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エルニーニョ解説 ver1
- 2. 発表の流れ I. 背景 -ENSOに関する過去の研究- II. 解析結果 -ENSOに関係する表層貯熱量の変動特性- II-A. 過去50年間の観測データに対する統計学的解析 II-B. 各エルニーニョの観察 II-C. 数値モデル実験結果 II-D. 10年スケール変動(ENSO-like decadal variability) II-E. 太平洋中緯度の数十年スケール変動 III. まとめ
- 4. I-1. 海面水温・大気場（20世紀前半∼1970年代中盤） ・海面水温や大気の観測データの解析によるエルニーニョの記述 ・海面気圧データ(e.g., Walker 1923) ・海面水温偏差(Davis 1976; Weare et al. 1976) エルニーニョ現象（ペルー沖のみならず太平洋の広い範囲で連動） ・中部・東部赤道太平洋、北太平洋中緯度 Weare et al. (1976) 北太平洋海面水温偏差の EOF第1モード 1972/73
- 5. I-2. 海洋内部・大気海洋結合系 （∼1980年代中盤） ・水位データ解析によるエルニーニョの前兆現象の把握 ・太平洋熱帯域島嶼観測水位(=暖水・表層貯熱量；Wyrtki 1975; 1985) ・大気海洋相互作用現象としてのエルニーニョ ・貿易風・海面気圧・表層貯熱量(Bjerknes 1966; 1969; 1972) ・エルニーニョの季節進行(大気および海洋の時間発展の規則性) ・「エルニーニョ・マーチ」(Russmusson and Carpenter 1982) エルニーニョ開始→エルニーニョ終焉 [西部熱帯太平洋∼東部熱帯太平洋] ・海洋内部（暖水・貯熱量）・海面水温・大気場：連動
- 6. エルニーニョ現象に関連した海洋内部の変動 B エルニーニョ時 （1997/11） A 平年値 (11月) B-A 平年偏差 海面水温 表層水温（赤道沿い） 400m 0m warm pool Nino3-index>0 暖 冷 浅 深 赤道湧昇 東へ warm pool 東へ 貯熱量(0m-300m鉛直平均水温) 負の貯熱量偏差 正の貯熱量偏差 気象庁データ同化システム(ODAS)
- 8. ・ 船舶観測断面図 (Wyrtki and Kilonsky 1984) ・ハワイ・タヒチ間(160W沿い)（海流系など） 数値モデル・同化モデル・Triton/TAOアレイ ・Guilyardi et al. (2003); Kug et al. (2003); Meinen (2000) EUC） SEC SEC ECC NEC 土屋 ジェット 土屋 ジェット 5N 10N 20N17S SEC(南赤道海流) EUC(赤道潜流） ECC（赤道反流） NEC(北赤道海流）
- 9. エルニーニョ現象に関連した大気海洋相互作用 貿易風弱まる 表層の暖水が東へ移動 東部海面水温上昇 対流活発域が東へ移動 NOAAのホームページより エルニーニョ終焉のメカニズムは？ 正のフィードバック
- 10. I-3. エルニーニョの振動メカニズム仮説（1980年代後半） 「エルニーニョ→ラニーニャ→エルニーニョ・・・」振動（遷移）メカニズムの研究 [背景]：観測事実システムの充実（船舶・衛星・TOGA/TAO）・観測事実の蓄積 : 単純モデルの実用化（Cane and Zebiak model; CZ model; Zebiak and Cane 1986) ・単純モデル・理論的研究による仮説の提唱 ・delayed action oscillator model (遅延振動子理論; Suarez and Schopf 1988) ・赤道域を暖水（水温躍層の押し下げ・正の貯熱量偏差）が東進 ・赤道湧昇の弱化→中部赤道域・東部赤道域の海面水温上昇→エルニーニョ開始 ・貿易風の弱化・風応力シェアーの変化→赤道ロスビー波(cold Rossby)の励起 ・cold Rossby波の西向き伝播(南北5度-7度）→西部赤道域に到達 ・沿岸Kelvin波として赤道域へ伝播 ・赤道域を冷水（水温躍層の押し上げ・負の貯熱量偏差）が東進 ・赤道湧昇の強化：エルニーニョの終焉・ラニーニャ開始
- 11. 海洋モデル領域 大気モデル領域 Schopf and Suorez (1988) 単純結合モデル（CZ model）； 海洋モデル：熱帯太平洋のみ delayed action oscillator modelの概略
- 12. Suorez and Schopf, 1988 Cold Kelvin Cold Rossby 西風偏差 Nino 3 SST西 岸 境 界 δ η 赤道 d T / dt = a* T - b* T(t-η-δ) - ε* T^3 T : Nino 3 (東部赤道太平洋) の SST 偏差 ε: 減衰係数, a(>0), b(<0)定数 η 5N 5S Cold Rossby 反射 遅延時間 波動（貯熱量）伝播・反射が重要
- 13. I-4. delayed action oscillator modelからの発展 （1990年代後半∼） ・西部熱帯太平洋に強調 ・western Pacific oscillator model (Weisberg and Wang 1997) どのモデルが最も現実的であるかは議論中 ・熱帯太平洋全体での南北熱輸送を強調 ・recharge-discharge oscillator model (Jin 1996; Jin 1997a;b) ・warm poolの東西移動・東岸での波動反射を強調 ・advective-reflective oscillator model (Picaut et al. 1997) ・複数のメカニズムが同時に共存できることを提案 ・unified oscillator model (Wang 2001) 観測による検証
- 14. western Pacific oscillator modelの概略 Cold Kelvin 東風偏差 西風偏差 Nino 3 SST西 岸 境 界 δ 赤道 η 北太平洋熱帯域（赤道外;10N-20N付近）の信号に注目 西岸での反射は必要としない 大気場を通じて赤道波を励起 15N Cold Rossby
- 15. recharge-discharge oscillator modelの概略 西風偏差 Nino 3 SST西 岸 境 界 赤道 波動伝播は特に必要なし スベルドラップ輸送（赤道域と赤道外の暖水量・貯熱量の交換） 5N (低気圧性大気場) →極向きスベルドラップ輸送 (低気圧性大気場) →極向きスベルドラップ輸送 赤道域全体では貯熱量減少 5S “discharge”
- 16. delayed action oscillator model western Pacific oscillator model unified oscillator model 西部太平洋の 風強制の寄与 西岸境界で の赤道波 の反射 南北輸送 recharge-discharge oscillator model advective-reflective oscillator model 東岸境界での赤道波の 反射 ・warm poolの移流 unified oscillator modelの概略
- 17. I-5. 観測された貯熱量の研究（新たな知見・モデルの検証）（1990年代∼） ・伝播特性（delayed action oscillator model) ・Kessler (1990), Zhang and Levitus (1996; 1997), Hasegawa and Hanawa (2003) ・赤道域全体の貯熱量変動 (recharge-discharge oscillator を支持) ・Meinen and McPhaden (2000;2001), Kessler (2002), Hasegawa and Hanawa (2003), Meinen (2005); Hasegawa et al. (2006) ・西部熱帯域の変動 (western Pacific oscillatorを支持) ・Kessler (1990), Wang et al. (1999)、 Hasegawa and Hanawa (2003) ・複数のメカニズムが同時に共存できる (unified oscillator model) ・Hasegawa and Hanawa (2003) OHC(貯熱量；水温躍層；暖水量）の変動は徐々に解明 各仮説：貯熱量の重要性 しかし、1990年代以前：データセットが準備されていなかった
- 19. 海面水温や大気場の解析： 海洋内部の変動の様子が不明 大気・海面水温と関係する 海洋表層貯熱量 (OHC) 気 候 変 動 の 解 明 大気海洋相互作用（エルニーニ現象など） （upper Ocean Heat Content） II-A. 統計学的手法の適用
- 20. ENSOメカニズムの理解のため様々な仮説が提唱 [ENSO] ・delayed action oscillator model (Schopf and Suorez, 1988) - OHC偏差を伴った赤道波の伝播 ・recharge-discharge oscillator model (Jin, 1997) - 赤道域の暖水量（OHC）の流入・流出（南北熱輸送） ・western Pacific oscillator model （Weisberg and Wang, 1997） - 西部熱帯太平洋（赤道域より高緯度）のOHC変動を重視 [仮説] ・気候変動の理解 ・仮説の検証 →OHCの解析が重要
- 21. Kessler (1990), Zhang and Levitus (1996) Wang et al. (1999) Meinen and McPhaden (2000; 2001) ・期間が短い（約20年） ・年平均偏差 ・赤道域に限定 ENSOに関する観測されたOHCの研究 <目的> ・太平洋において長期観測されたOHCを解析 ・OHCと海面水温、大気場の関係 ・卓越周期の抽出・周期帯毎に変動を記述 ・観測に基づく新しい知見・仮説の検証 ・研究例が少ない ・OHC変動の詳細不明
- 22. ・JEDAC/SIO提供の表層水温データセット（White 1995） から計算 期間：1955年1月-1999年12月、領域：太平洋（30˚S‐60˚N） 格子： 2˚（緯度） 5˚（経度）、鉛直１１層： 0m, 20m,,,,300m, 400m 観測データ(MBT, XBT, CTD, TAOアレイなど)を最適内挿法で格子化 ・OHC： 海面から水深 300 m までの鉛直平均水温と定義 ・ノイズ除去や平滑化 OHCデータ
- 23. １９６３年に観測された赤道上の表層水温の経度‐深度断面図 （Colin et al. 1971） 300m 水温躍層 （西） （東）
- 25. ・SST：ER-SST (Smith and Reynolds 2003) ・海面風応力, 海面気圧(SLP)：NCEP/NCAR再解析データ (Kalnay et al. 1996) ・Nino-3 index：NCEP/CPC提供 ・期間：1955‐1999年 ・領域：太平洋（30S-60N). 格子間隔：2(lat)x5(lon)deg ・すべて季節偏差（1961-1990年気候値）(1-3月を冬、4-6月を春、7-9月を夏、10-11月を秋) ・5ヶ月移動平均（MJOなどの季節内変動を除去するため） 海面水温・大気場などのデータ
- 26. C1: 東部熱帯太平洋 C2: 西部熱帯太平洋 C3: 中部赤道域・中緯度 帯 C3：10年∼数十年周 期 C2：3∼6年周期 C1: 3∼6年周 期 100˚E 150˚E 160˚W 110˚W 20˚S 20˚N 40˚N 60˚N C3：10年∼数十年周 期 クラスター数３の時のOHC偏差の分類結果 （クラスター解析・スペクトル解析結果） 赤道 結果 OHCの卓越時間スケール検出 エルニーニョの卓越周期と一致
- 28. complex EOF 第１モード（寄与率６０％） 周期はおよそ3.5年（℃） 86/87 91/92 94 97/98 82/83 反時計回りの伝播 A B C D 0 年 0.5年 1.0年 1.5年 東進 西進 （年） 反時計回りの伝播：ENSOに関係 西部熱帯太平洋における OHC 偏差の強化 西部熱帯太平洋(WTP) 東部赤道太平洋 エルニーニョ発生期間と一致 ENSOに関係したOHC伝播特性 南太平洋では伝播せず
- 30. WTP: ・OHC・SST：相関大 ・OHC正⇒SST正⇒SLP負⇒WSC正 WTPの東側: ・OHC・SST：相関小 SLP WSC SST SLP SST WSC WTP（10-20N,135-180E） WTPより東側（10-20N,180-100W） <海洋>⇒<大気> WTP WTP：海・大気→連動（大気海洋相互作用の可能性） WTPの東側：海・大気→連動せず SST SST ラグ（季節） ラグ（季節） OHC偏差とSST,SLP,WSC偏差の相関解析結果
- 31. ENSOに関係する 反時計回りの伝播 単純な波動伝播ではない 大気海洋相互作用を含む伝播 振幅の強化などが見られる 赤道上の東進:delayed action oscillator modelを支持 赤道外の伝播&西部熱帯太平洋の大気変動:western Pacific oscillator modelを支持 伝播以外の特性についても調べる
- 32. Teq: OHC (4S-4N, 140E-90W) Nino-3 域 ‐赤道域全体のOHC変動‐ Teq Nino-3index 標準偏差で規格化 Teq Nino-3 index Teq ⇒ Nino-3 indexより２季節（ENSO周期の約４分の１）先行 円に近い軌跡 →周期の1/4 の位相差 エルニーニョ期間（正のNino-3 index） ⇒Teq：減少傾向 ラニーニャ期間（負のNino-3 index） ⇒Teq：増加傾向
- 33. Teq（横）と 2季節後のNino-3 index（縦）の散布図 （両者とも規格化） Teq（２季節先行） Nino-3index 先行するTeqの振幅（大） ↓ Nino-3 indexの振幅（大） <エルニーニョとラニーニャ で応答が異なる> 先行するTeqの大きさと、その後に 発生するエルニーニョの規模が対応 McPhaden et al. (2006 GRL):MJOとTeqを考慮してエルニーニョ予測
- 35. Summary for ENSO # 伝播特性 1. 北太平洋熱帯域で反時計周りの伝播 → delayed action oscillator modelで期待される緯度帯 (7˚S、7˚N)よりも 高緯度（15˚N）を西進 2. 西部熱帯太平洋でOHC偏差が強化・大気海洋相互作用 → 西部熱帯太平洋の重要性・赤道域に影響 → western Pacific oscillator modelを支持 # 赤道域におけるOHCとSSTとの関係 1. Teq が Nino-3 index に対して 、周期の１/4 先行 → recharge-discharge oscillator modelのideaと一致 2. OHC偏差の赤道域と赤道外の「交換」は南北太平洋で非対称 ENSOに関係するOHC変動特性のまとめ unified oscillator model （ （複数メカニズムの共存） Hasegawa and Hanawa (2003 JPO) Hasegawa and Hanawa (JO投稿中）
- 36. 観 測：OHC偏差 大 気 場 変 化 赤道 10˚S 太平洋西岸 （ユーラシア大陸） 太平洋東岸 （アメリカ大陸） 10˚N 20˚N 赤 道 域 赤 道 外 負のOHC偏差 負のOHC偏差 OHC 放出 OHC 放出 delayed oscillator western Pacific oscillator recharge oscillator 正のOHC偏差 正のOHC偏差 負のOHC偏差 負のOHC偏差 正のOHC偏差 エルニーニョ 負のOHC偏差 負のOHC偏差 ラニーニャ 強 化 西部熱帯太平洋 OHC 放出 OHC 放出 OHC 放出 OHC 放出 負のOHC偏差 delayed oscillator 正のOHC偏差 負のOHC偏差 熱帯太平洋 観測結果と仮説の比較
- 37. # 各メカニズムの定量的な評価 どのイベントでどのメカニズムがどの程度卓越するのか？ # エルニーニョの長周期変調との関連 熱帯域長周期変動（10年スケール変動）とENSOの間に見られる関連 # 貯熱量変動のメカニズム 東西輸送・南北輸送・赤道海流系との関連（定量的な評価） # 短周期変動・塩分場などの効果 様々な現象を含めた統合的な理解 今後の展望 複数のメカニズムが共存可能：unified oscillator model的振る舞い
- 38. 塩分場（バリアレイヤー） ・ 塩分の重要性：バリアレイヤーの形成(Lukas and Lindstrom 1991) ・全球の熱帯域・亜熱帯域に分布(Sprintall and Tomchak 1992; Sato et al. 2004:2006) ・太平洋赤道域のバリアレイヤー(Ando and McPhaden 1997) ・大気場・降水量・海面水温とバリアレイヤーの変動が関連 ・バリアレイヤーがエルニーニョへ影響する可能性 ・海面水温の高温化を導く可能性（Masson et al. 2004; Vialard and Delecluse 1998） ・気象研究所海洋データ同化システム(MOVE/MRI.COM) ・塩分場を良く再現するモデル（世界最高の塩分再現能力） ・予報モデルへも現実的な塩分変動を取り入れる →エルニーニョ予報精度向上へ ・塩分場の詳しい変動は不明（データが少ない） →船舶観測・Argoデータ・衛星（海面塩分）・データ同化 貯熱量とともに海洋内部の変動：エルニーニョに果たす役割を担う可能性
- 39. 季節内(20-70日周期)変動・インド洋・太平洋高緯度からの影響 ・Madden-Jullian Oscillation (MJO) (Madden and Julian 1971; 1994) ・インド洋→太平洋西部・中部（西風バーストを伴う；エルニーニョのトリガー？） (Kessler and Kleeman 2000; Kessler 2001; McPhaden 2004) ・Tropical Wave Instability (TIW;熱帯不安定波) (Legeckis 1977) ・東部赤道太平洋で卓越（エルニーニョによって影響；エルニーニョへも影響？大気とも関係） (e.g., Chelton 2000; Yu et al. 2003) ・北極振動(Arctic Oscillation; AO) (Thompson and Wallace 1998) ・アリューシャン低気圧の南下→熱帯域大気場の変化→MJOの変調→エルニーニョ発生 (Nakamura et al. 2006) 太平洋外からも様々な影響がENSOに及ぶ可能性 （定量的な評価はいまだ行われていない） 太平洋熱帯域・季節から経年スケール変動以外のエルニーニョ発生要因