研究紹介
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気候モデルの再現性能と その理解 |
★☆ 降雨と気候 ☆★
近年、新しい測器を搭載した衛星データが豊富です。例えば、熱帯降雨観測衛星（TRMM）は、世界で初めて降雨レーダー（PR）を搭載した人工衛星です。この衛星の登場によってはじめて、熱帯・亜熱帯全域における降雨の立体構造の観測が可能になりました（図1-1は観測例）。最近では、全球降水観測計画（GPM）主衛星が2014年2月28日に種子島宇宙センターから無事打ち上げられ、観測を開始しました。TRMM/PRを発展させた2周波降雨レーダー（DPR）を搭載し、弱い雨や降雪も観測可能になります。また、観測域が緯度±65度まで拡大（TRMMは±35度）し、地球上のおよそ9割を観測できるようになりました。GPM計画では国内外の複数の衛星と連携し、約3時間毎の全球降雨観測が可能になります。
本研究室では、人工衛星データや全球気象データの統計解析を通して、熱帯域の雲・降雨システムの特性を、地域や季節による違いに着目しつつ様々な角度から研究しています。また、雲・降雨システムがそのような特性を持つ理由を、大規模循環場や地表面状態の側面から議論しています。
ここでは、今までに行ってきた研究テーマの一部（熱帯・亜熱帯域の降雨特性、熱帯太平洋の降雨システム特性の東西コントラスト、極端な降雨現象、梅雨前線に伴う降雨）を紹介します。
図1-1. TRMM降雨レーダーで観測された台風セパート（2007年8月）の降雨分布。（上）水平分布。
（下）TRMMによる3次元レーダ観測。同心円状に2重の目の壁雲が見られる。（Yokoyama, Hamada）
熱帯・亜熱帯域の降雨特性
1997年11月、降雨レーダー（PR)を搭載した初めての衛星TRMMが日米の協力で打ち上げられました。これにより北緯35度から南緯35度の低緯度域のどんな場所でも、降雨強度の鉛直分布を継続的に観測することが初めてできるようになり（図1-2）、降雨特性の日変化やその海陸の違い（図1-3）なども明らかになってきました。TRMMの降雨レーダーによる降雨の3次元分布の情報から、降雨のタイプを短時間に強く降る対流雨と比較的弱くシトシト降る層状雨に分類することができます。スコールライン等の対流システムのように降雨がよく組織化されている場合には層状雨の割合が高くなり、夕立のように散発的な雨が多い時には対流雨の割合が高くなります。同じ雨量でも雨の降り方が違えば地表面への影響や気候への効果が変わってきますから、このような分類はとても重要です。
TRMM衛星には様々な観測センサーが搭載されています。TRMMの降雨レーダーと雷センサーのデータを複合的に利用することで、降雨量あたりの発雷頻度が海域と陸域で異なることがわかりました（図1-4上）。雷が多い特性を持つ陸の雨と少ない海の雨のコントラストが明瞭で、海と陸では雲降雨システムの特性が全然違うのだということを示しています。降雨量分布（図1-4下）よりも海陸コントラストが明瞭な点がとても興味深いところです。さらに、大陸の周囲には海陸の中間的な性質をもつ降雨域があることも発見されました。気候モデルを用いた将来予測の信頼性向上には、雨の性質も正しく表現できることが必要です。TRMM観測によるこれらの知見は、気候モデルの検証としても重要です。
図1-2. 1998年と1999年の２年間に北緯10度～南緯10度でTRMMが観測した
衛星直下の降雨強度プロファイルを降雨頂の高さ順に並べたスペクトル表示。
横軸（頻度）は100％に規格化、色で降雨強度を表す。左は海上、右は陸上。
上は対流雨、下は層状雨。（Takayabu 2002）
図1-3. 図1-2と同じ領域での海陸別、対流雨・層状雨別の平均日変化。
下の図は雨が降っているという条件付での平均。（Takayabu 2002）
図1-4. TRMMのPRおよびLIS観測から求められた8年平均の(上)降雨／発雷比（赤系の色は雷の多い
性質の雨、青系は少ない雨を示す）および(下) 降雨量全球分布（36N-36S）。（Takayabu 2006）
熱帯太平洋の降雨システム特性の東西コントラスト
図1-2、1-3、1-4でも見られるように、熱帯・亜熱帯域の降雨システムの特性は時間・空間的に多様です。熱帯太平洋上で卓越する降雨システムもまた、季節や場所によりその特性が異なっています。私たちは、TRMM衛星データを用いた解析により、熱帯太平洋の東西で降雨特性がどのように異なるのかを調べ、その違いについて大規模場との関係から議論しました。
その結果、東太平洋では雄大積雲タイプと中程度の深さを持つ雲クラスタータイプの雨が卓越するのに対し、海面水温の高い西太平洋では比較的背の高いシステムが卓越していることが分かりました（図1-5）。1000-925hPaの比較的浅い収束場を調べてみると、この収束が強い領域において、東太平洋で特徴的な降雨システムタイプの雨が多いことがわかりました。一方、西太平洋で特徴的な降雨システムタイプの雨は、海面水温の高い場で卓越していました。
図1-5. 降雨システムタイプ別の降雨量の空間分布。TRMM降雨単連結データを用いた。
等値線は1000-925 hPaの収束場（1段目と3段目のパネル）および海面水温（2段目と4段目のパネル）。
解析期間は1998-2007の9-11月。（Yokoyama and Takayabu 2012a）
極端な降雨現象
極端な降雨現象は、社会的な影響のほか、地球の水循環にも大きな影響を与えます。私たちは、TRMM衛星データを利用して、熱帯・亜熱帯域の極端降雨についての研究を行っています。
特に激しい降雨が見られる地域は、熱帯域（特に海洋大陸）のほか、南米やインド、日本などの島嶼部です（図1-6）。日本は世界的に見て、降雨強度も強く降雨面積も大きい地域であることが分かります（図1-7）。極端に強い降雨は激しい雷雲に伴うと考えられることもありますが、実際には両者はそれほど一致しません（図1-8）。
図1-6. 各2.5度格子内で最大降雨強度が上位0.1%を超える雨域として
定義した降雨システムの雨の強さの分布。(Murayama)
図1-7. 図1-6と同じ定義の降雨システムの地域的な特徴。(Hamada)
図1-8. 極端降雨をもたらした降雨システムのうち、激しい対流活動を
伴うものの割合（単位%）。(Hamada)
梅雨前線に伴う降雨特性の変化
梅雨は日本に住む私たちには馴染み深い現象の一つです。私たちは、梅雨前線の南側と北側では大気成層が大きく異なることに注目し（図1-9上）、それに伴って雨の降り方も異なることをTRMM観測データから明らかにしました。たとえば、対流性の高い雨の出現頻度は梅雨前線の南側で顕著に増加していることが分かりました（図1-9）。
また、同様の観点から、気候モデル実験データによる梅雨の解析も行っています。
図1-9. （上）JRA25-JCDAS再解析データによる14年平均した6-7月の日本付近の
相当温位（色；K）、東西風（黒コンター；m/s）、鉛直流（白コンター; Pa/s）。
（下）TRMM PRによる対流雨の降雨頂高度の頻度分布のコンポジット（%）。
横軸は梅雨前線を中心とした相対緯度。 (Yokoyama et al. 2014)
★☆ 熱帯大気と気候 ☆★
降雨システムと、赤道波や渦擾乱をはじめとする大規模大気擾乱、そしてエルニーニョなどの1年を超える時間スケールの気候システム変動は、お互いに大きく影響を及ぼし合っています。観測データや数値実験結果の解析を通じて、これらの複雑に絡み合った相互作用の過程をひとつずつ解きほぐしています。ここでは、これまでに行ってきた研究テーマの一部（マッデン・ジュリアン振動（MJO）とエルニーニョ、エルニーニョを吹き飛ばした赤道上の積雲群、MJOに伴い東進する対流システムの発達過程、MJOとメソ対流システム、熱帯東太平洋上の浅い積雲対流を伴う総観規模擾乱、熱帯の2日周期の雲擾乱）を紹介します。
マッデン・ジュリアン振動（MJO）とエルニーニョ
地球の熱源とも言える赤道域において、東西に数千kmの積雲群が、赤道域を1～2ヶ月かけて一周する現象が存在します。この現象は発見者にちなんで「MJO(マッデン・ジュリアン振動)」と呼ばれています。MJOは数年スケールのエルニーニョ現象の開始や終息に影響を及ぼすことがあります。
赤道上は通常風の弱い領域ですが、時に10m/sを超える強風が数日以上続くことがあり、この現象を西風バースト（WWB）と呼びます。WWBの一部はMJOによって励起されています。近年、WWBの風応力が海洋中の波を励起し、エルニーニョの開始を促進する効果が注目されています。私たちは、WWBがエルニーニョ開始を促進するのみでなく、エルニーニョ自体がWWBの発生頻度を左右することを統計的に示し（図2-1）、そのメカニズムを解明しました。
図2-1. エルニーニョの前年、当年、次年で合成した赤道上WWB位置(図中の○) の時間－経度断面。
カラーは対流圏下層の東西風。WWBの高頻度分布はエルニーニョ前年の春からエルニーニョ年の冬、
西太平洋から中部太平洋にかけて広がっている。(Seiki and Takayabu 2007a) 。
エルニーニョを吹き飛ばした赤道上の積雲群
1997－1998年のエルニーニョは過去半世紀で最大でした。このエルニーニョに伴い中部～東太平洋の海面水温は1998年5月上旬まで平年値より顕著に高い値を示していましたが、5月のひと月で急激に降下し（東太平洋の観測点で9℃の降下）、大規模大気循環は一気にラニーニャ状態に変遷しました。この突然のエルニーニョの終息に、赤道上の積雲群を伴う現象であるマッデン・ジュリアン振動の仲間（ケルビン波擾乱）が一役買いました。
1998年5月に数千kmに組織化した擾乱の降雨域が東向きに赤道域を1周しました（図2-2）。その際、擾乱により強化された東風貿易風（図2-2の点線で囲った領域）がエルニーニョの終息に重要な役割を果たしていました。
図2-2. 北緯10度～南緯10度平均の衛星観測降雨量を、横軸を経度、
縦軸を時間にとってプロットした図。降雨システムの東西の動きが捉えられる。
矢印は赤道上の海面風速を示す（例えば、→西風・←東風・↑南風・↓北風）。
大規模降雨域が東向きに約33日間で赤道を一周している（実線）。特に太平洋域において
降雨域の前面（右方）で東風が強まっているのが見られる（Takayabu et al. 1999）。
MJOに伴い東進する対流システムの発達過程
MJOの東進メカニズムについては統一的な見解は得られていません。私達は、MJOに伴い東進する対流システムの発達の様子を知ることで東進メカニズムを解明する手がかりが得られるのではないかと考え、発達過程を高解像度の雲データを用いて詳細に調べました（図2-3）。
図2-3. 上：MJOに伴う雲頂温度の時間変化（右から左）。色が濃いところは
その高さに雲頂を持つ雲が多いことを示す。下：相対湿度の時間変化。
湿潤層の発達の様子と雲の発達の様子はよく対応している。(Kikuchi and Takayabu 2004）
MJOとメソ対流システム
熱帯でのメソ対流システムは、しばしばライン状の形状をとります。MJOに伴う循環場偏差の影響で、MJOの位相によってとりやすいラインの方向が変わると考えられます。
一方、ライン状のシステムは水平運動量を鉛直方向に輸送するはたらきがあります。このはたらきにより、MJOに伴う東西風の時間変化に大きなインパクトを与え、MJOの伝播速度に影響を与えることが、全球雲解像モデルNICAMのシミュレーション結果の解析によりわかりました（図2-4）。
図2-4. NICAMの出力結果から見積もった、個々のメソ対流システムが水平風を加速する効果。
MJO中心を基準にした合成図。西風（東風）加速のベクトルを赤（青）色で示す。(Miyakawa et al. 2012）
熱帯東太平洋上の浅い積雲対流を伴う総観規模擾乱
降雨システムの特性が、大規模環境場や総観規模擾乱といかに関係するのかは、よく分かっていません。私たちは、東太平洋に注目し、これらの関係を調べました。
降雨システムの解析から、東太平洋に特徴的なシステムは、中程度の深さを持つ雲クラスタータイプと雄大積雲タイプであることが分かりました（図1-5）。一方、総観規模擾乱の解析からは、東太平洋には、渦と赤道波の一種である混合ロスビー重力波的擾乱とが結合した特徴的な擾乱が存在することが分かりました（図2-5）。この擾乱は、深い収束を作り出すことで、雲クラスターを維持する役割を持っていました。同時に、擾乱は雄大積雲も伴うなど、興味深い特徴が見つかっています。
図2-5. 東太平洋で卓越する降雨システムと、浅い境界層収束場（灰色の矢印）および総観規模擾乱
（黒線の楕円）との関係。擾乱は、渦と混合ロスビー重力（MRG）波的擾乱とが結合した構造を持つ。
MRG波的擾乱に伴って、深い収束（薄紫色の矢印）が見られる。（Yokoyama and Takayabu 2012b）
熱帯の２日周期の雲擾乱
熱帯域の積雲対流活動は、数千ｋｍスケール・数日スケールの大規模大気擾乱と共に組織化されていることが知られています。TOGA-COARE（熱帯海洋全球大気－海洋大気結合実験）の国際共同観測（図2-6）により得られたデータに、顕著な２日周期の雲擾乱が捕らえられました（図2-7）。そしてこれは3000km程度の東西スケールを持つ大気の波動構造を伴って、1000kmスケールの雲群が次々に西進していく現象であることが分かりました。ここではこの雲群のライフサイクルを示します（図2-8）。
図2-6. TOGA-COARE観測網。1992年11月～1993年2月に集中観測が行われた。
実線で囲まれた領域をIFA域、破線域をOSA域と呼ぶ。（Takayabu et al. 1996）
図2-7. IFA域（赤線）およびOSA域（青線）で平均したGMS（ひまわり）観測TBB値（雲頂温度に
対応する）の時系列。IFA域平均に顕著な２日周期が観測される。（Takayabu et al. 1996）
図2-8. 2日周期の雲活動サイクルを、GMSヒストグラムデータ（TBB値に対する観測ピクセル
の頻度分布。雲頂頻度の細かな情報が得られる。）を用いてコンポジット解析した図。
1浅い対流期、2初期タワー期、3最盛期、4衰退期の4ステージとして捕えられる。（Takayabu et al. 1996）
★☆ 気候モデルの再現性能とその理解 ☆★
観測データ解析で得た知見やノウハウを生かして、気候変動に関する政府間パネル（IPCC）の報告書に参加した世界各国の気候モデルの実験結果を包括的に解析し、降雨特性や台風などの大気擾乱の特性の再現性能を評価し、地球温暖化による影響の将来予測を行っています。以下では、これまでに行ってきた研究テーマの一部（熱帯降雨分布の再現性）を紹介します。
熱帯降雨分布の再現性
熱帯降雨分布の再現性が高い５モデル（HS）と低い５モデル（LS）を比較すると、観測・HSとは異なり、LSでは南太平洋の降雨帯（SPCZ）が海面水温分布に沿って東西に延びています（図3-1）。これはモデルにおける対流活動の海面水温と大気中下層の湿度に対する感度の違いから整合的に説明できます。
図3-1. (a)観測、降雨分布の再現性の(b)高いモデル(HS)、(c)低いモデル(LS)の
降雨量(色；mm/day)と海面温度(等値線；℃)。(Hirota et al. 2011)