
\section{議論}

ここでは, 実験結果から
熱帯の降水活動と循環構造を生成維持するメカニズムの候補を挙げ, 
実験結果とNH1991a の結果や現実大気で観測された降水活動を比較する. 

\Dsecref{熱帯の降水活動と循環構造の生成維持機構} では, 
本実験結果の
熱帯の降水活動と循環構造を生成維持するメカニズムの候補を挙げる. 
\Dsecref{NH1991a との比較} では, 
本実験結果と NH1991a の結果との比較を行う.  
\Dsecref{観測との比較} では, 
本実験結果と
現実大気で観測された熱帯降水活動について解析した 
Nakazawa (1988), 
Takayabu (1994), 
Wheeler and Kiladis (1999) 
との比較を行う. 


\subsection{熱帯の降水活動と循環構造の生成維持機構}
\Dseclab{熱帯の降水活動と循環構造の生成維持機構}

本節では, 
\Dsecref{結果のまとめ} でまとめた 
約 40 m/s の東進擾乱と 3 つの降水域の水平スケールについて, 
生成維持するメカニズムとして考えられる候補を挙げる. 


\subsubsection{ 約 40 m/s の東進擾乱}

表面気圧の東西偏差, 
    対流圏界面付近における東西風偏差やジオポンシャル高度偏差の約 
    40 m/s の東進は, 
    時空間スペクトルにおける 
    Kelvin 波の分散曲線に似た直線と対応している. 
Wheeler and Kiladis (1999) は, 
    凝結加熱による変調を受けずに伝播する波を 
    free (dry) Kelvin 波と定義し, 
    free Kelvin 波は地表と対流圏界面に節を持つ傾圧第 1 
    モードの凝結加熱によって励起されるとしている. 
約 40 m/s の重力波の鉛直波長は, 
    断熱温度減率を -7 m/s, 平均温度を 250 K とすると約 28 km 
    となることから, 
    この位相速度の Kelvin 
    波は傾圧第 1 モードの凝結加熱によって励起されると考えられる. 
本実験結果の対流圈界面は約 13 -- 14 km であることから (図は示さない), 
    約 40 m/s の東進する波は free Kelvin 波であることが予想される.  

\subsubsection{格子スケールの降水域 (西進)}

格子スケールの約 7 m/s で西進する降水域に準拠したコンポジット解析では, 
    風や温度における東西偏差の赤道上の鉛直構造は, 
    降水域の中心にほぼ東西対称であり, 
    上昇域は地面にたいして垂直である 
    (\Dfigref{t-wind-xzeq-mradlA-kuo} (a), 
    \Dfigref{t-wind-xzeq-con-adj} (a)). 
水平スケール約 1000 km 以下のこの循環構造は, 
    下層の収束と凝結が引き金となる CIFK (第 1 種条件付き不安定) 
    によるものであるかもしれない. 
また, 下層 (約 $\sigma = 0.8$) の平均場の風速は, 
    赤道付近 (緯度 - 7 -- 7 度) で 4 -- 7 m/s であることから 
    (図は示さない), 
CIFK によって成長した対流雲による降水域が風で西へ流されていると
    いう描像が考えられる. 


\subsubsection{格子スケールの降水域 (東進)}

Kuo を用いた実験ケースでは, 
     23 m/s の格子スケールの東進が存在するケースがある. 
この降水域に準拠したコンポジット解析では,
     風や温度における東西偏差の赤道上の鉛直構造は, 
    上層に向かって西に傾いていて, 上昇流域の幅は狭い 
    (\Dfigref{t-wind-xzeq-mradlA-kuo} (b)). 
NH1991a は, 
    Kuo を用いた数値実験で得られた東進する格子スケールの降水域は, 
    Kelvin 波の wave-CISK によって維持されているとしている. 
本実験の結果と NH1991a の東進する格子スケールの降水域に準拠したコンポジッ
    ト解析の構造はよく似ている. 
このことから, この東進は  
    wave-CISK によるものかもしれない. 
wave-CISK メカニズムによると, 
    上層で凝結加熱率が最大値を持つということは, 
    傾圧第 2 モードを強く励起し, 
    傾圧第 1 モードとの結合による不安定を起こすのに適している. 
降水域の東進は, 
    凝結加熱率が特に上層で最大値を持つ傾向にある実験 
    kuo-mradlAc, kuo-mradlAd で強く現れており, 
    この東進が wave-CISK によるものであるということと整合的である. 

\subsubsection{水平スケール 3000 km の降水域}

対流調節を用いた際に現れる東進する約 12 m/s の水平スケール約 3000 km 
    の降水域は, 西進する格子スケールの包絡として存在する. 
東進する降水域に準拠したコンポジット解析では,
    風や温度における東西偏差の赤道上の鉛直構造は, 
    上層に向かって西に傾いている
    (\Dfigref{t-wind-xzeq-con-adj} (b)). 
また降水域の東進は, 
    凝結加熱率が特に上層で最大値を持つ傾向にある実験 
    adj-mradlAc, adj-mradlAd で強く現れている. 
このことから, この東進は  
    wave-CISK によるものかもしれない. 


\subsubsection{水平スケール 10000 -- 20000 km の降水域}

水平スケール 10000 -- 20000 km の降水域, 表面気圧の東西偏差, 
    対流圏界面付近における東西風や偏差ジオポンシャル高度偏差に存在する約 
    23 m/s の東進は, 
    free Kelvin 波より遅く, 
    気圧, 東西風と降水域とが対応しているようである. 
このことから, 
    この東進は凝結加熱によって変調を受けた Kelvin 波
    (以下 moist Kelvin 波とする) であるかもしれない. 

水平スケール 10000 -- 20000 km の降水域と, 
    表面気圧の東西偏差, 
    対流圏界面付近における東西風や偏差ジオポンシャル高度偏差との関係は,  
\Dfigref{rain-u} のように考えられるかもしれない. 
\Dfigref{rain-u} は降水と下降流域の時間変動の概念図
    である. 
    青色線は約 12 m/s で東進する降水域を示している. 
    また橙色の陰影部は下降流域を表しており, 
    これは 23 m/s で東進する
    対流圏界面付近の東西風の収束域に相当すると考えることができる. 
    12 m/s で東進する降水域は, 
    この下降流域で降水を抑制される. 

\begin{figure}[htbp!]
 \begin{center}
  \Depsf[][45mm]{eps/tgif/rain-u2.eps}
  \caption{\small 
  降水と下降流域の時間変動の概念図. 
  橙色の陰影部は下降流域, 青色線は降水域, 
  灰色線は下降流によって降水の抑制される領域である. }
  \Dfiglab{rain-u}
 \end{center}
\end{figure}

しかし, この水平スケール 10000 -- 20000 km の降水域は, 
    対流調節を用いた実験では非常に弱い, あるいは存在しないかもしれない. 
さらに, Kuo を用いた実験のうち, 
実験 kuo-mradlAc, kuo-mradlAd では, 
格子スケールの降水域と水平スケール 10000 -- 20000 km の降水域は, 
東進速度が同じであることから, 
moist Kelvin 波と wave-CISK による擾乱の速度が同じということになってしま
    う. 

これらの事を検討するためには, 
%対流圏界面付近の東西風や速度ポテンシャルに準拠する
%    コンポジット解析を行ってこのスケールの循環構造を明らかにする事や, 
このモデルにおいて, 
    積雲パラメタリゼーションや凝結加熱率によって
    位相速度がどのように決まるかということについて, 
    物理過程をより簡単化する等したモデルを用いた考察が必要である. 

\pagebreak
\subsection{ NH1991a との比較 }
\Dseclab{NH1991a との比較}

本節では, 
本実験結果と NH1991a と比較する. 
NH1991a は,  
本実験と同様に Kuo と対流調節を用いて数値実験を行っている.  
それそれの積雲パラメタリゼーションごとに比較する: 

\begin{itemize}
 \item {\bf Kuo }

NH1991a の積雲パラメタリゼーションに Kuo  
    を用いた実験では, 格子スケールの降水域は東進している. 
この様子は, 実験 kuo-mradlAc, kuo-mradlAd の結果と非常によく似ている. 
また NH1991a と実験 kuo-mradlAc は, 
    赤道上における温度, 東西-鉛直流の経度-鉛直コンポジット図でも
    上昇流域の西への傾きという共通の特徴を持っている. 
しかし, 東進速度は NH1991a は約 12 m/s, 
    実験 kuo-mradlAc は 23 m/s と両者は異なる. 

水平スケール約 10000 -- 20000 km の降水域の東進は, 
NH1991a では顕著である. 
本実験では, 
実験 kuo-con, kuo-mradlAb, kuo-mradlAc で見られるが, 
NH1991a ほどはっきりとは見えないようである.
NH1991a のこの降水域の東進速度は,  12 m/s であるが, 
本実験では 23 m/s である. 

 \item {\bf 対流調節}

NH1991a の積雲パラメタリゼーションに対流調節を用いた実験では, 
    格子スケールの降水域は西進している. 
この様子は, 本実験の対流調節を用いたすべての実験ケースと共通する. 


水平スケール約 10000 -- 20000 km の降水域の東進は, 
NH1991a でははっきり見られる. 
しかし本実験の対流調節を用いた結果は, 
どの結果も NH1991a に比べて非常に弱い. 
NH1991a のこの降水域の東進速度は, 8.5 m/s であるが, 
本実験では 23 m/s である. 

\end{itemize}

本実験の積雲パラメタリゼーションに Kuo  を用いた結果は, 
    上層で放射冷却率の最大値を持つ実験 kuo-mradlAc で,  
    NH1991a と似た傾向を示す. 
NH1991a で用いているモデルは, 
    H1998 で用いているモデル (実験 adj-con と同様のもの) と比べ, 
    放射冷却率は上層で最大値をもつ分布であったのかもしれない. 

NH1991a と本実験とは, 
    降水域にはくつかの水平スケールの階層構造が存在し, 
    水平スケールによって東進, 
    あるいは西進する特徴を持つという点では一致している. 
しかしその水平スケールや進行方向や速度には, 多くの相異点が存在する. 
それぞれのモデルにおける降水活動を維持するメカニズムやその進行方向や速度
    を検証するためには, 
    そのモデルの物理過程, 
    力学過程を簡略化したモデルを構築して多くのパラメタ実験を行う必要があ
    る. 


\pagebreak
\subsection{観測との比較}
\Dseclab{観測との比較}

本節では, 
衛星データを用いて降水構造の解析を行った, 
Nakazawa (1988), 
Takayabu (1994), 
衛星データと NCEP の再解析データを用いて降水構造の解析を行った, 
Wheeler and Kiladis (1999) と本実験の結果との比較を行う. 

比較は, 以下の 5 つの項目について行った: 

\begin{itemize}
\item {\bf 約 40 m/s の東進擾乱} 

Wheeler and Kiladis (1999) は, 
     1000 hPa のジオポテンシャルと下層の温度場との 
     squared coherency をとった結果から, 
     時空間スペクトル図に h=200 の Kelvin 波に対応する擾乱が見られる
     ことを示した. 
彼らは, 
     この擾乱を約 40 m/s の free Kelvin 波であると述べている. 

本実験の
     表面気圧の東西偏差, 
     対流圏界面付近における東西風偏差やジオポンシャル高度偏差に見られる約 
     40 m/s の東進は, 
     この Kelvin 波の位相速度とほぼ一致する. 

\item {\bf 格子スケールの降水域 }

Nakazawa (1988) は, 
クラウドクラスターは 1 -- 2 日の寿命を持ち, 
水平スケール数 100 km で西進することを示した. 
Takayabu (1994) は, 
スペクトル解析から, 
クラウドクラスターの西進速度は約 20 m/s であり, 
約 2 日の準周期性を持つことを示した.  
% このことについて Takayabu (1994) は, 
% この 2 日のモードは赤道慣性重力波と一致するとした. 

対流調節を用いた実験の格子スケールの降水域は, 
西進速度は遅い (7 m/s) ものの, 
寿命と水平スケールは観測とほぼ一致するようである. 
Kuo を用いた実験のうち,
放射冷却率が中層で最大値を持つ実験の格子スケールの降水域は, 
水平スケールは一致するものの, 
西進速度は遅く (7 m/s). 
寿命もやや長い ( 2 日程度). 

\item {\bf 水平スケール 3000 km の降水域}

Nakazawa (1988) は, 
スーパークラウドクラスターは, 
クラウドクラスターの包絡として存在し, 
水平スケールは 3000 -- 5000 km であり, 
 10 -- 15 m/s で東進することを示した. 
Wheeler and Kiladis (1999) は, 
OLR から同定された等価深度 h=25 (位相速度約 16 m/s) 
の Kelvin モードは, 
積雲活動と結合したケルビン波であるとしている. 

対流調節を用いた実験の水平スケール 3000 km の降水域は, 
観測とほぼ一致している. 
また, 
\Dseclab{熱帯の降水活動と循環構造の生成維持機構} 
で述べた水平スケール 3000 km 
の降水域を生成維持するメカニズムと 
Wheeler and Kiladis (1999) の主張は一致する. 

\item {\bf 水平スケール 10000 -- 20000 km の降水域}

MJO は, 東西波数 1 (水平スケール約 20000 km), 
30 -- 60 日 (15 -- 8 m/s), で変動する擾乱である
(Madden and Julian, 1972; Nakazawa, 1988)

しかし本実験の東進速度は, 観測の MJO よりずっと速い. 
% また多くの人が, 
% Hayashi and Sumi (1986) で見られる, 
% 彼らの実験結果の東西波数 1 (水平スケール約 20000 km ) 
% の変調を MJO に対応するものと考えることに異論を唱えているような気も
% するがよく知らない. 

\item {\bf 熱帯降水活動の階層構造}

Nakazawa (1988) の解析から, 
熱帯降水構造には, 
MJO, スーパークラスター, スーパークラウドクラスターという 
3 つの階層構造が存在することが示唆された. 

本実験で, 
この様な 3 つの水平スケールの降水域の階層構造が見られるのは, 
対流調節を用いたケースである. 
Kuo を用いたケースでは, 
3 つの階層構造のうち, スーパークラスターの構造に対応する水平スケール
3000 km の降水域は存在しないようである. 

\end{itemize}



