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南太平洋収束帯( SPCZ )は、逆向きのモンスーン・トラフで、海洋大陸の西太平洋暖水域から南東方向にフランス領ポリネシア、さらにはクック諸島( 西経 160 度、南緯 20 度 ) まで広がる低レベルの収束、雲量、降水量の帯です。SPCZ は熱帯収束帯( ITCZ )の一部で、赤道付近で東西に伸びる帯にありますが、特に国際日付変更線の東側では、より温帯的な性質を持つことがあります。これは ITCZ で最大かつ最も重要な部分であると考えられており、モンスーン・トラフの他の部分よりも、夏季に近くの陸地からの熱への依存度が最も低くなっています。[1] SPCZは南西太平洋のポリネシア諸島の降水量に影響を及ぼす可能性があるため、ITCZ、エルニーニョ南方振動、太平洋十年規模振動の一部である10年規模太平洋振動（IPO）などの大規模な地球規模の気候現象に対してSPCZがどのように作用するかを理解することが重要となっている。
位置
SPCZは、南に向かう一時的な高気圧からの南東貿易風が、南太平洋東部の高気圧からの半永久的な偏東風と出会う場所で発生します。SPCZは夏と冬に存在しますが、方向と位置が変わることがあります。オーストラリア上空のITCZとは区別されることが多いですが、時には1つの連続した収束帯になることもあります。SPCZの位置は、ENSOと太平洋十年規模振動の状況の影響を受けます。通常、ソロモン諸島からバヌアツ、フィジー、サモア、トンガまで伸びています。この帯に沿った低レベルの収束により、雲だけでなくにわか雨や雷雨が発生します。[2] 帯内の雷雨活動、つまり対流は季節によって異なり、赤道に近い部分は南半球の夏に最も活発で、極に近い部分は秋と春の移行期に最も活発です。[3]収束帯は エルニーニョの存在やENSOの位相に応じて東または西に移動します。
SPCZ位置の測定
気候学的位置は、30年以上にわたる平均位置を計算することで推定できます。[4] SPCZの位置を測定するための指標はいくつかあります。最大降水量の位置、低レベル収束の最大値、500 hPaの鉛直運動の最大値、および外向き長波放射（OLR）の最小値は、SPCZ軸の4つの指標です。[4]図1は、これらすべてのSPCZ指標間の定性的な一致を示しています。
SPCZの立場の変化
SPCZ の位置は季節的、年次的、場合によってはより長い時間スケールで変化する可能性があります。
観察
20 世紀の SPCZ の動きに関する研究は、IPO と ENSO の変化に関連しています。[4] Folland ら (2002) は、海面水温と夜間の海上気温を使用して、数十年規模太平洋振動(IPO)を表す指数を定義し、SPCZ が IPO によってどのように変化するかを判断しました。IPO 指数が負の温度異常を持つ場合、SPCZ は南西に移動し、IPO 指数が正の温度異常を持つ場合、北東に移動します。南方振動指数(SOI) は、エルニーニョ南方振動(ENSO)に関連する温暖期と寒冷期の状態を表す指標であり、SPCZ の位置の動きを表すこともできます。負の SOI 指数値は、温暖期またはエルニーニョのような状態と、SPCZ の北東方向の変位に関連しています。一方、SOI指数の値が正の場合、寒冷期またはラニーニャのような状況とSPCZの南西方向への移動を表します。[4]
南西太平洋のサンゴの記録を用いて、過去（20世紀以前）のより長い時間スケールでのSPCZの位置を決定することが研究されてきた。[5] Linsleyら（2006）は、ラロトンガ島から採取した4つのハマサンゴ記録とフィジー島から採取した2つのハマサンゴ記録の酸素同位体組成を測定することにより、西暦1600年頃から南西太平洋の海面水温と海面塩分濃度を再構築した。サンゴの同位体測定値は海面水温と海面塩分濃度の両方に関する情報を提供するため、SPCZの位置の変化に関連する温度や降水量の上昇または低下の時期を示すことができる。彼らのサンゴの酸素同位体指数は、1800年代半ば以来、SPCZの10年平均位置が東にシフトしていることを示した。この方向へのSPCZのシフトは、小氷期と呼ばれることが多いこの期間に、太平洋でラニーニャのような、または寒冷期の状態が多かったことを示唆している。[5]これらのサンゴの結果の信頼性を検証するためには、さらなる古気候研究が必要である。
IPOとENSOは相互作用してSPCZの位置に変化をもたらす可能性があります。西経140度付近より西ではENSO（南方振動指数で測定）とIPOの両方がSPCZの緯度に強く影響しますが、それより東ではENSOのみが重要な要因となります。西経170度付近でのみ、2つの要因の相互作用の兆候が見られます。[4]
気候モデル
SPCZとその位置の移動の観測に加えて、モデリング研究も行われてきました。[6] Widlansky et al. (2012) は、さまざまな複雑さの気候モデルを使用して、南西太平洋の降雨帯をシミュレートし、その大きさと面積の範囲がSPCZとENSOによってどのように影響を受けるかを調べました。エルニーニョまたは温暖相の状態では、SPCZは通常北東に移動し、南西の島々はより乾燥しており、観測と一致しています。逆に、シミュレーションでは、降雨量の南西方向への移動はラニーニャまたは寒冷相のイベントを伴っていました。Widlanksy et al. (2012) は、モデルの海面温度のバイアスによって降雨量の予測に不確実性が生じ、「二重ITCZ問題」と呼ばれる問題が発生すると主張しました。海面温度バイアスの影響は、海面温度を規定した非結合大気モデルを使用してさらに調査され、それぞれ異なる複雑さを持つ3つのモデルは、結合モデルのアンサンブルよりも二重ITCZバイアスがそれほど深刻ではないことが示されました[6] 。
関連する海洋学
南東端では、地形の周りの循環によって海に塩分濃度の勾配が生じ、西側には西太平洋のより淡水で暖かい水が広がり、東側にはより冷たく塩分の多い水が広がる。[5]
参照
参考文献
ワールドワイドウェブ
- ^ E. Linacre および B. Geerts。南太平洋収束帯の動き。2006 年 11 月 26 日閲覧。
- ^ 気象用語集。南太平洋収束帯。2007年9月30日にWayback Machineにアーカイブ。 2006年11月26日に取得。
- ^ コックス、スティーブン・ブレントン (2003)。衛星およびモデル再解析データを使用した南太平洋収束帯の観測研究 (博士論文)。テキサス A&M 大学。hdl : 1969.1/374。
- ^ abcde CK Folland、JA Renwick、MJ Salinger 、 AB Mullan (2002)。「南太平洋収束帯における十年規模太平洋振動とENSOの相対的影響」。地球物理学研究レター。29 (13): 21–1–21–4。Bibcode :2002GeoRL..29.1643F。doi : 10.1029 /2001GL014201。
{{cite journal}}: CS1 maint: 複数の名前: 著者リスト (リンク) - ^ abc Braddock K. Linsley、Alexey Kaplan、Yves Gouriou、Jim Salinger、Peter B. deMenocal、Gerard M. Wellington、Stephen S. Howe。1600年代初頭からの南太平洋収束帯の範囲の追跡。2011年6月6日にWayback Machineにアーカイブ。 2006年11月26日取得。
- ^ ab Matthew J. Widlansky、Axel Timmermann、Karl Stein、Shayne McGregor、Niklas Schneider、Matthew H. England、Matthieu Lengaigne、Wenju Cai。温暖化による南太平洋の降水帯の変化
- （フランス語）
熱帯教科書：貿易風からサイクロンまで（第2巻）2012年12月16日アーカイブ、archive.today、897ページ、Florent Beucher、2010年5月25日、Météo-France、ISBN 978-2-11-099391-5
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- CK Folland、JA Renwick、MJ Salinger、AB Mullan (2002)。「南太平洋収束帯における十年規模太平洋振動とENSOの相対的影響」。地球物理学研究レター。29 (13): 21–1–21–4。Bibcode :2002GeoRL..29.1643F。doi : 10.1029/2001GL014201。
{{cite journal}}: CS1 maint: 複数の名前: 著者リスト (リンク)