Comments
Description
Transcript
表層水塊 - 気象庁
第２章 第２章 気候に関連する海洋の変動 表層水塊 気候に関連する海洋の変動 ２．１ 北太平洋の海洋変動 ２．１．２ 表層水塊 表層水塊 診断概要 診断内容 各大洋の表層には、海域に固有の水温・塩分をもった海水が広く分布しており、表層水 塊と呼ばれている。表層水塊は、大気－海洋間の熱、淡水及び運動量の交換を伴って形成 される。そして、形成時の水温・塩分の特徴を保持しつつ海洋表層循環の経路に沿って広 範囲に分布するので、表層水塊の水温、塩分、及びその分布域の変動を継続的に監視する ことによって、気候変動の実態把握やそのメカニズムの理解に利用できる。ここでは、北 太平洋にみられる表層水塊のうち、水温の鉛直変化が小さな等温層として特徴づけられる 北太平洋亜熱帯モード水と、高塩分水として特徴づけられる北太平洋回帰線水についてそ の長期変動を診断する。 診断結果 亜熱帯モード水のコア水温 ※ 1 は、1970年代後半の約16℃から1980年代に約18℃に上昇後、 約10年周期の変動をしている。断面積 ※ 2 については約10年周期で変動し、1980年代後半以 降は、断面積が減少（増加）する時期に、コア水温が上昇（低下）するという逆相関の関 係があった。この約10年周期の変動は、主水温躍層が浅くなり、黒潮続流南側から本州南 方にかけて低温（本州南方で形成される亜熱帯モード水に比べて）の北太平洋亜熱帯モー ド水の量が減少したためと考えられる。 北太平洋回帰線水の断面積 ※ 3 は、1990年頃までは約5年周期、それ以降は約10年周期の変 動がみられる。1970年代後半のレジームシフトの後に拡大し、断面積の大きな状態で推移 し、その後、1990年代後半に減少した。また、2000年代は、回帰線水分布域の南下傾向が みられる。断面積の変動は、黒潮続流の安定度の変動と形成域西部（黒潮続流南側とな る）における淡水収支の変動が同期したことによって、起きている可能性が示唆される。 ※1 コア水温：東経137度の北緯20～33度、水深100～400mの範囲でポテンシャル密度の鉛直変化が 極小になる層における水温の平均 ※2 亜熱帯モード水の断面積：東経137度の北緯20～33度、水深100～400mの範囲で渦位が 2.0×10 -10 m -1 s -1 以下となる断面積 ※3 北太平洋回帰線水の断面積：東経137度の北緯7～25度、水深50～300mの範囲で塩分が34.9以上の 領域の面積 １ 表層水塊の基礎知識 太平洋や大西洋、インド洋の各大洋における、 特 定 の 海 域 の 表 層 （ 海 面 か ら 深 さ 500m程 度 ま （１）表層水塊の形成過程 135 第２章 気候に関連する海洋の変動 表層水塊 図2.1.2-1 北太平洋亜熱帯モード水（青色）と北太平洋回帰線水（赤色）の分布 Ishii and Kimoto(2009)に基づき解析した表層水温・塩分データセットによる北太平洋亜熱帯モード水及び北太平洋 回帰線水の平均分布（1981-2010年）を表す。緑矢印は亜熱帯循環及び黒潮の再循環を表し、各水塊の形成域から 分布域への広がりを示す。 で）には、海域に固有の水温や塩分などで特徴づ が形成され、その下には変質を免れた冬季混合層 けられる海水が広く分布しており、表層水塊と呼 の水が取り残される。これが表層水塊である。 ばれている。表層水塊は、海面を通じた熱、淡水 （表層水塊のひとつである亜熱帯モード水の形成 （蒸発量と降水量の差）及び運動量の交換といっ 過程については、図2.1.2-4を参照のこと)表層水塊 た気候変動に関連して変動する大気の状態を反映 の一部は、海上風の効果により等密度面に沿って して得た海水特性（水温、塩分等）を保持して、 海洋内部（永年密度躍層）へ沈み込む。 海洋表層循環の経路に沿って広範囲に分布する。 代表的な表層水塊として、モード水と回帰線水 したがって、表層水塊の指標となる水温、塩分、 と呼ばれる水塊がある。モード水は、各大洋の中 及びその分布状態を監視することは、表層循環の 緯度において冬季に混合層が発達する海域で形成 トレーサーとしてだけでなく、様々な時間的、空 される水塊で、代表的なものに、北半球の亜熱帯 間的なスケールで存在する気候変動の実態把握や 循環域の北西部に広く分布する北太平洋亜熱帯 変動メカニズムの理解にも役立つ。 モード水と北大西洋亜熱帯モード水がある。なお、 表層水塊の形成過程は、以下のとおりである。 モード水という名前は、ある海域においてその水 冬季には、海面からの活発な熱放出（熱交換過 温と塩分で特徴づけられる海水の体積が多いこと 程）や水の蒸発（淡水収支の関係）により海面付 から、統計学で最頻値を表すモードになっている 近に低温・高塩分な密度の大きい海水ができるこ 水塊という意味に由来する（Masuzawa，1969）。 とによる下層との混合と、海上を吹く風によるか 亜熱帯モード水は、等温・等密度層（海水の密度 き混ぜの効果とが合わさって、海面からある深さ を決める水温と塩分が鉛直方向にほぼ一定の層） まで水温や塩分が鉛直方向に一様な層（表層混合 という特徴があり、形成過程には大気－海洋間の 層）が発達する。春季から夏季にかけて、表層混 熱交換過程や亜熱帯循環の変動による海洋構造の 合層は浅く軽くなり、下層との間に季節密度躍層 変動が深く関わっている。 136 第２章 気候に関連する海洋の変動 表層水塊 一方、各大洋の中央部の回帰線付近では、冬季 に海面からの蒸発が活発なことから高塩分水が形 成される。この高塩分水は、風の効果によって海 洋内部に押し込まれた後、表層循環に沿って広が り、表層における塩分極大層として分布する回帰 線水（北太平洋では、北太平洋回帰線水という） と呼ばれる（土屋，1970など；図2.1.2-1）。回帰 図2.1.2-2 8月(1981年～2010年の平均)の北太平洋 亜熱帯モード水の分布 Ishii and Kimoto(2009)に基づき解析した 水温・塩分のデータセットによる亜熱帯モー ド水の水温を等値線で、厚さをカラーで表す。 線水の形成には、水循環に関連する淡水収支を反 映しているが、モード水とは異なり、観測データ の少ない塩分で定義されることから形成過程や長 期変動に関する研究は少なく未解明の部分が多い。 図2.1.2-3 東経137度線の水温・塩分鉛直断面における表層水塊の分布（破線丸内） 断面図は夏季の平年的な分布であり、水温（℃）を等値線で、塩分をカラーで示してある。 冬季季節風 海面から大気への熱放出 黒潮 冬季の 表層混合層 （水温一定） 春～夏季の 表層混合層 （水温一定） 黒潮続流 冬季 黒潮 再循環 再循環によって 南西方向へ輸送される 春～夏季 図2.1.2-4 黒潮続流南側での北太平洋亜熱帯モード水の形成過程の模式図 北太平洋亜熱帯 モード水 第２章 気候に関連する海洋の変動 表層水塊 （２）北太平洋亜熱帯モード水 海面から大気へ大量の熱が放出される。冷却され た海面付近の海水は重くなり、鉛直混合によって 北太平洋亜熱帯モード水（以下「亜熱帯モード 等温・等密度な200～300mの厚さとなる深い表層 水」と記す）は、北太平洋の亜熱帯循環域北西部 混合層が形成される（Suga and Hanawa, 1990）。 の深さ100～400mにおける、水温の鉛直勾配が 春季以降に海面付近の水温が上昇することによっ 1.5℃/100m以下、あるいは密度の鉛直勾配から求 て、この厚い表層混合層が蓋をされ、亜熱帯モー 1 -10 -1 -1 められる渦位 が2.0×10 m s 以下となる等温・ ド水が形成される（Bingham，1992）。黒潮続流 等密度層（海水の密度を決める水温と塩分が鉛直 域で形成された亜熱帯モード水は、黒潮続流に 方向にほぼ一定の層）として、広く分布している。 よって東へ輸送されるとともに、再循環（黒潮・ 亜熱帯モード水の代表的な値は、水温14～20℃、 黒潮続流の南側の西向きの流れ）によって南西方 ポ テ ン シ ャ ル 密 度 24.5 ～ 25.9σθ （ 1024.5 ～ 向に輸送されて、亜熱帯循環域北西部に広がる。 3 1025.9kg/m ）、塩分34.6～35.0である（図2.1.2-1、 そのため亜熱帯モード水の厚さは、形成域である 図2.1.2-2）（Suga et al, 1989 ; Hanawa and Talley, 黒潮続流域の南側で最大となり、形成域から離れ 2001 ; Oka and Suga., 2005など）。亜熱帯モード水 るほど薄くなる。また、東に行くにつれて、黒 の変動を監視する指標として等温層の水温や水温 潮・黒潮続流によって運ばれる熱が少なくなるた の鉛直勾配が極小となる深度の水温、あるいは等 め、形成される亜熱帯モード水の水温は低下し、 温・等深度層の厚さ（分布量）などが用いられる。 特に伊豆海嶺付近で急激に変化する。そのほか、 亜熱帯モード水は以下の過程を経て形成される 主水温躍層が深く、混合層の発達しやすい暖水渦 （図2.1.2-4）。黒潮・黒潮続流のすぐ南側の海域 内部で厚い亜熱帯モード水が形成されやすいこと には、黒潮によって北太平洋の低緯度から大量の も指摘されている(Uehara 熱が運ばれており、冬季の寒冷な北西の強い季節 Douglass et al., 2012 ; Kouketsu et al., 2012)。 et al., 2003 ;Oka, 2009 ; 風によって大気よりも温度の高い海面が冷却され、 北太平洋亜熱帯モード水の 水温・厚さへの影響 変動の要因 出典 冬季の海面冷却 海面冷却が強い →水温が低下する。 Taneda et al., 2000 海面冷却を受ける前の成層状態 成層強度が強い →厚さが薄くなる。 Qiu and Chen, 2006 主水温躍層の深度 主水温躍層の深度が深い →厚さが厚くなる。 Sugimoto and Hanawa, 2010 黒潮による熱輸送量 黒潮による熱輸送量が増大 →水温が上昇する。 Yasuda and Kitamura, 2003 黒潮流路の安定度や中規模渦 黒潮流路が不安定 →渦の活動が活発 →厚さが薄くなる。 アリューシャン低気圧の南北・強弱の変 動 アリューシャン低気圧が南寄り →3～5年遅れで、厚さが薄くなる。 アリューシャン低気圧が強くなる →3～5年遅れで、厚さが厚くなる。 Qiu and Chen, 2006 Nishikawa et al., 2010 Kouketsu et al., 2012 Sugimoto and Hanawa, 2010 Qiu and Chen, 2006 Qiu and Chen, 2010 表2.1.2-1 北太平洋亜熱帯モード水の変動の要因とその影響について 1 １ 密度がほぼ均一な層の厚さを表す指標。 ここでは渦位= f とする。（fはコリオリパラメータ、σθはσ表示によるポテンシャル密度） z （σ表示とは密度ρ=1000+σのように密度の値から1000を引いて表示すること、zは深度） 第２章 気候に関連する海洋の変動 表層水塊 1990年代頃までは、気候学的な亜熱帯モード水 そのため、回帰線水の長期変動に関する解析には、 の形成・循環像を明らかにする研究がなされた。 気象庁の東経137度線の観測データは非常に有用 その後、亜熱帯モード水の形成には大気－海洋間 である。 の熱交換過程が深く関わっていると考えられ、そ 東経137度線においては、北緯10度～北緯25度 の形成過程や変動の要因に関する研究が行われ、 付近に塩分34.9以上として広がっている。平均的 表2.1.2-1のようなことが示されている。 には北緯15度付近で最も塩分が高く、北緯18度付 近年は、アルゴフロートの展開に伴う観測デー 近で最も厚い（図2.1.2-11）。また、回帰線水を タの増大、衛星に搭載された海面高度計データの 代表する気候学的な塩分極大層の密度24.0σθ面上 蓄積、中規模渦を表現することのできる高解像度 （深さ約150ｍ）の流れの分布から、北緯15度よ の海洋大循環モデルの発展などにより、時空間的 りも北側の回帰線水は日付変更線よりも西側の海 により細かなスケールでの形成・循環過程につい 域、南側の回帰線水は日付変更線よりも東側の海 ての研究が積極的に行われている。更に、亜熱帯 域が、それぞれ形成域であると考えられている モード水の形成・輸送過程が、海洋における二酸 （Suga et al.，2000）。 化炭素の吸収や栄養塩サイクルにおける役割を解 明する研究が始まっている（Bates et al., 2002 ; Sukigara et al., 2011）。 回帰線水の変動の要因として以下のようなこと が考えられる（Suga et al.，2000）。 ア 淡水収支（蒸発量と降水量の差） イ 風による押し込みの強さ （３）北太平洋回帰線水 ウ 混合過程 つまり、回帰線水は、形成域での大気－海洋間 北太平洋回帰線水（以下「回帰線水」と記す） の上向き淡水収支が多い（降水量に比べ蒸発量が は、北太平洋の亜熱帯循環域の南部海域の海面か 多い）場合に、高塩分となり、その形成量も増え ら深さ約200mの間における塩分34.9以上の水とし る。また、風の場の変動によって形成域での海洋 て広く分布している。回帰線水の中心となる塩分 内部への押し込みが強くなると、その形成量は増 極大層（上下の層と比べて塩分が高い層）の密度 は 約 24.0σθ （ 1024.0kg/m3 ） で あ る （ 図 2.1.2-1, 図 2.1.2-5）。この水塊は、冬季に蒸発が盛んで降水 が少ない北太平洋中央部の北回帰線付近（北緯20 度～30度付近）の海面で形成される。北回帰線付 近における海上の風はその北側で東向き、南側で 西向きとなっており、この風によって海面付近の 海水が収束して下向きの流れが生じるため、海面 付近の塩分の高い海水は海洋内部に押し込まれる。 押し込まれた海水は、北赤道海流によって西へと 輸送され、フィリピン海で高緯度に向かう黒潮と 赤道方向へ向かうミンダナオ海流によって、それ 図2.1.2-5 北太平洋回帰線水の分布（1981年～2010年平 均） Ishii and Kimoto(2009)に基づき解析した 回帰線水は、水温に比べ観測データが少ない塩 水温・塩分のデータセットによる北太平洋回帰 分で特徴づけられることから、モード水と異なり、 線水の塩分極大値を等値線で、厚さをカラーで 表す。図中の赤線は、東経137度線を表す。 長期変動やそのメカニズムに関する研究は少ない。 ぞれ南北に運ばれる（土屋，1970など）。 139 第２章 気候に関連する海洋の変動 表層水塊 加する。一方、形成域から西へ輸送されるときに、 （Onogi et al.,2007）を使用する。 鉛直拡散・混合により低塩化するが、北赤道海流 の流速が速いと、より西方まで高塩分が維持され （２）表層水塊の変動状況 るということになる。 回 帰 線 水 の 変 動 メ カ ニ ズ ム に つ い て 、 Shuto ア 北太平洋亜熱帯モード水 （1996）は、東経137度線における塩分35.0以上 の断面積変動が、北太平洋中央部における風の変 東経137度線における亜熱帯モード水は、北緯 動から1～2年遅れで変動していることを示してい 20～33度、深さ100～400mの範囲で、渦位が2.0× る。このことは、東経137度線における回帰線水 10-10m-1s-1以下となる層と定義し、その層の断面積 の変動が、大気場の変動に伴う亜熱帯循環の強さ を求めた。またその層の中で、渦位が極小となる の変動と関係している可能性を示唆している。ま 深度での水温を各観測点で求め、それらを平均し た、2000年代には、東経137度線の南部を含む西 た値を、東経137度線におけるコア水温（以下亜 部熱帯太平洋では、海面水位が上昇し、この変化 熱帯モード水のコア水温と記す）とした（曽我ほ に伴い北赤道海流が南下していることが報告され か,2005）。なお亜熱帯モード水は、冬季に形成 た（Qiu and Chen, 2012など）。Midorikawa et al. され、春季から夏季にかけてその分布量が最大と （2012）では、東経137度線の南部での海面にお なることから、1年以上の時間スケールの変動を けるpCO2の増加速度が2000年代に減速したことを 捉えることを目的に、ここでは夏季のデータのみ 示し、その要因として上述の西部熱帯太平洋の変 を使用する。 動に伴った亜熱帯循環の変化の影響を指摘してい 亜熱帯モード水のコア水温と断面積の経年変動 る。このことは、回帰線水の変動が、地球温暖化 を図2.1.2-6 に、厚さの分布を図2.1.2-7に示す。亜 と関連する炭素循環の変動に影響を及ぼしている 熱帯モード水のコア水温は、1970年代後半には約 可能性を示唆しているものである。 16℃と低かったが、1980年代に約18℃に上昇し、 H その後は約10年周期で変動している。一方断面積 ２ 表層水塊の監視 については、期間を通じて約10年周期の変動をし ていた。1980年代後半以降は、断面積の極小（極 （１）診断に用いるデータ 大）期になり、分布域の南への広がりが弱かった （強かった）。またこの期間は、断面積が減少 気象庁では本州南方からニューギニア島北岸に 至る定線（東経137度線）における海洋観測を、 （増加）する時期に、コア水温が上昇（低下）す るという逆相関の関係があった。 冬季は1967年から、夏季は1972年から毎年実施し 東経137度線における亜熱帯モード水のコア水 ている。この観測定線は、北太平洋亜熱帯モード 温の変動については、黒潮続流域での1970年代前 水、北太平洋回帰線水の分布域を南北に横断して 半から1990年代前半の亜熱帯モード水の水温変動 いる（図2.1.2-1）。これらの表層水塊の診断には、 （Hanawa and Kamada,2001）や、小笠原諸島付近 東経137度線の水温・塩分データをもとに、それ での1984年から1995年における亜熱帯モード水の ぞれの水塊の変動の特徴を表す指標を定義して使 水温変動（Taneda et al.,2000）と変化傾向がほぼ 用する。また、空間分布とその変動メカニズムを 一致していた。1980年代の亜熱帯モード水の水温 理解するため、Ishii and Kimoto(2009)に基づき、 が上昇について、形成時の水温に影響を与える、 気象庁で現業的に作成している表層水温・塩分の 季節風の強弱、海面熱フラックスの変動からその データセット、及びJRA-25/JCDAS再解析データ 原因を調べた。季節風の強弱を表す指標として、 140 第２章 気候に関連する海洋の変動 表層水塊 冬季（前年12月～1月平均）のモンスーンイン そこで、主水温躍層深度の指標として、水温12℃ デックス（Hanawa et al.，1988）を用いる（図 となる深度を用い（Uehara et.,al, 2003）、北緯24 2.1.2-7）。モンスーンインデックスは、イルクー ～34度における主水温躍層深度の変動とアリュー ツクと根室の気圧差で、モンスーンインデックス シャン低気圧の中心緯度の時系列を図2.1.2.8に示 が大きい年は季節風が強いことを表す。1980年代 す。その結果、2000年・2010年頃の亜熱帯モード は、冬季のモンスーンインデックスが減少傾向と 水の断面積の極小は、主水温躍層の深度が浅く なっていることから、冬季の海面冷却弱く（上向 なったことによるものと考えられ、1995年・2005 きの海面熱フラックスが減少）亜熱帯モード水の 年頃の断面積の極大は、主水温躍層の深度が深く 水温が上昇したと考えられる（図2.1.2-7）。1990 なったことによるものと考えられる。この主水温 年頃以降の変動と冬季海面冷却の関係は不明瞭で 躍層深度の変動は、アリューシャン低気圧の南北 ある。 変動に伴う北太平洋中央部における主水温躍層深 一方、亜熱帯モード水の厚さの変動要因につい 度の変動が、西方伝播したものである。また、黒 て、Sugimoto and Hanawa (2010)では、その変動は 潮続流南側で形成される亜熱帯モード水は、本州 アリューシャン低気圧の南北変動に伴った主水温 南方で形成されるものより低温である（図2.1.2- 躍層の深度の変動によるものであることを示した。 9）。このことから、1995年・2005年頃は、黒潮 図2.1.2-6 東経137度線における北太平洋亜熱帯モード 水の夏季のコア水温（上図）、断面積（中図）、厚さ の分布の3年移動平均（下図） 太線は3年移動平均、赤太線の期間は黒潮続流の 不安定期、青太線の期間は安定期、灰色の陰影 は黒潮大蛇行期を示す。なお2009年（図中＋） は、気象庁海洋気象観測船以外のデータも利用 し、2001年（図中▲）は亜熱帯モード水の定義 を満たす層がなかったため、23～29Nにおける渦 位極小となる深度の水温を平均した。 図2.1.2-7 冬季（前年12月から2月の平均）のモンスー ンインデックス (Hanawa et al., 1988) の経年変動と 海面熱フラックスの経年変動 上図はモンスーンインデックス、真ん中の図は 海面熱フラックスの時系列である。海面熱フ ラックスは、下向きを正として下図の青枠内で 平均した海面を通過する単位時間・単位面積あ たりの熱量であり、太線は3年移動平均を示す。 下図はモンスーンインデックスの模式図（図中 の実線は等圧線、矢印は冬季の季節風に対応） を表す。 第２章 気候に関連する海洋の変動 表層水塊 続流南側で形成された亜熱帯モード水の分布域が 暖水渦が非大蛇接岸行流路となる時期に比べて西 南へ広がり、黒潮続流南側から本州南方にかけて 側に分布するため、東経137度線付近では亜熱帯 低温の亜熱帯モード水の量が増加したため、コア モード水の形成量が少ない（図2.1.2-9）。そのた 水温が低下したと考えられる。なお、黒潮大蛇行 め、黒潮大蛇行期には、黒潮続流南側から本州南 期や非大蛇行離岸流路となる時期には、四国沖の 方にかけて低温の亜熱帯モード水が主となり、コ ア水温は低温で、断面積は小さくなる。 また、1993年に観測を開始した衛星に搭載され た海面高度計による海面高度のデータの解析によ ると、黒潮続流の流路の不安定期（1995～2001年、 2006～2009年；安定期は1993～1994年、2002～ 2005年、2010年）には、中規模渦の活動が活発で あることがわかった（Qiu and Chen, 2006、Oka and Qiu, 2012）。そして、この時期は本州東方の 黒潮と親潮の間に挟まれた混合水域からポテン シャル密度の鉛直変化の大きな等温・等密度層が 薄い水が黒潮続流南側に輸送されるため、亜熱帯 モード水の厚みが減少することが報告されている。 図2.1.2-8 北緯24度～北緯34度における主水温躍層深 度(12℃となる深度)偏差とアリューシャン低気圧の 中心緯度(冬季海面気圧の極小となる位置)の経年変 動（1970～2011年） Ishii and Kimoto(2009)に基づき解析した 水温・塩分のデータセット及びJRA-25/JCDAS 再解析データによる。右図の太線は3年移動 平均を表す。 このことから、1990年代後半と2000年代後半の亜 熱帯モード水の分布量の減少は、黒潮続流の流路 が不安定だったことも関係していた可能性がある。 イ 北太平洋回帰線水 東経137度線における回帰線水は、北緯7～25度、 深さ50～300mの範囲における、塩分が34.9以上の 水と定義した。そして、各測点での塩分極大値と、 塩分34.9以上の厚さを南北方向に積算することに より求めた回帰線水の断面積を、変動の指標とし た。断面積の経年変動を図2.1.2-10に示す。回帰 線水の断面積は、1990年頃までは約5年周期、そ 図2.1.2-9 黒潮大蛇行及び非大蛇行離岸流路となる 時期と非大蛇行接岸流路となる時期における亜熱 帯モード水の分布の模式図 赤が高温、青が低温の亜熱帯モード水が分布して いることを示す。 図2.1.2-10 東経137度線における北太平洋回帰線水の断 面積の経年変動（1972冬季～2013年冬季、太線は2年移 動平均） 142 第２章 気候に関連する海洋の変動 表層水塊 0 図2.1.2-12 北緯20～30度平均の上向き淡水フラックス （蒸発量と降水量の差）平年差の経年変動（単位： 10-5 kg m-2 s-1） データはJRA-25/JCDAS再解析データ（Onogi et al., 2007）を使用。平年値は1981年1月～2010年12月の平 均で、平年差には13か月移動平均を施してある。赤色 が強いほど蒸発量が降水量に対して多い状態を表し、 青色が強いほどその反対の状態を表す。 P P P P P 部における高塩分化が主に寄与を指摘している。 断面積に減少した1997/1998年頃は、北緯15度 以北で、高塩分域の厚みが薄くなっており、その 図2.1.2-11 東経137度線における北太平洋回帰線水に対 応する高塩分域の厚み（上図、単位：m）と塩分極大 値（下図）の時系列 上図は塩分が34.9以上の層の厚みで、この厚みを南北 方向に積算したものが断面積である。 ため断面積が減少した。その後、2003年まで断面 積の小さい状態が続いていることは、北緯15～25 度を中心とした北部で1998～2003年頃に高塩分域 れ以降は約10年周期の変動がみられる。1970年代 後半のレジームシフトの後に拡大し、断面積の大 きな状態で推移した。その後、1990年代後半に減 少し、それ以降断面積が小さな状態となっている。 そのほか、回帰線水分布域の南端の位置の変動は 小さく、北端の位置は大きく変動しているという 特徴がある（図2.1.2-11）。また、2000年代は、 回帰線水分布域の南下傾向がみられる。 1970年代後半の回帰線水の断面積が増加した時 期は、北緯15度より北側で厚さが増加するととも に塩分も高くなっていた。一方、その南側では塩 分は高くなっていたが、厚さはほとんど変化して いなかった（図2.1.2-11）。この原因について、 Suga et al.,（2000）では、北側の回帰線水の変化 には、形成域における海面塩分の変化よりも、高 塩分水の海洋内部への押し込みが強化されたこと や、形成域から回帰線水を輸送する北赤道海流の 西向きの流速が速くなっていたことによる寄与を、 一方、南側の回帰線水の変化には、形成域の南東 143 の厚みが薄くなっていることによるものである。 この期間について回帰線水形成とその変動要因 とされる、回帰線水の形成域である北太平洋中央 部における大気－海洋間の上向き淡水収支（蒸発 量と降水量の差）の変動について調べた。図 2.1.2-12に経度ごとに北緯20～30度で平均した上 向き淡水フラックスの経度－時間断面を示す。 1997～2002年頃に東経150～西経165度付近で上向 き淡水フラックスが少なかったことが影響してい たと考えられる。つまり、形成域における淡水収 支の変動から約1～2年遅れて東経137度線の回帰 線水の断面積の変動として現れている。 また、東経137度線における回帰線水の断面積 の変動は、回帰線水の北側の分布域の広がりと厚 みの変動の影響が大きい。そこで、極小期（1998 ～2002年、2006～2011年）と、極大期（1993～ 1997年、2003～2005年）に分け、分布域の違いを 調べた。図2.1.2-13に、東経137度線での回帰線水 の断面積極大・極小期での回帰線水の厚さの分布 第２章 気候に関連する海洋の変動 表層水塊 と海面高度の分布を示す。東経137度線を含む亜 ３ 診断 熱帯循環西部では、北緯18度以北で極大期・極小 期の厚さの差が大きく、分布域の変動が大きい。 （１）北太平洋亜熱帯モード水 極大期には、ほぼ同じ南北の幅で西へ広がってい るのに対し、極小期には西に行くにつれて南側に 亜熱帯モード水のコア水温は、1980年代に約 狭くなっている。一方、極大期（極小期）が、概 18℃に上昇後、約10年周期で変動している。断面 ね黒潮続流の安定期（不安定期）に対応している。 積については約10年周期の変動をし、1980年代後 また、形成域での淡水収支とも対応している。こ 半以降は、断面積が減少（増加）する時期に、コ れらのことから、回帰線水の断面積の変動は、黒 ア水温が上昇（低下）するという逆相関の関係が 潮続流の安定度の変動と形成域西部（黒潮続流南 あった。この約10年周期の変動は、主水温躍層が 側となる）における淡水収支の変動が同期したこ 浅くなり、黒潮続流南側から本州南方にかけて低 とによって、起きている可能性が示唆される。 温（本州南方で形成される亜熱帯モード水に比べ て）の北太平洋亜熱帯モード水の形成量が減少し たためと考えられる。 （２）北太平洋回帰線水 回帰線水の断面積は、1990年頃までは約5年周 期、それ以降は約10年周期の変動がみられる。 1970年代後半のレジームシフトの後に拡大し、断 面積の大きな状態で推移し、その後、1990年代後 半に減少した。また、2000年代は、回帰線水分布 域の南下傾向がみられる。断面積の変動は、黒潮 続流の安定度の変動と形成域西部（黒潮続流南側 となる）における淡水収支の変動が同期したこと によって、起きている可能性が示唆される。 参考文献 Bates, N.R., A.C. Pequignet, R.J. Johnson and N. Gruber, 2002 : A short-term sink for atmospheric CO2 in subtropical mode water of North Atlantic Ocean. Nature, 420, 489-493. Bingham, F.M., 1992 : Formation and spreading of Subtropical Mode Water in the North Pacific. J. 図2.1.2-13 東 経 137 度 線 に お い て 断 面 積 が 極 大（上 図）・極小期（下図）の回帰線水の平均分布(1993～ 2011年) 実線は海面力学高度、カラーは回帰線水の 厚さ。 144 Geophys. Res., 97, 11177-11189. Boyer, T.P., C. Stephens, J.I. Antonov, M.E. Conkright, R.A. Locarnini, T.D. O’Brien and H.E. Garcia, 第２章 気候に関連する海洋の変動 表層水塊 2002 : World Ocean Atlas 2001, Volume 2 : Salinity. S. 2010 : Effects of mesoscale eddies on subduction and Levitus, Ed., NOAA Atlas NESDIS 50, U.S. distribution of subtropical mode water in an eddy- Government Printing Office, Wash., D.C., 165pp., CD- resolving OGCM of the western North Pacific. J. Phys. ROMs. Oceanogr., 40, 1748-1765. Douglass, E.M., S.R. Jayne, S. Peacock, F.O. Bryan and Onogi, K., J. Tsutsui, H. Koide, M. Sakamoto, S. M.E. Maltrud, 2012 : Subtropical Mode Water Kobayashi, Variability in a Climatologically Forced Model in the Yamazaki, H. Kamahori, K. Takahashi, S. Kadokura, K. Northwestern Pacific Ocean. J. Phys. Oceanogr., 42, Wada, K. Kato, R. Oyama, T. Ose, N. Mannoji and R. 126-140. Taira, 2007: The JRA-25 Reanalysis. J. Meteor. Soc. Hanawa, K., T. Watanabe, N. Iwasaka, T. Suga and Y. H. Hatsushika, T. Matsumoto, N. Japan, 85, 369-432. Toba, 1988 : Surface thermal conditions in the western Oka, E. and T. Suga, 2005 :Differential Formation and North Pacific during the ENSO events. J. Meteor. Soc. Circulation of North Pacific Central Mode Water. J. Japan, 66, 445-456. Phys. Oceanogr., 35, 1997-2011. Hanawa, K. and J. Kamada, 2001 : Variability of core Oka. E, 2009 : Seasonal and Interannual Variation of layer temperature (CLT) of the North Pacific North Pacific Subtropical Mode Water in 2003-2006. subtropical mode water. Geophys. Res. Lett., 28, 2229- J.Oceanogr., 65, 151-164. 2232. Oka, E. And B. Qiu, 2012 : Progress of North Pacific Hanawa, K. and L.D. Talley, 2001 : Mode waters. in Ocean Circulation and Climate, edited by G. Siedler, J. Church and J. Gould, 373-386, Elsevier, New York. mode water research in the past decade. J Oceangr., 68, 5-20. Qiu, B. And S. Chen, 2006 : Decadal Variability in the Ishii, M. and M. Kimoto, 2009 : Reevaluation of Formation of the North Pacific Subtropical Mode historical ocean heat content variations with time- Water:Ocean versus Atmospheric Control. J. Phys. varying XBT and MBT depth bias corrections. Oceanogr., 36, 1365-1380. J.Oceanogr., 65, 287-299. Qiu, B. And S. Chen, 2010 : Eddy-mean flow interaction Kalnay, E., M. Kanamitsu, R. Kistler, W. Collins, D. Deaven, L. Gandin, M. Iredell, S. Saha, G. White, J. in the decadally modulationg Kuroshio Extenstion system. Deep-Sea Res. , 57, 1098-1110. Woollen, Y. Zhu, M. Chelliah, W. Ebisuzaki, W. Qiu, B. And S. Chen, 2012 : Multidecadal Sea Level and Higgins, J. Janowiak, K.C. Mo, C. Ropelewski, J. Gyre Circulation Variability in th Northwestern Wang, A. Leetmaa, R. Reynolds, R. Jenne and D. Tropical Pacific Ocean. J. Phys. Oceanogr., 42, 193- Joseph, 1996 : The NCEP/NCAR 40-year reanalysis 206. project, Bull. Amer. Meteor. Soc., 77, 437-471. 曽我太三・高槻靖・林和彦，2005：東経137度線に 小橋史明, 2010 : 北太平洋亜熱帯前線の解析的研究. 海の研究, 19(2), 11-126. おける1990年代後半以降の北太平洋亜熱帯モード 水の変動．測候時報，72，特別号，S131-S138． Kouketsu S., H. Tomita, E. Oka, S. Hosoda, T. Kobayashi Suga, T., K. Hanawa and Y. Toba, 1989 :Subtropical and K. Sato, 2012 : The role of meso-scale eddies in Mode Water in the 137°E Section. J. Phys. Oceanogr., mixed layer deepening and mode water formation in 19, 1605-1618. the western North Pacific. J Oceangr., 68, 63-77. Suga, T. And K. Hanawa, 1990; The mixed-layer Masuzawa, J., 1969 Subtropical Mode Water, Deep-Sea Res., 16, 463-472. climatology in the northwestern part of th North Pacific subtropicalgyre and the formation area of Subtropical Nishikawa, S., H. Tsujino, K. Sakamoto and H. Nakano, 145 Mode Water. J. Marine Res., 48, 543-566. 第２章 気候に関連する海洋の変動 表層水塊 Suga, T., A. Kato and K. Hanawa, 2000 : North Pacific Tropical Water : Its climatology and temporal changes associated with the climate regime shift in the 1970s. Prog. Oceanogr., 47, 223-256. Sugimoto, S. and K. Hanawa, 2010 :Impact of Aleutian Low activity on the STMW formation in the Kuroshio recirculation gyre region. Geophys. Res. Lett., 37, L03606. Sukigara, C., T. Suga, T. Saino, K. Toyama, D. Yanagimoto, K. Hanawa and N. Shikama, 2011 ; Biogeochemical evidence of large diapycnal diffusivity assoiated with subtropical mode water of the North Pacific. J. Oceanogr., 67, 77-85. Taneda, T., T. Suga and K. Hanawa, 2000 : Subtropical mode water variation in the northwestern part of the North Pacific subtropical gyre. J. Geophys. Res., 105, 19591-19598. 土屋瑞樹，1970：海水の循環．海洋科学基礎講座10， 『海水の化学』．東海大学出版会， 141-175． Uehara, H., T. Suga, K. Hanawa and N. Shikama, 2003 : A role of eddies in formation and transport of North Pacific Subtropical Mode Water. Geophys. Res. Lett., 30, 1705. Yasuda, T. and Y. Kitamura, 2003 : Long-term variability of North Pacific subtropical mode water in response to spin-Up of the subtropical gyre. J. Oceanogr., 59, 279290. 146