ppm，一酸化二窒素を 0.324状況にあった。

ppm として全球一様に与えた。

13.4

13.5

モデルと実験設定

使用した大気モデルは，気象研究所で開発された
20km 格子大気大循環モデル（Mizuta et al., 2012）の13.5.1

結果
AMIP タイプ実験

図 13.3 は，大気モデルに気候値の SST と海氷密ではそのような傾向は不明瞭である。
循環偏差については，モデルは熱帯域の観測された特徴を良く再現し，北西熱帯太平洋の強い亜熱帯高気圧や貿易風を再現する（図 13.4 の 850hPa 流線関数偏差）。カリブ海付近では，大西洋の対流活発偏差に対応する対流圏下層の低気圧循環および上層の高気圧循環を再現するが，観測と比べて強い。
500hPa 高度を見ると，観測された日本付近の明瞭な正偏差を十分に再現しないが，太平洋中緯度（30～40°N）で東西に伸びる正偏差を定性的に再現する。これは後述する太平洋上の亜熱帯ジェットの北偏に対応する。北米の偏差パターンの再現が良い一方，ロシア西部で発達した高気圧の再現は悪い（500hPa 高度）。

図 13.3 6 ～ 8 月 の 降 水 量（ 陰 影，mm day–1） と 850hPa 風 の気候値（ベクトル，m s–1）。上図は観測値（JRA-25 と CMAP），
下図はモデルに気候値 SST と海氷密接度を与えた実験（ExpCLIM）の 10 メンバー平均。

13.5.2

海域別実験2010 年夏の AMIP タイプ実験における対流活動や循環の偏差は，熱帯域を中心に観測された特徴と良く一致していた。次に，地域的な SST 偏差のインパクトを調べるため，大気モデルに与える観測接度を与えた実験（Exp-CLIM）でシミュレートされSST 偏差を特定の海域に限定し，他には気候値 SSTた降水と下層風の分布である。モデルは熱帯域の降を与える実験（Exp-IND, Exp-PAC, Exp-ATL）を行っ水と下層風の分布を良く再現する。アジアモンスー

た。実験リストを表 13.1 に示す。

ン域の降水分布の再現性も総じて良い。細かく見る

図 13.5 は降水量偏差と 850hPa 風偏差，図 13.6 はと，モデルの熱帯北西太平洋の降水量は CMAP よ海面更正気圧偏差である。熱帯域では再解析と降水りやや多く，これに対応してインド洋から熱帯北西量データの不確実性が大きいので，降水量は CMAP太平洋に吹く西風が JRA-25 より少し強い。また，と TRMM-3B43， 循 環 場 は JRA-25 と ERA-Interim

海洋大陸東海上の降水量を過大にシミュレートすを示す。Exp-IND では，インド洋や南アジアでは正る。の降水偏差である一方，フィリピン東海上では，負図 13.4 は 2010 年夏の観測（再解析）および AMIPの降水偏差，対流圏下層の高気圧性循環偏差が卓タイプ実験（Exp-AMIP）における偏差分布である。

越している。北西インドからパキスタンに広がる

モデル偏差は Exp-AMIP の Exp-CLIM からの偏差で，正の降水偏差は，Exp-AMIP で再現した正偏差の多それぞれは 10 メンバー平均値である。モデルがシくを説明する。Xie et al.（2009）や Chowdary et al.

ミュレートした降水偏差は，観測された大規模な特（2011）は，観測データ解析やモデル実験から，イ徴―太平洋赤道域の負偏差，海洋大陸から熱帯イン

ンド洋の SST 正偏差が北西熱帯太平洋の降水減少

ド洋およびカリブ海から熱帯大西洋の正偏差など―と下層の高気圧循環をもたらすことを示している。と良く一致する。また，パキスタン付近の正偏差もExp-IND の結果はこれと整合的である。Exp-PAC で良く再現する。ベンガル湾北部からフィリピン東海

は，海洋大陸から太平洋赤道域の降水偏差が明瞭で，上にかけて，モデルは明瞭な負偏差を示すが，観測140°E をはさんで西側で正偏差，東側で負偏差が卓

図 13.4 2010 年 6 ～ 8 月平均偏差。左列は観測値（JRA-25 と CMAP）の平年偏差，右列はモデル実験の Exp-AMIP と Exp-CLIM の差。
上から順に，200hPa 流線関数（線間隔 2 ×106m2 s–1）
，850hPa 流線関数（線間隔 106m2 s–1; 標高 1500m 以上は描画せず），500hPa 高度（線間隔 10m），降水量（線間隔 1 mm day–1）。



図 13.5 2010 年 6 ～ 8 月平均の降水量偏差（陰影，mm day–1）と 850hPa 風（ベクトル，m s–1）。左上：JRA-25 と CMAP，左中：ERA-Interim と TRMM-3B43，左下：Exp-AMIP，右上：Exp-IND，右中：Exp-PAC，右下：Exp-ATL。風速 0.5m s–1 以下の描画を省略。
平年値は，JRA-25 と CMAP は 1979～1998 年，ERA-Interim は 1989～2010 年，TRMM-3B43 は 1998～2010 年。

図 13.62010 年 6 ～ 8 月平均の海面更正気圧偏差（線間隔 0.5hPa）。左中：ERA-Interim。その他は図 13.5 と同じ。

越している。SPCZ（南太平洋収束帯）が活発化しが 2010 年夏の全球的な降水・循環偏差に影響を及ている。これら降水偏差に対応して赤道付近の貿易ぼした可能性を示唆する。

風は平年よりも強い。また，フィリピンの北で降水

図 13.7 は 200hPa 面の速度ポテンシャルおよび発増加が見られる。興味深いのは Exp-ATL の結果で散風成分と水平発散の偏差である。水平発散量は速ある。大西洋に与えた正の SST 偏差に応答してそ度ポテンシャルの水平 2 階微分に相当する。再解析の付近の対流活動が強まり，対流圏下層では低気では，大規模発散偏差が熱帯インド洋から海洋大陸圧循環が卓越している。これに加えて，気候値 SSTおよび熱帯大西洋に，大規模収束偏差が熱帯太平洋を与えた太平洋からインド洋の広範囲で遠隔応答がに広く分布する。平年では大規模発散中心がフィリ見られる。特に，北西熱帯太平洋における亜熱帯高ピン付近に，大規模収束中心が熱帯東部太平洋に存

気圧と貿易風の強化，海洋大陸付近の降水増加が明在することから（図略），大規模な発散域および収瞭である。全般的に Exp-AMIP で再現された偏差の束域は平年より南西に偏っている。また，大規模発多くの特徴を有している。ただし，観測された偏差

散・収束中心の速度ポテンシャル示度は平年より大と比較すると，大西洋における降水や循環の応答がきく（図略），太平洋の貿易風は平年より強いこと過大にシミュレートされる傾向があるため，インドから（図 13.5），ウォーカー循環は平年より強かっ

洋や太平洋への影響も過大である可能性がある。いたと考えられる。このような観測された特徴は Exp-ずれにしても，本実験結果は大西洋の正 SST 偏差

AMIP で良く再現されている。海域別 SST 実験を見

図 13.7 200hPa 面の速度ポテンシャル偏差（等値線，線間隔 2 ×106m2 s–1）
，発散風（ベクトル，m s–1），水平発散（陰影，10–6s–1）以外は図 13.6 と同じ。

ると，Exp-IND ではインド洋の発散偏差とフィリピ

本研究ノート第 2 章）によれば，2010 年の記録的

ン東海上の収束偏差，Exp-PAC では海洋大陸およに不活発な北西太平洋の台風活動は，北西熱帯太平

び SPCZ の発散偏差と太平洋赤道域の収束偏差がシ洋の強い亜熱帯高気圧や貿易風の影響を強く受けたミュレートされている。また，Exp-ATL では赤道太と考えられている。今後，大西洋の SST 偏差の大平洋東部および南アジアからフィリピン東海上で収気への遠隔影響プロセスについて詳しく調べる必要

束偏差，海洋大陸で発散偏差がみられる。

がある。

図 13.8 は北半球の 500hPa 高度偏差である。先に述べたように，Exp-AMIP では観測された日本付近の明瞭な正偏差を十分に再現しないものの，日本付

13.6

まとめ

近から太平洋中緯度の 500hPa 高度の正偏差をある

2010 年夏の AMIP 型実験では，熱帯域では観測程度再現する。海域別実験では，日本付近から太平された降水・循環偏差をおおむね良く再現し，北西洋中緯度の正偏差は Exp-PAC で再現される。一方，熱帯太平洋で強かった亜熱帯高気圧や貿易風を再現

Exp-IND，Exp-ATL ではそのような特徴は再現されした。日本付近に異常高温をもたらした強い高気圧ず，その付近の高度は負偏差である。

を十分に再現しなかったものの，日本付近から太平

図 13.9 は 200hPa 東西風である。Exp-AMIP は観洋の亜熱帯ジェットの北偏傾向を再現した。また，測で見られる日本付近から太平洋の亜熱帯ジェット北米の循環偏差を定性的に良く再現した。一方，ロの北偏を再現する。海域別実験では，太平洋の亜熱シア西部で発達した高気圧を再現しなかった。

帯ジェットの北偏は Exp-PAC で再現される。一方，海域別に SST 偏差を与えた感度実験では，太平Exp-IND と Exp-ATL ではそのような特徴は再現さ

洋の SST 偏差（ラニーニャ現象）が太平洋の亜熱れず，亜熱帯ジェットは南偏傾向を示す。以上の結帯ジェットの北偏に寄与していた。また，インド洋

果は，太平洋の SST 偏差：ラニーニャ現象が，太の高い SST 偏差がパキスタン付近の多雨に寄与し平洋の亜熱帯ジェットの北偏に寄与した可能性を示ていた。そして，太平洋の SST 偏差（ラニーニャ唆する。

現象），インド洋の正 SST 偏差，大西洋の正 SST 偏2010 年夏の北西熱帯太平洋の強い亜熱帯高気圧と貿易風に関してさらに解析を行った。1979 年～差のいずれも，北西熱帯太平洋の亜熱帯高気圧と貿易風の強化に寄与していた。

2010 年の期間について AMIP 型の 3 メンバー初期一連のモデル実験から，2010 年夏は大西洋の顕値アンサンブルの連続実験を追加実施し，過去の著な正の SST 偏差が熱帯インド洋から熱帯太平洋年々変動の再現性を調べた。この実験における温室の降水量や循環場に遠隔影響を及ぼした可能性が示

効果気体の濃度は，2005 年までは観測値，2006 年唆された。その影響プロセスの一つとして，大西洋以降は SRES（Special Report on Emissions Scenarios）-の対流活発化に伴う対流圏上層の発散風が太平洋中A1B シナリオの値とした。AMIP 実験における年々部～東部の下降流を強めた結果，太平洋のウォー変動と 2010 年の再現実験結果を図 13.10 に示す。

カー循環全体を強化した可能性が考えられる。一2010 年の亜熱帯高気圧と貿易風は 1979 年以降で最方，Kucharski et al.（2009）は熱帯大西洋の降水偏も強く，第 2 位は 1998 年である。AMIP 実験にお差がケルビン波応答を通してインドモンスーンにける年々変動は観測と良く一致しており，2010 年影響を与え得ることを示している。今後，大西洋のの異常偏差は定量的にも良く再現されている。2010

SST 偏差の遠隔影響プロセスについて詳しく調べて年の海域別の寄与を見ると，いずれの海域の SSTいく必要がある。

偏差も同じ符号のインパクトを与えており，中でも大西洋の寄与が大きいことが分かる。釜堀（2012，

図 13.8500hPa 高度偏差（線間隔 10m）以外は図 13.6 と同じ。

図 13.9200hPa 東西風偏差（線間隔 2m s–1）以外は図 13.6 と同じ。

10

図 13.10 北西熱帯太平洋の 6 ～ 8 月平均の海面更正気圧偏差（上図，110–160°E, 0–30°N 平均，単位は hPa）と 850hPa 風偏差（下図，110–160°E, 0–15°N 平均 ，単位は m s–1）の年々変動（線グラフ）および 2010 年夏の各種モデル実験（棒グラフ）。細線は JRA-25，太線は AMIP 型実験の 3 メンバー平均，×印は各メンバー。図中に示された値は JRA-25 と 3 メンバー平均値のアノマリー相関係数。
棒グラフは 10 メンバー平均値，太い横棒の範囲が 10 メンバーの標準偏差。棒グラフは左から Exp-AMIP，Exp-IND，Exp-PAC，ExpATL。

009-0686-5.

謝辞

Dee et al., and Coauthers, 2011: The ERA-Interim

本研究は文部科学省 21 世紀気候変動予測革新プ

reanalysis: configuration and performance of the

ログラム「超高解像度大気モデルによる将来の極

data assimilation system, Quart. J. R. Meteor.

端現象の変化予測に関する研究」のもと行われた。

Soc., 137, 553–597, doi:10.1002/qj.828.

AGCM 実験の実施にあたって，気象研究所気候研

Huffman, G. J., R. F. Adler, D. T. Bolvin, G. Gu, E. J.

究部の小林ちあき主任研究官の支援を受けた。

Nelkin, K. P. Bowman, E. F. Stocker, and D. B.
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