MTI 研究領域における計算科学

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中層大気・熱圏シミュレーション

1[ 講演: 三好勉信(九州大学) ]国立極地研究所

鈴木臣

はじめに

2

これまでのグローバルシミュレー
ション

地球大気の研究において数値シミュレーションへの期待は近年ますます高まっている．地球大気は文字通り地球規模で複雑に絡み合っており，観測のみから大気の３次元的な運動を完全に記述することは難しい．中層以上の大気に至っては観測が限られるため，中間圏・熱圏・電離圏（MTI）において数値シミュレーションはさらに重要な役割を果たすことになる．歴史的に中・高層大気の成層圏・中間圏シミュレーションと超高層大気の熱圏・電離圏シミュレーションは別々に発展してきた．前者は対流圏起源の大気波動の影響が大きく太陽活動や電離大気の影響は小さい，一方で後者は上部境界からのエネルギー流入（太陽放射量の変化や磁気圏からのエネルギーの降り込み）が支配的であり下層大気の影響はほとんどないと考えられてきた．しかしながら，近年では正確な現象の再現や予測のために，高分解能かつ他圏間の結合を組み込んだ高分解能な大循環モデル（GeneralCirculation Model: GCM）の開発が世界的に活発になっている．
本稿では，地球大気グローバルシミュレーションの歴史的な流れを概観し，中間圏・熱圏・電離圏シミュレーションの現状について紹介する．なお，大気圏・熱圏結合モデルの詳細や最新の成果については，陣 [2009] を併せて参照されたい．

2.1

成層圏・中間圏 GCM

地球大気の研究は対流圏の気象に端を発し，次第に成層圏や中間圏といった高高度域での現象まで発展していった．これまでの成層圏・中間圏における主な研究テーマを表 1 に挙げる．これらの現象の多くは大気波動（特に対流圏で励起され上方伝搬する波動）の影響が大きく，成層圏・中間圏で駆動される現象の解明には対流圏との関連が不可欠であった．したがって，成層圏・中間圏の数値シミュレーションでも，対流圏を含めたモデルを用いて研究が進められてきた．ただし，これらの現象の基本的物理の解明には必ずしも全球をカバーする必要は無く，領域モデルによって研究されてきた経緯がある．しかしながら，下層から高層に渡る大気の子午面大循環や領域間の相互作用を記述するにはグローバルなモデルが必要となった．このような要請により，1980 年初頭から主に
表 1: 成層圏・中間圏の主な研究テーマ．
現象
原因
成層圏突然昇温
成層圏の準二年振動
オゾンホール
低緯度域半年振動中間圏界面の弱風層

平成 21 年度 MTI 研究会 サイエンスセッションc Mesosphere Thermosphere Ionosphere (MTI)⃝Research Group, Japan

X–1

準定常惑星波
赤道波，重力波
オゾン破壊物質，極渦赤道波，重力波
重力波

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米国の研究施設によって成層圏・中間圏を含めたGCM が精力的に開発されてきた．
図 1 は，米国の Geophysical Fluid Dynamics
Laboratory (GFDL) で開発された GCM (GFDLSKYHI) によって計算された春秋分点における帯状平均東西風分布と Eliassen-Palm (E-P) フラックスの子午面分布である [Andrews et al., 1983]．
上図の東西風分布には，中緯度の偏西風ジェット（高度 ∼10 km）に加えて，中・高緯度域の上部

図 1: GFDL SKYHI GCM による（上図）春秋分点における帯状平均東西風と（下図）子午面における E-P フラックスの分布．矢印は E-P フラックスの方向，コンターは E-P フラックスの発散（単位質量あたりの東西成分，陰影部分が正 –西風加速に対応–）を表す [Andrews et al., 1983]．

成層圏・中間圏（高度 65 km 付近に最大）にも西風ジェットが見られる．
下図の矢印は E-P フラックスベクトル（大気波動の伝搬：wave-activity propagation）を表し，コンターは，E-P フラックスの発散（正は西風加速に対応）を表す．図中における E-P フラック
スは基本的に上向きであり，対流圏で励起された波動が上方に伝搬しながら低緯度方向に向かい，中層大気の循環を形成していく様子を見ることができる．このシミュレーションのグリッド間隔は緯度方向に 5 度，経度方向に 6 度である．現在のモデルに比べると粗いが，大気波動とそれに対応する循環がよく再現されており，大気大循環モデルを使った中層大気のグローバルシミュレーションの先駆けといえる．それ以前はメカニスティッ
クモデルが主流であったが，このモデルの登場により中層大気 GCM 開発が世界的に進められていった．
その後，同グループではシミュレーショングリッドを細かくする試みを行っている．分解能が良くなることで，より小さなスケールの波動をモデル内で再現できるようになった．例えば，Hayashi
et al. [1989] の Figure 1 にグリッド間隔の異なる2 つのモデル（ N30 モデル：3 度 × 3.6 度 グリッド， N90 モデル：1 度 × 1.2 度グリッド）を用いた冬期の平均東西風のシミュレーション結果が比較されている．両モデルともに中間圏のジェット（冬半球で西風，夏半球で東風）が再現されているが，N30 モデルでは西風ジェットは 140 ms−1と観測に比べても不自然に強く現れる．一方，分解能の良い N90 モデルでは，西風ジェットはおよそ 80 ms−1 という現実に近い強さで再現されている．この差は基本的に，N30 モデルの分解能では再現できない小スケールの大気重力波が西風ジェットを弱める働き（重力波抗力）を持っていることに起因していると考えられる．しかしながら，グリッド間隔が 1 度の N90 モデルでも中間圏界面には 50 ms−1 以上の風が吹いており，中間圏界面付近の弱風層を完全に再現できているわけではない．このことは，弱風層を含めた中間圏のX–2

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図 2: 九大 GCM による春秋分点（10 日平均）における東西風の子午面分布（高度は 0 km から150 km まで）[Miyahara and Miyoshi, 1997]．

風系をきちんと再現するためには，より小さなスケールの波動まで再現できるシミュレーションが必要であることを物語っている．このような重力波抗力の重要性が示されたことにより，中層大気
GCM は重力波抗力のパラメタリゼーションとともに，その後さらなる高分解能モデルへと発展していくことになった．この背景には近年の計算機環境の向上が大きく関係しており， GCM の発展は計算機の発達と不可分の関係にあるといえる．
1990 年代に入ると，日本でも中層大気の大循環モデルの開発が始まった（例えば 九大 GCM）．九大 GCM は，高度の上限が 30 km 程度であった気象モデルを改良し，これまでの中層大気 GCM に組み込まれていなかった下部熱圏領域（高度 150km）までを含んだモデルである（図 2）．このモデルにより，気象現象だけでなくイオンドラッグ等の中性大気と電離大気の相互作用も見ることができるようになった．また，対流圏から下部熱圏に渡る領域のシミュレーションによって，下層大気で励起される潮汐波，重力波，赤道波といった大気波動の伝搬過程や高高度における振る舞
いも調査され，これらの大気波動が下部熱圏でもそれなりの振幅を持って存在する様子がシミュレーションでも示された [Miyahara and Miyoshi,1997; Miyoshi, 1999]．
このように，成層圏・中間圏大気の力学過程は基本的に対流圏から影響が大きく，シミュレーショ
ンでも対流圏起源の大気波動が成層圏・中間圏における大循環にどのように作用しているかという視点で研究されてきた．また逆に，熱圏起源の変動（電子密度変動，オーロラ活動に伴うエネルギー流入）に対する中層大気の応答はこれまであまり注目されてこなかった．このことは，観測でも熱圏変動に起因する成層圏・中間圏での現象があまり見つかっていなかったことが原因であろうと想像される．しかし，近年では下部熱圏の大気循環変動あるいは熱圏・電離圏の電子密度変動が成層圏・中間圏の循環に影響していることが示唆されており，対流圏–熱圏を含めたモデルの重要性が増している．例えば熱圏起源（UV/EUV，オーロラによるエネルギー降り込み）の NO が子午面循環に伴って中間圏や成層圏まで輸送されることで，成層圏のオゾン量に影響することが GCM シミュレーションにより示されている [Jackman etal., 2007, 等]．このような多領域に渡る現象を研究するためにも，現在では全大気領域を含むモデルを開発することが世界的な流れとなっている．
また，成層圏では南極オゾンホールの定量的な再現と将来予測のために，化学過程との相互作用を GCM に取り入れた化学気候モデルが用いられているが，近年，中間圏においても化学過程が積極的に組み込まれ始めている．例えば独国で開発された LIMA（Leibniz Institute MiddleAtmosphere）モデル では，力学・輸送・放射・化学過程を取り入れ NLC（noctilucent clouds），PMC（polar mesospheric clouds），PMSE（polar mesospheric summer echoes）といった極域中間圏特有の現象が再現されている [Berger andLübken, 2006; Berger, 2008]．今後は観測と連携して，モデルで再現されたこれらの現象の比較・検証が進むであろう．

X–3

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図 3: NCAR TGCM による高度 300 km の熱圏風のシミュレーション：太陽放射のみの場合（上）と太陽放射と 60 kV の電場を印加した場合（下）．コンターは温度変動，矢印は風の方向を表す [Dickinson et al., 1984]．

2.2

図 4: 様々なモードの半日潮汐波を印加した場合の太陽活動極小期における熱圏温度分布（高度300 km，緯度 70◦ W）[Fesen, 1996]．

熱圏・電離圏 GCM

一方，熱圏・電離圏に関しては，太陽放射量変動や磁気圏からのエネルギー降り込みに対する大気の応答を調査するために，米国の National Center for Atmospheric Research (NCAR) によって，中層大気 GCM とほぼ同年代から開発されている（年代とともに TGCM，TIGCM，TIE-GCM，TIME-GCM と発展していった)．前述したように当初は，熱圏・電離圏大気にはイオン抗力などの電離大気との相互作用が重要であり，下層大気波動の影響は限定的と考えられていた．しかし近年の TIME-GCM（Thermosphere IonosphereMesosphere Electrodynamics GCM）では，それまで 80 km であった下部境界を 30 km にまで下げることで，下層大気起源の波動もモデル中で再現されている．
図 3 は NCAR TGCM による熱圏風のシミュ

X–4レーションの例である．太陽放射のみによって駆動される風系（上図）では，単純に昼間から夜間に向かう大気の動きであったものが，電場の影響をモデルに加えることでより現実的で複雑な風速分布（下図）となっていることが分かる [Dickinsonet al., 1984]．
1990 年代に入ると熱圏のシミュレーションでも分解能を上げ，電磁気的な力学過程，さらに下層からの大気波動を組み込んだモデルが開発されていった．Richmond et al. [1992] では電磁気的過程を取り入れた NCAR TIE-GCM を用いて，より詳細な電場分布を与えた熱圏風のシミュレーションを行っている．
図 4 には TIME-GCM を用いた MidnightTemperature Maximum（MTM）のシミュレーションを示す．MTM は，低緯度熱圏高度の真夜

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中付近において温度の局所的な極大が現れる現象である．図中の各パネルはモードの異なる（グローバルな構造が異なる）下層大気起源の半日潮汐波を印加した場合の高度 300 km の温度分布である（横軸：ローカルタイム，縦軸：緯度）．半日潮汐が無い場合（左上のパネル）に比べると，特定の半日潮汐のモードを印加した場合では真夜中付近に温度の極大（MTM）が見られる．つまり，半日潮汐を入れないモデルでは MTM は再現できず，MTM の生成には下層大気からの半日周期の潮汐の影響が重要であることを示唆している．
このように，熱圏・電離圏の GCM も 1980 年代から開発され，その後，一方では電磁気的な力学を組み込むことでシミュレーション自体を精密化していき，他方でモデル領域を徐々に下層大気へと拡大することで進展していった．特に，成層圏・中間圏 GCM と同様に，多領域間結合を意識した全球・全域モデル（whole atmospheremodel）へと発展していき，開発競争は今なお激化している．例えば，NCAR TIME-GCM では，気候モデルの NCAR-CCM（Community ClimateModel）を ∼30 km の下部境界条件として取り込むことで，対流圏の気象と熱圏・電離圏での現象との関連を調査することができる．同じく米国の National Oceanic and Atmospheric Administration（NOAA）でも気象モデルを組み込んだ熱圏・電離圏まで含むモデル Integrated Dynamics
in Earth’s Atmosphere (IDEA) が開発されている．日本でも下層大気から熱圏上端に及ぶ領域について電離圏モデル，電離圏ダイナモを入れて計算する試みが進められている [陣, 2009]．

3

MTI シミュレーションの現在と今後

このような GCM の進展により MTI 領域の諸現象について，下層大気の下部境界や磁気圏などの上部境界からの影響を定量的に見積もることが可能になってきた．このような流れの中で MTIシミュレーションは今後どのように発展していくのであろうか．本節では，GCM を用いた MTIシミュレーションの現状と今後について紹介していく．大まかな流れとして，一つは様々な領域の物理過程を取り入れながらシミュレーションの時間・空間分解能を向上させることで，より正確な現象の再現や予測を行うことであり，一つは現象の物理機構・物理過程を解明するための実験としてシミュレーションを利用することである．

3.1

正確な再現・予測を目指してシミュレーションの中で現象を正確に再現するためには，境界や初期値としてより現実的な条件を与える必要がある．上部境界に関しては衛星やレーダーなどの実測値を使うことになるが，時間・空間分解能の面で少々限定的にならざるを得ない．しかし，下層大気についてはグローバルな観測データとして気象再解析データがしばしば利用されている．これにより，特定の日付の大気状態の観測値を境界条件として与え，それが MTI
ではどのような形で現れるのかという研究がなされている． 例として，2009 年 1 月に発生した成層圏突然昇温の研究結果を挙げる．図 5 は気象再解析データ JRA-25∗ を基にナッジングした対流圏・成層圏の温度分布である．横軸は緯度を表し，縦軸は高度（左軸：気圧，右軸：対応する高度）である．各パネルは昇温前（2009 年 1 月 12 日：上図）と昇温後（2009 年 1 月 22 日：下図）に対応する．北半球高緯度の高度 40 km 付近に温度の急激な上昇が見られる．このような下層大気の大規模な変動に伴って熱圏・電離圏では温度がどのように応答するのかを調べたのが図 6 である．
これらは，北緯 80 度の高度 30 km（下図），80km，90 km（中図），100 km（上図）における2009 年 1 月のシミュレーション結果（横軸：日付，縦軸：温度変動）を示している．高度 30 km
に関しては基本的に観測値を入れているため，観∗

正確には，JRA-25 は 2004 年 12 月で計算を終了しており，2005 年 1 月以降は JMA Climate DataAssimilation System (JCDAS) として運用されている(http://jra.kishou.go.jp/)．

X–5

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110 km

NP

80 km

90 km





-DQ ಊആ৏

Temperature (80°N) [K]-DQ ಊആ৐

NPMTI-HandBook

30 km1/DWLWXGH6
図 5: 気象再解析データ（JRA-25）を基にナッジングした 2009 年 1 月の温度分布．左側の縦軸は気圧（単位：hPa）を表す．1 月 12 日（左）と 1月 22 日（右）は，それぞれ昇温前と昇温後に対応する [講演者提供]．

図 6: 成層圏突然昇温が発生した 2009 年 1 月における各高度での温度変動の見積もり．下層大気境界条件として気象再解析データ（図 5）を与えている [講演者提供]．の変動をシミュレーションの出力から調査していくことで，図 6 のような温度変動を説明できる可能性がある．さらに，上部境界条件に F10.7 や極域電場，オーロラによるエネルギー降り込み量を用いることで，より正確な現象の再現や検証ができるであろう．
このように，現実的な条件や観測値をシミュレーションの入力として用いることで，MTI においても数日先までの予測が可能となると考えられる．ただし，モデルの分解能や用いた物理過程のスキームの精度にも限界があるため，観測との比較による検証を進めていく必要がある．

測同様の応答（1 月 20 日付近で 60 K 程度の温度上昇）が見られるが，上部中間圏（高度 80kmと 90 km）では逆に下層の昇温が最大となる時に∼10 K の温度下降が現れる．また，高度 110 km
では再び温度上昇に転じている．なぜ下層大気の昇温現象に伴って，高高度でこのような温度の高度変化が現れるのかは現在調査中であるが，モデル内のデータを解析することでこの物理機構を理解することができると考えられる．例えば，高度110 km で温度が変化しているということは，下部熱圏での子午面循環が変わり下降流が強くなっていることが予想される．さらに，この風系の変化に伴って E 層ダイナモを通じた電場の生成も変化しているであろう．このような成層圏での昇温によって引き起こされる熱圏の中性・電離大気

3.2

物理機構解明のための数値実験

現実大気では様々な素過程の組み合わせによって多くの現象が発生しており，しばしば現象の因

X–6

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Case 130 kV
Universal Time (Hours)

Case 1Case 260 kV30 kV
01

Universal Time (Hours)

Case 3
60 kV
30 kV
03

Universal Time (Hours)

Case 460 kV

Case 230 kV
0 1 2 3 4 5 Universal Time (Hours)
Case 560 kV
30 kV
025 Universal Time (Hours)

Case 3

図 7: 極域に与える電場（ポテンシャル）の模式
図 [講演者提供]．

TAD のシミュレーション

Traveling Atmospheric Disturbance（TAD）
は，磁気嵐やサブストーム時において，磁気圏から極域へ降り込むエネルギーが急増することにより中性大気が加熱され低緯度まで伝搬する伝搬性擾乱であり [Prölss, 1993]，その励起・伝搬過程の調査が GCM シミュレーションによって精力的に行われている [Fujiwara et al., 2006; Fujiwara
and Miyoshi, 2009]．これまでの研究から，TADの励起・伝搬過程には電場が大きく寄与していることが知られている．理想化された極域電場（ポX–7

Case 53.2.1

Case 4

果関係が特定できないことがある．シミュレーションの利点の一つは，モデルに様々な条件を課すことができることであり，モデルを再現性のある実験室として利用することができる．例えば，前節とは逆に単純化・理想化した境界条件や初期値の基で GCM シミュレーションを行うことで，現象に含まれる物理機構そのものを体系的に捉えることが可能となる．ここで，そのような研究のいくつかを例を挙げながら紹介していく．

図 8: 様々な極域電場（図 7）を印加した場合のTAD の GCM シミュレーション [講演者提供]．

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図 9: CHAMP 衛星で観測された高度 400 km における密度分布（平均からの残差で表示）．季節と太陽活動によって 4 つの期間に分けて表示している．黒線は高度 400 km における日照境界を表す [Forbes
et al., 2008]．

テンシャル）（図 7）を与えた場合に TAD がどのように励起されるのかを GCM で計算した結果を図 8 に示す：30 kV をかけ続けた場合（case1），1 時間（case 2），3 時間（case 3）のみ 60 kVにした場合，周期的に 60kV をかけた場合（case4），時間をずらして 60 kV をかけた場合（case5）．図 8 のカラーは温度，矢印は風速を表し，緯度・経度をそれぞれ縦軸・横軸にとっている．極域電場を増加させない場合（case 1）のシミュレーションと比較して，極域電場を増加させることで，ジュール加熱による大気温度の増加（気圧傾度の増大）が起こり，低緯度に向かう TAD が励起される様子が再現されている．また印加する電場のパターンによって熱圏の温度・風速分布が変わり，励起される TAD の様子も異なっているのが分か

X–8る．さらに Fujiwara and Miyoshi [2009] は，印加される極域電場の違いとともに，下層大気の影響の有無による TAD の変化も議論している．この GCM シミュレーションからは，下層大気からの波動の影響によって，生成される TAD の振幅に緯度方向の変化が引き起こされることが示された．

3.2.2

solar terminator wave のシミュレーション

近年，CHAMP 衛星による熱圏高度の大気密度測定から，日照境界（solar terminator）に沿った波動（solar terminator wave）がしばしば観測されている [Forbes et al., 2008]．図 9 は 北半球夏

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(a)

(b)

(c)

(d)

図 10: 高度 400 km における solar terminatorwave の GCM シミュレーション：(a) 下層大気境
界条件として気象再解析データを印加した場合，(b) 高度 80 km 以下を等温静止大気（下層大気の影響無し）とした場合，(c) 夏期昼間の電子密度分布を与えた場合，(d) 冬期夜間の電子密度分布を与えた場合 [講演者提供]．

期・太陽活動弱（左上），北半球冬期・太陽活動弱（左下），北半球夏期・平均的太陽活動（右上），北半球夏期・太陽活動強（右下）の各時期で場合分けした高度 400 km での大気密度変動である（縦軸：緯度，横軸：ローカルタイム）．また，図中の黒線は高度 400 km における solar terminator を表している．すべてのプロットにおいて中・低緯度の solar terminator 付近に数パーセントの振幅を持つ波状の密度変動が見られる（ただし，これらの波面は solar terminator と角度が若干異なり完全に平行というわけではない）．波状構造は，太陽活動が弱い時（左上，左下）の方が太陽活動が強い時（右下）に比べて振幅が大きくなる傾向があることが分かる．観測からは solar terminatorwave は solar terminator において太陽の日射量が急激に変わることによって励起されると考えられている．
図 10a は GCM シミュレーションによって再現された solar terminator wave であり，高度 400km における温度について周期 6 時間以下の波動を抽出したものである（等値線の間隔は 5 K）．
CHAMP 衛星によって観測されているように中・低緯度の solar terminator 付近に波状の温度変動が見られる．もし，このような solar terminatorwave の励起源が日出・日没による大気加熱率の変化であるとすると，下層大気は励起過程に関係しないはずである．ところが，GCM シミュレーションからはいささか異なった描像が得られている． solar terminator wave の励起機構を特定するために高度 80 km 以下を等温静止大気を仮定し，下層大気の変動を排除した場合の境界条件を与えて実験を行った結果を図 10b に示す．図 10aと比較すると solar terminator 付近の波動は再現されていない．この結果は，日没に伴う加熱率の変化だけでは CHAMP 衛星で観測される波動は励起されないことを示している．
次に，波動の励起機構に対する電子密度の寄与を調査した結果を図 10c，d に示す．それぞれ，電子密度が高い状態として夏期昼間（図 10c），電子密度が低い状態として冬期夜間（図 10c）の電X–9

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子密度を全てのシミュレーション領域に与えて計算した結果である．両者を比較すると，電子密度が低いほど波動の振幅が小さくなるという傾向はCHAMP 衛星による観測結果とコンシステントであるものの，励起される波の構造はほとんど変化しないことが分かる．したがって，電子密度分布（イオン抗力）の日変化は，solar terminatorwave の生成には影響しないといえる．以上より，
GCM シミュレーションからは，熱圏高度の solarterminator 付近に現れる波動は下層大気にその起源を持つことが示唆される [Miyoshi et al., 2009]．

4

おわりに

本稿では，成層圏・中間圏と熱圏・電離圏における大気大循環モデルをその研究例とともに年代を追って紹介した．今や両者は whole atmospheremodel として統一されつつある．
精緻な再現実験，あるいは理想化された条件における数値実験を GCM シミュレーションで行うことによって，MTI 領域の様々な変動の物理機構を明らかにすることが可能となってきた．今後は，whole atmosphere model のみならず，磁気圏などからの影響を組み込んだ他圏間結合を意識したモデルの需要が世界的に高まり，開発競争も激化していくであろう．そのような流れの中では，より物理的視点に基づいたシミュレーションが必要となる．
昨今では，シミュレーションの分解能は飛躍的に向上しており，大規模な構造だけでなく局所的な現象も数値的に再現されるようになってきた．
そのため，今後はシミュレーションと観測の連携がますます重要になることは想像に難くない．

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