キーワードを入力し検索ボタンを押下ください。

2.1.1 北太平洋の海面水温・表層水温

第1章 地球温暖化に関わる海洋の長期変化
2.1.1 北太平洋の海面水温・表層水温の要約はこちら
平成25年12月20日

診断概要

診断内容

 北太平洋の海面水温・表層水温の長期変動には、エルニーニョ/ラニーニャ現象のほかに、北太平洋中高緯度の広範囲で低温化と高温化を繰り返すという十年規模の変動がある。この変動は、北太平洋の気候に重要な役割を果たしていると考えられている。ここでは、北太平洋の海面水温・表層水温の長期変動について、十年規模の変動に着目し診断する。

診断結果

 北太平洋中高緯度では、冬平均(12~2月)の海面水温が、1976/77年に北緯40度付近を中心に広い範囲で低下、1988/89年に北緯40度以北を中心に上昇、1998/99年に北緯40度を境に北側で広範囲に低下、南側で広範囲に上昇した。また、2007/08年には北緯40度付近を中心に広範囲に上昇した。これらの年には年平均の表層水温も同様に変化した。
 1976/77年の変化は、アリューシャン低気圧の強化に伴う、北太平洋における海面水温の最も卓越する変動パターン(太平洋十年規模変動:Pacific Decadal Oscillation(PDO))であった。一方、1988/89年の変化は、北極域に寒気が蓄積される正の位相の北極振動に関連した、主に中緯度以北で起こった一時的な変動であった。更に、1998/99年の変化は、典型的なPDOとは海面水温分布が異なる、海面水温偏差の2番目に卓越する変動パターンによる十年規模の変動であった。2007/08年の変化は、PDOが1976/77年と逆符号に変化したパターンとなっているが、この変動が十年規模変動と言えるかどうかは、今後の推移をみて判断する必要がある。 

1 北太平洋の海面水温・表層水温の基礎知識

(1)海面水温の平均分布

全球の海面水温の平均分布の特徴は1.1で述べたとおりであるが、ここでは、北太平洋の海面水温の平均分布の特徴を述べる。
図2.1.1-1に、1981年~2010年の北太平洋の(a)2月、(b)5月、(c)8月及び(d)11月の月平均海面水温(月別平年値)を示す。北太平洋の海面水温は全般に低緯度で高く、高緯度で低い。しかし、日付変更線より東の赤道域では、南米大陸沿いに南半球高緯度から流れ込む寒流であるフンボルト海流と、この海域で卓越する東風によって引き起こされる湧昇の影響で、赤道上の海面水温がその南北に比べ低くなっている。

図2.1.1-1 (a)2月、(b)5月、(c)8月、(d)11月における海面水温の月別平均値(単位℃)

図2.1.1-1 (a)2月、(b)5月、(c)8月、(d)11月における海面水温の月別平均値(単位℃)

(2)海面水温・表層水温の季節変動

太平洋低緯度の西部熱帯域では、海面水温は季節によらずおおむね25℃から30℃の範囲にあって、季節変動の振幅も小さくなっている(図2.1.1-1)。一方、高緯度では振幅の大きな季節変動がみられ、冬(a)には1℃以下まで海面水温が下降するオホーツク海やアリューシャン海域でも、夏(c)には10℃前後まで海面水温が上昇する。
海域による、海面水温の季節変動の違いを詳しくみるために、図2.1.1-2に、(a)2月、(b)5月、(c)8月及び(d)11月の月別平年値の年平均値からの差を示す。これをみると、季節変動の振幅が最も大きいのは、日本近海を含む中緯度海域であることがわかる。
北西太平洋中緯度では季節風の影響を通じた熱の出入りによる季節変動が大きい。更に、月平均海面水温の分布(図2.1.1-1)をみると、北西太平洋中緯度では東西に延びる等温線が込み合った構造が季節によらずみられている。これは、海洋の亜熱帯循環と亜寒帯循環の境界付近で暖水と冷水が接しているためと考えられる。
季節変動の位相の特徴は、北緯20度以北の日本近海を含む中高緯度の広い海域におい て、2月から3月に海面水温が最も低くなり、8月から9月に最も高くなっており(図2.1.1-2)、気温の季節変動に比べると、やや遅れている。
しかし、海域によっては海流(海洋の表層循環)の影響による位相の遅れ・進みがみられ、例えば、春にはフィリピンの東から南西諸島にかけての海域で亜熱帯循環(黒潮)により低緯度海域から暖水が補給されるため、海面水温の上昇が先行する傾向がみられる(図2.1.1-2(b)の赤枠)。
また、春から夏の間に補給された暖水が黒潮続流域を中心とした中緯度海域で滞留するため、秋には日本の東から日付変更線にかけての海域で水温が高い状態で維持される傾向がみられる(図2.1.1-2(d)の赤枠)。
海洋表層のうち、海面から深さ150m前後までは、海面を通じた熱の出入りに伴って温度躍層の消長が季節的に繰り返されており(季節躍層)、おおむね海面水温と同様に、夏から秋(冬から春)にかけて最も表層水温が高く(低く)なる季節変化を示す。しかし、それよりも深い主温度躍層(おおむね800m前後までの表層及び中層)では海面を通じた熱の出入りの影響を受けにくい。
しかし、主温度躍層付近でも、振幅は小さいながら、海面付近にみられる熱的な応答とは異なる季節的な特徴(力学的な応答)がみられる海域もある。
この様子をみるために、図2.1.1-3に北太平洋の(a)2月、(b)5月、(c)8月及び(d)11月の400m深における水温の平年値(1981年~2010年の月別平均値)の年平均値(1981年~2010年)からの差の分布を示す。
日本の南の小笠原近海を含む亜熱帯(黒潮)循環の内側の海域では、冬には季節風に伴う風応力循環が強まり、海洋表層ではエクマン収束が起こって主温度躍層が押し下げられる。冬の間に押し下げられ続けた主温度躍層は、春に最も深い位置に達するため、一定の深さでみた場合には、春(秋)に表層水温が高くなる(低くなる)季節変動(力学応答)がみられる(図2.1.1-3(b)の赤枠、(d)の青枠)。このような力学応答に伴う季節変動の振幅は、例えば400m深における水温変化としては±1℃程度に過ぎず、海面付近の熱的な応答による季節変動の振幅に比べると一桁小さい。
また、熱帯域の北緯5度付近(赤道域の北縁付近)では、東部赤道域で季節的に変化する風によって引き起こされた1年周期の波動が西向きに伝搬している様子がみえる(図2.1.1-3の青矢印)。

図2.1.1-2 (a)2月、(b)5月、(c)8月、(d)11月における海面水温の月別平均値の年平均値からの差(単位℃)。

図2.1.1-2 (a)2月、(b)5月、(c)8月、(d)11月における海面水温の月別平均値の年平均値からの差(単位℃)。

1℃間隔の等値線に加え、±1℃の範囲では、0.1℃間隔の補助線を描画している。

図2.1.1-3 (a)2月、(b)5月、(c)8月、(d)11月における400m深水温月別平均値 の年平均値からの差(等値線間隔は、0.5℃)

図2.1.1-3 (a)2月、(b)5月、(c)8月、(d)11月における400m深水温月別平均値 の年平均値からの差(等値線間隔は、0.5℃)

(3)海洋と気候変動

大気と海洋は、互いに影響を及ぼし合いながら様々な時間スケールで変動している。我々は日常生活の中で、日々から季節程度の比較的短い時間スケールの変動を実感することが多いが、更に長い時間スケールの変動も社会に影響を及ぼす。例えば、太平洋赤道域東部の海面水温が平年に比べて大きく上昇するエルニーニョ現象は、数年に一度発生し一度発生すると1年程度持続する現象である。エルニーニョ現象は、発生すると地球全体の大気の流れを変え、日本を含む世界の天候に影響を及ぼす(「2.3エルニーニョ現象」参照)。
北太平洋の中高緯度の海洋と大気には、更に長い十年規模(十年から数十年周期)で変動する現象があることが知られている。大気は短時間で変動するため、このような長い時間スケールの変動現象では海洋が大きな役割を果たしていると考えられる。
近年、観測データが長期にわたって蓄積され、また、高解像度の数値モデルが開発されたことにより、中緯度における大気と海洋の相互作用について研究が進展している。わずかな幅で海面水温が大きく変化する「海面水温前線」域などでは、大気と海洋が相互に影響しあい、これまで海洋は受動的だと考えられてきた中緯度においても海洋の変動が気候に影響を与える可能性が指摘されている(田口・野中,2010)。気候変動を監視し、仕組みを理解するためには、海洋の変動を把握することが重要である。

(4)北太平洋にみられる十年規模の海洋変動

1970年代半ばに北太平洋の海洋と大気の気候状態が大きく変化したことが1980年代に入り相次いで報告された。Namias et al.(1988)は長期予報の改善のために北太平洋の海面水温の偏差の持続性を調査し、1970年代後半から海面水温偏差がそれまでに比べて持続しやすくなったことを明らかにした。また、柏原(1987)は1977年以降アリューシャン低気圧が強くなったことを指摘した。Nitta and Yamada(1989)やTrenberth(1990)は1977年以降北太平洋中央部の海面水温が広範囲に低下しており、その原因を太平洋熱帯域の海面水温の上昇と関連付けて論じた。その後、これらの研究がきっかけとなり、太平洋の大気海洋の長期変動の研究が盛んになった。その結果、1976/77年以外にも北太平洋中高緯度で大きく海面水温が変化した時期があることや、その空間的な分布の特徴及び大気変動との関連が明らかにされた。
Tanimoto et al.(1993)、Zhang et al.(1997)、Mantua et al.(1997)、White and Cayan(1998)、Yasunaka and Hanawa(2002)は、主成分分析※1 により、海面水温に現れる十年規模の変動の空間パターンを調べた。その結果、数年規模で変動するエルニーニョ現象と関連の深い太平洋赤道域を中心とする空間パターン、十年規模で変動する北太平洋中央部を中心とする空間パターン、十年規模で変動する北大西洋を中心とする空間パターンなどが明らかになった。
Mantua et al.(1997)は、北太平洋の海面水温を主成分分析し、第1主成分に現れる変動を太平洋十年規模振動(PDO:Pacific Decadal Oscillation)と名付け、その時係数をPDO指数とした。図2.1.1-4にPDO指数を、図2.1.1-5にPDO指数が正のとき、負のときに現れやすい海面水温分布を示す。PDO指数が正のときには北太平洋中央部の海面水温が低下し、アラスカ湾からカリフォルニア沖の北米大陸沿岸で海面水温が上昇する。PDO指数は1925年に上昇、1947年に下降、1977年に上昇しており、1977年の変動はPDOの変動としてみることができると指摘した。Yasunaka and Hanawa(2002)は大西洋における海面水温の変動も考慮して、上記以外に1957/58年、1970/71年、最近では1988/89年に、北半球における大気の循環場の変化を伴う大きな変化が北太平洋の海面水温にあったことを指摘している。また、Minobe(2002)は1998/99年に黒潮続流域で海面水温が大きく上昇する変化が起こっており、PDO指数にその変化が現れていることを指摘している。
図2.1.1-5にみられるように、太平洋赤道域におけるPDOの空間パターンは、熱帯域ではエルニーニョ現象のときの分布に類似している。エルニーニョ現象よりも長い時間スケールで変動することから、PDOは長く持続するエルニーニョ/ラニーニャ現象として扱われることもある(例えば、Zhang et al., 1997)。PDOと熱帯との関係については、次のような指摘がなされている。太平洋の熱帯の海面水温の上昇に伴う大気中の対流活動の変化で、北太平洋から北アメリカにかけての波列状のテレコネクションパターンである太平洋北アメリカ(PNA)パターンが励起され、アリューシャン低気圧が強まる。これにより北太平洋中央部で偏西風が強まると、海洋から大気へ放出される熱が増加し、またエクマン輸送で海面付近の南向きの流れが強化されることにより海面水温が低下する。一方、北太平洋東部では、アリューシャン低気圧の東側で暖かく湿った南風が強まることで海面水温が上昇するため、北太平洋中央部で負偏差、東部で正偏差の空間パターンが生ずる(Nitta and Yamada, 1989;Miller et al., 1994;Yasuda and Hanawa, 1997)。
北太平洋にみられる十年規模の海洋変動には第1主成分で説明されるPDOだけでなく、第2主成分との関連も報告されている(Nakamura et al., 1997;Bond et al., 2003、 Di Lorenzo et al., 2010;Yeh et al., 2011)。Bond et al.(2003)は、最近の変動はPDOだけではうまく説明できず、北緯40度を境として南北で逆符号に変動する第2主成分も考慮すべきと指摘している。一方、Di Lorenzo et al.(2008) はモデルによって再現された北太平洋東部の海面高度偏差を主成分分析した。海面高度の主成分分析においても、第1主成分にはPDOに対応する変動が現れ る。Di Lorenzo et al.(2008)は第2主成分として現れる変動に着目し、これをNPGO (North Pacific Gyre Oscillation) と名付けた。Di Lorenzo et al.(2008)によると、NPGOはカリフォルニア沿岸の塩分や栄養塩、クロロフィルといった化学生物成分の変動とよく一致している(図2.1.1-6)。また、NPGOは海面水温の第2主成分に現れる変動と強い相関がある。図2.1.1-6にNPGOと海面水温偏差の相関係数も合わせて示す。北太平洋の海面水温について、PDOは中央部の広い範囲で一様な偏差をもつ特徴があったが、NPGOは北緯40度を挟んで南北で正負逆に変動する分布となることが特徴である。太平洋熱帯域では、PDOは中部から東部にかけて偏差をもつが、NPGOは主に中部に相関があり、東部では相関が小さい。NPGOは、北太平洋の海面気圧が北緯40度付近を境に南北で逆符号に変動する北太平洋振動(NPO)(Walker and Bliss, 1932)と対応がよく、NPOの南北構造は亜寒帯循環と亜熱帯循環の強さに影響し、これが北太平洋の海面水温偏差の南北で逆符号に変動する構造を形成すると考えられている。
海面水温は大気の短い時間スケールの変動の影響を受けやすいが、表層水温は、その影響が小さいため時間スケールの長い大気の変動の影響を検出しやすい。このため十年規模といった長い時間スケールの変動を調べるには表層水温が有効である。
表層水温や表層貯熱量についても長周期変動の研究が行われ、海洋内部にも十年規模の変動が見出されている(Luo and Yamagata,2001など)。White et al.(2003)やHasegawa and Hanawa(2003)は表層水温データを解析して、赤道域を含む太平洋熱帯域で、海洋貯熱量偏差が十年規模で変動していることを明らかにした。また、Sugimoto et al.(2003)は、北太平洋の表層水温が、海面水温と同様に、偏西風の変動に伴って変動し、また偏西風位置の緯度の変動に応じて、亜熱帯循環と亜寒帯循環の境も南北に変動していることを示した。Hasegawa et al. (2007)は表層貯熱量の変動が数十年かけて北太平洋を時計回りに伝わり、その変動がアリューシャン低気圧や黒潮、北太平洋亜熱帯モード水の長期変動と密接にかかわっていることを示した。

※1:主成分分析とは、海面水温などが時間変化する中でどのような空間パターンが現れやすいかを見つけ出す統計的手法である。現れやすい順番に第1主成分、第2主成分…という。また、その時々に各空間パターンがもととなる空間分布にどの程度含まれているかを示す量を時係数という。時係数が正のときは対応する空間パターンとなっており、値が大きいほどその成分が顕著に含まれている。逆に時係数が負のときは対応する空間パターンと正負が逆転した空間パターンが含まれている。

図2.1.1-4 PDO指数の経年変化

図2.1.1-4 PDO指数の経年変化

http://jisao.washington.edu/pdo/graphics.htmlより。原著論文はMantua et al.(1997)

>図2.1.1-5 PDOの正極(左)、及び負極(右)の冬季における海面水温(色)、海面気圧(等値線)、海面の風応力(矢印)の典型的な偏差パターン

図2.1.1-5 PDOの正極(左)、及び負極(右)の冬季における海面水温(色)、海面気圧(等値線)、海面の風応力(矢印)の典型的な偏差パターン

http://jisao.washington.edu/pdo/graphics.htmlより。原著論文はMantua et al.(1997)。

図2.1.1-6 NPGO指数の時系列と対応する海面水温の分布

図2.1.1-6 NPGO指数の時系列と対応する海面水温の分布

Di Lorenzo et al.(2008)のFigure 2のb図とFigure 4のb図を転載。上図はNPGO指数(黒線)とカリフォルニア沖(北緯32度、西経117度)にある観測点の海面塩分の時系列。下図はNPGO指数と海面水温偏差の相関係数。NPGO指数とはNPGOを表す北太平洋東部の海面高度偏差の第2主成分の時系列のこと。

(5)十年規模変動の影響

北太平洋の十年規模変動において中緯度で海面水温の低い時期は、大気ではアリューシャン低気圧が強い時期にあたる。このため、北米大陸西岸では、南からの暖かい風により気温が上がり、降水量が増えることが指摘されている(Mantua et al., 1997)。日本の気候に対する北太平洋の十年規模変動の影響は、北米大陸ほど顕著ではないが、見延(2001)は、1947/48年に起こった日本の平均地上気温の大きな上昇は、北太平洋の十年規模変動と連動していると指摘している。また、北太平洋の十年規模変動に伴う海面水位の変動がロスビー波として西向きに伝播して、日本沿岸の海面水位に影響を及ぼしている(「1.2海面水位」参照)。
十年規模の変動は海洋生態系にも大きな影響を及ぼすため、十年規模変動は気候学のみならず、水産資源学の分野でも広く研究されている。北太平洋におけるマイワシ、サケなどの漁業資源量の変動が北太平洋の十年規模の変動と関連しているという報告がある(Mantua et al., 1997;安田,2001)。特にマイワシは日本近海で最も大量に漁獲される魚の一つで、20世紀では1930年代と1980年代に漁獲量がピークになった。黒潮続流域はマイワシの稚仔魚の回遊経路にあたり、冬から春にかけてこの海域の海面水温が高いと、稚仔魚の死亡率が高くなることがわかっている。このことから、マイワシの漁獲量とこの海域の十年規模の水温変動との関連が指摘されている(安田,2001)。

2 海面水温の監視

(1)診断に用いるデータ

気象庁では、気候解析を目的として、100年以上にわたる全球月平均海面水温格子点データセット(COBE-SST)を整備している(「1.1海面水温」参照)。ここでは1901~2012年のCOBE-SSTを用いて海面水温変動を解析する。
また、大気のデータとしては、JRA-25長期再解析データ(Onogi et al. , 2007)を使用した。

(2)海面水温の変動

北太平洋中高緯度の海面水温変動の特徴を調べるため、北緯20度以北の月別海面水温偏差格子点データ(1901年~2000年の100年平均した月ごとの平年値をもとに、月ごとに各格子点で平年差を算出し、更に地球温暖化によるトレンドを取り除くため、各月の世界全体で平均した平年差を引いた値)を用いて主成分分析を行い、海面水温変動のなかで寄与の大きい第1主成分(寄与率21.3%)と第2主成分(寄与率10.4%)の時係数を求めた(図2.1.1-7)。時係数は標準偏差で規格化してある。図2.1.1-8は第1、2主成分の時係数と全球の海面水温偏差(平年値は1981年~2010年の30年平均)との回帰係数(標準偏差で規格化した主成分の時係数を説明変数、各格子点の海面水温偏差を被説明変数とする単回帰式における回帰直線の傾き)である。回帰係数の分布は時係数が正のときに特徴的な海面水温偏差を表し、時係数が負の時はこれと正負逆転した分布が現れやすい。北太平洋では主成分分析の空間パターンにおよそ対応する。

図2.1.1-7  1901年~2000年の北太平洋の月別海面水温偏差の主成分分析によって得られた第1主成分(PDO)の時係数(上)と第2主成分の時係数(下)。

図2.1.1-7  1901年~2000年の北太平洋の月別海面水温偏差の主成分分析によって得られた第1主成分(PDO)の時係数(上)と第2主成分の時係数(下)。

図2.1.1-8 1901年~2000年の北太平洋の月別海面水温偏差の主成分分析によって得られた第1主成分(上)、第2主成分(下)の時係数と海面水温偏差の回帰係数。

図2.1.1-8 1901年~2000年の北太平洋の月別海面水温偏差の主成分分析によって得られた第1主成分(上)、第2主成分(下)の時係数と海面水温偏差の回帰係数。

実線及び破線は第1、第2主成分の変動が大きく現れる領域。

第1主成分の時係数と回帰係数の空間分布は図2.1.1-4図2.1.1-5とよく対応しており、PDOを表している。回帰係数の分布は、北太平洋中央部で負、アラスカ湾からカリフォルニア沖にかけての北米大陸沿岸部で正となっているのが特徴的である。また、日付変更線より東の太平洋赤道域で正となっている。
第2主成分はDi Lorenzo et al.(2008)で示されたNPGOの指数やNPGOと海面水温偏差の相関係数の分布とよく対応している(図2.1.1-6)。回帰係数は北緯40度を境に北で負、南で正と逆符号に分布しており、NPGOやBond et al.(2003)で示された第2主成分と同じ変動が現れていると考えられる。また、太平洋赤道域とも相関があり、日付変更線付近で負の分布をしている。ただし、PDOとは異なり、赤道域東部での関連する変動は比較的小さい。
第1主成分と第2主成分の時係数の冬季平均の時系列を図2.1.1-9に示す。冬季の海面水温に着目したのは、冬季は十年規模変動と密接に関わっているアリューシャン低気圧の変動が大きく、十年規模変動が現れやすいためである。一方、夏季は大気からの影響が海面付近に限られるため十年規模変動とは別の変動が重なりやすい。また、第1主成分と第2主成分による海面水温の特徴的な変動を示すため、図2.1.1-10に変動の大きな領域で平均した海面水温の時系列を示す。図2.1.1-10aは北太平洋中央部の北緯40度付近(北緯30度~北緯50度、東経160度~西経150度;図2.1.1-8上図の黒線で囲まれた部分)の月別平均海面水温平年差の冬平均(12月~2月)の時系列、図2.1.1-10bは北太平洋中央部の北緯40度を境に北側(北緯40度~北緯60度、東経170度~西経140度;図2.1.1-8下図の黒い破線で囲まれた部分)及び南側(北緯20度~北緯40度、東経150度~西経160度;図2.1.1-8下図の黒線で囲まれた部分)の月別平均海面水温平年差の冬平均の時系列である。

図2.1.1-9 北太平洋の海面水温偏差の(a)第1主成分、(b)第2主成分の時係数の冬平均(12月~2月)。

図2.1.1-9 北太平洋の海面水温偏差の(a)第1主成分、(b)第2主成分の時係数の冬平均(12月~2月)。

緑線はその5年移動平均。

1の(4)で述べたように、最近数十年の間に、北太平洋では1976/77年、1988/89年、1998/99年に大きな気候変化があったといわれている。図2.1.1-11(a)~(c)は1976/77年、1988/89年、1998/99年を境とした前後10年間平均の冬季(12~2月)の海面水温の差であり、変化前後の10年規模の変化を表す。
1976/77年に北太平洋中央部を中心に広い範囲で海面水温が低下したのに伴い(図2.1.1-10a)、PDO指数は、10年程度続いた負の状態からその後10年以上続く正の状態に大きく変化した(図2.1.1-9)。1976/77年の前後10年間平均の海面水温の有意な差は、北太平洋中央部の北緯40度付近を中心に広い範囲で負、東部の北米大陸沿岸域で正、日付変更線より東の太平洋赤道域全域で正である(図2.1.1-11a)。この10年間平均の海面水温の差はPDOが正の時の空間パターン(図2.1.1-8)とよく似ている。また、1の(4)で示した、熱帯域の海面水温がPNAパターンを通してアリューシャン低気圧に影響し、海面水温の変化を起こしたという説明とも整合する。これらのことからわかるとおり、1976/77年前後の変化は、PDOの符号変化に表れる十年規模変動であった。

図2.1.1-10 (a) 北太平洋中部の北緯40度付近(北緯30度~50度、東経160度~西経150度)、(b)北緯40度を境とした北側(北緯40度~60度、東経170度~西経140度;破線で示す)及び南側の北緯30度付近(北緯20度~40度、東経150度~西経160度;実線で示す)の月別平均海面水温平年差(℃)の冬平均(12月~2月)の時系列

図2.1.1-10 (a) 北太平洋中部の北緯40度付近(北緯30度~50度、東経160度~西経150度)、(b)北緯40度を境とした北側(北緯40度~60度、東経170度~西経140度;破線で示す)及び南側の北緯30度付近(北緯20度~40度、東経150度~西経160度;実線で示す)の月別平均海面水温平年差(℃)の冬平均(12月~2月)の時系列

図2.1.1-11 北太平洋における1976/77年、1988/89年、1998/99年、2007/08年を境とした前後10年間平均の冬季(12~2月)の海面水温の変化(単位:℃)。</strong>ハッチは両側95%で有意な差であることを示す。ただし、2008年以降の期間は5年間平均を用いた。

図2.1.1-11 北太平洋における1976/77年、1988/89年、1998/99年、2007/08年を境とした前後10年間平均の冬季(12~2月)の海面水温の変化(単位:℃)。ハッチは両側95%で有意な差であることを示す。ただし、2008年以降の期間は5年間平均を用いた。


(a) :(1977~1986年の冬平均)-(1967~1976年の冬平均)
(b) :(1989~1998年の冬平均)-(1979~1988年の冬平均)
(c) :(1999~2008年の冬平均)-(1989~1998年の冬平均)
(d) :(2008~2012年の冬平均)-(1998~2007年の冬平均)

1988/89年に北緯40度付近を中心に海面水温が広範囲に上昇したのに伴い(図2.1.1-10a)、PDO指数は10年程度続いた正の状態から負の状態に大きく変化したが、負の状態は3年程度で解消した(図2.1.1-9)。1988/89年前後10年間平均の海面水温の有意な差は、北緯40度付近の比較的狭い範囲で正であり、東部の北米大陸沿岸域や赤道域では有意な差はみられない(図2.1.1-11b)。この差はPDOが正のときにみられる空間パターン(図2.1.1-8)と北緯40度付近以外は似ていない。特に赤道域で有意な差がみられず、1976/77年とは異なることがわかる。図2.1.1-12は、1988/89年の前9年間と後10年間の平均500hPa高度平年差の冬季平均の差である((1989~1998年の冬平均)-(1980~1988年の冬平均)、JRA-25長期再解析データは1979年1月からの解析で1978年12月の解析値がないため1980年冬からの平均値を用いている)。
1988/89年前後では、500hPa高度は北極付近で負側に変化する一方、中緯度帯では帯状に正側に変化し、これは極域に寒気が蓄積される正の北極振動的な状況への変化を示している。これらのことから、1988/89年の変化は、熱帯域の海面水温の変化がPNAパターンを通してアリューシャン低気圧の強さを変化させたことによる1976/77年の変化とは異なり、北極振動に関連した主に中緯度以北で起こった一時的な変動であったと考えられる(Yasunaka and Hanawa, 2002)。なお、第2主成分は1988と1989年に正の傾向がみられたが、前後ともに10年程度負の傾向が強く、変化は一時的であった。
1998/99年に北緯40度付近を中心とした海面水温が上昇したのに伴い(図2.1.1-10a)、PDO指数は、5年程度続いた正の状態から負の状態に変わり、その後数年程度で負の状態は一旦解消したが、再び2007年から現在(2013年)まで負の状態が続いている(図2.1.1-9)。1998/99年の前後10年間平均の海面水温の有意な差は、北緯40度を境に北側で広範囲に負、南側で広範囲に正である。有意な差ではないが、太平洋赤道域では、日付変更線付近では負である(図2.1.1-11c)。この差は第2主成分の空間パターン(図2.1.1-8)とよく似ている。海面水温を詳細にみれば、1998/99年に北緯40度を境に北側で低下、南側で上昇しており(図2.1.1-10b)、これに伴って第2主成分の時係数が10年程度続いた負の状態から10年以上続く正の状態に大きく変わったためである(図2.1.1-9)。図2.1.1-13は、前後10年間の平均海面気圧平年差の冬季平均の差である。((1999~2008年の冬平均)-(1989~1998年の冬平均))。この差は北緯40度付近を境に南北逆符号の構造をしている NPO的な構造であり、NPOは第2主成分の形成要因と考えられている(Di Lorenzo et al., 2008)。これらのことから、1998/99年前後の変化は、北緯40度を境に北側で負偏差、南側の北緯30度付近で正偏差の対で特徴付けられる第2主成分が大きく関わった十年規模の変化であったと考えられる。
なお、2007/08年に北緯40度付近を中心に海面水温が上昇したのに伴い(図2.1.1-10a)、PDO指数は、その後2010年を除いて負の値が続いている(図2.1.1-9)。2007/08年の後5年間と前10年間平均の海面水温の有意な差(図2.1.1-11d)は、北太平洋中央部の北緯40度付近を中心に正、東部の北米大陸沿岸域で負である。有意ではないが、日付変更線より東の太平洋赤道域で負であり、これはPDOが負の時のパターンに似ている。図2.1.1-14は、2007/08年の前10年間と後5年間の冬季の平均海面気圧平年差の冬季平均の差である。この差はアリューシャン低気圧が弱まったことを示しており、1976/77の変化とは逆の大気の変化となっている。まだ5年程度しか経っていないこともあり、この変動が十年規模変動として持続性があるかどうか、1976/77年の変化と同じような仕組みで説明し得る変化か否か、今後の推移をみて判断する必要がある。
また、太平洋熱帯域に注目すると、1998/99年の変化以後、平均すると中部から東部で海面水温が負偏差になっていてラニーニャ現象的な偏差である。一方、多くの地球温暖化予測実験では、地球温暖化が進行すると21世紀後半の太平洋熱帯域の海面水温はエルニーニョ現象的な偏差分布に変化していくという結果が得られている(IPCC, 2007)。地球温暖化予測の結果とは逆の、近年のラニーニャ現象的な海面水温偏差が、十年規模の自然変動によるものかどうか、今後、注視していきたい。

図2.1.1-12  1988/89年を境とした冬季平均(12~2月)の500hPa高度の変化((1989~1998年の冬平均)-(1980~1988年の冬平均))(単位:m)。

図2.1.1-12  1988/89年を境とした冬季平均(12~2月)の500hPa高度の変化((1989~1998年の冬平均)-(1980~1988年の冬平均))(単位:m)。

ハッチは両側95%で有意な差であることを示す。

図2.1.1-13 1998/99年を境とした冬季平均(12~2月)の海面気圧の変化((1999~2008年の冬平均)-(1989~1998年の冬平均))(単位:hPa)。

図2.1.1-13 1998/99年を境とした冬季平均(12~2月)の海面気圧の変化((1999~2008年の冬平均)-(1989~1998年の冬平均))(単位:hPa)。

ハッチは両側95%で有意な差であることを示す。

図2.1.1-14 2007/08年を境とした冬季平均(12~2月)の海面気圧の変化((2008~2012年の冬平均)-(1998~2007年の冬平均))(単位:hPa)。

図2.1.1-14 2007/08年を境とした冬季平均(12~2月)の海面気圧の変化((2008~2012年の冬平均)-(1998~2007年の冬平均))(単位:hPa)。

ハッチは両側95%で有意な差であることを示す。

3 表層水温の監視

(1)診断に用いるデータ

気象庁では、観測船、一般船舶、アルゴフロート、定置ブイなどによる現場観測データをもとに世界の海洋について、1950年以降の海面から深さ700mまでの水温の月平均格子点データセットを作成している(「1.1.1世界の海面水温・表層水温」参照)。ここでは海面から深さ700mの平均水温を用いて海洋内部の水温変動を解析する。なお、表層水温の観測は海面水温の観測に比べて観測数が少ないため、1950年以降について解析を行った。

(2)表層水温の変動

海面水温でみられた十年規模の変動が、海洋内部の表層でどのように現れているかを調べるため、海面水温と同様に北緯20度以北の領域で主成分分析を行った。地球温暖化によるトレンドを取り除くため各格子点の値から世界全体の平均値を引くのも同様に行っている。得られた時係数を図2.1.1-15に示す。第1主成分の寄与率は16.7%、第2主成分の寄与率は9.6%だった。海面水温の主成分分析(図2.1.1-7)と比べると、表層水温は時係数の時間変動で短周期成分が小さく、数年から数十年スケールの変動がより明瞭にみられており、十年規模の変動をみるのに適していることがわかる。海洋表層は大気に比べて熱容量が大きいため、大気の短周期変動の影響を受けやすい海面水温よりもゆっくりと変動しているためである。また、客観解析で、海面水温に比べて短周期変動の平滑化が強くなされているためでもある。

図2.1.1-15 北太平洋の十年規模変動にみられる月平均表層水温偏差から求めた時係数の経年変動

図2.1.1-15 北太平洋の十年規模変動にみられる月平均表層水温偏差から求めた時係数の経年変動

北緯20度以北の北太平洋域の月平均表層水温(海面から深さ700mの平均)偏差(1950~2012年)から全球平均を引いたのち主成分分析して得られた第1主成分(上)及び第2主成分(下)の時係数の経年変動を示す。本文で着目した北太平洋の気候に大きな変化があった年を赤点線で示す。

第1主成分と第2主成分の変動に特徴的な表層水温の分布として、それぞれの時係数から回帰した表層水温偏差の回帰係数を図2.1.1-16に示す。第1主成分の回帰係数は北太平洋中央部で負、アラスカ湾からカリフォルニア沖にかけての北米大陸沿岸で正であり、北太平洋ではPDOによる海面水温の回帰係数と同じ分布をしている。時係数の経年変動も海面水温と一致しており、表層水温の第1主成分はPDOを反映している。ただし、表層水温では、北太平洋の北緯20度に沿って東西に細長く正の係数が分布しているという特徴がある。また、太平洋熱帯域では係数が北太平洋に比べて小さく、特に東部の正の係数が顕著ではないことが海面水温と異なっている。もともと熱帯域での表層水温の変動は中高緯度に比べて大きくないためと考えられる。第2主成分の時係数は海面水温の時係数と整合的であるが、より長周期の変動がはっきりしており、NPGOの指数(Di Lorenzo et al., 2008)との対応もよい。北太平洋の回帰係数は北緯40度を挟んで南北逆符号となる分布が現れていて、海面水温の第2主成分と同じ変動をみているといえる。ただし、北緯40度以南にみられる正の回帰係数は、もともと変動の大きい黒潮続流域で大きい値となっていて、分布がやや西に偏っている。時係数を詳細に比較すると、表層水温の時係数は海面水温の時係数の変動に数年遅れており、海面水温でみられた変動が海洋内部を伝播して表層水温の変動として現れている可能性が考えられる。また、熱帯域では変動がもともと大きくないため、回帰係数の分布に目立った特徴はみられない。

図2.1.1-16 表層水温の第1主成分と第2主成分の時係数から回帰した表層水温の回帰係数

図2.1.1-16 表層水温の第1主成分と第2主成分の時係数から回帰した表層水温の回帰係数

第1主成分の時係数から回帰した回帰係数(上)と第2主成分の時係数から回帰した回帰係数(下)。それぞれ、時係数が正のときの典型的なパターンを示す。時係数が負のときはこれと正負が逆になったパターンになりやすい。統計期間は1950年から2012年。単位は℃。

海面水温で着目した、1976/77年、1988/89年、1998/99年、2007/08年の変化が表層水温にどのように現れているかを調べるために、図2.1.1-11と同様にそれぞれの境について、後ろ10年(ただし、2007/08年についてはデータのある2012年までの5年)の平均表層水温から前10年の平均表層水温を引いた差を調べた(図2.1.1-17)。

図2.1.1-17 1976/77年、1988/89年、1998/99年、2007/08年前後の表層水温の変化

図2.1.1-17 1976/77年、1988/89年、1998/99年、2007/08年前後の表層水温の変化

それぞれの境の後ろ10年の平均表層水温偏差から前10年の平均表層水温偏差を引いた差。ただし、2007/08年については2008年から2012年までの平均から2007年までの10年平均値を引いた差。単位は℃。差が年々変動に対して信頼度95%で統計的に有意である海域をハッチで示す。

1976/77年を境とする差は、第1主成分の分布とよく似ており、時係数も1976/77年を境に負から正へと変化していることから、PDOによって表される十年規模変動が表層水温にも現れていることがわかる。
1988/89年の変化では海面水温と同様に北太平洋中央部の昇温は北緯40度以北に限定されている。北緯20度に沿った水温の低下はみられるものの、北米大陸沿岸では水温低下がみられない。第1主成分の時係数の変化も一時的であり、海面水温の変化を考えると、この年の変化は熱帯の海面水温の影響によるPDOの変動とは考えにくい。第1主成分と第2主成分を重ね合わせたこの期間の変動を図2.1.1-18に示す。北太平洋中央部の昇温域が北緯40度以北に偏るなどの特徴は第1主成分に第2主成分を重ねることである程度再現できるが、日本の南の顕著な昇温などは再現できない。PDOや第2主成分の変動の影響があったとしても、それだけでは説明できない変動であったといえる。また、第1主成分も第2主成分も時係数の変化が持続していないため、海洋内部においても変化は一時的であった。

図2.1.1-18 第1主成分、第2主成分によって説明される1988/89年の表層水温の変化

図2.1.1-18 第1主成分、第2主成分によって説明される1988/89年の表層水温の変化

表層水温の変動のうち、第1主成分によって説明されるものと第2主成分によって説明されるものを抽出したのち、図2.1.1-17(b)と同様に1989年から1998年の平均値と1979年から1988年の平均値の差をとったもの。単位は℃。

1998/99年は、北太平洋中央部の北部で水温が低下、南部で水温が上昇した。また、カリフォルニア沖で水温が低下しているなど、第2主成分の回帰係数の分布と特徴が似ている。第1主成分の時係数は1998年まで正であったが、1999年に一旦0近くまで値が小さくなった。しかし、再び徐々に正の値をとるようになり、1998/99年を境とした大きな変化はみられない。それに対して第2主成分の時係数は負から正へと大きく変化しており、第2主成分の変動に伴った変化であったことがわかる。
2008年以降、表層水温はそれまでの10年間の平均に比べて北太平洋中央部で上昇し、アラスカ湾や北緯20度に沿った海域で下降していて、第1主成分の空間パターンを正負逆転させたパターンと似た分布となっている。しかし、変化してから5年程度の観測しかないため、これがPDOによる十年規模変動といえるか否か、今後継続した監視が必要である。
以上、海面水温でみられた十年規模の変動が、表層水温でも同様にかつ明瞭にみられ、これらの変動に伴って海洋内部も変化していることがわかった。最後に、これらの変動に伴って実際の表層水温がどのように変動したかをみておく。図2.1.1-19に第1主成分及び第2主成分に関連して変動が大きな海域の平均表層水温の時系列を示す。図2.1.1-19上にみられるように、北太平洋中央部の表層水温は第1主成分の変動とよく対応して変動している。図2.1.1-19下をみると、第2主成分に関連した南北で正負逆に変化する変動は、1990年頃までははっきりしないが、1990年代から2000年代前半にかけて明瞭となり、2007/08年から再び不明瞭となっている。このことからも、1990年頃までは第1主成分に関連した北太平洋中央部の広い範囲で起こる水温変動が主要な変動であったが、1998/99年を中心に1990年代から2000年代は南北で対称的な水温変化が主要な変動であったことがわかる。2007/08年以降、北緯40度を挟んだ南北で表層水温が再び同符号傾向で変動しつつあるが、これが継続するか否か、今後の推移をみて判断する必要がある。

図2.1.1-19 第1主成分、第2主成分に関連する変動が大きな海域の表層水温偏差の経年変化

図2.1.1-19 第1主成分、第2主成分に関連する変動が大きな海域の表層水温偏差の経年変化

第1主成分に関連する変動が大きい海域の平均表層水温(上)と第2主成分に関連する変動が大きい海域の平均表層水温(下)。上図は北緯30度から北緯50度、東経160度から西経150度(図2.1.1-16上で破線で囲った海域)の平均表層水温偏差、下図は黒線が北緯30度から北緯37度、東経140度から日付変更線(図2.1.1-16下で黒破線で囲った海域)の平均表層水温偏差で、赤点線が北緯40度から北緯50度、東経170度から西経150度(図2.1.1-16下で赤破線で囲った海域)の平均表層水温偏差。単位は℃。本文で着目した大きな変化のあった年を赤点線で示す。

4 診断

北太平洋中高緯度では、冬平均(12~2月)の海面水温が、1976/77年に北緯40度付近を中心に広い範囲で低下、1988/89年に北緯40度以北を中心に広範囲に上昇、1998/99年に北緯40度を境に北側で広範囲に低下、南側で広範囲に上昇した。また、2007/08年には北緯40度付近を中心に上昇した。これらの年には年平均の表層水温も同様に変化した。
1976/77年の変化後は、水温が低い状態が北太平洋中高緯度で10年程度持続した。この期間、大気ではアリューシャン低気圧が強まった。この状態は、正の太平洋十年規模変動(PDO)として北太平洋の海面水温偏差の第1主成分により説明される。一方、1988/89年の変化による北太平洋中央部で水温が高い状態は3年程度持続したのみであった。この変化は、1976/77年の変動とは違い、北極域に寒気が蓄積される位相の正の北極振動に関連した主に中緯度以北で起こった一時的な変動であった。1998/99年の変化後は、北緯40度を境に北側で水温が低く、南側で高い状態が、途中で一旦解消したものの10年程度持続した。この変化は、PDOとは海面水温分布がやや異なるものの、海面水温偏差の第2主成分により主に説明される北太平洋の十年規模の変動であったと考えられる。2007/08年の変化後は、北緯40度付近で海面水温が高い状態が5年程度持続しており、北米沿岸など他の海域の海面水温分布を含めて負のPDOの状態となっている。ただし、この変動が十年規模変動に該当する持続性をもつかどうかは、今後の推移をみて判断する必要がある。

参考文献



本文 | 印刷用(PDF) | 更新履歴

印刷用(PDF)



本文 | 印刷用(PDF) | 更新履歴

更新履歴

内容更新

誤植訂正



第2章 気候に関連する海洋の変動 <<前へ | 次へ>> 2.1.2 表層水塊


Adobe Reader

このサイトには、Adobe社Adobe Readerが必要なページがあります。
お持ちでない方は左のアイコンよりダウンロードをお願いいたします。

このページのトップへ