\documentclass[11pt,a4j]{jarticle}

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\begin{document}

\twocolumn[
           \begin{center}
           {\Large\bf  対流圏--成層圏力学結合の予測可能性}
           \end{center}

	   \begin{flushright}
	    {\large \bf 向川 \  均(京大・防災研)・廣岡 \  俊彦(九大・理)}
	   \end{flushright}

           \vspace*{8mm}
          ]

\noindent
{\bf 1. はじめに}

近年，対流圏の天候パターンや気候に及ぼす成層圏循環の影響の重要性が認識さ
れるようになり，成層圏-対流圏間の力学的相互作用に関する多くの研究が行わ
れている．特に，この相互作用は，冬の成層圏循環における最も顕著な現象であ
る成層圏突然昇温現象(SSW)の発生期において，最も明瞭になることが期待され
る．SSWの基本メカニズムは，Matsuno(1971) により, 対流圏から鉛直伝播する
大振幅のプラネタリー波と成層圏における帯状平均風との相互作用という枠組み
で基本的には理解しうることが示されている．このため，成層圏に対する対流圏
循環の影響は，SSWイベントにおける昇温現象の極大期以前に明瞭になることが
予期される．

しかしながら，突然昇温現象の発生時にしばしば観測される，対流圏におけるプ
ラネタリー波の増幅メカニズムを矛盾なく説明する理論は依然として存在しない
(Andrews et al. 1987)．また，現業の数値予報モデルを用いて，実際に発生し
た昇温現象を，どれくらい以前から予測しうるのかという予測可能性や，成層圏
突然昇温の前駆現象に言及した研究も少ない(例えば，Mechoso {\it et al.},
1985)．

一方，中長期予報の精度向上の観点からは，成層圏循環の変動が対流圏循環に及
ぼす影響とその予測可能性を解明することが重要である．例えば，Baldwin and
Dunkerton (1999, 2001) は，統計的解析によって，極渦の弱い状態と強い状態
にそれぞれ対応する北極振動(以下 AO)の正負のシグナルが，成層圏上層から徐々
に成層圏中を下方伝播して対流圏にまで達することを指摘している．また，SSW 
はAOシグナルが負の大きな値となる期間とよく対応するので，SSWイベントにお
ける昇温現象の極大期以降に，AOシグナルの変動を通じて，対流圏に対する成層
圏循環の影響が明瞭になることが予想される．しかしながら，AOシグナルの下方
伝播メカニズムはもちろん，その力学的メカニズムも明らかにはされていない．

向川・廣岡(2003) や向川他(2003)では，気象庁一ヶ月予報結果を用いた解析か
ら，1998年/99年の冬季に発生したSSWは一ヶ月程度以前より予測可能であること
を示している．また，SSW 発生をうまく予測するには，対流圏での惑星規模波の
増幅に都合のよい帯状風分布が形成されることが必要であり，それには，総観規
模擾乱の活動をうまく予測する必要があることが示唆された．しかし，これらの
結果は，最も確らしい初期値から時間積分を行ったコントロールランのみの解析
に基づいたものであり，全アンサンブル予報メンバーを用いたより詳しい解析が
必要である．

そこで本研究では，向川・廣岡(2003)や向川他(2003)で解析された1998 年12 月
中旬に発生したSSWについて，昇温の極大期以降における対流圏循環変動の予測
可能性を気象庁一ヶ月予報モデル結果を用いて解析する．また，気象庁一ヶ月予
報の全メンバーを用いて，2001年12月に発生した波数1型の成層圏突然昇温現象
の予測可能性とその前駆現象について詳しく調べる．

\vspace{1em}
\noindent
{\bf 2. データ}

1998/99年の冬季期間のデータ解析で用いた気象庁一ヶ月予報データは，向川・
廣岡(2003)や向川他(2003)と同じ，水平解像度T63，鉛直層数 30 (モデル上端は
1hPa) の気象庁数値予報モデルの時間積分結果に基づく．この期間で解析できた
のは，毎週木曜日を初期日とする週一回のコントロールランのみである．予測結
果は，12時間毎に，1000hPa から10hPa までの 17 等圧面上での緯度経度2.5度
格子点データとして提供された．

一方，2001/2002年の冬季期間のデータ解析で用いた気象庁一ヶ月予報結果は，
水平解像度T106,鉛直層数40(モデル上端は0.4hPa)の数値予報モデルにより得ら
れている．アンサンブル予報は毎週水曜と木曜に実施され，コントロールランと，
BGM法で生成された初期摂動を含む12摂動ランの全13メンバーについて解析を行っ
た．予測結果は，24時間毎に1000hPa から1hPaまでの22等圧面上での緯度経度
2.5度格子点データとして提供された．

一方，同期間の実況データとして，1998/99年 については，6時間毎の1000hPaか
ら10hPaまでの17等圧面上での緯度経度1.25度格子点データとして提供された気
象庁全球客観解析(GANAL)データを用いた．一方，2001/2002 のGANALデータの水
平・時間解像度は同じではあるが，1000hPaから0.4hPaまでの23等圧面上で与え
られている．

\vspace{1em}
\noindent
{\bf 3. 結果1: 1998/99年の冬季循環}

\noindent
{\bf 3.1 大気循環の特徴}

まず，1998年11月，12月の大気循環の特徴を簡潔に記述する．図1からわかるよ
うに，1998年12月12日頃から一週間程度で40Kも成層圏極域の温度が上昇し，そ
れに伴い，成層圏高緯度域で東風となり，典型的なSSW(major warming)が発生し
た．この昇温が極大となるのは，12月17日頃である．

\begin{figure}[t]
 \begin{center}
  \includegraphics[width=75mm]{fig1.eps}
%
  \caption{\small 1998年11月1日から12月31日までの北緯60度における帯状風
  速(m/s)の高度--時間変動(上)．値が負の領域に陰影．(下) 10hPaにおける帯
  状平均温度(K)の時間-緯度(北緯)断面．}
  \end{center}
\end{figure}

図2aで示した，旬平均10hPa等圧面高度場の分布から，この突然昇温現象は東西
波数1のプラネタリー波の増幅によって生じたことがわかる．一方，突然昇温現
象が終了した12月末に，対流圏では，アラスカ付近に顕著なブロッキング現象に
伴う高気圧性循環が発生した(図2b)．図2aより，この高気圧性循環は10hPa 等圧
面高度場でも明瞭に存在しており，成層圏中部にまで達する非常に背の高い順圧
構造を持っていることがわかる．向川・廣岡(2003)や向川他(2003)は，このSSW 
後のブロッキングは，Kodera and Chiba (1995) が指摘したように，SSWを引き
起した惑星規模波が極向きに伝播するのに伴って形成されたことが確かめられて
いる．

\begin{figure}[t]
 \begin{center}
  \includegraphics[width=75mm]{fig2.eps}
%
  \caption{\small (a) 10日平均10hPa等圧面高度．コンター間隔は200m．(b)
10日平均500hPa等圧面高度. コンター間隔は100m.}
  \end{center}
\end{figure}

\vspace{1em}
\noindent
{\bf 3.2 AO の予測可能性}

このSSW直後の対流圏循環の予測可能性を調べるため，まず，AO signature の予
測可能性について吟味した．ここで用いたAO signatureとは，Baldwin and
Dunkerton (1999) に従い，気候場からの日々の高度偏差場の，北半球高度場変
動の第一主成分(いわゆるAnnular mode)への射影の大きさを正規化したもので定
義した．従って，AO signature が負の値の時は，極渦(西風)が弱い状態に対応
する．

図3aにこの期間に観測された AO signature の高度時間変化を示す．SSW の最盛
期である，12月15日以降，100hPaより上空の成層圏では，AO signatureは顕著に
大きな負の値となる．しかしながら，12月末以降の対流圏への下方伝播は明瞭で
はない．特に，図2で見られるように，アラスカ上空でブロッキングが発達した
12月25日付近で，対流圏でのAO signatureは大きな正の値となった．従って，こ
のSSW直後の時期においては，AOという観点からすると，成層圏-- 対流圏間の力
学的結合は明瞭ではない．一方，図3bに，1000hPaでのAO signatureの観測値(破
線) と，一週間ごとに実施された気象庁一ヶ月予報のコントロールランによる予
測値(色付き実線)を示した．陰影部は1998年11月から1999 年1月までの観測され
たAO signature変動の標準偏差を示す．SSW終了期の12 月下旬に注目すると，観
測値は，前述したように大きな正の値になるのに対して，1週間以上前からの予
測値(肌色以外の実線)ではこの変動を予測できず，そのほとんどは負の値を予測
している．この一例だけから断言するのは難しいが，SSW 後の対流圏内における
AO signatureの変動を予測するのはかなり困難であることがわかる．

\begin{figure}[t]
 \begin{center}
  \includegraphics[width=80mm]{fig-ao.eps}
%
  \caption{\small (a) 観測された AO singature の時間--高度変化．値は各気
  圧面で正規化されている．陰影は負の値．(b) 1000hPa での AO signature の
  観測値(破線)と気象庁一ヶ月予報による予測値(色付き実線)．陰影は1998年11
  月から1999年1月までのAO signature変動の標準偏差．}
  \end{center}
\end{figure}

一方，向川・廣岡(2003)や向川他(2003)によると，このSSW後にアラスカ上空で
発達したブロッキング現象は，成層圏循環の影響を強く受けていることが示唆さ
れるため，その発生の予測可能性はかなり高いことが予期される．このことを確
かめるため，図4に，図3と同じ期間における北太平洋域で定義した帯状流指数
(Zonal Index)の観測値と予測値を示す．ここで用いた帯状流指数は，東経135度
から西経135度までの北太平洋領域で平均した，北緯40 度と北緯70度の500hPa 
高度場の差で定義した．破線が観測値，色付きの実線が1週間ごとに実施された
気象庁一ヶ月予報のコントロールランによる予測値である．この図から，SSW後
の12月18日付近で，アラスカ付近でのブロッキング高気圧の形成に伴い，東西流
の卓越する状態(high-index state)から，南北流の卓越する状態(low-index
state)に明瞭な遷移が生じていることがわかる．また，気象庁一ヶ月予報もかな
り以前からこの遷移を予測していることがわかる．例えば，黄色の実線で示され
た12月3日を初期値とする予測値でも，この遷移をうまく予測している．従って，
この遷移は，約3週間以前から予測可能であることが示唆される．Kimoto et
al. (1992) は，1989年に同じくアラスカ上空で発生したブロッキング形成の予
測可能性について気象庁予報モデルを用いた詳しい解析を行ない，ブロッキング
形成は，その約1週間以前を初期値とした場合，うまく予測できないことを示し
ている．彼らの結果と比較すると，このSSWの発生に付随して，惑星規模波が極
向きに伝播することによって生じたブロッキング現象の予測可能性は極めて高い
ことが示唆される．これは，SSWに伴う成層圏循環の変動が，対流圏循環をコン
トロールしていることの現れであると考えられる．

\begin{figure}[t]
 \begin{center}
  \includegraphics[width=80mm]{fig-zi.eps}
%
  \caption{\small 図3と同じ，但し，帯状流指数(m)の観測値と予測値を示す．
  帯状流指数は，東経135度から西経135度までの領域で平均した，北緯40度と70
  度との間での500hPa等圧面高度差で定義した．}
  \end{center}
\end{figure}

\vspace{1em}
\noindent
{\bf 4. 結果2: 2001年のSSWの予測可能性} \\

この章では，2001年の12月末に発生した波数1型のSSWの予測可能性について，気
象庁一ヶ月予報の全アンサンブルメンバーを用いて解析した結果について報告す
る．

\vspace{1em}
\noindent
{\bf 4.1 成層圏極域温度の予測可能性}

\begin{figure}[t]
 \begin{center}
  \includegraphics[width=80mm]{fig-2001t.eps}
%
  \caption{\small 2001年11月から2002年1月までの10hPa，北緯80度における帯
  状平均温度(K)の時間変動．緑色の実線は観測値，実線は各予測値．(上) 12月5日，
  6日を初期日とする予測．(下) 12月12日, 13日を初期日とする予測．上図で成
  層圏極域温度を最も高く予測したRun 1を青実線で，最も低く予測したRun 2を
  赤実線で示す．}
  \end{center}
\end{figure}

図5に，2001年11月から2002年1月までの10hPa，北緯80度における帯状平均温度
の時間変動を示した．緑色の実線は観測値，実線は各予測値である．SSW に伴う
成層圏極域の昇温が極大となるのは，12月25日付近である．上図に，12月5日，6 
日を初期値とする全アンサンブルメンバーの予測値を示した．いくつかのメンバー
はSSWの発生をうまく予測しているが，昇温を全く予測できていないメンバーも
存在し，予報間の散らばり(スプレッド)は極めて大きい．一方，それから一週間
後の，12 月12日，13日を初期値とする予報では，各メンバー間のスプレッドも
小さく，全ての予報が極域の昇温をうまく予測している．従って，このSSWは，
約2週間程度前から予測可能であることがわかる．また，12月5日，6 日を初期値
とした場合，予測間のスプレッドが大きいことから，SSWのオンセット以前では，
成層圏極域の温度を予測する場合，初期値に対する鋭敏性が極めて大きいことが
示唆される．

以下では，このSSWの前駆現象を調べるため，12月6日を初期値とするアンサンブ
ルメンバーについて詳しく調べる．また，SSWを引き起した波数1の惑星規模波の
活動度に着目すると，12月13日頃からアンサンブルメンバー間の違いが明瞭にな
り始めるので，以下ではこの時期の循環の違いに着目する．まず最初に，SSWの
発生を最もうまく予測した予報と，SSWの予測に失敗した予報を互いに比較して
吟味する．そのため，以下では，12月6日を初期値とするアンサンブルメンバー
の中で，12月25日における成層圏極域温度の予測値が最も高く，観測値に近い予
測をRun 1(図5での青実線)，逆に，予測温度が最も低くSSWの発生を全く予測で
きなった予測を Run 2(図5での赤実線) と呼び，両者の比較を行う．

\vspace{1em}
\noindent
{\bf 4.2 SSWの前駆現象}

まず，図6に，12月12日から14日の3日間で平均した，帯状平均風(m/s)の子午面
分布の観測値(左図)と，SSWの予測に成功したRun 1(中図)と，失敗したRun 2
(右図)の予測値を示す．観測値と，SSWの予測に成功した Run 1 では，対流圏北
緯60度付近の西風が弱く，北緯80度付近に比較的強い西風が存在する．一方，
SSWの予測に失敗した Run 2 では，全く反対に，北緯60度付近の対流圏で西風が
強く，北緯80度付近には東風が存在する．この帯状風分布の違いは，向川・廣岡
(2003)や向川他(2003)によって，1998年12月のSSW発生前にも確かめられた同様
の前駆現象である．

一方，図7に，図6と同時期での 300hPa等圧面高度分布を示す．観測値(左図) と
SSWの予測に成功した Run 1 (中図) では，波数1の増幅に伴い，極渦の中心が太
平洋域にシフトし，大西洋域やヨーロッパ域では，ブロッキングに伴い高気圧性
循環が卓越していることがわかる．一方，SSWの予測に失敗したRun 2 では，ヨー
ロッパ域でのブロッキングは既に衰退してしまい，波数1の増幅も明瞭ではない．
また，Run 2では北大西洋域の西風ジェットは北緯60度付近に存在するが，観測
値やRun 1 では，ブロッキングの形成により，北緯80度付近にまで北上している．
従って，ブロッキングの形成が，図6に見られる特徴的な帯状流分布の違いをも
たらしたと考えられる．また，Run 1と観測値を比べると，ブロッキングの強さ
や位置はかなり異なっていることから，SSWの予測には，ブロッキングの発生位
置や強度の正確な予測はあまり重要ではないことが示唆される．

\begin{figure*}[t]
 \begin{center}
  \includegraphics[width=170mm]{fig-uzm.eps}
%
  \caption{\small 12月12日から14日の3日間で平均した，帯状平均風(m/s)の緯
  度--高度(1000hPaから10hPa)分布．(左)観測値，(中) Run 1，(右)Run 2．}
  \end{center}
\end{figure*}

\begin{figure*}[t]
 \begin{center}
  \includegraphics[width=170mm]{fig-z300.eps}
%
  \caption{\small 図7と同じ，但し，300hPa 等圧面高度}
  \end{center}
\end{figure*}

次に，12月6日を初期値とする全てのアンサンブルメンバー(13メンバー)を解析
して得られた，12月13日前後において，SSW 発生予測と関連する大気循環場の特
徴について報告する．まず，図8上に，成層圏極域の昇温が極大となる12月25日
の，北緯80度，10hPa における帯状平均温度の予測値に線型回帰することにより
求められた，12 月13日における帯状平均風の予測値のアンサンブル平均値から
の偏差を示す．色付の陰影部は，この偏差が有意な領域を示す．この図より，図
6 と同様に，12月13日に対流圏の北緯60度付近で西風が弱く，北緯80度付近で西
風が強いときには，12月25日の成層圏極域の温度が高くなる傾向があることが示
される．すなわち，図8 は，SSW発生と関連する特徴的な帯状平均風分布を示し
ている．また，高緯度対流圏中部における偏差の大きさは6m/s に達し，図8下と
比較するとアンサンブル平均値(5m/s)とほぼ同じ大きさであることがわかる．

一方，図9の上図は，12月13日の帯状平均風予測値のアンサンブル平均からの偏
差場に関して主成分分析を行った結果得られた，スプレッドの第一主成分を示す．
すなわち，この図は，予測の散らばりが最も大きくなる帯状平均風偏差場のパター
ンを示している．その寄与率は，図9の下図より，41\%に達している．図9で得ら
れたパターンは，対流圏において北緯60度付近と，北緯80度付近との間でのシー
ソーパターンを示している．図8と比較すると，このパターンは，SSWの発生予測
と関連する偏差パターンとよく似ていることがわかる．従って，12月6日を初期
値とする予報において，成層圏極域の予測値のスプレッドが大きくなったのは，
12月13日付近で，この両者のパターンがほぼ一致したことが原因と考えられる．

\vspace{1em}
\noindent {\bf5. 結論}

1998年12月に生じた成層圏突然昇温現象(SSW)に伴う対流圏循環の予測可能性と，
2001 年12月に生じたSSWの前駆現象について，気象庁一ヶ月予報モデル結果を用
いて解析を行った．

まず，1998年12月SSWの最盛期以降においては，対流圏内の北極振動シグナル(AO
signature)は長期間予測可能な因子ではないことが示された．むしろ，SSW を引
き起す原因となった，プラネタリー波の極向き伝播に伴って発生するブロッキン
グ現象が，かなり以前(3週間以前)から予測可能であることが示された．この予
測可能な期間は，SSWを伴わないブロッキング現象の場合と比べてかなり長い．
その原因として，SSW 発生期では，プラネタリー波の南北伝播を通して，成層圏
循環が対流圏循環をコントロールしているためであると考えられる (Kodera and
Chiba 1995)．

一方，2001年12月のSSWの予測可能性について，気象庁一ヶ月予報の全アンサン
ブルメンバーを用いて解析した結果，このSSWは2週間程度以上前から予測可能で
あることが示された．また，SSWの前駆現象に対応すると思われる，SSW発生期で
の対流圏における帯状流変動は，向川・廣岡(2003)や向川他(2003)で得られた，
1998年12月のSSWに伴うものと同じであり，北緯80度付近における西風の強化，
北緯60度付近における西風の弱化で特徴づけられる．しかし，2001年12月の帯状
流変動は，1998年12月とは異なり，ヨーロッパ域でのブロッキング現象の発生と
関連していた．さらに，この帯状流変動は，予測間のスプレッドが最大になる方
向とも一致したため，SSWオンセット期に初期値に対する鋭敏性が極めて高くなっ
たと考えられる．

\begin{figure}[t]
 \begin{center}
  \includegraphics[width=70mm]{fig-reg.eps}
%
  \caption{\small (上) 12月6日を初期値とする予測値から得られた，SSWと関
  連する12月13日における帯状平均風予測値の偏差場(m/s)．統計的有意性が
  95\% 以上有意な領域に，色付き陰影を付けた．(下) アンサンブル平均．本文
  参照．}
  \end{center}
\end{figure}

\begin{figure}[t]
 \begin{center}
  \includegraphics[width=70mm]{fig-eof.eps}
%
  \caption{\small (上) 12月6日を初期値とする予測値から得られた，12月13 
  日における帯状流偏差場の第一主成分．負の値に陰影を付けた．(下) 各主成
  分得点の分布．}
  \end{center}
\end{figure}

\begin{center}
{\bf 謝\hspace{1em}辞}
\end{center}

データを提供して頂いた，気象庁数値予報課ならびに気候情報課の皆様に深く感
謝する．図の作成には地球流体電脳ライブラリを用いた．

\begin{center}
{\bf 参考文献}
\end{center}

\begin{list}{}{
\setlength{\itemindent}{0pt}
\setlength{\labelsep}{0pt}
\setlength{\leftmargin}{1zw}
\setlength{\listparindent}{-1zw}
\setlength{\parsep}{0pt}
\setlength{\itemsep}{0pt}
}

\item \hfill
\vspace{-\baselineskip}

 Andrews, D. G., J. R. Holton, and C. B. Leovy, 1987: {\it Middle
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 Matsuno, T., 1971: A dynamical model of stratospheric suden
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 Mechoso, C. R., K. Yamazaki, A. Kitoh, and A. Arakawa, 1985:
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 向川 均・廣岡 俊彦, 2003: 成層圏突然昇温の予測可能性 --1998年11月，12月
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 向川 均・佐海 弘和・廣岡 俊彦, 2003: 成層圏突然昇温現象の予測可能性
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\end{list}

\end{document}




