修士論文

EISCAT ス ヴ ァ ー ル バ ル レ ー ダ ー デ ー タ を 用 い た
極冠域下൉熱圏ൌの研究

名古屋大学大学院理学研究科
素粒子宇宙物理学専攻宇宙地球物理系（太ຨ地球環境研究所）

津田卓雄

平 成 16 年 度

要旨
極冠域下൉熱圏ൌに関する統‫ڐ‬的な研究を、Longyearbyen（北緯 78 度）にある EISCAT ス
ヴァールバルレーダー(ESR)データを用いて、初めて行なった。本研究では、極冠域下൉熱圏大気ダイナミクスを理ӕするための第一歩として、ESR CP-2 モードにより 1998 年 8 月から 2004
年 6 月までに取得された 80 日分のデータをӕ析した。‫ݗ‬度 95-120 km における平均ൌおよび大気潮汐波（24 時間成分、12 時間成分）の統‫ڐ‬的描像を調べ、またそれらの季節変動を調べた。
さらに、Tromsø（北緯 70 度）に位置する EISCAT UHF レーダーデータを併せ用いて、極域下൉熱圏ൌの緯度変動を調べた。また、大気潮汐波モデル（GSWM-02）の‫ڐ‬算値と比Ԕを行なった。さらに、南北ൌ速度に関しては、2 種་の導出法から求めたൌ速データの比Ԕを行なった。
全 80 日分を時間・‫ݗ‬度ごとに平均したデータから求めた南北平均ൌは、‫ݗ‬度 100 km 以上
で、主に北向き 10-20 m/s 程度、東西平均ൌは‫ݗ‬度 115 km 以下で主に東向き 10-20 m/s 程度、
鉛直平均ൌはすべての‫ݗ‬度で上向き(5-10 m/s)である。一方データを季節毎に分་して季節変動を調べると、南北平均ൌは顕著な季節変化を示し、夏期に北向き 10-40 m/s、冬期に 20-40 m/sとൌ向きが逆転していた。一日潮汐波は、主に直接励֬的な位相‫ݗ‬度プロファイルを示していた。‫ݗ‬度とともに振幅強度は増加し、‫ݗ‬度 116 km 以上では、最も支配的な波動成分となっていた。一日潮汐波については、顕著な季節変化は見られなかった。半日潮汐波は主に上方伝搬性を示す特徴をしており、鉛直波ସは南北成分、東西成分、それぞれ~40 km、~30 km 程度であった。夏と冬の振幅強度が、春と秋の振幅強度と比べ大きかった。位相は季節変化を示しており、季節によりモードが異なっていることが示唆される。
Longyearbyen と Tromsø の下൉熱圏ൌを比Ԕすると、地方時平均速度データ、スペクトル、平均ൌ、大気潮汐波ともに、全般的に両者は良く似たものとなっており、北緯 70 度から北緯 80
度へかけて、基本的には་似・連携したൌ系が存在していることが予想される。GSWM-02 の‫ڐ‬算値と比Ԕすると、振幅強度に関して、春と秋で比Ԕ的良い一致を示していた。夏と冬に関しては、半日潮汐波成分の振幅が大きく異なっており、ノンマイグレーティングタイドによる寄与の存在が示唆される。
１極方式と沿磁力線方式の 2 手法において、それぞれについて南北ൌを導出し、それの平均ൌおよび大気潮汐波に関する比Ԕを行なった。１日および半日周期成分に関しては、両方式から導出したൌ速は良い一致を示した。しかし、南北平均ൌの値は両者で大きく異なるものであった。この相違の原因に関して考察を行ない、その原因として強い（5-10 m/s 程度）鉛直上
向き平均ൌの存在、または ESR 観測にイオン速度オフセット（5-10 m/s 程度）の存在を指摘した。

ࡤ辞当研究室の藤井良一教授、小川泰信助手、元場哲གྷ博士には、本研究を進めるにあたり、指導、データの取得など数多くの貴重な助ۗを頂きました。深く感ࡤの意を表します。
本研究で使用したEISCATスヴァールバルレーダーのデータは、EISCAT科学協会により提供されたものあります。EISCAT科学協会に深く感ࡤいたします。
GSWMの結果を提供して頂いたHAO/NCARのHagan博士に感ࡤの意を表します。
地磁気活動度のデータは、Tromsø大学より提供して頂きました。Tromsø大学の関連する全ての方々に感ࡤいたします。
当研究室のੰ立和寛氏、岩橋弘幸氏には日々の研究ににおいて、多くの助力を頂きました。
深く感ࡤいたします。
当研究室の岡田慶吾氏、櫻井彰宏氏、藤村昌樹氏には、研究生活において数多くの刺激を与えて頂きました。ありがとうございます。
また、本論文の作成にあたり、研究から日々の生活まで、೪常に多くの方々にお世話になりました。残念なことに全ての方々を明記するとこはできませんが、心から御礼を申し上げます。
最後に、指導教官である野澤悟徳助教授には、全ての面でお世話になりました。不甲斐ない自分を常に叱咤激励し、修士論文作成へと熱く導いて頂きました。心より感ࡤ致します。

目次
要旨
ࡤ辞
第1章

イントロダクション…………………………………………………………………. 1

1.1 地球大気………………………………………………………………………………….. 1
1.2 大֩模なൌ系…………………………………………………………………………….. 1
1.3 大気波動………………………………………………………………………………….. 3
1.4 研究背景………………………………………………………………………………….. 7
1.5 本研究の目的…………………………………………………………………………….. 8
第2章

観測装置とデータ……………………………………………………………………. 14

2.1 EISCAT レーダー…………………………………………………………………………. 14
2.2 ೪干渉散乱レーダーによる物理量の導出…………………………………………….. 14
2.3 観測プログラム………………………………………………………………………….. 16
2.4 中性ൌ速度導出………………………………………………………………………….. 17
2.4.1 1 局方式………………………………………………………………………………. 17
2.4.2 沿磁力線方式………………………………………………………………………... 18
2.5 周波数ӕ析……………………………………………………………………………….. 19
2.6 大気潮汐波モデル……………………………………………………………………….. 20
第3章

結果……………………………………………………………….…………………… 29

3.1 統‫ڐ‬的描像…………………………………………………………….…………………. 29
3.2 季節変動…………………………………………………………….……………………. 31
第4章

考察……………………………………………………………….…………………… 46

4.1 下൉熱圏ൌの緯度変動…………………………………………….……………………. 46
4.2 平均ൌ……………………………………………………………….……………………. 48
4.3 大気潮汐波………………………………………………………….……………………. 48
4.3.1 一日潮汐波…………………………………………………….…………………….

48

4.3.2 半日潮汐波…………………………………………………….…………………….

49

4.4 2 手法により導出した南北ൌ速度の比Ԕ……………………….……………………... 50
4.4.1 ൌ速データの比Ԕ……………………….…………………………………………... 50
4.4.2 平均ൌ、大気潮汐波の比Ԕ…………….…………………………………………... 51
4.4.3 南北平均ൌの相違について…………….…………………………………………... 51
4.4.4 沿磁力線方式の検討…………………….………………………………………….. 51
4.4.5 ESR イオン速度のオフセット………….………………………………………….. 53
第5章

まとめ……………………………………………………………………………….… 74

第6章

今後のӀ題……………………………………………………………………………. 76

参考文献…………………………………………………………………………………………. 77

第1章

イントロダクション

1.1 地球大気
地球表面を覆う薄い膜、大気は密度成層のため水平方向にほぼ一様である。一方、鉛直方
向には大きく変化しており、いくつかの領域に分་される。地上から‫ݗ‬度約 1500 m までを大気境界層と呼び、それより上の大気は地表面との摩擦による影‫؜‬を受けない自由大気と呼ばれる。自由大気を分་する方法のひとつとして、大気温度による分་がある。20 世紀に入ってから観測データに基づいて、４つの‫ݗ‬度領域、すなわち対流圏（< ~15 km）、成層圏（~15 - ~50 km）、
中間圏（~50 - ~90 km）、熱圏（~90 - ~600 km）、に分་された（図 1.1 参照）。大気温度は地表面から‫ݗ‬度 15 km 付‫ؼ‬までは、約 7 K/km の気温減率で単一減少となる。対流圏では、主に熱は対流によって運ばれる。15 km 付‫ؼ‬をこえると大気温度は上昇に転じ、‫ݗ‬度 50 km 付‫ؼ‬まで上昇する。これは主に成層圏に含まれるオゾンの紫外線吸収による加熱効果による。そして‫ݗ‬
度 50 km 付‫ؼ‬を過ぎると再び大気温度は減少に転じ、‫ݗ‬度 90 km 付‫ؼ‬で最小となる。これは放射冷却の効果によっており、主に二酸化炭素の 15 µm 放射とオゾンの 9.6 µm 放射が重要な役割を果たしている。‫ݗ‬度 90 km 付‫ؼ‬が地球大気温度の極小域であり、中間圏界面と呼ばれている。
‫ݗ‬度 90 km より上では、極端紫外線（EUV）や X 線によって大気は加熱され、大気温度は‫ݗ‬度とともに 600 km 付‫ؼ‬まで上昇し、それより上ではほぼ一定となる。
1980 年以降、領域間の相互作用が注目され、対流圏、成層圏、中間圏に関しては多くの研究がなされ、その理ӕは大幅に深まった。しかしながら、中間圏−熱圏、磁気圏−஢離圏−熱圏の相互作用の理ӕは未だ十分なものではなく不明な点が多い。極域下൉熱圏における領域間
結合過程において、中性大気は重要な役割を担っているが、その力学過程、すなわち極域下൉
熱圏大気ダイナミクスの理ӕは限られている。この領域では、下層大気より伝搬してくる各種
大気波動による影‫؜‬に加え、地球固有磁場の磁力線を介して磁気圏と密接に関係しているため、
஢磁気的な結びつきも強く、大気ダイナミクスはより複ߙなものとなっている。

1.2 大֩模なൌ系
大気のダイナミクスは複ߙであるが、時空間的に大֩模な大気の運動を考えることにより、大気の流れ、すなわちൌの基本的な振る舞いをおおまかに捉えることができる。まず、大気は流体であり、一般的に運動方程式は、ナヴィエ̶ストークス（Navier-Stokes）の方程式、rdu= F - —p + m— 2u
dt

(1.1)

と連続の式、†1

dr+ r— ⋅ u = 0
dt

(1.2)

により記述される。ここで、 r は大気密度、 u はൌ速、 F は外力、 p は大気圧、 m は粘性係数を表す。いま大֩模な場、すなわち定常状態を考えているので、加速度はなく、大気粘性の効†

果は小さいとして、式(1.1)の左辺と右辺第 3 項をゼロと置く。この場合、大気の運動方程式(1.1)

†

†

†

†

†

は、気圧傾度力とその他の外力のつりあいで表現される。鉛直方向における支配的な外力は重力であるため、鉛直方向においては、重力と気圧傾度力がつり合うことになり（図 1.2 参照）、式(1.1)より次式(1.3)が導かれる。

∂p
= -rg
∂z

(1.3)

ここで、 g は重力加速度、 z は鉛直方向の座標ࡃ[上向き:正]を表す。この関係はৌ水圧平衡と呼ばれ、地球大気が鉛直方向に安定した構造をもつことを示している。そのため鉛直方向のൌ†

速は、成層圏、中間圏、熱圏では೪常に小さいと考えられている（例えば、中間圏では 0.01 m/s††以下）。一方、水平方向においては、コリオリ力の効果が重要である。温度構造によって決まる
気圧傾度力と大気に働くコリオリ力がつり合い、地衡ൌ平衡と呼ばれる、次式(1.4)で表される
関係が成り立つ。

fu = -

1 ∂p
r ∂y

(1.4)

ここで、 f はコリオリパラメータ、 u は東西ൌ速[東向き:正]、 y は南北方向の座標ࡃ[北向き:正]を表す。このような地衡ൌバランスが成立している場合、ൌは等圧線に沿って吹くことになる。

†

北半球では、コリオリ力はൌの進行方向に対して右向きに作用するので、‫ݗ‬圧側を右手に見る

†

†

†

ようにൌは吹く（図 1.3 参照）。この関係は、鉛直方向に成り立つৌ水圧平衡と違い、ൌの進行
方向と力のつりあいの方向が異なっている。そのため、水平方向には安定した定常流が存在できることが分かる。等圧線の曲率が大きくなると気圧傾度力が一定でも、ൌ向きが変わることによる加速度（遠心力）が無視できなくなり地衡ൌの関係は成立しなくなる。従って、力のバ
ランスに遠心力の項が加わり次式(1.5)の関係が成り立つ。

fv +1 ∂p v 2+ =0r ∂r r(1.5)

ここで、 v は水平ൌ速、 r は曲率半径を表す。このൌは傾度ൌと呼ばれる。気圧傾度力は‫ݗ‬気
圧側から低気圧側へと働く。北半球において、コリオリ力はൌの進行方向に対して右向きに働††く。遠心力は極座標系で外向きの方向に働く。傾度ൌの関係はこれらの 3 つの力のバランスに†よる。従って、低気圧ではコリオリ力と遠心力の合力が気圧傾度力とつり合い、傾度ൌは反時‫ڐ‬回りに吹く。一方‫ݗ‬気圧では気圧傾度力と遠心力の合力がコリオリ力とつり合い、傾度ൌは2

時‫ڐ‬回りに吹く（図 1.4 参照）。さらに曲率が大きくなると、コリオリ力が遠心力と比Ԕして無視できるようになり、気圧傾度力と遠心力がつり合う旋衡ൌの関係式(1.6)が成り立つことになる。

1 ∂p v 2+ =0r ∂r r(1.6)

竜巻きなどは旋衡ൌに相当する。また、理想気体の状態方程式は

p = rRT†(1.7)

である。ここで、 T は大気温度、 R は気体定数を表す。式(1.4)を微分し、式(1.3)、式(1.7)を用いて書き直すと次式(1.8)が得られる。

†

†

∂u
g 1 ∂T Ê 1 ∂T ˆ
† Á+
=u˜
∂z
f T ∂y Ë T ∂z ¯

(1.8)

この式(1.8)において、右辺第 2 項は通常の大気の状態においては第 1 項に比べて小さく省略できる。従って、式(1.8)は東西ൌの鉛直傾度が温度の南北傾度に比例するという関係になる。こ†の関係は温度ൌの関係と呼ばれ、ൌの場と温度場が対応することを示している。中間圏‫ݗ‬度では、地衡ൌバランスが基本的に成立し、ൌの場と温度場はよく対応している。一方で、下൉熱圏‫ݗ‬度では、地衡ൌバランスの関係が成立しないことも報告されており[Hall et al., 2003]、下൉
熱圏において、大֩模なൌ系は温度場だけでは決まらないと考えられている。

1.3 大気波動
下൉熱圏は、節 1.2 で述べた大֩模な大気の流れの上に、振動成分、すなわち大気波動が重畳したものとなっている。対流圏や成層圏などの下層大気で励֬される大気波動は、上方へと伝搬する。伝搬過程において大気波動は物ࡐの撹拌を行いながら、上層大気へ運動量やエネルギーを輸送する。‫ݗ‬度が上がるにつれて、大気密度は減少する。大気波動のエネルギーが保存されると、波の振幅は‫ݗ‬度とともに増大する。やがて波は砕波し、運動量とエネルギーを散逸する。大気波動は、様々な周期と֩模を持ち、その特徴に応じて大気重力波、大気潮汐波、
プラネタリー波の 3 つに大きく分་される。
振動周期がブラントバイサラ周期から慣性周期までの大気波動は、大気重力波と呼ばれる。
ブラントバイサラ周期とは、スケールハイトによって決まる大気重力波の限界周期であり、その周期は地表から‫ݗ‬度 100 km 付‫ؼ‬までの領域では 5~10 分である。大気重力波は主に浮力を復元力とするため、内൉重力波ともいわれる。浮力以外にコリオリ力の影‫؜‬が無視できないもの
を特に慣性内൉重力波という。大気重力波は空間スケールとして水平方向に数十 km、鉛直方
向に数 km 程度であり局所的な波動である。大気重力波が果たしている重要な役割の一つに、中間圏界面付‫ؼ‬における夏期東西平均ൌの向きを逆転することが挙げられる。大気重力波がこ3

の‫ݗ‬度領域で砕波し、東向き運動量を大気に与えることによって֬こると考えられている。
大気潮汐波は、その周期が 1 日およびその半分、３分の１などの大気波動であり、中間圏、
下൉熱圏領域において、最も支配的な大気波動である。大気潮汐波が生じる第 1 要因は、太ຨ放射により、オゾン（成層圏）、水蒸気（対流圏）、酸素分子（熱圏）などの大気が加熱されることによると考えられている。この第 1 要因による大気潮汐波は、地球の自転による太ຨの日照に同期した大気潮汐波であり、マイグレーティングタイド（migrating tide）と呼ばれる。一方で、潜熱加熱など太ຨに೪同期な要因により励֬される大気潮汐波をノンマイグレーティン
グタイド（non-migrating tide）と呼んでいる。特にノンマイグレーティングタイドに関しては、不明な点が多く、最‫ؼ‬大きな関心を集めている。
プラネタリー波は、温度勾配によって運動している気塊に不安定性が生じた結果、コリオ
リ力等の復元力が働くことによって励֬される波動である。その周期は 2 日、5 日、10 日、16日などであり、全球的֩模の波動である。成層圏においてその活動は顕著であり、また中間圏においても多くの観測例が報告されている。中間圏において、振幅強度は大気潮汐波と比Ԕして通常小さいが、波動間相互作用や平均ൌとの相互作用を考慮すると中間圏・下൉熱圏領域で重要な役割を果たしている可能性があると考えられている。
波動を大気の変動成分として考え、大気の無ൌ、等温状態を仮定することにより、球面調
和関数を用いて波動方程式は、以下のように記述される[Forbes et al, 1982a, 1982b; Forbes, 1995]。

†
†
†

∂u
1 ∂F
- 2Wsin qv +=0∂t
cos q ∂l

(1.9)

∂v
1 ∂F
+ 2Wsin qu +
=0
∂t
a ∂q

(1.10)∂kJ
Fz + N 2 w =∂t
H(1.11)˘ 1 ∂1 È ∂u ∂+ (v cosq )˙ +( r w) = 0Í˚ r 0 ∂z 0
acosq Î∂l ∂q(1.12)

変数をそれぞれ以下に示す。

†
†
†

†
†

†

u
†
v

：東向き速度w：鉛直上向き速度：北向き速度F
N

R：擾乱成分ジオポテンシャル
2：ブラントバイサラ周波数の二乗 = kg H 、（ k = R Cp ª 2 7 ）
：気体定数

†

†
4

†
†
†

†
†
†

†
†

†
†

Cp

：定積比圧

W

：地球の自転Ԓ速度r0：気本場における大気密度

z

：‫ݗ‬度

l

；経度

q

：緯度

J

：単位ࡐ量当たりの加熱率

a

：地球半径

g

：重力加速度

H：スケールハイトt：時間

変動成分が東西波数 s 、周波数 s の経度方向に伝搬する波であると仮定すると次のようになる。

{u,v,w,F} = {uˆ, vˆ, wˆ , Fˆ } exp[i(sl - st )]††(1.13)†

東西波数は正の整数であり、経度方向の正弦振動の最大数を表す。位相を表す ( sl - st ) は s が正のとき東向き伝搬波、負のとき西向き伝搬波に対応する。すなわち、式(1.13)の実数൉は†cos( sl - st ) であり、波頭は l = st s に存在する。式(1.9)から式(1.12)に、式(1.13)を代入して、††
z と q の関数である F の単純 2 次変微分方程式を用いて、変数分離ӕが次のように存在すると考える。

†
ˆ = Â Q (q )G ( z)
F
n
n
†

†
† †

(1.14)nQ n は完全直行成分（complete orthogonal set）であり、 Gn ( z) は下で定義する。また、 Q n は完
全直行成分であることから、熱的励֬ Jˆ ( z n ,q ) 以下のように表すことができる。
†
Jˆ ( zn ,q ) = Â Q n (q ) J n ( z)(1.15)††n††

ここで J n ( z) は、加熱の‫ݗ‬度分布関数である。式(1.9)、式(1.10)、式(1.14)より、 Q n と Gn を用いて水平方向の速度は以下のように記述できる。

†

†

†

uˆ =

s
ÂU n (q )Gn (z)4W2 a nvˆ =-isÂVn (q )Gn (z)4W2 a n†(1.16)†(1.17)

ここで、

†
5

Un =

È s
1
sin q d ˘+QÍ
( f 2 - sin2 q ) Îcosq f dq ˙˚ n(1.18)Vn =È stan q d ˘1+
Q( f 2 - sin2 q ) ÍÎ f dq ˙˚ n(1.19)†である。鉛直方向については、変数分離の結果、次のように記述される。

†

È1 ∂∂ ˘ 1 ∂iskisHÍr 0 Gn ˙ +( r0kJn ) = - Gnhn
Î r 0 ∂z ∂z ˚ r 0 ∂z

(1.20)

ここで hn は分離定数として定義されるものである。 T = 256 K に対応するスケールハイト H =7.5 km の等温大気に対して N†

2= kg H 、 Gn¢ = Gn r10 2 N -1 と置き、 x = z H とすることにより、鉛直構造方程式として以下の式を得る。

††
2d 2Gn¢ ÈkH 1 ˘
r -1
d
0
¢
+
G
=
(r0Jn )
˙ †n
2† Í
dx
isN dxÎ hn 4 ˚(1.21)†

以上より、大気波動を記述する方程式は、固有関数、固有値問題としてӕくことになる。外力を F ( x ) として、式(1.21)を以下のように表す。

††

d 2Gn¢+ a 2Gn¢ = F ( x )2dx(1.22)

a 2 = kH hn -1 4 とし、以下のようなӕを持つとする。
Gn¢ ~ Ae iax + Be-iax†
F ( x ) ≠ 0 である場合を考えたとき、次の 2 つのӕが求められる。

†

hn < 0 、または hn < 4kH のとき、すなわち a 2 < 0 のとき、†Gn¢ ~ e- a x†(1.23)(1.24)である。このとき波は、振動が励֬された領域に捕捉され、伝搬しない。次に††0 < hn < 4kH のとき、すなわち a 2 > 0 のとき、†Gn¢ ~ e iax†(1.25)となる。このとき波は、‫ݗ‬度の増加とともに広がる傾向をみせる。 a の正負はそれぞれ西向き††

伝搬波、東向き伝搬波を示している。また、式(1.23)のӕにおいて一波ସ分を考えたとき、すな†

わち z = ln としたとき、 ax = 2p の関係が成り立つ。従って、鉛直波ସ lz は以下の式により得†ることができる。

†
lz =

†

2pH
=
a

2pH
kH 1
hn 4

†

(1.26)

中間圏、下൉熱圏‫ݗ‬度において、代表的な西向き伝搬性の大気潮汐波、プラネタリー波の特性を表 1.1 に示す。表で示した通り、同じ周期をもつもので、東西波数が異なるいろいろなモー†6

ドが存在する。それらの鉛直波ସは互いに異なり、そのことがそれぞれのモードの伝搬性が異なることの一因となっている。一般的に、鉛直波ସがସいモードほど、上方伝搬性が良いとۗえる。例えば、1 日周期の大気潮汐波(Diurnal tide)では、(1,1)モード以外は中間圏界面までは伝搬できずに、散逸している。以上のように、大気の波動特性を理論的に記述することができる。
しかしながら、実際には、大気の無ൌ、等温状態の仮定は成り立たず、さらに೪線形的な効果などの影‫؜‬により、大気波動の特性はより複ߙなものとなっている。

1.4 研究背景
極域下൉熱圏大気ダイナミクスの理ӕは、Chatanika(65°N, 147°W)、SøndreStrømfjord(67°N,
51°W)、EISCAT レーダーに代表される‫ؼ‬年の೪干渉散乱（IS）レーダー観測により着実に進められてきた[e.g., Brekke et al., 1973; Johnson et al., 1987; Azeem and Johnson, 1997; Nozawa andBrekke, 1999]。Johnson et al. [1987]は、Chatanika IS レーダーデータを用いて、‫ݗ‬度 90-120 kmの中性ൌ速度を求め、それらの振る舞いが地磁気活動度により異なることを報告している。
Chatanika IS レーダーは、1982 年に Søndre Strømfjord へと移され、Søndre Strømfjord IS レー
ダーとなった。Azeem and Johnson [1997]は、Søndre Strømfjord IS レーダーデータより、下൉
熱圏‫ݗ‬度で支配的な波動成分である半日潮汐波が季節に関係なく強くなっており、特に夏には冬の 2 倍程度の振幅強度となることを示した。また、地磁気ৌ穏時における下൉熱圏大気の太ຨ活動度、季節による依存性を調べた Nozawa and Brekke [1999]は、Tromsø (69.6°N, 19.2°E)のEISCAT UHF 観測データ 56 日分をӕ析し、平均ൌ、一日潮汐波、半日潮汐波が季節、太ຨ活動
度により変動し異なる様相を示すことを明らかにしている。一方で北緯 70 度をଵえるような、
さらに‫ݗ‬緯度における IS レーダーによる下൉熱圏ൌ観測は、Longyearbyen (78.2°N, 16.0°E)に০置されている EISCAT Svalbard Radar (ESR)による E 領域の観測が開始されるまで、皆無であった。van Eyken et al. [1999]は、1998 年 8 月に行われた ESR による初めての E 領域観測データを用いて、下൉熱圏における大気潮汐波に関する研究を行い、１日潮汐波、半日潮汐波、8時間周期波の振幅および位相について、‫ݗ‬度プロファイルを示すとともに、‫ݗ‬度 93 km において、周期~2.5 日波（おそらく準 2 日波）が存在していることを報告した。しかしながら、この研究は、3 つのデータセット‫ ڐ‬6 日間分のデータを用いて、南北成分のみに関して行った研究である。北緯 70 度より‫ݗ‬緯度の下൉熱圏ൌの研究は೪常に少ない。‫ؼ‬年、IS レーダー（ESR）、
FPI、流星レーダー(Nippon/Norway Svalbard Meteor Radar: NSMR) [eg., van Eyken et al., 1999;
Wu et al., 2003; Hall et al., 2003] 等により、少しずつ観測研究が行われ始めているが、地球大気において最も理ӕが乏しい領域の一つであるとۗえる。特に下൉熱圏‫ݗ‬度（95-120 km）を網羅するような統‫ڐ‬的な研究は存在しない。

7

1.5 本研究の目的
下൉熱圏ൌをおおまかに表現するならば、平均ൌに大気波動が重畳したものであるといえる。この‫ݗ‬度領域で最も支配的な大気波動現象は周期１日と半日の大気潮汐波である。それに加えて、準2日波の寄与が考えられる。すなわち、この‫ݗ‬度領域の大気ダイナミクスを理ӕするためには、平均ൌ、大気潮汐波（、準2日波）の挙動をまず明らかにする事が重要である。
本研究の目的は、これまでほとんど観測研究がされていない北緯約80度の下൉熱圏における平均ൌおよび大気潮汐波（24時間成分、12時間成分）の基本的な特性を明らかにすることにある。北緯78度に位置する唯一のISレーダーであるEISCAT Svalbard Radar (ESR)の観測データ
80日分を基に、平均ൌおよび大気潮汐波（24時間成分、12時間成分）に関する統‫ڐ‬的な研究を初めて行った。具体的には平均ൌ、大気潮汐波の基本的な特性および季節変動を調べた。そして、それらの緯度変動を調べるために、トロムソEISCAT UHFレーダーで得られている統‫ڐ‬的な結果と比Ԕを行った。さらに、大気潮汐波モデル（GSWM-02）の結果と比Ԕを行った。

8

図1.1 大気の温度構造による分་
温度分布は 1962 年の米国標準大気。[松野 and 島崎, 1981 より]

9

‫ݗ‬度

大気圧

重力

大気圧

図1.2 ৌ止大気に働く鉛直方向の力のୟり合い
ৌ止した空気塊に対して鉛直方向に働く力は重力と気圧傾度力である。気圧傾度力は空気塊の下の大気による押し上げられる力と上の大気による押し下げられる力の合力である。鉛直方向において、この気圧傾度力と重力がつり合っているため大気は鉛直方向に安定している。図中の水色の直方体は空気塊、োい矢印は重力、ঢ়い矢印は大気圧による力を表す。

10

図1.3 北半球における地衡ൌの模式図
気圧傾度力は‫ݗ‬気圧側から低気圧側へと働く。北半球において、コリオリ力はൌの進行方向に対して右向きに働く。地衡ൌの関係はこの 2 つの力のバランスによる。従って、北半球では地衡ൌは‫ݗ‬気圧側を右手に見るように吹く。図中の記号は、H: ‫ݗ‬気圧側、L: 低気圧側、を表す。
[小倉, 1984 より]

11

図 1.4 北半球における傾度ൌの模式図
気圧傾度力は‫ݗ‬気圧側から低気圧側へと働く。北半球において、コリオリ力はൌの進行方向に対して右向きに働く。遠心力は極座標系で外向きの方向に働く。傾度ൌの関係はこれらの 3 つの力のバランスによる。従って、低気圧ではコリオリ力と遠心力の合力が気圧傾度力とつり合い、傾度ൌは反時‫ڐ‬回りに吹く。一方‫ݗ‬気圧では気圧傾度力と遠心力の合力がコリオリ力とつり合い、傾度ൌは時‫ڐ‬回りに吹く。[小倉, 1984 より]12表 1.1 中間圏、下൉熱圏で代表的な西向き伝搬性の大気潮汐波、プラネタリー波の特性。[After
Forbes, 1995]
表中の記号は、 s （東西波数）、 n （南北波数）、 hn （大気の相当深度）、 lz （鉛直波ସ）

†

†

†

†

13

第2章

観測装置とデータ

本研究では、ESR 観測データを用いて導出した下൉熱圏中性ൌ速度をӕ析し、平均ൌ、大気潮汐波の研究を行った。この章において、観測装置およびデータのӕ析方法を示す。また、得られた結果との比Ԕに用いた大気潮汐波モデル Global Scale Wave Model (GSWM)に関して、その概要を述べる。

2.1 EISCAT レーダー
EISCAT 科学協会は、フランス、ドイツ、スウェーデン、日本、イギリス、ノルウェー、フィンランドの加盟 7 ヶ国の協力のもと、EISCAT（European Incoherent SCATter：欧州೪干渉散乱）
レーダーシステムを共同運営している。EISCAT レーダーシステムは、3 つのレーダーシステム
を有している。それらは、UHF レーダー、VHF レーダー[Folkestad et al., 1983]、及び EISCAT
Svalbard Radar（ESR）[Wannberg et al., 1997]である。
UHF レーダーは、中心送信周波数 931 MHz の 3 局式レーダーシステムであり、Tromsø (69.6ºN, 19.2º E)の送信機と、Tromsø、Kiruna (67.9º N, 20.4º E)、Sodankylä (67.4º N, 26.6º E)の受信機により構成され、1981 年より稼働している。VHF レーダーは、Tromsø に০置されている単局式のレーダーであり、1987 年より稼働している。VHF レーダーの中心送信周波数 224 MHz であり、40 m

30 m のパラボリックシリンダー（Parabolic cylinders: 放物柱）アンテナにより構成されている。ESR は Longyearbyen (78.2º N, 16.0º E)に০置された 2 つのアンテナにより構成されている。可動式の 32 m アンテナは、1996 年より稼働している。1999 年 12 月には、沿磁力線方向に向けられた固定式の 42 m アンテナによる観測が開始された。両アンテナの中心送信周波数は 500 MHz であり、送信機の出力を最短 3.2 秒でそれぞれのアンテナに切り替えることができる。この ESR は北極域において、地理的に最も‫ݗ‬緯度に位置する೪干渉散乱（IS）レーダーであり、Tromsø とほぼ同経度、約 9 度北に位置している。図 2.1、表 2.1 にそれぞれのレーダーの位置および仕様をまとめた。

2.2 ೪干渉散乱レーダーによる物理量の導出
೪干渉散乱レーダーは、஢離圏の自由஢子による೪干渉散乱波（トムソン散乱波）を利用している。೪干渉散乱レーダーの送信஢波の波ସは、 0.6 m （ESR の場合）程度であるのに対し、஢離圏 E 領域の஢子密度を n e ~ 1011 m-3 、஢子温度を Te ~ 500 K としたとき、デバイସ lD
は

†

†

†
14

†

lD =

e0 k B Te~ 4.79 ¥10-3 m
nee 2

(2.1)

である。ここで、 e0 は真空の誘஢率、 k B はボルツマン定数、 e は஢荷素量を表す。すなわち、通常用いられる送信஢波（VHF 帯から UHF 帯を用いている）の波ସは஢子のデバイସよりວ†かにସい。この஢波の波ସのスケールで観測したとき、೪干渉散乱波を生じる஢子はイオンに

†

†

†

捕捉されているため、結果的にイオンの運動を測定することになる。レーダー஢波はイオン音
波と஢子音波の２種་のৌ஢波により散乱される。೪干渉散乱レーダーは、主にイオン音波の散乱波を用いて物理量を導出する。イオン音波の位相速度 v + は次式(2.2)により表される。

v+ =kB Ti Ê Te ˆ
Á1+ ˜
mi Ë Ti ¯

(2.2)

†

ここで、 m i はイオンࡐ量、 Ti はイオン温度、 Te は஢子温度を表す。送信஢波の波ସを l0 とす
ると、஢波を最も効果的に散乱する஢子密度のゆらぎの波ସ l は、 l = l0 2 である。後方散乱†波は、この波ସのゆらぎによりドップラーシフトを֬こす。ドップラーシフトによる振動数の††††ずれ（Δν）は、次式(2.3)となる。
††
Êc + v ˆÊv ˆv
Dn = n - n 0 = n 0 Á-1˜ ª n 0 Á1+ 2 -1˜ = 2(2.3)
Ëc - v ¯Ëc ¯l0
ここで、 c は光速、 n 0 は入射波の振動数、 n は散乱波の振動数を表す。密度のゆらぎは熱運動に֬因したものであるため、送信஢波を効果的に散乱する波ସ l をもつようなイオン音波の速†度としては、観測している視線方向において、‫ؼ‬付いてくる方向と離れていく方向の 2 通りの†††場合がある。従って、後方散乱波のスペクトル線は、送信周波数から ±2v + l0 ずれたところに†見られることになる。このイオン音波による散乱波のスペクトルをイオンライン（ion line）と呼んでいる（図 2.2 参照）。散乱波は連続的な波動であり常に新しい波が生み出されるが、ラン†ダウ減衰（Landau damping）によりすぐに弱められ、時間的な隔たりが十分にある散乱波はお互いに干渉しない。これは、散乱波の自己相関関数（autocorrelation function: acf）が、時間の経
過とともに減衰することを意味している。従って、自己相関関数は、図 2.3 に示すように正弦波にはならない。結果として、受信されるイオンラインは広がりを持つことになる。散乱波のスペクトルの形を決める上で重要になるのは個々の஢子ではなく、密度のゆらぎである。この
イオンラインの広がりの形は、熱運動やイオン−中性粒子衝突の効果により決定される。さらにイオンの全体的な運動によりドップラーシフトが֬こり、受信波の中心周波数が送信周波数に対してシフトする。これらの結果として、受信されるスペクトルは、図 2.4 のようになる。
IS スペクトルより直接求めることができる物理量、すなわち೪干渉散乱レーダーにより直接導出可能な物理量は、஢子密度、஢子温度、イオン温度および視線方向のイオン速度である。
これらの物理量に加え、いくつかの仮定やモデルを用いることにより、஢場、஢気伝導度、஢

15

流、そして中性ൌ速度を導出することができる。

2.3 観測プログラム
EISCAT レ ーダーの 観測プロ グラムに は、ସ 期間の観 測を主た る目的と した共通 実験（Common Program: CP）と、EISCAT 加盟各国の研究者による独自の観測である特別実験（Special
Program: SP）に大きく分་される。CP には、CP-1 から CP-7 までの 7 種་のモードが存在する。
以下に、本研究において使用した CP-2 モードに関して説明する。
CP-2 モード[Collis, 1995]は、Tromsø UHF レーダーおよび ESR において行われる観測モードであり、ビームを 4 方向へ向けることによりそれぞれの視線方向の物理量を求めている。CP-2
モードでは 4 つの視線方向のイオン速度データを得ることができ、この内の 3 方向のイオン速度データを結合することで、3 次元のイオン速度を求めることが可能である。視線方向のイオ
ン速度とは、実際の 3 次元イオン速度の視線方向成分のことである。従って、観測により得られる 3 つの視線方向のイオン速度（ v1, v 2 , v 3 ）を用いて、3 次元のイオン速度 v は、以下の式で表される。

†††(v - v1 ) ⋅ v1 = 0(v - v 2 ) ⋅ v 2 = 0(v - v 3 ) ⋅ v 3 = 0

†

†

(2.4)
(2.5)
(2.6)

式(2.4)、式(2.5)、式(2.6)の連立方程式をӕくことにより、3 次元のイオン速度 v が求まる。このとき、イオン速度に関して、3 方向を観測する間の時間一様性、3 つのビーム視線方向により囲まれる空間一様性を仮定する（図 2.5 参照）。

†

Tromsø UHF レーダーの CP-2 モードでは、6 分間の周期でビームを 4 方向に向けて観測をしている。4 つのビーム視線方向の内 1 つは沿磁力線方向へ向けて観測している。ESR の CP-2
モードは 1999 年までは可動式の 32 m アンテナのみを用いて、Tromsø UHF レーダーと同様に 4方向を観測していた。2000 年以降は、沿磁力線方向へ向けた固定式 42 m アンテナによる観測が加わったことにより、42 m アンテナによる沿磁力線方向の観測と 32 m アンテナによる 3 方向の観測を組み合わせた観測モードとなっている。32 m アンテナ、42 m アンテナは約 1 分おきに交互に観測を行い、1 サイクルは約 6 分である。従って、3 次元イオン速度を導出するためには最低でも約 5 分間必要であるが、32 m アンテナにおいて一定のサイクルで得られるイオン
速度を移動平均的に 3 つ選ぶことによって、約 2 分おきに 3 次元イオン速度を導出することが
できる。

16

2.4 中性ൌ速度導出
EISCAT レーダー観測から中性ൌ速度を導出する方法として、Tromsø UHF レーダーによる
CP-1 より 3 次元中性ൌ速度を導出する 3 局方式（Tristatic method）、CP-2 から求められ同じく
3 次元の中性ൌ速度を導出する 1 局方式（Monostatic method）、および沿磁力線方向のイオン速度を利用した方法で CP-1、CP-2 の両方のモードから求められ 1 次元の中性ൌ速度を導出する
沿磁力線方式（Field-Aligned method）の 3 つがある。EISCAT KST レーダー観測を基に、これら 3 手法の比Ԕ研究を行った Williams et al. [1994]、Nozawa and Brekke [2000]では、3 次元中性
ൌ速度を‫ݗ‬い‫ݗ‬度分ӕ能（約 3 km 程度）で導出可能な 1 局方式が、大気潮汐波研究において最適であることが報告されている。ESR は 1 局方式のレーダーシステムであるため、3 局方式を用いることはできないが、1 局方式および沿磁力線方式により中性ൌ速度を導出することが可能である。以下に、本研究において使用した 1 局方式、沿磁力線方式について説明する。

2.4.1 1 局方式
1 局方式は、ビームスウィング方式（Beam-Swinging method）とも呼ばれ、CP-2 モードにより求めた 3 次元イオン速度から 3 次元の中性ൌ速度を導出する方法である。下൉熱圏‫ݗ‬度においては、イオン運動は中性粒子との衝突により受ける力（中性ൌドラッグ）と஢磁気力によってほぼ支配されており、コリオリ力、粘性力、圧力勾配力、重力などは無視することができる。従って、イオンの運動方程式は以下のように表される。

midv= qE + qv ¥ B - min in ( v - u)
dt

(2.7)

ここで、 u は中性ൌ速度、 v はイオン速度、 m i はイオンࡐ量、 q はイオンの஢荷、 B は磁束密度ベクトル、 E は஢場ベクトル、 n in はイオン−中性粒子衝突振動数を表す。下൉熱圏では、†
n は約 100-5000 Hz 程度である。イオンは中性大気と衝突し、時定数 t in = 1 n in の数倍の時間
† in
†
†
†
†
スケールで定常状態になると考えられる[cf., Comfort et al., 1976]。すなわち 1 秒以下の時間スケ††ールでイオンは中性大気と平衡状態におちつく（図 2.6 参照）。従って、式(2.7)の左辺は 0 とみ††

なすことができ、式(2.7)を中性ൌ速度 u についてӕくと、次式が得られる[Rino et al., 1977]。

Wi
(2.8)
(E + v ¥ B)
B n in†ここで、 Wi (= qB m i ) はイオンサイクロトンԒ周波数を表す。஢場 E は、‫ݗ‬度 300 km 付‫、ؼ‬F
u= v-

領域のイオン速度 v F より‫ڐ‬算している。この‫ݗ‬度では、イオンは E ¥ B ドリフト運動をしてお†り、஢場 E は次式によりに表される。

†

†

†

†

E = -v F ¥ B

†

(2.9)

ここで、 B の値は、国際磁場 (International Geomagnetic Reference Field: IGRF) モデル[IAGA

†

†

17

Division I working Group 1, 1987]から与えている。イオン−中性粒子衝突周波数 n in は、中性大気モデルを MSIS90 [Hedin et al., 1991]より与え、Schunk and Walker [1973]の‫ڐ‬算式から求めている++[cf., Brekke et al., 1994]。また、下൉熱圏‫ݗ‬度では主要なイオンとして、一般的には NO 、 O 2

(

†-19

が 3:1 の 割 合 で 存 在 し て い る こ と か ら、 q は 素 ஢ 荷 e = 1.6 ¥10C) 、 イ オ ン 平 均 ࡐ 量

mi (= 30.5 amu) として与え、また磁場強度 B = B であることから、イオンサイクロトンԒ周††
波数 Wi (= eB m i ) を‫ڐ‬算している。B と m i の関数で表される Wi は E 領域においてほぼ一定（約††160 Hz）であるが、 n は大気密度に比例しており、‫ݗ‬度の上昇とともに著しく減少する。 n
in

†

in

†

の‫ݗ‬度変化に伴い式(2.8)における右辺第１項と第２項の寄与は変わる。‫ݗ‬度 105 km 以下では、

†

† †
†
Wi は n in に比べて十分小さいため右辺第２項はほとんど無視でき、 u ª v と表すことができる。
††‫ݗ‬度が上がるにつれ第２項の寄与は大きくなっていき、‫ݗ‬度 120 km をଵえると n in は Wi より小さくなるため、第２項の寄与は第１項の寄与よりも大きくなる傾向にある。そのため஢場の測††定誤差は Wi†
B n in 倍で大きくなり、導出される中性ൌ速度に深刻な誤差をもたらすことになる。
† †このことから、この方法による中性ൌ速度の導出可能上限‫ݗ‬度は約 120 km であると考えられている[Nozawa and Brekke, 1999]。一方で導出可能な下限‫ݗ‬度は、IS レーダーでプラズマ速度を†導出できる下限‫ݗ‬度と考えられており、Tromsø UHF レーダーでは‫ݗ‬度 90 km 付‫ؼ‬である。

2.4.2 沿磁力線方式
沿磁力線方式は、沿磁力線方向のイオン速度 v // を用いて、磁力線方向のイオンの運動方程式をӕくことにより、1 次元の中性ൌ速度を導出する方法である。模式図を図 2.7 に示す。磁力線に平行な成分の஢場は十分小さく無視できることから、沿磁力線方向のイオンの運動方程式†

は、水平中性ൌ速度 uhor 、鉛直中性ൌ速度 uv 、イオン拡散速度 v diff を用い、次式により表される。
(2.10)
v // = -uhor cos I + uv sin I + v diff sin I†††
Longyearbyen では、磁力線の伏Ԓ I は 81.6°である。一般的に下൉熱圏‫ݗ‬度ではイオンの拡散速
度は 1 m/s 以下であり[Kofman et al., 1996]、鉛直中性ൌ速度は中性ൌの水平成分と比Ԕして十分†小さいと考えられている。よって右辺第２項、第３項の寄与は小さく無視できると仮定するこ†とができ、次式を得る[Williams et al., 1994]。

uhor = -v // cos I

(2.8)
o

ここで Longyearbyen において磁力線の方位Ԓ(Az)は、ほぼ真南（ Az = 180 ）を向いていることから導出する速度は、ほぼ南北中性ൌ速度であるとۗえる。この方法の利点は、஢場とイオ†

ン−中性粒子衝突周波数を用いることなく、中性ൌ速度を導出できることである。そのため、1†局方式において஢磁気力の項の誤差による影‫؜‬が無視できなくなる‫ݗ‬度 120 km 以上でも中性
ൌ速度が導出可能である。基本的には導出可能な上限‫ݗ‬度は、イオンの拡散速度が無視できな

18

くなる‫ݗ‬度約 140 km 程度であるが、イオン拡散速度を考慮にいれ、(2.3)式、左辺第 3 項のイオン拡散速度の項を補正すれば、イオン拡散速度を与えられる‫ݗ‬度 400 km 付‫ؼ‬まで導出可能である[Witasse et al., 1998]。しかしながら、手法の特性上、中性ൌ速度の東西成分は導出することができない。また、導出過程において鉛直ൌの項を無視したが、仮にある程度の大きさの鉛直ൌ（~10 m/s）が存在した場合、その鉛直ൌ速度の tan I 倍（Longyearbyen では約 6.8 倍）の誤差を持つことになる。

†
2.5 周波数ӕ析
本研究において、大気潮汐波等導出のための周波数ӕ析にはロムスカーグル法（Lomb-Scargle
method）[Press et al., 1992; Hocke, 1998]を用いた。ロムスカーグル法の大きな特徴は、フーリエӕ析と異なり、データ欠損が存在するようなデータセットに対しても、比Ԕ的問題なく周波数ӕ析を行える点にある。観測データは観測機器の不調や天候の不具合などの理由により、データ欠損を伴うことが多い。周波数ӕ析を行う際、データ欠損の処理には十分な注意が必要である。ロムスカーグル法は観測データを周波数ӕ析するのに適した方法の一つであり、‫ؼ‬年、観測データの周波数ӕ析法として広く用いられている。
ロムスカーグル法は、ӕ析するデータセットに対して、そのデータウィンドウを等間隔に区切る時点にポイントを補完し、最小二乗法でフィッティングをかけることによりある周波数における振幅、位相の成分を求めている。具体的には、時刻 t i(i = 1, ..., n) におけるデータ yを、あるԒ周波数 w に対して次のような正弦関数を用いてフィッティングする。

y f ( t i ) = acosw ( t i - t ave - t ) + bsin w ( t i - t ave - t )†ここで、 t ave 、 t は以下のように定義されている。
†
t ave = ( t i + t n ) 2†
n††sin2w ( t - t )

Â

†

i

(2.9)

†
(2.10)

avetan(2wt ) = i=1n(2.11)

Â cos2w (t - t )
i

ave

i=1

以上より a, b は、

†
†

†

2 n
Â y i cosw (ti - tave - t )
n i=1
a=
Ê n
ˆ1 2
2
Á Â cos w ( t i - t ave - t )˜
Ë i=1¯

(2.12)

19i

2 n
Â y i sinw (ti - tave - t )
n i=1
b=
Ê n
ˆ1 2
2
Á Â sin w ( t i - t ave - t )˜
Ë i=1¯

(2.13)と求められ、ロム正֩化ピリオドグラム PN (w ) は、次のように表される。

1 2 2
a + b2 )
(
2
2s n
†
1 n 2
2
s =
Â yi
n -1 i=1
PN (w ) =††(2.14)(2.15)

よって、振幅 A(w ) は、

2 2
2s PN (w )n(= a + b )2(2.16)y i ( t i ) = A(w ) cos[w ( t i - t ave - t ) + f ](2.17)

f = -atan(b a)(2.18)

A(w ) =†

2†であり、式(2.9)は以下の関数型となる。

†

従って、位相は次のように表される。

††

j = w (-t ave - t ) + f(2.19)

このようにして、以下の周波数に対応する振幅と位相がそれぞれ‫ڐ‬算される。

†

wj =

2p
j,
(t n - t i )j = 1,2,3,...

(2.20)

位相は次式で与えられ、不連続な値をとることになる。

†

j j = -w j t ave - w j t - atan(b a),

j = 1,2,3,...

(2.21)†
2.6 大気潮汐波モデル
本研究において、ESR 観測により得られた大気潮汐波の成分を大気潮汐波モデル Global
Scale Wave Model (GSWM) [Hagan and Forbes, 2002, 2003]と比Ԕした。GSWM は、2 次元線形、定常状態の仮定により、ൌ速、温度、圧力、密度、オゾンを媒介変数として大気潮汐波（24、12時間成分）の振幅、位相の成分を‫ڐ‬算したモデルである。背景場として、観測結果を基にした経験的な平均値を経度方向（東西方向）に平均したものを与え、それに働く駆動力（対流圏：ঢ়外線吸収、成層圏：紫外線吸収、中間圏：シューマン・ルンゲ帯吸収、下൉熱圏：シューマ
ン・ルンゲ連続吸収）と散逸過程（イオンドラッグ、熱伝導、 分子拡散、渦拡散、大気重力波ドラッグ）の影‫؜‬を‫ڐ‬算することで、一般的な大気潮汐波の振る舞いをӕいている。本研究で20用いた最新の GSWM-02 は、新たに駆動力として対流圏の潜熱放出による加熱効果を加え、ノンマイグレーティングタイド（non-migrating tide）の効果も考慮に入れている。

21

図 2.1 EISCAT レーダーサイトの位置
Longyearbyen に০置されている ESR は北極域で最も‫ݗ‬緯度（北緯 78.2 度）に位置した IS レー
ダーである。Tromsø には UHF レーダー、VHF レーダーが০置されている。KST レーダーシス
テムは Tromsø の UHF レーダーと受信機、Kiruna、Sodankylä の受信機により構成されている。
Tromsø は Longyearbyen に対して、ほぼ同経度、約 9 度南に位置している。

22

表 2.1 EISCAT レーダーシステム概要

Location

Tromsø

KirunaSodankylä

Longyearbyen

Geographic coordinates

69.6°N

67.9°N

67.4°N

78.2°N

19.2°E

20.4°E

26.6°E

16.0°E

Geomagnetic inclination

77.5°N

76.8°N

76.7°N

81.6°N

Invariant latitude

66.2°N

64.5°N

63.6°N

75.2°N

Band

VHF

UHF

UHF

UHF

UHF

Center operating frequency (MHz)

224

931

931

931

500

Max. bandwidth (MHz)

3

8

8

8

10

Channels

8

8

8

8

8

Peak power (MW)

3.0

2.6

-

-

1.0

Average power (MW)

0.3

0.3

-

-

0.25

Pulse duration (msec)

0.001-2.00.001-1.0--

0.001-2.0

46

48

48

48

42.5

250-350

90-110

30-35

30-35

80-85

Gain (dB)
System temperature (K)23

Ion lines†
n0
2v + l0n2v + l0††

図 2.2 受信するイオンラインのスペクトル模式図 [After Nygén, 1996]†
散乱波の周波数は送信周波数から（ v + はイオン音波の位相速度、 l0 は送±2v + l†0 だけずれる。
信஢波の波ସ、 n 0 は送信஢波の振動数を表す。
）

†

†

†

†

図 2.3 自己相関関数の減衰の模式図 [After Nygén, 1996]
散乱波はランダウ減衰により弱められ、自己相関関数（autocorrelation function: acf）は時間の経過とともに減衰する。
（図の縦ࡃは acf、横ࡃは時間の経過：delay を表す。
）

24

n0

n
2v l0

†

†
2v + l0†

図 2.4 実際に受信されるスペクトルラインの模式図 [After Nygén, 1996]†

イオンラインは、散乱により ±2v + l0 ずれ、さらに全体的な運動により 2v l0 だけずれる。また、ランダウ減衰の効果によりイオンラインは幅を持つことになる。イオンラインの広がりの形は、熱運動、イオン−中性大気の衝突の効果により決まる。

†

†

25

v3

v2
v1

†

v
†

†

†

ESR 32m antenna
図2.5 3次元イオン速度導出の模式図
CP-2 観測により、実際のイオン速度 v の 3 つの視線方向の速度成分（ v1, v 2 , v 3 ）が得られる。

†

図に示すように、これらには、以下の関係 ( v - v1 ) ⋅ v1 = 0, ( v - v 2 ) ⋅ v 2 = 0, ( v - v 3 ) ⋅ v 3 = 0が成り立つ。この連立方程式をӕくことにより 3 次元のイオン速度を導出することができる。

††

このとき 3 方向を観測する間の時間一様性、3 方向の各観測点の間の空間一様性を仮定してい
る。

†

26

図 2.6 イオンが中性粒子の速度に‫ؼ‬づくときの時定数 t in の‫ݗ‬度プロファイル
縦ࡃ：‫ݗ‬度、横ࡃ：時間を示している。‫ݗ‬度 90-140 km において、時定数 t in = 1 n in は、0.1秒以下である。この数倍のスケールでイオンの速度は定常状態へとおちつく。[After Nozawa andBrekke, 1995]

†
†

27

B//
u hor = - v // cos( I ) + u V tan( I ) + v diff tan( I )
†

v //

†

South

North
†
u NS = u hor = - v // cos( I )†††ESR 42m antenna
図2.5 中性ൌ速度導出法、沿磁力線方式の模式図
イオンの運動は中性大気に支配されている。また、中性ൌ速度の水平成分と比べて、中性ൌ†

鉛直成分およびイオンの拡散速度は十分小さく無視できると仮定して、磁力線方向o（ El = 81.6 , Az = 181.0 ）のイオン速度から中性ൌ速度の南北成分を導出する。上の式において、 u hor は水平中性ൌ速度、 v // は磁力線方向のイオン速度、 u v は鉛直中性ൌ速度、 v diff はイ
オン拡散速度、 u NS は南北中性ൌ速度を表している。また、Longyearbyenでは、磁力線の伏Ԓ††

I = 81.6 o である。

†

†

†

†

28

†

第3章

結果

本研究では、極冠域下൉熱圏における平均ൌ、および大気潮汐波の統‫ڐ‬的な研究を行うために、1998 年 8 月から 2004 年 6 月までに取得された ESR CP-2 データ 80 日分をӕ析した。データセットの概要を表 3.1 にまとめた。各観測データセットは、2 日間程度のものから 1 月間程
度のものまであり、必ずしも季節に関して均等に分布していない。CP-2 データより 1 局方式を用いて中性ൌ速度を導出し、得られたൌ速データに関して地方時平均ൌ速データを‫ڐ‬算し、周
波数ӕ析をすることにより、1 日平均ൌと大気潮汐波の振幅および位相を求めている。ここで位相とは、ある方Ԓに関して最大の速度を持つ時間として定義している。例えば南北ൌ成分の位相とは、北向きに最大の速度を持つ時間のことを指す。
第 1 段階として、北緯 80 度付‫ؼ‬の下൉熱圏中性ൌの全体像をとらえるため、全てのデータ
を時間／‫ݗ‬度ごとに平均して、ӕ析を行った。次に、季節変動を調べるために、観測日に従って、全データセットを 4 つの季節に分་した。具体的には、春分、秋分の前後 45 日間を春、秋と定め、それぞれの間を夏、冬とし、それぞれについてӕ析を行った。この章では、得られた結果について述べる。なお本研究では、太ຨ活動度、および地磁気活動度による分་は行っていない。これらは、今後のӀ題として挙げられる。
データ期間中の地磁気活動度を表す指標として、Longyearbyen の 3 時間ごとの K 指数、及び当該日の Ap 指数、太ຨ活動度を表す指標として当該日の F10.7 指数を、表 3.2 に、各季節における地磁気活動度および太ຨ活動度指数の平均的な値を表 3.3 に、それぞれまとめた。図 3.1に、局所的な地磁気活動度の指標である K 指数（Longyearbyen）のデータ期間中における個数分布を示した。K 指数は 3 を中心に分布しており、平均値は 3-4 程度と地磁気活動度は少し‫ݗ‬めであったといえる。図 3.2 には F10.7 指数の 1996 年 1 月から 2004 年 11 月までの時系列変動を表した。データ期間中は第 23 期の太ຨ活動極大期にあたり、太ຨ活動度は全般的に‫ݗ‬く、F10.7
指数の平均値は 151 [ 10-22 Wm-2Hz-1]であった。

†

3.1 統‫ڐ‬的描像
１章で述べたとおり、これまで北緯約 80 度における下൉熱圏ൌに関しての観測研究はほとんどなかった。そこでまず、全てのデータセット（80 日分）を平均して、その描像を調べた。
図 3.3 に、水平成分の地方時変動を‫ݗ‬度 95 km から 120 km までの 9 ‫ݗ‬度について示した。円の中心が北極点（北緯 90 度）、内側の円が Longyearbyen の緯度（北緯 78.2 度）に対応している。円の中心向きが北向き、反時‫ڐ‬回り方向が東向きのൌに相当する。地方時（LT）=世界標

29

準時（UT）+1 時間である。‫ݗ‬度が上がるにつれて、ൌのパターンが早い時間へと移動している様子が見られる。この様相は上方伝搬性の波動の存在を示唆する。‫ݗ‬度 110 km 以上では、昼間側において北向きの流れが強くなっていた。この流れは南北方向の圧力勾配力により、下൉熱圏において直接励֬される一日潮汐波が大きな振幅を持っていることを示唆している。また、‫ݗ‬度 95 km、98 km、では、水平ൌのൌ向きが細かく変動している様子がみえる。この変動は、
時間スケールの小さい波動である大気重力波による影‫؜‬との関連性を示唆するものである。
平均ൌ及び大気潮汐波 4 成分（24 時間成分、12 時間成分、8 時間成分、6 時間成分）のス
ペクトルを、‫ݗ‬度 95-120 km の 9 ‫ݗ‬度について、図 3.4 に示した。‫ݗ‬度 98 km では、平均ൌ、
大気潮汐波の各振幅成分は、ほぼ同程度の大きさであり特に優位な成分はみられなかった。‫ݗ‬
度 110 km では、12 時間成分の振幅が 20 m/s をଵえ、最も卓Ѡした波動成分となっている。‫ݗ‬度 116 km においては、24 時間成分は、12 時間成分の振幅強度を上回り支配的な波動となっていた。また、24 時間成分は、‫ݗ‬度の上昇とともに振幅が大きくなる傾向がみられた。その振幅
強度は、‫ݗ‬度 120 km において 40 m/s 程度に達している。8 時間成分と 6 時間成分は、他の成分と比べ振幅は小さく、優位な波動成分ではなかった。ここで注意すべき点は季節、太ຨ活動度、
地磁気活動度等を考慮せず平均したデータを見ていることである。すなわち、ここで示した特徴は、೪常に基本的なものであることである。各種の条件によって（大きく）変動するものは、
今回のようなӕ析では見えてこない。例えば、8 時間や 6 時間周期変動は、今回の結果では、振幅が小さい。しかし、１日から数日間のデータセットでӕ析した場合は、比Ԕ的強い振幅を示す可能性がある。過去の研究から考えると、これらの比Ԕ的短い周期のものは、その位相が短時間で変わり、多数のデータを平均した場合は、小さい値になってしまう可能性が‫ݗ‬い。このため、これ以降のӕ析では、8 時間や 6 時間周期変動については、結果を示さない（図 4.2 を除く）。これらの大気波動の研究は、今後のӀ題として挙げられる。
まとめると、低い‫ݗ‬度（‫ݗ‬度 100 km 以下）においては、平均ൌ、大気潮汐波の各成分の大きさは同程度であるが、その上の‫ݗ‬度（‫ݗ‬度 100-113 km）では、12 時間成分が支配的な波動として振舞っている。さらに‫ݗ‬度が上がると 24 時間成分の振幅強度が大きくなっていき、‫ݗ‬度 116
km 以上では、支配的な波動成分が 24 時間成分へと切り替わる。このように、下൉熱圏領域（‫ݗ‬度 95-120 km）において、大気潮汐波の振幅は‫ݗ‬度方向に大きく変化しており、‫ݗ‬度により卓Ѡする波動成分が異なる。すなわち、大気運動を決める力のバランスが‫ݗ‬度により変化していることがわかる。鉛直成分は、大気潮汐波の全ての成分において、水平成分と比べ೪常に小さ
くなっており、鉛直方向の大気の安定性が確認できる。
図 3.5 に平均ൌ及び大気潮汐波（24 時間成分、12 時間成分）の振幅、位相の‫ݗ‬度プロファ
イルを‫ݗ‬度 95 km から 120 km について示した。左から順に南北成分、東西成分、鉛直成分、上から順に平均ൌ、大気潮汐波の振幅（24 時間成分、12 時間成分）、位相（24 時間成分、12 時

30間成分）を示したものとなっている。平均ൌに関して、南北成分、東西成分、鉛直成分において、それぞれ北向き、東向き、下向きを正としている。
東西平均ൌは、‫ݗ‬度 115 km 以下で東向きに吹いており、‫ݗ‬度 100-105 km 付‫ؼ‬でൌ速強度は最大となっている（約 15 m/s）
。また、‫ݗ‬度 115 km 以上では西向きൌへと変わっていた。南北平均ൌは、‫ݗ‬度 95 km では南向き 10 m/s 程度である。‫ݗ‬度の上昇とともにൌ向きは南向きか
ら北向きへとゆっくりとシフトしていき、‫ݗ‬度 120 km において北向き 15 m/s 程度となっている。鉛直平均ൌは、水平成分と比Ԕして小さい。しかしながら、この‫ݗ‬度領域に亘って、上向き 5-10 m/s の値を示している。
一日潮汐波の振幅強度は南北、東西成分とも‫ݗ‬度が上がるにつれ大きくなる傾向が見られた。特に‫ݗ‬度 110 km 付‫ؼ‬をこえると振幅の増加の割合はさらに大きいものとなっていた。‫ݗ‬度
116 km 以上で半日潮汐波を上回り、‫ݗ‬度 120 km で振幅強度は 40 m/s に達している。一日潮汐波の位相、南北成分は、ほぼ一定値（~12 LT 付‫）ؼ‬となっていた。これは直接励֬、あるいは
鉛直波ସのସい波動成分であることを示している。東西成分は、‫ݗ‬度 115 km 以下では、ほぼ一定値（~20 LT 付‫）ؼ‬であった。‫ݗ‬度 115 km 以上の‫ݗ‬度においては、地方時間 20 時と約 5 時間程度のずれが見られた。これにより、東西成分は、‫ݗ‬度 115 km 以下において直接励֬、あるいは鉛直波ସのସい波動成分であると考えられる。
半日潮汐波の振幅強度は、南北成分、東西成分ともに全体的には 20-30 m/s 程度であり、‫ݗ‬度 113 km 以下において最も支配的な波動成分となっていた。南北成分の振幅強度は‫ݗ‬度の上昇とともに大きくなる傾向が見られ、下൉熱圏‫ݗ‬度においては、‫ݗ‬度 120 km において最大値
30m/s 程度となっていた。一方で東西成分においては、‫ݗ‬度 100-115 km 付‫ؼ‬に強度のピーク（30m/s 程度）が存在していた。半日潮汐波の位相は、南北、東西成分とも‫ݗ‬度の上昇とともに早い時間へと移動しており、上方伝搬性を示していた。鉛直波ସは、南北成分が~50 km、東西成
分が~30 km 程度であった。鉛直波ସの大きさから判断すると、観測された半日潮汐波は、古典
潮汐理論[e.g., Forbs 1995]における西向き伝搬性半日潮汐波の（2.4）モード、（2.5）モード、（2.6）
モードのいずれかに相当していると考えられる。
まとめると、南北平均ൌは‫ݗ‬度 100 km 以上で主に北向き、東西平均ൌは‫ݗ‬度 115 km 以下
で主に東向きに吹いている。鉛直平均ൌが上向き 5-10 m/s の値で観測された。これについては、
4.4.3 章にて議論する。1 日潮汐波は、直接励֬的な位相‫ݗ‬度プロファイルを示し、‫ݗ‬度とともにその強度は増加する。一方、半日潮汐波は、上方伝搬性を示している。

3.2 季節変動
3.1 章では、全データを平均して、統‫ڐ‬的描像を示した。本章では、ൌ速データを季節ごとに平均して、１日平均ൌおよび１日、半日大気潮汐波の振幅、位相を導出し、これらの季節変

31

動について示す。データ日数は、春 9 日、夏 21 日、秋 38 日、冬 12 日である（表 3.3 参照）。
導出した平均ൌ、大気潮汐波の‫ݗ‬度プロファイルを図 3.5 に示す。図中では、春（ো色）、夏（ঢ়色）、秋（緑色）、冬（‫ݪ‬色）として示してあり、図の表示形式は図 3.4 と同じである。
南北平均ൌは、‫ݗ‬度 115 km 以下で、顕著な季節変化を示している。平均ൌは、主に夏期に北向き 10-40 m/s、冬期には南向き 20-40 m/s 程度であり、春と秋は、その間の値をとり、±10 m/sである。南北平均ൌが、夏の北向きから冬の南向きへとൌ向きが逆転するという結果は Kirkwood[1996]や NozawaandBrekke [1999]により Tromsø で得られている結果と一致する。これは Nozawa
and Brekke [1999]において議論されている E 領域‫ݗ‬度における冬半球から夏半球への循環の存在を示唆するものである。
東西平均ൌは、全ての季節において、‫ݗ‬度 110 km 以下では東向きに吹いていた（40 m/s 以下）。秋に関しては、全ての‫ݗ‬度（95-120 km）において東向きൌであり、ൌ速のピーク‫ݗ‬度は
約 113 km 付‫ؼ‬に存在していた。他の季節における東向きൌのピーク‫ݗ‬度は、‫ݗ‬度 105 km 以下に存在しており、それらと比Ԕして秋のピーク‫ݗ‬度は‫ݗ‬い‫ݗ‬度にみられた。同時に、‫ݗ‬度 105 km
以下では、秋の東向きൌは弱くなっていた（10 m/s 程度）。夏と秋における‫ݗ‬度プロファイルはNozawa and Brekke [1999]の結果と良い་似を示している。鉛直平均ൌに関しては、その強度は水平成分と比Ԕして、೪常に小さい。季節変動はみられないが、ほとんどすべてのデータで上向きになっている。
一日潮汐波南北成分の振幅強度は、すべての季節において、‫ݗ‬度の上昇とともに振幅が大きくなる傾向が見られる。顕著な季節変化は見られず、振幅強度はだいたい 10-50 m/s 程度であった。しかしながら、夏と冬の振幅強度を比べた場合、ほぼ全‫ݗ‬度にわたって冬の方が強い。
さらに冬の‫ݗ‬度 110 km 以上においては、100 m/s に達するような大きな振幅がみられている。
一方、一日潮汐波南北成分の位相に関しては、季節により数時間のずれが見られるとともに、‫ݗ‬度方向にやや複ߙなプロファイルを示している。ただし、夏と秋に関しては、‫ݗ‬度方向にあまり変動しない‫ݗ‬度プロファイルを示している。
一日潮汐波東西成分の振幅強度は、一日潮汐波南北成分の振幅強度とほぼ同じく、‫ݗ‬度 100
km 以上で‫ݗ‬度の上昇とともに振幅が大きくなる傾向が見られた。振幅強度に関しては、約 1050 m/s 程度と一日潮汐波南北成分と同程度となっている。顕著な季節変動は見られない。一日
潮汐波東西成分の位相は、夏と秋では比Ԕ的‫ݗ‬度方向に一定なプロファイルを示しているが、冬と春の位相を‫ݗ‬度方向に関して、変動が大きいプロファイルを示している。
半日潮汐波の振幅強度、南北成分において、‫ݗ‬度 110 km 以下では冬における強度がもっとも強い。冬の‫ݗ‬度 100-110 km と春の‫ݗ‬度 115 km 以上では、50 m/s をଵえる強い振幅強度が見られた。冬と夏では‫ݗ‬度 107-110 km 付‫ؼ‬でピークを持つ‫ݗ‬度プロファイルを示しているが、春と秋の振幅強度は、‫ݗ‬度とともに増加している。対応する位相プロファイルは、ほぼすべて

32

の季節において、上方伝搬性を示している。南北成分に関して、鉛直波ସは夏に最もସく（~50km 程度）、冬に最も短く（~25 km 程度）なっている。これは夏と冬でモードが異なることを意味する。
東西成分では、春と秋に比べて、夏と冬に振幅強度が強くなっている傾向が見られる。夏と冬の振幅強度は、‫ݗ‬度方向にやや振動しているが、比Ԕ的一定である。秋の振幅強度は、特に小さい（~20 m/s 以下）。東西成分の位相において、‫ݗ‬度 115 km 以下では‫ݗ‬度上昇とともに早い時間へとシフトする伝搬性のプロファイルをすべての季節で示している。東西成分の鉛直波
ସは、秋を除いて~35 km 程度のସさであったが、秋の鉛直波ସは~20 km 程度と೪常に短くなっていた。鉛直方向の大気潮汐波の強度は小さい(< 10 m/s)ため、有為な季節変化等は認められない。

33

表 3.1 ESR CP-2 データセット
本研究では、1998 年 9 月から 2004 年 6 月までの約 80 日間の ESR CP-2 観測データを用いている。1999 年までは、32 m アンテナのみにより観測を行っていた。2000 年以降は 42 m アンテナが加わっている。季節は、春分、秋分の前後 45 日を春、秋と定め、それぞれの間を夏、冬とし、1 年を 3 か月ごとに 4 つの季節に分けた。

観測開始
月/日
時間(UT)

観測終了
月/日
時間(UT)

980921990308990701
000925010711010917020325021004021111030319

9/21
3/8
7/1
9/25
7/11
9/11
3/25
10/4
11/11
3/19

10
10
10
20
10
10
10
16
10
11

9/22
3/12
7/9
9/27
7/9
9/20
3/27
11/3
11/15
3/23

031111040604

11/11
6/4

9
16

11/19
6/14

データセット

34

観測時間

アンテナ

季節

22
16
16
16
16
16
22
18
16
15

36
102
198
44
102
78
60
722
102
100

32m
32m
32m
32m, 42m
32m, 42m
32m, 42m
32m, 42m
32m, 42m
32m, 42m
32m, 42m

秋
春
夏
秋
夏
秋
春
秋
冬
春

9
7

192
231

32m, 42m
32m, 42m

冬夏表 3.2 データ期間の地磁気活動度、太ຨ活動度
データ期間中の地磁気活動度として、Longyearbyen の K index と Ap index、太ຨ活動度の指標として F10.7 index の値を示した。

35

表 3.2 （続き）

36

表 3.2 （続き）

37

表 3.2 （続き）

38

表 3.3 各季節における地磁気活動度、太ຨ活動度の平均値
全期間のデータセット、及び各季節のデータセットにおける平均的な地磁気活動度と太ຨ活動
度として、Longyearbyen の K index、Ap index、と F10.7 index の平均値と、データセットの日数を示した。K index は、対数的な指標のため換算表に従って平均値を‫ڐ‬算している。

39

300
250
200
150
100
50
0
0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

K index at Longyearbyen

図 3.1 K index at Longyearbyen の分布†

K index at Longyearbyen は、Longyearbyen における 3 時間ごとの地磁気活動の擾乱度を、0~9 ま
での 10 段階の値により示す指数である。図は、本研究で用いたデータセットの全ての期間中のK index at Longyearbyen の個数分布を示している。座標ࡃは、横ࡃ：K index at Longyearbyen、
縦ࡃ：個数を表す。データ期間中の K index at Longyearbyen の値は 3 を中心に分布している。K
index は対数的な値であることに注意が必要である。

40

図 3.2 太ຨ活動度を示す F10.7 index の変動
図は 1996 年 1 月 1 日から 2004 年 11 月 30 日までの F10.7 index の 1 日置きの 31 日間の移動平均値を示している。図中のঢ়丸は CP-2 データセットの各観測期間における F10.7 index の平均値を表している。F10.7 index とは、波ସ 10.7 cm (2.8GHz) の太ຨ஢波強度を太ຨフラックス ユ
ニットで表したもので、太ຨ活動度の指標としてしばしば 用いられる。
（１太ຨフラックス ユ
ニット = 10-22 Wm-2Hz-1）。 F10.7 は 1947 年から連続して観測されている。

†

41

図 3.3 水平ൌ速度の 1 日変動‫ݗ‬度 95-120 km の 9 ‫ݗ‬度について、全データセット 80 日分の地方時平均水平ൌ速度を求め、北緯 78.2 度、Longyearbyen の水平ൌ速度の 1 日変動を、ダイアルプロット図に示した。円の中心が北極点（北緯 90 度）、内側の円が Longyearbyen（北緯 78.2 度）を表す。中心方向が北向き、
反時‫ڐ‬回り方向が東向きに対応している。 LT（地方時）=UT（世界標準時）+1 時間である。

42

図 3.4 平均ൌ、大気潮汐波のスペクトル
全データセット 80 日分の地方時平均中性ൌ速度を周波数ӕ析し、平均ൌ、大気潮汐波の各成分（24 時間、12 時間、8 時間、6 時間）の強度を求め、‫ݗ‬度 95-120 km の 9 ‫ݗ‬度に関して示した。

43

図 3.5 平均ൌ、大気潮汐波の‫ݗ‬度プロファイル
全データセット 80 日分の地方時平均中性ൌ速度を周波数ӕ析し、‫ݗ‬度 95-120 km の平均ൌ、一日潮汐波、半日潮汐波の振幅、位相を求め、それぞれの‫ݗ‬度プロファイルを示した。図は左から順に、南北成分、東西成分、鉛直成分となっている。また、上から順に平均ൌ、振幅強度（一日潮汐波、半日潮汐波）、位相（一日潮汐波、半日潮汐波）の‫ݗ‬度プロファイルである。南北成分、東西成分、鉛直成分において、それぞれ北向き、東向き、下向きが正の値に対応する。

44

図 3.6 平均ൌ、大気潮汐波の季節変動（ো: 春、ঢ়: 夏、緑: 秋、‫ݪ‬: 冬）
表 3.1 に示した季節ごとのデータセットに関して、それぞれ地方時平均中性ൌ速度を周波数ӕ析し、‫ݗ‬度 95-120 km の平均ൌ、一日潮汐波、半日潮汐波の振幅、位相を求め、それぞれの‫ݗ‬
度プロファイルを示した。プロット図の表示は、図 3.4 と同じである。

45

第 4 章 考察
この章では、極域下൉熱圏ൌの理ӕを深めるため、ESR 観測により得られた平均ൌおよび
大気潮汐波に関して、緯度差約 9 度、ほぼ同経度に位置する Tromsø UHF レーダーデータを用いた統‫ڐ‬的な結果との比Ԕを行う。それぞれの緯度変動に着目し、下൉熱圏ൌのൌ系について考察を行う。次に、平均ൌについて、ロングイアビン流星レーダーの結果との比Ԕを行う。一方、大気潮汐波について、大気潮汐波モデル GSWM-02 ‫ڐ‬算値との比Ԕを行う。最後に、同時に取得された沿磁力線データセットより中性ൌ南北成分を導出し、1 局方式により求めた速度データとの比Ԕを行う。

4.1 下൉熱圏ൌの緯度変動
本研究の目的の一つは、北極域下൉熱圏大気ダイナミクスの理ӕを深めることである。ほぼ同じ経度で、緯度が 9 度異なる Longyearbyen と Tromsø で得られたൌ速データを比Ԕすることで、北緯 70 度から北緯 80 度における下൉熱圏ൌの描像を探ることができる。
1987 年から 1999
年にわたる 13 年間に、Tromsø UHF レーダーにより CP-1 および CP-2 モードで取得された約 204
日分の観測データを Tromsø における統‫ڐ‬的な結果として用いる。データセットの概要を表 4.1、
表 4.2 にまとめた。このデータセットの主要൉は、Brekke et al. [1994]、Nozawaand Brekke [1995,
1999a, 1999b]においてӕ析され、季節変化、地磁気活動度依存性、太ຨ活動度依存性等の結果が報告されている。ここでは、季節、地磁気活動度、太ຨ活動度による条件分けをせず、Longyearbyen と Tromsø の両サイトに関して、それぞれ全てのデータセットを平均しӕ析を行った。
Longyearbyen と Tromsø における全期間のデータセットを地方時平均した水平ൌ速度の時間変動を図 4.1 に示した。図中の円の中心は北極点（北緯 90 度）、一番内側のঢ়い円は Longyearbyenの地理緯度 78.2 度、二番目の‫ݪ‬い円は Tromsø の地理緯度 69.6 度を表す。ൌ向きに関しては、
図 3.2 と同じである。ൌのパターンは、両サイトでおおむねよく似ており、Tromsø の結果においても Longyearbyen と同じく、上方伝搬性を示すようなൌのパターンの早い時間へのシフトが見られる。‫ݗ‬度 104 km、12 LT から 16 LT では、Longyearbyen、Tromsø ともに北東向きのൌが吹いている。そして、夕方側へと向かうにつれて、ともに南向きへとൌ向きが変化している。00-06
LT ではൌ向きは極方向に向かい、06-12 LT ではঢ়道方向に向かっている。すなわち、午後側から夕方側へ、朝側から午前側へと２つの流れがあるように見える。このようなൌ系が、‫ݗ‬度 95 km
から 104 km まで各‫ݗ‬度でみられる。一方‫ݗ‬度 120 km では、朝側(00 – 06 LT)ではঢ়道向き、それ以外の時間帯では、極向きに吹いている。これは、‫ݗ‬度 116 km でも見られる。‫ݗ‬度 113 km

46

では

18 LT 付‫ؼ‬でঢ়道向きになっている以外は、それ以‫ݗ‬のൌ系に似ている。ところが、‫ݗ‬度 107 km と 110 km では他の行動と様相が異なっていることがある。それは、朝側(00-06UT)で、両サイトにおいてൌ向きが異なっており、ൌが発散しているような流れのパターンを示していることである。
図 4.2 には、Longyearbyen、Tromsø 両サイトにおける、平均ൌ、大気潮汐波の各成分（24時間、12 時間、8 時間、6 時間）に関して、‫ݗ‬度 95 km から 120

km までの 9 ‫ݗ‬度についてス

ペクトルの比Ԕを示した。南北成分、東西成分ともに、両サイトのスペクトルの形はよく似ていおり、‫ݗ‬度が上がるにつれ支配的な波動成分が 12 時間成分から 24 時間成分へ変化するという同様の描像が見られる。全体的に Tromsø の振幅は、Longyearbyen の振幅より大きくなっている。‫ݗ‬緯度ほど振幅が小さくなるという傾向が見られたが、‫ݗ‬度が‫ݗ‬くなるにつれて、その差は小さくなっており、Longyearbyen においても十分な強い振幅が認められる。鉛直成分に関しては、南北成分、東西成分に比べて、平均ൌ、大気潮汐波の強度は೪常に小さいものとなっていた。
図 4.3 には、Longyearbyen、Tromsø の平均ൌ、大気潮汐波の‫ݗ‬度プロファイルを示した。
両サイトで得られた平均ൌの南北成分、東西成分についての‫ݗ‬度プロファイルはよく似ていた。
しかしながら、鉛直平均ൌに関しては、違いが見られた。Tromsø において、鉛直平均ൌがほぼ
0 m/s であったのに対して、Longyearbyen では、上向きに吹いていた（5~10 m/s）。大気潮汐波に関して、水平成分においては、24 時間成分、12 時間成分ともに振幅の‫ݗ‬度プロファイルの形
は、両サイト間において全般的によく似ていた。振幅の大きさは、全体的に Longyearbyen のほ
うが、Tromsø と比べて小さくなっており、‫ݗ‬緯度ほど振幅が小さくなるという傾向がみられたが、その差は大きいものではなかった（20 m/s 以下）。水平成分の位相に関しても、‫ݗ‬度プロフ
ァイルの形は両サイトで良く似ていた。両サイト間における位相値の差は 2 時間程度と小さかった。上方伝搬性の波動と考えられる半日潮汐波では、Longyearbyen の位相は Tromsø より 2
時間程度ૺれている。半日潮汐波は、一般的に太ຨ光加熱により下層大気で励֬されたものが、上方伝搬により下൉熱圏へと伝わるものであるが、同時に加熱源の強い中低緯度から、加熱源の弱い‫ݗ‬緯度へ大気粘性を通してと伝わるものでもある。Longyearbyen の位相が Tromsø よりૺれる理由はこのことにより説明できる。鉛直成分に関しては、両サイトとも振幅は小さく。
そのため位相もばらついていた。
まとめると、Longyearbyen と Tromsø により得られた結果は、以上に示したように、地方時
平均速度データの時間変動、１日平均ൌ、大気潮汐波のスペクトル、及び、平均ൌ、大気潮汐
波の振幅、位相の‫ݗ‬度プロファイル、全てにおいて全般的に良く似ているものであった。すな
わち、北緯 70 度から北緯 80 度にかけての下൉熱圏‫ݗ‬度において、基本的には་似・連携した
ൌ系が存在していることが考えられる。

47

4.2 平均ൌLongyearbyen ‫ݗ‬度 95-100 km では、南北成分は夏を除いて南向き、東西成分は年間を通して東向きに吹いていた。流星レーダーを用いると‫ݗ‬度 80 km から 100 km の水平ൌ速が連続して観測できる。そこで、我々の ESR の結果を、Longyearbyen 流星レーダーの結果と比Ԕした。
Hall et al. [2003]は、Longyearbyen 流星レーダーにより得られた約 2 年分のൌ速データをӕ析して、Tromsø MF レーダーを併せ用いて、‫ݗ‬度 80 km から 100 km における、平均ൌを比Ԕし、議論を行った。Hall et al. [2003]の結果を図 4.8 に示した。‫ݗ‬度 95 km から 100 km においては、南
北平均ൌはすべての季節に渡ってほぼ南向きで、その強度は 10 m/s 以下、東西平均ൌは同様に
ほぼ東向きで 10 m/s 以下であった。この結果は、我々の今回の ESR の結果と良い一致を示している。
ESR で得られた南北成分の平均ൌの季節変化は、‫ݗ‬度 95-115 km では、夏期と冬期でൌ向きが逆転していた（夏：北向き、冬：南向き）。これは Nozawa and Brekke [1999a]で示された地磁気ৌ穏時の様相と一致するものである。Nozawa and Brekke [1999a]においては、この様相を F
領域に存在する冬半球から夏半球への循環のリターンフローとして議論されている。冬期において、‫ݗ‬度 95-115 km で南北平均ൌが南向きであったのに対して、東西平均ൌは東向きとなっていた。これは Hall et al. [2003]で議論されたような೪地衡ൌ的な関係（北向きと西向き、南向
きと東向きがそれぞれ対応するような関係）に相当している。また冬期の南北平均ൌに関して、Tromsø では±10 m/s、 Longyearbyen では南向き 20-40 m/s 程度となっており、北緯~70 度から北緯~80 度の間の収束を示唆するような違いが見られた。

4.3 大気潮汐波
この節では、季節ごとに Longyearbyen と Tromsø の結果を比Ԕする。また併せて、GSWM02 の‫ڐ‬算値との比Ԕも行う。GSWM-02 の‫ڐ‬算値は、北緯 78 度、東経 15 度のものを使用し、（Longyearbeyn の位置は北緯 78.2 度、東経 16.0 度）、データセット期間に‫ؼ‬い月のものを選んでいる（春：3 月、夏：7 月、秋：10 月、冬：11 月）。それぞれの季節における一日潮汐波、半日潮汐波の振幅、位相の‫ݗ‬度プロファイルを、図 4.4 から図 4.7 に示した。全般的に、振幅においては比Ԕ的良い一致が見られたが、位相に関しては異なる場合が多かった。

4.3.1 一日潮汐波
Longyearbyen と Tromsø での一日潮汐波の振幅強度は、基本的にすべての季節において、‫ݗ‬
度の上昇とともに強くなる傾向が見られ、両サイトの‫ݗ‬度プロファイルはよく似ている。振幅48

の大きさは、春と秋では両サイトの値はほぼ等しい。夏では、南北成分については、Tromsø での振幅の強度が Longyearbyen より強いが、東西成分では、逆転している。冬では、両成分とも
Longyearbyen の方が強い。一方で GSWM-02 ‫ڐ‬算値と比Ԕすると、冬期を除いて、‫ݗ‬度 116 km
以下では、振幅強度は南北、東西成分とも GSWM-02 とよく一致していた。しかしながら、‫ݗ‬
度 116 km をଵえると、減少傾向にある GSWM-02 に比べ、観測値が大きくなる傾向が見られた。
この違いの原因として考えられるのは、GSWM-02 において EUV による加熱効果が（十分）イ
ンプットされていないこと、および、第 2 章で述べたように、1 局方式による中性ൌ速度導出の精度が‫ݗ‬い‫ݗ‬度ほど低くなり、特に‫ݗ‬度 120 km 付‫ؼ‬が導出限界‫ݗ‬度であること、などが挙げられ今後詳細な検討が必要である。
位相に関して、南北成分は、季節により多少のばらつきがあるが、おおむね一定値（~12 LT付‫）ؼ‬であり、Longyearbyen と Tromsø の結果は良い一致を示している。GSWM-02 の結果とも比Ԕ的よい一致が見られた。これらの結果を考慮すると、年間を通して、直接励֬かあるいは
鉛直波ସのସい波動であることがわかる。東西成分の位相は、季節による変動が見られるがTromsø の結果とは、ある程度一致するものであった。GSWM-02 の‫ڐ‬算値とは、秋を除いて大きくずれていた。秋には Longyearbyen の観測結果と GSWM-2 において、೪常に良い一致が見られており、GSWM-02 は秋の一日潮汐波を精度良くあらわしていた。これまで、このような‫ݗ‬緯度下൉熱圏における比Ԕ研究が皆無であることを考慮すると、GSWM-2 の‫ڐ‬算値は比Ԕ的良い値であるとۗえる。

4.3.2 半日潮汐波
半日潮汐波の振幅強度に関して、Tromsø と Longyearbyen を比Ԕすると、冬を除いて Tromsøの振幅が Longyearbyen のものより大きい。冬に関しては、南北成分では Longyearbyen の方が強いが、東西成分はほぼ等しかった。振幅の‫ݗ‬度プロファイルは、両者で比Ԕ的良い一致を示している。一方位相の‫ݗ‬度プロファイルは、同様に両者で比Ԕ的良い一致を示している。位相値は、両者を比Ԕすると、違いはほぼ 3 時間以内である。
半日潮汐波の振幅強度に関して、春、秋の様相と夏、冬の‫ݗ‬度プロファイルで異なる特徴が見られた。春、秋は‫ݗ‬度が上がるにつれ、振幅強度が強くなっており、GSWM-02 の結果と良い一致を示していた。一方で、夏、冬では、観測値は GSWM-02 ‫ڐ‬算値を大きく上回っていた。一般的な古典潮汐理論によると、マイグレーティングタイドは極点が節（振幅強度が零）となるため、‫ݗ‬緯度になるほど大気潮汐波の振幅強度は小さくなる。GSWM-02 は潜熱加熱の効果によるノンマイグレーティングタイドも考慮しているが、ノンマイグレーティングタイドの励֬源に関しては不明な点が多く、GSWM-02 のノンマイグレーティングタイドの見積もりは完全なものであるとはۗえない。夏、冬における、観測値とモデル‫ڐ‬算値との違いは、ノン49マイグレーティングタイドの効果が大きいことを示唆する。また、GSWM は線形モデルであり、波動間相互作用などの೪線形の効果は含んでいないことも違いの１つの原因として挙げられる。
位相に関して、全体的には、南北成分、東西成分とも、Longyearbyen のものは、上方伝搬性を示しており、鉛直波ସはそれぞれ 40-50 km、30-35 km 程度であった。また、Tromsø における統‫ڐ‬的な結果と比Ԕ的良く似た‫ݗ‬度プロファイルを示していたが、GSWM-02 による‫ڐ‬算
値との間には違いが見られた。Forbes et al. [1999]は、南半球中間圏の半日潮汐波において、緯度 70 度までは、マイグレーティングタイド、緯度 78 度以南では、ノンマイグレーティングタ
イドの寄与が大きいことを指摘している。今回の結果からは、はっきりしたことはۗえないが、少なくとも Longyearbyen では、ノンマイグレーティングタイドの寄与が大きいと思われる。

4.4 2 手法により導出した南北ൌ速度の比Ԕ
ESR CP-2 観測データの沿磁力線方向のイオン速度データを基に、もう一つの中性ൌ速度導出法、沿磁力線方式を用いて同期間のデータセットより南北ൌ速度を導出し、1 局方式で得られた結果と比Ԕした。Williams et al. [1994]、Nozawa and Brekke [2000]において、1 局方式および沿磁力線方式により求めたൌ速データ、平均ൌ、大気潮汐波は良く一致することが示されており、中性ൌ速度導出法として両手法はともに確立しているとۗえる。

4.4.1 ൌ速データの比Ԕ
2004 年 6 月 5 日から 7 日に得られたデータを用いて、両手法により南北ൌ速度を求め、‫ݗ‬
度 97 km から 118 km までの 6 つの‫ݗ‬度について、図 4.9 に示した。1 局方式により導出した南北ൌ速度をঢ়色で、沿磁力線方式により導出した南北ൌ速度をো色で示した。北向きが正である。図の右側には 72 時間平均値を示した。また、図 4.9 の下段には、対応する 1 局方式から求めた஢場の時間変動を示した。2 手法により導出した南北ൌ速度の時系列データは、細かい変動に違いはあるが、比Ԕ的ସい時間スケール（2 から 3 時間程度）でみるとよく似た時間変動
をすべての‫ݗ‬度で示している。しかし、全体的に沿磁力線方式により導出した速度の成分が、1
局方式により求めた速度成分と比べて南向きに現れている。これは平均値からも確認できる。
2004 年 6 月 7 日 02-07 UT における両手法で導出した南北ൌ‫ݗ‬度プロファイル（1 時間平均値）
を図 4.10 に示した。また、72 時間平均値の‫ݗ‬度プロファイルも併せて示した。両手法により導出した‫ݗ‬度プロファイルは、比Ԕ的良く似ているが、沿磁力線方式で求めた値は、1 局方式のものより、南向きにずれているのが見て取れる。これは、72 時間平均値でみても明らかであり、すべての‫ݗ‬度で、沿磁力線方式で求めた値が南にずれていることがわかる。
図 4.9 で示した時系列データにおいて、沿磁力線方式と比Ԕして、1 局方式によるൌ速デー

50

タでは‫ݗ‬い‫ݗ‬度ほど大きなばらつきが見られる。このばらつきは஢場の強いときに顕著に現れている。これに関しては 2 章で説明したが、1 局方式では、஢場の強いとき、‫ݗ‬い‫ݗ‬度（110 km
以上）では、஢磁気力による影‫؜‬を表す(2.4)式の右辺第 2 項の寄与が大きくなる。従って、イオン−中性粒子衝突振動数や஢場データの見積もり誤差による影‫؜‬が大きくなるため、ൌ速データの精度は落ちる。一方で沿磁力線方式は導出過程において、イオン−中性粒子衝突振動数
や஢場データを必要としない。すなわち、஢磁気力の項による影‫؜‬を受けないため、஢場の強いときや‫ݗ‬い‫ݗ‬度においても 1 局方式に比べて信頼度の‫ݗ‬いൌ速データを得ることができる。
これらのことは Williams et al. [1994]及び Nozawa and Brekke [2000]による Tromsø UHF レーダーを用いた比Ԕ研究の結果と同様である。

4.4.2 平均ൌ、大気潮汐波の比Ԕ
沿磁力線方式により導出した中性ൌ速度データに関して、1 局方式と同様、地方時平均をとった後、周波数ӕ析を行い、平均ൌ、大気潮汐波を導出した。得られた平均ൌ、大気潮汐波に関する結果と対応する 1 局方式により得られた結果との比Ԕを図 4.11 に示した。両手法により求めた一日潮汐波、半日潮汐波における振幅、位相の各成分は良く一致している。平均ൌに関しては、1 局方式では ±10 m/s 程度であったのに対して、沿磁力線方式においては南向き 40
m/s 程度と、その値は大きく異なっていた。この南北平均ൌの違いは、導出手法の信頼性に関わる重要な問題であるため、以下に議論する。

4.4.3 南北平均ൌの相違について両手法により得られた結果の妥当性を確かめるため、他の観測結果と比Ԕした。ESR と同
じく Longyearbyen に০置されている流星レーダーの観測結果（図 4.11）では、‫ݗ‬度 95-100 km
において、南北平均ൌは南向きに 10 m/s 以下であり、1 局方式の結果と良い一致を示している。
また、Tromsø における統‫ڐ‬的な結果と比Ԕ（図 4.4）すると、‫ݗ‬度 95-120 km において、南北
平均ൌはほぼ ±10 m/s 程度であり、これもまた 1 局方式の結果を支持するものであった。従って、1 局方式の結果が他の観測結果と矛盾しないことから、沿磁力線方式を用いる際の仮定に問題がある可能性が考えられる。また、変動成分である大気潮汐波に関しては良い一致が見られるのに対し、平均ൌのみが異なることから、ESR 観測によるイオン速度にオフセットが存在する可能性も考えられる。

4.4.4 沿磁力線方式の検討
沿磁力線方式は、磁力線方向のイオンの運動方程式を考えることにより中性ൌ速度を導出している。この際に磁力線方向のイオンの拡散速度、及び中性ൌ速度の鉛直成分は、水平ൌ速

51

度と比Ԕして೪常に小さく無視できると仮定している。これらの仮定の妥当性を確かめるため、
イオン拡散速度、鉛直ൌ速度を‫ڐ‬算により見積もった。
イオン拡散速度 Vdiff の導出には、以下に示す Kofman [1992]の‫ڐ‬算式を用いた。

Vdiff = -Da†m g¸Ti Ï 1 ∂N e 1 ∂Tp w ∂Tr
+
+
+ i ˝
Ì
Tr Ó N e ∂h Tp ∂h Tr ∂h 2kTp ˛(4.1)

Tp = (Ti + Te ) 2 , Tr = (Ti + Tn ) 2 , mi = Â qi mi ,i†

Da = 2kTp min in , min i = Â qi min ini†††
ここで、 N e は஢子密度、 Ti はイオン温度、 Te は஢子温度、 Tn 中性大気温度、 w は温度拡散係数、†k はボルツマン定数、 g は重力加速度を表す。それぞれの値は、ESR 観測データ及び中性†大気モデル（MSIS90）より与えた。また、温度拡散係数は通常他の項に比べて小さく無視でき

†

†

†

†

†

†

る。本研究の‫ڐ‬算においても、この項をゼロとして‫ڐ‬算している。図 4.12 に導出したイオン拡†

散速度の‫ݗ‬度プロファイルを示した。全データ期間 80 日間に得られたイオン拡散速度の 1 時間
平均値の‫ݗ‬度プロファイルを‫ݪ‬線、全データのイオン拡散速度の平均値の‫ݗ‬度プロファイルを
ঢ়線で描いた。この図より、磁力線方向のイオン拡散速度が、‫ݗ‬度 120 km 以下においてほぼ 1 m/s
以下となっていることが確認できる。これは Kofman et al. [1996]で示されている結果と同様であり、沿磁力線方式を用いる際、イオン拡散速度は問題なく無視し得るとۗえる。一方で、鉛
直ൌ速度は 1 局方式により‫ڐ‬算した。図 3.4 の上段右に示した平均ൌ速度、鉛直成分の‫ݗ‬度プ
ロファイルを拡大したものを、図 4.13 に示した。鉛直平均ൌは、上向き 5-10 m/s 程度と（鉛直ൌ速にしては）大きく、水平ൌに換算すると 40 m/s 程度となり無視できるものではない。よって、沿磁力線方式において、イオン拡散速度は無視できるが、鉛直ൌは無視できないと仮定して、鉛直ൌの寄与を考慮にいれた沿磁力線方式（図 4.14 参照）により南北平均ൌを求めた。この結果は 1 局方式の結果と೪常に良く一致しており（図 4.15 参照）、鉛直ൌの効果を考慮に入れることにより、2 手法により導出した南北ൌ速度に良い一致が見られた。
しかしながら、下൉熱圏大気は、通常、ৌ水圧平衡状態にあるため、統‫ڐ‬的には鉛直平均
ൌの値は零付‫ؼ‬に‫ؼ‬付くはずである。極冠域下൉熱圏における鉛直ൌの観測例として、南極点(90ºS, 75 ºINV)において FPS (Fabry-Perot Spectrometer)による大気光（酸素原子発光：557.7 nm）観測をもとに、鉛直ൌ速度を求めた Smith and Hernandez [1995]が挙げられる。Smith and Hernandez[1995]は、‫ݗ‬度 95 km 付‫ؼ‬で 40 m/s をଵえるような鉛直ൌが観測されたことや、鉛直ൌの地方
時平均速度が、±10 m 程度（標準偏差も 10 m/s 程度）であったことを報告しているが、これらは一時的な鉛直ൌを指すものであり、鉛直平均ൌとは性ࡐの異なるものである。そのため一般
的に 5-10 m/s 程度の鉛直平均ൌが存在するとは考えにくい。また、本研究において導出してい52

る中性ൌ速度のエラー値は、平均的に~10 m/s 程度あるいはそれ以上の大きさを持つため、この鉛直ൌの結果は十分に信頼できるとはいえない。従って現段階では、この鉛直平均ൌの結果の信頼度は決して‫ݗ‬いとはいえないが、南北平均ൌの相違を説明する一つのӕ釈であるといえる。

4.4.5 ESR イオン速度のオフセット
ESR は 32 m アンテナ、42 m アンテナの 2 つのアンテナを持つ。両方のアンテナ、または
42 m アンテナのみにアンテナから離れていく方向にイオン速度のオフセットが存在するならば、
南北平均ൌの相違を説明できる。
（42 m アンテナについて）42 m アンテナから導出した南向き成分の速度が、32 m アンテナから導出した南向き成分の速度より大きくなる結果は、42 m アンテナから離れていく方向の速度
オフセットの存在に対応している。
（32 m アンテナ）鉛直上向き成分が、一定の値を持って出てくる結果は、3 方向のビーム全てにアンテナから離れていく方向の速度オフセットがあるとすると、それらを合成すれば上向き（+少し東向きと南向き）に出てくることと対応している。仮に 10 m/s の速度オフセットが存在するとしたとき、鉛直方向オフセットは 10 m/s、水平方向オフセットは 3 m/s 以下程度であらわれてくる）
よって、アンテナ間のオフセットは無く、アンテナから離れていく方向の速度オフセット
が両アンテナとも同じ大きさで存在すると考えれば、南北ൌの相違、強い鉛直平均ൌ、及び鉛直ൌの寄与を考えた際に得られた結果が 2 手法でよく一致することを説明できる。しかしながら、数 m/s 程度の精度で各アンテナに関してオフセットの有無を確認するのは困難である。ここでは両アンテナ間のオフセットを調べた。
2004 年 11 月 6 日から 9 日において、ESR 32 m アンテナ、および 42 m アンテナを共に磁力線方向へむけて観測する実験が行われた。このときのイオン速度の時系列データ、この期間の平均イオン速度の‫ݗ‬度プロファイルをそれぞれ図 4.16、図 4.17 に示した。両アンテナにより観測されたイオン速度の時系列データは、細かいばらつきはあるが、数時間のスケールではよく似た時間変動を示していた。また、平均イオン速度の‫ݗ‬度プロファイルも両アンテナにおいて良く一致しており、これらのことから両アンテナ間のオフセットはないと考えられる。
上に述べたように、南北平均ൌの相違の原因を説明する可能性があるものとして、強い鉛
直ൌ、および両アンテナのイオン速度オフセットが挙げられる。しかしながら、これらの要因の是೪を判断するためには、ESR 観測によるイオン速度に‫ݗ‬い精度（数 m/s 程度）が求められる。鉛直方向に 32 m アンテナを固定して、ସ時間の観測を行うような特別実験をࠟみる必要があり、今後のӀ題として挙げられる。

53

表 4.1 Tromsø UHF レーダー CP-1 データセット

870210870224870324

観測開始
月/日
時間(UT)
2/10
09
2/24
09
3/24
09

観測終了
観測時間
月/日
時間(UT)
2/11
23
38
2/25
09
24
3/25
23
38

870414870512870616870728870921871110871117880316880405880503880830880906880920

4/14
5/12
6/16
6/28
9/21
11/10
11/17
3/16
4/5
5/3
8/30
9/6
9/20

08
08
08
08
08
12
09
09
08
08
08
08
08

4/15
5/13
6/17
6/29
9/25
11/12
11/19
3/20
4/7
5/4
9/1
9/7
9/21

22
22
08
08
08
23
23
09
06
08
22
22
08

38
38
24
24
96
59
62
96
46
24
62
38
24

890110890207890328890502890801890905891114900124900409

1/10
2/7
3/28
5/2
8/1
9/5
11/14
1/24
4/9

09
09
08
08
13
10
10
10
10

1/11
2/8
3/29
5/3
8/3
9/6
11/16
1/25
4/10

23
09
22
08
16
13
16
16
16

38
24
38
24
51
27
54
30
30

900605900612900702900730900925901127

6/5
6/12
7/2
7/30
9/25
11/27

10
08
10
19
10
10

6/6
6/13
7/13
8/1
9/27
11/28

16
14
16
04
22
16

30
30
30
33
60
30

データセット54

表 4.1 （続き）

910212910220910502910710910910911208920330

観測開始
月/日
時間(UT)
2/12
15
2/20
10
5/2
10
7/10
10
9/10
09
12/8
10
3/30
16

観測終了
観測時間
月/日
時間(UT)
2/14
8
41
2/20
11.5
25.5
5/3
14
28
7/11
16
30
9/11
16
31
12/10
16
54
4/3
16
96

920730930216930420930720931018940608950228950328950620950713950927951221960213960617961114961210970210970409970514970623971030980120980817990209990915991012991202

7/30
2/16
4/20
7/20
10/18
6/8
2/28
3/28
6/20
7/13
9/27
12/21
2/13
6/17
11/14
12/10
2/10
4/9
5/14
6/23
10/30
1/20
8/17
2/9
9/15
10/12
12/2

8/5
2/16
4/20
7/20
10/19
6/9
3/2
3/29
6/20
7/13
9/28
12/22
2/14
6/19
11/15
12/11
2/12
4/10
5/15
6/27
11/1
1/21
8/19
2/12
9/17
10/15
12/3

データセット

16
10
10
22
14
16
14
15
12
08
12
10
10
08
16
10
13
14
14
10
18
10
09
10
10
10
10

55

16
22
22
22
23
22
17
20
18
14
16
16
16
16
16
14
16
22
22
16
08
17
16
16
16
16
16

144
36
36
24
33
30
51
29
32
30
28
30
30
54
24
28
51
32
32
102
38
31
55
78
54
78
30

表 4.2 Tromsø UHF レーダー CP-2 データセット

データセット870120870217871020880411880613880809880816881115890214890425890828891023900320900521901024901120910111910817920127920413920707921027930120930615941219950522951218960319960716961008970106971021980323980921990308990701

観測開始
月/日
時間(UT)
1/20
09
2/17
09
10/20
09
4/11
08
6/13
08
8/9
08
8/16
08
11/15
09
2/14
09
4/25
08
8/28
12
10/23
18
3/20
15
5/21
10
10/24
10
11/20
15
1/11
10
8/17
21
1/27
10.5
4/13
10
7/7
10
10/27
10
1/20
16
6/15
09
12/19
13
5/22
14
12/18
08
3/19
10
7/16
10
10/8
14
1/6
12
10/21
11
3/23
10
9/21
09
3/8
10
7/1
16

56

観測終了
観測時間
月/日
時間(UT)
1/21
23
38
2/18
09
24
10/22
23
62
4/13
08
48
6/15
08
48
8/10
08
24
8/18
22
62
11/17
07
46
2/15
17
32
4/26
22
38
9/1
16
100
10/25
14
44
3/22
16
49
5/22
16
30
10/25
16
30
11/21
16
25
1/13
16
54
8/19
06
33
1/29
16
53.5
4/14
16
30
7/8
16
30
10/29
16
54
1/25
9.5
113.5
6/16
22
37
12/22
23
34
5/23
16
26
12/21
10
74
3/22
16
78
7/17
16
30
10/12
22
110
1/10
16
100
10/23
20
57
3/28
00
110
9/25
18
105
3/12
12
98
7/9
16
192

図 4.1 水平ൌ速度の 1 日変動（ঢ়: Longyearbyen、‫ݪ‬: Tromsø）‫ݗ‬度 95-120 km の 9 ‫ݗ‬度について、全データセットの地方時平均水平ൌ速度の 1 日の変動を、
Longyearbyen、Tromsø の両サイトについてダイアルプロット図に示した。円の中心が北極点（北緯 90 度）、内側のঢ়い円が Longyearbyen（北緯 78.2 度）、外側の‫ݪ‬い円が Tromsø（北緯 69.6 度）を表す。中心方向が北向き、反時‫ڐ‬回り方向が東向きに対応している。 LT（地方時）=UT（世界標準時）+1 時間である。

57

図 4.2 平均ൌ、大気潮汐波のスペクトル（ঢ়: Longyearbyen、‫ݪ‬: Tromsø）
Longyearbyen、Tromsø の両サイトに関して、全データセットの地方時平均中性ൌ速度を周波数ӕ析し、平均ൌ、大気潮汐波の各成分（24 時間、12 時間、8 時間、6 時間）の強度を求め、‫ݗ‬
度 95-120 km の 9 ‫ݗ‬度に関して示した。

58

図 4.3 平均ൌ、大気潮汐波の‫ݗ‬度プロファイル（ঢ়: Longyearbyen、‫ݪ‬: Tromsø）
Longyearbyen、Tromsø の両サイトに関して、全データセットの地方時平均中性ൌ速度を周波数ӕ析し、‫ݗ‬度 95-120 km の平均ൌ、一日潮汐波、半日潮汐波の振幅、位相を求め、それぞれの‫ݗ‬度プロファイルを示した。図の表示は、図 3.4 と同じである。

59

図 4.4 平均ൌ、大気潮汐波の‫ݗ‬度プロファイル（春）（ঢ়: Longyearbyen、‫ݪ‬: Tromsø、ো: 3 月[GSWM-02]）
Longyearbyen、Tromsø 両サイトの春の観測結果と GSWM-02 による 3 月の‫ڐ‬算値に関して、‫ݗ‬
度 95-120 km の平均ൌ、及び一日潮汐波、半日潮汐波の振幅、位相の‫ݗ‬度プロファイルを示した。図中の左列に南北成分、右列に東西成分、上から順に平均ൌ、振幅強度（一日潮汐波、半日潮汐波）、位相（一日潮汐波、半日潮汐波）の‫ݗ‬度プロファイルである。南北成分、東西成分
において、それぞれ北向き、東向きが正の値に対応する。

60

図 4.5 平均ൌ、大気潮汐波の‫ݗ‬度プロファイル（夏）（ঢ়: Longyearbyen、‫ݪ‬: Tromsø、ো: 7 月[GSWM-02]）
Longyearbyen、Tromsø 両サイトの夏の観測結果と GSWM-02 による 7 月の‫ڐ‬算値に関して、‫ݗ‬
度 95-120 km の平均ൌ、及び一日潮汐波、半日潮汐波の振幅、位相の‫ݗ‬度プロファイルを示した。図の表示は図 4.3 と同じである。

61

図 4.6 平均ൌ、大気潮汐波の‫ݗ‬度プロファイル（秋）（ঢ়: Longyearbyen、‫ݪ‬: Tromsø、ো: 10 月[GSWM-02]）
Longyearbyen、Tromsø 両サイトの秋の観測結果と GSWM-02 による 10 月の‫ڐ‬算値に関して、‫ݗ‬度 95-120 km の平均ൌ、及び一日潮汐波、半日潮汐波の振幅、位相の‫ݗ‬度プロファイルを示した。図の表示は図 4.3 と同じである。

62

図 4.7 平均ൌ、大気潮汐波の‫ݗ‬度プロファイル（冬）（ঢ়: Longyearbyen、‫ݪ‬: Tromsø、ো: 11 月[GSWM-02]）
Longyearbyen、Tromsø 両サイトの冬の観測結果と GSWM-02 による 11 月の‫ڐ‬算値に関して、‫ݗ‬
度 95-120 km の平均ൌ、及び一日潮汐波、半日潮汐波の振幅、位相の‫ݗ‬度プロファイルを示した。図の表示は図 4.3 と同じである。

63

図 4.8 北緯 78 度、Longyearbyen（ESR と同位置）に০置されている Nippon/Norway Svalabrd Meteor
Radar (NSMR)により観測された南北平均ൌ。[After Hall et al., 2003]64図 4.9 2 手法により導出した南北ൌ速度、஢場の時系列データ（ঢ়: 1 局方式、ো: 沿磁力線方式）
1 局方式、沿磁力線方式により求めた南北ൌ速度時系列データの代表例として、2004 年 6 月 5日から 6 月 7 日において、‫ݗ‬度 97-118 km の 6 ‫ݗ‬度で得られた南北ൌ速度を示した。同期間の஢場データ（南北成分）を最下段に示した。

65

図 4.10 2 手法により導出した南北ൌ速度の‫ݗ‬度プロファイル（ঢ়: 1 局方式、ো: 沿磁力線方式）
1 局方式、沿磁力線方式により求めた南北ൌ速度の‫ݗ‬度プロファイルの代表例として、2004 年
6 月 7 日 02-07 UT に得られた南北ൌ速度の‫ݗ‬度プロファイルを示した。‫ݗ‬度プロファイルに示したデータは 1 時間平均値である。右列の再下段は 2004 年 6 月 5 日から 7 日の平均値（平均ൌ）の‫ݗ‬度プロファイルを示した。

66

図 4.11 2 手法により導出した平均ൌ、大気潮汐波の‫ݗ‬度プロファイル（ঢ়: 1 局方式、ো: 沿磁力線方式）‫ݗ‬度 95-120 km の平均ൌ、および一日潮汐波、半日潮汐波の振幅、位相の‫ݗ‬度プロファイルを示した。上段の図が平均ൌ、中段より下の左列に振幅、右列に位相、上から順に一日潮汐波、半日潮汐波の‫ݗ‬度プロファイルである。南北成分の北向きが正の値に対応する。

67

図 4.12 磁力線方向のイオン拡散速度の‫ݗ‬度プロファイル
全データ期間中の、磁力線方向のイオン拡散速度の 1 時間平均値全てを‫ݪ‬線で描いた。ঢ়線は全データの平均速度を表す。

68

図 4.13 鉛直平均ൌの‫ݗ‬度プロファイル

69

B//
u hor = - v // cos( I ) + u V tan( I ) + v diff tan( I )
†

v //

†

uV

South

†

- v // cos( I )
†

North

† ( I) †u V tanu NS = u hor†††

ESR 42m antenna
図 4.14 鉛直ൌの寄与を考慮した場合の沿磁力線方式の模式図
イオンの運動は中性大気に支配されている。また、中性ൌ速度の水平成分と比べて、イオン†の拡散速度は十分小さく無視できると仮定するが、中性ൌ鉛直成分は無視できないとしたとき、o

磁力線方向（ El = 81.6 , Az = 181.0 ）のイオン速度と鉛直ൌ速度から中性ൌ速度の南北成分を導出する。上の式において、 u hor は水平中性ൌ速度、 v // は磁力線方向のイオン速度、 u v は鉛
直中性ൌ速度、v diff はイオン拡散速度、u NS は南北中性ൌ速度を表している。また、Longyearbyen†oでは、磁力線の伏Ԓ I = 81.6 である。

†

†

†

†

†

70

†

図 4.15 南北平均ൌの‫ݗ‬度プロファイル（ঢ়: 1 局方式、ো: 沿磁力線方式、緑: 鉛直ൌの効果を含めた場合の沿磁力線方式）

71

図 4.16 両アンテナの同時観測により得られた磁力線方向のイオン速度の時系列データ（ঢ়: 32 m アンテナ、ো: 42 m アンテナ）72

図 4.17 両アンテナの同時観測により得られた磁力線方向のイオン速度の‫ݗ‬度プロファイル（ঢ়: 32 m アンテナ、ো: 42 m アンテナ）

73

第5章

まとめ

本研究では、極冠域下൉熱圏大気ダイナミクスの理ӕを目指し、1998 年 9 月から 2004 年 6月までの ESR CP-2 観測データ約 80 日分を用いて、Longyearbyen（北緯~80 度）‫ݗ‬度 95-120 kmにおける平均ൌおよび大気潮汐波（24 時間成分、12 時間成分）の統‫ڐ‬的描像を初めて調べた。
さらに、ൌ速データを４つの季節に分་し、それらの比Ԕを通して、下൉熱圏ൌの季節変動を調べた。また、Tromsø で得られている統‫ڐ‬的な結果との比Ԕを行い、北極域下൉熱圏におけるൌ系に関して考察を行った。さらに、大気潮汐波モデル（GSWM-02）‫ڐ‬算値と比Ԕを行った。
最後に、南北ൌ速度について、2 つの中性ൌ速度導出法から求めた平均ൌおよび大気潮汐波の比Ԕを行った。主要な結果は、以下にまとめられる。
（１）全データ 80 日分を平均したデータでは、南北平均ൌは、‫ݗ‬度 100 km 以上で、主に北向
き、東西平均ൌは‫ݗ‬度 115 km 以下で主に東向き、鉛直平均ൌは、上向き 5-10 m/s の大きさをもっていた。この鉛直平均ൌの結果については、今後の詳細な検討が必要である。
（２）南北平均ൌは顕著な季節変化を示し、主に夏期に北向き 10-40 m/s、冬期に南向き 20-40 m/sとൌ向きが逆転していた。東西平均ൌに関しては、顕著な季節変化は見られないが、‫ݗ‬度 110 km
以下では、すべての季節で東向きである。鉛直平均ൌはほぼすべての季節・‫ݗ‬度で上向きに吹いている。
（３）一日潮汐波は、主に直接励֬的な位相‫ݗ‬度プロファイルを示していた。‫ݗ‬度とともにその強度は増加し、‫ݗ‬度 116 km 以上では、最も支配的な波動成分となっていた。振幅の大きさは、‫ݗ‬度 120 km で、40-50 m/s 程度であった。しかし、顕著な季節変化は見られなかった。春と秋
では振幅および位相は、GSWM-02 ‫ڐ‬算値と比Ԕ的良い一致を示している。
（４）半日潮汐波は、主に上方伝搬性の特徴を示していた。夏と冬は、振幅が強く、ノンマイ
グレーティングタイドの寄与が大きい事を予想させる。鉛直波ସは、南北成分、東西成分それぞれ 40-50 km、30-35 km 程度であった。春と秋は比Ԕ的振幅が弱く、GSWM-02 ‫ڐ‬算値とよい一致が見られた。位相にも季節変化がみられ、季節により鉛直波ସが変化していた。
（５）Longyearbyen と Tromsø における結果は、地方時平均速度データの時間変動、1 日平均ൌ、
大気潮汐波のスペクトル、及び、平均ൌ、大気潮汐波の振幅、位相の‫ݗ‬度プロファイル全てにおいて全般的によく似ており、北緯 70 度から北緯 80 度にかけて་似・連携したൌ系が存在していることを指摘できる。
（６）Longyearbyen の観測結果と GSWM-02 ‫ڐ‬算値を比Ԕすると、比Ԕ的良い一致をするものが多かった。これまで、北緯 80 度付‫ؼ‬の下൉熱圏ൌの研究がなかったことを考慮すると、
GSWM-02 は優れているとۗえる。
（７）沿磁力線法からも南北ൌを導出し、1 極方式から導出したものと比Ԕした。その結果、

74

大気潮汐波については、良い一致が見られた。しかし、南北平均ൌの値は大きく異なっていた。
この違いの原因について考察を行い、その原因として ESR におけるイオン速度オフセット、あるいは、鉛直平均ൌの存在を指摘した。

75

第6章

今後のӀ題

本研究は、極冠域下൉熱圏ൌの統‫ڐ‬的な研究を行った初めてのものである。第１段階として、下൉熱圏‫ݗ‬度における平均ൌと大気潮汐波の全体的な描像、それらの季節変動および緯度変動を調べた。本研究により、極冠域下൉熱圏大気ダイナミクスの基本的な描像を得ることができたとۗえる。
下൉熱圏大気は、季節だけでなく、太ຨ活動度、地磁気活動度など様々な要因により影‫؜‬を受け、その振る舞いは大きく変化する[e.g., Nozawa and Brekke, 1999a, 1999b]。従って、更に理ӕを深めるために、太ຨ活動度、及び地磁気活動度依存性についての統‫ڐ‬的な研究を行うことがまず挙げられる。また、北緯 70 度以北の‫ݗ‬緯度域におけるൌ系のさらなる理ӕのためには、
ESR 観測データに加え、他の観測機器による観測データや理論モデル‫ڐ‬算値との併用が重要である。具体的には、Longyearbyen(78.2°N)流星レーダー、Resolute Bay (74.4°N)の AMISER（2006
年冬、稼働開始予定）、Resolute Bay および Eureka (81.1°N)の FPI による光学観測、TIMED ї星などによる観測を合わせ用いた研究である。そして、シュミレーションモデル（TIME-GCM、
九州大学 GCM 等）による‫ڐ‬算値との比Ԕを通してグローバルな構造について知見を得ること
も、北極域下൉熱圏における大気ダイナミクスの総合的な理ӕを目指す上で೪常に重要である。
本研究において議論した、2 手法により導出した南北平均ൌの相違の原因についての、より慎重な検討が必要である。特に鉛直平均ൌの存在の有無は、下൉熱圏大気ダイナミクスの理ӕの上で、೪常に重要である。１つのࠟみとして、ESR32 m アンテナを鉛直上向きに向け、ସ
時間観測する特別観測を行なうことが考えられる。

76

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