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古気象学は、地質学的指標と歴史的文書記録を用いて過去の熱帯低気圧の活動を研究する学問です。この用語は、アメリカの気象学者ケリー・エマニュエルによって造られました。
古気象学における通常のアプローチは、嵐によって残された堆積物を特定することです。最も一般的なのは、海岸近くの水域に堆積したオーバーウォッシュ堆積物です。その他の方法としては、熱帯低気圧の降雨によって樹木や洞窟堆積物に生じた酸素同位体比の変化や、嵐の波によって巻き上げられた海岸の尾根の特定などがあります。熱帯低気圧の発生率は、これらの堆積物から推測できます。また、過去の出来事によって残された堆積物と比較することで、その強さも推測できます。通常、より強い出来事ほど簡単に認識できます。
古気象学の研究によると、メキシコ湾沿岸とオーストラリアでは、強力な熱帯低気圧の発生頻度は数世紀に 1 回程度で、発生頻度には長期的な変動があり、その原因は進路の変化などにあります。古気象学の一般的な問題は、津波によって生成された堆積物などの交絡因子と、世界の一部の地域しか調査されていないという事実です。
定義と根拠
古気象学は、代理データを用いて熱帯低気圧の活動を推定する学問です。この名前はマサチューセッツ工科大学のケリー・エマニュエルによって名付けられました。[1]この分野は1990年代から活発化しており、 [2]最初に研究が行われたのがアメリカ合衆国の東海岸でした。 [ 3 ] [4]
過去の嵐の活動を推測するのに歴史的記録だけに頼ることはできないという認識が、古気象学の発展の大きな原動力となった。[5]多くの場所では歴史的記録が短すぎる（最大でも1世紀）ため、熱帯低気圧、特にまれに発生する非常に強い低気圧[1]がもたらす危険性を適切に判断できず、歴史的記録では十分に抽出されていないことがある。[6]たとえば米国では、約150年分の記録しか利用できず、サファ・シンプソン・スケールで最も破壊的なカテゴリー4または5に分類されるハリケーンが上陸した回数は少ないため、危険度を推定することは困難である。[7]このような記録は将来の気象パターンを代表するものではない可能性がある。[8] [9]
過去の熱帯低気圧の発生に関する情報は、その発生が将来どのように変化するか、または海面温度の変化などの大規模な気候モードにどのように反応するかを制約するために使用できます。[1]一般的に、熱帯低気圧システムの起源と動作は十分に理解されておらず、[10]人為的な地球温暖化により、海面温度が上昇して熱帯低気圧の強度と強力なイベントの頻度が増加するという懸念があります。 [11] [8]
テクニック
一般的に、古気象学は気候学や沿岸地形学などの他の学問分野と重複する複雑な科学分野です。[12]熱帯低気圧による過去の災害を推定するために、さまざまな手法が使用されてきました。[7]これらの手法の多くは温帯低気圧の研究にも応用されていますが、この分野の研究は熱帯低気圧ほど進んでいません。[4]
オーバーウォッシュ堆積物
環礁、沿岸の湖、湿地、または岩礁の浅瀬における越流堆積物は、熱帯低気圧の襲来を示す最も重要な古気候学的証拠である。嵐がこれらの地域を襲うと、流れと波が防波堤を越え、防波堤やその他の海岸構造物を侵食し、防波堤の背後の水域に堆積物を堆積させる可能性がある。[13] [2] [14]嵐の間の沿岸防波堤の孤立した決壊や特に広範囲にわたる越流により、防波堤の背後に扇状の層状の堆積物が形成される可能性がある。個々の層は、状況が良ければ特定の嵐と相関関係にある可能性があり、さらに、以前の堆積物とは明確な境界で区切られていることが多い。[11]このような堆積物は、例えば2003年のハリケーン・イザベル後のノースカロライナ州で観察されている。 [15]熱帯低気圧の強さ[3]と影響は、堆積物を既知の嵐[3]によって形成された堆積物と比較し、その岩相（物理的特性）を分析することによって、オーバーウォッシュ堆積物[16]から推測することもできます。 [17]さらに、より厚い堆積層は通常、より強い嵐のシステムに対応します。[3]ただし、この手順は常に明確であるとは限りません。[18]
暴風雨による流出堆積物を他の堆積物から分離するために、いくつかの技術が適用されてきました。
- このような場所での通常の堆積プロセスと比較すると、熱帯低気圧の堆積物はより粗く、ふるい分け、レーザー依存技術[19]、またはX線蛍光技術[20]で検出することができます。
- 堆積物コアでは、熱帯低気圧によって形成された堆積物は、オーバーウォッシュに関連する鉱物含有量の割合が高いため、より密度が高くなる可能性があります。これは、X線蛍光技術で検出できます。[21]
- 堆積物コアには、定常堆積作用によって形成された堆積物よりも有機物が少ない可能性があり、これは堆積物を燃焼させて質量損失を測定することで検出できます。[22]これと堆積物の粒径は、堆積物コアの最も一般的な研究ツールです。[19]
- あまり使われていない技術として、堆積物コア中の有機物質の分析がある。洪水と海水の流入後には、炭素と窒素の同位体比に特徴的な変化が見られ[23]、生物生産性の全般的な増加も見られる[24] 。
- オーバーウォッシュ堆積物には、ストロンチウムなど、その場所に通常は存在しない元素が含まれている可能性があり、これは蛍光X線技術で検出できます。[20]
- オーバーウォッシュ堆積物は、定常堆積中に生成される堆積物よりも通常色が明るく[3] 、粗い破片の量が異なります[25]。
- 高潮は、通常このような状況では発生しない生物構造を堆積物に運び込むことがある。しかし、干ばつや嵐とは無関係な水の流入は、このような記録を混乱させる可能性がある。そのため、この方法は他のプロキシで補完されることが多い。ここで使用される最も一般的な生物構造は有孔虫であるが、二枚貝、珪藻類、渦鞭毛藻類、貝虫類、花粉も使用されている。[26]しかし、海洋有孔虫は、過去の嵐によって形成された堆積物に常に存在するわけではない。[27]
一般的に、古気象学の記録を取得するのに適した場所は海岸線全体にわたっては見つからず、[19]植生被覆などの場所の特性によっては、[28]特定の方向から接近する嵐のみを追跡できる場合があります。[17]オーバーウォッシュ堆積物と熱帯低気圧の相関関係をうまく調べるための前提条件は次のとおりです。[29]
- この地域では津波が発生していない。津波の堆積物は嵐の堆積物と簡単に区別できないことが多いためである。[29]
- 調査地域は生物活動が低い場所であるべきであり、そうでないと生物撹乱によって嵐による堆積物の証拠が消えてしまう可能性がある。生物活動が低い場所は、塩分濃度が高い場所や酸素濃度が低い場所で見られる。[29]
- 敷地の地形的安定性が高い。[29]
- 堆積速度が速いと、嵐による堆積物の保存が容易になります。[29]
- 潮汐は層状の嵐堆積物を破壊する可能性があるため、非潮汐水域が理想的に利用される。潮汐の影響を受ける水域では、さまざまな堆積物コアを含む相関関係を適用することができる。[30]
年代測定と強度測定
さまざまな年代測定技術を使用して、特定の場所における熱帯低気圧の襲来の年表を作成し、再発率を算出することができます。[2] [14]たとえば、アラバマ州のシェルビー湖では、318年に1回の発生周期が決定されました。シェルビー湖の記録にある嵐は、風速が時速190キロメートル（120マイル）を超えています。[31] 2004年にその強さでこの地域に上陸したハリケーン・アイヴァンは堆積物を残さなかったためです。[ 32]地質学的考慮に基づくと、そこで記録された嵐の最小風速は時速230キロメートル（143マイル）である可能性があります。[31 ]
年代測定には、炭素14、セシウム137、鉛210を用いた放射年代測定法が最も一般的に用いられており、これらを組み合わせて用いられることも多い。[26]ウラン系列年代測定法、[33]光刺激ルミネッセンス法、[34]および人間による土地利用との相関関係も、場所によっては用いられることがある。[20]
ビーチリッジ
ビーチリッジとシェニエ[2]は、高潮、高波、潮汐によって堆積物が堆積して形成され、1つのリッジは通常1つの嵐に対応します。[35]リッジは、海岸にサンゴ礁がある場所ではサンゴの瓦礫によって形成されることがあり、 [36]複雑な層構造、 [37]貝殻、[38]軽石、[39]砂利を含むことがあります。[40]よく知られている例としては、 1971年にサイクロンベベがフナフチ環礁に生成したリッジがあります。 [41]
ビーチリッジは中国のデルタ地帯の海岸でよく見られ、台風の活動が活発化していることを示しています。[3]ビーチリッジはグレートバリアリーフに面したオーストラリアの海岸でも発見されており、サンゴが再生して形成されています。各リッジの高さは、それを生み出した嵐の強さと相関しているようで、そのため、数値モデル化と既知の嵐[42]および既知の高潮との比較によって、形成された嵐の強さを推測することができます。[43]リッジは内陸に行くほど古くなる傾向があります。[44]また、光刺激ルミネッセンス[45]および放射性炭素年代測定によって年代を特定することもできます。[39]さらに、津波によって生成されたビーチリッジは観測されておらず、津波は古気象学において重要な交絡因子です。[46]
風による侵食や堆積によってこのような尾根の標高が変化する可能性があり、さらにオーストラリアで観測されているように、同じ尾根が複数の暴風雨によって形成されることもあります[47] 。 [48]また、海岸の尾根は形成後に暴風雨以外のプロセスによって移動することもあり[44]、非熱帯性サイクロンプロセスによって形成されることもあります[49] 。堆積物のテクスチャは、高潮から尾根の起源を推測するために使用できます。[50]
同位体比
熱帯低気圧の降水は、重酸素同位体が減少する特徴的な同位体組成を持ち、炭素および窒素同位体データも熱帯低気圧の活動を推測するために使用されています。[51]サンゴは酸素同位体比を保存することができ、それが水温、降水量、蒸発量を反映するため、[52]これらは熱帯低気圧の活動と関連している可能性があります。[53]魚の耳石や二枚貝もそのような記録を保存できます。 [54]降水の酸素同位体比が樹木のセルロースに反映され、年輪の助けを借りて推測できる樹木も同様です。[51]しかし、自然変動や土壌特性などの交絡因子も樹木セルロースの酸素同位体比に影響します。これらの理由から、年輪同位体記録から確実に推定できるのは嵐の頻度のみであり、その強度は推定できません。[23]
洞窟内でドロマイトと石灰岩が溶解・再堆積して形成された堆積物である鍾乳石は、熱帯低気圧に関連する同位体シグネチャーを保存することができる。特に成長の早い鍾乳石、土壌が薄い地域、ほとんど変化を受けていない鍾乳石でその傾向が強い。このような堆積物は時間分解能が高く、多くの交絡因子からも保護されている[23]が、年層の抽出が可能になったのはごく最近で、あるケースでは2週間の分解能（2週間の間隔を置いて襲った2つのハリケーンと相関する2つの別々の層）が達成された。[55]しかし、鍾乳石の適合性は、それが見つかった洞窟の特性に依存する。例えば、頻繁に洪水が発生する洞窟では、鍾乳石が浸食されたり、その他の損傷を受けたりしている可能性があり、古気象学の研究には適さない。[56]主にオフシーズンに鍾乳石が形成される洞窟では、熱帯低気圧の影響を受けない可能性も高い。[57]岩石中の酸素同位体比から非常に古い記録を得ることができます。[58]
その他のテクニック
中国の県報、日記、旅行日誌、公式の歴史、古い新聞などの歴史文書には、熱帯低気圧に関する情報が含まれていることがあります。[59]中国ではそのような記録は1000年以上遡りますが、[3]他の地域では通常、過去130年に限定されています。[60]しかし、そのような歴史記録は曖昧または不明瞭であることが多く、[1]上陸した嵐のみが記録されており、熱帯以外のシステムや激しい対流嵐を熱帯低気圧と混同することがあります。[61]難破船の頻度は、過去の熱帯低気圧の発生を推測するために使用されており、[17]スペイン人がカリブ海で経験した難破船のデータベースで行われたことがあります。[62]
酸素同位体比以外にも、[51]樹木の年輪には嵐による植物の被害や植生の変化に関する情報も記録されている。[63]例えば、嵐による樹冠の損傷による薄い年輪や、塩水の浸入とそれに伴う樹木の成長の鈍化などである。この文脈では「年輪現象学」という用語が使われている。[64] [62] [65]洞窟生成物には、熱帯低気圧の活動を示す微量元素[66]や、嵐による洞窟の浸水で形成された泥層も保存されている。[56]一方、干ばつによって地下水位が下がり、その後の嵐で洪水が発生せず、ユカタン半島で記録されているように記録が残らないことがある。[67]
その他のテクニック:
- 河口のリズミット。 [2]これらは嵐によって堆積物が再浮遊したときに形成されます。嵐が弱まると堆積物が崩れて堆積物を形成します。特に堆積物が多い場所では顕著です。炭素同位体と化学データを使用して、嵐以外の堆積物と区別することができます。[68]
- 海岸沿いの砂丘は高潮の高さの影響を受け、[69]高潮や波によって砂丘から砂が流されると砂丘が形成されることがあります。[49]しかし、このような堆積物は津波の観点から研究する方が適切であり、津波によって形成された砂丘と嵐によって形成された砂丘を明確に区別する方法はありません。[70]
- 浅い海にある丘状の堆積物[2]は、テンペスタイトとして知られています。[71]その形成メカニズムは依然として議論の的となっており、[72]このような堆積物は再加工されやすく、嵐の痕跡が消えてしまいます。[13]
- 岩石[73]やサンゴの塊は嵐によって移動する可能性があり、特定の条件が満たされれば、そのような移動した塊の年代を測定して嵐の年代を知ることができる可能性があります。[74]例えば酸素同位体の変動を利用して嵐と相関させることができます。[75]この技術は嵐によって移動した塊によって形成された島にも適用されています。[76]
- 嵐の際の波による浸食によって崖が形成されることがあります[77]。これは光刺激発光の助けを借りて年代測定することができます。[78]しかし、このような崖は時間の経過とともに変化する傾向があり、例えば、後の嵐によって古い崖が浸食される可能性があり、その保存と形成は多くの場合、地元の地質に大きく依存しています。[79]
- その他の技術としては、嵐による淡水洪水堆積物の特定[75]、例えばフミン酸[62] [65]やサンゴのその他の証拠[80] 、海洋堆積物によく見られる臭素の洪水関連堆積物中における欠乏[ 81]、嵐によって浮遊した堆積物によって引き起こされるカキ床の死滅（ただし、カキの死滅は嵐以外の現象によっても引き起こされる可能性がある）[82]などがある。
- サンゴ堆積物の発光は熱帯低気圧の活動を推測するために使われてきた。[75]
- シャコガイの殻は、熱帯低気圧による成長障害だけでなく、微量元素を毎日または毎時間記録します。 [83]
期間
西北大西洋では、紀元前6,000年まで遡る熱帯低気圧のデータベースが構築されている。[84]メキシコ湾では5千年まで遡る記録があるが[14] 、5,000～6,000年前まで遡る台風の記録はわずかしかない。[33]一般的に、熱帯低気圧の記録は、完新世の海面上昇が横ばいになった5,000～6,000年前より遡ることはない。海面低位時に形成された熱帯低気圧の堆積物は、海面上昇時に再加工された可能性が高い。最終間氷期の堆積物については暫定的な証拠しか存在しない。[86]テンペスタイト堆積物[87]や、はるかに古い岩石の酸素同位体比も、ジュラ紀まで遡る熱帯低気圧活動の存在を推測するために使用されている[58]。[87]
結果
古気象情報は、保険業界によるリスク分析[88]で保険料率の設定に利用されてきた。 [65]保険業界は古気象研究にも資金を提供してきた。[89]古気象情報は、考古学者、生態学者、森林・水資源管理者にとっても興味深いものである。 [90]
再発率
再発率、つまり嵐と嵐の間の時間間隔は、熱帯低気圧のリスクを推定するために使用される重要な指標であり、古気象学的研究によって決定できます。メキシコ湾では、過去 3,800 年間で特定の場所への壊滅的なハリケーン襲来は約 350 年に 1 回発生しており[14]、特定の場所での年間頻度は約 0.48%～0.39%です[91]。カリブ海とメキシコ湾の場所では、再発率は 300 年、年間確率は 0.33% です[92] 。 カテゴリ 3 以上の嵐は、メキシコ湾北部で 1 世紀あたり 3.9～0.1 回の割合で発生します。[93]その他の地域では、カテゴリー4以上の熱帯低気圧は珠江デルタ（中国）で約350年に1回発生し、[94]フナフティでは100～150年に1回、フランス領ポリネシアでも同様の頻度で発生し、[76]セントキャサリンズ島（ジョージア）ではカテゴリー3以上の台風が471年に1回、 [95]海南島東部では毎年0.3%の頻度で激しい台風が発生し、[96 ]ニカラグアでは140～180年に1回、 [97]グレートバリアリーフでは200～300年に1回激しい台風が発生し[ 42] （以前の発生率は数千年に1回と推定されていた）[100]メキシコ湾と珊瑚海では、数千年にわたって安定した速度が見つかっている[101] 。 [91]
しかし、歴史的に機器データで測定された熱帯低気圧の発生率は、実際の発生率と大幅に異なる場合があることも判明しています。過去には、グレートバリアリーフ[42]やメキシコ湾北部で現在よりも熱帯低気圧がはるかに頻繁に発生していました。[102]アパラチー湾では、強い嵐は歴史的に記録されている400年ごとではなく、40年ごとに発生します。[103]ニューヨークでの深刻な嵐は、 300年間に2回発生しました[104]千年に1回かそれ以下ではありません。[105]一般的に、オーストラリアのこの地域は、過去550～1500年の基準からすると、最近異常に活動が停滞しているように見えます。[106]また、歴史的記録では、オーストラリア北東部での強い嵐の発生率が過小評価されています。[107]
長期的な変動
熱帯低気圧活動の長期的変動も見つかっている。メキシコ湾では3,800年前から1,000年前に活動が活発化し、カテゴリー4～5のハリケーン活動が5倍に増加した[ 108] 。また、セントキャサリンズ島とワッソー島の活動も2,000年前から1,100年前には活発だった。 [109]これは、ニューヨークからプエルトリコにかけての地域で熱帯低気圧活動が活発化した段階であると思われるが、[110]過去1,000年間は、この地域とメキシコ湾岸の両方で活動が低調であった。[111]西暦1400年以前は、カリブ海とメキシコ湾が活発であった一方、米国東海岸は不活発であったが、その後、1675年まで逆転が続いた。[112]別の解釈では、米国の大西洋岸とカリブ海地域では西暦950年から1700年の間に活動が低下し、1700年頃に突然増加したとされています。 [33]大西洋のハリケーンの活動がより地域的に調整されているのか、それとも盆地全体なのかは不明です。[113]このような変動は、少なくとも大西洋では主に強い熱帯低気圧システムに関係しているようで、弱いシステムはより安定した活動パターンを示しています。[114]短期間での急激な変動も観測されています。[90]
大西洋では、いわゆる「バミューダ高気圧」仮説では、この高気圧の位置の変化によって嵐の進路が東海岸とメキシコ湾岸[11] [115]だけでなくニカラグア [ 116 ] に交互に上陸する可能性があると規定されています。古気象学的データはこの理論を支持していますが[117]、ロングアイランドとプエルトリコでの追加調査結果では、嵐の頻度はより複雑であることが示されており[111]、活動期間は3つの場所間で相関しているようです。[118]高気圧の南方への移動は3,000 [119] -1,000年前に発生したと推定されており[120]、3,400年前から1,000年前のメキシコ湾の「ハリケーン過活動」期間と関連付けられています。[121]逆に、ハリケーンの活動は2000年半ば以降に減少し[122]、1100年以降は大西洋の活動パターンが広範囲から地理的に限定されたものに変化した。[123] 1100年から1450年の間、バハマ諸島とフロリダ湾岸は頻繁に襲われたが、1450年から1650年の間はニューイングランドでの活動が活発だった。[124]さらに、嵐の進路が北寄りになる傾向は強い北大西洋振動と関連している可能性がある[125]一方、新氷期の寒冷化は南方へのシフトと関連している。[121]西アジアでは、南シナ海の活動が活発な時期は日本の活動が低調な時期と一致し、その逆も当てはまる。[126] [127]
気候モードの役割
熱帯低気圧活動に対する自然現象の影響は、古気象学の記録で認識されている。例えば、大西洋のハリケーンの進路[128]と活動とITCZの状態との相関関係、[129] [130] [131] 、ループ電流の位置（メキシコ湾ハリケーンの場合）、[91] 、北大西洋振動、海面水温[132]と西アフリカモンスーンの強さ、[133]、オーストラリアの低気圧活動と太平洋十年規模振動[134]などである。太陽活動[135]または軌道変動による日射量の増加は、一部の地域で熱帯低気圧の活動に悪影響を及ぼしていることがわかっている。[136]西暦1千年紀には、大西洋の海面水温の上昇と異常の制限が、地域的なハリケーンの活動の強化の原因となった可能性がある。[137]熱帯低気圧活動の気候モード依存性は、熱帯低気圧にとってあまり好ましくない条件にある温帯地域でより顕著になる可能性がある。[138]
古気象学的記録で熱帯低気圧の活動に影響を与えることが知られている気候モードの中には、オーストラリアと大西洋の熱帯低気圧の活動に影響を与えるENSO位相変動がある[139]が、台風の場合と同様にその進路にも影響を与える。 [140] [141] [142] [143]日本と北大西洋の熱帯低気圧活動の負の相関[136]や、大西洋とオーストラリアの相関[144] 、オーストラリアとフランス領ポリネシアの相関[145]など、より一般的な地球規模の相関関係が見つかっている。
長期的な気温変動の影響
一般的な気候変動の影響も見つかっている。ハリケーン[146]と台風の進路は、温暖期には北（アムール湾など）に、寒冷期には南（中国南部など）に移動する傾向がある[61] [147] 。このパターンは亜熱帯高気圧の変動によって媒介されている可能性がある。[111]これらのパターン（温暖化による北方移動）は、人為的な地球温暖化と小氷期の終焉の結果として観測されているが[146]、火山噴火後にも観測されている（寒冷化による南方移動）[148]。一部の火山噴火はハリケーン活動の減少と関連しているが、この観察結果は普遍的ではない。[149]
暗黒時代の寒冷期は、ベリーズ沖での活動低下と関連づけられている。[150]中世の気候異常は当初、大西洋全域で活動増加を特徴としていたが、後に米国東海岸沿いで活動が減少した。[151] 1350年から現在までの小氷期には、メキシコ湾で嵐は増加したが弱かった[152]一方、ロングアイランド西部ではハリケーンの活動は減少しなかった。[118]小氷期には、水温が低かったため、メキシコ湾での熱帯低気圧の活動が妨げられた可能性がある。[153]過去300年間のカリブ海でのハリケーン活動の増加も、小氷期と相関している可能性がある。[154]小氷期には、南シナ海で前後の期間と比較して嵐は増加したが弱かった可能性がある。 [155] [156]
熱帯低気圧が将来の地球温暖化にどう反応するかは大きな関心事である。完新世の気候最適期はクイーンズランド州での熱帯低気圧の増加を招かず、メキシコ湾岸でのハリケーン活動の活発化期は地球温暖化とは関連がない。[33]しかし、温暖化はタイランド湾の台風活動と相関しており[157]、海洋温暖化は南シナ海の台風活動と相関している[158]。ベリーズでのハリケーン活動の増加（中世温暖期に増加）[159]や、二酸化炭素がトアルシアン無酸素イベントなどの温暖化エピソードを引き起こした中生代[ 87]とも相関している。[160]
熱帯低気圧の影響
ハリケーンの襲来とその後の山火事活動[161]および植生の変化との相関関係は、アラバマ[162]およびキューバの古気象記録[163]で指摘されている。セントキャサリンズ島では、嵐の活動が活発化した時期に文化活動が停止し[164]、バハマ諸島のタイノ族の定住[92]と太平洋を横断するポリネシア人の拡大は、熱帯低気圧活動の減少と相関していた可能性がある。[145]熱帯低気圧によって引き起こされる酸素同位体比の変化は、他の気候現象によって引き起こされる同位体比の変化を覆い隠す可能性があり、その結果、誤った解釈がなされる可能性がある。[165]
一方、古典期マヤ文明の崩壊は熱帯低気圧の活動の減少と一致するかどうかは不明であり、またその減少によって引き起こされた可能性もある。[166] [167]熱帯低気圧は米国南東部の干ばつを防ぐのに重要である。 [168]古気象学では、モンゴルの日本侵攻を阻止した神風台風が実際に存在していたという証拠が見つかっている。 [169]
その他のパターン
バハマ諸島の観測所では、北部バハマの方が南部バハマよりも強い嵐が多いことがわかっている。これはおそらく、南部バハマに接近する嵐が以前にグレーターアンティル諸島を通過し、そこでその強さがかなり弱まっているためだと思われる。 [170]大西洋の「主な発達地域」[b]における熱帯低気圧活動に有利な大気条件は、東海岸沿いの不利な条件と相関している。[172]メキシコ湾とバハマの活動と米国東海岸の活動の逆相関は、前者で嵐の活動を増加させる傾向がある活発なハリケーンシーズンが、東海岸沿いの不利な気候条件を伴うためである可能性がある。[173]
問題
古気象学的再構築には、いくつかの制限がある。[24]古気象学的記録の取得に適した場所の存在、[19]海面上昇などによる場所の水文学的特性の変化[24]により弱い嵐に対する感受性が高まる[174]、および、例えば非熱帯性サイクロン関連の洪水、堆積物の選別、風力輸送、潮汐、津波[24] 、生物擾乱[ 17] 、およびノーイースター[175]や冬の嵐などの非熱帯性嵐によって引き起こされる「偽陽性」などであるが、後者は通常、高潮を引き起こすことはない。[176]特に、津波はインド洋と太平洋の古気象学的研究にとって問題である。[177]この 2 つを区別するために使用されてきた 1 つの手法は、嵐の間には発生するが津波の間には発生しない流出の痕跡を特定することである。[178]沿岸の古気象記録は高潮に基づいており、必ずしも風速を反映しているわけではない。[179]例えば、大規模でゆっくりと移動する嵐の場合など。[180]
古気象学的手法を用いて世界のすべてが調査されているわけではない。調査された地域としては、ベリーズ、北アメリカのカロライナ、メキシコ湾の北岸、米国北東部、[19]（程度は低いが）南太平洋諸島、熱帯オーストラリアなどがある。[60]逆に、中国、[181]キューバ、フロリダ、イスパニョーラ島、ホンジュラス、小アンティル諸島、カナダ北部の北アメリカはほとんど調査されていない。古気象学に取り組んでいる研究機関の存在、古気象学研究や熱帯低気圧上陸に適した場所の存在が、特定の場所が調査されるかどうかに影響する可能性がある。[19]大西洋では、より辺境の地域ではなく、ハリケーンが頻繁に発生する地域に研究が集中している。[182]
古気象学の記録は主に完新世の活動を記録しており[181]、証拠を残す可能性が高い壊滅的な嵐を主に記録する傾向がある。[6]さらに、2017年時点では[update]、古気象データの包括的なデータベースを作成したり、地域の結果から地域的な再構築を試みたりする努力はほとんど行われていない。[182]異なるサイトでは強度の閾値が異なり、したがって異なる嵐の集団を捉えており[151]、同じ層がサイトに近い弱い嵐の上陸によって、またはより遠い場所での強い嵐の上陸によって発生する可能性がある。[183]
また、古気象学的記録、特に湿地の越流記録は、地質年代学に疑問があり、著しく不完全な場合が多い。堆積メカニズムは十分に文書化されておらず、暴風雨堆積物を識別する方法が明確でないことが多い。[184]越流堆積物の大きさは基本的に高潮の高さの関数であるが、高潮の高さは暴風雨の強さの関数ではない。[74]越流堆積物は越流された障壁の高さによって制御され、時間が経っても安定したままであるとは予想されない。[185]熱帯低気圧自体がそのような障壁を侵食することが観察されており[186]、そのような障壁の高さの低下（嵐の侵食や海面上昇などによる）は、時間の経過とともに熱帯低気圧堆積物の偽の増加を引き起こす可能性がある。[187]連続した越流堆積物を区別することは困難な場合があり、後続の暴風雨によって簡単に侵食される。[188]暴風雨の堆積物は上陸地点から短い距離でも大きく変化する可能性があり、[189]数十メートルに渡っても変化が大きく、[190]ある地点で記録された熱帯低気圧活動の変化は、熱帯低気圧上陸の確率的性質を単に反映しているだけかもしれない。[172]特に、熱帯低気圧活動の中心地域では、大規模なモードではなく気象変動が熱帯低気圧活動を制御している可能性がある。[191]
非熱帯性暴風雨への応用
古気象学的研究は主に低緯度地域で行われてきたが[192]、過去の嵐の活動に関する研究はイギリス諸島、フランス、地中海で行われてきた。[193]ヨーロッパ大西洋岸での嵐の活動の増加は、西暦1350～1650年、西暦250～850年、西暦950～550年、紀元前1550～1350年、紀元前3550～3150年、紀元前5750～5150年に記録されている。[194]南フランスでは、過去2,000年間に壊滅的な嵐が年間0.2％再発していると推定されている。[195]
嵐の記録は、小氷期、中世暗黒時代、鉄器時代の寒冷期などの寒冷期に嵐の活動が増加したことを示している。[196]寒冷期には、極地と低緯度地域の間の温度勾配が大きくなり、傾圧嵐の活動が増加する。北大西洋振動の変化も役割を果たしている可能性がある。[195]
例
参照
注記
- ^台風は 西太平洋の熱帯低気圧である。[85]
- ^ 「主な発達地域」とは、大西洋の北緯10度から20度、西経20度から60度の間の地域で、多数のハリケーンが発生する地域である。[171]
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さらに読む
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外部リンク
- 西北大西洋盆地 8,000 年古気象学データベース 2018
- 古気象学リソースセンター
- 難破船、木の年輪、ハリケーン