長期予報研究

グロースベッター
第 45 巻

月例会「長期予報と大気大循環」報告――― テーマ：2005/2006 年の冬を振り返って ―――
2005/2006 年冬の概要………… 前田 修平・佐藤 均 ……
1
2005 年 12 月の「北極振動」の励起と予測可能性………… 小山 博司・森 正人・渡部 雅浩 …… 15
全球大気モデルを用いた 2005 年 12 月の予報における初期値及び下部境界条件
依存性………… 稲葉 守生・小寺 邦彦 …… 36
マルチセンターグランドアンサンブルでみる 2005/2006 年の冬………… 松枝 未遠・経田 正幸・田中 博・露木 義 …… 44
2005/06 年冬季成層圏突然昇温と予測可能性………… 一丸 知子・廣岡 俊彦・向川 均 …… 60
2006 年 1 月の成層圏突然昇温期間中の対流圏循環偏差場の特徴…………西井 和晃・中村 尚…… 70
20km 格子全球大気モデルによる冬季東アジアモンスーンの再現性………… 楠 昌司 …… 87

２００７年７月

Ｌ．Ｆ．グループ2005/2006 年冬の概要―12 月の日本の異常低温と大気大循環の異常―
気象庁気候情報課
前田修平・佐藤均
要旨2005 年 12 月は、シベリア高気圧とアリューシャン低気圧がともに強く、日本付近
では西高東低の強い冬型の気圧配置が持続した。このため、北よりの冷たい季節風が強く吹き、東・西日本を中心に極端な低温となり、日本海側の地方では大雪となった。
大気大循環の観点からは、この強い冬型の気圧配置の持続は、偏西風の主要な南北変動パターンが卓越したことに加えて、熱帯域のベンガル湾からフィリピン付近の強い積雲対流活動に強制された定常ロスビー波束によってもたらされた。
１．はじめに2005 年 12 月の日本は、全国 153 の気象官署のうち 29 地点で月平均気温の最低値を更新し、積雪を観測しているアメダスを含めた 339 地点のうち 106 地点で月最深積
雪の最大値を更新するなど、記録的な低温と大雪に見舞われた。特に東・西日本での低温が顕著で、福井市（観測開始 1897 年）、敦賀市（同 1898 年）、飯田市（同1898 年）など 100 年以上の観測がある地点でも 12 月の低温の記録を更新した。また、
秋田（同 1897 年）では 12 月の最深積雪の記録を更新した。地球温暖化等の影響で高温傾向が続く中、過去 100 年間で最も寒い 12 月となった地点があったほどの異常気象が発生した、ということである。本稿では、この異常気象の背景となった大気大循
環の変動に関する調査結果を述べる。
日本の冬の天候を主に支配する気圧系は、シベリア高気圧とアリューシャン低気圧である。冷たい大陸上のシベリア高気圧から暖かい海洋上のアリューシャン低気圧に吹き出す北よりの季節風（東アジアの冬のモンスーン）が強ければ寒く、弱ければ暖かい。2005 年 12 月は、シベリア高気圧とアリューシャン低気圧がともに平年より非常に強かった。第２節では、まず、これらの高・低気圧と関連する地上付近の気温と風の状況について述べる。第３節と第４節では、2005 年 12 月に見られた日本付近の気圧配置の異常に関係する北半球と熱帯循環場の状況について述べる。第５節では、2005 年 12 月に発生していたラニーニャ現象などの海洋の変動との関係や、MJO の影
響、熱帯と中高緯度の変動との相互作用の可能性など、これまでの調査では明確には言えないが 2005 年 12 月の異常低温に関わりのありそうなメカニズムについて、今後の研究への期待も含めて議論する。

1

本稿では、主に、JRA-25 長期再解析データと同じデータ同化システム(JCDAS)で作成した全球解析データを用いた（転載した図以外）。このため、日本の大雪に関係する日本海での潜熱フラックスの平年偏差や、偏西風の蛇行メカニズムに関係するロス
ビー波ソースを標準偏差で規格化した値など、これまではデータの不均質性等のために示せなかった物理量を用いた解析が可能となった。
２．非常に強いシベリア高気圧とアリューシャン低気圧
2005 年 12 月の月平均の日本付近の循環場の顕著な特徴は、シベリア高気圧とアリューシャン低気圧がともに非常に強かったことである（第１図）。両者の中心付近の気圧差は 54hPa と平年のそれに比べ約 1.5 倍であった。海面気圧の平年偏差はシベリ
ア高気圧の中心より北の極域で極大でアリューシャン低気圧の中心より南の中緯度で極小、という南北シーソー的な分布をしており、北極や高緯度の寒気が中緯度に流れ込みやすい状況となっていた。平年偏差の中心付近では、両者ともに偏差の大きさは標準偏差の 2.5 倍以上であった。日本付近では東海上を中心に標準偏差の 2 倍以上の大きさの負偏差であった一方、偏差０線が朝鮮半島から九州の西を通っていた。このた め 、 気 圧 傾 度 も 平 年 よ り か な り 強 く 、 日 本 海 西 部 で の 地 上 付 近 （ 0.995 σ 面 、JCDAS で用いている数値予報モデルの最下層、地上約 50m）の風速は平年の約 1.5 倍
以上で、12 月としては JRA-25 再解析データがある 1979 年以後では最も強かった。
地上付近の気温（0.995σ面の温位）は、シベリア高気圧の中心から南東方向に負偏差の領域が広がっている（第２図）。バイカル湖付近、中国北部から朝鮮半島を経て日本にかけて平年偏差が-２℃を下回り、特に朝鮮半島北部から日本海西部、東・西日本にかけては標準偏差の３倍以上の大きな負偏差であった。また、負偏差の領域
はチベット高原の縁を時計回りに回るように中国南部からインドシナ半島北部まで伸びている。一方、シベリアの北緯 60 度以北の極域では正偏差であった。この気温分
布は、Takaya and Nakamura(2005)が強いシベリア高気圧の 20 事例の合成図で示した分布（彼らの Fig.3）とよく似ている。
強い北よりの風と低温のため、日本海西部を中心に海面からの潜熱フラックスは平年（約 200W/m 2 ）に比べ 40W/m 2 以上多く、偏差の大きさは標準偏差の２倍以上だった（第３図）。蒸発量に換算すると月の積算で平年より約 40mm 多いことになる。大雪のもととなる水分の日本海における補給が、平年に比べ非常に多かったことがわかる。

2

第２図

地表付近（0.995σ面）の温位と風の平年偏差。2005 年 12月。等値線間隔は 2℃。風は m/sで図下の矢印を参照のこと。

第１図

海面気圧と地表付近（0.995σ面）の風。上：第３図

地面からの潜熱フラックスの2005 年 12 月、中：平年（1979-2004 年の平均）、平年偏差。2005 年 12 月。等値線

下:平年偏差。等値線間隔は 4hPa。風は m/s で各図下

間隔は 20W/m 2 。

の矢印を参照のこと。

3３北極振動と偏西風の異常第２節で示した、シベリア高気圧の中心より北の極域で高くアリューシャン低気圧の中心より南の中緯度で低い、という南北シーソー的な分布をした海面気圧偏差パターンは、北半球で冬季に最も卓越する大規模な大気変動パターンである北極振動（AO）の一部として捉えることができる。
AO は北極域で気圧が低い（高い）時に中緯度で気圧が環状に高い（低い）という
気圧偏差分布の南北シーソー的な変動のことをいう（第４図左）。鉛直方向には地上から成層圏までほぼ同じ構造をしている（北極域の気圧が低い状態を正の AO と呼んでいる）。観測された 2005 年 12 月の海面気圧偏差分布や対流圏中部、下部成層圏の高度偏差（第４図右）などの特徴は、大西洋側で偏差が小さいことを除き負の AO の特徴と一致している。気象庁では、冬平均（12～２月）の北半球 500hPa 高度場の主成分分析で北半球に卓越する大規模な大気変動パターンの動向をモニターしており、その第 1 主成分が AO に相当する。2005 年 12 月の第 1 主成分スコアーは標準偏差の２倍程度の大きな負の値となった。
偏西風の観点からも、AO は南北シーソー的変動を示す。第５図は、帯状平均した
東西風とその平年偏差である。上図に示すように、AO に関係する東西風の変動は、
地表から下部成層圏までほぼ順圧で北緯 55 度付近と 35 度付近の間の南北シーソー的変動である。下図に示した 2005 年 12 月の偏差は負の AO 時の特徴をよく表しており、亜熱帯ジェットの中心付近で東西風が強い一方、北緯 55 度付近を中心に弱く、ほぼ順圧な構造をしている。第６図は亜熱帯ジェットがもっとも強い 200hPa における東西風の平年偏差であるが、平年にくらべ北緯 30 度付近で偏西風（亜熱帯ジェット）が強く、北緯 50～60 度付近で弱いことがわかる。この特徴は北半球全体で環状に見られ、特に東経 90 度より東のユーラシア大陸から北太平洋で顕著である。
200hPa 東西風の緯度分布の特徴を過去の 12 月と比較するために、1979～2005 年の 12 月の東経 90 度～西経 90 度で帯状に平均した 200hPa 東西風を主成分分析した（第７図）。北緯０～87.5 度の 2.5 度毎のデータに面積重みをつけた共分散行列を用いた。第 1 主成分（寄与率 39％）の固有ベクトルは、第５図と同じく亜熱帯ジェットの軸の北緯 35 度付近で東西風が弱く（強く）、北緯 55 度付近で強い（弱い）という変動に対応した分布をしている。2005 年 12 月の第１主成分スコアーは標準偏差の 2.5 倍程度の負の値で、過去 27 年間で最も小さな値となった。2005 年 12 月は、
偏西風の主要な変動パターンである南北シーソー的な変動が、非常に大きな振幅であらわれたともいえる。
第８図に示すように、この偏西風の異常な状態は、11 月中旬に始まり 1 月上旬まで持続した。

4

第５図 AO に関係する帯状平均東西風偏差（上）と 2005 年 12 月の偏差(下)。下の等値線間隔は 1m/s で、破線は負偏差。上は Limpasuvan and Hartmann(2000)より転載。
第４図 AO に関係する高度偏差（左）と 2005 年
12 月の偏差（右）。上から 50hPa 高度、500hPa
高度、1000hPa 高度。右図の等値線間隔は上から60m,60m,30m で 負 偏 差 に 影 。 左 図 は Thompson
and Wallace（1998）より転載。

第６図 2005 年 12 月の 200hPa 東西
風(上)と同偏差(下)。等値線間隔は
東西風が 15m/s、偏差が 4m/s 。

5

緯度

第７図 東経 90～270 度で平均した 200hPa 東西風の第 1 主成
分（左）と規格化した主成分
スコアー（右）。1979～2005 年の 12 月で計算。

年

第８図 帯状平均した 200hPa 東西風偏差の時系列。2005 年 10 月 1 日～2006 年 1 月 10 日。等値
線間隔は 2m/s で破線は負偏差。

４.

アジアジェットの蛇行と熱帯対流活動(1) ベンガル湾からフィリピン付近の積雲対流に励起された定常ロスビー波列
偏西風の南北振動パターンが卓越したことに加え、標準偏差の約３倍と平年に比べ非常に活動が活発だったベンガル湾からフィリピン付近の積雲対流活動も、日本の異常低温の原因となった。すなわち、この領域における強い積雲対流活動に伴う対流圏
上層の発散風が、その北の強い亜熱帯ジェット（アジアジェット）に沿った定常ロス
ビー波束を励起し、そのロスビー波束により日本付近ではアジアジェットの南への蛇行が持続した。
第９図は、2005 年 12 月の外向き長波放射(OLR)と 200hPa 流線関数偏差である。
この図の OLR 偏差を見るとベンガル湾からフィリピン付近にかけて積雲対流活動が非常に活発であることがわかる。その強さは標準偏差の３倍程度で、12 月としては観測データがある 1979 年以後ではもっとも活発である。この積雲対流活動の活発な状
態は、月を通して持続した。
積雲対流活動が強い領域の北側の対流圏上層には、時計回り、すなわち高気圧性の大気の流れの偏差がある。その東には、日本の東海上を中心とする低気圧性偏差、さらにその東には高気圧性偏差、という波列状の偏差パターンがある。対流活動と同様にそれぞれの偏差も非常に大きい。図には、この波列のパターンから計算される定常

6ロスビー波束の活動度フラックス（Takaya and Nakamura, 2001）を矢印で示した。
このフラックスは定常ロスビー波束の群速度の向きに一致する。最初の高気圧性偏差からエネルギーが伝播している様子が明瞭で、この波列が定常ロスビー波束であることがよくわかる。
この波列の領域には、アジアジェットが流れているので、高気圧性偏差はアジアジ
ェットの北への蛇行、低気圧性偏差は南への蛇行を意味している。ジェット気流は、
南北の温度傾度の大きな領域と対応しているので、日本付近のジェットの南への大きな蛇行は、日本付近の上空が平年より非常に冷たい空気に覆われていることを意味する。

第９図 2005 年 12 月の外向き長波放射（OLR）の平年偏差（影）、200hPa 面の流線関数平年偏差（等値線）、波の活動度フラックス（矢印）。 OLR の単位は W/m 2 で、流線関数の等値線間
隔 は 3 × 10 6 m 2 /s 。 波 の 活 動 度 フ ラ ッ ク ス （ Takaya and Nakamura, 2001 ） の 単 位 は m 2 /s 2
で、そのスケールは図の右下のとおり。気候系監視報告（気象庁、2006b）より転載。

日本の異常低温と関係するこの定常ロスビー波列は、ベンガル湾からフィリピンの非常に活発な積雲対流活動により、以下のメカニズムで励起されたと考えられる。積雲対流活動が非常に活発ということは、大気中の水蒸気が水に相変化するときに放出する凝結熱による大気加熱が平年に比べ非常に大きいということを意味している。この非常に大きい大気加熱は、対流圏上層に平年に比べ非常に強い発散風を伴う。この平年に比べ非常に強い発散風に地球自転の効果などが働き、少し北のユーラシア大陸
南部を流れる強いアジアジェット上に振幅の大きな定常ロスビー波束を励起する。実際、Sardeshmukh and Hoskins(1988)に従って定常ロスビー波ソース、
S’=-div([ v χ ]ζ’+ v χ ’[ζ])、7v χ は発散風、ζは絶対渦度、’のついた量は 2005 年 12 月の平年偏差、[ ]のついた量は平年値、を計算すると、
波活動度フラックスが湧き出しているあたりで高気圧性渦度の大きなソース（中心付近では標準偏差の３倍程度）が計算されている（第 10 図）。この第 10 図 2005 年 12 月の 200hPa 面におけるロスビー波ソース（ 等値線 ）。矢印は波の活動度フラックス。 ロスビ ー波ソースの単位は 4×10 -10 s -2 で、高気圧性（負）に影をつけた。

ソースによって励起された定常ロスビ
ー波のエネルギーがアジアジェットに沿って下流に伝播した。

(2)

線形化した大気大循環モデルを用いた数値実験観測された定常ロスビー波列が活発な対流活動に対する応答として理解できることを確認するため、渡部（私信、2006）は 12 月の気候平均場の周りに線形化した大気
大循環モデル（Watanabe and Kimoto, 2000）を用いて、ベンガル湾からフィリピン付近の凝結加熱に対する大気の線形応答を数値的に求めた。大気の運動を支配する方
程式は非線形方程式であり、それゆえに大気の運動はカオス的で複雑なので、顕著な現象でもその発生理由がわかりにくいことが多い。このため気象学では、ある基本場の周りに線形化した摂動方程式に基づく数値モデルを用いた、現象の因果関係についての研究がよく行われる。
数値計算の結果は、第 11 図に示したとおりで、第９図と非常によく似た定常ロス
ビー波列パターンが再現された。また、対流圏下層にも観測に非常によく似た偏差パ
ターン、すなわち日本付近での北よりの季節風の強化、アリューシャン低気圧の強化、加熱域の西側での低気圧性循環が再現された。この結果は、少なくとも定性的には、東南アジアから北太平洋にかけての観測された偏差パターンをベンガル湾からフィリピン付近の大気加熱に対する単純な線形応答として理解できることを示している。

8

第 11 図 ベンガル湾～フィリピン付近の凝結加熱に対する対流圏上層（上図、200hPa）と下層（850hPa）の定常応答（北海道大学渡部助教授より提供）。12月の気候平均場の周りに線形化した大気大循環モデル（T42L20）を用いた数値計算。
両図の影がモデルに与えた凝結
加熱。凝結加熱は、東経 105度、北緯 15 度、鉛直σ＝0.4（約 400hPa）を中心に、最大
8K/日で東西 15 度、南北 8 度幅に水平方向には楕円形で、鉛直方向にはガンマ関数で与えた。
モデルの詳細は、Watanabe
and Kimoto(2000)を参照。上
図の等値線が凝結加熱に対する
200hPa 流線関数の定常応答
で、等値線間隔は 3×10 6 m 2 /s。
下の等値線が凝結加熱に対する
850hPa 流線関数、矢印が850hPa 風の定常応答。等値線
間隔は 3×10 6 m 2 /s で、風のスケールは図の下のとおり。

５．

議論(1) 偏西風の異常と擾乱の振る舞い
偏西風の南北鉛直構造は、ロスビー波束の伝播特性や順圧不安定や傾圧不安定による擾乱の成長など、偏西風と関連して活動する擾乱の振る舞いに大きな影響を与える。
たとえば、東西風 U を基本場として考えると、ロスビー波の復元力として働く実効βはβ-U yy （Hoskins and Karoly, 1981）で表され（ここで、βはコリオリパラメー
タ f の南北方向の微分、U yy は U の南北方向の２階微分である）、実効βが負の領域
では定常ロスビー波は存在できない。また、U の鉛直シアー、すなわち温度の南北傾
度は傾圧不安定による擾乱の成長と深く関係している。第３節で示したとおり、2005
年 12 月は偏西風の南北シーソー的な変動が非常に大きかったため、その影響をうける擾乱のふるまいも平年とは大きく隔たっていた。
まず、ロスビー波束の伝播に関係する実効βの分布を示す（第 12 図）。2005 年 12月は東経 90 度～西経 150 度、北緯 40 度～60 度の領域では実効βが負、すなわち定常ロスビー波束が存在できない領域が拡がっている。実効βが負の領域が北太平洋域に限られる平年に比べかなり広い。このことは、大西洋やヨーロッパから伝播した定常ロスビー波束が、中部シベリア付近でその伝播を妨げられ、振幅が増大したり砕波してブロッキング高気圧になりやすいこと、あるいは、なんらかの理由でこの領域内

9に形成された渦がロスビー波を射出して減衰する過程が起こりにくいことを示している。実際、2005 年 12月は東シベリアから西進してきた高気圧性の渦や、ヨーロッパから伝播した定常ロスビー波束の増幅により、中部シベリアでブロッキング高気圧が発達・持続した。
この位置のブロッキング高気圧は、
季節予報現場でよく知られているよ
うに、また、古くは和田（1969）や最 近 は

TakayaandNakamura(2005)が示したようにシベリア高気

第 12 図 200hPa における実効β。上：2005 年 12月、下：平年。等値線間隔は、4×10 -11 s -1 m -1 、で負に影。

圧 の 増 幅 に 深 く 関 係 す る 。 Takaya
and Nakamura (2005)は、①シベリア高気圧の増幅時には、一般に対流圏上層にブロッキング高気圧の形成が見られること、②このブロッキング高気圧の形成は、大西洋方面からのロスビー波束伝播が顕著な「波束伝播型」と太平洋方面から高気圧偏差が砕波してくる「太平洋型」の二つに大別されること、③シベリア高気圧の増幅には、
対流圏上層のブロッキング高気圧を伴う循環偏差とシベリア高気圧に伴う地表付近の循環偏差との相互作用が重要であること、を示した。③は、上層のブロッキング高気
圧が地表付近に作る循環が、シベリア高気圧の東進を抑えると同時に高緯度からの寒気移流でよりシベリア高気圧を強め、強められたシベリア高気圧が上層に作る循環がブロッキング高気圧を強める、という自己増幅的メカニズムであり、彼らは渦位偏差を与えてその周りの三次元的な流れの場を求める渦位の inversion 手法(Hoskins etal., 1985)を用いてそれを示した。このメカニズムが働いたかどうかは現時点では確かめられていないが、2005 年 12 月のシベリア高気圧の異常な発達に中部シベリアのブロッキング高気圧が関係していることは間違いないであろう。
一方、東経 90 度～西経 150 度にかけての亜熱帯ジェット（アジアジェット）近傍
で平年より実効βが大きい領域が東西に伸びている。これは、平年より深いロスビー
波の導波管（前田と佐藤、2004）がアジアジェットに沿って出来ていることと対応している。第４節で述べたように、この導波管に捕捉されて伝播した定常ロスビー波束が日本付近における偏西風の蛇行を強化した。
第５図に示したとおり、北緯 45 度～60 度にかけては偏西風が弱く、平年に比べ下層の東西風の鉛直シアー、すなわち温度の南北傾度も小さい。そこで、大気の傾圧不
安定性の指標として、James(1994)にならい Eady モードの成長率σ=0.31×f/N×U z（ここで N はブラントバイサラ振動数、U z は帯状平均東西風の鉛直微分）を見ると10

（第 13 図）、この緯度帯では成長率が平年に比べ小さく、偏 差の大 きさは標準偏差 の２倍程度である。す なわち 、この東西風を 基本場として考えると 、傾圧 不安定性で増幅 する移動性擾乱の活動 は平年 に比べ弱いであ ろうことが推察される(Lee and Kim, 2003)。実際、
この緯度帯にお ける高 周波擾乱の活動 はユー
ラシア大陸から 北太平 洋を中心に平年 に比べ弱かった（第 14 図）。
移動性擾乱は、対流圏下層を中心とした熱の北向き輸送や中 ・上層 を中心とした西 風運動
量の北向き輸送 を行い 、その結果、大 気大循環に影響を与える。2005 年 12 月はその活動が弱かったことと 対応し て、移動性擾乱 による第 13 図 Eady ﾓｰﾄﾞの成長率の緯度高度
分布、帯状平均場から計算。上：2005 年 12 月、下：平年。等値線間隔は、0.1day -1 。

対流圏下層の熱 の北向 き輸送が平年に 比べ少なく、また、対 流圏中 ・上層の西風運 動量の北向き輸送も北緯 30 度以北で平年に比べ少なかった（第 15 図）。偏西風の観点からは、移動性擾乱が中緯 度の西 風運動量を高緯 度に運ぶ役割が平年に 比べ小 さい、というこ とを示している。した がって 、もし前段落の 最初の推察が正しけれ ば、偏 西風の偏差が移 動性擾
乱の偏差をもた らし、 その結果として 移動性
第 14 図 500hPa の高周波変動の質量あたりの運動エネルギー。薄い実線とう正の相互作用で偏西風の異常が維持された、
影 は 2005 年 12 月 で 間 隔 は25m 2 /s 2 。 濃 い 実 線 は 平 年 で 等 値 線といえる。AO は、力学的には偏西風と擾乱
間 隔 は 50m 2 /s 2 。 気 象 庁 (2006a) かとの正の相互作用により維持される大気の内ら転載。

擾乱の偏差が偏西風の偏差を強化する、とい

部変動モードとしての見方が有力であり（山崎、2004）、2005 年 12 月もこのフィードバックメカニズムが負の AO の状態の持続に寄与した可能性がある。

停滞性擾乱

第 15 図 対流圏上層における西風運動量の北向き輸送。500hPa～100hPa の積算。図の左端が北極、右端が南極。上：2005 年 12 月、下：平年偏差。縦軸の単位は 1×10 18 Kgm 2 /s 2 。濃い
実線は移動性擾乱、薄い実線は停滞性擾乱、中間の濃さの実線は平均子午面循環、によるもの。気象庁(2006a)から転載。

11

平均子午面循環移動性擾乱(2)ベンガル湾からフィリピン付近にかけて積雲対流活動が活発であった理由
第４節ではベンガル湾からフィリピン付近にかけての平年に比べ非常に活発な積雲
対流活動が 2005 年 12 月の日本の異常低温に深く関係したことを示した。では、なぜ、この領域で積雲対流活動が活発だったのであろうか？

著者自身はよく調べていないが、今後の調査の実施に向けていくつか参考となりそうな点を以下にあげる。
熱帯域の積雲対流活動の年々変動には、海面水温分布が影響を与える。例えば、エルニーニョ現象が発生している時には、積雲対流活動の活発域は平年に比べ東に移動する。逆にラニーニャ現象が発生している年には、より西の海洋大陸付近で活発となる。2005 年 12 月は、東部赤道太平洋域で平年より海面水温が低く、西部で高い、ラニーニャ現象が発生していた。これに対応して、ベンガル湾からフィリピン付近で積雲対流活動が活発になりやすかった、といえる。
海洋との関係では、インド洋赤道上を吹いている平年より強い西風の影響も興味深い。この西風は、第４節の渡部(私信、2006)の計算結果からわかるようにベンガル湾からフィリピン付近の積雲対流活動が強いことの応答であると考えられる。赤道上で西風が吹くと、海洋内では暖水がインド洋赤道域東部に蓄積される。気象庁の海洋データ同化システムによる海洋内部の解析でも 12 月に暖水が蓄積した様子がよく捉えられている（図略）。暖水が溜まると海面水温が上昇し、積雲対流活動が活発となりやすい。すなわち、大気と海洋の正の相互作用で、積雲対流活動が活発な状態が持続した可能性がある。大気と海洋の相互作用を再現できる大気海洋結合モデルを用いた詳細な解析により、確認する必要がある。
2005 年 12 月は MJO の活動が不活発であった。もし MJO の活動が活発であったらな
らば、ベンガル湾～フィリピン海にかけての強い積雲対流活動が持続しなかった可能性もある。MJO が不活発であった理由についても調べる必要がある。
12 月は、東南アジア域は冬の北東モンスーンの時期であり、「コールドサージ」と呼ばれる強い寒気の吹き出しにより積雲対流の活動が活発になることがある。この2005 年 12 月も、強い冬型の気圧配置となった時に、南シナ海で積雲対流活動が活発になった時期がある。すなわち、この付近の活発な積雲対流活動は、寒気の吹き出しが強いことの原因というよりも結果である可能性がある。しかし、第４節の渡部(2006)の計算結果からわかる通り、この領域の積雲対流活動が活発なことが原因となり寒気の吹き出しが強くなる、ということも間違いない。そこで、両者が相互に作用して強い積雲対流と強い寒気の吹き出しが持続した、すなわち正の相互作用が働いた可能性が考えられる。何らかの方法でその相互作用が確認できれば、より理解が深まるであろう。

12

(3) 偏西風の南北シーソーパターンと熱帯対流活動との関係など
第３節で述べたとおり、2005 年 12 月の日本の異常低温の原因のひとつは、偏西風の南北シーソーパターンが卓越し、持続したことである。このパターンの持続については、(1)で擾乱と偏西風との相互作用をそのメカニズムの候補として示したが、そのトリガーについては何も述べなかった。天気図を見ると、11 月半ばに東シベリア
でブロッキング高気圧が発生したことがきっかけとなったように見える。現象発生のメカニズムは予測可能性にも深く関係するため、それを解明することは 1 か月予報や季節予報の改善にとっても重要である。データ解析のみならず、1 か月数値予報デー
タの解析、数値実験の実施などにより、詳しく調べる必要がある。なお、11 月半ば
において初期値が数日違うだけで 1 か月予報における偏西風の予報が大きく変わったという興味深い結果（稲葉と小寺、グローベッター本号）もすでに得られている。
第３節で述べた偏西風の異常と、第４節で述べたベンガル湾からフィリピンにかけての領域の対流活動とそれに励起された定常ロスビー波は全く独立な現象なのか、お互いに何らかの影響があるのか。(2)で述べたコールドサージが偏西風の異常と北極振動とこの対流を結んでいるかも知れないし、対流活動が定常ロスビー波のみでなく亜熱帯ジェットの偏差そのものに影響を与えている可能性も十分ある。両者の関係について今後きちんと調べ、異常低温に対する寄与までを含めた定量的な議論をする必
要がある。
６.

おわりに

これまでの調査では、偏西風の異常のトリガー、積雲対流活動が異常だった理由、
偏西風の異常と積雲対流活動との関係、予測可能性など、依然として不明なことは多い。この顕著な異常気象の全貌解明に向け、気象・海洋研究者と協力しつつ本格的な研究をすすめる必要がある。
謝辞

北海道大学渡部雅浩博士には、貴重な数値実験結果を教えて頂いた上に、未発表の図の掲載についても快諾いただきました。深く感謝いたします。

参考文献
気象庁、2006a：気候系監視報告，2005 年 12 月号.
気象庁、2006b：気候系監視報告，2006 年 2 月号.
佐藤均、前田修平、伊藤明、2005：アジアジェットに捕捉された準定常ロスビー波と日本の天候.
平成16年度「異常気象と長期変動」研究集会報告書.
前田修平、佐藤均、2004:大気大循環の変動と予報資料の解釈、平成16年度季節予報研修テキスト、
65-75.
山崎孝治、2004：北極振動の概要、気象研究ノート、206号、1-9.

13

山崎孝治, 2005:北極は“ゆらぐ”、科学、75、1168-1171.
和田英夫, 1969:長期予報新講、地人書館、234p.
Hoskins, B. J., and D. J. Karoly, 1981: The steady linear response of a sphericalatmosphere to thermal and orographic forcing. J. Atmos. Sci. , 38, 1179-1196.
Hoskins, B. J.,

M. E. McIntyre, and A. W. Robertson, 1985: On the use andsignificance of isentropic potential vorticity maps. Quart. J. R. Met. Soc. ,111, 877-946.
James, I.N.,1994:Introduction to circulating atmospheres. Cambridge University Press,
424pp.
Lee S., and H.-K. Kim, 2003: The dynamical relationship between subtropical andeddy-driven jets. J. Atmos. Sci., 60, 1490-1503.
Limpasuvan V., and D. L. Hartmann, 2000: Wave-maintained annular modes of climate
variability. J.Climate , 13, 4414-4429.
Sardeshmukh and Hoskins, 1988: The generation of global rotational flow by steadyidealized tropical divergence. J. Atmos. Sci ., 45,1228-1251.
Takaya, K., and H. Nakamura, 2001: A formation of a phase-independent wave-activity
flux of stationary and migratory quasi-geostrophic eddies on a zonally-varying
basic flow, J. Atmos. Sci ., 58, 608-627.
Takaya, K., and H. Nakamura, 2005: Mechanisms of intraseasonal amplification of thecold Siberian high. J. Atmos. Sci. , 62, 4423-4440.
Thompson, D. W. J. and J. M. Wallace, 1998: The Arctic Oscillation signature inthewintertime geopotential height and temperature fields. Geophys. Res. Lett. , 25,
1297-1300.
Watanabe, M., and M. Kimoto, 2000: Atmosphere-ocean thermal coupling in the North
Atlantic: A positive feedback. Quart. J. R. Met.Soc. , 126,3343-3369.

14

2005 年 12 月の「北極振動」の励起と予測可能性
1：北海道大学大学院 環境科学院
2：北海道大学大学院 地球環境科学研究科
3：北海道大学大学院 地球環境科学研究院
小山博司1・森正人2・渡部雅浩3
1. はじめに「平成 18 年豪雪」をもたらした 2005/06 年の冬の天候は，持続する負の北極振動 (Arctic
Oscillation；AO) に似た大気循環場で特徴づけられる。特に，2005 年 12 月には日本上空を中心に東へ伸びる強い負の高度場偏差が卓越しており，これが北極振動的な循環偏差を形成するとともに，東・西日本に寒波を，日本海側に大雪をもたらす主要因となっていた。本
研究では，この 2005 年 12 月の「北極振動」(大西洋に中心を持つ典型的な北極振動とは異なるのでカギ括弧つき) に着目し，その励起および予測可能性に関する解析を行った。既に予備的な結果として，ベンガル湾から南シナ海にかけて異常に活発だった対流活動が中高
緯度の高度場偏差を強制したという線型モデルの診断を得ている (前田, 2006; 渡部, 2006)
ので，ここではさらに日平均データを用いて，中高緯度大気の長周期変動および熱帯対流
活動についてより詳細な解析を行った。また，気象庁 1ヶ月予報データを用いて 2005 年 12月の循環場の予測可能性を検証した。
2. データとモデル
日平均の気象庁 GPV データ，ECMWF 再解析 (ERA40) および NOAA の OLR を用いた。各物理量は気候値とそこからの偏差に分けられる。ERA40(1957 年から 2002 年) とNOAA の OLR(1979 年から 2002 年) の毎日の calender mean に 31 日移動平均をかけたものを気候値とし，2005/06 年の偏差は GPV データから求めた。偏差に 10 日のローパス・
フィルターをかけて低周波偏差を取り出し，生の偏差からそれを引いたものを高周波偏差とした。さらに熱帯の季節内振動 (MJO) 成分を描出するために，30〜60 日のバンドパス・
フィルターをほどこした OLR 偏差も用いた。また，予測可能性を検証するために気象庁
1ヶ月アンサンブル予報データを用いた。予報データの気候値には JRA25(気象庁，電力中央研究所) を用いた。
熱帯の強制に対する中高緯度の応答を調べるためにモデル実験も行った。使用したモデルは Watanabe and Kimoto (2000, 2001) で作成された線型化したプリミティブ方程式から成る線型傾圧モデル (LBM) で，解像度は T42L20，降水過程を含まず，基本場は ERA40から求めた 12 月の気候値を使った。
3. 2005 年 12 月の AO 的循環偏差
まず熱帯の対流活動に注目すると，2005 年 12 月の月平均 OLR 偏差はいわゆるラニー
ニャ時の分布に似ていたが，ベンガル湾から南シナ海にかけての領域では −2.5 標準偏差を越える大きさで (図 1)，この領域で対流活動が平年よりも異常に活発であったことが分かる。日々の時間発展を見るために，上記の領域 (80E − 120E，0 − 20N) で領域平均した15

2005/12 OLR monthly anomaly / Standard Deviation

P1

Day

図 1: 2005 年 12 月の月平均 OLR 偏差 (等値2

P2

AO index

OLR anomaly: regionally averaged OLR anomaly (80-130E, 0-20N)
bar : AO index

線; 間隔 10 [W/m ] 毎，点線は負偏差) と標

図 2: AO インデックス (棒線; 軸は右側) と，(80E〜

準偏差で規格化した同月の月平均 OLR 偏差120E, 0〜20N) の領域で平均した日平均 OLR 偏差の時系(陰影)。

列 (実線; 単位は [W/m2 ] )。

(a) P1 Z300(c) P1 Z850(b) P2 Z300(d) P2 Z850

図 3: P1，P2 それぞれの時期で平均した，(a)(b)300hPa および (c)(d)850hPa における高度場の低周波偏差。
等値線の間隔は (a)(b) 40 [m]，(c)(d) 30 [m]。点線は低気圧偏差を表す。

日平均 OLR 偏差の時系列を図 2 に示す。これを見ると，2005 年 11 月下旬から活発化しはじめた対流活動偏差は 12 月上旬から中旬にかけて最大になり，下旬には終息している。一方，中高緯度の循環を特徴づける指標として日平均の AO インデックス1 (図 2 の棒線) に着
目すると，12 月初旬と下旬に 2 度の極小を示しており，12 月は全体的に負の北極振動的な循環場であったことが分かる。ただしはじめに述べたように，2005 年 12 月の循環場は大西洋に中心を持つ典型的な北極振動パターンとは異なっており，偏差の中心は太平洋側にあった。この循環場を詳しく調べるために，AO インデックスが極小を示す 2 つの時期 (11月 21 日〜12 月 9 日および 12 月 11 日〜1 月 8 日。以下それぞれ P1，P2 と呼ぶ) でそれぞれ解析を行った。
図 3 に P1，P2 それぞれの時期で平均した 300hPa，850hPa 高度場の低周波偏差を示
1

AO インデックスは Climate Prediction Center (http://www.cpc.ncep.noaa.gov/) より取得した。

16

す。これを見ると，P1 の時期は中国から日本にまたがって東に伸びる低気圧偏差と，その極側のシベリア域に中心を持つ高気圧偏差のダイポール構造が顕著で，これは Western
Paciﬁc(WP) テレコネクションパターン (Wallace and Gutzler, 1981) に似ている。一方 P2の時期は，日本から東太平洋にわたって低気圧偏差に覆われており，太平洋から北米にかかる波列状の偏差は Paciﬁc/North American(PNA) テレコネクションパターンに似ている。
また，どちらの時期も中高緯度では大まかには等価順圧構造を示しているが，P2 の時期の上層において (図 3b)，対流が活発だったベンガル湾から南シナ海の北側にあたる北緯 20〜
30 度付近に傾圧性の顕著な高気圧偏差が見られ，熱帯からの影響を強く示唆している。この点は 6 節で詳しく触れる。図 3 より明らかなように，P1，P2 の時期は大まかには中緯度で負偏差，極側で正偏差という循環場で特徴づけられており，これが負の「北極振動」を形成していたと考えられる。
次に，2005 年 12 月の循環場の PNA パターンとの関連を調べた。図 4 に日平均の PNA
インデックスを示す。日平均場における PNA を ERA40 の 500hPa 流線関数の日平均低周波偏差の EOF 第 1 モード (計算領域は 120E-60W，20N-90N) で定義し (図省略)，そのパターンへの射影係数を日平均の PNA インデックスと定義している。これを見ると，P2 の時期は持続的に PNA インデックスが正 (アリューシャン低気圧を強めるセンス) である。
図 5(b) に，PNA インデックスと日平均 300hPa 高度場の低周波偏差との回帰係数分布を示す。回帰をとった期間は 2005 年 12 月で，12 月で平均した PNA インデックスの値 (0.5)
を乗じている。12 月の 300hPa 高度場の月平均偏差 (図 5a) と比較すると，PNA は 12 月の
日本域の低気圧の一部と，特に太平洋・北米領域の偏差をよく説明し，これは図 3(b) で示
した P2 の循環場とも非常によく似ている。一方，12 月の高度場偏差の PNA では説明できない残差成分 (図 5c) は，タイミル半島の南を中心としシベリア域を覆う強い正偏差と，その南で東西に伸びた負偏差の，南北にまたがるダイポール型の偏差で特徴づけられ，極東域において図 3(a) で示した P1 の時の WP 的な循環場に良く似ている。よって 2005 年
12 月の循環場は，前半の時期 (P1) の極東のダイポール型偏差 (WP 的) と後半の時期 (P2)の PNA 的な偏差で特徴づけられ，これらの偏差が AO の負のシグナルをもたらしていたと言える。

4. 日本の寒冬と循環偏差
次に，循環場と日本の寒冬の関係について調べた。WP 型と PNA 型の偏差に付随する
日本域の下層の気温偏差は共に負で (図省略)，これは両偏差が極東で順圧的であったことからも明らかであるが，それに加えて，12 月の日本における低温には日本上空を覆った低気圧偏差に伴う寒気の移流も重要であったと想像される。そこで，循環に伴う温度偏差場の線型移流項による強制(∂Ta /∂t)adv = −V a · ∇Tc − Vc · ∇Ta(1)を調べた。ここで ( )c は気候値，( )a は偏差を表す。(1) 式右辺第 2 項の寄与は小さかったので，第 1 項のみ図 6 に示す。図 6(a) は 12 月における 850hPa 月平均高度場の低周波偏差と，それに付随する温度移流成分を表す。これを見ると，西日本を中心とした広い領域

17

advection and Z850 (2005/12)

PNA index

(a)

P1

P2

Day
図 4: 日平均 500hPa 高度場の低周波偏差による PNA イン

(b)

デックス。

(a) Z300 monthly anomaly (2005/12)(b) Regression( PNA , Z300 )(c)(c) (a)(b)
図 6: (a): 2005 年 12 月の 850hPa 月平均
高度場偏差 (太等値線; 間隔は 20 [m] 毎，
点線は低気圧偏差) と，気候学的温度場の
東西・南北風偏差による移流 (細等値線ならびに陰影; 間隔は 1 [℃/s]×86400 毎)。(b):図 5: (a): 2005 年 12 月の 300hPa 月平均高度場偏差。(b):(a) と同じ。ただし高度場偏差，温度移流は

図 4 の PNA インデックスと 2005 年 12 月の 300hPa 日平

PNA に付随する成分。図 4 の PNA イン

均高度場の低周波偏差との回帰係数分布。12 月で平均したデックスと 2005 年 12 月の日平均偏差とのPNA インデックス (0.5) を乗じている。90%の信頼限界で回帰係数分布に 12 月で平均した PNA イン

有意な所にのみ陰影。(c): (a) と (b) の差。(a)(b)(c) とも

デックス (0.5) を乗じている。(c): (a) と同等値線間隔は 30 [m] 毎。点線は低気圧偏差。

じ。ただし (a) と (b) の差。

18

(a) psi850 ( DJF anomaly )(b) psi300 ( DJF anomaly )(c) psi850 ( daily anomaly )(d) psi300 ( daily anomaly )図 7: (a)(b): El Niño が発生している時の季節平均 (12 月〜2 月) 流線関数偏差場の合成図 (10 例)。(c)(d):11 月〜3 月における日々の PNA イベントのピーク日で合成した低周波の日平均流線関数偏差場の合成図 (28例)。(a)(c) は 850hPa，(b)(d) は 300hPa。点線は低気圧性偏差。等値線の間隔は (a)1 [×106 m2 /s ] 毎, (b)2毎, (c)±2 から 4 毎, (d)4 毎。95%，99%の信頼限界で有意な場所に陰影。

で右辺第 1 項は負で，図には示さないが，ほとんどが日本付近を覆う低気圧に伴う北風による移流成分である。これは，WP 型の循環偏差場に伴う成分 (図 6c)，PNA 型に伴う成分 (図 6b) についても同様である。よって 2005 年 12 月は，低気圧性の循環が長期にわたって持続的に日本付近を覆うことに加え，循環場が季節風を強めることが，日本に寒波・大雪をもたらす主要因になっていたと考えられる。ちなみに，サハリンからオホーツク海にかけて見られる正の温度移流は，ここで気候学的な温度場の東西傾度が正であることに起因する (Nakamura and Fukamachi, 2004)。
日本の寒冬には WP 型の循環偏差に加え PNA 型の偏差も重要であることを指摘したが，このことは「El Niño の時に (PNA は正で) 日本は暖冬傾向」という広く知られた統計的な描像とは逆センスで，一見矛盾するように思われる (しかもこの冬は La Niña 的であった)。
しかしそうではない。何故なら，一口に PNA と言っても，季節平均場で見た外部強制に対する準定常応答としての PNA-like パターンと，日平均場で見た中高緯度の内部力学が本質的な PNA パターンとでは，特に極東でパターンの空間構造が異なるからである。図 7 に，
El Niño が発生していた 10 個の冬 (12 月〜2 月) を使った循環偏差場の合成図2 (Nino3 イン
デックスとの回帰を計算しても同様な場が得られる) と，日平均場で同定した 28 例の正の2

この季節平均偏差を PNA と呼ぶことは必ずしも適切でない。小出と小寺 (1999) は，500hPa 高度場と地
上気温，海面水温の SVD 解析によって，ENSO に伴う中高緯度の季節循環場 (図 7a,b に相当) は，PNA(この場合の PNA は，図 7c,d に非常によく似ている) と WP の組合せとして理解できることを示した。また，
SVD で線型的に説明できない成分として TNH パターン (Mo and Livezey, 1986) も同定されている。

19

(b) average ( lag9 to lag 0 )(a) PNA index and regionallyaveraged T850 anomaly(c) average ( lag to lag +9 )Lag (Day)
図 8: 正の PNA イベントの合成図 (28 例)。(a): PNA インデックスの合成図 (棒線) と，850hPa 日平均温度
場偏差の合成図の (130E〜145E，30〜45N) における領域平均値 (実線) の時間発展 (PNA のピーク日を中心とした 19 日間それぞれで合成)。軸は併用。(b): PNA イベントの中心日から 9 日前までで平均した低周波の850hPa 高度場偏差 (太等値線; 間隔は 20 [m] 毎，点線は低気圧偏差) と 850hPa 温度場偏差 (細等値線ならびに陰影; 間隔は 0.5 [℃] 毎，点線は負)。(c): (b) と同じ。ただし PNA イベントの中心日から 9 日後までの平均。

PNA イベントの合成図 (ピーク時) を示す。これらを比較すると，上層・下層ともに，季節平均偏差場では PNA 的な波列を構成する偏差の中心が全体的に東にずれており，さらに日本を含む西太平洋域で偏差の空間構造が大きく異なっている。日平均偏差場では上層・下層ともに，北太平洋の低気圧性偏差の縁が日本付近までかかっているのに対して，季節平均偏差場の下層では，南シナ海から日本の南西にかけて存在する高気圧性偏差によってその縁が北へ押し上げられているように見える。この下層の高気圧性偏差は，El Niño 時に赤道西太平洋域で対流が不活発になることに起因する Matsuno-Gill 応答によるもので，これに伴う暖かい南西風偏差が El Niño 時に日本に暖冬傾向をもたらしていることが指摘されている (安富と木本, 1999; Watanabe and Jin, 2003)。
一方，日平均偏差場で同定した約 10 日の時間スケールを持つ PNA は，一般的にその発達の初期に日本付近に低温偏差をもたらす。ERA40 から，11 月〜3 月における日々の正のPNA イベントを 28 例抽出し (詳細は 森と渡部，2005)，ピーク日を中心とした 19 日間それぞれで合成図を作成した。図 8(a) に PNA インデックスの合成図と，850hPa 温度場の
低周波偏差の合成図を日本域 (130E − 145E, 30N − 45N) で領域平均した値を示す。また，

20

PNA の最発達日から 9 日前までと，9 日後までで時間平均した，低周波の 850hPa 高度場
偏差と 850hPa 温度場偏差の水平構造を図 8(b)(c) にそれぞれ示す。図 8(a) を見ると，正の PNA が最も発達する 9 日前から 4 日後まで日本域は低温偏差に見舞われることが分かる。正の PNA の最盛期前に際立った低温偏差になるのは，発達の初期に日本付近が持続的に低気圧偏差に覆われることに加え，それが大陸からの寒気の吹き出しを助長するからである。我々の最近の研究 (森と渡部, 2006) によると，Madden-Julian Oscillation(MJO)に伴う冷熱源が低周波の PNA を励起する過程で，日本上空には低気圧性偏差が生じることが分かっている (6 節で詳しく述べる。また遠藤と原田, 2005 も参照)。PNA の最盛期以降は，日本付近を覆っていた北太平洋の低気圧偏差の西側の縁は徐々に東に移動し，低温傾向は和らいでいく (図 8c)。
以降，日本の寒冬の主要因となっていた WP 型，PNA 型の循環偏差がそれぞれどのように形成されたのかを調べていく。
5. P1 の時期の WP 的循環場
P1 の時期に極東域で卓越した WP 型の偏差がどのように発達したのか，時間を追って調べた。図 9(a)〜(e) に，P1 の時期における 250hPa 高度場ならびに低周波の高度場偏差の 2 日毎の時間発展と，それに付随する Takaya and Nakamura (2001) に基づく Rossby 波の波活動度フラックスを示す。また，図 9(f) に Hoskins and Ambrizzi (1993) に基づく平年 12 月の 250hPa 基本場の定常 Rossby 波の全波数 Ks と，Rossby 波の導波管を表す実効
ベータ β ∗ ≡ β − Uyy を示す。まず，ダイポール型を特徴づける日本上空を中心に東西に伸びる低気圧偏差に着目する。11 月 28 日〜30 日の場を見ると，既に低気圧偏差は形成されているが，上流からの波によって強められているように見える。西ヨーロッパに中心を持
つ強い低気圧偏差から Rossby 波束が射出されており3 ，一部がシベリア域に伸びる亜寒帯
ジェットの導波管 (図 9f) に沿って下流へ伝播し，導波管の終端付近 (100E，50N) で波束が収束している。12 月 2 日以降は上流からの顕著なエネルギー流入は見られない。一方，ダ
イポール型偏差のもう一対を成すシベリア域の高気圧偏差に着目すると，アリューシャン
列島付近で成長した高気圧偏差が成長しながら徐々に西進し，12 月 2 日にはユーラシア大陸東岸でブロッキングを形成しているのが分かる。但しこのブロッキングの持続時間はそれほど長くなく，12 月 8 日には消える。ここで，総観規模擾乱との関わりを調べるために，上層における短周期擾乱からの渦度強制(∂ψa /∂t)T E = ∇−2 {−∇ · (V 0 ζ 0 )a }(2)0を計算した。ここで ( ) は時間スケール 10 日以下の高周波擾乱を，( ) は P1，P2 それぞれの時期での平均を表す。結果を図 10(a) に示す。これを見ると，P1 の時期に，総観規模
擾乱は日本の東海上で低気圧性偏差を強めるとともに，その極側のシベリア域で高気圧性偏差を強めている。ブロッキングが発生したユーラシア大陸東岸 (図 9c) に正の強制の極大域が見られることは，総観規模擾乱との相互作用がブロッキングの形成に寄与していたこ
3
Rossby 波のエネルギーの多くは，亜寒帯ジェットを横切ってアラビア海からインド北部へ流入している。
これについては第 7 節で詳しく述べる。

21

(a) 11/28(d) 12/04(b) 11/30(e) 12/06(c) 12/02(f) B-Uyy, Ks

図 9: (a)〜(e): P1 の時期における 2 日毎の 250hPa 高度場 (太等値線; 10000〜10300 [m], 100m 毎) と高度場偏差 (細等値線ならびに陰影; ±50m から 100m 毎, ゼロ線は略, 点線は低気圧偏差)。矢印は Takaya andNakamura (2001) に基づく Rossby 波の波活動度フラックスの水平成分 [m2 /s2 ]。(f): 250hPa における 12 月の基本場の定常 Rossby 波の全波数 Ks (陰影) と実効ベータ β ∗ (等値線; ±1 [×1011 m−1 s−1 ] から 2 毎)。

22

(a) P1(b) P2

図 10: P1，P2 それぞれの時期で平均した 300hPa の日平均流線関数偏差場 (等値線; 5 [×106 m2 /s]，点線は低気圧性) と，高周波の渦度フラックスの収束・発散が強制する流線関数 tendency (陰影; 2 [×106 m2 /s/day] )。

とを示唆している。よって短周期擾乱と低周波変動との相互作用も WP 型の偏差を形成す
る一要因となっていたことが分かった (図 10b に示すように，P2 の時期も総観規模擾乱に
よって日本域や太平洋のトラフが強められていた)。
Takaya and Nakamura (2005a,b) は，シベリア高気圧の増幅に伴い，一般的に対流圏上層にブロッキング高気圧の形成が見られ，このブロッキングを伴う循環偏差と地表付近の循環偏差との結合がシベリア高気圧の増幅に重要であることを指摘している。上記のブロッ
キング形成の描像は Takaya and Nakamura (2005a,b) で同定された「太平洋型」に似ているが，下層の循環場との相互作用があったかどうかは本研究では確かめられていない。また，ブロッキングのタネが発達したオホーツク海からベーリング海にかけては，基本場の絶対渦度の南北勾配 (β − Uyy ) が符号をかえる領域であり (図 9f)，順圧不安定のメカニズ
ムがここでの偏差の成長に寄与した可能性もある。さらに，ブロッキング形成時に南側の低気圧偏差から Rossby 波によるエネルギー流入が見られ (図 9bc)，少なくとも極側の高気圧偏差は南側の低気圧偏差からの影響を受けているように見える。一般的な WP 型偏差の形成時に，両者の間にが何らかの結合したメカニズムが存在するのかも興味の持たれるところである。
P1 の時期に卓越した WP 型偏差の形成において，ここでは明らかにできなかったいく
つかのメカニズムも寄与していた可能性は残っているものの，上流からのエネルギー伝播，
ならびに総観規模擾乱からのフィードバックが寄与していたことが分かった。今後，WP
型偏差の形成メカニズムの，より一般的かつ統一的な理解が必要である。

6. P2 の時期の PNA と熱帯対流活動
次に，P2 の時期に極東域で卓越した PNA 型の偏差について調べた。3 節で述べたように，2005 年 12 月はベンガル湾から南シナ海にかけての領域で対流活動が平年よりも異常23Regionally averaged OLR daily anomaly( 0E120E, 020N )bar : daily anomaly: MJO (3060 day): differenceDay

図 12: (10N〜20N) で平均した OLR 偏差

図 11: (80E〜120E, 0〜20N) の領域で平均した日平均の経度−時間断面図。30〜60 日成分のOLR 偏差の時系列 (棒線)。点線は同偏差の 30〜60 日成分。
2

実線は日平均偏差と 30〜60 日成分の差。単位は [W/m ]。

OLR 偏差 (陰影) と短周期の OLR 偏差 (等値線; -20 [W/m2 ] 以下のみ，20 毎)。

に活発であった (図 1)。12 月におけるその領域 (80E − 120E，0 − 20N) での対流活動偏差を時間スケールで分けてみると，30〜60 日の周期を持つ MJO 成分と，それより短い時間
スケールを持つ対流成分とが同程度の振幅を持っていた (図 11)。この短い時間スケールを持つ対流擾乱は，同期間を通して領域を連続して西進しており (図 12)，これが大きな月平均偏差をもたらしたと考えられる。
図 11 の時間発展より，全対流活動偏差は P1 の後半の時期 (12 月の初旬) から P2 の時期の中頃 (12 月中旬) まで異常に活発化していたことが分かる。そこで，この対流偏差による中高緯度大気の応答を LBM を用いて診断した。外力として OLR から見積もった日々
変化する熱強制を time step 毎に与え，等温静止状態から 20 日間 (12 月 1 日〜20 日) 積分
した。強制の水平構造は日々の OLR 偏差分布と同じで，鉛直分布は固定している。結果を図 13(b) に示す。日本域のトラフが弱いことや亜熱帯の高気圧偏差がやや強いことなど，観測された場 (図 13a) と異なる点も見られるが，場の特徴を良く再現している。スナップ
ショットだと分かりづらいが，ベンガル湾から南シナ海にかけての活発な対流が，その北側の北緯 25 °付近の上層に高気圧偏差を励起し (Rossby 応答)，さらにこの高気圧からアジアジェットの導波管 (図 9f) に沿って下流へ波列 (日本域の低気圧，太平洋亜熱帯の高気圧，東太平洋の低気圧) が励起されている。よって，P2 の時期の PNA 型偏差は熱帯の対流活動に伴う熱源によって励起されたものと考えられる。
我々の最近の研究 (森と渡部，2006) によると，MJO に伴う冷熱源が低周波の PNA を24

(b) LBM (12/20) Z(sigma=0.29)(a) OBS (12/20) Z300

図 13: (a): 2005 年 12 月 20 日の 300hPa 高度場偏差 (陰影ならびに等値線; 間隔 60[m] 毎) と付随する波活
動度フラックス (矢印; 単位は [m2 /s2 ])，12 月 1 日〜20 日で平均した OLR 偏差 (太等値線; -30[W/m2 ] 以下
のみ 10 毎)。(b): OLR 偏差から見積もった日々変化する熱強制 (12 月 1 日から 20 日まで) による LBM のσ = 0.29 高度場偏差の応答 (陰影; 単位は [m]，間隔は任意)。2005 年 12 月 20 日のスナップショット。等温静止状態から 20 日間積分。付随する波活動度フラックス (矢印) と 12 月 1 日〜20 日で平均した熱強制 (太等値
線; 単位は [℃]，間隔は任意)。

trigger するメカニズムが明らかになってきた。具体的には，ベンガル湾からインドネシア
にわたる領域で，MJO に伴う熱 (冷) 源が作る上層の発散 (収束) がアジアジェット上で収束 (発散) し，アジアジェット上に Rossby 波束を励起する。その波束がジェットに捕捉され下流へ伝播し，ジェットの出口にあたる中緯度太平洋域で順圧エネルギー変換によって基本場からエネルギーを得て負 (正) 位相の PNA へ成長するというメカニズムである。統計
的にも，MJO の位相と PNA の符号の間に明瞭な対応関係が見られ (図省略)，海洋大陸上
で対流活動が活発な時は負の PNA が，不活発な時には正の PNA が出現する確率が高くなる。2005 年 12 月も，これと同様のメカニズムが働いていたと考えられる。しかし，一般的な MJO − PNA 間に見られる関係と大きく異なるのは，対流偏差の符号と PNA の符号が逆になっていることである。ベンガル湾から南シナ海にわたる領域で対流が活発だったにも関わらず，励起された PNA は正位相であった。これは，2005 年 12 月の MJO が平年よりも北偏しており，さらにそこで短周期の対流擾乱が活発だったためだと考えられる。図13 に，平年の MJO に付随する OLR 偏差4 の緯度−位相断面図と，2005 年 10 月〜12 月の
OLR 偏差の緯度−時間断面図を示す。平年の MJO に付随する OLR 偏差の極大域は赤道を中心としているのに対して (図 14ab)，2005 年冬季の MJO は，北半球では 10N〜15N 付
近に極大域が存在し，平年よりも北偏しているのが分かる (図 14cd)。
そこで，MJO が北偏することによって中高緯度に励起される応答がどのように変わるかを，再び LBM を用いて調べた。結果を図 15 に示す。図 15(a) は，合成した MJO に付随する東進する OLR 偏差から見積もった熱強制を，外力として time step 毎に与え，等温静止状態から 20 日間積分した結果である。初期に熱 (冷) 源の中心はインド洋 (西太平洋) にあるが，時間とともに東進し，20 日目に熱 (冷) 源はベンガル湾〜インドネシア付近 (大西430〜60 日のバンドパス・フィルターをほどこした冬季 (11 月〜3 月) における 200hPa 速度ポテンシャルの EOF 第 1，第 2 モード (計算領域は 20S〜20N) で MJO を定義した。両者は空間構造，時系列ともに位相が 1/4 波長ずれている。EOF 第 1，第 2 モードで張られる相空間を 15 °毎に分け，各位相で同周期帯を持つ
OLR 偏差を合成した。

25

normal MJO OLR (composite)(a) 60E90E average(b) 90E120E average

30

90

150

210

Phase

270

330

30

90

150

210

270

05/1005/12 MJO OLR(c) 60E90E average(d) 90E120E average

330

Day

Phase

Day

図 14: (a)(b) MJO の各位相で合成した 30〜60 日の周期帯を持つ OLR 偏差の緯度−位相断面図。それぞれ(a)60E − 90E，(b)90E − 120E で平均。(c)(d)2005 年 10 月〜12 月の OLR 偏差の緯度−時間断面図。30〜
60 日の周期帯を持つ OLR 偏差 (陰影ならびに等値線; [W/m2 ]) とそれより短い周期帯を持つ OLR 偏差 (太等値線; -25[W/m2 ] 以下のみ 10 毎)。それぞれ (c)60E − 90E，(d)90E − 120E で平均。

(a) Response to normal MJO(b) Response to northward shifted MJO

図 15: (a) 合成した MJO に付随する OLR 偏差から見積もった日々変化する熱強制による LBM の σ = 0.29
高度場偏差の応答 (陰影; 単位は [m]，間隔は任意) と，与えた熱強制 (太等値線; 単位は [℃]，間隔は任意)。熱源がインドネシア付近にきた時のスナップショット。(b)(a) に同じ。ただし 60E − 130E のみ熱源を北へ 15 °ずらした。北偏させた強制のみが励起する応答を細実線 (間隔は任意だが (a) と同じ) で示す。点線は低気圧性。

洋〜アフリカ大陸) に来ている。この時，中高緯度には負の PNA が現れている。一方，図15(b) は外力の中心を 60E − 130E の領域のみ北へ 15 °ずらした場合の結果であるが，中高緯度に特徴的な循環場は形成されない。しかし，北偏させた強制のみが励起する応答を見ると，これは明らかに図 15(a) とは逆符号の正の PNA である。よって，MJO に付随する強制の東西方向の分布だけでなく，その南北方向の位置も PNA の符号に重要であることが分かった。ベンガル湾〜インドネシア付近の領域で，MJO の北偏に伴い，対流に付随する熱 (冷) 源が作る上層の発散 (収束) も北偏し，アジアジェット上に励起する Rossby 波の位相がずれることで，下流の PNA の符号が変わると理解できる。
これらの結果を踏まえて，2005 年 12 月の場についてもう一度考察したい。図 15(b) で日本域のトラフ (図 13) が再現されていないのは，この実験では理想的な速度で東進する
MJO 強制を用いていることと，MJO より短周期の対流に付随する強制を考慮していない26

psi300 and psi850 (11/25 12/6 average)

図 16: 2005 年 11 月 25 日〜12 月 6 日で平均した，低周波の 850hPa 流線関数偏差 (陰影; 単位は [×106 m2 /s])と，300hPa 流線関数偏差 (等値線; ± 4 [×106 m2 /s ] から 4 毎。点線は低気圧性)，ならびに上層の循環場に付随する Takaya and Nakamura の波活動度フラックス (矢印; [m2 /s2 ])。

ことが大きい。この節の冒頭でも述べたように，2005 年 12 月の (80E − 120E，0 − 20N) の領域における対流活動の約半分は短周期の擾乱によるものであった (図 11)。複数の対流擾
乱が領域を次々と西進していたために，この領域では準定常的に熱源が存在していたと考えられる。図 15 の実験ではこの効果は考慮しておらず，2005 年 12 月の PNA 型偏差場の形成には実際にこの対流擾乱からの影響が大きかったことは，2005 年 12 月の強制を MJO
強制と対流擾乱強制に分けて図 12 の実験を行うことで確かめられている (図省略)。
では，どうしてこの時期のベンガル湾〜南シナ海で，MJO より時間スケールの短い対流活動が異常に活発だったのだろうか? 図 14(d) を見ると，11 月の下旬から 12 月の下旬にかけて，この領域で強い対流擾乱が持続的に存在したことが分かる。11 月の下旬に，何か対流を励起する過程があったのだろうか? 次節でそのことについて調べる。

7. なぜ対流は活発だったか2005 年 12 月にベンガル湾〜南シナ海の領域で活発化した対流活動の trigger として，11月の下旬から 12 月の初旬にかけて大西洋の活発な高気圧偏差から射出された Rossby 波束に着目した。図 16(もしくは図 9) を見ると，この時期に北米大陸東岸で発達した高気圧性偏差から射出された Rossby 波束がヨーロッパから中東を経て，アラビア海，インド北部へ伝播している様子が見てとれる5 。この波に付随してアラビア海の下層には低気圧性循環が形成されていた。この時期，アラビア海には MJO の対流活発域が現れており (図 12)，この後 MJO は，西進する短周期の対流擾乱を伴いながら東進していることから，大西洋か5

この波は，大西洋のジェットに付随する Rossby 波の導波管に沿わずに，地中海に見られる Rossby 波の外部波領域 (図 9f) を横切って伝播していることから，導波管に捕捉された波束伝播としては理解できない。佐藤ら (2005) は，アジアジェットの入口で波が北東−南西方向に伸びることで，波が順圧エネルギー変換によって増幅することを指摘している。

27

ら射出された Rossby 波束が，アラビア海でこの階層的に東へ伝播する対流を trigger，ならびに活発化させていた可能性がある。しかし，具体的にどのようなメカニズムで trigger
したのか現段階ではまだ結論は得られておらず，今後詳しく調べていく必要がある。ただし，上記の推測はまったく荒唐無稽なものではないと思われる。なぜなら次節の予報デー
タを用いた解析で示すように，ベンガル湾〜南シナ海の領域における降水量と上記の波列の間に明瞭な関係が見られるからである。大西洋からアラビア海・インド北部へ伝播した
Rossby 波束が，ベンガル湾〜南シナ海の領域で対流活動が活発化したことの一因になっていたと考えられる。

8. 予測可能性
次に, 2005 年 12 月の大気場の予測にどのような現象が関わっていたのかを知るために,
気象庁 1ヶ月アンサンブル数値予報データを解析した。
図 17 は, 日本域 (100E-170E，25N-50N) で領域平均した 500hPa 高度場の平年偏差である。解析値の時系列が太実線で示され, 11 月 10 日 (A), 11 月 17 日 (B), 11 月 24 日 (C), 12
月 1 日 (D), 12 月 8 日 (E), 12 月 15 日 (F) のそれぞれの初期日から始めたアンサンブル平
均予報値が細実線で示されている。気象庁の 1ヶ月予報では, 毎週水曜日と木曜日を初期日として 13 メンバーずつの予報が行われているが, 本研究では, それらの予報を併せて, 毎週
木曜日を初期日とする 26 メンバーの予報として考えた。
まず, P1 の期間に着目する。図 17 より, P1 の期間において, 日本域における解析値の高度場偏差は, 11 月 29 日頃から急激に低下を始め, 12 月 4 日頃に最も低くなっていることがわかる。これは, 気温が全国的に急激に低下した時期と一致する。そこで, この 12 月 4 日
を中心とした 12 月 1 日から 7 日までの 7 日平均場に対する予報に着目する。それに対応す
る予報は, 11 月 10 日 (A), 11 月 17 日 (B), 11 月 24 日 (C), 12 月 1 日 (D) を初期値とする,
それぞれ第 4 週予報 (22 日から 28 日予報), 第 3 週予報 (15 日から 21 日予報), 第 2 週予報(8 日から 14 日予報), 第 1 週予報 (1 日から 7 日予報) である。このそれぞれのアンサンブル
平均予報値と解析値における 500hPa 高度場偏差を図 18 に示す。図 17 から分かるように,
11 月 10 日 (A), 11 月 17 日 (B) を初期値とするアンサンブル平均予報では, 日本域での高度の低下を予測出来ていない。また, 図 18 の日本周辺での高度場偏差に着目すると, 11 月
10 日 (A) および 11 月 17 日 (B) を初期値とする予報では, それ以降を初期値とする予報に比べて, 日本列島上の低気圧偏差とシベリア北東部の高気圧偏差がともに弱い。ちなみに,
11 月 10 日 (A), 11 月 17 日 (B), 11 月 24 日 (C), 12 月 1 日 (D) を初期値とする RMSE(二乗
平均平方根誤差) はそれぞれ, 79.9m, 77.3m, 63.0m, 30.3m であった。11 月中旬を境に予測精度が変化することは，稲葉と小寺 (2006) でも述べられている。そこで, アンサンブル平
均予報において日本域での高度低下が予測出来ていない 11 月 17 日 (B) を初期値とする予報について, 各メンバーの予測に着目し解析を行う。
図 19 は, 図 17 の 11 月 17 日から 12 月 22 日の期間に対して, 解析値とアンサンブル平均
予報値だけではなく, 各メンバーの予測値も描いたものである。細実線が 11 月 17 日を初期値とする各メンバーの 500hPa 高度場偏差の予測値を, 灰の太実線がそのアンサンブル平均
予報値を, 黒の太実線が同期間の解析値を示している。第 3 週予報に着目すると, 高度の低28<CPQOCN[KP,CRCP










٨#



٨
٨

$




<CPQOCN[KP,CRCP 

 

%
&٨

٨

٨

'

(

 
 

018018018&'%&'%&'%&'%&'%,#0,#0,#0,#0   !#"$ $&%  ' (*)#"$ $&%  +-,)."-$ $&% /&&01"-$ $&%  2*&0."$ $ M





 
   '%

図 17: 日本域 (100E〜170E，25N〜50N) で領域平

図 19: 2005 年 11 月 17 日から 12 月 22 日の期間に均した 500hPa 高度場の平年偏差の時系列。太実線

対する, 日本域 (図 17 と同じ) で領域平均したが解析値で, 細実線が 11 月 10 日 (A), 11 月 17 日

500hPa 高度場の平年偏差の時系列。細実線が 11 月(B), 11 月 24 日 (C), 12 月 1 日 (D), 12 月 8 日 (E),17 日を初期値とする各メンバーの予測値, 灰の太実

12 月 15 日 (F) の各初期日から始めたアンサンブル

線がそのアンサンブル平均予報値, 黒の太実線が解

平均予報値。単位は [m]。

析値。 単位は [m]。

2

2

D

VJYGGMHQTGECUVHTQO

E

TFYGGMHQTGECUVHTQOG

UVYGGMHQTGECUVHTQO

#PCN[UKUC PFYGGMHQTGECUVF HTQO

図 18: 500hPa 高度場偏差の (a) 12 月 4 日の解析値, および, (b)11 月 10 日, (c)11 月 17 日, (d)11 月 24 日,(e)12 月 1 日を初期値とする, それぞれ第 4 週予報, 第 3 週予報, 第 2 週予報, 第 1 週予報のアンサンブル平均
予報値。いずれも 12 月 4 日を対象とした予報の 7 日間平均場。実線が正, 点線が負の値で, 間隔は 60[m] 毎。

29

1PGRQKPVEQTTGNCVKQPHQTHQTGECUVGTTQT <4/5'XU<CDUGTTTCI

0
0
0
0
'3

''99

図 20: 日本域 (図 17 と同じ領域, 矩形で囲まれている) の各メンバーの第 3 週予報の RMSE と, 北半球域の各点における各メンバーの第 3 週予報の絶対値予報誤差との一点相関図。11 月 17 日を初期日とする 300hPa
高度の予測値を用いて計算されたもの。薄い陰影, 濃い陰影はそれぞれ, 95 ％，99 ％の有意水準で有意な正の相関係数の値をとる領域を示す。等値線は, 同時期の 300hPa 高度場偏差の解析値で, 実線が正, 点線が負で,間隔は 100[m] 毎。

下傾向を示す予測精度の良いメンバーもあれば, 逆に上昇傾向を示す予測精度の悪いメンバーも存在する。そのため, アンサンブル平均では低下傾向を示さなかったけれども, しっ
かりと予測出来ているメンバーが存在することがわかる。そこで, 日本域での第 3 週予報の予報誤差と, 他の領域の予報誤差の間の関係を次のような方法で調べた。日本域 (図 17 と同じ領域) における各メンバーの第 3 週予報の RMSE を一点相関の基準値として, それに対して北半球域の各点における各メンバーの同じく第 3 週予報の絶対値予報誤差との相関係数を計算した。ある領域で有意な相関が見られる場合，その領域での誤差の絶対値が大
きいメンバーでは, 日本域での RMSE が大きくなり易いことを表している。11 月 17 日を初期値とする 300hPa 高度の各メンバーの予測値を用いて得られたのが図 20 である。シベ
リア北東部に有意な相関を持つ領域が分布しており，そこでは同時期にブロッキング高気圧が存在していた (5 節)。さらに, 予報誤差の符号に着目すると日本域の予報誤差が正の方向に大きくなると, シベリア北東部では負の方向に予報誤差が大きくなる傾向があることが分かった6 。つまり, 日本域の低気圧が予測出来ていないメンバーでは, 同時にシベリア
北東部の高気圧が弱い。この結果は, 日本域での低温が予測出来るためには, シベリア北東部のブロッキング高気圧が予測できていることが重要であることを示唆している。
次に、P2 の時期に着目する。日本域における解析値の高度場は, 12 月 4 日以降も平年よりかなり低い状態が 12 月 25 日頃まで続き, その後一度上層した後, 再びやや低下していた。
このうち, 前半の持続した低い状態に対する予報に着目する。対象とする期間は, 12 月 16日から 22 日の 7 日平均場である。それに対応する予報は, 11 月 24 日 (C), 12 月 1 日 (D),12 月 8 日 (E), 12 月 15 日 (F) を初期値とする, それぞれ第 4 週予報, 第 3 週予報, 第 2 週予報, 第 1 週予報である。P1 の場合 (図 18) と同様に, このそれぞれのアンサンブル平均予報
値と解析値の 500hPa 高度場偏差を図 21 に示す。11 月 29 日の高度の急激な低下以前の 11
月 24 日 (C) を初期値とする予報は, その急激な高度低下が予測出来ていたかどうかという
6

絶対値をとらない予報誤差の一点相関の結果および各メンバーの予測場を実際に見ることで分かる。

30

D

VJYGGMHQTGECUVHTQO

E

TFYGGMHQTGECUVHTQOG

UVYGGMHQTGECUVHTQO

#PCN[UKUC PFYGGMHQTGECUVF HTQO

図 21: 500hPa 高度場偏差の (a)12 月 18 日の解析値 , および, (b)11 月 24 日, (c)12 月 1 日, (d)12 月 8 日,(e)12 月 15 日を初期値とする, それぞれ第 4 週予報, 第 3 週予報, 第 2 週予報, 第 1 週予報のアンサンブル平均
予報値。いずれも 12 月 18 日を対象とした予報の 7 日間平均場。実線が正, 点線が負の値で, 間隔は 60[m] 毎。

問題も含むため除く。12 月 1 日 (D) を初期値とする予報では, 高度の低い状態があまり良く予測出来ていないことわかる (図 17 および図 21)。一方, 12 月 8 日 (E) 以降を初期値とする予報では, 高度の低い状態が続くことを比較的良く予測している。11 月 24 日 (C), 12
月 1 日 (D), 12 月 8 日 (E), 12 月 15 日 (F) を初期値とする RMSE の値は, それぞれ, 80.9m,
67.3m, 56.2m, 18.2m であり, 11 月 24 日 (C) を初期値とする予報を除いては, P1 の時期の予報と比べていずれも小さく, P1 の時期程は予測することは難しくなかったと言える。そこで, 12 月 1 日 (D) を初期値とする予報に着目し, P1 の時と同様な解析を行った。
図 22 は, 予報の初期日が 12 月 1 日 (D) であることを除いては図 20 と同様の図である。
ただし, 図 22(b) は, 日本域の RMSE とその他の領域の間に時間的なラグを考えた場合で,日本域の RMSE が第 3 週予報 (12 月 18 日を対象) のものであるのに対して, それに対する
北半球域の絶対値予報誤差は第 2 週予報 (12 月 11 日を対象) のものである。つまり, 日本
域の RMSE に対して, 北半球域の絶対値予報誤差は, (a) では同時期であり, (b) では 1 週間
前のものである。同時期の場合の一点相関図 (図 22a) では, 北東太平洋に有意な相関をもつ領域があることがわかる。6 節でも述べたように, この領域ではこの時期に PNA に伴う負の高度場偏差があることから, PNA の予測が日本域の予報に重要であったことを示唆する。日本域に対して 1 週間の時間ラグを考慮した場合 (図 22b) では, アラビア半島の北およびアラビア海北部に日本域と有意な相関をもつ領域があることが分かる。さらに, 1 週間

31

C 1PGRQKPVEQTTGNCVKQPHQTHQTGECUVGTTQT <4/5'XU<CDUGTTTCI
0
0
0
0
'3

''99

D 1PGRQKPVEQTTGNCVKQPHQTHQTGECUVGTTQT <4/5'XU<CDUGTTTCIYGGM
0
0
0
0
'3

''99

図 22: (a) 予報の初期日が 12 月 1 日 (D) であることを除いては図 20 と同様の図である。ただし, (b) は日本
域の RMSE とその他の領域の間に時間的なラグを考えた場合で, 日本域の RMSE が第 3 週予報 (12 月 18 日を対象) のものであるのに対して, それに対する北半球域の絶対値予報誤差は第 2 週予報 (12 月 11 日を対象)のものである。

より短い時間ラグの結果を見ると (図示せず), アラビア半島の北およびアラビア海北部の誤差は, アジアジェット上を経由して日本域へ伝わっているように見える。そのため, この領域の誤差がアジアジェット上の Rossby 波を通して, 日本域および PNA の誤差に影響を与えたことが考えられる。
これまでの結果をまとめると, P1 の時期では, 日本域での低温が予測出来るためには, シ
ベリア北東部のブロッキング高気圧が予測出来ることが重要であることがわかった。また,
P2 の時期では、アラビア半島の北およびアラビア海北部の予測が悪いと, その 1 週間後の日本域と PNA の予測が同時に悪くなることがわかった。
最後に, 7 節で述べた結果を確かめるための解析を行った。解析の手法は, 図 20 および
図 22 の解析手法と同様であるが, ベンガル湾から南シナ海での領域平均地上降水量 (対流
活動の活発度の指標と考える) と, 下層の流線関数の間で一点同時あるいはラグ相関を計算した。具体的には, 対流活動が平年より活発であった熱帯域 (80E-120E，10N-20N) で領域平均した各メンバーの地上積算降水量の第 3 週の予測値を一点相関の基準値として, それに対して北半球域および熱帯域の各点における各メンバーの 850hPa 流線関数の予測値との相関係数を計算した。11 月 17 日を初期値とする予測値が用いられており, 地上降水量と850hPa 流線関数の予報対象日が同時期 (12 月 4 日を中心とした 7 日平均) である同時相関の場合が図 23(a) に, 地上降水量に比べて 850hPa 流線関数の予報対象日が, 4 日前 (11 月
30 日を中心とした 7 日平均) , 8 日前 (11 月 26 日を中心とした 7 日平均) であるラグ相関

32

0

C

1PGRQKPVEQTTGNCVKQPHQTHQTGECUV CTGCCXGRTGEKRXURUKTCI

0
0
0
'3
5

0

9999''''''''D

1PGRQKPVEQTTGNCVKQPHQTHQTGECUV CTGCCXGRTGEKRXURUKTCIFC[U

0
0
0
'3
5

0

9999''''''''E

1PGRQKPVEQTTGNCVKQPHQTHQTGECUV CTGCCXGRTGEKRXURUKTCIFC[U

0
0
0
'3
5

9999''''''''図 23: 対流活動が平年より活発であった熱帯領域 (80E〜120E，10N〜20N, 矩形で囲まれている) で領域平均
した各メンバーの第 3 週予報の地上積算降水量と, 北半球域および熱帯域の各点における各メンバーの850hPa 流線関数の予測値との一点同時あるいはラグ相関図。11 月 17 日を初期日とする予測値を用いて計算されたもので, 地上降水量と 850hPa 流線関数の予報対象日が同時期 (12 月 4 日) の同時相関の場合が図23(a) に, 地上降水量に比べて 850hPa 流線関数の予報対象日が, 4 日前 (11 月 30 日), 8 日前 (11 月 26 日) であるラグ相関の場合がそれぞれ図 23(b), 図 23(c) に示されている。95 ％の有意水準で有意な正の相関係数をとる領域が薄い陰影で, 負の相関係数をとる領域が濃い陰影で示されている。等値線は, 同時期の 850hPa 流
線関数の解析値で, 実線が正, 点線が負で, 間隔は 3 [×106 m2 /s] 毎。

33

の場合がそれぞれ図 23(b), 図 23(c) に示されている。同時相関の場合 (図 23a) では, 対流
活発域付近で負の有意な相関係数を持つ領域が存在する。これは, 地上降水量の多い (対流
活動の活発な) メンバー程, その領域で低気圧性循環の傾向にあることを示している。その4 日前 (図 23b) では, イラン付近に正の, インド付近に負の有意な相関係数を持つ領域が存在する。さらに 8 日前まで遡ると (図 23c), ヨーロッパ付近に負の, イラン付近に正の有意な相関係数を持つ領域がある。つまり, 8 日前にヨーロッパ付近で低気圧性の循環が, アラ
ビア半島付近で高気圧性の循環が強い程, ベンガル湾から南シナ海にかけての領域で対流活動が活発になりやすい傾向にあることを示している。これは, 7 節で述べた大西洋・ヨー
ロッパ付近から中東を経てアラビア海へ伝播する Rossby 波束が対流活動を活発化させていたという推測を支持する結果である。

9. まとめ2005 年 12 月の循環偏差場は前半は WP 型，後半は PNA 型で特徴づけられ，これらが負の「北極振動」を形成していた。12 月を通して，日本域が持続的にこれらの負の高度場
偏差に覆われていたことに加え，両循環偏差が寒気の吹き出しを強めたことが，日本に大寒波をもたらした主要因となっていた。
12 月前半に卓越した WP 型偏差は上層にブロッキング高気圧を伴っており，総観規模擾
乱からのフィードバックや，上流からのエネルギー伝播がその形成に寄与していた。アンサンブル予報データの解析は，日本域の低気圧偏差が予報できていないメンバーでは同時にシベリア域の高気圧偏差が弱いことを示しており，このことは，WP 型偏差の形成時に両気圧偏差の間には何らかの結合したメカニズムが存在することを示唆している。5 節でも述べたように，一般的な WP 型偏差の形成メカニズムは今だ未知の部分が多く，今回明らかにできなかった他のメカニズムも寄与していた可能性がある。今後，WP 型偏差の形
成メカニズムのより一般的かつ統一的な理解が，冬季日本域の予報精度を向上させる上でも重要である。
後半の PNA 型偏差は，熱帯のベンガル湾〜インドネシア付近で異常に活発化した対流活動によって励起されていた。従って 12 月後半については，熱帯対流活動が「北極振動」を励起した，と言える。今回，線型モデルで循環場が比較的よく再現されたことからも分かるが，熱帯対流活動によって trigger される季節内スケールの PNA の励起・成長は，もちろん総観規模擾乱からの強制も効くが，東西非一様な基本場からの順圧エネルギー変換などの線型過程によって支配されている (森と渡部, 2005)。よって，熱帯対流活動の予報
精度が向上すれば，PNA の予測可能性も高まることが期待される。また，具体的にどのようなメカニズムが働いたのかまだ明らかになっていないが，ベンガル湾〜インドネシア付
近で対流が異常に活発化した一因として，大西洋からアラビア海・インド北部へ伝播した
Rossby 波束の影響が示唆された。熱帯対流活動の予報精度を向上させる上でも，中高緯度の循環場が熱帯対流活動に与える影響についての理解が重要であると思われる。
謝辞
予測可能性の検証に用いた 1ヶ月アンサンブル数値予報データは，気象庁気候情報課よ34

り提供して頂きました。感謝致します。また，本研究をまとめるにあたり，前田修平氏，中村尚氏，本田明治氏，高谷康太郎氏に貴重なご意見を頂きました。心より感謝致します。
本研究で示された結果のうち，3〜7 節は森が，8 節は小山がそれぞれ解析を行った。
参考文献
Hoskins, B. J., and T. Ambrizzi, 1993 : Rossby wave propagation on a realistic longitudinally varying
ﬂow. J. Atmos. Sci., 50, 1661-1671.
Lau, N. C., and E. O. Holopainen, 1984 : Transient eddy forcing of the time-mean ﬂow as identiﬁed bygeopotential tendencies. J. Atmos. Sci., 41, 313-328.
Lau, K. M., and T. J. Phillips, 1986 : Coherent ﬂuctuations of extratropical geopotential height andtropical convection in intraseasonal time scales. J. Atmos. Sci., 43, 1164-1181.
Mo, K. C. and R. E. Livezey, 1986 : Tropical-extratropical geopotential height teleconnections
during the Northern Hemisphere winter. Mon. Wea. Rev., 114, 2488-2515.
Nakamura, H. and T. Fukamachi, 2004 : Evolution and dynamics of summertime blocking over the Far
East and the associated surface Okhotsk high. Quart. J. R. Met. Soc., 130, 1213-1233.
Sardeshmukh, P. D., and B. J. Hoskins, 1988 : The generation of global rotational ﬂow by steadyidealized tropical divergence. J. Atmos. Sci., 45, 1228-1251.
Takaya, K. and H. Nakamura, 2001 : A formulation of a phase-independent wave-activity ﬂux ofstationary and migratory quasi-geostrophic eddies on a zonally varying basic ﬂow. J. Atmos. Sci.,
58, 608-627.
Takaya, K. and H. Nakamura, 2005 : Mechanisms of intraseasonal ampliﬁcation of the cold Siberianhigh. J. Atmos. Sci., 62, 4423-4440.
Takaya, K. and H. Nakamura, 2005 : Geographical dependence of upper-level blocking formation
associated with intraseasonal ampliﬁcation of the Siberian high. J. Atmos. Sci., 62, 4441-4449.
Wallace, J. M., and D. S. Gutzler, 1981 : Teleconnections in the geopotential height ﬁeld during theNorthern Hemisphere winter. Mon. Wea. Rev., 109, 784-812.
Watanabe, M. and M. Kimoto, 2000 : Atmosphere-ocean thermal coupling in the North Atlantic: A positive feedback. Quart. J. R. Met. Soc., 126, 3343-3369.
Watanabe, M. and F.-F. Jin, 2003 : A moist linear baroclinic model: Coupled dynamical-convective
response to El Niño. J. Climate., 16, 1121-1139.
稲葉守生, 小寺邦彦, 2006 : 全球大気モデルによる 2005 年 12 月の予報における初期値及び下部境界条件依存性. 平成 18 年度「異常気象と長期変動」研究集会報告書．
遠藤洋和, 原田やよい, 2005 : 季節内変動スケールの対流活動と循環場の関係 (冬期)．平成 17 年度「異常気象と長期変動」研究集会報告書．
小出寛, 小寺邦彦, 1999 : 冬季 500hPa 高度と地上温度場の特異値分解解析. グロースベッター, 37, 67-83.
佐藤均, 前田修平, 伊藤明, 2005 : アジアジェットに捕捉された準定常ロスビー波と日本の天候．平成 16 年度「異常気象と長期変動」研究集会報告書．
前田修平, 2006 : 北極振動と海水温から大寒波を読む. 科学, 76, 233-236.
森正人, 渡部雅浩, 2005 : PNA のライフサイクル．平成 17 年度「異常気象と長期変動」研究集会報告書．
森正人, 渡部雅浩, 2006 : ENSO イベント時の MJO を介した PNA 励起メカニズム．平成 18 年度「異常気象と長期変動」研究集会報告書．
安富奈津子, 木本昌秀, 1999 : エルニーニョと日本の冬季気候との関係について. グロースベッター, 37, 57-66.
山崎孝治, 2004 : 北極振動の概要. 気象研究ノート 北極振動, 206 号, 1-9.
渡部雅浩, 2006 : 2005〜2006 の寒冬のメカニズム 大雪はなぜ起こったか? 月刊養殖, 540, 18-21.

35

全球大気モデルを用いた 2005 年 12 月の予報における初期値及び下部境界条件依存性
気象研究所
稲葉守生・ 小寺邦彦
1. 初めに2005 年 12 月から 2006 年 1 月上旬にかけて非常に強い寒気が日本付近に南下し 、強い冬型の気圧配置が断続的に現れたため、 12 月は全国的に記録的な低温と なっ た。 2005 年 12 月におけるアジア域の高度偏差、 温度偏差を
図 2a、 2b にそれぞれ示す。 500[ hPa] 面ジオポテンシャ ル高度( Z500) 、 及び 850[ hPa] 面気温( T850) は、 日本付近
において共に 3 標準偏差( σ) を超えている。 こ う し た低高度偏差、 低温度偏差に伴い、 日本海側では 2007 年 1月にかけて記録的な大雪と なり 、 こ れが「 平成 18 年豪雪」 と 気象庁より 命名さ れるに至っ た。
大雪のために付近の国道が一時通行止めと なっ たアメ ダス地点( 津南) における、 気温と 降水量の関係を図 1 に示す。 冬季日本海側においては、 一般に低温と 降水量増大の関係があり 、 2005 年 12 月は 4σに迫る降水量、 及び3σを超える低温を観測し たこ と が分かる。2006 年 2 月はむし ろ暖かく 、2006 年 1 月の寒さ も 高々1σ程度であるのに対し 、 2005 年 12 月は飛び抜けている。
2005 年 12 月の海面更正気圧 ( Sea Level Pr essur e, SLP) 、 及び 12 月における SLPの平年値を図 3a、 3b にそれぞれ示す。 シベリ ア高気圧、 及びアリ ューシャ ン低気圧が平年と 比べて非常に強い他、 その平年偏差も シベリ
ア高気圧の北側で高く 、 アリ ュ ーシャ ン低気圧の南側で低いと いう 南北シーソ ー的なパタ ーンを呈し ている( 図3c) 。 こ れより 、 2005 年 12 月の北半球循環場は、 北極振動 ( Ar ct i c Osci l l at i on, AO) 、 あるいは北半球環状モード ( Nor t her n Annul ar Modes, NAM) ( Thompson and Wal l ace, 2000) の一部と し て捉えるこ と ができる。
こ う し た AO/NAM、 あるいは大西洋域における北大西洋振動( Nor t h At l ant i c Osci l l at i on, NAO) は、 大気の内部変動と さ れ、 外力は必要ではないも のと 解さ れている( DeWeaver and Ni gam, 2000; Ki mot o et al . , 2001) 。 しかし ながら 、モード の遷移過程や持続過程においては、大気は下部境界条件に影響を受け得ると する研究も ある。
SST の影響については Rodwel l ( 1999) 、 海氷については Mysak and Venegas( 1998) 、 ユーラシアの秋季積雪については Cohen and Ent ekhabi ( 1999) 、 Cohen et al ( 2001) などである。
本研究では気象庁統一全球大気モデルを使用し て、 上述のよう に飛び抜けて異常であっ た 2005 年 12 月を予報
し 、 北半球における特徴的な循環場や、 こ れに伴う 日本付近の低温を十分表現するためには、 初期値( 大気、 及び陸面) 、 並びに下部境界値( 海面水温 SST: Sea Sur f ace Temper at ur e、 及び海氷密接度) のいずれが重要かを調べた。 また日本付近の低温、 インド の対流活動、 及び SSTの 3 者の関連も 調査し た。

図 1 AMeDAS 地点津南における気温と降水量の関係使用したデータは、1979/80 年 DJF～2006/07 年 DJF の 28 シー
ズン分。統計期間(平均、標準偏差、回帰直線)は、1981/82 年～2000/01 年の 20 年。±1σの領域を矩形で示した。

36

a

b

c

d

図 2 2005 年 12 月平年偏差、及び平均領域(a) Z500 (b) T850 (c) OLR (d) 平均領域(図 4、及び図 6 参照)(a)、及び(b)は規格化を施した。

2. 実験設定
本研究で使用し た大気モデルは気象庁統一大気モデルで、 解像度は TL95L40 である。 大気の初期値には気象庁
サイク ル解析( Ca) を使用し た。 2005 年 8 月から 12 月の各月 1 日 00UTC、 及び 11/2 から 11/30 各日 00UTCについて SV法( 高野, 1994) を用いて 7 メ ンバーの初期値を作成し 、 2005 年 12 月のアンサンブル予報を行っ た。 従っ て予報のリ ード タ イムは 0 箇月から 4 箇月の幅を有する。
下部境界値と し て与える SSTが予報に与える影響を見るため、( 1) 初期の SST偏差が持続する、( 2) 気候値の SSTを与え続ける、( 3) SST解析値を使用する実験の他、陸面初期値や海氷密接度の影響を見るため、( 4) SSTと 陸面初期値が共に気候値、( 5) SST、及び海氷密接度が共に解析値、と 計 5 種類の実験を行っ た。実験に使用し た初期値、及び下部境界値の組み合わせを表 1 に示す。
実験( 4) の陸面初期値は、 気候値の積雪深、 及び Ca モデル面最下層の気温から 作成し た。 SST 偏差には、 気象庁 SST解析を、SST、及び海氷密接度の気候値は、HadI SST( Rayner et al . , 2003; 1981 年 7 月から 1981 年 11 月) 、及び NCEP 2D-Var ( Reynol ds et al . , 2002; 1981 年 12 月から 2000 年 6 月) の 20 年平均を使用し た。 海氷密接度の解析値には、 COBE( Cent enni al i n-si t u Obser vat i on-Based Est i mat es of t he var i abi l i t y of sea sur f acet emper at ur es and mar i ne met eor ol ogi cal var i abl es; 石井ほか, 2003) を使用し た。
モデル大気の気候値、 標準偏差、 及び後述する各種パタ ーンを作成するため、 実験( 6) と し てHadI SST/NCEP
2D-Var のSST、及び海氷密接度を使用し てSeasonal Pr edi ct i on Model I nt er compar i son Pr j ect ( ht t p: //www-pcmdi .
l l nl . gov/pr oj ect s/model _ i nt er compar i son. php) と 同様のアンサンブル実験を行っ た。 大気の初期値にはECMWF
長期再解析( ERA40; Si mmons and Gi bson, 2000 ) を使用し 、 8 月から 12 月の各月 1 日 00UTCについてSV法( 高野, 1994) を用いて 7 メ ンバーの初期値を作成、1981 年から 2000 年の 20 年分の 12 月アンサンブル予報を行っ た。
37

従っ て、こ の実験のリ ード タ イムも 0 箇月から 4 箇月の幅を有する。陸面の初期値には、実験( 4) と 同様の気候値を使用し た。 モデル大気気候値の初期値依存性を考慮し 、 積分開始月毎に気候値、 及び標準偏差を求めた。 11 月
1 日積分開始気候値と 、 12 月 1 日積分開始気候値を線形補完するこ と により 、 11 月 2 日から 11 月 30 日初期値用の気候値を求めた。
実況の解析には Ca を、 気候値と し ては JRA-25( Onogi et al . , 2005) を使用し た。 外向き長波放射( Out goi ng
Longwave Radi at i on, OLR） は CPC/NOAAのデータ を使用し た。 データ の統計期間は、 1981 年から 2000 年の 20 年
である。

a

b

c

図 3 北半球 SLP(a) 2005 年 12 月の解析値(b) 12 月の気候値(c) 2005 年 12 月平年偏差

実験

SST

海氷密接度

陸面初期値

大気初期値

(1)

気候値 + 初期の偏差パターン持続気候値

気象庁予報予報サイクル

気象庁サイクル解析

(2)

気候値

気候値

気象庁予報予報サイクル

気象庁サイクル解析

(3)

解析値

気候値

気象庁予報予報サイクル

気象庁サイクル解析

(4)

気候値

気候値

気候値

気象庁サイクル解析

(5)

解析値

解析値

気象庁予報予報サイクル

気象庁サイクル解析

(6)

解析値

解析値

気候値

ERA40

表 1 実験に使用した下部境界値、及び初期値の組み合わせ
SST の気候値、解析値、及び海氷密接度の気候値には HadISST/NCEP 2D-Var を、SST 偏差パターンは気象庁 SST 解析を使用した。
海氷密接度の解析値は、(5)が COBE、(6)が HadISST/NCEP 2D-Var である。

38

3. 評価手法
初期値( 大気、 及び陸面) 、 並びに下部境界値( SST、 及び海氷密接度) を変える実験をするこ と により 得た 2005
年 12 月 1 箇月の平均状態について、 以下の 7 種の指標( a) ～( g) を用いて評価を行っ た。
日本付近の低温を表す指標と し て、 ( a) 500hPa 気圧面ジオポテンシャ ル高度( Z500_ Jpn) 、 及び( b) 850hPa 気圧
面気温( T850_ Jpn）を採用し た。また 2005 年 12 月は、East er n At l ant i c、Paci f i c Nor th Amer i can、West er n Paci f i c( WP) 、 West er n At l ant i c、 Eur asi an( EU) 、 Nor t h At l anti c Osci l l at i on、 AOの各 I ndex が 1σを超える値を示したが、日本の気温と 関係の深いも のと し て( c) AO、( d) WP、及び( e) EUの各 I ndex を評価に採用し た。なお、AOI ndex
は、 Thompson and Wal l ace( 2000） と は異なり 、 Z500 の経験的直交関数( EOF) の第 1 モード から 作成し た。 こ れは
気象庁に倣っ たも のである。 WP I ndex、 及び EU I ndex は Wal l ace and Gut zl er ( 1981) の定義に最も 近い格子点を使用し て求めた。 指数はいずれも 標準化を施し た。 こ のほか、 実況と の類似度を評価するため、 気候値から の偏差場について( f ) パタ ーン相関を求めた。 また、 2005 年 12 月はベンガル湾から インド シナ、 南シナ海にかけて対流活動が活発であっ た( 図 2c) 。 こ う し た熱帯の積雲対流活動が 12 月の異常低温と 深く 関わっ ている可能性が指摘さ れている( 前田ほか、 2006) ため、 ( g) インド の OLR( OLR_ I nd) も 評価の対象に加えた。
なお、 日本( a、 及び b) 、 並びにインド ( g) の平均領域を図 2d に示す。
4. 実験結果( 1) ～( 5) の実験のアンサンブル平均に対し 、 前節で示し た( a) ～( g) の指標で予報の成績を示し たのが図 4 である。 横軸は実験に使用し た大気の初期値を示す。
( 1) ～( 5) のどの実験に対し ても 、 また指標を( a) ～( f ) のいずれと し た場合も 、 11 月中旬を境に予報傾向が変化
し ているこ と が分かる。 すなわち日本付近の低温と 関連し て図 4a～4c の Z500_ Jpn 、 T850_ Jpn、 AOI ndex では値は負の方向に振れ、 図 4d～4e の WP I ndex、 EU I ndex では正の方向に値が振れている。 また図 4f の実況と 予報の相関は 0 付近から 0. 4～0. 6 にジャ ンプし ている。 こ れら の結果から 、 11 月中旬を境にし て半球規模での大気の予報可能性が良く なり 、 日本付近の低高度偏差、 低温偏差も 表現が向上するこ と が分かっ た。
11 月中旬に大気の循環場にどの様な変化が起こ っ ているかを見るため、 2005 年 11 月から 12 月の実況を図 5に示す。 11 月中旬には WP I ndex、 及び EU I ndex には 1σを超えると いう 変化があるが、 こ の時期 AO I ndex は±1σの範囲内にあっ て、 大きな変化を示し ていないこ と が分かる。
実況と は些か場所を異にするが、 インド の OLRと 、 日本付近の Z500、 及び T850 と の関係を図 6 に示す。 日本
付近の Z500、 及び T850 と インド の OLRは高い相関関係にあり 、 その高い相関は SST の与え方に依ら ないこ と が分かる。 こ う し た OLRが、 初期値、 及び下部境界値の変化に伴っ て如何に遷移するかを示し たのが図 4g である。
( a) ～( f ) 同様、11 月中旬を境と する予報傾向の相違が( g) にも あり 、SSTの相違による対流活動の差は見ら れない。
2005 年 12 月の寒冬を予報するためには、 大気の初期値が重要であるこ と が分かっ たが、 下部境界値、 と り わ
け SSTの相違が予報傾向の相違と し て現れるのか否かを調べるため、20°N以北の Z500 に対し 主成分解析を行った。 EOF1 を図 7a に、 こ のパタ ーンの負荷量を図 8a に示す。 1190 通り ( 7 メ ンバー×34 初期日時×5 実験) の予報
より 相関行列を作成し て求めたも のである。
寄与率が 16%であるこ のパタ ーンの現れ易さ は、実験( 2) ～( 5) の全てにおいて 11 月中旬を境に大きく 変動し て
おり 、 陸面初期値、 又は下部境界値による一貫し た影響は見ら れない。 大気の初期値に由来する予報傾向の相違を表し たパタ ーンである。 次に、 規準化 Var i max 法により 求めた REOF4 を図 7b に、 その負荷量を図 8b に示す。
こ のパタ ーンは、 極付近に低偏差、 ヨ ーロッ パと 北東アジアに正偏差と いう Pol ar Eur asi an パタ ーンに対応し 、その寄与率は 8%に満たないが、 SST解析値を使用し た実験( 3) 、 及び( 5) において、 大気の初期値に拘わら ずほぼ一貫し て負荷量が低く 、 気候値の SSTを使用し た実験( 2) 、 及び( 4) においてほぼ一貫し て高い。 こ のこ と から 、
こ のパタ ーンの形成に SSTの寄与があり 、 SSTが気候値の場合、 Pol ar Eur asi an パタ ーンは正の位相と なっ て暖冬傾向であり 、 SSTが解析値の場合、 負の位相で寒冬傾向と なるこ と が分かる。
SST と 熱帯の対流活動と の関係を整理するため、 0 から 20°N、 60°E から 150°E の領域の OLRについて主成
分解析を行っ た。 規準化 Vari max 法により 求めた REOF2 を図 7c に、 その負荷量を図 8c に示す。 寄与率は 12%である。 SST の相違による対流活動の相違は、 図 4g 同様、 図 8c から も 確認できない。 こ のこ と から 、 インド の対流活動は SSTに由来するも のではなく 、 大気の循環場によっ て励起さ れたも のであるこ と が示唆さ れる。
陸面初期値、 及び海氷の影響を見るため、 EOF1 から EOF10、 及び REOF1 から REOF10 の負荷量が、 実験 2 と 実験
4 と の間、 及び実験 3 と 実験 5 と の間で異なるかも 調べた( 図略) が、 図 8b の様な差異を確認するこ と はできなか
っ た。

39

a

b

c

d

e

f

g

図 4 大気初期値の変化に伴う予報結果の相違
実験(1) : × (2)：点線 (3)：実線 (4)：△ (5)：○横軸は使用した大気の初期値を示す。A、S、O、N はそれぞれ 8/1、9/1、10/1、11/1 表す。
(f)の点線は、-0.4、0、0.4、0.6、0.840図 5 2005 年 11 月・12 月の実況
AO Index：実線 WP Index：○ EU Index：×

a

b

c

d

図 6 日本の Z500/T850 と、インドの OLR の関係
SST が気候値である場合(a 及び c)と、現実に近い場合(b 及び d)とを示す。 (a) 実験 2 における Z500 対 OLR (b) 実験 3 における Z500 対 OLR (c) 実験 2 における T850 対 OLR (d) 実験 3 における T850 対 OLRabc
図 7 (a) Z500 の相関行列より求めた(a) EOF1(b) (a)に同じ 但し REOF4(c) OLR の相関行列より求めた EOF2

5. まとめ2005 年 12 月の異常な低温や、 こ れをも たら す北半球循環場を十分表現するためには大気の初期値が決定的な役割を演じ ており 、 インド の対流も 循環場によっ て励起さ れたこ と が示唆さ れた。 し かし ながら 、 中高緯度における寒冬パタ ーンの形成には、 SST が部分的に寄与し ているこ と も 確認さ れた。 海氷密接度、 又は陸面初期値の影響で現れやすいパタ ーンの存在は、 北半球の Z500 から は確認できなかっ た。
41

a

b

c

図 8 大気初期値の変化に伴う予報結果の相違
実験(2)：点線 (3)：実線 (4)：△ (5)：○横軸は使用した大気の初期値を示す。A、S、O、N はそれぞれ 8/1、9/1、10/1、11/1 表す。
(a) Z500 の相関行列より求めた EOF1 の負荷量(b) (a)に同じ。ただし、REOF4(c) OLR の相関行列より求めた EOF2 の負荷量
参考文献
石井正好, 小司晶子, 杉本悟史, 松本隆則, 2003: 海面水温ならびに海上気象要素の客観解析データ ベース： COBE, 月刊海洋, 35( 11) ,793- 797.
高野清治, 1994: 平成 6 年度長期予報研修テキスト , 14-28.
前田修平, 佐藤均, 小林ちあき, 2006: 平成 18 年度季節予報研修テキスト , 74-86
Cohen, J. and D. Ent ekhabi . 1999. Eurasi an snow cover var i abi l i t y and Nor t her n Hemi sphere cl i mat e pr edi ct abi l i t y. Geophys.

Res. Let . , 26: 345-348.
Cohen, J. , K. Sai t o and D. Ent ekhabi , 2001. The rol e of t he Si ber i an hi gh i n Nor ther n Hemi sphere cl i mate var i abi l i t y, Geophys.

Res. Let t . , 28: 299-302.
DeWeaver , E. , and S. Ni gam, 2000: Zonal -eddy dynami cs of the Nor th Atl anti c Osci l l ati on. J. Cl i mat e, 13, 3893-3914.
Ki moto. M. , F. -F. Ji n, M. Wat anabe and N. Yasut omi , 2001: Zonal -eddy coupl i ng and a neut r al mode t heory f or the Ar cti c
Osci l l at i on. Geophys. Res. Let t . , 28, 737-740.
Mysak LA, Venegas SA, 1998: Decadal cl i mat e osci l l ati ons i n t he Arct i c: A new f eedback l oop f or atmospher e-i ce-ocean
i nt eract i ons Geophys. Res. Let t . , 25, 3607-3610.
Onogi , K. , H. Koi de, M. Sakamoto, S. Kobayashi , J. Tsutsui , H. Hat sushi ka, T. Mat sumot o, N. Yamazaki , H. Kamahor i , K. Takahashi ,K. Kat o, R. Oyama, T. Ose, S. Kadokura, K. Wada, 2005: JRA-25: Japanese 25-year reanal ysi s pr oj ect －pr ogr ess and stat us.

Quar t . J. Roy. Met eor . Soc. The 4t h Data Assi mi l ati on Conf erence Speci al I ssue, 131, 3259-3268.
Rayner , N. A. , D. E. Par ker , E. B. Hort on, C. K. Fol l and, L. V. Al exander, D. P. Rowel l , E. C. Kent, and A. Kapl an. 2003.
Gl obal anal ysi s of sea sur f ace t emper at ur e, sea i ce, and ni ght mar i ne ai r t emper at ur e si nce the l at e ni neteenth centur y.

J. Geophys. Res. , 108, ( D14) , 4407
Reynol ds, R. W. , N. A. Rayner , T. M. Smi t h, D. C. St okes and W. Wang, 2002: An i mpr oved i n si t u and sat el l i t e SST anal ysi s
f or cl i mat e. J. Cl i mat e, 15, 1609-1625.
Rodwel l , M. J. , D. P. Rowel l and C. K. Fol l and, 1999： Oceani c f or ci ng of t he wi nt er ti me Nor t h At l ant i c Osci l l at i on and Eur opean42

cl i mat e. Nature, 398, 320-323.
Si mmons, A. J. , and J. K. Gi bson, 2000: The ERA-40 Proj ect Pl an, ERA- 40 Pr oj . Rep. Ser . 1. , ( Eur opean Cent r e f or Medi um-Range
Weat her For ecasts, Readi ng, UK) 63 pp.
Thompson, D. W. J. , J. M. Wal l ace and G. C. Heger l , 2000: Annul ar modes i n t he ext rat r opi cal ci rcul ati on. Part I I : Trends. J.

Cl i mat e, 13, 1018-1036.
Wal l ace, J. M. , and D. S. Gut zl er , 1981: Tel econnect i ons i n t he geopot enti al hei ght f i el d dur i ng t he nor t her n hemi sphere
wi nt er . Mon. Wea. Rev. , 109, 784-812.

43

マルチセンターグランドアンサンブルでみる2005/2006年の冬
筑波大学生命環境科学研究科(現所属：地球科学技術総合推進機構/気象研究所)
松枝未遠
気象庁数値予報課(現所属：気象庁地球環境・海洋部気候情報課)
経田正幸
筑波大学計算科学研究センター
田中博
気象庁数値予報課(現所属：気象庁予報部業務課)
露木義
1. はじめに1990年代はじめに欧州中期予報センター(ECMWF; Molteni et al. 1996)と米国環境予測センター(NCEP; Toth and Kalnay 1997)がほぼ同時に中期予報を対象としたアン
サンブル予報を始めたのを皮切りに、世界の様々な数値予報センターで中期アンサン
ブル予報が行われるようになった。また、近年では以下に挙げるような様々なアンサンブル手法が考案され、そのいくつかは現業化されている。Krishnamurti et al. (1999)に代表されるスーパーアンサンブルは、各数値予報センターから単独予報を集め、過去の予報成績に応じた重みによってそれらを重回帰し、もっとも確度の高い1つの決定論的予報の導出を目指している。Ziehmann (2001)やBuizza et al. (2003)に代表されるプアマンズアンサンブル(poor man's ensemble)は、スーパーアンサンブルとは異なり、各数値予報センターの単独予報をそのままアンサンブルメンバーとみなすことで、一つのアンサンブル予報を構築し、従来の決定論的予報では不可能であった確率予報
を手軽に行うことを可能とした。さらに、Richardson (2001)やMylne et al. (2003)に代表されるようなmulti-model multi-analysis ensembleは、各数値予報センターの
数値予報モデルや解析値を集め、それらを組み合わせることでアンサンブル予報を行おうという試みである。いずれのアンサンブル手法も、各センターの単独予報より予報精度がよいという利点はあるものの、取得可能な予報データの数が世界の数値予報センターの数程度(あるいはセンター数の数倍程度)しかなく、メンバー数を思うように増やせないという問題がある。そのような状況の中、情報科学や情報通信技術の急速な発展により、各数値予報センターの単独予報の予報値だけでなくアンサンブル予
報値を集めることが容易になりつつある。いくつかの数値予報センターのアンサンブ
ル予報データを集めることで、従来にはなかったメンバー数の非常に大きなアンサン
ブル予報を構築することが可能となる。たとえば、WMO(世界気象機関)の推進する
THORPEXプロジェクトの一部であるTIGGE (THORPEX Interactive GrandGlobal
Ensemble)が本格的に稼動すれば、さまざまなアンサンブル予報データを今よりも容易に手に入れることができるようになる。

44

Matsueda et al. (2006)は、気象庁(JMA; JMA 2002)、NCEP、カナダ気象センター(CMC;
Pellerin et al. 2005)の中期アンサンブル予報データからなるマルチセンターグラン
ドアンサンブル(MCGE)を構築し、2005年9月の北半球(北緯20度以北) 500hPa等圧面高度(以下、Z500)および北半球850hPa等圧面温度に対して、決定論的および確率論的検証を行い、単独センターアンサンブルに対するMCGEの優位性を示した。しかしながら、彼らの検証は月平均スコアに対するものであり、日々の予報成績には注目していない。
そこで本研究では、2005年8月から2006年2月までの日々の予報成績、および、3つの数
値予報センターの予報成績が大きく異なった2005年12月15日のブロッキングに対する予測について紹介する。
2. 各数値予報センターのアンサンブル予報および提供データの概要
中期アンサンブル予報データを国外に提供している数値予報センターは現時点で非常に少ないため、本研究では比較的容易に収集可能であったJMA、NCEP、CMCの3つの数
値予報センターの中期アンサンブル予報データを用いた。MCGEの構築に用いた各数値
予報センターのアンサンブル予報および提供データの概要を表1に示す。各数値予報セ
ンターのモデル解像度は同程度であり、初期摂動作成法は、JMA,NCEPはBGM法(Toth and
Kalnay 1993, 1997)、CMCがアンサンブル・カルマンフィルタ(EnKF; Houtekamer and
Mitchell 2005)となっている。1日に行うアンサンブル予報の回数は、JMA、CMCが1回(それぞれ12UTC、00UTC)、NCEPが4回(00、06、12、18UTC)となっており、1回あたりのメンバー数は、JMA、NCEP、CMCそれぞれ25、11、17である。提供データの格子間隔も数
値予報センターによって異なっており、JMAは2.5度格子、NCEPは1.0度および2.5度格子、CMCは1.0度格子というように、3センターに共通する格子間隔がない。各数値予報センターのアンサンブル予報の精度比較、および、MCGEの構築の際にこの格子間隔の不一致が問題となるので、ここでは共通格子間隔として2.5度を採用することにした。
その際、1.0度格子のアンサンブル予報値しかないCMCのアンサンブル予報値は、線形内挿により2.5度格子にした。
表1. JMA, NCEP, CMCのアンサンブル予報データの概要(2005年9月現在)。

モデル解像度

JMA

NCEP

CMC

TL106L40

T126L28

TL149L23-41,
1.2degL28

初期摂動作成法

BGM

BGM

EnKF

初期時刻(UTC)

1200, 06, 12, 18

00

メンバー数/初期時刻

25

11

17

メンバー数/日

25

44

17

データ格子間隔

2.5度×2.5度

2.5度×2.5度,

1.0度×1.0度

1.0度×1.0度
データ予報時間(間216hr(12hr)

0-180hr(6hr),

隔)180-384(12hr)

45

240hr(12hr)

表2. 構築したMCGEとそれを構成するアンサンブルメンバーの数(括弧内の数字は初期時刻)。最左列
は、単独センターアンサンブルおよびMCGEの略称。

メンバー数(UTC)
略称

JMA

NCEP

CMC

JMA25

25(12)--NCEP11-11(12)

-

CMC17

-

-

17(00)

J9N8C8

9(12)

8(12)

8(00)

J25N44C17

25(12)

44(18,00,06,12)

17(00)

3. MCGEの構築
JMA, NCEP, CMCの各アンサンブル予報の精度は、月平均スコアでほぼ同程度であったので、各アンサンブルメンバーに対する重みを等しくしMCGEを構築した (表2)。また、簡単のためバイアス補正も行わなかった。今回構築したMCGEは、MCGEにおけるマルチモデルの効果を調べるためのJ9N8C8および最大メンバー数のJ25N44C17である。
J9N8C8は、JMAのコントロールランと各数値予報センターの4組の摂動ランから構成され(JMA: 9メンバー、NCEP: 8メンバー、CMC: 8メンバー)、そのメンバー数はJMAのアンサンブル予報と同じ25である。
4. 結果
4.1 2005年8月から2006年2月における日々の予報成績
図1(a)は、JMA(赤)、NCEP(緑)およびCMC(黄)の北半球Z500の120時間予報におけるア
ンサンブル平均のRMSEである(2005年8月から2006年2月)。縦軸は120時間予報のRMSEを表し、横軸は予報の初期日(0は2005年7月31日12UTCをあらわし、1目盛りが1日)を表す。
CMCのアンサンブル予報は00UTCを初期値としているので、JMAやNCEPの時系列よりも左に0.5だけずれている。どのアンサンブル平均のRMSEも季節を通じてゆっくりと変化していることがわかる。日々の変動に注目すると、大気の場に応じてRMSEが変動しているのとともに、時折、特定のアンサンブル平均のRMSEが他のアンサンブル平均のRMSEに比べて大きくなっているのが分かる。これは、各数値予報センターのアンサンブル
予報システムの違い(たとえば、初期値やモデルや初期摂動作成法の違い)に主に起因していると考えられる。
図1(b)は、JMA(赤)およびJ9N8C8(青)の北半球Z500の120時間予報におけるアンサン
ブル平均のRMSEである。図1(b)に示されたJMAアンサンブルに対する時系列は図1(a)に示されたものと同じである。2つのアンサンブルともメンバー数は同じ25である。この図から、多くの初期日において、J9N8C8がJMA25よりも予報精度が良いということが分かる。これはマルチモデルの効果によって、モデルの不完全性に起因する予報誤差を軽減することができたことを表す。J9N8C8がJMA25よりも予報精度が悪くなることは少なく、そのような場合、ある特定の数値予報センターのアンサンブル平均の予報誤差
が他センターのものよりも大きくなっていることが分かる(図1(a)の赤丸は、J9N8C8が46

図1. 北半球500hPa高度場の120時間予報のRMSE(2005年8月から2006年2月)。(a) 各数値予報センター(JMA, NCEP, CMC)のアンサンブル平均(赤：JMA25, 緑：NCEP11, 黄：CMC17)のRMSE。 (b) 気象庁のアンサンブル平均(赤：JMA25)とそれとメンバー数の等しいMCGE (青：J9N8C8)のRMSE。図(a)の赤丸
は、JMA25のほうがMCGE (J9N8C9)よりも予報精度が良かったときを示す(Matsueda et al. 2007より)。

JMA25よりも予報精度が悪かった事例を示す)。MCGEを構築することで誤差がどの程度軽減された(あるいは増加した)かを定量的に調べたものが図2であある。
図2は、横軸がJMA25のRMSE、縦軸がJMA25のRMSEに対するJ9N8C8のRMSEの改善率(以下、MIR)である(図中の白丸は、2005年8月から11月(ASON)を、黒丸は2005年12月から
2006年2月(DJF)を表す)。改善率は、(RMSEJMA25-RMSEJ9N8C8)/RMSEJMA25と定義され、これが正(負)ならJ9N8C8がJMA25よりもスキルがある(ない)ことを示し、その値はJMA25の
RMSEをどの程度軽減できたかを表す。この図から、J9N8C8がJMA25よりも予報精度が良くなる割合は、秋季に76.5%、冬季に75.0%であることが分かる。また、JMA25のRMSEは最大で、秋季に28%、冬季に18%軽減され、JMA25のRMSEの大きさによらず、20%程度までの誤差を軽減できることが分かる。これは、大気の場が予測しやすい場であるかど
うかに関わらず、MCGEによって予報誤差を同程度軽減することが可能であることを表す。また、J9N8C8がJMA25よりも予報精度が悪くなったとしても、RMSEの増加は最大で秋季に18%、冬季に15%程度であり、図1(b)から推測される、J9N8C8の予報精度がJMA25に比べて著しく良くなることはあっても著しく悪くなることはない、ということがこの図から改めて示された。特に冬季においては、JMA25のRMSEがとくに大きい場合(65m以上)、MCGEを構築することで予報精度が改悪することがないことが分かる。

47

図2. 北半球500hPa高度場の120時間予報に対するJMA25のRMSEとそれに対するMCGE (J9N8C8)のRMSEの改善率(2005年8月から2006年2月)。赤丸は2005年8月から2005年11月を、青丸は2005年12月から2006
年2月を表す(Matsueda et al. 2007を一部修正)。

J9N8C8がJMA25よりも優っていた約75%のうち、メンバー数をさらに増やすことで(つまり、J9N8C8からJ25N44C17)、さらに予報精度が向上したものは、秋季61.6% (=47.1%/76.5%×100)、冬季65.2% (=48.9%/75.0%×100)であり、メンバー数を増やしたことで予報精度が低下したもののJMA25よりも予報精度が悪くなることはなかったものは、秋
季31.9% (=24.4%/76.5%×100)、冬季28.7% (=21.5%/75.0%×100)であった(図3)。逆に、
J9N8C8がJMA25よりも劣っていた約25%のうちの約半分(秋季：13.4%/23.5%、冬季：10.2%/25.0%)はメンバー数を増やすことでJ25N44C17がJMA25よりも予報精度が優るようになった。最大メンバーのアンサンブル平均を構築することで、秋季90.0％、冬季
85.2%の頻度でJMA25よりも予報精度のよいアンサンブル平均予報を手に入れることができるが、これは主にマルチモデルの効果によるものである。
4.2 2005年12月15日にアラスカ上空で発生したブロッキングの予報
各数値予報センターの予報精度が大きく異なった事例として、2005年12月15日にアラスカ上空に発生したブロッキングの予測について取り上げる。図4は、2005年12月10日を初期値とする120時間予報(CMCについては132時間予報)のスパゲッティダイアグ
ラム(Z500、5500m)である。図4(a), 図4(b), 図4(c)は、それぞれJMA(25メンバー)、
NCEP(11メンバー)、CMC(17メンバー)のスパゲッティダイアグラムである(いずれの図も実況を太線で表した)。図4から明らかなように、JMAのほとんどのメンバーとCMCの一部のメンバーは、ブロッキングの位置を正確に予測しており、一方、NCEPの全メン
バーは、実況よりも上流にブロッキングを予測していた。JMAのメンバーはブロッキン
グの位置を正確に予測でき、NCEPのメンバーは正しく予測できなかったことをふまえて、はじめにJMAとNCEPのコントロールランに注目することにする。

48

図3. JMA25、J9N8C8、J25N44C17に対するRMSEの比較。各四角の上下方向の位置はRMSEの相対的な大小を表しており(右軸参照)、図中の数字(％)は、各季節(上段：ASON、下段：DJF)において、隣り合
う2つのアンサンブル平均(JMA25とJ9N8C8、および、J9N8C8とJ25N44C17)のRMSEを比較した際に、どの く ら いの 頻度 で 予報 精 度が 改 善 ある いは 改 悪し た のか を 各 季節 にお け る全 予 報数 (ASON: 88日,
DJF: 119日)に対する割合で表している(Matsueda et al. 2007より)。3つのアンサンブル平均の予報
精度を比較しており、その優越(6通り)を矢印とボックスの上下(右軸)により表している。

図5は、2005年12月10日12UTCにおけるJMAとNCEPのコントロールランの初期値(Z500)、
および、それらの差を表す。日本の東の海上にNCEPよりJMAの方が高度場の高い領域がみられ、そのさらに東の海上にはやや広域にわたりJMAよりNCEPのほうが高度場の高い領域がみられる。図6は、2005年12月10日12UTCを初期値とするJMAとNCEPのコントロー
ルランの予測である(上から順に、48、72、96、120時間予報)。予報時間48時間のときに、JMA、NCEPとも、北太平洋上(各図の中心付近)に南北2つの負の予報誤差およびその間に正の予報誤差が存在している(以下、これを「三つ玉構造」と呼ぶ)。JMAの正の予報誤差はNCEPの正の予報誤差よりも下流(東)に位置していた。予報時間48時間のときにアラスカの南にあった負の予報誤差が、この正の予報誤差によって、予報時間72
時間以降異なる振る舞いをしていった。予報時間72時間以降、JMAの負の予報誤差は、
北太平洋上の正の予報誤差(つまり、ブロッキングのトラフ)にブロックされるような形でそのままアラスカの南にとどまり続けていたのに対し、NCEPの負の予報誤差はロッキー山脈沿いに南下し、逆に北太平洋上の正の予報誤差(リッジ)の東進をブロックしていた。NCEPでは、負の予報誤差に対応する小低気圧のようなものが先回りして、本来のブロッキングの立ち上がりを妨げ、ブロッキングの位置を実況よりも上流に予測したと考えられる。予報時間48時間のときに北太平洋上に存在した正の予報誤差の位置の違いが、アラスカの南の負の予報誤差の振る舞いに影響を与え、結果としてブ
ロッキングの予測の違いへとつながったと言えるだろう。初期時刻から予報時間48時
間までの時間発展を見ると(図省略)、この正の予報誤差の位置の違いは、図5にみられ

49

図4. 500hPa高度場(5500m)のspaghetti diagram。(a)JMA, (b)NCEP, (c)CMCの各アンサンブルメンバー(CMCは2005年12月10日00UTC初期値、JMAおよびNCEPは2005年12月10日12UTC初期値)を細線で表し、実況を太線で表した。

50

図5. 2005年12月10日12UTCにおけるJMA(左上)とNCEP(右上)のコントロールランの初期値(Z500)、および、それらの差(下)。

た日本に東の高度場の違いが原因であるかのようにみえるが、NCEPのブロッキングの誤予報が、初期値に問題があるのか、あるいはモデルに問題があるのかをこれらの状
況から断言することはできないので、NCEPのコントロールランの初期値をもとに、気象庁の現業週間アンサンブル予報システムで利用されている全球スペクトルモデル(TL159L40)によるモデルランを行った。
図7は、12月15日のZ500を表しており、(a)解析値、(b)JMAオリジナルのコントロー
ルランの予報値、(c) NCEPオリジナルのコントロールランの予報値、および、(d)NCEPのコントロールランの初期値を用いたJMAモデルランである。モデルが異なるにもかか
わらず、NCEPオリジナルのコントロールラン(図7(c))同様、NCEPの初期値からのJMAモ
デルラン(図7(d))は、ブロッキングの位置を実況よりも上流に予報していた。このことから、NCEPのコントロールランがブロッキングの位置を正しく予測できなかった原
因は初期値にあると結論付けることができる。ちなみに、1日4回行われているNCEPのアンサンブル予報のスパゲッティダイアグラム(初期値：12月11日、図省略)をみると、予測の初期時刻が新しくなるにつれて徐々にブロッキングの位置を正しく予測できるようになっており、このことからもNCEPの初期値に問題があったと示唆される。さらに、NCEPの摂動ランの初期値に対しても同様のモデルランを行ったところ、いくつかのメンバーはブロッキングの位置がオリジナルのメンバーよりも下流にシフトしていた(実況に近づいていた)ものの、依然としてすべてのメンバーが実況よりも上流にブロッキングを予測していた(図8)。

51図6. 2005年12月10日12UTCを初期値とするJMAとNCEPのコントロールランの予報(Z500)。上から順に、
48時間予報、72時間予報、96時間予報、120時間予報。コンターは高度場(120m間隔)を、シェイドは各センターの解析値に対する予報誤差を表す。

52

図7. 2005年12月15日12UTCの(a)解析値および2005年12月10日12UTCを初期値とする5日予報((b)：JMAコントルールラン、(c)：NCEPコントロールラン、(d)：NCEPの解析値を用いた
JMA/GSM(TL159L40)によるモデルラン)。

図8. 2005年12月10日12UTCのNCEPアンサンブルの初期値(11メンバー)を用いたJMA/GSM(TL159L40)によるモデルランの結果(予報対象日：2005年12月15日12UTC)。

53

次に、NCEPの初期値のどの領域に問題があったかを特定するために、Enomoto et al.
(2004, 2006)によるアンサンブル予報データによる感度解析を行った。ノルムには乾燥全エネルギー・ノルム(Talagrand 1981, Ehrendorfer et al. 1999)を採用した：
2cp
 p '
1
TE = ∫∫ u ' 2 + v' 2 + T ' 2 + RTr  s  dAdp
A
2
Tr
 pr 
ここで、擾乱()’はコントロールランからの偏差を表し、

c p = 1005.7[ J / kgK ], Tr = 270[ K ], R = 287.04[ J / kgK ], p r = 1000[hPa ]である。 u, v, T,は、それぞれ、各等圧面での東西風、南北風、温度を表し、 Ps は地表面気圧を表す。これらの物理量のエネルギーを水平(領域A)、および、鉛直積分(地表から200hPa)することで、乾燥全エネルギー・ノルムを得る。ブロッキングの位置を正確に予測できたかどうかの分かれ目になった48時間後(2005年12月12日12UTC)の北
太平洋領域(東経180度-220度、北緯20度-60度、図9太枠内)をターゲット領域として設定した。2005年12月10日12UTC初期値のJMAのアンサンブル予報データを用いて感度解析を行ったところ、日本の東の海上に高感度領域がみられた(図9)。ちなみに、12月15日のブロッキングそのものをターゲット領域とした場合でも、同じような高感度領域がみられた。JMAとNCEPのコントロールランの初期値の差に対して、その乾燥全エネル
ギー・ノルムを計算したところ、図10のように、高感度領域にシグナルがみられ、この領域ではJMAとNCEPの初期値の差が大きかったことが分かる。この領域には、地上に低気圧が存在しており、NCEPはこの低気圧をJMAよりも弱く解析していた(図省略)。12月9日を初期値とする各センターのアンサンブルスプレッドみると、他の領域に比べ低気圧の周辺ではスプレッドが相対的に大きく(図省略)、低気圧の周辺の解析場は不確定性が大きかったことが分かる。つまり、NCEPは低気圧の周辺の場をうまくとらえることができず、その結果NCEPはブロッキングの予測を失敗してしまった可能性が考えられる。
アンサンブル予報が初期値に含まれる不確定性を初期摂動によって捉えることを目指している以上、たとえNCEPのコントロールランがブロッキングの位置を正しく予測できなかったとしても、摂動ランが正しく予測できても良いはずである。しかしながら、今回の事例ではすべての摂動ランがコントロールランと同じようにブロッキングを上流に予測していた。NCEPの初期摂動に対してその乾燥全エネルギー・ノルムをみてみると(図11)、高感度領域(太枠内)ではNCEPの初期摂動のシグナルがほとんどない、
あるいは、シグナルがあってもJMAとのコントロールランの差を埋めるのほど大きくな
く、初期摂動が効果的に与えられていなかったことが分かる。NCEPの初期摂動の大きさはJMAのそれのおよそ半分程度であり、そのノルムの小ささゆえ、コントロールランに引っ張られる形ですべての摂動ランがブロッキングの位置を実況よりも上流に予測してしまったと考えられる。
今回取り上げた2005年12月15日に発生したブロッキングに対する予測には、このほかにも興味深いことがある。2005年12月11日12UTC(CMCについては00UTC)を初期値とする

54

図9. 2005年12月10日12UTCを初期値とするJMAのアンサンブル予報データによる感度解析。2005年12月10日12UTCの48時間後の北太平洋領域(枠内)に対する高感度領域。

図10. JMAおよびNCEPのコントロールランの初期値の差に対する乾燥全エネルギー・ノルム(初期値：
2005年12月10日12UTC)。

55

図11. 2005年12月10日12UTCを初期値とするNCEPの初期摂動の乾燥全エネルギー・ノルム。太枠は、図9に示されたものと同じでJMAとNCEPのコントルールランの差が大きかった領域。

予測では、CMCのほとんどのメンバーとJMAの一部のメンバーが12月15日のブロッキン
グを実況よりも上流に予測していた(図12)。CMCのアンサンブル予報データについては、十分な要素と鉛直解像度が手元にないため詳細な解析ができないが、12月10日前後の大気の場が非常にchaoticな場であったことを示しているだろう。
5. まとめMCGEを構築するメリットの一つは、単独センターのアンサンブルでは回避できない可能性のある「おおはずし」をなくすことである。MCGEを構築することで、大気の場が予測しやすいかどうかに関わらず、初期値の不確定性やモデルの不完全性に起因す
る予報誤差を軽減することができるようになる。今回はバイアス補正やメンバー間の重みを考慮しないMCGEを構築したが、Johnson(2006)で示されているように、本来ならばこれらを考慮したうえでMCGEを構築するほうが好ましいことは言うまでもない。バイアス補正やメンバー間の重みを考慮することで、とくに確率予報においてより予報
精度のよいMCGEが構築できるであろう。

56

図12. 500hPa高度場(5500m)のspaghetti diagram。(a)JMA, (b)NCEP, (c)CMCの各アンサンブルメン
バー(CMCは2005年12月11日00UTC初期値、JMAおよびNCEPは2005年12月11日12UTC初期値)を細線で表し、実況を太線で表した。

57

また、JMA、NCEP、CMCの予報精度が多く異なった例として2005年12月10日を初期値とする予測を取り上げた。JMAのほとんどのメンバーがブロッキングの位置を正確に予測していたのにも関わらず、NCEPのすべてのメンバーがブロッキングの位置を実況よりも上流に予測していたという非常に珍しい事例である。NCEPの全メンバーの初期値を用いてJMA全球スペクトルモデル(TL159L40)による数値実験を行ったところ、やはり
ブロッキングの位置を実況よりも上流に予測しており、今回のNCEPの「集団はずし」の主な原因が初期値にあったと結論付けられる。
さらに、アンサンブル予報データを用いた簡易感度解析により、12月10日の日本の東の海上にこのブロッキングの予測に対する高感度領域があり、確かにNCEPとJMAのコ
ントロールランの解析値の差がこの領域で相対的に大きかったことが分かった。この領域には低気圧が存在しており、12月9日を初期値とする各センターのアンサンブルス
プレッドから、この低気圧の周辺の場は不確定性が大きかったことも分かっている。
この領域でコントロールランの解析値の差が大きかった原因については、各センターのデータ同化システムの違いや、データ同化に利用した衛星データや観測データ等の違いなどが考えられる。
たとえ高感度領域でのコントロールランの解析値の差が大きくても、効果的な初期摂動が与えられればNCEPは「集団はずし」を避けることができてもよいはずだが、NCEPの初期摂動には高感度領域にシグナルが見られなかった、あるいは、シグナルがあってもその大きさが小さかった(NCEPの初期摂動の大きさは常にJMAの半分程度)ために、初期摂動が効果的に成長せず、コントロールランに引きずられる形で「集団はずし」せざるを得なかったと考えられる。
現業中期アンサンブル予報データは、過去にさかのぼってデータを取得することができないため、解析の幅が狭まってしまうデメリットもあるが、膨大なアンサンブル
予報データを丹念に見てゆくことで、場合によっては、特定の数値予報センターの精度が悪かった理由を特定することが可能かもしれない。また、各数値予報センターが協力することで、たとえば、図9に示した日本の東の海上における初期値の違いは、あるデータを同化しなかった(あるいは同化してしまった)ことによってもたらされた、というようなことを知ることもできるだろう。TIGGEの本格稼動により、これらのことが今より少しでも容易になってゆくことを期待する。
謝辞
MCGEの構築にあたり、NCEPとCMCの中期アンサンブル予報データを用いた。各提供機関に感謝致します。特にNCEPのZoltan Toth博士、Richard Wobus博士の両氏には、数値実験および感度解析を行うのに必要な高解像データを提供していただきました。この場を借りてお礼申し上げます。
参考文献
Buizza, R., D.S. Richardson, and T.N. Palmer, 2003: Benefits of increased resolution in the
ECMWF ensemble system and comparison with poor-man's ensembles. Quart. J. Roy. Meteor. Soc.,
129, 1269-1288.

58

Enomoto, T., S. Yamane, W. Ohfuchi, and H. Nakamura, 2004: Simple sensitivity analysis using
ensemble forecasts and its appplication to simulations of high-impact weather. Workshop on
Ensemble Methods. 18-21 October 2004, Met Office, Exeter, United Kingdom.
Enomoto, T., W. Ohfuchi, H. Nakamura, and M.A. Shapiro, 2007: Remote effects of tropical storm
Cristobal upon a cut-off cyclone over Europe in August 2002. Meteorol. Atmos. Phys. , 96, 29-41.
Ehrendorfer, M., R.M. Errico and K. D. Raeder, 1999: Singular-vector perturbation growth ina primitive equation model with moist physics. J. Atmos. Sci., 56, 1627-1648.
JMA, 2002: Outline of the operational numerical weather prediction at the Japan Meteorological

Agency. Japan Meteorological Agency, 158 pp.
Johnson, C., 2006: On the benefits of multi-model ensembles: idealized studies using theLorenz 1963 model. MetOffice Fore. Res. Tech. Rep ., 492, 47pp.
Houtekamer, P.L., and H.L. Mitchell, 2005: Ensemble Kalman filtering. Quart. J. Roy. Meteor.

Soc. , 131, 3269‒3289.
Krishnamurti, T.N., C.M. Kishtawal, T.E. LaRow, D.R. Bachiochi, Z. Zhang, C.E. Williford,
S. Gadgil, and S. Surendran, 1999: Improved weather and seasonal climate forecasts frommultimodel superensemble. Science , 285, 1548-1550.
Matsueda, M., M. Kyouda, H. L. Tanaka, and T. Tsuyuki, 2006: Multi-Center Grand Ensemble using
Three Operational Ensemble forecasts. SOLA , 2, 33-36.
Matsueda, M., M. Kyouda, H. L. Tanaka, and T. Tsuyuki, 2007: Daily Forecast Skill ofMulti-Center Grand Ensemble. SOLA , 3, 29-32.
Molteni, F., R. Buizza, T.N. Palmer, and T. Petroliagis, 1996: The ECMWF ensemble prediction
system: Methodology and validation. Quart. J. Roy. Meteor. Soc. , 122, 73-119.
Mylne, K. R., R. E. Evans, and R. T. Clark, 2002: Multi-model multi-analysis ensembles inquasi-operational medium-range forecasting. Quart. J. Roy. Meteor. Soc. , 128, 361-384.
Richardson, D. S., 2001: Ensembles using multiple models and analyses. Quart. J. Roy. Meteor.

Soc. , 127, 1847-1864.
Pellerin, G., M. Charron, P.L. Houtekamer, L. Lefaivre, and H.L. Mitchell, 2005: Reviewing
the Ensemble Prediction System at the Canadian Meteorological Centre. Proceedings, ECMWF TenthWorkshop on Meteorological Operational Systems , Reading, U.K., ECMWF, 63-71.
Talagrand, O., 1981: A study of the dynamics of four-dimensional data assimilation. Tellus
33, 43-60.
Toth, Z. and E. Kalnay, 1993: Ensemble forecasting at NMC: The generation of perturbations.

Bull. Amer. Meteor. Soc. , 74, 2317-2330.
Toth, Z. and E. Kalnay, 1997: Ensemble forecasting at NCEP and the Breeding Method. Mon. Wea.

Rev. , 125, 3297-3319.
Ziehmann, C., 2001: Comparison of a single-model EPS with a multi-model ensemble consistingof a few operational model. Tellus , 52A, 280-299.

59

2005/06 年冬季成層圏突然昇温と予測可能性
1

九州大学大学院理学府

2

九州大学大学院理学研究院

3

京都大学防災研究所
1

2

一丸知子 ・廣岡俊彦 ・向川均

3

１．はじめに
成層圏突然昇温は、冬季成層圏極域でわずか数日のうちに気温が 40 度から 50 度も上昇する現象である。この顕著な現象は、対流圏で大きく増幅したプラネタリー波が成層圏まで鉛直伝播し、極夜ジェットと相互作用することで生起する。突然昇温は、その規模や生起の仕方により分類することができる。WMO の定義では、10hPa あるいはそれ以下の高度で緯度 60 度より極側における温度傾度が逆転し、帯状平均東西風が東風となるものを大規模
突然昇温、温度傾度の逆転は起こっても東風にはならない昇温を小規模突然昇温と呼ぶ。
また、発達したアリューシャン高気圧が極渦を覆い、極渦の中心が中緯度に後退した形状の波数 1 型突然昇温や、波数 2,3 成分が大きいため変形した極渦が分裂するような極渦分
裂型突然昇温など、昇温時の気圧分布パターンに関しても分類できる。
近年、このような突然昇温の生起をどれくらい前から予測できるかという予測可能性の問題が、成層圏と対流圏の力学結合系の予測という学問的興味だけでなく、突然昇温を契機として生じる対流圏の天候レジームの予測（例えば、Baldwin and Dunkerton, 2001）という観点からも注目されている。Mukougawa et al.(2005)は 2001 年 12 月に生じた波数 1型の大規模突然昇温を対象に予測可能性を調べ、少なくとも 2 週間前から予測が可能であったと結論付けている。対流圏で非常に波動活動が活発であった 2005/06 年冬季にも 2006
年 1 月下旬に大規模突然昇温が生じたが、後で述べるようにこの昇温は 2001 年の事例とは生起形態がかなり異なるものであった。そこで本研究では、2006 年 1 月の突然昇温を 2001年の事例と比較しながら予測可能性を議論する。
２.モデル
本研究で用いた予報モデルは、気象庁現業一ヶ月アンサンブル予報モデルである。水平
解像度は T106、鉛直層数は地表から 0.4hPa 面までの 40 層である。成層圏循環を現実的に表現するために重要な短波・長波放射、重力波ドラッグなどの物理過程を含む全球予報モデル(JMA-GSM0103)を基本とし、毎週水曜と木曜の 1200UTC から、初期値に摂動を加えないコントロールラン 1 個と摂動を加えた摂動ラン 12 個が 34 日間にわたり積分されている(気象庁,1994)。初期摂動の作成は BGM 法(Toth and Kalnay, 1993)に基づく。また、予報値の検証には気象庁全球客観解析データ(GANAL)を用いた。解析には予報値、観測値とも 1200UTCのものを用いている。

60

３.結果
3-1 成層圏循環の概要
まず突然昇温前後の帯状平均場の特徴を見るため、図 1 に 10hPa,北緯 20 度以北の帯状平
均温度(図 1a)と帯状平均東西風(図 1b)の時間変化を表す。いずれも 2005 年 12 月 25 日から 2006 年 1 月 31 日までの期間を示している。図 1a より、1 月 10 日から 15 日までと、20日から 30 日までの 2 つの昇温期間があることがわかる。前者の昇温は、東風領域が極域から北緯 60 度にまで達していないため（図 1b）、小規模突然昇温である。一方、後者の昇温では東風領域が極域から北緯 50 度にまで達しており、大規模突然昇温であることがわかる。
この二つの突然昇温間の高緯度域では、小規模突然昇温に伴う東風が一度弱い西風に戻った後、プラネタリー波の活動が強まることで再び東風になっている。このことは、極渦の回復途中に次の昇温が始まったことを示している。
次に、2006 年 1 月の季節進行を 2001 年 12 月と比較しながら見ていく。図 2 は 2001 年
11 月から 2002 年 1 月(図 2a)、及び 2005 年 12 月から 2006 年 2 月(図 2b)の 10hPa,北緯 80度の帯状平均温度の時間変化を表している。2001/02 年では、12 月下旬にそれまでの静穏
かつ寒冷な状態から短期間で急激に昇温し、12 月末に大規模突然昇温が生じている。一方
2005/06 年は、12 月末から約一ヶ月間小さな昇温・降温を繰返し、1 月下旬に 250K まで昇温している。この 1 月下旬の昇温ピークが大規模突然昇温に対応する。
このような季節進行の違いはプラネタリー波の活動度の違いにも見られる。全波数成分を含んだ Eliassen-Palm(E-P)フラックスと波による加速度の高度時間変化を図 3 に示す。

E-P フラックスは南北・鉛直成分をベクトルで表し、右方が極向き、上方が鉛直上向きを示す。また、E-P フラックスの収束に伴う東風加速率を陰影で表している。10hPa 面
より上の E-P フラックスに注目すると、2001/02 年冬季(図 3a)においては、12 月上旬に一旦プラネタリー波の活動度が高まった後、非常に活発な波が 12 月 10 日から 25 日に至る
比較的短い期間に集中して鉛直伝播している。この期間の東風加速率が非常に大きいことから、この波の伝播により 12 月下旬の大規模突然昇温が生じたことがわかる。
図 1:
期間 2005 年 12 月 25 日から 2006 年 1
月 31 日までの北半球 10hPa における帯状平均温度と帯状平均東西風の緯度時間断面図。(a)は帯状平均温度を示し、等値線間隔は 5K、230K 以上に陰影をつけている。点線は北緯 80 度を示す。 (b)は帯状平均東西風を示し、等値線間隔は 5ms−1、陰影部が東風領域を表す。点線は北緯 60 度を示す。

61

図 2:10hPa,北緯 80 度における帯状平均温度の時間変化図。
(a)は 2001 年 11 月 1 日から 2002 年 1 月 31 日、(b)は 2005 年 12 月 1 日から 2006 年 2 月 28 日までの期間を示す。

図 3：高度は 200hPa から 3hPa で北緯 50-70 度平均した全波数成分の E-P フラックスと、その収束に基づ
く東風加速の高度時間断面図。等値線間隔は 2ms

−1

day

−1

。図右下の矢印は E-P フラックスの単位ベクトルで南北・鉛直成分を表しており、右方が極向き、上方が鉛直上向きを示す。単位ベクトルは(Fy,Fz)=( 3.0 × 10 7 , 2.4 × 10 5 )kgs

−2である。いずれも図 2 と同じ期間を示す。

一方 2005/06 年(図 3b)は、10hPa 面より上の波の活動度が 12 月下旬から 1 月下旬にかけて断続的に大きい。1 月下旬には大規模突然昇温を引き起こした強い東風加速が見られ、その前にも 4 度ほど東風加速が起きている。それぞれが図 2b の小さな昇温ピークに対応しており、特に 1 月 10 日過ぎの昇温は顕著である。この昇温の大規模突然昇温への影響は後で考察する。
次に、大規模突然昇温がどの波数のプラネタリー波の寄与により生起したかを調べる。
図 4 に 2006 年 1 月の大規模突然昇温時における北緯 50 から 70 度で平均した波数 1 から 3の E-P フラックスと、その収束に基づく東風加速率の高度時間断面図を示す。E-P フラック62

スに注目すると、波数 1 成分(図 4a)だけでなく波数 3 成分(図 4c)も対流圏から鉛直伝播していることがわかる。
また波数 2 成分の E-P フラックス(図 4b)は下部成層圏では小さいが、20hPa あたりから鉛直上向きの成分が増大しており、上部成層圏では波数 1 や 3 成分に劣らないものとなっている。また東風加速率に注目すると、昇温期間内に 10hPa より上で波数
3,2,1 の順に強い東風加速が見られ、一方でそのピークの時期が少しずつずれている。図は省略するが 2001 年の場合は、波数 1 成分が昇温時に卓越し、波数 2,3 成分の寄与はほとん
どなかった。
どの波数がどれくらい昇温に寄与しているのか調べるため、昇温ピーク前一週間の 10hPa,
北緯 50 度から 70 度で平均した各波数の E-P フラックス z 成分(Fz)の寄与率を図 5 に示す。
ここでは波数 1 から 3 の Fz 全てが正のときだけ、各波数成分と波数 1 から 3 の和で比をとっている。2001 年 12 月の大規模昇温(図 5a)では、波数 1 成分が 90 パーセント程度寄与しているのに対し、波数 2,3 成分はそれぞれ 5 パーセント程度しか寄与していないため、この突然昇温は「波数 1 型」突然昇温であると言える。対照的に、2006 年 1 月下旬の大規模昇温(図 5b)では、波数 1 成分が 40 パーセント程度、波数 2,3 成分はそれぞれ 30パーセント程度の寄与である。このことから、この突然昇温は波数 2,3 成分も大きく寄与していると言える。

図 4：2006 年 1 月大規模突然昇温時における、北緯 50-70 度平均した波数 1 から 3 の E-P フラックスとその収束に基づく東風加速の高度時間断面図(図 3 と同様)。(a)は波数 1、(b)は波数 2、(c)は波数 3 成
分。単位ベクトルは(Fy,Fz)=( 1.2 × 10 , 9.6 × 10 )kgs
7

4

−2

。期間は 2006 年 1 月 16 日から 24 日まで。

図 5：昇温ピーク前一週間の 10hPa,北緯 50-70
度平均した波数 1 から 3 の E-P フラックス
z 成分(Fz)の比率。波数 1 から 3 の Fz 全てが正のとき、(波数)/(波数 1 から 3 の和)で比をとっている。太線が波数 1、点線が波数 2、細線が波数 3 を表わす。(a)2001
年 12 月、(b)2006 年 1 月の大規模昇温時。

63

次に等圧面高度場に基づき、昇温に寄与する波数成分の違いがもたらす影響を見ていく。
図 6 に突然昇温時の 10hPa 等圧面高度場を示す。
2001 年 12 月の突然昇温時の高度場(図 6a)を見ると、緯度円に沿って地球を一周りする間に高気圧と低気圧が一回ずつ現れており、

波数 1 成分が卓越するという図 5a の結果と対応している。一方、波数 2,3 成分も大きく寄与した 2006 年 1 月の突然昇温時(図 6b)には、この波数 2,3 成分の寄与が高度場に興味深い形で現れる。1 月 19 日には、アリューシャン高気圧と極渦を挟んでそれとは反対側の中緯度域に別の高気圧（以後、中緯度高気圧）が形成される(図 6b-1)。アリューシャン高気圧は中緯度高気圧の北東進とともに弱まり(図 6b-2)、
ついには消滅してしまう(図 6b-3)。
代わりに、勢力を増した中緯度高気圧が極域を覆い、弱まった低気圧性の極渦の中心を中緯度へと押しやって、突然昇温時に見られる特有の気圧配置を形成する(図 6b-4)。

Charney and Drazin(1961)で示されているように、プラネタリー波が鉛直伝播できる
西風の上限風速は波数の二乗に反比例するため、波数 1 成分はある程度強い西風中でも鉛直伝播できるが、波数 2,3 成分は弱い西風中しか鉛直伝播できない。したがって、この突然昇温時には波数 2,3 成分も鉛直伝播しやすい平均場の構造になっていたと考えられる。

図 6:大規模突然昇温時の 10hPa 等圧面高度場。(a)は 2001 年 12 月 28 日、(b)は 2006 年 1 月 19 日から 22日までの時間変化。等値線間隔は 150m、(b) の陰影部は 30750m 以上の高度で高気圧域に対応する。

64そこで、プラネタリー波の伝播に大きく影響する帯状平均東西風の子午面分布図(図 7)と波数 3 成分に関する波の屈折率の 2 乗と E-P フラックスの分布図(図 8)を、10hPa 等圧面
高度場で中緯度高気圧が出現する直前の期間について示す。後者では、波が伝播可能な領域に対応する屈折率が正の領域に陰影をつけている。図 7 から、高緯度域の成層圏上部から下部にかけて直前の小規模突然昇温に伴う東風領域が広がっており、それが時間とともにより極域へと狭まっていくことがわかる。それに伴い北緯 50 度から 70 度の中高緯度では、弱い西風領域が上部成層圏へと舌状に延びている。図 8 を見ると、この平均流の構造に対応して上部成層圏で屈折率の正領域がより極域へと広がり、波数 2,3 成分が上部成層圏まで鉛直伝播しやすくなっている。またこのときの E-P フラックスに注目すると、波数 3のプラネタリー波が増幅して鉛直伝播しているのがわかる。このことから、波数 2,3 成分
が上部成層圏に鉛直伝播できる環境が整っていたのに加え、対流圏の波の活動性が高まったことが、波数 2,3 成分の鉛直伝播につながったものと考えられる。このように、直前の小規模突然昇温の影響を受けて一般には鉛直伝播しにくい波数 2,3 成分も伝播できる平均場となり、この大規模突然昇温が起きていると言える。

図 7：北緯 30-82.5 度、200hPa-2hPa 領域の帯状平均東西風の緯度高度断面図。等値線間隔は 5ms

−1

、陰影

部が東風領域を表す。時期は 2006 年 1 月下旬の大規模昇温が起こる直前の 1 月 17,18,19 日である。

図 8：北緯 30-82.5 度、200hPa-2hPa 領域における波数 3 のプラネタリー波に関する E-P フラックスと波の屈折率の 2 乗の緯度高度断面図。 左から 2006 年 1 月 17,18,19 日。陰影部は屈折率の正領域。図右下の矢印は E-P フラックスの南北・鉛直成分を表し、右方が極向き、上方が鉛直上向きを示す。単位ベクトルは(Fy,Fz)=( 6.0 × 10 6 , 3.3 × 10 4 )kgs

−2

。点線は北緯 65 度を表す。

65

3-2 予測可能性
次にこれらの突然昇温がどのように予測されているのか見ていく。まず、帯状平均温度に基づき予測可能期間を見積もる。図 9 は 2001/02 年冬季の 12 月から 1 月の期間の 10hPa,
北緯 80 度における帯状平均温度の時間変化(太破線)と、同じく 12 月 5,6 日初期値(図 9a)、及び 12 月 12,13 日初期値(図 9b)のアンサンブル予報結果(細実線)を示したものである。昇温ピーク 12 月 28 日の 23,22 日前にあたる 12 月 5,6 日初期値では、大半のアンサンブルメ
ンバーが昇温ピークの予測に失敗している。しかし、その一週間後の 12 月 12,13 日初期値
では昇温ピーク時に全メンバーの分散が小さく、精度よく予測できている。したがって静穏で寒冷な初冬の状態から一気に昇温したこの事例の予測可能期間は、約 3 週間であると言える。一方、図 10 は 2006 年 1 月下旬の大規模突然昇温に関する予報結果である。昇温
ピーク 1 月 22 日の 18,17 日前にあたる 1 月 4,5 日初期値(図 10a)では、直前に起きた小規
模突然昇温以降で分散が大きくなり、大規模突然昇温に関しては全メンバーが昇温傾向さえ予測できていない。しかし、その一週間後の 1 月 11,12 日初期値(図 10b)には、精度はやや悪いものの全メンバーが昇温を予測できている。したがって複雑な生起過程をたどった
この大規模突然昇温の予測可能期間は、約 10 日であると言える。

図 9：(a)2001 年 12 月 5,6 日初期値、(b)12,13 日初期値の、10hPa,北緯 80 度におけるアンサンブル予報の帯状平均温度[K]の時間変化。細実線がアンサンブル予報 26 メンバー、太破線は期間 2001 年 12
月 1 日から 2002 年 1 月 20 日までの観測値。大規模突然昇温の昇温ピークは 2001 年 12 月 28 日。

図 10：図 9 と同様。初期値はそれぞれ(a)2006 年 1 月 4,5 日、(b)11,12 日。観測値の期間は 2005 年 12 月
20 日から 2006 年 2 月 10 日まで。大規模突然昇温の昇温ピークは 2006 年 1 月 22 日。

66

さらに、複雑で予測が難しかった 2006 年の事例について、他の力学量を基に詳細な予報
状況を見ていく。注目するアンサンブル予報メンバーは、図 11 のように帯状平均温度を予測できた 2006 年 1 月 12 日初期値の摂動ランである。まず、10hPa 等圧面高度場の予報状況について観測値と比較する。図 12 は、図 6b で示した観測値と同様の期間の 10hPa 等圧面
高度場の予報値である。観測値では、波数 2,3 成分の寄与がアリューシャン高気圧と中緯度高気圧の 2 つの高気圧の形成という形で現れていた(図 6b-1)。しかし予報値では、
図 12-2 のようにアリューシャン高気圧が経度方向に伸びて変形してはいるが、いずれの日にも中緯度高気圧は現れていない。また、観測値では勢力を増した中緯度高気圧が極域を覆うことで突然昇温を起こしているが(図 6b-4)、予報値では図 12-4 のようにアリューシャン高気圧がそのまま極域を覆い突然昇温を起こしている。つまり予報値では、観測値に比べ波数 2,3 成分の振る舞いをうまく表現できていないと考えられる。

図 11:10hPa,北緯 80 度の帯状平均温度

図 12：図 11 と同じアンサンブル予報メンバーの 10hPa 等圧の時間変化。実線は 2006 年 1 月

面高度場。図 6b と同様、等値線間隔は 150m で陰影部

12 日初期値のアンサンブル予報

は 30750m 以上の高度で高気圧域に対応する。
期間は(1)の一例、点線が観測値。

から順に 2006 年 1 月 19,20,21,22 日。

67そこで、2006 年 1 月 19 日の波数 2,3 成分について、屈折率と E-P フラックスの緯度高度断面図(図 13)を示す。屈折率に注目すると、正領域を表す陰影部が観測値に比べ高緯度に広がっていない。つまり、波数 2,3 のプラネタリー波が上部成層圏の高緯度域に鉛直伝播できる環境として平均場の構造を予測できていない。次に、E-P フラックスに注目する。波
数 2 成分に関しては、観測値では北緯 50 度から 65 度の緯度帯での対流圏からの鉛直伝播は小さく、20hPa あたりから鉛直上向きの波が増幅しているのに対し(図 13a-1)、予報値では北緯 50 度から 65 度の対流圏から増幅したプラネタリー波がそのまま鉛直伝播している(図 13a-2)。また波数 3 成分に関しては、対流圏界面付近の活発な波の活動度を表現できていないため、上部成層圏への鉛直伝播も予測できていない。
このアンサンブル予報メンバーでは、帯状平均温度をうまく予測できても、屈折率の分
布や対流圏でのプラネタリー波の活動性、さらにはプラネタリー波の伝播特性までは予測できていない。帯状平均温度を予測できていた他のアンサンブルメンバーについても同様の傾向が見られた。

図 13：2006 年 1 月 19 日の E-P フラックスと波の屈折率の 2 乗の緯度高度断面図。(a)は波数 2 成分、(b)は波数 3 成分を表し、1)が観測値 で 2)は図 11 と同じ予報値である。波数 2 成分には北緯 65 度、
波数 3 成分では北緯 62.5 度で実線を引いている。その他は図 8 と同様。

68

４．まとめ2005/06 年冬季には、12 月下旬から 1 月下旬にかけて何度もプラネタリー波が成層圏まで鉛直伝播し、1 月下旬には大規模突然昇温が発生した。この大規模突然昇温の直前には小規模突然昇温が生じており、その影響で上部成層圏の波の伝播可能領域が普段よりも極側へと広がっていた。この平均場の構造に加え、波数 2,3 のプラネタリー波の活動度も高まっていたため、一般には鉛直伝播しにくい波数 2,3 成分が上部成層圏まで伝播しやす

くなり、その結果、波数 1 成分だけでなく波数 2,3 成分が効果的に伝播して突然昇温生起に大きく寄与した。相観図を見ると、この昇温は 2001 年 12 月の大規模突然昇温で見られる波数 1 成分が卓越した気圧配置ではなく、極渦の両側にアリューシャン高気圧と中緯度
高気圧という二つの高気圧が存在する気圧配置となっていた。

この大規模突然昇温の予測可能期間を、気象庁現業一ヵ月アンサンブル予報データを用いて 10hPa,北緯 80 度の帯状平均温度から見積もったところ約 10 日であった。予測可能期間が約 3 週間の 2001 年 12 月大規模突然昇温に比べると、この事例の予測可能期間は非常に短い。これは、2001 年 12 月の事例が冬季の静穏かつ寒冷な状態から、波数 1 成分の寄与により短期間のうちに昇温したのに対し、2006 年 1 月の事例は直前の昇温の影響を受けて波数 2,3 成分も寄与する複雑な経過をたどったためだと考えられる。

また帯状平均温度以外の力学量で詳細に予報を解析した結果、帯状平均温度をうまく予測できていたとしても、屈折率の分布やプラネタリー波の伝播特性まで全て正確に予測できているとは限らないことがわかった。特に波数 2,3 成分の波の振る舞いを予測することは難しいと考えられ、このことからも 2006 年 1 月の大規模突然昇温は予測が難しい事例だったと言える。
謝辞
気象庁現業一ヶ月予報データの入手に際しては、気象庁気候・海洋気象部気候情報課の皆様にお世話になりました。また、本論文中の図の作成には「地球流体電脳ライブラリー」
を使用させていただきました。記して、謝意を表します。
＜参考文献＞
Baldwin, M.P., and T.J. Dunkerton, 2001: Stratospheric Harbingers of Anomalous Weather Regimes.

Science, 294, 581-584.
Charney, J.G., and P.G. Drazin, 1961: Propagation of planetary-scale disturbances from the lower
into the upper atmosphere. J. Geophys. Res., 66, 83-109.
Mukougawa, H., H. Sakai and T. Hirooka, 2005: High sensitivity to the initial condition for theprediction of stratospheric sudden warming. Geophys. Res. Lett., 32, 83-109.
Toth, Z., and E. Kalnay, 1993: Ensemble forecast at NMC: The generation of perturbations.

Amer. Meteor. Soc., 74, 2317-2330.
気象庁，1994：1 ヵ月数値予報とアンサンブル予報

研修テキスト，気象庁予報課, 50pp.

69

Bull.

2006 年 1 月の成層圏突然昇温期間中の対流圏循環偏差場の特徴
東京大学大学院理学系研究科
西井和晃・中村尚１．はじめに2005 年 12 月から 2006 年１月上旬にかけて豪雪を伴った大寒波が日本や欧州を襲い、各地で被害をもたらした。一方成層圏においては、11 月終わりの小規模な突然昇温から回復
した後、12 月の終わりから極夜ジェットが減速し始め、翌年１月中旬から下旬にかけて中部成層圏での東西平均風速が西風から東風へと反転した（図１a 破線）。この減速は大規模突然昇温に伴うものであり、極渦内の温度の急激な上昇も同時に観測された。
1963 年（昭和 38 年）１月にも日本での異常な寒波と共に成層圏突然昇温が観測されており、この異常な寒波をもたらした対流圏定常プラネタリー波の増幅と成層圏突然昇温との関連が指摘されている（松野・島崎 1981）。対流圏のプラネタリー波が増幅し成層圏へ伝播すると、その振幅が気圧の減少と共に増大するため砕波する。この時対流圏から運ばれてきた波に伴う東風運動量が東西平均流へ与えられるために、極夜ジェットの減速を引き起こす。この減速が顕著であればジェットが西風から東風へ転ずる突然昇温が発生する。
Matsuno(1971)はこの理論を数値実験によって示し、また個々の突然昇温の事例解析においても支持されている（例えば、Mukougawa et al.(2005)など）。また統計的な解析によって Polvani and Waugh(2004)は連続的な波の成層圏への伝播が突然昇温前の 40 日間程度顕著になることを示している。
しかしながら、対流圏中でのプラネタリー波の増幅及び、成層圏への伝播過程は必ずしも全て明らかとはなっていない。2006 年 1 月の突然昇温においても、極夜ジェットの減速が著しい 11 月終わりと 1 月初め、及び 1 月中旬に対流圏から成層圏へと上方伝播するプラ
ネタリー波の活動を示す 100 hPa 気圧面での南北渦熱輸送が顕著であった（図１a）。これ70

(a) U20 & VT100 k=1+2+3(b) Ua20 & VaTa100 k=1+2+3

図１ (a) マーク無し実線；100 hPa 気圧面の北緯 50 度から 80 度で平均し、東西波数１－３成分で構成した東西平均南北渦熱フラックス（目盛りは左軸 [Km/s]）。黒丸付き実線；気候平均した日々の南北渦
熱フラックス。白丸；気候平均南北渦熱フラックスに１標準偏差を加えた値。マーク無し破線；20 ｈPa
気圧面の北緯 50 度から 80 度で平均した東西平均東西風（目盛りは左軸[m/s]）。(b) 白丸付き実線；気候平均場と偏差場の相互作用による熱フラックス（以下目盛りは左軸[Km/s]）。黒丸付き実線；偏差場同士による熱フラックス（波束に対応）。十字付き実線；気候平均場同士による熱フラックス。マーク無し
破線；20ｈPa 気圧面の北緯 50 度から 80 度で平均した東西平均東西風（目盛りは右軸[m/s]）。これらはすべて５日間の移動平均を施した風速、温度場から求めている。

は顕著なプラネタリー波の対流圏から成層圏への連続的な伝播が、この成層圏突然昇温を引き起こしたことを示している。
従来、対流圏から成層圏へ伝播する波動は東西方向にフーリエ展開された各東西波数成
分ごとに議論されることが多く、東西方向に限定された局所的な波源はほとんど議論されてこなかった。しかし、Nakamura and Honda(2002)では晩冬に観測されるアリューシャン・
アイスランド低気圧シーソー現象発生時には、振幅変調を受けたアイスランド低気圧を波源として停滞性ロスビー波が波束的に上方伝播し、成層圏のプラネタリー波を変調させる
ことを示した。また、南半球で 2002 年 9 月に観測された成層圏大規模突然昇温時には、南大西洋上で発達したブロッキング高気圧が成層圏へ伝播する波束の波源となり、成層圏プ
ラネタリー波を増幅させたことが指摘されている（Nishii and Nakamura 2004)。本研究では 2005-6 年冬季に成層圏のプラネタリー波の強化に寄与したロスビー波束の対流圏起源を特定し、その発達過程を明らかにすることを目的とする。

71

２．解析手法
用いたデータは米国国立環境予測センター(NCEP)の再解析データであり、気候値として1979 年から 2003 年の平均値を用いた。また移動性擾乱を取り除くために５日間または 10
日間平均を施した。そしてプラネタリー波全体の伝播を評価するために Plumb(1985、以下P85)で定義される波活動度フラックスを用いた。この波活動度フラックスの南北・高度方
向成分の東西平均は EP フラックス(Andrews and McIntyre 1976)に帰着される。しかし、
このフラックスは東西方向に局在化した波動（波束）の伝播を表現することができる。P85の波活動度フラックスの定義では波に対する基本場と波は、それぞれ東西平均場と東西平均場からのずれとされる。ある瞬間のプラネタリー波は、気候平均場として常に存在する成分と時間変動する偏差成分に分けられる。後者の偏差成分の波動としての伝播は前者で規定される３次元的に非一様な基本場の状態に依存し、より東西方向に局在化した波束的な振る舞いを示す。こうした波束伝播を診断するために、Takaya and Nakamura (2001、以下 TN01) で定義された波活動度フラックスを用いた。ここでは時間平均場の気候値からのずれを偏差場と定義し、気候値を基本場とした。この波活動度フラックスは P85 の波活動
度フラックスの一部であると考えられる。
例えば、ある気圧面上の南北風の東西平均を [V ] で、東西平均場からのずれを V * で表す。
また、気候平均場を V 、気候平均場からの波動に伴うずれ（偏差）を V ′ で表し、温度場 Tに関しても同様に表現すると、EP フラックスの上向き成分に比例する、南北渦顕熱フラッ
クスの東西平均は以下のように分解される。
[V * T *] = [V * T *] + [V * T ′ * +V ′ * T *] + [V ′ * T ′*]右辺第１項は気候平均場による寄与、第２項は気候平均場と偏差場との相互作用による寄与、第３項は偏差場による寄与と解釈され、図１b 中に解析期間中の値がそれぞれ示されている。第２、３項が東西平均東西風の偏差の時間変動に寄与し得る。図１b をみると、
12 月終わりから１月初めに極夜ジェットが減速を始める時には第２、３項がそれぞれ増幅
し、全体の上向き EP フラックスの増加に寄与していたが、ジェットが東風に反転する直前

72

の１月 20 日前後には第３項の寄与が大きくなっていたことがわかる。偏差場の東西平均は無視できる程小さいため、本解析において着目する波束伝播は第３項に対応する。このことは、この期間の対流圏から成層圏へのプラネタリー波全体による波活動度の伝播に対して、局所的な波束による波活動度の伝播の寄与が最も大きかったことを示している。
移動性擾乱の活動 Z e とその高度場への寄与 (∂Z ∂t ) HFT を見積もるために、それぞれ以下
で定義される量の気候値からの偏差を用いた（Nakamura et al. 1997)。ここでプライム（バー）をつけた量は 8 日間の高（低）周波フィルタを施した場である。後者は移動性擾乱による渦度フラックスの収束に伴う高度場変化傾向を見積もった量である。なお移動性擾乱
は同時に熱フラックスの収束も伴い、渦度フラックスによる収束による高度場変化効果を
一部打ち消すように働くので、見積もられる量は過大評価されていることに注意されたい。

f0
2 z ′2f

Ze =( ∂∂Zt )

HFT

=

[

G
G
f 0 −2 G G∇ − ∇ • (v ′ς ′ + v ς ′ + v ′ς )g]

３．解析結果2005-6 年の解析結果の前に１月の下部成層圏の気候平均場としてのプラネタリー波を概観する（図２a）。下部成層圏ではアリューシャン高気圧に対応する高気圧性循環とユー
ラシア大陸上の低気圧性循環が見られる。これらの高低気圧性循環の極大域は経度方向に対称的には存在していない。この領域ではロスビー波の群速度が対流圏から成層圏へ上向き伝播していることを示す、100 hPa 気圧面での波活動度フラックスの上向き成分と、成層圏中では水平伝播していることを示す東向きのフラックス成分が顕著である。これらの
波活動度フラックスの局所的な分布は、気候平均場においてもプラネタリー波が波束的な性質を持っていることを示している。これは気候平均として存在する冬季北半球成層圏中のプラネタリー波は、対流圏のユーラシア大陸北東部から上向きかつ東向きに伝播する波束的な構造を持っているとする Hayashi(1981) の主張と整合的である。

73

(a) Zd50 Jan Climate

図２(b) Zd50 Jan 2006(c) Za50 Jan 2006(a) 50hPa 気圧面高度場の 1 月気候平均場の東西平均からのずれ。流線関数に似せるために sin(45度)/sin(緯度）をかけてある。実線が高気圧、点線が低気圧性循環[±100,±300m]。矢印は同気圧面でのP85 で定義される波活動度フラックスの水平成分[m^2/s^2]。影は P85 で定義される波活動度フラックスの 100hPa 気圧面鉛直成分が 0.01[m^2/s^2]を超える領域。（b）2006 年 1 月平均場に対する(a)と同様の図。(c)2006 年 1 月平均場の気候平均場からのずれ。矢印と影は(a)とは異なり、TN01 で定義された波活
動度フラックスを示す。

一方、図２b は 2006 年１月平均場から求めた同様の図である。気候平均に比べ１月はアリューシャン高気圧が北米大陸北東に張り出し、またユーラシア大陸上の低気圧循環が強化されていた。対流圏からの波活動度の流入は気候平均に比べて大西洋からヨーロッパ大
陸上で顕著であった。2006 年１月平均場の気候平均値からの偏差を図２c に示す。これは厳密には図２a と２b との差ではないため、図２ｂで示した特徴に加え、突然昇温の影響を受けて北極上で顕著な高気圧性偏差が存在していた。すなわち、高気圧性偏差と低気圧性偏差がそれぞれ北米大陸上と北欧上に存在し、また TN01 で定義された対流圏からの波活動
度の流入がそれらのやや上流側に存在していた。これらの結果は 2006 年１月平均場に見られるプラネタリー波の増幅・変調は対流圏からの波束伝播によって引き起こされたことを示している。成層圏へ流入する波束は１月より短い時間スケールを持つものもあるが、月平均場での解析ではこれらは落ちてしまう。以下ではこの波束伝播の原因を５または 10
日間平均場において明らかにする。

3-1. 11 月下旬の小規模昇温74

11 月下旬には小規模突然昇温が発生し、その期間北向き熱輸送が活発化していた（図 1a）。
この小規模昇温と 1 月の大規模昇温との直接的な因果関係は明らかではないが、この小規
模昇温についても解析を行った。図３a は成層圏下部での気候平均からの偏差場と TN01 で定義される波活動度を示している。北米大陸北部に高気圧性偏差、欧州上に低気圧性偏差がそれぞれ存在して波列構造を形成し、この高度場偏差の顕著な領域において波活動度が対流圏から成層圏へ流入し、下部成層圏で水平発散をしていた。この期間の高度場偏差の東西鉛直断面図をみると、対流圏の大西洋上の高気圧性偏差（西経 40 度あたり）と成層圏の低気圧性偏差（経度０度あたり）の間では、位相線は高さと共に西に傾き、上向きの波
活動度フラックスが顕著であることから、この領域でロスビー波が局所的に上方伝播していたことを示している。
以上のことから、11 月下旬の下部成層圏での偏差場の増幅は、北西大西洋上空で発達した停滞性高気圧性偏差を波源とする対流圏からの局所的なロスビー波の伝播に伴っていたことが示された。この期間の東西平均からのずれで定義した下部成層圏のプラネタリー波
は、ほぼ西（東）半球側が高（低）気圧の東西波数 1 成分の卓越したパターンを示している(図３d)。気候平均的なプラネタリー波の場は 1 月（図２a）と定性的には同じであるので、図３a で示される偏差場が気候平均場に加わることで図３d に示される場を形成したと考えられる。P85 で定義された波活動度の水平成分はユーラシア大陸東部と北大西洋から
欧州上で発散し、この発散している領域に対応して対流圏から成層圏への波活動度の流入が存在している。この２つの領域のうち、前者は気候平均場でも存在するが、後者は上で示されたようにこの期間に強化されたものである。対流圏での東西平均からのずれの場（図３e）ではユーラシア大陸西部の低気圧は気候平均場でも存在するが、大西洋から欧州上での波列構造は図３b で示される構造に対応する。また図には示さないがユーラシア大陸上の気候平均でも存在する上向き波活動度フラックスの領域が、偏差場と気候場の相互作用項に伴って西方に張り出している。この前の期間(21-25 日平均；図３f)の対流圏では、太

75

図３

(a) Za50 28Nov 2005(b) Za250 28Nov 2005(c) Za 60N 28Nov 2005(d) Zd50 28Nov 2005(e) Zd250 28Nov 2005(f) Za250 23Nov 2005(a) 図２c と同様。ただし 2005 年 11 月 26－30 日平均高度場。(b)(a)と同様。但し等高線と矢印

は 250 hPa 気圧面での値。(c)北緯 60 度での高度場偏差場の東西鉛直断面図。矢印は TN01 定義の波活動
度フラックスの東西鉛直成分。鉛直成分は 100 倍し、気圧で割っている。影は鉛直成分が 0.2m^2/s^2 以上の領域を示す。(d)図２a と同様。ただし 2005 年 11 月 26－30 日平均。(e)(d)と同様。但し 250hPa 気
圧面。(f)(b)と同様。但し 2005 年 11 月 21－25 日平均。

平洋から北米を通って大西洋までの波列構造が見られている。図３b での波列構造はこの波列が下流側に群速度伝播してくることで発達したと考えられる。

3-2. 12 月末から 1 月初旬の偏差場
12 月末から対流圏からの EP フラックスの上向き成分は増加し始め、1 月初めに極大となった(図 1a)。12 月末の成層圏偏差場はカムチャッカ半島上で低気圧、北米大陸北部で高気圧性偏差を示していた。また、波活動度の水平伝播もこれらの周りで顕著であるため、後者の高気圧性偏差はロスビー波の局所的な水平伝播によって形成されたことがわかる（図

76

図４

(a) Za50 28Dec 2005(b) Za250 28Dec 2005(c) Za 50N 28Dec 2005(d) Za50 3Jan 2006(e) Za250 3Jan 2006(f) Za 60N 3Jan 2006(a-c) 図３a-c とそれぞれ同様。ただし 2005 年 12 月 26-30 日平均。また c は北緯 50 度での断面で中心経度は 180 度。(d-f)図３a-c とそれぞれ同様。ただし 2006 年１月１-５日平均。

４a）。この偏差に伴って、気候平均場（図２a）に見られるアリューシャン高気圧とその西部の低気圧の中心位置、及び P85 で定義される波活動度の分布（水平、鉛直成分とも）
は約 30 度東方向に移動していた（図略）。この時期には TN01 で定義される波活動度の対流圏から成層圏への流入はアリューシャン列島上空で顕著で、対流圏ではアリューシャン
低気圧の振幅が異常増幅していた（図４b）。さらに、その南西の東シナ海上の高気圧性偏差との中間付近には、ロスビー波源（RWS、Sardeshmukh and Hoskins 1988）によって評価される正の渦度生成領域が存在していた（図５a）。この渦度生成が偏西風による擾乱渦度の移流とバランスしていたために、高・低気圧構造が持続したと考えられる。この正の RWS
は、この領域での対流圏上層の質量収束によって引き起こされていた（図５a）。この期間には東シナ海からフィリピン上空にかけて対流活動が例年より活発化しており、対流圏上

77

(a) RWS& divUa;Va 250(b) Ta850 & OLRa

図５ (a) 2005 年 12 月 26-30 日平均の 250 hPa気圧面での渦度偏差場（等値線 [106s-1]）。濃い(薄い)影は正(負)の渦度生成源(±30[106s-1/day]。矢印は 250 hPa気圧面での発散風[m/s]。(b)(a)と同期間の 850
hPa気圧面での温度偏差（等値線 [K]）。影は同期間に気候平均より上向き赤外放射が-10W/m2より低い領域。矢印は(a)と同様。

層での発散も顕著であった。一方、ユーラシア大陸からの寒気の吹き出しに伴い、日本上
空では下層で正の惑星渦度移流が強まり、これに対応した下降流が観測された。これに対応して、フィリピン上空で発散、日本上空で収束が存在したと考えられる。この対流圏のアリューシャン列島上の低気圧性偏差場は、高さと共に西に傾きながら成層圏の低気圧性
偏差とつながり、またそれに伴って上向きの波活動度フラックスが顕著である。これは対流圏アリューシャン低気圧の増幅によって成層圏へのロスビー波伝播が強化されたことを示している。
これに引き続く 1 月初旬の下部成層圏の偏差場では、北米大陸上の高気圧性偏差が顕著であり、またユーラシア大陸上に低気圧性偏差が見られた（図４d）。これらの各領域で水平伝播する波活動度フラックスが顕著で、そのやや上流側では対流圏からの波活動度が流入していた。一方、対流圏偏差では上記で述べた成層圏の偏差とは逆符号であり、北欧上の高気圧性偏差と北東太平洋の低気圧性偏差とがそれぞれやや上流側に存在していた（図４e）。東西鉛直断面図においては、それぞれの領域で波束的な構造が明瞭である。以上のことから成層圏の２つの循環偏差は、それぞれ対流圏からの波活動度の流入に伴って形成

78

(a) Za50 18Jan 2006(b) Za250 18Jan 2006(c) Za 50N 18Jan 2006

図６ (a-c) 図３a-c とそれぞれ同様。ただし 2006 年１月 16-20 日平均。また c は北緯 50 度での断面で中心経度は 0 度。

されたと考えられる。北欧上の高気圧性偏差はその南側（地中海上空）に低気圧性偏差を伴っており典型的なブロッキング高気圧である。12 月末にピークを迎えたブロッキング高気圧が（図４b）減衰時に下流側、及び成層圏へ波活動度を射出したと考えられる。また、
北東太平洋の低気圧性偏差は 12 月末に発達した低気圧性偏差の一部であり、ユーラシア大陸から太平洋にかけての波活動度フラックスの東向き成分を伴った波束伝播に伴って発達したと考えられる。

3-3. 1 月中旬の偏差場
成層圏極夜ジェットが東風に反転する直前の１月中旬から、対流圏から成層圏への EP フラックスの上向き成分が増大していた(図１a)。これは大西洋北部から欧州にかけて起きた上向きの波活動度フラックスの強化に対応していた(図６a)。これに伴い、下部成層圏には北米大陸東部に高気圧性偏差、欧州上に低気圧性偏差が形成されていた。なお、これまでの
波活動度の流入により、すでに極渦がかなり弱化しているのに対応して、北極上空にも強い高気圧性偏差が見られる。対流圏では北米大陸上に低気圧性偏差、また北大西洋上に高気圧性偏差が存在した(図６b)。東西鉛直断面図ではこれらの対流圏の低・高気圧性偏差と成層圏の高・低気圧性偏差が波列状の構造を示し、また波活動度フラックスが上向き成分が顕著であることから、対流圏の低・高気圧性偏差が成層圏へ伝播するロスビー波束の波79

(b) 21-30Jan 2006(a) 18Jan 2006

図７ (a)１月 16-20 日平均の 250hPa 気圧面での移動性擾乱の活動度(影)と、移動性擾乱に伴う渦度輸送による高度場変化傾向(線)の気候平均からの偏差場。前者は 30[m]以上を濃い影、-30[m]以下を薄い影及び点線で示す。また後者の線は±40,120,200,280[m/day] を示す。(b)(a)と同様。但し 1 月 21－30 日平均。また等高線は±30,90,150[m/day]をしめす。

源となっていたと考えられる。対流圏では太平洋から大西洋において、東向き波活動度フラックスを伴う停滞性の波列構造が見られた。一方、この期間のストームトラックの活動を移動性擾乱の活動 Z e の気候平均からの偏差で見積もると、太平洋東部から北米大陸を経て北西大西洋上空にかけて活動度が高かった（図７a 陰影）。このストームトラックの活発化に伴って、移動性擾乱の渦度輸送に伴う高度場への寄与 (∂Z ∂t ) HFT の偏差場においては（図７a の等値線）、北西北米大陸上空で 1 日あたり最大 200[m]程度の低気圧強制を、
北大西洋上空で 1 日あたり最大 120m 程度の高気圧性強制を示す。これらの領域は先の低・
高気圧性偏差が存在した領域である。以上のことにより、対流圏の高・低気圧性両偏差は太平洋から伝播する波束の先端で増幅し、それらがストームトラックからのフィードバッ
ク強制を受けて維持・強化したと考えられる。

3-4. 1 月下旬の偏差場

80(a) Za50 21-30Jan 2006(b) Za250 21-30Jan 2006(c) Za 62.5N 21-30Jan 2006

図８ 図３と同様。ただし 2006 年１月下旬を示す。また（ｃ）は北緯 62.5 度の断面図で、中心経度が 0度である。

大規模突然昇温に伴い、成層圏極夜ジェットが東風に反転していた１月下旬にも、対流
圏界面を横切る EP フラックスの上向き成分は顕著であった（図１a）。この期間の高度偏差場の変動は小さかったので、10 日間平均場を用いて解析を行った。対流圏の高度偏差場においてはは北欧上空の高気圧性偏差が顕著であった（図８b）。１月初めの場合と同様に南側に低気圧性偏差を伴っており、これもブロッキング高気圧に伴うものであった。このブロッキング高気圧は 1 月中旬の大西洋上の高気圧性偏差(図６b)の東端部分が徐々に移動しつつ発達して形成された。一方、アラスカ上空に低気圧性偏差が存在していた。これ
らの高・低気圧性偏差の周囲で成層圏への上向き波活動度フラックスが顕著であり、北米
大陸上空及び欧州上空で下部成層圏の低・高気圧性偏差を維持していたと考えられる(図８a)。これらの偏差場の位相線は東西断面図では、ともに高さと共に西に傾く構造を持っており（図８c）、波活動度の上方伝播と整合的である。北欧上空の対流圏高気圧性偏差の周辺では、移動性擾乱による高気圧性のフィードバック強制が顕著であり（1 日に 40[m]程度）、
この高気圧性偏差の維持に寄与していたことを示している（図 7b）。一方、アラスカ上の低気圧性偏差には、南西の高気圧性偏差からの停滞性波束伝播による寄与が重要であったと考えられる（図８b）。

81

4. 議論とまとめ2006 年 1 月下旬に観測された成層圏大規模突然昇温の発生の前には、対流圏から成層圏へのプラネタリー波の持続的な上方伝播の強化が観測された。本研究ではこの上向き伝播の増大に本質的な寄与した対流圏からの局所的なロスビー波束伝播に着目し、これらの波束の対流圏起源の特定とその形成過程の解析を行った。特に、1 月初めと下旬に対流圏で発達した高気圧性偏差と 1 月を通じて北米大陸北西で持続した低気圧性偏差については、
後者がやや北によってはいるものの Limpasuvan et al. (2004)の結果とかなり整合的であることは指摘しておきたい。彼らは突然昇温の顕著な事例の合成図解析により、突然昇温のピークに先立って対流圏上層には北欧上空に高気圧性偏差が、北米西岸には低気圧性偏差が各々現れやすいことを示している。
ただし、この研究で波源として特定された対流圏循環偏差はいずれも典型的な偏差に比べて著しく強いものではなく、これらが増幅させる波束の上方伝播も特に強いものではない。実際、西風減速期間における成層圏への上向き波動伝播を示す南北渦熱フラックスは、平年と比べて 1 月初旬にせいぜい１標準偏差分増大していたのみである（図１a）。また、減速期間（12 月下旬から 1 月下旬）で平均した南北渦熱フラックスも平年の変動と比べて0.74 標準偏差相当であった（図９a；十字マーク）。しかし、同期間に西風は標準偏差で－２標準偏差相当減速していたことから、この突然昇温の発生には波の上方伝播の強さ以外の要因があったことが示唆される。
成層圏大規模突然昇温発生の事前条件（preconditioning）として、対流圏からの波束が極付近に集中できるように、極夜ジェットの軸が極側へシフトしていることが必要であると言われている（例えば、Limpasuvan et al. 2004）。また、赤道成層圏の準 2 年周期振動（QBO）が東風位相の冬に大規模突然昇温が発生しやすい傾向も指摘されている（例えば、Labitzke 1982）。実際、2005 年 12 月の東西平均極夜ジェットの軸は、11 月下旬の小規模
昇温から回復した後は減速期間前まで（12 月 20 日以前）には、気候平均の位置(北緯 62.5

82

(b)U30 1-20Dec 2005&Climate

dU20(a) cor=-0.85

VT100
図９

(a)1979-80 年から 2005-2006 年の 12 月 21 日から１月 30 日まで平均した 100 hPa 南北渦熱フラックス（北緯 50－80 度で平均）と 20 hPa 東西平均東西風の同期間の変化（12 月 21 日から 12 月 31 日までの平均から 1 月 21 日から 31 日までの平均の差）の散布図。それぞれ標準偏差で規格化。30hPa での赤道上の東西平均東西風が東風の場合に白丸、西風の場合は黒丸で表示。2005-2006 年は十字で示す。相関係
数は-0.85。(b)12 月 1 日から 20 日まで期間平均した 30 hPa 気圧面上の東西平均風速[m/s]。黒丸付きが2005 年、印無しが気候値。

度）より極側へ移動しており(75 度)、いわゆる「事前条件」が整っていたと考えられる。
また、QBO は東風位相になっていた(図９）。以上により、この冬は効果的に極夜ジェットが減速しやすい条件が整っており、平年と比べて特に上向き波動伝播が顕著でなくても、突然昇温が発生したと考えられる（図９a）。
「環状モード」、あるいは「北極振動」（山崎 2004）の観点からみると、負位相の成層
圏環状モードは成層圏突然昇温に対応する。Baldwin and Dunkerton (2001)では主に成層圏環状モードの正負のピーク後の対流圏への影響を議論しているが、成層圏環状モード指数を基準にした合成図では、負のピークの 2，3 週間前に対流圏においても負の環状モードが現れる傾向が示されている。実際、2005 年 11 月後半から、突然昇温がピークとなった
2006 年 1 月下旬にかけて、1 月前半の一部の時期を除いて、海面気圧で定義した北極振動
指数は負値を示しており（図 10a, 11a）、気象庁の報告(2006)ではそれを寒冬の一因として挙げている。この論文の冒頭で、日本の昭和 38 年豪雪と成層圏突然昇温との関連を指摘した松野・島崎(1981)を引用した。1963 年 1 月の平均海面気圧偏差場は北極振動の負のパターンと似ているが（図 10c）、実際、1962 年 12 月から突然昇温のピークを迎えた翌年 2月前半まで、北極振動指数は負値を示している（図 11b）。Baldwin and Dunkurton (2001)

83

(a) AO negative(b) SLPa Dec2005(c) SLPa Jan1963

図 10 (a) 規格化された北極振動の負のモードに伴う偏差場([hPa])。1979-80 年から 2002-03 年の寒侯期（11 月から４月）の月平均海面気圧の、北緯 20 度以北の月ごとの偏差場を用いて経験直交関数(EOF)の第１モードの(Thompson and Wallace (1998)を参考)、規格化された主成分スコアへの月平均偏差場の各格子点での回帰係数によって示す。(b) 2006 年 12 月の月平均海面気圧。等値線間隔が 5 hPa であることに注意。(c)(b)と同様。但し、1963 年１月。

(a) Nov2005-Feb2006

図 11(b) Nov1962-Feb1963(a)2005 年 11 月から 2006 年２月までの北極振動指数を実線で、20 hPa 気圧面での東西平均東西

風の北緯 50 度から 80 度までの平均を破線で表す。両者とも５日間の移動平均を施している。図 10a で示される規格化された北極振動パターンへの、日ごとの海面気圧偏差場からの射影によって求められた値を
北極振動指数と定義した。特に北極振動指数が-0.5 以下の日を丸で表す。(b) (a)と同様。ただし 1962
年 11 月から 1963 年 2 月まで。

で統計的に示された傾向が、リードタイムは若干異なるものの、1962-3 年と 2005-6 年の冬季に典型的に現れたと言えるかもしれない。ただし、どちらの冬も典型的な北極振動偏差パターンとは異なり、北極海上での偏差が弱い。さらに、2005 年 12 月に見られた北極振動の負位相は主にアリューシャン低気圧の強化に対応したものであり（図 10b）、大西洋上において北極振動、あるいは北大西洋振動に伴うとされる、気圧の南北のダイポール

84

偏差パターン（図 10a)は弱く、かつその軸は南に 15 度程度偏っている(図 10b)。そもそも
北半球対流圏での環状モード（北極振動）の物理的意味、解釈についてはかねてより論争があり（山崎 2004）、ここで議論した対流圏の負の環状モードと、それに引き続く成層圏の負の環状モードの間の因果関係は必ずしも明白ではない。2007 年 2 月末にも大規模突然昇温が観測されたが、日本付近は季節を通して記録的な暖冬であった。北極振動指数は2006 年 12 月からの顕著な正値が続いたが、１月末から顕著でないものの負値に転じた。
この北極振動指数の負値は上で議論した傾向と矛盾しない。
繰り返しになるが、本研究では上方波束伝播の波源としての対流圏循環偏差を特定し、その発達を議論したのみである。西風構造としては突然昇温にとって有利な事前条件が整っていたことは上で議論したが、なぜ観測された領域でロスビー波束が上方伝播できたのか、またなぜこうした波束の上方伝播が１月中に強化されたのかについては明らかでない。
こうした点を含め 2006 年１月に観測された成層圏突然昇温の発生力学についてはさらに研究を進める必要がある。加えて、今回着目した対流圏循環偏差が突然昇温に本質的な寄与をしたのかを、他の年との比較や、アンサンブル予報データや予測再現実験を通じて検証しなければならない。

参考文献
Andrews, D.G. and M.E. McIntyre, 1976: Planetary waves in horizontal and vertical shear: The
generalized Eliassen-Palm relation and the mean zonal acceleration. J. Atmos. Sci., 33,
2031-2048.
Baldwin, M.P. and T.J. Dunkerton, 2001: Stratospheric harbingers of anomalous weather regimes.

Science, 294, 581-584.
Hayashi, Y., 1981: Vertical-zonal propagation of a stationary planetary wave packet., J. Atmos.

Sci.,38 1197-1205
気 象 庁 ,

2006:

気 候 変 動 監 視 レ ポ ー ト

2005,

気 象 庁 ウ ェ ブ サ イ ト(URL

http://www.data.kishou.go.jp/climate/cpdinfo/monitor/index.html )Labitzke, K., 1982: On the interannual variability of the middle stratosphere during the northern
winters. J. of Meteor. Soc. Japan, 60, 124-139.

85

Limpasuvan, V., D.W.J. Thompson and D.L. Hartmann, 2004: The life cycle of the Northern Hemispheresudden warmings. J. Climate,17,2584-2596.
Matsuno, T., 1971: Dynamical model of stratospheric sudden warming, J. Atmos. Sci., 28, 1479-1494.
松野太郎, 島崎達夫 (1981)「成層圏と中間圏の大気」大気科学講座、岸保勘三郎, 浅井富雄編、東京大
学出版会

270pp

Mukougawa, H., H. Sakai and T. Hirooka, 2005: High sensitivity to the initial condition for theprediction of stratospheric sudden warming. Geophys. Res. Lett., 32. doi: 10.1029/2005GL022909
Nakamura, H. and M. Honda, 2002: Ifnterannual seesaw between the Aleutian and Icelandic lows. Part
III: Its influence upon the stratospheric variability. J. Meteor. Soc. Japan, 80 1051-1067.
Nishii, K. and H. Nakamura 2004: Tropospheric influence on the diminished Antarctic ozone holein September 2002. Geophys. Res. Lett., 31. doi:10.1029/2004GL019532
Plumb, R. A., 1985: On the three-dimensional propagation of stationary waves, J. Atmos. Sci., 42,
217-229.
Polvani, L.M. and D.M. Waugh, 2004: Upward wave activity flux as a precursor to extreme
stratospheric events and subsequent anomalous surface weather regimes. J. Climate, 17,3548-3554.
Sardeshmukh, P. D. and B. J. Hoskins, 1988: The generation of global rotational flow by steadyidealized tropical divergence, J. Atmos. Sci., 45, 1228-1251.
Takaya, K. and H. Nakamura, 2001: A formulation of a phase-independent wave-activity flux for
stationary and migratory quasi-geostrophic eddies on a zonally varying basic flow, J. Atmos.

Sci., 58, 608-627.
Thompson, D. W. J. and J. M. Wallace 1998: The Arctic Oscillation signature in the wintertime
geopotential height and temperature fields. Geophys. Res. Lett., 15, 1297-1300.
山崎孝治 2004:北極振動

気象研究ノート第 206 号, 181 pp.

86

20km 格子全球大気モデルによる冬季東アジアモンスーンの再現性
気象研究所 気候研究部
楠昌司

１． はじめに本研究では、20kｍという高い水平分解能を持った全球大気モデルを用い、現在気候の再現実験を行った。20kｍの水平分解能は、気候研究に用いられる全球大気モデルとしては前例が無いほど高いものである。以後、このモデルを 20kｍモデルと呼ぶ。
大気モデル相互比較計画 Atmospheric Model Intercomparison Project (AMIP:Gates 1992)
が提唱する大気モデルの性能を評価する実験を行った。国際的に広く行われており AMIP 実
験と呼ばれることが多い。大気モデルに観測された年々変動のある海面水温 Sea Surface
Temperature (SST)を長期間与え、モデルの気候値や年々変動の再現性を調査した。2005 年から 2006 年にかけて日本は大寒冬となった。20kｍモデルによる 2005/06 年の日本の大寒
冬の再現性も調べた。
本研究の成果は、文部科学省「人・自然・地球共生プロジェクト」の課題４「高精度・高分解能気候モデルの開発」において、全球大気モデル開発グループが行った数値実験に基づいている。
２． モデル
20km モデル(TL959)は、気象庁の現業天気予報モデルを気象研究所で気候研究用に改造した静力学の全球大気モデルである(Mizuta et al. 2006)。TL959 は、球面調和関数の３角形(Triangular)切断方式の最大波数が 959 であり、セミ・ラグランジュ法を適用するためガウスの１次（線形 Linear）格子を使用していることを表す。Yoshimura and Matsumura (2005)
によるセミ・ラグランジュ法で、力学部分を高速化している。鉛直方向は 60 層、最上層は0.1 hPa で高度約 65 km に相当する。降水過程については、荒川・シューベルトの予報的積
雲対流スキーム(Randall and Pan 1993)を使用している。20km モデルによる実験は「地球シミュレータ」と呼ばれる世界最高・最大級のスーパー・コンピューターで行った(Habata
et al. 2003; Habata et al. 2004)。
３． 実験設定
Rayner et al. (2003)による観測されたSSTおよび海氷の密接度データ(HadISST)を1979
年1月から2006年2月まで20kmモデルに与えた。期間は27年2か月である。大気中の二酸化炭
素能濃度は348ppmで固定した。比較のため水平解像度を180kmにしたモデル(TL95)で全く同じ実験を行った。

87

図 1 モデルの地形(m)。(a)20km モデル、(b)180km モデル、(c)北緯 36 度における地形断面、影が 20km
モデル、白抜き棒グラフが 180km モデル、断面の位置は図 1a,b 中の直線。

図2

12 月の降水量の気候値(mm/day)、(a)観測値 GPCP データ(Adler et al. 2003)、1979～1998 年の 20

年平均、格子間隔は 2.5 度、(b)レーダーアメダス合成値(Makihara 1996)、1991～2000 年の 10 年平均、格子間隔は約 5km、(c)20km モデル、1979～1998 年の 20 年平均、(d)180km モデル、1979～1998 年の 20 年
平均。

88

図１は日本付近のモデル地形を示している。20km モデルは 180ｋｍモデルに比べ、山の高さが 3 倍以上となっている。また、180ｋｍモデルでは、実際には存在しない地形が海上にはみ出している。
４． 検証用観測データ
日本の長期再解析 JRA-25 (Onogi et al. 2005)を使用した。用いたデータセットは水平分解能が経度・緯度 2.5 度で、日本付近で約 210 km である。期間は 1979 年 1 月～2006 年
2 月。
降水量は、Adler et al. (2003)による the Global Precipitation Climatology Project(GPCP)である。水平分解能は経度・緯度 2.5 度である。期間は 1979～2001 年の 23 年間。
日本については Makihara (1996)によるレーダーアメダス合成値も用いた。水平分解能は約5km、期間は 1991～2000 年の 10 年。
５． 気候値
観測、モデルともに気候値は 1979～1998 年の 20 年平均とした。図２は、12 月の降水量の気候値を示している。20km モデルは、180km モデルよりも日本海側での降水の集中がよ
り良く再現されている。20km モデルの方が 180km モデルよりも地形がより現実的になっていること（図１）が原因の一つである。図３は、12 月の海面更正気圧の気候値を示している。20km モデル、180km モデル共に観測値を概ね再現している。しかし、180km モデルでは、アリューシャン低気圧の中心気圧が観測よりも低い。図 4 は冬(12～2 月)の地上風の気候値を示している。20km モデル、180km モデルともに観測値を概ね再現している。しかし、180km
モデルでは、日本海と日本の東海上の風速が観測よりも大きい。これは 180km モデルの地形が滑らか過ぎること（図１）に関係している。図５は冬の 500 hPa 高度の気候値を示している。北極域にある 5100m の等値線で囲まれた領域を見ると、20km モデル、180km モデ
ルともに観測値より狭い。即ち、北極でモデルの高度が観測より高い。また、中緯度でモデルの高度が観測より低い。地衡風平衡を考慮すると、モデルでは西風ジェットが観測より弱い（図略）。
モデルは冬の東アジア・モンスーンの気候値を概ね良く再現している。従来の研究では、モデルによる冬の東アジア地域のモンスーンの再現性は良いことが知られている（楠2003)。気候変動に関する政府間パネル第 4 次報告書(IPCC AR4, http://www.ipcc.ch/)に参加した大気海洋結合モデルでも冬の東アジア・モンスーンの再現性が良いことが報告されている(Hori and Ueda 2006)。本研究でも、20km モデルによって同様の傾向が確かめられ
た。

89

図3

12 月の海面更正気圧の気候値(hPa)、等値線間隔 2 hPa、1979～1998 年の 20 年平均、(a)観測値 JRA-25(Onogi et al. 2005)、矩形領域は図 8 で使用する指数の定義域、(b)20km モデル、(c)180km モデル。

図 4 冬(12～2 月)の高度 10m 地上風の気候値(m/s)、等値線は風速の絶対値で間隔は 3 m/s、1979～1998
年の 20 年平均、(a)観測値 JRA-25、(b)20km モデル、(c)180km モデル。

90

図 5 冬(12～2 月)の 500 hPa 高度の気候値(m)、等値線間隔は 60m、1979～1998 年の 20 年平均、(a)観測値 JRA-25、(b)20km モデル、影は誤差、(c)180km モデル、影は誤差。

６． 年々変動
図 6 は日本を含む東アジア域で平均した 12 月の 500 hPa 高度偏差の年々変動を示している。平均した領域は気象庁気候情報課でモデルの検証に使用している JAP 領域と同じである。観測では 1980 年代中ごろで低く、その後 1990 年代前半までに上昇する傾向がある。
モデルではその変動がある程度再現されているものの、1990 年代中ごろ以降は観測をほとんど再現できていない。全期間中の観測とモデルの時系列の相関係数は低い。Kusunoki andKobayashi (2003)は、水平分解能が 180km のモデル(T63)に観測された SST を与え季節予報
実験を行っている。季節予報では大気の初期条件を与えるので、本研究に比べ予測可能性の観点からは有利である。Kusunoki and Kobayashi (2003)の Fig. 14 には、各格子点で求めた 500hPa の観測とモデルの年々の時系列の相関係数が示されている。どの季節も熱帯では高いが、中高緯度では低い。これは、中高緯度の大気の変動が SST で支配されているのではないことを意味している。本研究の結果（図６）は、Kusunoki and Kobayashi (2003)の結果と整合する。
2005/06 年の日本の大寒冬は、2005 年 12 月が特に寒かった。図 6 を見ると 2005 年は観測期間中最も大きな負偏差となっている。2005 年はモデルでも負偏差が出ているが、絶対値が過小である。
気象庁気候情報課では 500 hPa 高度偏差によるさまざまな指標を定義し、1 か月予報や季91

図 6 12 月の 500 hPa 高度偏差の年々変動(m)、東アジア域平均(100-170E, 20-60N)、
赤い実線が観測 JRA-25、
黒い実線が 20km モデル、緑の破線が 180km モデル、COR(%)は観測とモデルの時間相関係数。

図712 月の 850 hPa 気温偏差の年々変動(℃)、形式は図 6 と同じ。

図812 月のシベリア高気圧(80-110E, 40-60N)とアリューシャン低気圧(160E-160W, 40-60N)との気圧差の年々変動(hPa)、シベリア高気圧とアリューシャン低気圧の定義域を図 3 に示す。

92

節予報に利用している(若林と濱田

2004)。極東極渦指数(FEPV)は日本の冬の地上気温と高い負相関がある。北半球東西指数(NHZI)、極東東西指数(FEZI)、中緯度高度(MIDH)は日
本の冬の地上気温と高い正相関がある。これらの指数について図 6 と同じ図を作ったとこ
ろ、FEZI と MIDH の再現性が 180km モデルで良かった。20km モデルの 180km モデルに対する優勢性は見出せなかった。
図 7 は 12 月の 850 hPa 気温偏差の年々変動を示している。観測値は 500 hPa 高度偏差と同じような年々変動を示している。モデルは観測された年々変動を再現できていないが、500 hPa 高度偏差（図 6）に比べると相関係数は高い。これは 850 hPa の方が 500 hPa より地上に近いため、850 hPa 気温の方が 500 hPa 高度より SST の影響を受けやすいためと思われる。観測では 2005 年の偏差は-1.75℃で、1984 年の-1.76℃の次に寒かった年だった。2005
年はモデルでも負偏差が出ているが、180km モデルの方が観測に近い。
図 8 は 12 月のシベリア高気圧とアリューシャン低気圧との気圧差の年々変動を示している。気圧差は寒気の吹き出しの強さに対応している。20km モデルは 180km モデルより気圧差の再現性が良い。2005 年は観測期間中最も大きな気圧差となっている。これは寒気の吹
き出しが強かったことを示唆しており、2005 年の 500 hPa 高度と 850 hPa 気温が大きな負偏差を示していることと整合する。なお、シベリア高気圧、アリューシャン低気圧それぞれ単独の年々変動を調べたところ、20km モデルによるアリューシャン低気圧の再現性のみが良かった。
７． 2005 年 12 月の偏差分布
日本が大寒冬となった 2005 年 12 月の大気大循環の再現性を調べた。図 9 は 2005 年 12月の 500 hPa 高度と偏差を示している。20km モデル、180km モデル共に日本付近の負偏差と西風ジェットの蛇行を良く再現している。20km モデルは、シベリアの正偏差が弱い。180km
モデルは、アラスカのリッジが弱く、正偏差が南にずれている。
図 10 は 2005 年 12 月の 850 hPa 気温と偏差を示している。20km モデル、180km モデル共に日本付近の負偏差を良く再現している。シベリアとアラスカの正偏差の再現性について
は、500 hPa 高度と同様な欠点がある。
図 11 は 2005 年 12 月の海面更正気圧と偏差を示している。20km モデル、180km モデル共に日本付近の負偏差を再現しているが、絶対値が足りない。20km モデルはシベリアの正偏差が弱い。
20km モデルは、2005 年 12 月の日本付近の大気の偏差場を良く再現している。180km モデ
ルも同様な再現性を示している。日本付近以以外の地域については、20km モデルと 180km
モデルで再現性の違いが見られた。この実験では観測された SST のみをモデルに与えていることから、2005 年 12 月の日本付近の大気の流れは SST の影響を受けていた可能性がある。

93

図 9 2005 年 12 月の 500 hPa 高度(等値線間隔 60 m)と偏差(影)、(a)観測値 JRA-25、(b)20km モデル、
(c)180kmモデル。

図 10 2005 年 12 月の 850 hPa 気温(等値線間隔 3 ℃)と偏差(影)、(a)観測値 JRA-25、(b)20km モデル、
(c)180km モデル。

94

図 11

2005 年 12 月の海面更正気圧(等値線間隔 4 hPa)と偏差(影)、(a)観測値 JRA-25、(b)20km モデル、

(c)180km モデル。

８． まとめ20km モデルは冬の東アジア地域の降水量、海面更正気圧、地上風、500 hPa 高度の気候
値を良く再現している。特に、降水量については局所的な地形が表現されているため、日本海側の降水の集中が再現されている。20km モデルは、東アジア地域の 500 hPa 高度場の年々変動を再現できない。20km モデルは、寒気の吹き出しの強さに対応するシベリア高気圧とアリューシャン低気圧との気圧差の年々変動を再現している。
20km モデルは、日本が大寒冬となった 2005 年 12 月の日本付近の大気の偏差場を良く再現している。この実験では観測された SST のみをモデルに与えていることから、2005 年 12月の日本付近の大気の流れは SST の影響を受けていた可能性がある
謝辞
本研究は、文部科学省「人・自然・地球共生プロジェクト」の課題４「高精度・高分解
能気候モデルの開発」全球大気モデル開発グループの多くの仲間の協力により行われました。以下の方々に感謝します。気象研究所：尾瀬

智昭、上口

賢治、鬼頭

清孝、野田

誠史、吉村

純、吉村

彰、保坂

征宏、安田

珠幾、行本

昭雄、柴田
裕正、

気象

庁予報部数値予報課：岩村 公太、大和田 浩美、岡本 幸三、経田 正幸、北川 裕人、
小森 拓也、酒井 亮太、坂下 卓也、竹内 義明、田宮 久一郎、中川 雅之、成井 昭
夫、平井 雅之、美濃 寛士、村井 臣哉、山口 宗彦、山田 和孝、 気象庁地球環境･95

海洋部気候情報課：釜堀

弘隆、川合

秀明、前田

修平、籔

将吉、

地球科学技術総合推進機構：荒川 理、大内 和良、水田 亮、宮本 健吾、村上 裕之、福田 和代（五
十音順）
。

参考文献
Adler, R. F., G. J. Huffman, A. Chang, R. Ferrano, P.-P. Xie, J. Janowiak, B. Rudolf, U. Schneider,
S. Curtis, D. Bolvin, A. Gruber, J. Susskind, P. Arkin and E. Nelkin, 2003: The Version−2 Global

Precipitation Climatology Preject (GPCP) Monthly Precipitation Analysis (1979 −Present). J.

Hydrometeor. , 4, 1147−1167.
http://precip.gsfc.nasa.gov/
Gates, W. L., 1992:AMIP:The atmospheric intercomparison project. Bull. Amer. Meteor. Soc., 73,
1962-1970.
http://www-pcmdi.llnl.gov/projects/amip/index.php
Habata, S., M. Yokokawa and S. Kitawaki, 2003: The development of the Earth Simulator. IEICE

TRANSACTIONS on Information and systems. E86-D, 1947-1954.
Habata, S., K. Umezawa, M. Yokokawa and S. Kitawaki, 2004: Hardware system of the Earth Simulator.

Parallel Computing, 30, 1287-1313.
Hori, M. E. and H. Ueda, 2006 : Impact of global warming on the East Asian winter monsoon as revealed
by

nine

coupledatmosphere-ocean

GCMs.

Geophys.

Res.

Lett.,

33,

L03713,

doi:10.1029/2005GL024961.
楠昌司、2003：第5章「モンスーンの予測可能性」、気象研究ノート第204号「モンスーン研究の最前線」、
川村隆一編集、153-188.

Kusunoki, S. and C. Kobayashi, 2003: Skill evaluation of probabilistic forecasts by the atmosphericseasonal predictability experiments. J. Meteor. Soc. Japan, 81, 85-112.
Makihara, Y., 1996: A method for improving radar estimates of precipitation by comparing data fromradars and raingauges. J. Meteor. Soc. Japan, 74, 459-480.
Mizuta, R., K. Oouchi, H. Yoshimura, A. Noda, K. Katayama, S. Yukimoto, M. Hosaka, S. Kusunoki,
H. Kawai and M. Nakagawa, 2006: 20km-mesh global climate simulations using JMA-GSM model - Mean
Climate States -. J. Meteor. Soc. Japan, 84, 165-185.
Onogi, K., H. Koide, M. Sakamoto, S. Kobayashi, J. Tsutsui, H. Hatsushika, T. Matsumoto, N. Yamazaki,
H. Kamahori, K. Takahashi, K. Kato, R. Oyama, T. Ose, S. Kadokura and K.Wada, 2005: JRA-25;
Japanese 25-year Reanalysisprogress and status . Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 131,
3259-3269.
http://jra.kishou.go.jp/
Randall, D. A., and D. M. Pan, 1993: Implementation of the Arakawa-Schubert cumulus parameterization
with a prognostic closure. Meteorological Monographs, Vol. 24, No. 46, The representation of96

cumulus convection in numerical models. American Meteorological Society, Chapter 11, 137-147.
Rayner, N.A., D.E. Parker, E.B. Horton, C.K. Folland, L.V. Alexander, D.P. Rowell, E.C. Kent, and
A. Kaplan, 2003: Global analyses of sea surface temperature, sea ice, and night marine airtemperature since the late nineteenth century. J. Geophys. Res., 108, D14, 4407,
doi:10.1029/2002JD002670
http://dss.ucar.edu/datasets/ds277.3/
若林

正夫、濱田

啓次、2004: 4 節

大規模場と日本の天候、平成 16 年度季節予報研修テキスト、気候の変動と季節予報、気象庁気候・海洋気象部気候情報課発行、平成 16 年 10 月、40-64.
Yoshimura, H. and T. Matsumura, 2005: A two-time-level vertically-conservative semi-Lagrangiansemiimplicit double Fourier series AGCM. CAS/JSC WGNE Research Activities in Atmospheric andOcean Modeling, 35, 3.27-28.

97

2005年度（2005.7 ～ 2006.6）
収 入 の 部
前 年 度 繰 越会
費
バックナンバー
月例会懇親会費
利子
収入
計

L. F. グループ会計報告

支 出 の 部
437,806通信費294,000
印
刷
費
21,000
月 例 会 費9,000
役 員 手 当29消
耗品761,835
支出
計503,950円を翌年に繰り越します。

2006年度（2006.7 ～ 2007.6）

20,510169,155
62,2206,000
0257,885

L. F. グループ会計報告（見込額）

収 入 の 部
前 年 度 繰 越会
費
バックナンバー
月例会懇親会費利
収

支 出 の 部
503,950
通 信 費 （ * ）56,53915,000印 刷 費 （ * ）180,000
1,000
月 例 会 費166,180
12,000役 員 手 当6,000
会費払い戻し123,290
子
158
消 耗 品 （ * ）99
入計532,108
支 出 計 （ * ）532,108
0円を（見込額）を翌年に繰り越します。（*）で示した項目が見込額です。

編集後記
グロースベッター第 45 巻を刊行いたしました。今回のグロースベッターは、平成 18 年
10 月 30 日に気象庁にて行った月例会「長期予報と大気大循環」（テーマ：2005/2006 年の冬を振り返って）で講演された方々の論文７題で構成されています。
今年度の月例会は、11 月 26 日（月）に気象庁で開催する予定です。テーマは「季節内変動」です。季節内変動は数十日規模の変動で、熱帯域から中高緯度まで様々な現象が含まれ、長期予報研究における重要なターゲットです。実況・メカニズム・予測可能性など，様々な側面からの講演をお待ちしています。また、今年度は月例会に先立ちまして総会を開催する予定です。月例会については日本気象学会月刊誌「天気」の平成 19 年（2007 年）６月号にも案内を掲載しておりますので、参照してください。
また、印刷物としての「グロースベッター」は本号で最後となりました。長い間のご購
読ありがとうございました。月例会での活動は引き続き行いますし、今後はグロースベッ
ターを WEB で見られるようにする計画です。これからもどうぞよろしくお願いいたします。
お問い合わせは、〒100-8122 千代田区大手町 1-3-4 気象庁気候情報課内 Ｌ.Ｆ.グループ事務局
TEL：(03)3212-8341 内線 3157

FAX：(03)3211-8406

e-mail: lfd_clim@hq.kishou.go.jp（2007 年度 事務局担当 福田 義和、本山 龍也）

98