東アジア大陸の雪氷面積に注目した10年 スケールのグローバルな大気

Master's Thesis / 修士論文
東アジア大陸の雪氷面積に注目した10年
スケールのグローバルな大気海洋変動
平井, 悠史
三重大学, 2007.
三重大学大学院生物資源学研究科博士前期課程共生環境学専攻
http://hdl.handle.net/10076/9148
東アジア大陸の雪氷面積に注目した
10年スケールのグローバルな大気海洋変動
平成18年度
三重大学大学院生物資源学研究科
博士前期課程
平
井
共生環境学専攻
悠
史
修士論文
東アジア大陸の雪氷面積に注目した
10年スケールのグローバルな大気海洋変動
平成18年度
三重大学大学院
生物資源学研究科
海洋気候学研究室
共生環境学専攻
平井
指導教官
悠史
関根義彦
教授
要旨
十年スケールの変動に注目して,
において,
1977年から1988年と1989年から2003年の2つの期間
NOAA爪ESDISによる積雪データから求めた東アジアの積雪面積と
NCEP伽CARによる再解析データからの500hPa高度との相関解析を行い,東アジアの積
雪面積と大気循環との関係を調べた.また､気象庁によるオホーツク海の12月から5月
の積算海氷データを用いて,東アジアの積雪面積との関係を調べた.
その結果,秋の東アジアの積雪面積は1977年から1988年の期間では秋のPNA
(pacirlC爪orthAmerican)パターンと関連した変動をしており,
では秋のAO
1988年と2003年の期間
(ArcticOscillation)パターン,得にユーラシア大陸上での波列パターンと
関連した変動をしていることがわかった｡秋のアジアの積雪面積は引き続く冬のAOパ
ターンと関連しており,特に1989年以降にその関連が強くなっている.春においても,
アジアの積雪面積は1989年以降にユーラシア大陸上での波列パターンと関連が強くな
っている.また,オホーツク海の積算海氷面積は秋と冬のWPパターンと関連している
が, 1989年以降,その活動中心は東にシフトしてアリューシャン低気圧と関連を持つ形
になっていることが分った.
1988年と2003年の期間において,秋の東アジアの積雪面積
とオホーツク海の積算海氷面積との間に正の相関がみられた.
目次
1.序論･
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2.解析するデータと解析方法･
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2-1
解析データ
2-2
大気インデックスの定義
2-3
解析方法
3.解析結果･
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(1)
(3)
(7)
東アジアの積雪面積の変動
3-1
3
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東アジアの積雪面積と500hPa高度及び925hPa高度面の気温
2
-
との季節別の同時相関
3
東アジアの積雪面積と続く季節の500hPa高度及び925hPa高
3
-
度面の気温とのラグ相関
3
-
4
500hPa高度及び925hPa高度面の気温と続く季節の東アジア
の積雪面積とのラグ相関
オホーツク海の積算海氷面積の変動
3-5
3
-
6
500hPa高度及び925hPa高度面の気温とオホーツク海の積算
海氷面積との相関
4.まとめと考察･
謝辞･
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参考文献･
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(13)
(15)
(16)
1.序論
近年,大気と海洋の十年-数十年規模の変動は大きな関心事となっている.その変動
(エル･ニーニヨ/南方振動)現象の次に長いスケー
は平均3-4年の周期を持つENSO
ル持つ卓越した現象である.それは近年問題となっている地球温暖化の予測の様な長期
的な気候予測とって重要な現象と考えられている｡最近の大気･海洋の大循環の不連続
な変化として,
1976/77年と1988/89年の変化が挙げられる.
(Koderaetal.
1998)
,
1976/77年の変化の特徴としては,赤道太平洋ではwamevent(EINino)が頻発し,赤道
太平洋東部のSSTは高温状態であった.一方､北太平洋域では海面水温が低く,アリュ
ーシャン低気圧が発達し,北太平洋で500hPa高度が低い状態が観測されている(Nitta
and
Yamagata,
Gu仕zler,1981
1989).これらはPNA
; HorelandWallace,
(Pacific八丁orth
American)パターン(Wallace
and
1981)と関連した現象である･小出･小寺(1997)に
基づきNCEP/NCARの再解析データを用いて1976年を境とした前後の5冬平均の500hPa
高度の差(図1a)を表した.
500hPa高度は北太平洋に80m以上の高度低下が見られ,
カナダ北部からグリーンランドにかけては80m以上の高度上昇,北アメリカ東岸からヨ
ーロッパにかけては帯状に高度の低下が見られる.海面水温(図2a)は中緯度北太平
洋で1℃以上の低下,熱帯太平洋で1℃以上昇温がみられる.地上付近の気温として
925hPa高度面の気温(図3a)ではアリューシャン低気圧の強化による暖気移流によっ
て北アメリカ北部で高温偏差が顕著である.
and
1988/89年の変化では1976年以降低下していた北太平洋のSSTが上昇し(Trenberth
: NAO)が1989年以降,高い
Atlantic Oscillation
1994) ,北大西洋振動(North
指数を示している. 1988年を境とした前後の5冬平均の500hPa高度の差(図1b)では,
Hu汀ell
中緯度北太平洋と北アメリカ東岸からヨーロッパにかけては,
1976/77年の変化とは反
転して高度が低下している.また高度の低下は北極域を中心としており,極渦が強まっ
た状態を示している.この大気パターンは北極振動(Arctic
and Wallace
Oscillation
:
AO)(Thompson
1998)に似ている(図5a)｡海面水温(図2b)を見ると,中緯度北太平洋域で1℃
以上の水温の上昇がみられ,熱帯での変化はほとんど見られない.
925hPa高度面の気温
(図3b)では北アメリカ北部で低音偏差に変わり,ユーラシア大陸北部の高温偏差が
顕著に現れている.日本付近も北日本を中心に高温偏差が現れている.
またその他に､黒潮の1975年から1988年の期間の大蛇行流路の卓越と1975年以前､
年以降の非大蛇行の卓越(Kawabe,1995)やオホーツク海海氷面積の1975年から1988年の期
間の増加と1989年以降の減少(Sekine,1999b)など地域的な10年規模の変動も存在している｡
1989
この様な十年変動のメカニズムについては様々な過程が提案され,盛んに議論がされ
ている.ここでは太平洋域での十年変動のメカニズムについての2つの有力な仮説につ
いて言及する.一つは熱帯と中緯度が相互に影響し合って振動が起きるという説である.
Gu
andPhilander(1997)によると次の様に説明されている.熱帯の海面水温上昇が大気を
通じて中緯度の海面水温を低下させる.この海面水温の負偏差は数年かけて沈み込みな
がら南下し,さらに熱帯-と運ばれ,赤道の湧昇により熱帯の海面水温偏差を逆符号変化させる.このようにして,熱帯と中緯度の海面水温偏差が交互に現れ振動が起きる
というものである.もうひとつは,熱帯とは独立に中緯度の大気と海洋が相互に影響し
合って振動が起きるという説でLatifand
Bamet
(1994)による説明では,太平洋中緯度で
の海面水温の偏差に対応して中緯度の大気循環が変化して海面水温の偏差を維持･強化
するように働く,一方でこの大気循環に対して太平洋亜熱帯循環が十年規模で応答する.
その結果,黒潮の運ぶ熱量に変化を通じて,海面水温を逆符号-と変化させるというも
のである.このように海洋は大気に比べて熱容量が大きいので,十年規模の気候変動に
は海洋の変動が深く関係していると考えられている.
この他に大気の変動に対して強制力となりえるものの一つに､陸域の雪氷面積の変動
が考えられる.雪氷域の面積と大気との関係は次の様である.雪氷面は海水面や雪氷に
覆われていない陸面に比べてアルベドが大きいので雪氷面積の増加は大気を冷やす.ま
た,融解時に大きな潜熱を大気から奪うので,これも大気にとって冷源として働く.
Watanabe
and Nitta,
(1998)では,季節性や年々変動の特性に基づいて北半球の積雪域を区
分し(図4)
1976年の秋(9
,アジア東部での季節別平均積雪面積の経年変動をみると,
月-11月)に標準偏差の2倍以上の正偏差が,
1988年の秋に標準偏差の2倍以上の負偏
差があることを見つけた.更に,この秋の積雪面積偏差の時系列が,引き続く冬の500hPa
高度偏差と半球的な相関を示し,そのパターンがAOの偏差によく似ていることを示し
た.これはアジア東部の秋の積雪面積が大気･海洋の十年変動のシフトに対するトリガ
ーとなっている可能性を示唆している.本研究では,
10年スケールの変動に着目して,
アジア東部の積雪面積偏差と大気循環との関係が197711988年と1989-2003年の2つの
期間においてどう変化しているかを統計的に解析する.また,オホーツク海の積算海氷
面積との関連も併せて解析する｡
2
2.解析するデータと解析方法
解析データ
2-1
大気循環を表す為に500hPa高度を解析に使用する.月平均500hPa高度のデータは
NCEP/
NCARによる5o
x5oメッシュの再解析データを用いる｡地表面に近い気温の分布
を表す為に高度約800mに位置する925hPa高度の気温も解析に使用する･月平均925hPa
高度面の気温のデータはNCEP/
NCARによる2.5o
Environmental
る.積雪のデータはNational
x2.5oメッシュの再解析データを用い
Satellite Data
,
SeⅣice(NESDIS)
and lnfb-ation
がNOAAの気象衛星による可視画像を用いて解析した週毎のデータを用いる･このデ
ータは極ステレオ投影法における89×89の格子内において,雪氷の有無を1か0に数値
化した形式になっている.また対象領域である東アジアはWatanabe
andNitta,
(1998)によ
って区分された東アジアの領域(図4)とする.オホーツク海の海氷面積のデータについ
ては気象庁によって作成された1月から5月までのオホーツク海の積算海氷面積デー
タを用いる.このデータは沿岸観測と船舶,航空機,沿岸海氷レーダ及び人工衛星によ
る観測資料を基にオホーツク海の海氷域を解析し,
5日毎に緯度経度15分毎の格子点に
っいて海氷の有無のデータを作成したものである.
AOインデックスはCPC(Climate
prediction
Center)で公開されている値を用いた.データの期間は全て1972年から2003年
1972年以前
までのものを用いる.これは積雪のデータは1966年から観測されているが,
のものはデータの信憩性が欠けるということが指摘されているからである･
大気インデックスの定義
2-2
北半球の大気変動を表す指標として本研究用いるNAO,WP,PNA,EUの定義は以下の
ようである.
NAO-l/2[p*(40oN,
WP-1/2[Z*(60oN,
10oW)-p*(65oN,
155oE)-Z*(30oN,
pNA-1/4【Z*(20oN, 160oW)-Z*(45oN,
EUニー1/4Z*(55oN, 20oE)
+
20oW)]
155oE)]
165oW)+Z*(55oN,
1/2Z*(55oN, 75oE)
-
85oW)]
40oW卜Z*(30oN,
I/4Z*(40oN, 145oE)
ここでp*標準偏差で割って正規化した月平均海面気圧の平均値からの偏差,
差で割って正規化した月平均500hPa高度の平均値からの偏差,
(
z*は標準偏
)内はZ*の緑風経
度を表す.
NAOパターンは従来アイスランド低気圧とアゾレス高気圧の間のシーソー振動を示
し,アゾレス諸島とアイスランドの海面気圧差で定義される･
3
NAOが正の時はアイス
ランド付近でSLPが負偏差,アゾレス諸島付近で正偏差を示す.図5(a)は冬季のNAO
インデックスと冬季の500hPa高度の相関図である.アイスランド付近で相関係数o.8を
超える負の相関とアゾレス諸島付近で相関係数o.8を超える正の相関あらわれて,北大
西洋を広く覆う南北ダイポールの構造をしている｡
NAOインデックス正の時はアイス
ランド低気圧とアゾレス高気圧が強まるのでこの付近のジェット気流が強化された状
態となる.逆に負の時はジェット気流が弱まる.図5(b)は冬季のNAOインデックスと
冬季の925hPa高度面の気温との相関図である.アイスランド低気圧の西側で負の相関,
東側で正の相関がみられる.これはNAOインデックス正の時はアイスランド低気圧が
強化するので,低気圧の西側で寒気移流,東側で暖気移流となる為である.アゾレス高
気圧の西側で正の相関,東側で負の偏差がみられる.これはアゾレス高気圧の西側の変
動と関係している.またユーラシア大陸の北部は広く正の偏差に覆われている.これは
NAOインデックスが正のときに大西上の偏西風が強まる為に暖められた海上の空気の
移流が大陸の奥まで広がる為と言われている.このようにNAOインデックスは北太平
洋を中心とした変動であるが,その影響は日本付近,特に北日本にまで広がっている.
図6はNAOインデックスの季節別偏差の年毎の時系列である.
NAOインデックスは季
節毎に違った変動をしている.冬(図6a)は3年から4年くらいの周期の変動が目立
1986年から1995年にかけて正の値の傾向
つ,秦(図6b)は1985年まで負の値の傾向,
がある.秩(図6d)は1978年から1986年までの負の値の傾向,
1986年以降の正の値の
傾向がはっきり現れている.
wpパターンはカムチャッカ半島付近と南東アジアから北西太平洋付近における
500hPa高度差で定義され,太平洋ジェット気流の位置や強さの指標となる.図7(a)は冬
季のWPインデックスと冬季の500hPa高度の相関係数の水平分布図である.カムチャッ
カ半島付近に相関係数o.8を超える負偏差の中心,北太平洋西部に相関係数o.8を超える
正偏差の中心が見られ,南北ダイポール構造を持つ大気パターンである.
WPが正のと
き北日本の上空の偏西風は強化する.図7(b)は冬季のWPインデックスと冬季の925hPa
高度面の気温との相関係数の水平分布である.日本付近をみると東日本以西の地域で正
の相関がある.これは正WPインデックスの時に北西季節風が弱まり南西から暖気移疏
が生じる為である.またWPパターンは熱帯太平洋との関係が示されており,エルニー
ニョ(ラニーニヤ)現象が起こった時は正(負)のWPパターンが表れる傾向にあると
言われている.図8はWPインデックスの季節別偏差の年毎の時系列である.
ックスも季節毎に違った変動をしている.冬(図8a)と春(図8b)に特に振幅が大き
4
WPインデ
く,年毎の変動が激しい.夏(図8c)と秋(図8d)の振幅は比較的に小さい.
WPパ
ターンは冬と春に出現しやすいパターンである.
PNAパターンは熱帯太平洋の擾乱による大気-の偏差がロスビ一波のエネルギー伝
播として,アリューシャン域,北アメリカ大陸北部,フロリダ半島域-と波列が生じる
パターンである.活動中心である各点の500hPa高度差がPNAインデックスとして定義さ
れる.図9(a)は冬季のPNAインデックスと冬季の500hPa高度の相関係数の水平分布図で
ある.アリューシャン域,北アメリカ大陸北部に相関係数o.8を超える作用中心がみら
れ,フロリダ半島域に相関係数o.6をこえる作用中心がみられる.ここでは示されてい
ないが熱帯太平洋域には相関係数o.8を超える正の偏差が表れている.エルニーニョ現
象が発生したときに正のPNAパターンとなり,アリューシャン低気圧が強化される.図
9(b)は冬季のPNAインデックスと冬季の925hPa高度面の気温との相関係数の水平分布
である.正のPNAパターンの時に北太平洋北部で低温偏差,アラスカから北アメリカ中
西部に高温偏差,北アメリカ南東部に低温偏差が表れる気温パターンになっている.図
10はPNAインデックスの季節別偏差の年毎の時系列である.冬(図10a)では1976年か
ら1988年に正の値の傾向があり,
1989年から1994年に負の値の傾向がある.秦(固lob)
は1979年以降,正の値が卓越している.夏(図10c)には振幅は小さいが春と似た傾向
が現れている.秩(図10d)は冬と似た傾向が現れている.
EUパターンはスカンジナビア半島域,シベリア域,日本域に作用中心が現れ,ユー
ラシア大陸北部を西から東にかけて波列が並ぶパターンである.
図11(a)は冬季のEU
インデックスと冬季の500hPa高度の相関係数の水平分布図である.スカンジナビア半島
域に-0.6以下の負の相関,シベリア域に0.8以上の正の相関,日本で-
0.8以下の負の相関
が見られる.図11(b)は冬季のEUインデックスと冬季の925hPa高度面の気温との相関係
数の水平分布である.
500hPa高度の波列に対応して,スカンジナビア半島域に負の相関,
カスピ海周辺を中心に正の相関,日本で負の相関が見られる.図12はEUインデックス
の季節別偏差の年毎の時系列である.冬(図12a)では1988/89年を境にそれ以前では正の
値,それ以後では負の値が卓越している.残りの季節では年々変動が卓越している.
また,近年,冬季北半球で卓越する変動パターンとして注目されている北極振動
(Arctic Oscillation
:
AO)の強弱を示すAOインデックスも用いる.
AOは北緯20度以北の北
半球域で月平均海面気圧場の主成分分析を行い最も卓越するモードと定義されており,
冬季北半球で卓越する変動パターンである(Thompson
and
Wallace,
1998)
.
分と各年･各月の海面気圧偏差との内積したものがAOインデックスとよばれており,
5
AOの主成
その値が大きな正の値であればその月の気圧偏差は正のAOパターンに近く,大きな負
の値ならば負のAOパターンに近いといえる.図13(a)は冬季のAOインデックスと冬季の
500hPa高度の相関係数の水平分布図である.
NAOによる大気パターンと良く似ており,
実際にNAOインデックスとAOインデックスの相関係数は0.77と高い正の相関がある.
しかし,
AOの大気パターンは95%で有意な負の相関が極域全体に広がっていること,
正の有意な相関が中部北太平洋まで広がっていることがNAOとの相違点である.図
13(b)は冬季のAOインデックスと冬季の925hPa高度面の気温との相関係数の水平分布図
である.これもNAOによる気温分布パターンと良く似ている.しかし,正の有意な相
関が中部北太平洋まで広がっている.図14はAOインデックスの季節別偏差の年毎の時
系列である.冬(図14a)では1988/89年を境にそれ以前では負の値,それ以後では正の値
が卓越している.残りの季節では年々変動が卓越している.
解析方法
2-3
解析にはすべて季節平均したものを用いる.冬季は12月から2月,春季は3月から
5月,夏季は6月から8月,秋季は9月から11月とする.また冬季の年は1月の年とす
る.北半球の積雪データから東アジアの積雪面積を算出し,季節ごとの時系列データを
作成する.
1972年から2003年の期間と1976年と1989年を境とする変化をみるために
1977-1988年と1989-2003年の2つの期間において,季節毎に東アジアの積雪面積と
500hPa高度また925hPa高度面の気温との相関解析,また季節をずらしたラグ相関解析を
行い,東アジアの積雪面積と大気循環の関係を調べる.
500hPa高度から定義によって算
出した各インデックスとの相関解析を行いどのパターンが卓越しているか調べる.また,
オホーツク海の1月から5月の積算海氷面積と大気循環との関係も同様に解析する.
6
3.解析結果
東アジアの積雪面積の変動
3-1
図15は1972年から2003年の期間における東アジアの積雪面積の月毎の平年値である.
積雪面積は1月に対象領域の約68%である1020万km2となり,最大面積になる.その後,
3月から5月にかけて急激に減少する.
なる.その後,
8月に最小値となり,その積雪面積はほぼoに
10月と11月にかけて面積が急激に増加する.標準偏差は最大期の冬季と
減少期の春季にかけて60万km2であるが,増加期である10月と11月では2倍近くの110万
km2になる･図16は季節毎の平年値からの差の年毎の時系列である.秦(図16b)と夏(図
16c)を見ると1988年前後で正の偏差傾向から負の偏差傾向に変動している.これは北半
球全体の変動での変動としても報告されている(IPCC,1996).春と夏の相関係数は0.52
で95%の信頼水準において有意な正の相関になっている.秩(図16d)では春と夏で見ら
れた様な変動は見られない.
1976年に標準偏差の2倍を超える顕著な正偏差と1988年に
標準偏差の2倍を超える顕著な負の偏差が見られる.これについてはWatanabe
andNitta,
(1998)で指摘されている.
3
-
2
東アジアの積雪面積と500hPa高度及び925bPa高度面の気温との季節別
の同時相関
図17は冬の東アジアの積雪面積と冬の500hPa高度及び925hPa高度面の気温との季節
別の同時相関係数の水平分布である.どの期間においても全体的に有意な大気パターン
は見られないが,比較的には太平洋からアメリカ大陸にかけて有意な小領域が点在して
いて,ユーラシア大陸上では有意な相関は見られない.下表は東アジアの積雪面積と各
大気インデックスとの相関係数であるがどのインデックスにおいても有意な相関が現
れていない.
図18は春の東アジアの積雪面積と春の500hPa高度及び925hPa高度面の気温との季節
別の同時相関係数の水平分布である.全期間における500hPa高度との相関係数の水平分
布図(図18a)をみるとユーラシア大陸上にEUパターンが西に30o程度にずれた波列パ
ターンが見られる.また,太平洋からアメリカ大陸にかけてはPNAパターンが東に30o
程度にずれた波列パターンが見られる.
AOインデックスとの相関係数は0.48で95%の有
意水準において有意な負相関が現れている.
925hPa高度面の気温との相関係数の水平分
布図(図18b)を見るとユーラシア大陸上ではバイカル湖付近に有意な負の相関が広が
っている.これは春には東アジアの積雪の前線がこの辺りに後退している為に,この付
7
近の気温の状態が東アジアの積雪面積と関係がある為と思われる.
期間の相関係数の水平分布図(図18c,d)を見ると,
ちらも目立った相関は見られない･
1977年から1988年の
500hPa高度と925hPa高度面の気温のど
1989年から2003年の期間の相関係数の水平分布(図
18e,i)を見ると全期間で見られた太平洋からアメリカ大陸にかけての波列なくなり,ユ
ーラシア大陸上の波列パターンだけが見られる.これに関連して925hPa高度面の気温を
見ると北大西洋東部からヨーロッパ西部にかけてと東アジアに有意な負の相関が広が
っている.
図19は夏の東アジアの積雪面積と夏の500hPa高度及び925hPa高度面の気温との季節
別の同時相関係数の水平分布である.どの期間も目立った大気パターンは見られない.
全期間における相関係数の水平分布図(図19a,b)を見ると500hPa高度との相関係数の
水平分布図では負の相関の小領域が点在しており,
925hPa高度面の気温との相関係数の
水平分布図では有意な相関が北半球の広い範囲に広がっている.
図20は秋の東アジアの積雪面積と秋の500hPa高度及び925hPa高度面の気温との季節
別の同時相関係数の水平分布である.
1972年から2003年の期間(図20a,b)を見ると500hPa
高度との相関係数の水平分布図ではヨーロッパ西部に負相関,北極海のユーラシア大陸
側に正の相関,中緯度のアジア東部に負の相関と有意な相関の波列パターンが見られる.
ユーラシア大陸上で負のAOパターンの形になっている.北太平洋からアメリカ大陸,
北大西洋にかけてはあまり有意な相関は表れていないが,
AOインデックスとの相関係
数は-0.43であり, 95%の有意水準で有意な負相関になっている.
925hPa高度面の気温と
の相関係数の水平分布図を見ると,東アジアの広い範囲で有意な負の相関領域が広がっ
ている･
1977年から1988年の期間(図20c,d)では,全期間で見られたユーラシア大陸上の
波列パターンはあまり見られない,しかし北太平洋からアメリカ大陸にかけてPNAパタ
ーンの負の偏差パターンに似た波列が見られる.
PNAインデックスとの相関係数は-0.46
であり,有意な値ではないが負相関となっている.また,
ほぼなくなっている.
AOインデックスとの相関は
925hPa高度面の気温との相関係数の水平分布図を見ると,大気パ
ターンに関連してユーラシア大陸上では広い範囲での有意な相関領域は見られずに,北
太平洋からアメリカ大陸にかけて有意な相関の領域が広がっている.
1989年から2003
年の期間(図20e,i)では1972年から2003年の期間における相関係数の水平分布図と良く
似た分布をしている.
8
3
-
3
東アジアの積雪面積と続く季節の500hPa高度及び925hPa高度面の気温
とのラグ相関
図21は秋の東アジアの積雪面積と続く冬の500hPa高度及び925hPa高度面の気温との
ラグ相関係数の水平分布図である.
1972年から2003年の期間の500hPa高度との相関係数
の水平分布図(図21a)では北極域を覆う有意な正の相関領域があり,東アジアから北太平
洋北部にかけてとアメリカ大陸南東部,北大西洋北東部に有意な負の相関領域が広がっ
ており,負のAOパターンと良く似ている.これに関してはWatanabeandNitta,
言われている.
(1998)で
AOインデックスとの相関係数は-0.57で有意な負相関になっている.
925hPa高度面の気温との相関係数の水平分布図(図21b)でもAOパターンに関連した分布
に似ている.
1977年から1988年の期間でもAOインデックスとの相関係数が-0.66と有意
な負の相関を示している.しかし,
500hPa高度との相関係数の水平分布図(図21c)でその
空間パターンを見ると,東アジアから北太平洋北部にかけての領域の有意な相関がなく
なっている.また,北極域の有意な正の相関領域が減少している.
925hPa高度面の気温
との相関係数の水平分布図(図21d)では東アジア上の有意な負の偏差がなくなり北太平
上の負の偏差だけになっている.
1989年から2003年の期間でもAOインデックスとの相
関係数は-0.70で有意な負の相関を示している.
500hPa高度との相関係数の水平分布図
(図21e)でその空間パターンを見ると,北アメリカ大陸の南東部の有意な負の相関はなく
なっているが,
1972年から2003年のパターンと似ている.
925hPa高度面の気温との相関
係数の水平分布図(図21f)ではAOパターンに伴う気温分布になっており,ユーラシア大
陸の北部に負の相関領域が広がっている.
図22は冬の東アジアの積雪面積と続く春の500hPa高度及び925hPa高度面の気温との
ラグ相関係数の水平分布図である.全期間において顕著な大気パターンは現れていなく,
各インデックスとの相関係数も有意な値を示していない.
図23は春の東アジアの積雪面積と続く夏の500hPa高度及び925hPa高度面の気温との
ラグ相関係数の水平分布図である.全期間において顕著な大気パターンは現れていない.
1977年から1988年の期間においてNAOインデックスとの相関係数が0.57と有意な相関
があらわれているが大気パターンをみると有意なパターンは出現していない.
図24は夏の東アジアの積雪面積と続く秋の500hPa高度及び925hPa高度面の気温との
ラグ相関係数の水平分布図である.全期間において顕著な大気パターンは現れていなく,
各インデックスとの相関係数も有意な値を示していない.
9
3
-
4
500hPa高度及び925hPa高度面の気温と続く季節の東アジアの積雪面積
とのラグ相関
図25は冬の500hPa高度及び925hPa高度面の気温と続く春の東アジアの積雪面積との
ラグ相関係数の水平分布図である.
1972年から2003年の期間の500hPa高度との相関係数
の水平分布図(図25a)ではEUパターンに似た分布が現れている.
925hPa高度面の気温と
の相関係数の水平分布図(図25b)ではヨーロッパと東アジアで負の相関の領域か現れて
おり, EUパターンに伴う分布をしている.
1977年から1988年の期間(図25c,d)では500hPa
高度及び925hPa高度面の気温との相関係数の水平分布で有意な相関は現れていない.
1989年から2003年の期間でもEUインデックスとの相関係数は0.53で有意な正の相関を
示している.
500hPa高度との相関係数の水平分布図(図25e)でその空間パターンを見ると,
1972年から2003年のパターンと似ている.
925hPa高度面の気温との相関係数の水平分
布図(図25f)ではヨーロッパと東アジアで負の相関の領域か点在しており,
EUパターン
に伴う分布をしている.
図26は春の500hPa高度及び925hPa高度面の気温と続く夏の東アジアの積雪面積との
ラグ相関係数の水平分布図である.
1972年から2003年の期間の500hPa高度との相関係数
の水平分布図(図26a)ではEUパターンに似た分布が現れている.また,アリューシャン
域と北アメリカ南部に負の相関領域が現れている.
925hPa高度面の気温との相関係数の
水平分布図(図26b)ではEUパターンに伴う負の相関領域とアリューシャン域から北アメ
リカ南西部にかけて負の相関領域が広がっている.
1977年から1988年の期間(図26c,d)
では500hPa高度との相関係数の水平分布図(図26c)を見ると,ヨーロッパ西部に有意な負
の偏差の小領域が現れているが1972年から2003年の期間に現れていたEUパターンに似
た形ははっきりとは現れていない.
1989年から2003年の期間の500hPa高度との相関係数
の水平分布図(図26e)ではEUパターンに似た分布が現れている.アリューシャン域の有
意な負の相関領域はなくなり,北アメリカ南部の負の相関領域は小さくなっている.
925hPa高度面の気温との相関係数の水平分布図(図26f)では1989年から2003年の期間の
水平分布図(図26b)と似ているがその有意な偏差の領域が小さくなっている.
図27は夏の500hPa高度及び925hPa高度面の気温と続く秋の東アジアの積雪面積との
ラグ相関係数の水平分布図である.
500hPa高度,
1972年から2003年の期間の分布図(図27a,b)では
925hPa高度面の気温と両方で有意な相関のパターンは現れていない.
年から1988年の期間(図27e,f)でもはっきりとした大気パターンは現れていない,北半球
全体が正の偏差傾向にあり,有意な正の相関が点在している.
10
1977
図28は秋の500hPa高度及び925hPa高度面の気温と続く冬の東アジアの積雪面積との
ラグ相関係数の水平分布図である.全期間において目立った大気パターンは現れていな
い.
1977年から1988年の期間ではPNAパターンの負のフェイズに似た相関パターンが弱
いながらも現れている.
オホーツク海の積算海氷面積の変動
3-5
図29はオホーツク海の積算海氷面積の年偏差の時系列である.
正の偏差傾向にあり,
1989年から1998年まで負の偏差傾向,
1977年から1988年まで
1999年以降は正の偏差傾向
であり,顕著な10年スケールの変動が現れている.
3
-
6
500hPa高度及び925hPa高度面の気温とオホーツク海の積算海氷面積と
の相関
図30は秋の500hPa高度及び925hPa高度面の気温と冬から春にかけてのオホーツク海
の積算海氷面積との相関係数の水平分布図である.どの期間においてもwpインデック
スとの正の相関があり,
関になっている.
1972年から2003年と1977年から1989年の期間では有意な正の相
1977年から1989年の期間では日本付近で正,カムチャッカ半島付近で
負の南北ダイポールパターンが現れている.
1989年から2003年の期間のでは負の有意な
相関の領域が東にシフトしてアリューシャン域に作用中心が現れていて,有意な正の相
関の領域はなくなっている.
図31は冬の500hPa高度及び925hPa高度面の気温と冬から春にかけてのオホーツク海
の積算海氷面積との相関係数の水平分布図である.どの期間においてもwpインデック
スとの正の相関があり,
関になっている.
1972年から2003年と1989年から2003年の期間では有意な正の相
1972年から2003年の期間における500hPa高度との相関係数の水平分布
図(図31a)ではWPパターンに似た南北ダイポールパターンに加え北大西洋の西部にも極
側で正,中緯度で負のダイポールパターンが現れている.これはWesternAtlantic
といわれるパターン似ている.
(WA)
1977年から1989年の期間の500hPa高度との相関係数の水
平分布図(図31c)では極側の相関の領域が小さくなっているが,北太平洋の西部領域と大
西洋領域に南北ダイポールの相関パターンがあり,
500hPa高度の分布と似ている.
1972年から2003年の期間における
1989年から2003年の期間の500hPa高度との相関係数の水
平分布図(図31e)では北太平洋のダイポールパターンは正の相関領域が北太平洋の中央
部まで拡大,負の偏差領域が東にシフトしてアリューシャン域に作用中心が現れている.
ll
大西洋域での相関パターンはなくなっている.
12
4.まとめと考察
十年スケールの変動に注目して,東アジアの積雪面積と北半球の大気循環との関係
を1977年から1988年と1989年から2003年の2つの期間にわけて季節別に調べた.
2つの
期間においての大気循環との関係に変化が現れたのは以下である.
･秋の東アジアの積雪面積と秋の大気循環との関係
秋の東アジアの積雪面積は1977年から1988年には有意な相関ではないがpNAの負
のパターンと相関が現れている.これは秋のPNAインデックス(図10c)がこの期間におい
て比較的に振動の多きかった為にその影響が東アジア域まで達した為と考えられる.し
かし,この時の925hPa高度面の気温をみると東アジア上では負の相関領域が現れていな
い.
1989年から2003年においてはAOインデックスと有意な負の相関がある.
AOインデ
ックスが負の状態というのは極で正偏差,中緯度域で負偏差の状態あり,これはジェッ
ト気流の弱化,蛇行している状態である,よって東アジアに寒気が流れ込み易い状態を
示している.このようなユーラシア大陸上でのジェット気流位置と東アジアの積雪面積
の変動関係が秋季において1989年以降強くなっていると言える.
･秋の東アジアの積雪面積と冬の大気循環との関係
秋の東アジアの積雪面積が冬の負のAOのパターンと関係していることはWatanabe
andNitta(1998)によっていわれており,本研究で1972年から2003年の期間と8年間長いデ
ータで現れた結果も同じ状態が現れた.しかし1977年から1989年の期間においては秋の
東アジアの積雪面積と冬のAOインデックスと有意な負の相関が現れているが,その大
気パターンをみると東アジアから北太平洋中央部にかけてのシグナルが弱まっている,
925hPa面の気温をみてもユーラシア大陸上には有意な負の偏差は現れていない.
年から2003年の期間においてはAOのパターンに近づき,
負の相関の領域がユーラシア大陸の北部に広がっており,
1989
925hPa面の気温分布は有意な
AOパターンに対する気温分
布(図13b)と似ている.なぜ,東アジアの秋の積雪面積が冬の北半球を覆う大気モード
と関係があるかは本研究では分らないが,その関係は1989年以降に強まっていると言え
る.
･春の東アジアの積雪面積と春の大気循環,冬の東アジアの積雪面積と春の大気循環,
春の東アジアの積雪面積と夏の大気循環
この3つの相関解析からは同じ様な結果がみられた.それは1977年から1989年におい
ては目立った大気パターンは現れていないが,
1989年から2003年の期間においてはユー
ラシア大陸上の西部と東部で負相関,中央部で正の相関の波列パターンが現れている.
13
これは秋の東アジアの大気との同時相関で1989年から2003年の期間において見られた
パターンと似ている.
･オホーツク海の海水面積と大気循環との関係
オホーツク海の海氷面積の変動は冬季の季節風と関係があり,
WPパターンと関連が
あることは良く知られている.本研究で1972年から2003年の期間でオホーツク海の海氷
面積と大気循環の相関を見たものでもWPパターンが卓越していた.これは冬の500hPa
高度との関係だけでなく,秋の500hPaとの関係においても同じ様なパターンがみられた.
しかし,
1977年から1988年と1989年から2003年の2つの期間で別けて,その関係を比べ
ると1989年から2003年の期間ではその作用中心が東にシフトしてアリューシャン域に
現れている.また,秋の東アジアの積雪面積とオホーツク海の海氷面積の相関をみると,
1977年から1988年の期間ではほとんど相関が現れないのに対して,
1989年から2003年の
期間では0.53の有意な正の相関が現れている.これは秋の東アジアの積雪面積の大気循
環との関係が1989年以降ユーラシア大陸と中心とするパターンに移行した結果である
と考えられる.
14
謝辞
本研究を通じて終始懇切なる御指導御助言を頂いた三重大学生物資源学部海洋気候
学研究室,関根義彦教授に厚く御礼申し上げます.そして,本研究を行うにあたり終始
励ましとご協力を頂いた海洋気候学研究室,修士課程2年,池坊太久磨氏,下畑健一氏,
修士課程1年,丹羽千晴氏,
4年生に深く感謝いたします.
15
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Rev.,
changes
in the geopotential
16
field
109, 784-812.
in the
in the NorthernHemisphere
494-510
height
atmospheric
winter･
circulation
J･ climate,
and
12,
(a)
図1
(a) 1976年を境とした前後の5冬平均の500hPa高度の差.コンターは20m毎･
(b) 1989年を境とした前後の5冬平均の500hPa高度の差
s5T
38E
60E
90E
120E
SST
DFJ
15()E
DFJ
(1981177)-(1976-72)
18O
150W
120W
90W
60W
3【)W
a
120W
90W
60W
3(〕W
0
(1993-B9ト(19B8-84)
SON
SON
40N
20N
O
0
図2
30E
60E
90E
120E
150E
18O
15(〕W
(a) 1976年を境とした前後の5冬平均の海面水温の差,コンタ-は0.5oC毎･
(b) 19$9年を境とした前後の5冬平均の海面水温の差
図3
(a) 1976年を境とした前後の5冬平均のg25hPa高度面の気温差.コンターは20m
毎. (b) 1989年を境とした前後の5冬平均の925hPa高度面の気温差
90W
図4北半球の積雪域の区分(watanabe
する.
andNitta,
1998). 2の領域を東アジア域と
固5
NAOインデックスと冬の500bPa高度(左園)及び,
925hPa高度面の気温(右
図)との相関係
数の水平分布.コンターは0.2毎.網掛領域は危険率5%において
有意な相関領域.
.1,q
2.0
川
芋
⊇
o.o
?.
;.1.0
-ユ.0
1.I.0
3.0
Z.O
E
]10
壬
o.o
2:.M
.2.0
一.1.8
TO
Tき
組
85
州
L?5
帥
W
7O
75
Y8JIR
園6 NAOインデックスの季節別偏差の年毎の時系列.
80
択l
夕0
YEAR
95
仙
0.I
園7
WPインデックスと冬の500hPa高度(左園)及び.
925hPa高度面の気温(右
図)との相関係
数の水平分菰コンタ-は0.2毎,網掛領域は危険率5%l=おいて
有意な相関領域.
1.D
.1.O
Z.O
2.0
I.
〇
i:
1.0
≦
王l･O
0.0
a
D.D
i
i
･L.0
蓋-Z･g
･2.a
･】.0
.1.I)
･I.0
JtO
14.0
5,0
4.￠
LO
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;
1･○
≦
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i
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a
'･○
三
O･L)
誉･1.0
;･"
-:.0
･Z.0
J.0
-.1.0
一寸.0
･4.0
70
75
帥
85
帥
95
0O
O5
70
YLtt
図8
WPインデックスの季節別偏差の年毎の時系列.
75
80
B5
90
l■r,lR
IS
帥
05
園9
PNAインデックスと冬の500hPa高度(左図)及び,
925hPa高度面の気温(右
図)との相関係
数の水平分#,コンターはo.2毎.網掛領域は危険率5%において
有意な相関領域.
i
;
I･0
o.o
8.0
-2'･1.0
l.0
≡
=
川
雪1･￠
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p･一
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70
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80
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叩
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DO
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10
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1-E.1JI
園10
PNAインデックスの季節別偏差の年毎の時系列.
恥
8i-
90
yt.1R
95
00
図11
EUインデックスと冬の500hPa高度(左図)及び, 925hPa高度面の気温(右
図)との相関係
数の水平分布,コンターはo.2象網掛領域は危険率5%において
有意な相関領域.
●
l.0
0.0
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10
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3.0
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l
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7U
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即
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如
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OO
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･.1.O
TO
75
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図12
EUインデックスの季節別偏差の年毎の時系列.
糾
85
帥
Yt-.4R
95
仙
L)S
園13
AOインデックスと冬の500hPa高度(左図)及び,
925hPa高度面の気温(右
数の水平分布.コンターは0.2毎.網掛領域は危険率5%において
図)との相関係
有意な相関領域.
$
三
ILO
o.o
三.1.0
圃14
AOインデックスの季節別偏差の年毎の時系列.
′-ヽ
｢l
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⊂■■■■コ
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こと
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A
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J
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S
O
ヽ
D
IIOヽTH
図15
1972年から2003年のデータから求めた,東アジアの積雪面積の月毎の平年値
(a)
2.0
一-I
1.0
I.I)
Fq
,=
ミ
7:
〇
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′ヽ
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I.O
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70
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'g -1.()
己
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1.0
YEAR
図16
東アジアの積雪面積の季節別偏差の年毎の時系列.
ゝ'E(1R
ー
(a)
(bl
l
t=_.
'::I_:-::キ:･
:-_.1三
_
:
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∴lj:
一
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し享章≦
SE(wh)vslndex(win)
1972_2003
1977-1988
1989-2003
/
AO
ー0.20
-0.39
-0.l7
NAO
0.I7
-0.29
-0,15
0.35
-0.26
0.04
0.04
-0.23
-0.07
_0.ー0
0.19
EU
WP
PNA
0.04
囲17
(右図)と東アジア積雪(冬)の相関
500hPa高度(冬) (左園)及び925hPa高度面の気温(冬)
係数の水平分布.コンターはo.2毎.網掛領域は危険率5%において有意な相関領域.上から】972年
から2003年, 1977年から19$8年. 1989年から2003年の期間.
下表は各インデックス(冬)と東アジア積雪(冬)の相関係数.
()
(Od<
三ヰ､
i
I,I,
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図18
(右図)と某アジア積雪(香)の相関
500hPa高度(香) (左囲)及び925hPa高度面の気温(春)
係数の水平分布.コンターは0.2毎.網掛領域は危険率5%において有意な相関領域.上から1972年
から2003年. 1977年から】986年, 1989年から2003年の期間.
下表は各インデックス(春)と束アジア積雪(春)の相関係数.網掛値は危険率5%において有意な相
関価.
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0,22
-0.15
園19 500hPa高度(夏) (左囲)及び925hPa高度面の気温(夏)
(右図)と東アジア棟雪(夏)の相関係
数の水平分れコンターは0.2毎,網掛領域は危険率5%l=おいて有意な相関領域.上から1972年か
ら2003年, 1977年から1988年. 】989年から2003年の期間.
下表は各インデックス(夏)と某アジア棟雪(夏)の相関係数.網掛値は危険率5%において有意な相
関値.
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0.05
-0,04
固20 500hPa高度(秩) (左国)及び925hPa高度面の気温(秩)
(右図)と東アジア積雪(秩)の相関係
数の水平分布.コンターはo.2毎.網掛領域は危険率5%において有意な相関領域.上から1972年か
ら2003年, 1977年から1988年. 1989年から2003年の期間,
下表は各インデックスく秋)と東アジア柵雪(秩)の相関係数.網掛値は危険率5%において有意な相
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園21東アジア積雪(秩)と500hPa高度(冬)
(左国)及び925hPa高度面の気温(冬)
(右園)の相関係
数の水平分布.コンターは0.2毎.網掛領域は危険率5%において有意な相関領域.上から1972年か
ら2003年, 1977年から1988年, 1989年から2003年の期机
下表は東アジア横雪(秩)と各インデックス(冬)の相関係数.網掛値は危険率5%において有意な相
関値.
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-0.33
函22東アジア耕雪(冬)と500bPa高度(香)
(左図)及び925hPa高度面の気温(香)
(右図)の相関係
数の水平分布.コンターはo.2毎.網掛領域は危険率5%において有意な相聞領域.上から1972年か
ら2003年, 1977年から19i8年, 1989年から2003年の期間.
下表は東アジア柵雪(冬)と各インデックス(春)の相関係数.網掛値は危険率5%において有意な相
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19B9-2003
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固23 東アジア柵雪(香)と500hPa高度(王)
(左園)及び925hPa高度面の気温(夏)
(右園)の相関係
数の水平分布,コンターは0.2毎.網掛領域は危険率5%において有意な相関領域.上から1972年か
ら2003年. 1977年から1988年, 1989年から2003年の期間.
下表は東アジア積雪(春)と各インデックス(夏)の相関係数.網掛値は危険率5%において有意な相
関値.
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左園 東アジア穣菅(夏)と500hPa高度(秩)
園24
(左図)及び925hPa高度面の気温(秩)
(右園)
の相関係数の水平分布,コンターはo,2毎.網掛領域は危険率5%において有意な相関領域.上から
Ⅰ972年から2OO3年. 1977年から19i8年. 1989年から2003年の期間.
下表は東アジア稚雪(夏)と各インデックス(秩)の相関係数.網掛値は危険率5%において有意な相
関値.
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図25
500bPa高度(冬) (左図)及び925hPa高度面の気温(冬)
(右図)と東アジア積雪(春)の相関
係数の水平分布.コンターはo.2毎.網掛領域は危険率5%において有意な相関領域.上から1972年
から2003年. 1977年から1988年. 1989年から2003年の期W.
下表は各インデックス(冬)と東アジア積雪(春)の相関係数.網掛値は危険率5%において有意な相
関値.
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図26
500hPa高度(香) (左図)及び925hPa高度面の気温(春)
(右図)と東アジア積雪(苦)の相関
係数の水平分布.コンターは0.2毎.網掛領域は危険率5%において有意な相関領域.上から】972年
から2003年. 1977年から1988年. 1989年から2003年の期間.
下表は各インデックス(春)と東アジア横雪(夏)の相関係#.網掛値は危険率5%(=おいて有意な相
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(右図)と東アジア積雪(秩)の相関
500hPa高度(夏) (左図)及び925bPa高度面の気温(夏)
係数の水平分布.コンターは0.2毎,網掛領域は危険率5%において有意な相関領域.上から1972年
から2003年. 1977年から1988年. 1989年から2003年の期W.
図27
下表は各インデックス(夏)と東アジア積雪(秩)の相関係#.網掛値は危険率5%において有意な相
関値.
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園28
(右図)と東アジア積雪(冬)の相関
500hPa高度(秩) (左図)及び925hPa高度面の気温(秩)
係数の水平分布.コンターは0.2毎.網掛領域は危険率5%において有意な相関領域.上から1972年
から2003年. 1977年から1988年. 1989年から2003年の期間.
下表は各インデックス(秩)と東アジア積雪(冬)の相関係数.網掛値は危険率5%において有意な相
関値.
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図2ウ オホーツク海の積算海氷面積(12月から5月)の年偏差の時系列.
(気象庁)
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図30
500hPa高度(秩) (左囲)及び925bPa高度面の気温(秩)
(右図)とオホーツク海の積算海水
面横の相関係数の水平分布,コンターはo.2毎,網掛領域は危険率5%において有意な相関領域.
上から1972年から2003年, 1977年から1988年, 1989年から2003年の期間.
下表は各インデックス(秩)とオホーツク海の横井海水面積の相関係数.網掛値は危険率5%におい
て有意な相関値.
Index(win)vsSⅠE(win)
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l977-1988
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(右園)とオホーツク海の積算海氷
500bPa高度(冬) (左園)及び925hPa高度面の気温(冬)
面積の相関係数の水平分布-コンターは0.2毎.網掛領域は危険率5%において有意な相関領域.
上から1972年から2003年, 1977年から1988年, 1989年から2003年の期間.
園31
下表は各インデックス(冬)とオホーツク海の積算海水面横の相関係数.網掛値は危険率5%におい
て有意な相関値.