海の研究（Oceanography in Japan），23（4），111−125，2014

─ 2013年度 日本海洋学会 岡田賞記念論文 ─

大気海洋相互作用を伴う熱帯海洋の長期変化に関する研究＊
時長 宏樹†
要旨

熱帯域における海面水温の長期変化は，地域的な気候変化パターンの形成に重要な役割を果たしている。本稿では，様々な現場観測データと海洋大循環モデルによる数値実験結果から，1950 年以降の過去 60 年間で熱帯海洋における気候変化パターンがどのように形成されてきたかについて，大気海洋相互作用の観点から解説する。また海上風観測や海面水温観測が持ちうる時間変化する観測誤差についても注目し，それらが気候変化の検出に与える影響についても議論する。

キーワード：熱帯海洋・気候変化・大気海洋相互作用・ウォーカー循環・Bjerknes フィー
ドバック

暖化時に熱帯大気におけるウォーカー（東西）循環が弱

1. はじめにまることを予測しており，それに伴って熱帯域の海面水温が特徴的な変化パターンを示すことが指摘されている

全球的な気候変化に影響を及ぼす要因の 1 つとして，（ Vecchi and Soden, 2007；Xie et al., 2010 ）。例えば熱帯

熱帯海洋における海面水温の長期変動や変化が注目され太平洋では，偏東貿易風の弱化が中部から東部の赤道域ている（ Xie et al., 2010；Meehl et al., 2011；Kosaka andにおいて海面水温上昇を局所的に強めるのに対し，平均

Xie, 2013 ）。Coupled Model Intercomparison Project

的な西風が弱まる熱帯インド洋では，東部よりも西部に（ CMIP ）に参画している多くの気候モデルは，地球温

お い て 海 面 水 温 の 上 昇 が 強 ま る（ Zheng et al., 2010；

Zheng et al., 2013 ）。両海盆ともに水温躍層の東西方向の傾きと赤道東西風の変調を伴うため，Bjerknes フィー＊ 2013 年 11 月 24 日受領；2014 年 1 月 5 日受理

著作権：日本海洋学会，2014† International Paciﬁc Research Center, University of Hawaii at

Manoa 1680 East West Road, Honolulu, HI 96822, USA
TEL：+1−808−956−5920
e-mail：tokinaga@hawaii.edu
・ 現在の所属
京都大学白眉センター / 防災研究所〒 611−0011 京都府宇治市五ヶ庄
京都大学防災研究所 災害気候研究分野
TEL：0774−38−4156 FAX：0774−38−4153
e-mail : tokinaga@dpac.dpri.kyoto-u.ac.jp

ドバック（ Bjerknes, 1969 ）を介した海洋力学の重要性を示唆している。一方，熱帯大西洋では，産業革命以後
から 1980 年代にかけて南半球側よりも北半球側において海面水温の上昇傾向が弱く，それは北半球側で人為起源エアロゾルによる冷却効果が強いためと考えられている（ Chang et al., 2011 ）。いずれの熱帯海洋においても海面水温の長期的な変化パターンは，大気大循環の駆動源となっている熱帯収束帯の位置に多大な影響を及ぼすため，それらを大気海洋相互作用の観点から検証・解明

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時長 宏樹

することは重要な研究課題の 1 つとなっている（ Deseret al., 2010；Xie et al., 2010 ）。
気候モデルによって再現された過去の気候変化は，長2. 海上風データセットの作成

期間に渡る実際の観測データを用いて検証されることが気候変化パターンの検出に関して解説する前に，本節多い。しかしながら，観測された過去の気候変化に関しでは一連の解析で使用した海上風データについて解説すては依然として不明な点が多く，その中でも熱帯海洋にる。船舶による海上風観測は，船上に設置した風速計における海面水温やウォーカー循環の長期変化傾向についよって測器観測されたものと，Beaufort wind scale にては現在もなお活発な議論が続けられている（ Vecchi et

よって目視観測されたものの 2 種類あるが，時間変化すal. , 2006；Luo et al. , 2012；Meng et al. , 2012；Solomon

る系統誤差要因の大部分は前者に起因している（岩坂and Newman, 2012；Tokinaga et al., 2012a；Tokinaga et

ら，2006；Thomas et al., 2008 ）。風は地表面に近いほど

al., 2012b；L'Heureux et al., 2013 ）。例えば，熱帯太平

摩擦の影響を強く受けるため，海面からの高度が高くな

洋における海面水温の東西勾配が過去 50 − 100 年間でるほど風速が大きくなる特徴を持つ。そのため，前述し強くなったか弱くなったかは解析に使用するデータセッ

たように船舶の大型化によって風速計の設置高度が上昇

トによって異なることが指摘されている（ Vecchi et al.,

すると見かけ上の増加傾向を持つことになる。Interna-

2008；Tokinaga et al., 2012b ）。また海上風に関しては，

tional Comprehensive Ocean-Atmosphere Dataset

船舶の大型化が風速計設置高度を上昇させたことによっ（ ICOADS；Woodruﬀ et al., 2011 ）にアーカイブされてて海上風速の見かけ上の増加傾向を生み出し，低緯度帯いる船舶の海上風観測データから 1950 年以降の長期変では偏東風が，中高緯度帯では偏西風があたかも強化し化傾向を実際に計算すると，ほぼすべての海域で増加傾ているような変化傾向を示すことが問題視されている向を示していることが判る（ Fig. 1 ）。大規模場の海上風（ Ward and Hoskins, 1996 ）。実際の気候変化パターン

ベクトルと海面気圧の長期変化傾向は本来物理的に整合がどのように形成されたのかを解き明かすためには，こしてなければならないにも関わらず，様々な海域においのような観測データに含まれている人為的な誤差要因をて不整合が生じていることが指摘されている（ Ward

可能な限り軽減して解析を進めるのと同時に，独立したand Hoskins, 1996；Hanawa and Yasuda, 2000 ）。海上観測データから物理的に整合する変化を抽出できるかどうかが重要な鍵を握っている。そこで筆者らは大気海洋
相互作用の観点から，主に海上風と海面水温の観測誤差に着目し，熱帯域においてそれらと密接に関連する様々な変数（海洋亜表層水温，海上気温，海上風，海面気圧，雲量，陸上降水量）の現場観測データを用いて，熱帯域における気候変化パターンがどのように形成されてきたかを検証してきた。本稿は，熱帯大西洋，熱帯太平
洋および熱帯インド洋を対象として行った過去 60 年間（ 1950 − 2009 年）における気候変化に関する研究の概要である。尚，本稿で引用する図は Nature Geoscienceで 発 表 さ れ た Tokinaga and Xie（ 2011b ），Journal of

Climate で発表された Tokinaga and Xie（ 2011a ）および Tokinaga et al（. 2012a ）から一部を抜粋して体裁を変更したものであることを最初にお断りしておく。

Fig. 1. Annually averaged linear trends in surface
scalar-mean wind for 1950 2009 derived from theuncorrected ICOADS. (Modified from Tokinaga
and Xie 2011a)

大気海洋相互作用を伴う熱帯海洋の長期変化に関する研究

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風は，大気海洋相互作用を伴う気候の現象を解き明かす

時期，熱帯収束帯は 15 N 付近の暖かい水温上に位置しために重要な変数であるが，数十年以上の時間スケールており，南東貿易風および冷水舌との正のフィードバッ

を持つ気候変化の研究においては，まず第一にこのようクによって熱帯大西洋における夏季の気候を特徴付けてな人為的な誤差を軽減する必要がある。

いる。夏季を過ぎると熱帯収束帯は南下して南東貿易風

海上風速観測の補正には，一般的に対数則を利用したが弱くなり，舌状冷水域も消失する。Tokinaga and Xie

風速の高度補正を行う。しかし，過去に蓄積された海上（ 2011b ）では，このような夏季の気候学的な平均場が風観測データには風速計設置高度情報が付属していない

過去 60 年間でどのように変化したかを様々な観測デー

ものが多く，高度補正のみによって見かけ上の増加傾向

タと海洋大循環モデルの数値実験によって検証した。

をデータセット全体から除去することは困難である。そICOADS と WASWind から求めた海上風の変化傾向

こで筆者らは，風波の波高が海面風応力に比例して大きを Fig. 2b と 2c に そ れ ぞ れ 示 す。 い ず れ も 解 析 期 間

くなるという物理的仮定に基づき，船舶観測による風波（ 1950 − 2009 年）における 5 − 7 月平均値の変化傾向の波高データから高度 10 m の海上風速を見積もる手であり，変化傾向はノンパラメトリック法の Senʼs me-

法 を 考 案 し た（ Tokinaga and Xie, 2011a ）。 具 体 的 にdian slope から求めた（ Sen, 1968 ）（以降，同様にしては，風速計高度情報・風速計観測値・波高観測値の 3 つ全ての変化傾向を求めた）。観測誤差補正を適用していが同時に利用できる船舶通報を用いて（ 10 m 海上風ない ICOADS の海上風は，気候学的な南東貿易風を強

b

速）＝a・
（風波の波高） ＋ c という関係を満たす定数 a,

める変化傾向を示している。しかし前述したように，こb, c を最小二乗法によって各月・緯度経度 4 度格子ごとの南東貿易風強化の大部分は風速計の設置高度上昇に伴に決定し，風速計の設置高度情報が付属していない場合

う見かけ上の風速増加傾向によるものと考えられる。一でも，風波の波高から高度 10 m の海上風速を求める

方，観測誤差を軽減した WASWind の変化傾向を見るという方法である。最終的には，この方法によって見積と，熱帯大西洋中部から東部にかけて北西 西風傾向ともった風速データ，高度補正が可能な風速データ，およなっており，むしろ気候学的な南東貿易風が弱まっていび Beaufort wind scale に よ っ て 目 視 観 測 さ れ た 風 速ることを示している。図は省略するが，この海上風の変データを用いて，月平均の全球 4 度格子データセットを化傾向は海面気圧傾度の変化傾向と整合的な季節性を示

1950 年 か ら 2009 年 ま で 再 構 築 し た。Wave and Ane-

す。さらに Fig. 2d に示した 6 − 8 月平均の海面水温変mometer-based Sea-surface Wind（ WASWind ）と 名 付化を見ると，ちょうど舌状冷水域が形成される熱帯大西

けられたこの海上風データセットは，衛星による海上風

洋東部において局所的に海面水温上昇が大きく，冷水舌

観測や海面気圧傾度の長期変化傾向とも概ね整合的であの中心域では 60 年間で 1.5 C 程度も上昇している。こることを確認している（ Tokinaga and Xie, 2011a ）。尚，の水温上昇は，熱帯大西洋の気候学的な東西温度勾配を

WASWind に 関 す る 詳 細 な 解 説 は Tokinaga and Xie

25 % 程度弱めたことに相当する。さらに，深度補正済（ 2011a ）を参照していただきたい。

み の 投 下 式 水 温 計（ XBT, expendable bathythermo-

graph ）観測から海洋亜表層水温の変化傾向を求める

3. 熱帯大西洋と，熱帯大西洋東部では，気候学的な水温躍層が存在す
る 30 − 50 m 深において水温上昇が最も大きい（ Fig.

熱帯大西洋東部では，北半球春季から夏季にかけて南2f ）。これは水温躍層が深くなったことを意味しており，東貿易風が卓越し，沿岸湧昇および赤道湧昇を強めるこ

熱帯大西洋中部から東部における南東貿易風の弱化にとによって，海面水温や亜表層水温の舌状冷水域を形成

よって赤道湧昇が抑制されたことを示唆している。

する（ Fig. 2a ）。したがって，北半球夏季における海面

南東貿易風の弱化傾向が熱帯大西洋東部における海面

水温は，熱帯大西洋の東部で冷たく，西部や北部で暖か

水温の上昇を局所的に強めたという互いに整合する観測

くなっているのが気候学的な平均状態である（以後，季事実を検証するために，WASWind から得られた海面風節に関する記述は全て北半球を想定する）。同時にこの応力データを強制力として海洋大循環モデルを駆動した

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時長 宏樹

Fig. 2. (a) June August (JJA) climatologies of sea surface temperature (SST, contours at 1 C intervals) andsurface wind vectors (arrows), May July mean trends in (b) ICOADS and (c) WASWind surface winds[westerly (easterly) trends are shown by red (blue) arrows], JJA trends in ICOADS (d) SST, (e) cloudinessand land precipitation, and ( f ) longitude-depth section of JJA ocean temperature trends averaged over 4 S 4 N.
Analyzed periods are 1950 2009 for SST, wind, and cloudiness, 1950 2008 for land precipitation, and 1961
2009 for ocean temperature. Grid points marked with filled circles (triangles) exceed the 95 % (90 % )conﬁdence level based on the Mann-Kendall test. (Modiﬁed from Tokinaga and Xie 2011b)

結果を Fig. 3 に示す。海洋大循環モデルの混合層水温のンメントがこの水温上昇の大部分を説明していることか

気候値は，観測と同様に明瞭な舌状冷水域を再現しておら，南東貿易風の弱化が冷水の湧昇を抑制し，舌状冷水り，さらにその海域において混合層水温が観測と同程度域に極大をもつ水温上昇を引き起こしたと考えられる。

の上昇傾向を示していることが判る（ 60 年間で＋1.5 C 程

次に，海面水温変化に連動すると考えられる陸上降水度）。海洋混合層の熱収支解析によれば，鉛直エントレイと海上雲量の長期変化傾向を検証した（ Fig. 2e ）。海上

大気海洋相互作用を伴う熱帯海洋の長期変化に関する研究

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この現象は舌状冷水域の強弱によって東西方向の水温勾配を変動させるため，しばしば熱帯大西洋の東西モードと呼ばれている。Atlantic Niño が正（負）位相の年には，
熱帯大西洋東部において海面水温偏差が正（負）となり，
ギニア湾沿岸部や赤道アマゾンにおいて降水量が増加（減少）する（ Ruiz-Barradas et al., 2000 ）。ここで，6 −8 月平均の赤道大西洋における海面水温の東西勾配偏差（ΔSSTEQ ）とギニア湾沿岸部の降水量偏差の時系列を作成し，それぞれの経年変動スケールにおける 21 年移動標準偏差を Fig. 4 に示す。尚，ΔSSTEQ は赤道大西

Fig. 3. Trend ( C per 60 years) and climatology(contours at 1 C intervals) of June August mixed
layer temperature for 1950 2009 obtained fromthe ocean GCM hindcast forced by the WASWind
wind stress. Grids marked with closed circles
indicate significant trends exceeding 9 5 %conﬁdence level based on the Mann-Kendall test.
(Modiﬁed from Tokinaga and Xie 2011b)

洋東部（ 20 W − 0 , 3 S − 3 N ）と西部（ 25 − 45 W, 3

S − 3 N ）で領域平均された海面水温偏差の差，降水量
偏差はギニア湾沿岸部の（ 2 − 10 E, 4 − 8 N ）において領域平均されている。この図を見ると，ΔSSTEQ の経年変動は 1960 年から 1999 年にかけて減少傾向を示しており，Atlantic Niño の変動が弱まっていることを示している。これは，熱帯大西洋東部の水温躍層が深くなったことによって，海面水温と亜表層水温の相互作用が弱くなったためと考えられる。さらに興味深いのは，の降水量データは衛星観測が開始された 1979 年以降にギニア湾沿岸部における降水量の経年変動も同様に小さ限定されているのに対し，積雲系の降水が卓越している

くなっており，Atlantic Niño の変動が弱くなったこと

熱帯海洋においては海上雲量が降水量を表す良い指標とと整合している。これは Atlantic Niño やそれに伴う熱なることが指摘されている（ Deser et al., 2004；Norris,帯収束帯の経年変動が，気候学的な水温躍層深度の長期

2005；Deser and Phillips, 2006 ）。そこで ICOADS の海

変化によって影響を受ける可能性を示唆している。

上雲量観測から長期変化傾向を求めると，雲量の増加傾

本節で示した一連の結果から，夏季における熱帯大西

向が赤道大西洋の中部から東部にかけて最も大きく，増洋の気候変化は，南東貿易風の弱化，東部における舌状加傾向を示す領域が東西方向に伸びて赤道アマゾンや西アフリカのギニア湾沿岸部に到達していることが判る。
さらに University of Delaware から取得した陸上降水
データセット（ Willmott and Robeson, 1995 ）から変化傾向を求めると，赤道アマゾンやガーナ・ナイジェリアなどの西アフリカ諸国において降水が増加傾向となっている。これらは熱帯収束帯が南側にシフトしたことを示唆しており，熱帯大西洋東部における舌状冷水域において海面水温が局所的に増加したことと整合する。
熱帯大西洋の気候変化に関して特筆すべきもう 1 つの点は，舌状冷水域における海面水温と西アフリカ沿岸域
における降水量の経年変動が弱まったという観測事実である。熱帯大西洋では，Atlantic Niño と呼ばれる海面
水温の経年変動が夏季に卓越することが知られている。

Fig. 4. The 21-year running standard deviation of
JJA ΔSSTEQ (black) and Guinea coast precipitation (red). (Modified from Tokinaga and Xie
2011b)

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時長 宏樹

冷水域の衰退と水温躍層深度の増加，熱帯収束帯の南下

下降流を繋ぐ海面付近の風は偏東貿易風として赤道域にによって特徴付けられ，これらが正の Bjerknes フィー

現れ，熱帯太平洋東部から中部にかけて沿岸湧昇およびドバックによって長期的に変化してきたと考えられる。

赤道湧昇を引き起こし，海面水温を低下させる。一方，

このような気候変化をもたらした要因については今後明熱帯太平洋西部では赤道上で暖められた海水が偏東貿易

らかにすべき課題として未だ残されており，観測データ

風により吹き寄せられ，暖水プールと呼ばれる世界で最を用いた解析と CMIP などの気候モデルによる数値実も海面水温が高い海域を形成している。このようにして験から多角的に検証する必要がある。ただし，世界で利形成された東西方向の海面水温勾配は，熱帯太平洋西部

用されている気候モデルの多くは，舌状冷水域におけるにおける対流活動を強め，ウォーカー循環を維持・強化

海面水温の温暖バイアスや，南東貿易風の強さ，そしてしている。このウォーカー循環と海面水温勾配の相互作

熱帯収束帯の位置に関して依然として再現性の問題を抱

用は，気候平均だけでなくエルニーニョ現象やラニー

え て お り， 今 後 の 改 善 が 望 ま れ て い る（ Richter and

ニャ現象の際に強い結合現象として現れることが知られXie, 2008；Richter et al., 2013 ）。尚，本節で示した結果ている（ Neelin et al., 1998；Wallace et al., 1998 ）。しかの詳細は，Tokinaga and Xie（ 2011b ）に示されている。

し，数十年以上の時間スケールにおいて両者が結合しながら変化するかどうかは現在も議論が続いており，また4. 熱帯太平洋

過去数十年間において両者が強まったのか弱まったのか
は，解析に用いるデータセットや解析対象期間，また数熱帯太平洋上の気候学的なウォーカー循環は，強い対値実験に使用する気候モデルの違いによっても結果にば

流活動域に当たるインドネシア海洋大陸から熱帯太平洋

らつきがあるため，統一的な見解が得られていなかっ

西部にかけて上昇流の中心を持ち，南米ペルー沖の熱帯た。そこで Tokinaga et al（. 2012a ）では，互いに独立し太平洋東部に下降流の中心を持っている。その上昇流とた様々な現場観測データと海洋大循環モデルを用いて，Fig. 5. Annual-mean changes for 1950 2009 : (a) marine cloudiness (okta per 59 years), (b) SLP (hPa per 59
years), (c) surface wind (m s-1 per 59 years), and (d) SST ( C per 59 years). Signiﬁcant trends at the 90%
confidence level are marked with dots for cloudiness, SLP, and SST ( highlighted for surface wind ) .
Cloudiness, SLP, and SST (surface wind) data are based on ICOADS (WASWind). (Modiﬁed from Tokinaga
et al. 2012a)

大気海洋相互作用を伴う熱帯海洋の長期変化に関する研究

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前節と同様な方法によって，過去 59 年間（ 1950 年 6 月

次に XBT 観測から求めた海洋亜表層水温の変化傾向− 2009 年 5 月）の熱帯太平洋における気候変化パター

を Fig. 6 に示す。赤道太平洋西部における亜表層水温変ンを検出した 。

化の鉛直プロファイルを見ると，深さ 200 m 付近で顕ICOADS による海上雲量，海面気圧，海面水温の変著な水温低下傾向を示している。これは熱帯太平洋西部

化傾向と WASWind による海上風の変化傾向を Fig. 5から中部にかけて見られる西風傾向が気候学的な水温躍に示す。いずれも 1950 年から 2009 年までの期間にお層を浅くしていると考えられ，同海域において栄養塩躍

ける年平均値（ 6 月から翌年 5 月の 12 ヶ月間）の変化傾向である。海上雲量の変化は熱帯太平洋中部において増加傾向，熱帯太平洋西部において減少傾向となっており（ Fig. 5a ），Norris（ 2005 ）や Deser et al（. 2004 ）が 20 世
紀後半に対して行った解析と同様な結果を示している。
この地域において雲量が降水量の良い指標になることを踏まえると，インドネシア海洋大陸から熱帯太平洋西部に中心を持つ大気対流の活発域がやや東側へシフトしたことを示唆している。海面気圧は，熱帯太平洋中部において低下傾向，熱帯太平洋西部から海洋大陸にかけて上昇傾向を示しており（ Fig. 5b ），海上雲量変化の空間パ
ターンと負の相関になっていることが判る。WASWindから求めた海上風の変化は，熱帯太平洋西部において西風傾向，熱帯太平洋東部において東風傾向，熱帯太平洋
中部において収束を強める傾向を示しており（ Fig. 5c ），海上雲量と海面気圧変化の空間パターンと物理的に整合している。さらにフィリピンの東方沖で見られる東向きの海上風変化は北西太平洋亜熱帯域における北東貿易風の弱化を意味しており，10 − 25 N に見られる海面気圧の南北勾配変化とも整合している。これらの大気変化はウォーカー循環を含む熱帯大気循環が過去 60 年間で弱まったことを示唆している。

Fig. 6. Annual-mean subsurface temperaturechange ( C per 46 years) averaged in the eastern(EP ; 80 100 W, 4 S 4 N) and western (WP ; 160
E 180 , 4 S 4 N) equatorial Paciﬁc for 1963 2008.
Trends exceeding the 90 % confidence level aremarked with open circles. The gray shading
indicates 90 % conﬁdence intervals based on the
Sen median slope method. Subsurface temperature
data are based on bias-corrected XBTs of EN3.
(From Tokinaga et al. 2012a)

Fig. 7. Annual-mean changes in the WASWind-forced OGCM thermocline depth for 1950 2009 (m per 59
years). Trends exceeding the 90 % conﬁdence level are marked with dots. (Modiﬁed from Tokinaga et al.
2012a)

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時長 宏樹

層が 1970 年代以降浅くなっていることを示唆する珊瑚
骨格の窒素同位体比や炭素同位体比の変化傾向と整合している（ Williams and Grottoli, 2010 ）。また WASWind

5. 熱帯インド洋の海面風応力によって駆動した海洋大循環モデルは，観

前節で述べたように，ウォーカー循環の弱化は海洋大測と同様な変化を再現しており，熱帯太平洋西部で水温

陸上において海上風の強い発散傾向を引き起こし，熱帯躍層が浅くなり，中部から東部にかけて深くなっている

太平洋西部では西風傾向をもたらす一方，熱帯インド洋（ Fig. 7 ）。XBT 観測による海洋混合層の水温変化を見

では東風傾向をもたらす（ Fig. 5c ）。図は示さないが，てみると，西部では深さ 100 m よりも上で有意な上昇

海洋大陸上の発散傾向は降水量の減少傾向とも整合的で傾向（＋0.8 C ）となっているものの，東部における水温あり，また，夏季から秋季にかけてその傾向が強くなの上昇傾向（＋1.7 C ）の方が 2 倍程度大きく，熱帯太平る。その結果，熱帯インド洋の東風傾向も同時期に強く

洋において東西の水温勾配が弱くなっていることを示しなるため，本節では夏季から秋季に焦点を絞り，熱帯イている。

ンド洋の長期変化を解説する。また用いたデータや解析

一方，ICOADS から求めた海面水温変化は，熱帯太方法等は前節と同一である。

平洋西部と東部で上昇傾向が大きく，中部では小さく

Fig. 8 は Fig. 5 と同様に海上雲量，海面気圧，海面水なっており，東西方向の海面水温勾配に顕著な変化は見

温および海上風の長期変化を示しており，いずれもられない（ Fig. 5d ）。この空間パターンは，平年よりも1950 年から 2008 年までの期間における 6 − 11 月平均

弱いウォーカー循環を伴うエルニーニョ現象時の海面水の変化傾向である。熱帯インド洋上では雲量変化の東西

温偏差とは異なる。したがって，本節の冒頭で言及した

双極子構造が現れており（ Fig. 8a ），Fig. 5a に示した年

ような大気海洋相互作用の観点からは，海面水温変化が平均の変化傾向と比べてより顕著である。海上風の変化

海上雲量・海面気圧・海上風の変化と整合的であると言傾向は，それぞれ雲量の減少傾向と増加傾向を示していい難い。その理由として 2 つの可能性が考えられる。1る熱帯インド洋東部から西部に向けて東風傾向となってつには，気候変化の時間スケールにおいて，海面水温のいる（ Fig. 8c ）。海面気圧の増加傾向は西部より東部で長期変化パターンが熱帯大気循環の長期変化を引き起こ

大きく，赤道域における東風傾向と整合的である（ Fig.

す重要な要因ではない可能性が挙げられる（ Held and8b ）。またインド洋北部においては南から北に向けて海Soden, 2006 ）。これまでの研究によれば，海面水温の上

面気圧の増加傾向が強くなっており，海上風の東風傾向

昇を空間一様に与えて大気大循環モデルを強制したとしとして現れている夏季インドモンスーンの弱化と矛盾しても，地球温暖化時には大気の静的安定度が増加し，ない。スマトラ島西岸沖の海面水温上昇が周辺域よりもウォーカー循環が弱まることができるという数値実験結小さいのは（ Fig. 8d ），南東風傾向によって，この季節果が報告されている（ Gastineau et al., 2009；Ma et al.,に特徴的な沿岸湧昇が強化されたためと考えられ，Cai

2012 ）。一方，もう 1 つの可能性としては，時間変化すet al（. 2009 ）による解析結果を支持している。しかし，る観測誤差の影響によって，海面水温の長期変化パター

海上雲量，海面気圧および海上風の変化傾向が互いに物ンを正確に特定することが難しいということが考えられ理的な整合性を示しているのにも関わらず，海面水温だる。Fig. 6 に示したように，海洋混合層において東西方

けは海盆全体で暖まっており，東西方向の水温勾配には向の水温勾配が明瞭に弱まっていることを考慮すれば，顕著な変化が見られない。

海面水温の東西勾配が実際には弱まっていると推測する

Fig. 9 は熱帯インド洋東部と西部における海洋亜表層

ことができ，それが事実であれば，ウォーカー循環が海の水温変化である。熱帯インド洋東部における気候学的面水温の東西勾配と結合しながら弱まったという可能性

な水温躍層は，夏季から秋季にかけてスマトラ島西岸でを否定することはできない。この点に関しては，第 6 節

起こる沿岸湧昇によって最も浅くなる。この特徴こそで様々な海面水温データセットや夜間気温データを比較

が，海面水温場に現れるインド洋ダイポール現象が海面し議論する。

付近の東西風と亜表層水温に対して季節的に敏感になる

大気海洋相互作用を伴う熱帯海洋の長期変化に関する研究

119Fig. 8. As in Fig. 5, but for June November mean changes. (Modiﬁed from Tokinaga et al. 2012a)ていると考えられる。水深 5 − 50 m の表層で平均した水温変化を比較すると，西部の方が東部よりも 0.9 C 程
度，水温の上昇傾向が大きい。つまり，海面水温の変化
傾向では明瞭ではないものの，海洋混合層水温の変化傾向としては東西の水温勾配が顕著に変化していると言える。
さらに赤道付近の東風傾向に対する熱帯インド洋の力学的応答を調べるために，WASWind で海洋大循環モデルを駆動し，再現された水温躍層の変化傾向を Fig. 10に示す。赤道付近の東風傾向に応答して，熱帯インド洋
東部では西部よりも水温躍層が浅くなる傾向が強く現れ

Fig. 9. As in Fig. 6, but for June November meansubsurface temperature change averaged in thesoutheastern (EIO ; 80 95 E, 8 S 0 ) and western(WIO ; 50 65 E, 4 S 4 N) tropical Indian Ocean.
(From Tokinaga et al. 2012a)

原因と考えられている（ Saji et al., 1999；Xie et al., 2002 ）。

ている。この傾向は 1970 年以降さらに強まり，興味深
いことに XBT 観測から得られた水温躍層の変化傾向と空間的に非常に良く対応している。したがって，数値実験の側面からも東西の水温勾配変化がウォーカー循環の弱化と整合的であることが判る。

6. 海面水温変化の不確実性

それを踏まえて Fig. 9 の亜表層水温変化を見ると，水温

第 4 節および第 5 節では観測データと海洋大循環モデ

躍層が存在する水深 100 m 付近において熱帯インド洋

ルを用いて，熱帯太平洋および熱帯インド洋における海東部では顕著な低下傾向，西部では上昇傾向となってお洋混合層水温の東西勾配変化が，ウォーカー循環の弱化

り，赤道付近で卓越している東風傾向の影響を強く受けや大気対流活動の変化と整合的であることを示した。一

120

時長 宏樹

Fig. 10. Changes in June November mean thermocline depth (m per 10 years) simulated by the WASWindforced OGCM for (a) 1950 2008 and (b) 1970 2008, superimposed on changes in surface wind stress (vector ;N m-2 per 10 years) of WASWind. (Modiﬁed from Tokinaga et al. 2012a)

方，海面水温と海洋混合層水温の東西方向における温度

り，それは更に時間変化することが指摘されている

勾配は異なる変化傾向を示していた。そこで本節では，（ Kent and Taylor, 2006 ）。 ま た， 各 観 測 方 法 に よ る

様々な海面水温データセットおよび夜間の海上気温デー

データ数が占める割合は時空間的に大きく変化するた

タセットを比較し，それらが長期変化傾向に対して持ちめ，ある特定の観測方法による誤差が大きいだけで海面得る不確実性について検証する。

水温の長期変化パターンを正確に求めることが難しくな

世界的に利用されている海面水温データセットは複数る。

存在し，船舶観測（バケツ採水，エンジン冷却水の測温そこで筆者らは，海面水温の長期変化傾向に対するなど），ブイ観測，衛星観測など様々なデータソースか

データセットの依存性を検証するために，HadISST1，

ら生成されている。例えば HadISST1 は，衛星観測デー

ERSST3b，全ての観測方法から得られた ICOADS の海

タと船舶・ブイによる現場観測データをブレンドして作

面水温，バケツ採水によって得られた ICOADS の海面

成されているのに対し（ Rayner et al., 2003 ），ERSST3b

水温から求められた長期変化パターンを比較した（ Fig.

は現場観測データのみを用いて作成されている（ Smith11 ）。解析期間は 1950 − 2009 年とし，全て年平均値のand Reynolds, 2004；Smith et al., 2008 ）。異なるデータ

変 化 傾 向 で あ る。ERSST3b の 長 期 変 化 傾 向 は Had-

ソースや解析方法によってデータの値に僅かな差が生じ

ISST1 や全ての観測方法から得られた ICOADS の長期

るものの，エルニーニョ現象やインド洋ダイポール現象

変化パターンと類似しており，熱帯インド洋から熱帯太など主要な卓越変動モードを抽出する際にその僅かな差

平洋西部，南太平洋中部，熱帯大西洋で顕著な上昇傾向

によって結果が異なることは起こりにくい。しかし，あを示している。北太平洋中部の低下傾向は全てのデータ

る特定の観測方法が時間変化する系統誤差を持つ場合

セットに見られ，20 世紀後半の太平洋十年規模振動の強や，異なる観測方法によって得られた海面水温データ間化に関連していると考えられる。同様の低下傾向はグに系統的な差がある場合には，それらを単純平均するだ

リーンランド南側の北大西洋にも見られ，大西洋数十年

けで見かけ上の長期変化傾向を作り出してしまうことが規模振動の弱化と整合的である。一方，赤道太平洋東部ある。例えば，エンジン冷却水で測温された 1990 年代における海面水温の長期変化傾向はデータセットによっ

以前の海面水温データは深刻な温暖バイアスを持っておて大きく異なり，HadISST1 では弱い低下傾向になって大気海洋相互作用を伴う熱帯海洋の長期変化に関する研究

121Fig. 11. The 59-yr changes in SST ( C per 59 years) obtained from (a) ERSST v3b, (b) HadISST1, (c)ICOADS SST including all measuring methods, and (d) the bucket-sampled SST, and NMAT from (e)ICOADS and ( f ) MOHMAT4. Signiﬁcant trends exceeding the 90 % conﬁdence level are marked with dots.
(From Tokinaga et al. 2012a)

いるのに対し，ERSST3b および ICOADS では上昇傾向

ように見える点である。

となっている。前述したように HadISST1 では現場観

一方，バケツ採水による海面水温の長期変化傾向を見測に加えて衛星観測データもブレンドされており，長期ると（ Fig. 11d ），概ね他のデータセットと同様な特徴

変化傾向の違いを生み出している可能性がある（ Vecchiを持っているものの，熱帯太平洋西部と熱帯インド洋南and Soden, 2007；Vecchi et al., 2008；Deser et al., 2010 ）。

東部において大きな違いを示している。具体的には，熱これら 3 つのデータセットに共通しているのは，いずれ

帯太平洋において東部よりも西部で海面水温の上昇傾向

も熱帯太平洋における海面水温の東西温度勾配が海洋亜が小さく，熱帯インド洋においては中部から西部にかけ

表層水温のようには弱くなっておらず，海面気圧，海上てよりも南東部で上昇傾向が小さい。言い換えると，熱風，及び海上雲量の長期変化パターンと整合していない

帯太平洋および熱帯インド洋において海面水温の東西温

122

時長 宏樹

度勾配が弱まっていることを示唆しており，前節で示しはウォーカー循環が強化され，ERSST3b で強制された

たウォーカー循環の弱化とより整合的であることが判る。

大気大循環モデルではウォーカー循環があまり変化しな

さらに ICOADS と MOHMAT4（ Rayner et al., 2003 ）かいという実験結果を得た。一方，仮想的な海面水温デー

ら得られた夜間海上気温の長期変化傾向を海域別に見る

タセットで強制した大気大循環モデルはウォーカー循環と（ Figs. 11e-f ），両データセット共に熱帯太平洋東部とが著しく弱まり，観測による海面気圧，降水，雲量，海熱帯インド洋西部から中部にかけて上昇傾向が大きく，

上風の長期変化パターンと非常に類似した大気変化を再海洋大陸周辺域では上昇傾向が小さい。これらはバケツ現した。つまり，大気大循環モデルを用いた検証によっ

採水から得られた海面水温の長期変化パターンを支持しても，熱帯太平洋における海面水温の東西勾配が過去ている。海面における熱交換によって海上気温が海面水

60 年間で弱まっていた可能性が高いことを示した。最温に追随して変化すると仮定すれば，夜間気温とバケツ

近の動向としては，海面水温の系統誤差補正が重要な課

採水から得られた長期変化パターンの一致は，熱帯太平

題として世界的に注目されており，イギリス気象局の洋およびインド洋における東西方向の温度勾配が実際にHadley Centre，アメリカ海洋大気局の National Climat-は弱まっており，海洋亜表層水温の長期変化傾向とも整

ic Data Center，日本の気象庁において系統誤差補正済

合した結果であると言える。

の新たな海面水温データセットが作成されつつある（ Kennedy et al., 2011a, b；Hirahara et al., 2013 ）。興味

7. おわりに深いのは，Tokinaga et al（. 2012b ）において，系統誤差
補 正 を 適 用 し た HadSST3 デ ー タ セ ッ ト（ Kennedy et

筆者らは様々な観測データと海洋大循環モデルを用い

al., 2011a, b ）によって大気大循環モデルを強制した場て，過去 60 年間の気候変化パターン形成について一連

合，観測と同様にウォーカー循環の弱化を再現することの研究を行い，大気海洋相互作用の観点から熱帯海洋のができた点であり，本稿で示した一連の結果を支持する

長期変化パターンについての検証を行ってきた。熱帯大結果を得たことを最後に申し添えたい。

西洋では，春季から夏季にかけて南東貿易風が弱くな

世界気候研究計画（ WCRP, World Climate Researchり，舌状冷水域において海面水温上昇が最も大きくなっ

Program ）が促進している計 6 つの Grand challenge にはていること，熱帯太平洋およびインド洋においては，“Regional climate information” と “Climate extremes” がウォーカー循環の弱化に伴って東西方向の水温勾配が弱含まれており，地域的な気候変化パターンの検出とそのまっていることを示した。これらの変化はいずれも，大形成メカニズムを解明する研究の重要性が今後一層増し

気対流活動域のシフトと東西方向における水温躍層の傾ていくと考えられる。しかし，観測された気候変化が人きの変化を伴っているため，正の Bjerknes フィード

為起源の放射強制によるものか自然変動の一側面を捕らバックが作用したことを示唆している。また本稿では，

えているのかを定量的に評価することは依然として容易

主に海上風データと海面水温データに着目し，気候変化ではない。それを克服するためには，気候データセット

研究を行う際には，それらの観測誤差を考慮する重要性

や気候モデルの不確実性を軽減し，より長期的な観測を指摘した。また Tokinaga et al（. 2012b ）では，様々なデータの蓄積や気候モデルを用いた数値実験によって，海面水温データによって計 4 つの大気大循環モデルを強

様々な気候変化過程を精査することが今後取り組むべき制し，熱帯における海面水温の異なる長期変化パターン

重要な課題であると感じている。

によってウォーカー循環がどのように応答するかを調べた。 用 い た 海 面 水 温 デ ー タ セ ッ ト は，HadISST1，ERSST3b，そしてバケツ採水の海面水温と夜間海上気温の長期変化（ Figs. 11d, e-f ）を平均化して海面水温の気候値に加えた仮想的な海面水温データセットである。
その結果，HadISST1 で強制された大気大循環モデルで

大気海洋相互作用を伴う熱帯海洋の長期変化に関する研究

123

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このたびは名誉ある日本海洋学会岡田賞を頂き，大変光栄に存じます。推薦・選考して頂いた先生方，学会員

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Cai, W., A. Sullivan, and T. Cowan（ 2009 ）: Climate change contributes toの皆様に厚くお礼申し上げます。このような伝統ある賞

more frequent consecutive positive Indian Ocean Dipole events. Geophys. Res. Lett., L23704, doi : 10.1029/2009gl040163.

を頂けたのは，これまでの共同研究を通して関わった多Chang, C. Y. , J. C. Chiang, M. F. Wehner, A. Friedman, and R. Ruedy

くの方々のご指導・ご助力のおかげです。スクリプス海洋研究所の謝尚平教授には，研究者としてまだ未熟だった私を温かく叱咤激励していただき，大気海洋相互作用を中心とする気候力学研究に関して熱心にご指導いただ
きました。ご多忙中であっても，解析結果の議論や論文執筆に関する打ち合わせに対して快く時間を割いていただき，研究を滞りなく行うことができたのはひとえに謝教授のおかげです。北海道大学の谷本陽一教授には，大学院生時代に大気海洋相互作用の基礎から観測航海に至るまで丁寧にご指導いただき，「研究の相談ならいくらでも乗る」という心強いお言葉に何度も後押しされました。解析方法や論文執筆を含め，研究者としての土台を築くことができました。心より感謝申し上げます。
アメリカ大気研究センターの Clara Deser 博士，ハワ
イ大学太平洋国際研究センターの Axel Timmermann 教授，テキサス大学オースティン校の奥村夕子博士，ニューサウスウェールズ大学の Shayne McGregor 博士，独立行政法人海洋研究開発機構の久保田尚之博士，筑波大学の尾形友道博士には本稿で紹介した研究において，多大なるご協力をいただきました。Ph.D 取得後に 2 年半所属した独立行政法人海洋研究開発機構地球環境観測研究（ 2011 ）: Sulfate aerosol control of tropical Atlantic climate over the

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センターでは，実際に海上での観測業務を通して，現場

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Kent, E. C., and P. K. Taylor（ 2006 ）: Toward estimating climatic trends

研究を支えている様々な経験を積ませていただきました。大学院生当時に在籍した北海道大学大学院地球環境科学研究科大気海洋圏環境科学専攻の先生方，先輩，同in SST. Part I : Methods of measurement. J. Atmos. Oceanic Technol.,23, 464−475.
Kosaka, Y. , and S. P. Xie（ 2013 ）: Recent global-warming hiatus tied to

窓の皆様，現在の所属先であるハワイ大学太平洋国際研

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L'Heureux, M. L. , S. Lee, and B. Lyon（ 2013 ）: Recent multidecadal

究センターの同僚の皆様にも大変お世話になりました。

strengthening of the Walker circulation across the tropical Paciﬁc.

全ての方々のお名前を挙げることができずに申し訳ありませんが，これまでご助力をいただいた皆様にこの場をお借りして厚く御礼申し上げます。最後に，研究者としての私を理解し温かく支えてくれた家族に感謝します。

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時長 宏樹

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大気海洋相互作用を伴う熱帯海洋の長期変化に関する研究

Long-term changes in tropical oceans accompanied
by air-sea interaction
Hiroki Tokinaga†
AbstractLong-term changes in tropical sea surface temperature（ SST ）are of particular importance for regional patterns of climate change. From the viewpoint of air-sea interaction, thisarticle reviews how the patterns of tropical climate change have formed over the past six
decades（ 1950 2009 ）, based on synergetic analyses of various in-situ observations and ocean
general circulation model simulations. We also look into time-varying observational errors inmarine surface wind and SST measurements and discuss their possible inﬂuence on the detection of climate change.

Key words：Tropical oceans, climate change, air-sea interaction, the Walker circulation, andthe Bjerknes feedback（Corresponding authorʼs e-mail address : tokinaga@hawaii.edu）（Received 24 November 2013 ; accepted 5 January 2014）（Copyright by the Oceanographic Society of Japan, 2014）† International Paciﬁc Research Center, University of Hawaii at Manoa

1680 East West Road, Honolulu, HI 96822, USA
Present address: The Hakubi Center for Advanced Research and the Disaster Prevention
Research Institute, Kyoto University
Gokasho, Uji, Kyoto, 611−0011 Japan
TEL: +81774384156 FAX: +81774384153
e-mail : tokinaga@dpac.dpri.kyoto-u.ac.jp125