亜熱帯インド洋ダイポールモード現象
海面温度の振動
(a) トレンド除去後の海面水温（SST）に基づく回帰SIOD指数（1958～2007年）。SIOD指数の計算に使用した西側と東側のボックスが示されている。南インド洋南西部の水温は、オーストラリア沖の南インド洋東部の水温よりも大幅に高い。この画像では、青い領域は通常より低く、赤い領域は通常より高い。(b) 1958～2007年の正規化されたSIOD指数。値は標準偏差0.65で正規化されている。青い線は元の時系列を示し、赤い曲線は1-2-1平滑化を10回適用した後の曲線を示す。

亜熱帯インド洋ダイポールモード現象（SIOD）は、海面水温（SST）の変動を特徴とし、インド洋南西部（マダガスカル南部）は東部（オーストラリア沖）よりも暖かく、その後寒くなります。[1]これは、SST異常と南中央アフリカの降雨量異常との関係を研究する中で初めて特定されました。このようなダイポールモード現象の存在は、観測研究とモデルシミュレーションの両方から確認されました[2] 。

この現象

亜熱帯インド洋ダイポールモード現象の正相は、マダガスカル南部の南西部で海面水温が平年より高く、オーストラリア沖で海面水温が平年より低いことで特徴付けられ、南部および中央アフリカの多くの地域で降水量が多くなります。亜熱帯高気圧の東端ではより強い風が吹き、正現象の間はそれが強まってわずかに南に移動するため、インド洋東部での蒸発が促進され、オーストラリア沖の海面水温が低下します。一方、南西部での蒸発の減少は季節的な潜熱損失の減少を引き起こし、マダガスカル南部の南西部で気温上昇をもたらします。亜熱帯インド洋ダイポールモード現象の負相は、東部の海面水温がより高く、南西部の海面水温がより低いという逆の状況で特徴付けられます。負現象に有利な物理的条件も正反対です。また、表面混合過程を伴うエクマン輸送もSST双極子の形成に役割を果たしている。[1]

一般的に、亜熱帯インド洋ダイポールモードは12月から1月に発生し、2月にピークを迎え、その後2ヶ月で衰退し、最終的に5月から6月に終息します。亜熱帯インド洋ダイポールモード現象の発達と変形過程は、亜熱帯高気圧の位置に大きく影響され、大気の力学が亜熱帯インド洋ダイポールモード現象の発達過程において重要な役割を果たします。[1]

SIODとインド夏季モンスーン

インド洋南東部における亜熱帯インド洋ダイポールモード現象に関連した異常も、マスカリン高気圧の位置、ひいてはインド夏季モンスーンに影響を与える可能性が示唆されている。北半球冬季における亜熱帯インド洋ダイポールモード現象の正（負）の後には、必ずインド夏季モンスーンが弱（強）となる。正（負）のSIOD現象発生時、マスカリン高気圧が南半球夏季から北半球夏季へと南東（北西）方向へ移動することで、インド夏季モンスーン発生中の局所的なハドレー気流を変調させ、モンスーン循環系の弱化（強化）を引き起こす。[3]

SIODと南西オーストラリアの降雨量

南西オーストラリアの乾燥（湿潤）年は、熱帯/亜熱帯インド洋の異常に冷たい（暖かい）水と、オーストラリア沖の亜熱帯の異常に暖かい（冷たい）水に相当し、これらは熱帯/亜熱帯インド洋上の大規模な風と同調しているようで、熱帯インド洋のエクマン輸送の異常と亜熱帯の大気と海との間の熱流束の異常によってSSTの異常が変わり、南西オーストラリア沿岸への大規模な水分の移流も変わります。[4]

乾燥（湿潤）複合SSTAの空間パターンは、正（負）亜熱帯インド洋ダイポールモード現象（SIODの以前の定義）の空間パターンより東にシフトしており、南西オーストラリアの降雨量とSIOD指数の関係を研究する際には、亜熱帯インド洋ダイポールモード指数に基づく計算を再検討する必要があるかもしれない。これにはさらなる作業が必要となるかもしれない。[4]

インド洋の気候条件と南西西太平洋における(a)乾燥年および(b)湿潤年との関係。海面水温偏差は色で示されている。風速偏差は太い矢印で、気圧偏差はH（高気圧）とL（低気圧）で、降水量偏差は太陽/雲のシンボルで示されている。乾燥年と湿潤年は(England et al. 2006)による。[4]

SIODと南東アフリカの降雨量

正のSIOD現象は、水分の収束を促進することで、南東アフリカの広い地域で夏の降雨量の増加を引き起こします。南西インド洋の暖極付近の気温上昇は蒸発量の増加をもたらし、この湿った空気はモザンビークと南アフリカ東部に移流し、この暖極付近で発生する低気圧によってさらに強化されます。[1] [5] [6]

その他の影響

亜熱帯インド洋ダイポールモード現象は、太平洋と亜熱帯南大西洋で同様のダイポールモード現象を伴うことが示唆されており、[7] [8] [9]南極周極波と関連していると考えられています。[10] [11]

亜熱帯インド洋ダイポールモード現象が南インド洋における季節的な海洋大気間ガス交換に影響を与えていることも示唆されている。また、野外実験では、南西暖極に関連する温暖偏差が海洋の二酸化炭素吸収量の減少に寄与していることが示唆されている。[12]

SIOD指数

亜熱帯インド洋ダイポールインデックスは、インド洋西部（55°E-65°E、37°S-27°S）と東部（90°E-100°E、28°S-18°S）のSST異常差から計算されます。[1]

参照

参考文献

  1. ^ abcde Behera SK, Aomori T. 2001. 南インド洋における亜熱帯SST双極子現象、地球物理学研究レター28: 327–330。
  2. ^ Behera SK, PS Salvekar, Aomori T. 2000. 熱帯インド洋における年々SST変動のシミュレーション、J. Clim、13、3487-3499。
  3. ^ Terray, P., P. Delecluse, S. Labattu、およびL. Terray、2003年：「インド夏季モンスーン後期と海面水温の関連性」、Clim. Dynamics、21、593-618。
  4. ^ abc England、Matthew H.、Caroline C. Ummenhofer、AgusSantoso。2006年：西オーストラリア南西部の年間降雨量極端現象はインド洋の気候変動に関連している。Journal of Climate、19、1948–1969。
  5. ^ Reason, CJC、2001年：「亜熱帯インド洋のSST双極子現象と南アフリカの降雨量」、Geophys. Res. Lett.、28、2225-2228、10.1029/2000GL012735。
  6. ^ Xie, P.およびPA Arkin、1996年：ゲージ観測、衛星推定、数値モデル予測を用いた世界の月間降水量の分析、J. Climate、9、840-858
  7. ^ Venegas S、LA Mysak、DN Straub、1997年。「南大西洋の大気海洋結合変動」J. Climate 10、2904–2920。
  8. ^ Fauchereau, N., S. Trzasaka, Y. Richard, P. Roucou および P. Camberlin、2003年。「南大西洋とインド洋の海面水温の共変動と南半球の大気循環との関連」、Int. Jr. of Climatology、23、663-677。
  9. ^ Hermes, JC、およびCJC Reason. 2005. 南インド洋と南大西洋における年々共進化するSST変動の海洋モデル診断、J. Climate、18、2864–2882。
  10. ^ White, W.、RG Peterson、1996年。「表面気圧、風速、気温、海氷面積における南極周極波」、Nature、380、699-702。
  11. ^ Peterson, RGおよびW. White、1998年。「南極周極波と熱帯ENSOを結びつける緩やかな海洋テレコネクション」、J. Geophys. Res.、103、24,573-24,583。
  12. ^ Jabaud-Jan, A., N. Metzl, C. Brunet, A. Poisson, B. Schauer, 2004.「インド洋南部（20S–60S）における二酸化炭素システムの年次変動：1998年南半球の温暖異常の影響」Jr. Geop. Res. 18, doi :10.1029/2002GB002017.
  • 亜熱帯インド洋ダイポールモード現象
  • インド洋における亜熱帯双極子モード現象
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