マッデン・ジュリアン振動

MJOは、赤道沿いの降水量の増加場所に応じて8つのフェーズに分類されます。^{[ 7 ]}

• フェーズ8とフェーズ1：西半球とアフリカ
• フェーズ2および3：インド洋
• フェーズ4および5：海洋大陸
• フェーズ6および7：西太平洋

 MJOの位置と強さは、赤道における外向き長波放射の分布と、低高度（850 hPa）と高高度（200 hPa）の東西風を考慮したリアルタイム多変量MJO（RMM）指数によって決定されます 。^{[ 8 ]}

MJO の地球上での動きは、北半球の夏から初秋にかけて時折減速または停止することがあり、その結果、地球の片側では降雨量が継続的に増加し、もう片側では降雨量が継続的に減少します。^{[ 9 ] [ 10 ] [ 11 ] [ 12 ] [ 13 ] [ 14 ] [ 15 ] [ 16 ]}これは年初にも起こり得ます。^{[ 12 ] [ 17 ] [ 18 ]} MJO は一定期間静穏になることもあり、その結果、地球上の各地域で異常のない嵐の活動が起こります。^{[ 19 ] [ 20 ] [ 21 ] [ 15 ] [ 22 ] [ 23 ]}

北半球の夏季には、 MJOがインドおよび西アフリカの夏季モンスーンに及ぼす影響はよく知られている。北米の夏季モンスーンにもMJOが及ぼす影響は存在するが、その影響は比較的弱い。北米の夏季降水パターンに対するMJOの影響は、東部熱帯太平洋における降水パターンの南北方向の調整と密接に関連している。北米モンスーンシステムの季節内変動の主要モードであるMJOと熱帯低気圧の発生地点の間にも強い相関関係が存在する。

南アジア全域でMJO関連の降水量が増加する5〜10日前に、海面水温の上昇期間が見られる。通常7月に起こるアジアモンスーンの中断は、マッデン・ジュリアン振動の強化された位相が地域の東の熱帯太平洋に移動した後に起こるとされている。 ^{[ 24 ]}

熱帯低気圧は、北太平洋と北大西洋の両方の海域で、北半球の温暖期（通常5月～11月）を通して発生しますが、その活動が活発になる時期と抑制される時期が年によって異なります。マッデン・ジュリアン振動（MJO）は、発達に適した（または不適な）大規模な環境を提供することで、この活動（特に最も強い嵐）を調節していることが示唆されています。MJOに関連する下降運動は、熱帯低気圧の発達には適していません。

しかし、MJOに関連する上昇気流は、熱帯地域における雷雨の発生に好ましいパターンであり、熱帯低気圧の発達には非常に好都合である。MJOが東へ進むにつれて、熱帯低気圧活動の好ましい領域も、西太平洋から東太平洋、そして最終的には大西洋へと東へ移動する。

しかし、北西太平洋海域と北大西洋海域の熱帯低気圧活動の間には逆相関関係が存在する。一方の海域が活発なときは、もう一方の海域は通常静穏であり、その逆もまた然りである。この主な理由は、MJOの位相にあると考えられ、MJOは通常、どの時点においても両海域で逆のモードにある。^{[ 25 ]} この関係は確固たるものに見えるが、MJOは熱帯低気圧の発達に寄与する多くの要因の1つにすぎない。例えば、熱帯擾乱が発生し持続するためには、海面水温が十分に高く、鉛直ウィンドシアが十分に弱い必要がある。^{[ 26 ]}

しかし、MJOは熱帯低気圧の形成を促進または抑制するこれらの条件にも影響を与えます。MJOは、大西洋ハリケーン（熱帯低気圧）シーズン中に米国国立ハリケーンセンターと米国気候予測センターの両方によって定期的に監視され、相対的な活動または非活動の期間を予測するのに役立てられています。^{[ 27 ]}

MJO信号は、コンゴ盆地や東アフリカを含むアフリカの一部で明確に定義されています。東アフリカの主要な雨季（3月から5月と10月から12月）の間、MJOの対流核が東太平洋上にあるときは降水量が少なく、対流がインド洋上でピークを迎えるときは降水量が多くなる傾向があります。^{[ 28 ] [ 29 ]}「湿潤」フェーズでは通常の東風が弱まり、「乾燥」フェーズでは東風が強まります。^{[ 30 ]}

東太平洋における対流活動を伴うMJO位相の頻度の増加が、過去数十年間にコンゴ盆地で見られた乾燥傾向に寄与した可能性がある。^{[ 31 ] [ 32 ]}

マッデン・ジュリアン振動（MJO）の活動には、年々の変動が大きく、強い活動が長期間続いた後に、振動が弱まるか、あるいは全くない期間が続きます。このMJOの年々の変動は、エルニーニョ・南方振動（ENSO）サイクルと部分的に関連しています。太平洋では、エルニーニョ現象の発生の6～12ヶ月前にMJOの強い活動が観測されることが多いですが、エルニーニョ現象のピーク時にはほぼ活動が見られず、ラニーニャ現象時にはMJOの活動が通常より活発になります。西太平洋で数ヶ月にわたってマッデン・ジュリアン振動が強くなると、エルニーニョ現象やラニーニャ現象の発生が早まる可能性がありますが、それ自体が温暖なENSO現象や寒冷なENSO現象の発生につながることは通常ありません。^{[ 33 ]}しかし、観測によると、1982年から1983年のエルニーニョ現象は、5月下旬のMJOイベントによって引き起こされたケルビン波に直接反応して、1982年7月に急速に発達した。 ^{[ 34 ]}

季節サイクルとENSOに伴うMJOの構造の変化は、ENSOに対するMJOのより大きな影響を促進する可能性がある。例えば、活発なMJO対流に関連する地表西風はエルニーニョに向かう過程で強くなり、抑制された対流期に関連する地表東風はラニーニャに向かう過程で強くなる。^{[ 35 ]}世界的に見ると、MJOの年々変動は、地表の状態よりも大気内部の力学によって最も大きく決定される。

米国における季節内変動の最も強い影響は、冬季に米国西部で発生します。この地域は冬季に年間降水量の大部分を受けます。この地域の嵐は数日間以上続くことがあり、しばしば持続的な大気循環を伴います。特に懸念されるのは、洪水に関連する極端な降水現象です。エルニーニョ・南方振動と地域的な降水量の変動を関連付けた研究から、この地域の気象と気候の間には関連性があることを示唆する強力な証拠があります。

熱帯太平洋では、弱い寒冷から中程度の寒冷、すなわちラニーニャ現象やENSO中立状態となる冬は、30日から60日周期のマッデン・ジュリアン振動（MJO）活動が活発化することが多い。最近の例としては、1996年から1997年の冬が挙げられる。この冬は、カリフォルニア州と太平洋岸北西部で大規模な洪水が発生し（当時の被害額は20億～30億ドルと推定）、MJOも非常に活発であった。このような冬は、強い温暖期や寒冷期に比べて、熱帯太平洋の海面水温偏差が比較的小さいという特徴もある。また、これらの冬には、MJO現象と西海岸の極端な降水現象との関連性がより強くなる。

パイナップル・エクスプレスのイベント

MJOに関連する熱帯降雨パターンと太平洋岸北西部の極端な降水現象を結びつける典型的なシナリオは、熱帯における進行性（すなわち東へ移動する）循環パターンと、北太平洋の中緯度における逆行性（すなわち西へ移動する）循環パターンを特徴としています。太平洋岸北西部の豪雨現象に先行する典型的な冬の気象異常は次のとおりです。^{[ 36 ]}

1. 大雨イベントの7～10日前： MJOに伴う熱帯の大雨がインド洋東部から西太平洋熱帯地域へと東へ移動する。湿潤プルームが西太平洋熱帯地域から北東方向へハワイ諸島付近まで伸びる。アラスカ湾には強いブロッキング高気圧があり、その北側には強い極ジェット気流が流れている。 ^{[ 36 ]}
2. 大雨イベントの3～5日前：熱帯の大雨は日付変更線に向かって東へ移動し、弱まり始めます。関連する湿気のプルームはさらに北東に広がり、しばしばハワイ諸島を横断します。強いブロッキング高気圧は弱まり、西に移動します。北太平洋ジェット気流に分裂が生じ、ブロッキングの南側では対流圏上層の西風の振幅と面積が増加し、北側では減少するという特徴があります。熱帯と温帯の循環パターンが「位相」し始め、発達中の中緯度トラフが深熱帯から伸びる湿気のプルームを取り込むことができるようになります。^{[ 36 ]}
3. 大雨現象：熱帯の降雨パターンが東へ移動して弱まるにつれて、熱帯の深い湿気のプルームは亜熱帯の中央太平洋から、現在北米西海岸沖にある中緯度の気圧の谷へと広がっています。上層のジェット気流は北太平洋を横断し、平均的なジェット気流の位置は米国北西部で北米に入ります。太平洋岸北西部付近にある深い低気圧は、数日間にわたる大雨と洪水を引き起こす可能性があります。これらの現象は、熱帯の深い湿気のかなりの量がハワイ諸島を通過して北米西部に向かうことから、パイナップル・エクスプレス現象と呼ばれることがよくあります。 ^{[ 36 ]}

この進化の過程全体を通して、東太平洋－北米セクターでは大規模な大気循環の特徴の後退が観測される。これらの現象の多くは、数日から1週間以上にわたって太平洋北西海岸沿いに最も激しい降水が南から北へと進行するという特徴を持つ。しかし、一般的に西から東へ移動する個々の総観規模の嵐と、後退を示す全体的な大規模パターンを区別することが重要である。^{[ 36 ]}

MJOに関連する最大降雨量の経度位置と西海岸の極端な降水現象の位置の間には、一貫した同時関係が存在する。太平洋岸北西部の極端な現象は、西太平洋の熱帯地域と気象学者が海洋大陸と呼ぶ東南アジア地域での降水量の増加を伴い、インド洋と中央太平洋では降水量が抑制される。関心領域が太平洋岸北西部からカリフォルニアに移動するにつれて、熱帯降水量の増加領域はさらに東に移動する。例えば、南カリフォルニアの極端な降雨現象は、通常、東経170度付近での降水量の増加を伴う。しかし、関心領域が米国西海岸に沿って南に移動するにつれて、MJOと西海岸の極端な降水現象との全体的な関連性は弱まる。^{[ 36 ]}

MJOに関連する降水の振幅と経度方向の広がりには事例ごとにばらつきがあるため、これは一般的な関係としてのみ捉えるべきである。^{[ 36 ]}