西風バーストを介した AO による ENSO の変調
中村 哲（東海大・地環）
立花 義裕（東海大／海洋研究開発機構）
本田 明治（海洋研究開発機構）
山根 省三（千葉科学大／海洋研究開発機構）
１． はじめに解析データの結果と同様の関係がみられた。

エルニーニョ南方振動(ENSO)は世界中の大AGCM の control run では、熱帯海洋 SST は月気大循環に影響を与え、我々の生活圏である毎の気候値を与えている。従って、AGCM の解北半球中緯度域にも大きな影響がある。北極析結果は、AO が原因であり熱帯はその応答振動(AO)もまた北半球中緯度域の気候を、気であるという見解を指示する。さらに我々は AO温、降水量などを通して左右する重要な現象でが西部熱帯太平洋上の風の場に影響を与えるある。熱帯と極域との関連性は近年注目され、メカニズムを調べるため、熱力学的な視点から様々な研究がなされているが、熱帯が原因で解析を行った。

あり中高緯度はその応答であるとした見方が一般的である。例えば Zhou and Miller [2005]

２． データと指標

は寒冷季における Madden-Julian Oscillation

観測データとして、NCEP-NCAR 再解析デー（MJO）と AO の関係を示し、熱帯の変動が極タから、高度場、気温、相対湿度、風速、（全て域へ影響する事を示唆している。しかし、Thompson and Lorenz[2004]は北極振動、南極振動ともに、約 2 週間後の赤道対流圏上層に西風偏差を生むことを示した。彼らの結果は極域の変動が熱帯に影響を与える可能性を示唆している。しかし AO と ENSO という大規模変動の直接的な関係を調べた研究は少ない。我々は客観解析（以下観測）データを用いて、AO とENSO の関係を調べ、春の AO と続く初冬のENSO に有意な関係を見出した。さらに、春のAO と西部熱帯太平洋の下層東西風に関係性がある事を発見した。このことから、春の AO が西部熱帯太平洋上の西風バーストに影響を与え、結果として、続く ENSO のオンセットを変調

図 1：春（ここでは 3，4 月平均）の AO index に対するしているのではないかと考えた。また、SST の500hPa 高度場の回帰。陰影は薄い順にそれぞれ年々変動の無い大気大循環モデル（AGCM）90,95,99%の有意水準を越えた部分を示し、寒色はの control run の出力データを解析した結果、春低気圧、暖色は高気圧偏差を示す。等値線間隔はの AO と西部熱帯太平洋上の東西風に、観測10[m]。

58 年以降）、UKMO から GISST（58 年以降）を用いた。AO を示す指標としては、Ogi et al.
[2004] を 参 考 に 、 2 ヶ 月 平 均 し た 40-90N 、1000-200hPa 東西平均高度場の月ごとの EOF1
スコアを index とした（図 1）。ENSO を示す指標としては CPC の提供する nino3 index を用いた。
全てのデータおよび index は 2 ヶ月平均し、さらにトレンド成分や長周期変動成分を除くため、5年の高周波通過フィルターを行った。主に相関解析を用いて、AO と ENSO および熱帯の風の場との関係を調べた。客観観測データの解析

図 2：春の AO index と前後 8 ヶ月の nino-3 index とのみでは、AO が ENSO に影響するのか、それの相関係数（実線）と共分散（破線）。赤星印は同時とも ENSO の影響が AO に現れるのかが明確

相関、緑破線は 95,99%の有意水準を示す。横軸はでない為、海洋と海氷の年々変動が無い大気月を示すが、これは 2 ヶ月平均の早い方の月を示す。

大循環モデルを用いた解析を行った。大気大（例：MAR は 3,4 月平均を意味する。）

循環モデルは AFES の T42L19 バージョンを用い[Ohfuchi et al., 2004]、control run 45 年分のになると、正相関へと転じ、初冬には相関係数データに対し解析を行なった。このモデルでは、が 0.5 近い有意な関係を示す。図 3 には春の観測で見られる AO パターンもほどよく再現さAO と続く初冬の SST 偏差の関係を示す。このれていた。このモデル内では SST と海氷は季時、SST 偏差は ENSO の偏差パターンによく似節ごとの気候値を与えているため、海洋のている。これらの結果は春の AO と続く初冬の年々変動が大気に与える影響は存在せず、ENSO に有意な関係がある事を示す。春以外

AO が熱帯に与える影響をより明確にすることの季節の AO には、このような ENSO との有意ができる。AO と西部熱帯太平洋に起こる東西なラグ相関関係は見られない。

風偏差との関係を作る原因を調べるため、流ENSO のオンセットについては、大気、海洋両跡線解析を行った。流跡線解析は地球環境セ分野で様々な研究が行われている。特に大気ン タ ー が web 上 で 公 開 し て い る 解 析 ソ フ ト

分野の視点からは、西部赤道太平洋上の西風CGERMETEX （ http://cgermetex.nies.go.jp/metex/index_jp.html）を用いた。流跡線解析に用いた大気場のデータは NCEP-NCAR 再解析の 6-hourly データを使用している。
３． 結果と考察
はじめに春（ここでは 3,4 月平均）の AO index

図 3：春の AO index に対する、続く 12,1 月平均のとその前後 8 ヶ月の nino-3 index との相関係数

SST の回帰。陰影は薄い順にそれぞれ 90,95,99%のを示す（図 2）。nino3 が先行する時期は弱い負有意水準を越えた部分を示し、寒色は低温、暖色の相関関係がある。一方、AO が先行する時期は高温偏差を示す。等値線間隔は 0.1[°C ]。

図 4：(a)春のAO indexに対する赤道東西風偏差の回帰。陰影は薄い順にそれぞれ 90,95,99%の有意水準を越えた部分を示し、寒色は東風、暖色は西風偏差を示す。等値線間隔は 0.2[ms-1]。(b)春の赤道におけるSST（青実線、[°C]）、および東西風の収束（黒実線、[106s-1]）の気候値を示す。(c)、(d)AGCMのcontrol runの出力データの解析結果である以外はそれぞれ(a)、(b)に同じ。

バーストが熱帯海洋を駆動し、ENSO のオンセータから観測データと同じ手法によってモデルットに繋がるという説がある[Luther et al., 1983;の AO index を作成し、熱帯の風の場との関係

Barnett, 1983; Barnett et. al., 1989]。そこで我々を調べた（図 4(c)､(d)）。モデル内の春の AO には春の AO と同時期の西部熱帯太平洋上の東対する熱帯の風の偏差場および気候学的な東西風の関係を調べた。図 4(a)は春の AO と赤西風の収束域も、観測データを用いた結果とよ道東西風偏差の関係を示す。これは春の AOく似ている。 このことは観測データ解析で見らが正位相であるとき、東経 150°赤道大気下層れる春の AO と熱帯東西風の関係は、熱帯海に西風偏差が現れることを意味する。この領域

洋変動の影響が無くとも成立する、つまり、春は、暖水プールと呼ばれる気候学的に SST のの AO に関係する大気現象が熱帯大気海洋に最も高い領域と一致し、気候学的な東西風の影響する可能性が高いと言える。

収束域でもある（図 4(b)）。この結果から、春の次に春の AO が卓越するとき、どのようなメカAO が卓越するとき、西部熱帯太平洋上の風ニズムで熱帯の風の場に影響を与えるのかにの場が変化し、Wang [1992]が示すような大気ついて調べるため、観測データを用いた熱収支海洋相互作用によって ENSO のオンセットが変解析から大気が受け取る熱量の偏差を見積も調されるものと考えられる。

った。以下の熱収支式

観測データの解析結果だけでは、春の熱帯
海洋の変動による影響が春の AO、そして続く初冬の ENSO の両者に影響しているという説を棄却するには不十分である。そこで我々はAGCM を用いた実験を行った。我々の行った
AGCM 実験は、通常 control run と呼ばれ、SST、および海氷は観測データから得られる月ごとのR∂θ ⎞⎛ P ⎞ Cp ⎛ ∂θ v r⎟+ V・∇θ + ω
Q1 = Cp⎜ ⎟ ⎜⎜∂p ⎟⎠⎝ Ps ⎠ ⎝ ∂t
⎛ ∂q r r∂q ⎞Q 2 = − L⎜⎜ + V・∇q + ω ⎟⎟∂p ⎠⎝ ∂t

Q1:見かけの顕熱、Q2:見かけの潜熱シンク
Cp:定圧比熱、R:気体定数、θ:温位、q:比湿気候値としている。つまり SST、海氷の年々変から、熱収支 Q1-Q2 を求め、1000 から 200hPa動は完全に除去されている。モデルの出力デまで鉛直積分したものを大気の受け取る熱量

地域を通ることで、強い寒気・乾燥移流が赤道まで南下する頻度が高い。この時暖水プールといわれ赤道上で最も高い SST が存在する東経150°付近では、寒冷乾燥である大気は高温湿潤な海洋から相対的に大きな潜熱・顕熱を受け取り、赤道ロスビー応答によって西風偏差
図 5：春のAO indexに対する大気の受け取る熱量∫が生じるのではないかと考えられる。

(Q1-Q2)dp偏差（実線）と 850hPa高度場偏差（陰影）の回帰係数。実線は熱源偏差のみを示し等値線は-25, 10, 15 [Wm ]。陰影は寒色から順にそれぞれ-4,-2, 2, 4, 6 [m]以上の偏差であることを示す。

４． まとめ
我々は、春の AO と続く初冬の ENSO の関係を発見し、これは春の AO の変動に伴って西部赤道太平洋上に東西風偏差が生じ、ENSO のとした。図 5 は春の AO と赤道域の熱量偏差おオンセットを変調していると考えられる。さらに

よび 850hPa の高度場偏差との関係を示す。赤

AGCM 実験の結果から、従来熱帯では最も主道東経 150°から 170°付近にかけて、熱源偏要な変動であるとされてきた海洋の変動が存差があり、その南北に低気圧偏差があることが在せずとも、同様に AO と赤道東西風の関係がわかる。この様子は赤道において大気が熱量見られることがわかった。観測および AGCM のを受け取るときのロスビー応答[Matsuno, 1966]

解析結果の一致は、熱帯の影響が春の AO にによく似ており、この時低気圧偏差に挟まれた見られるのではなく、春の AO が熱帯に影響を赤道上では西風偏差となることはよく知られて与えている可能性を強めるものである。

いる。この結果から春の AO の位相に応じて赤

また、春の AO が赤道の風の場へ影響するメ

道大気の受け取る熱量が変化し、ロスビー応

カニズムについて、熱収支解析および流跡線

答により風の場が変化することが考えられる。
次に春の AO の位相に応じて赤道大気の受け取る熱量が変化する理由を次のような解析で調べた。図 6 は春の AO が正（左）、負（右）位相に卓越したときの赤道東経 150°大気下層へ到達する空気塊の後方流跡線を示す。春に赤道東経 150°へ到達する空気塊は、AO が負位相に卓越するときは、大部分が東部太平

図 6：赤道東経 150°高度 500m へ到達する空気塊洋上を通って来ていることがわかる。しかし一の後方流跡線。解析期間は 1958-2002 年の 3 月の方、AO が正位相に卓越するときは東アジアのみ。NCEP-NCAR 再解析 6-hourly データを用いて 3

大陸上から南下する空気塊があることがわか月における全ての日付の 00,06,12,18z を出発点とし、り、両者の差は顕著である。この結果から我々

240 時 間 遡 る ま で 計 算 し た 。 （ 左 ） 解 析 期 間は次のような推察をする。AO が正位相に卓越

1958-2002 年の中で春の AO index 正の値、上位 5する時には、冷たく乾いた大陸性の空気塊が年の流跡線のみ描画。（右）春の AO index 負の値

西部太平洋上の SST の南北温度勾配が強い

上位 5 年の流跡線のみ描画。

解析によって次のようなことを示した。春の AO

meso-scale resolving simulations of the global

は大陸性の乾燥・寒冷な大気が赤道へ南下す

atmosphere on the Earth simulator – preliminaryる頻度を変化する役割を持つ。春の AO 正位

outcomes of AFES (AGCM for the Earth

相時には、東アジアからの冷たく乾いた空気塊simulator) –, J. Earth Sim., 1, 8-34.

が赤道上へ到達する頻度が高く、特に東経150°付近で大きな熱量を受け取り、ロスビー

Ogi, M., K. Yamazaki and Y. Tachibana (2004),

応答によって西風が生じると考えられる。しかSummertime annular mode in the Northern

し、熱収支解析および流跡線解析から得られHemisphere and its linkage to the winter mode,

た結果は、定性的な説明を与えるにすぎず、J.

AO と熱帯東西風の関係におけるメカニズムは

doi:10.1029/2004JD004514.

Geophys.

Res.,

109,

D20114,

いまだ仮説の段階である。今後は定量的な議論が必要である。また、今回使用した

Thompson, D. W. J., and D. J. Lorenz (2004),

NCEP-NCAR 再解析データの熱帯域における

The signature of the annular modes in the

データの信頼性にも不安が残る。今回と同様

tropical troposphere, J. Climate, 17, 4330-4342.の解析を他の再解析データを用いて確認する
Wang, B. (1992), The vertical structure andことも必要である。

development of the ENSO anomaly mode
during 1979–1989, J. Atmos. Sci., 49, 698–712.

参考文献
Barnett, T. P. (1983), Interaction of the monsoon
and Pacific trade wind system at inter-annual

Zhou, S., and A. J. Miller (2005), The

time scales part I: the equatorial zone. Mon. Wea.

interaction of the Madden-Julian oscillation andRev., 111, 756-773.

the Arctic oscillation, J. Climate, 18, 143-159.

Barnett,T.,

P. L. Dümenil,U. Schlese,

E. Roeckner and M. Latif (1989), The effect ofEurasian snow cover on regional and globalclimate variations. J. Atmos. Sci., 46, 661–686.
Luther, D., D. Harrison and R. Knox (1983),
Zonal wind in the central equatorial Pacific andEl Niño, Science, 202, 327-330.
Matsuno, T. (1966), Quasi-geostrophic motionsin the equatorial area, J. Meteor. Soc. Japan, 44,25-42.
Ohfuchi, W., et al. (2004), 10-km mesh