東アジア三極気候偏差パターンとは？

東大気候システム廣田渚郎、高橋正明2009/7/27

夏季 (6, 7, 8 月 ; JJA) 東アジアの 27 年平均気候場降水量 ( 青色 ; mm/day)

Z500 の帯状平均からのずれ ( 赤線 ; m)水蒸気フラックス ( 矢印 ; kg/ms)

上層の水平風 ( 矢印 ; 300hPa; m/s) 、気温傾度 ( 青線 ; 300-1000hPa; K/103km)渦位傾度　　　 ( 色 ; 300hPa; 10-11/ms)

太平洋高気圧、モンスーン、東シベリアの高気圧、ダブルジェット

気候の年々変動( 例 )ENSO と関係する年々変動　　変動の空間構造 → 偏差場

フィリピン付近の循環場でコンポジット , Z500 (Wang et al., 2001)

JJA(0) のフィリピンの循環偏差とDJF(-1) の Nino3.4 の相関は -0.45

フィリピン、中国・日本、東シベリアの偏差が南北に 3 つ並ぶ

気候偏差の例

気候モデルの CO2 倍増に対する応答降水と Z500 と 850hPa の水平風 (Kimoto, 2005)

1958~2002 年 3-5 月インド洋 SST の年々変動と JJA850hPa 流線関数の回帰係数 ( 遠藤 , 2005)

梅雨の明瞭・不明瞭でコンポジットをとった1958~2002 年 6/11~7/20 日の Z850( 田上・新野 , 2005)

1979~1998 年 JJA Z500 の年々変動EOF1(Arai and Kimoto, 2007)

何をしても 3 極構造？なぜ？気候変動　 大気に対する外部要因 (SST, CO2 など )

大気の内部プロセス→内部モード ?　 ( ロスビー波 , エネルギー変換 , 降水プロセスなど )

低中緯度の偏差の解釈 : PJ パターン ○西部北太平洋で対流が活発な時、日本が高気圧的。　　更にその北東に波列が並ぶ。 ○熱帯で励起されたロスビー波として解釈。　　 (Nitta, 1987; Kurihara and Tsuyuki, 1989 など )

PJ パターンの模式図 (Nitta, 1987)

低・中緯度は類似

順圧エネルギー変換(Yasutomi, 2003; Kosaka, 2006)

湿潤プロセス ?(Kosaka and Nakamura, 2008)

高緯度は違う ?3 極は PJ だけで

は説明できない ?

内部モード ? (Kosaka, 2006)

Z500 偏差 [m]1958~1998 年 7 月の年々変動(Tachibana et al., 2004)

東シベリアの高気圧偏差に関する研究 : ○北東風偏差 ( やませ ) が北日本に冷夏をもたらす。　　 (Ninomiya and Mizuno, 1985; Nakamura and Fukamachi, 2004 など )

○北から南への影響 ? (Tachibana et al. 2004)

PJ とは違う ?

エネルギー変換(Sato and Takahashi, 2007)

非線形プロセス(Arai and Kimoto, 2007)

内部モード ? (Sato and Takahashi, 2007)

目的：　　 (1) 3 極気候偏差パターンとは？

PJ パターン、東シベリアの高気圧との関係？　　 (2) 3 極構造は何が決める？

内部力学？東アジアの気候場の特徴？

手法：　データ解析 (JRA 再解析、 CMAP 、 1979-2005 年 )

　数値実験 ( 湿潤プロセスを含む線形プリミティブモデル←自作 )

§1. 3 極構造を持つ変動パターンの抽出アジア域、 1979~2005 年 JJA 平均の降水量と Z500 の SVD 第 1 モード

灰色の線は 95% の有意水準

1 標準偏差

SVD1 のスコア時系列

Z500[m]

回帰係数 (×1 標準偏差 )

SVD1 の説明する割合は 59%(SVD2 は 12% で、　統計的に分離できている ; North et al. 1982)

3 極偏差パターンは主要な変動パターン

降水量 [mm/day]

黒枠平均の降水量の

年々変動と相関 0.771

相関 : ENSO は -0.51 、インド洋は -0.66

§2. 3 極偏差パターンに関わる内部プロセス ( の一部 )

+ ...

気候場から偏差場への　エネルギー変換項と WAF(1000-300hPa)

(Yasutomi, 2003 など )

( 再掲 ) 下層の気候場( 再掲 ) 上層の気候場

§3. 一様強制実験 : 内部モード ? ( 内部プロセスと関係して 3 極構造が頻繁に現れる ?)

実験手順(1) 北半球一様の 206点の外部強制に対する湿潤の線形応答を求める。(2)SVD 解析を用いて主要な応答パターン求める。 →内部プロセスによって決まる応答パターンを求める。

熱 水蒸気 渦度強制強制は北半球一様に分布

[K/day] [10-8kg/(kg ･ s)] [10-10/s2]

(cf. Jin and Hoskins, 1995; Yasutomi 2003)

… (206 個の応答 )

得られた現れ易いパターン (SVD1; 説明割合 52%)→3 極構造Z500

SVD のスコア

[ 標準偏差を 1 として ]

[m]

( 再掲 )観測の 3 極構造

→いろいろな地域の強制に対し、　東アジア域において同じ内部プロセスが働くため、　頻繁に 3極気候偏差パターンが現れると考えられる。

まとめ

(1) 3 極気候偏差パターンは東アジア域の主要な変動パターン

(2) 東アジアの気候場で　　働く内部プロセスが　　 3 極構造を決める

(a)北や南のエネルギー変換

(b) 湿潤プロセス(c) ロスビー波 　　　→　南北の広い地域へ

影響

→東アジア域の内部モードと解釈できる。

偏差の強化、維持

1000-300hPa 平均

[10

-6 m2 /s３

]

矢印：

基本場からエネルギー変換： 気候場と特徴と関係する特定の位置で偏差場がエネルギーを受け取る

120-

150°

E平

均

(Yasutomi, 2003 など )

(Sato and Takahashi, 2007)

Z500 と 300hPa の WAF

SVD のスコア

[10-6m2/s ３ ]

[ 標準偏差 ][m]

乾燥の現れ易い応答 ( 説明する割合は 23%; 第 2 モードは 14%)

乾燥では 3 つの偏差の位置などが変わる。

↓湿潤と乾燥の違いは 3.2節で詳しく述べる。( 一様強制実験で定義した偏差場は、　各点の重みが異なるので比較が難しい。 )

等値線の様な、楕円形・傾いた渦度は、非線形渦度フラックスの収束 ( 非線形渦度強制 ) を伴う。

東西平均

矢印：水平風等値線：渦度 黒線：渦度色：非線形渦度強制 赤線：非線形渦度強制

などで、線形化した渦度方程式は、

再解析データから見積もった3 極構造に伴う

非線形渦度強制

線形モデルで計算した非線形強制に対する

Z500 応答

渦度と非線形渦度強制

1998/8/6 の事例

JJA 季節平均の Z500 偏差

正の 3 極偏差パターン

パターンが正 : 1980, 1983, 1987, 1993, 1998 負 : 1984, 1985, 1986, 1990, 2001

黒は 1979-2005 年平均気候値

パターンが正と負の5 年間のコンポジット(30 日移動平均で平滑化 )

黒枠 850hPa の渦度の年々変動で定義した偏差