MTI 上下結合の物理

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赤道域における対流圏活動と熱圏・電離圏擾乱との関係[ 講演: 小川 忠彦(名古屋大学太陽地球環境研究所：現・情報通信研究機構) ]情報通信研究機構：現・電子航法研究所

1

赤道対流圏・熱圏・電離圏相互作用

斎藤 享

1.1

インドネシアにおける熱圏・電離圏観測の重要性

太陽高度が高い赤道では太陽放射が最も強く対流活動が非常に活発である。赤道域ではコリオリ力が最小になるため、対流圏には特有の波動が存在する。また、磁気赤道（地理赤道とは必ずしも一致せず、±10◦ 程度の範囲で変動する）では磁力線が水平であり、赤道エレクトロジェット、プラ
ズマバブルなどの赤道域特有の現象が存在する。
非常に活発な対流活動により励起される大気波
動は、エネルギーと運動量を上方に輸送し、その伝搬途上で赤道域固有の振動、擾乱を生成する。
このように、赤道大気は大気の上下結合の研究を行なうのに適した非常に特徴的な領域であるといえる。

図 1 は、衛星により観測された雲頂温度（左図）及び大気波動活動度（右図）の全球分布を示す [Tsuda and Hocke, 2004]。雲頂温度の低いところは雲頂高度が高く積雲対流が活発であることを意味する。対流活動が活発な領域では大気波動も活発で、上層へのエネルギー注入も大きいことが分かる。この図から分かるように、海陸が複雑に分布し「海洋大陸 (Maritime continent)」と呼ばれるインドネシア周辺は地球上で最も積雲対流が活発な地域であり、対流圏・熱圏・電離圏相互作用の研究にとって非常に重要な地域である。

図 1: 雲頂温度（左）と大気波動活動度（右）の全地球分布 [Tsuda and Hocke, 2004]

図 2: CPEA 観測の概念図 [講演者提供]

平成 19 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

MTI 上下結合の物理

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thermosphere imager; OMTI [Shiokawa et al.,1999]) 観測ネットワークを CPEA 以前から展開している（図 3）。表 2 に中低緯度の OMTI 観
測点を示す。これにより、中間圏、熱圏大気波動の広域水平伝搬、南北対称性等を調べることができる。
表 1: Kototabang に設置された主な観測機器

観測対象

赤道大気レーダー

中・下層大気電離圏不規則構造
電離圏不規則構造
中間圏・下部熱圏風速
電子密度高度分布
電離圏不規則構造
中間圏・熱圏大気光
電離圏電流

VHF レーダー
流星レーダー
イオノゾンデ∗GPS 受信機
大気光イメージャー
磁力計

図 3: 中低緯度 OMTI 観測点（緑は SEALION のイオノゾンデ観測点） [講演者提供]

1.2

名称

*SEALION (NICT) による観測

特 定 領 域 研 究「赤道大気上下結合」(CPEA)

赤道域における対流圏から熱圏・電離圏に至る大気の上下結合過程を明らかにするために、
2001 年度から 2006 年度にかけての 6 年間、文部
科学省科学研究費補助金特定領域研究「赤道大気上下結合」(Coupling processes in the equatorial
atmosphere; CPEA) が実施された。CPEA では、インドネシアの Kototabang (南緯 0.2◦ 、東経 100.3◦ 、磁気緯度-9.8◦ ) に設置された赤道大気レーダー（京都大学所有 [Fukao et al., 2003]）
を中心とした総合観測研究である。表 1 に示す機器を主とした観測（図 2）を基に、対流圏・熱圏・電離圏相互作用過程の解明を目的とした研究が行なわれたが、CPEA 終了後の現在も観測・研究は継続されており、非常に多くの研究成果を挙げている。
図 2 に加えて、名古屋大学太陽地球環境研究
所では、中間圏、熱圏の大気波動を観測することができる大気光イメージャ(Optical mesosphereX–2

表 2: Optical Mesosphere Thermosphere Imager(OMTI) 観測網

2

観測点

緯度

経度

磁気緯度

陸別
信楽
佐多
与那国
Kototabang
Darwin43.5◦

143.8◦

34.9◦
31.0◦
24.5◦
-0.2◦
-12.4◦

136.1◦
130.7◦
123.0◦
100.3◦
131.0◦

38.0◦
29.5◦
25.8◦
19.1◦
-9.8◦
-22.7◦

赤道熱圏・電離圏における大気波動の散逸

図 4 は 、Kototabang に お い て 観 測 さ れ た
630 nm の夜間大気光強度の南北に沿ったケオグ

MTI 上下結合の物理

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図 4: Kototabang において観測された夜間の630 nm 大気光強度（下段：絶対値、上段：変動成分）に見られる準周期波動 [Shiokawa et al., 2006]
ラム（ある線上の強度を時系列に表示したもの）
である [Shiokawa et al., 2006]。630 nm 大気光
強度は電子密度と酸素原子密度の積に比例する
ことから、高度 250km 付近の電離圏 F 領域下部の電子密度の良い指標であることが知られている。図 4 下段の帯状の領域が南半球赤道異常のクレスト（電子密度が最も高い部分）に対応する。
この中に周期 30 分 ∼1 時間で高緯度方向へ南向
きに伝搬する準周期的波状構造が見られる（図4 上段）。2 年間にわたる観測の結果、このような準周期的波状構造は、平均的に周期約 40 分、位相速度約 310 m s−1 で南方向へ伝搬し、等位相面はほぼ東西方向に沿っていることが明らかになった。このような波状構造の特性は、中緯度域の昼・夜間に見られる中規模伝搬性電離圏
擾乱（MSTID: 日本では昼間の伝搬方向はほぼ南、夜間はほぼ南西）と呼ばれるものに非常に良く似ている。現在、昼間の中緯度域 MSTID の成因は大気重力波によるプラズマの変調 [Kotake
et al., 2006]、夜間のそれは、後述のように、プラズマ不安定が重要であることが分かっている。
これに対して、上述の赤道域の夜間の波状構造の成因は下層から伝搬する大気重力波であると考えられている [Shiokawa et al., 2006]。
OH 分子の近赤外大気光（720–910 nm）を用
いると、高度 86 km 付近の中性大気波動を検出

X–3

図 5: Kototabang において OH 大気光により観測された、高度 86 km 付近の短周期大気重力波の諸パラメータ [Suzuki, 2007]
することができる。図 5 は、Kototabang において 2002∼2005 年の間の 26 晩の観測において検出された OH 大気光に見られる短周期重力波の統計的特性を示したものである [Suzuki, 2007]。
Kototabang における中間圏上部の短周期大気重
力波は、どの方位へも伝搬している。このことは、
Kototabang 上空には常に雲頂高度の高い雲が存在し、大気重力波を励起していることを示唆する。
また、これらの短周期重力波が輸送する上向きの平均運動量フラックスは 3.3±8.7 m2 s−2 と見積もられる。この運動量輸送により中間圏上部は 1
日あたり約 27 m s−1 の加速を受けることになり、短周期大気重力波は中間圏の風系の形成に重要な役割を果たしていると考えられる。
下層大気の波動が熱圏・電離圏に影響を及ぼすことを直接的に示す結果も得られている。2004 年
12 月 26 日 0058 UT に発生したスマトラ・アンダマン地震の直後に、東南アジアの GPS 観測網により、震央から北方へ伝搬する振幅 1.6–6.9 TECU
(1 TECU = 1×1016 electrons m−2 ) の電離圏全電子数 (Total electron content; TEC) の変動が観測された（図 6）。この変動は、地震によって地MTI 上下結合の物理

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L20807IYEMORI ET AL.: SUMATRA EARTHQUAKE GEOMAGNETIC PULSATIONS

L20807

Figure 3. Filtered data at Phimai (PHI) for December 26,
Figure 1. Geomagnetic variation (top) at Phimai and 図
2004
to 26
02:00UT.
See text for the filtering
7: from
200401:00UT
年 12 月日スマトラ大地震後のPhi(bottom) at Aso from 00:30UT to 02:30UT.
technique.

mai（タイ）における周期 30 秒–12 分の磁場変動[Iyemori et al., 2005]。黒: H 成分、赤: D 成分、
normallyobserved in much wider area both in latitude andsurements from Phimai and Aso, we subtracted the fluctu- 青: Z 成分。

ation at Aso from Phimai normalizing the amplitude with longitude, or on a global scale. If it is a normal Pc5
the amplitude ratio between them before the earthquake, pulsation generated by external sources, the amplitude is,i.e., we multiplied the fluctuation at Aso by 0.667 and in general, larger at higher latitudes. However, there was no
赤道電離圏を介した南北中緯度電
subtracted it from the data at Phimai for H and D. For Pc5 with the period of 3.6 minutes at Aso or Tong Hai or at
otherChinese stations. There was some Pc5 activity, mainly
the vertical component (Z), we did not subtract the
D component, both at Phimai and Aso with periods
fluctuation observed at Aso because it depends largely in the離圏の水平結合
図 6: 2004
年 the
12 月
26 日スマトラ大地震後のTECat the other than 3.6 minutes and the amplitude was larger at Aso
upon
conductivity
structure of the Earth
that度atのPhimaisuggestingBy 長
observation site. Figure 3 shows the H, D and than中緯
夜間には F 領an域external
を 伝 搬source.
する波
変動 [Otsuka
et al., 2006b]
Z variations at Phimai processed as described above subtracting the fluctuations in the Aso data, normalized
km の MSTIDが存在する。図9 は、佐with the amplitude
ratio (i.e.,
0.667) as explainedinand Figure 4 shows their spectra calculated with MEM 100∼500
previous section, the 3.6 minutes oscillation appears clearly(Maximum Entropy Method). These figures indicate that 多（鹿児島）とその磁気共役点に近いダーウィ
上で励起された音波が電離圏に到達し、これにプ
there was a localized long period pulsation with a period in Figure 3 and the spectral peaks at the frequency becomeン（オーストラリア）でほぼ同時に観測された
sharp. Perhaps this is a Pi2 type pulsation with a longer
about 3.6 minutes at Phimai.
ラズマが非等方的に応答した（磁力線の傾きの違
period which is generated at magnetospheric substorm630
nm 大気光の変動成分であり、北西–南東方
onset. However, it is known that the amplitude in the H
いにより、南方伝搬する縦波の音波は磁力線直交
3. Discussion
component is almost the same
in low andmiddle latitudes
向に延びる波状構造が
MSTID
である。図
9 の右
方向に振動成分を持ちプラズマを動かすことがで[8] Geomagnetic oscillations with a period of 3.6 minutes for Pi2 pulsations [e.g., Osaki et al., 1996]. On the other
MSTID
are normallycategorized to Pc5 or Pi3 [e.g., Saito, 1978]. 半分が佐多で観測された
hand, if the oscillation comes fromsensor （伝搬方向は南
tremor caused by
きないため
TEC は変動しない）ものと考えられHowever, in middle or low latitudes, these pulsations are 西）
the passage
ofseismicwave,
itshouldappear mainlyMSTID
in the、左半分がダーウィンで観測されたている [Otsuka et al., 2006b]。観測された TEC
Z component because the magnetic inclination at Phimai is

3（伝搬方向は北西）を磁力線に沿って北半球に変動を説明するためには、電離圏 F 領域において投影したものである。両者の波状構造が非常に音波の振幅は 200 m−1 程度である必要がある。音良く一致することから、夜間の中緯度 MSTID
波による電離圏擾乱に続いて、より長周期の擾乱
は南北磁気共役性を持つことが分かる [Otsuka
が地球磁場の周期的な変動（図 7 [Iyemori et al.,
et al., 2004; Shiokawa et al., 2005]。MSTID の2005]）や電離圏 F 領域の高度・密度変動（図 8構造が磁気共役であることは、磁力線に沿い赤[Shinagawa et al., 2007]）として観測されている。
道電離圏を超えて南北両半球間を伝わる電場が数値シミュレーションにより、これらは地震によっ
MSTID の生成や発達に重要な役割を果たしていて発生した大気重力波が電離圏に到達した結果でることを示している。このことから、伝搬性電あることが分かっている。磁場変動は E 領域高度
離圏擾乱の生成には中性大気波動によるプラズに達した大気重力波によるダイナモ電場の変調にマの運動が主たる役割を果たしていると考えらよるもの、F 領域高度・密度変動は大気重力波にFigure 4. Power spectral density of the data shown in
れてきた従来の理論が見直しを迫られた。現在
Figure2.
Geomagnetic
variation
at
Tong
Hai
from
Figure 3. A common sharp peak appears at a period ofよりプラズマが磁力線方向に動いたことによるも
01:08UT to 01:20UT.
3.6 minutes.
では、Perkins 不安定 [Perkins, 1973] を基礎としのである [Shinagawa et al., 2007]。
2 of 4

X–4

OSPHERE-IONOSPHERE SIMULATION OF SUMATRA EARTHQUAKE

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MTI 上下結合の物理

her complicated,d values. The obks: one at about
70–80 min, while
5 min and a broadof the variation
milar. It is notedns at Chiang Mai
eing farther thanlation result sugmospheric gravity
and more develthe magnetic dip
in larger verticalmphon.

acoustic-gravity
nated from local
e of the most faarthquakes is the
36 UT on March
was detected by, Palo Alto, Caly high-frequency
onard and Barnes,
showed two difionospheric disnd (2) those at adered to be gravspheric perturbathe latter is conwaves, suggestingfrom the grounde result basicallyd after the Sumaa et al., 2006).
sociated with an
Alaska on April
nt Scatter Radarions with a speed
bserved. The osfor several hours.
arge vertical mothe epicenter, but
plitude of the osme in the model.
ch a large oscillantained for a long
et al. (1985) also
lay an important
this event, which
e viscous heating
effect needs to be

図 9: 佐多、ダーウィンにおいて 630 nm 大気光によりほぼ同時に観測された MSTID。右半分が佐多で観測されたもの、左半分がダーウィンで観測されたものを磁力線に沿って北半球に投影したもの [Otsuka et al., 2004]。[Otsuka et al., 2004]

図 8: 2004 年 12 月 26 日スマトラ大地震後のChumphon、Chiang Mai（タイ）における電離
圏 F 領域高度・密度の変動成分 [Shinagawa et al.,2007]。実線は観測値、点線は数値シミュレーショ
ン結果。

た、E-F 領域間相互作用を含むプラズマ不安定
Fig. 15. Comparisons ofMSTID
the calculated
values (solid lines) and observed
が夜間の中緯度の生成に重要な役割を
values (broken lines) of fo F2 and hm F2 . Observed data are obtained
果たしていると考えられている。
by ionosondes. (a) fo F2 variation at Chumphon, (b) hm F2 variation at
Chumphon, (c) fo F2 variation at Chiang Mai, and (d) hm F2 variation at
図 10Mai.
は佐多とダーウィンで同時に観測された
Chiang630 nm 大気光に見られるプラズマバブルである。
プラズマバブルは低緯度
・赤道電離圏において、日be explained by propagation of Lamb modes with a hori没後に下部
F 領域の低密度プラズマ領域が「泡」
zontal propagation
velocity of slightly above 300 m/s, i.e.,
the
sonic
speed
(Liu
et al., 1982). At a large distance, howのように上部 F 領域へと急激に上昇する現象であ
ever, the velocity reaches about 500 m/s, suggesting that
り、内部のプラズマ密度が周囲に比べて非常に低waves with gravity modes were also generated (Roberts etal., 1982). 630 nm 大気光の減光領域として観測さいため、
Ionospheric disturbances with propagation speeds of sevれる。両地点で観測されたプラズマバブルは南北
eral hundreds meters per second were also seen over a range
方向に長く延び、細かい構造までよく一致し磁気of distances associated with nuclear tests in the early 1960s(cf. Francis, 1975).
of theetTIDs
共役である[OtsukaThe
et disturbanceal., 2002; fronts
Shiokawaal.,olcanic eruptions propagate at a speed of 600–700 m/s in most cases, which
2004]。このことから、プラズマバブルは南北両

g the events, theuption of Mountvestigated extenobserved surface
rturbations could

is consistent with the TIDs observed in the Sumatra earthquake event. However, the waves with the Lamb modes
were not clearly seen both in the observations and in our
calculations of the Sumatra earthquake. This is probably X – 5
because the displacement of the surface occurred simulta-

半球にまたがり磁力線に沿って下部 F 領域から上部 F 領域にかけて発達した電離圏の裂け目のような構造をしていることが分かる。プラズマバブル
発生のメカニズムのうち、プラズマバブル発生をトリガーする機構は未だ解明されていない。地磁気活動が非常に活発な場合において、磁気圏電場の低緯度への侵入がトリガーすることは知られているが、プラズマバブルは地磁気静穏時においても多く発生する。南北両半球間にまたがって成長するプラズマバブルのトリガー機構を解明するた
めには、プラズマバブルが発生し始める赤道電離
圏 F 領域だけではなく、磁力線に沿って結合する
低緯度電離圏及び熱圏との相互作用を考慮する必要がある。
図 11 は、IMAGE 衛星によって観測された135.6 nm 大気光の強度である [Ogawa et al.,2005]。135.6 nm 大気光は酸素原子イオンの再結合によって放射されるので、F 領域ピーク付近の電子密度の良い指標となる。図 11 において磁気
緯度 ±15∼20◦ に存在する発光強度の高い 2 本の

MTI 上下結合の物理

MTI-HandBook(a) Sata(b) Darwin

図 10: (a) 佐多、(b) ダーウィンにおいて 630 nm
大気光により観測されたプラズマバブル[Otsuka et al., 2002]
図 12: Jicamarca レーダー（ペルー）により観測されたプラズマバブルに伴うレーダーエコー[Kelley et al., 1981]の高度シアによるプラズマ不安定 [Hysell andKudeki, 2004] 等が提案されているものの、未だ明確な答えは出されていない。また、波状構造が 1000 km 規模の大きさを持つのに対し、バブルの東西スケールは 100 km 程度である。この違いには、それぞれのメカニズムの特性スケール、種となる初期擾乱のスケール等の影響が反映されていると考えられ、プラズマバブルの発生機構を明らかにする上で重要な情報を示している。

図 11: IMAGE 衛星により観測された 135.6 nm
大気光に見られる赤道異常内の大規模波動構造[Ogawa et al., 2005]
帯状の領域は赤道異常帯のクレスト域であるが、その中に 1000 km 規模の東西波状構造が存在す
ることが分かる。この構造は南北両半球の赤道異常帯クレスト域の中にほぼ対称に表れており、南北両半球電離圏の磁力線を介した結合が重要な役割を果たしていることを示している。さらに、この東西波状構造の中にプラズマバブルが存在していることが分かる。プラズマバブルは
東西方向に数 100 km 間隔で発生することが知られている [e.g. Table 1, Saito and Maruyama,
2007] が、これらのバブルはこの 1000 km 規模の波状構造内に存在していると考えられる。実際、同程度の波状構造がプラズマバブルの発生と密接に関連していることが近年の研究 [Tsunoda,
2005; Saito and Maruyama, 2007] で明らかになってきている。この大規模波動構造の成因については、大気重力波による変調 [Kelley et al.,
1981; Singh et al., 1997]、F 領域プラズマ速度4

赤道電離圏の電子密度擾乱、プラ
ズマバブル発生と対流圏活動との関係

日没後の赤道 F 領域にプラズマ不規則構造が存在することは、イオノゾンデ観測においてぼやけた F 層トレース（スプレッド F）が見られることから知られていた。ペルーの Jicamarca レー
ダーを用いた観測では、日没後の下部 F 領域から上部 F 電離圏へ向けて上昇するレーダーエコー（図 12）が発見され、プラズマバブルと名付けられた [Woodman and LaHoz, 1976]。先にも述べたように、プラズマバブルは、内部の電子密度が極端に低いため、酸素原子の 630 nm 大気光の減光領域として観測される（図 10）。プラズマバブ

X–6

MTI 上下結合の物理

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図 14: Kototabang における GPS シンチレーショ
ンの長期変動 [Ogawa et al., 2006, 2009]

図 13: GPS 信号のシンチレーション [Otsuka etal., 2006a]
ルは発生後、熱圏風により約 100 m s−1 で東進する。プラズマバブルの生成メカニズムは、本質的には高密度のプラズマが低密度のプラズマの上に存在することによる Rayleigh-Taylor プラズマ
不安定である。しかしながら、プラズマ不安定の発生に必要な種となる初期擾乱が何であるかについては未解明のままである。プラズマバブルの初期擾乱の一つの候補として、下層大気から伝搬する大気波動が考えられている。下層で発生した大気波動は、上方に伝搬するに従って大気密度の減少に伴い振幅が増大する。この大気波動がプラズ
マを動かし、プラズマバブルの初期擾乱を与えるのではないかと考えられる。しかし、このような初期擾乱は必ずしもプラズマバブルの発生・発達に結びつくものではなく、発生・発達には別の要因（熱圏風、電離圏電場、電子密度勾配、E・F
領域の電気伝導度など）が必要である。また、大気波動によると思われる電離圏電場の変動はプラ
ズマバブルの発生の有無に関わらず常に存在しており、プラズマバブルとの直接的な関係はないとする意見もある [Tsunoda, 2005]。
プラズマバブルの内部には様々な規模の不規則構造が存在しており、そのうち 300∼400 m 規模のプラズマ不規則構造による電波の回折により、プラズマバブル内を通過する GPS 信号に強いシ

X–7

図 15: インド洋上の雲頂温度と Kototabang における GPS シンチレーションの日々変動 [Ogawa etal., 2006]
ンチレーションが生じる。（図 13）。シンチレー
ションは衛星測位、衛星通信、衛星リモートセン
シングの障害となる一方、シンチレーションを観測することによりプラズマバブルの発生をモニターすることができる。Kototabang においてはGPS シンチレーションの長期観測を 2003 年より行っている（図 14、[Ogawa et al., 2006, 2009]）。
その結果、Kototabang における夜間の GPS シン
チレーションは、春秋期の 20-01 LT に多く、太陽活動の低下に伴って発生頻度が低下することが分かった。この結果は、これまでに知られている
インド・西太平洋域におけるプラズマバブルの発生傾向と一致する。これらに加えて夜間の GPS
シンチレーションは秋期より春期に多い、発生に大きな日々変化があることなどが見て取れる。その原因は明らかではないが、春と秋で熱圏の赤道

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図 16: インド洋上の雲頂温度と Kototabang における GPS シンチレーション指数の相関 [Ogawa
et al., 2009]

図 17: Kototabang における GPS シンチレーショ
ン、中間圏大気重力波、インド洋上の雲頂温度のwavelet スペクトル [Ogawa et al., 2009]

横断中性風に差異があるのではないかと推測されている。
下層大気から伝搬する大気波動とプラズマバ
ブルの発生の関係を調べるために、雲頂温度(Tbb ) と GPS シンチレーションの発生を比較する。図 15 は、Kototabang 西方のインド洋上のTbb と Kototabang における GPS シンチレーショ
ン強度（S4 指数）を比較したものである。インド洋上の Tbb と Kototabang における S4 指数にはともに大きな日々変動があり、高い Tbb （低い雲頂高度）と S4 指数が対応している場合と低い
Tbb （高い雲頂高度）と S4 指数が対応している
場合があり、両者の関係は単純ではない。しかしながら、図 16 に示すように、インド洋上の Tbbと Kototabang における S4 指数の間には、最大で相関係数 0.5 程度の相関があることは確かである。
GPS シンチレーションの発生の日々変動を見ると、数日 ∼ 数 10 日の周期性があることが分かる。
図 17 の最上段は S4 指数の wavelet スペクトルであり、いくつかの卓越する周期が存在することが分かる。Kototabang の流星レーダーにより観測された高度 92 km における大気重力波（図 17 中段）、インド洋上の Tbb（図 17 下段）においても類似の周期帯にスペクトルのピークが見られる。
これらの特徴的な周期はロスビー波、ケルビン波の周期に近く（図 18 ）、プラズマバブルの発生の日々変動にはプラネタリー波/ケルビン波が関与していることを想像させる。ただし、Tbb 、中間圏大気重力波のスペクトルピークはプラズマバ
ブルが発生しない季節においても存在することか
ら、対流圏活動はバブル発生の季節変動、年変動を説明するものではない。（季節変動の多くは日没線と磁気子午面の関係、年変動は太陽活動度によって説明されている。）

X–8

5

九大高精度 GCM との比較

対流圏から熱圏までを一括して扱う高精度中性大気大循環（GCM）モデルが九州大学、東北大学を中心に開発されている [Miyoshi and Fujiwara,
2008]。このモデル（九大 GCM）により、下層大
気が超高層大気に与える影響を調べることができる。図 19 は、九大 GCM 低分解能モデル（水平格子間隔 5.6◦ ）により計算された赤道上空の下部
熱圏東西風のスペクトルである。西進する周期 2

MTI 上下結合の物理

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図 19: 九大 GCM モデルによる赤道上空のプラネ
タリー波、ケルビン波のパワースペクトル [Ogawa
et al., 2009]

図 18: Kototabang における GPS シンチレーショ
ン発生の周期 [Ogawa et al., 2009]日（東西波数 3–4）の波動、周期 5–6、10、16 日のプラネタリー波、東進する周期 2–5 日周期の赤道ケルビン波が見られる。図 20 は水平格子間隔
を 1.4◦ とした高分解能モデルにより計算された、赤道の東経 0–100◦ の上部中間圏–熱圏東西風のスペクトルである。周期 1–数 10 日の波動は高度とともに急減衰し、数時間以下の成分が高度とともに顕著になることが分かる。すなわち、プラネタ
リー波や赤道ケルビン波などの波動は F 領域高度まで伝搬することはできない。F 領域の現象であるプラズマバブルの発生に惑星波程度の周期性が見られることから、下部熱圏と F 領域の間を結びつける過程が必要である。F 領域高度まで伝搬する短周期波動に注目し、ある特定の日における東西風の周期 1–4 時間成分の経度・高度断面の時間変化を示したものが図 21 である。これらの波動は約 1000 km の東西波長を持ち、パターンを変えながら東進する。しかしながらこれらの波動パ
ターンは日々大きく変動する。
これらの結果から、対流圏波動（大気重力波、
潮汐波、惑星波）が熱圏高度まで伝搬していることが分かった。特に、短周期大気波動は F 領域高度まで伝搬し、東西 1000 km 程度の構造を持ちながら東進し、大きな日々変動を持つことは、プラズマバブルの特性と共通している。これらのこ

X–9とから、対流圏から伝搬していると思われる短周期大気波動が直接・間接（磁力線を介した電場によるなど）に F 領域を変調し、プラズマバブル発
生の引き金となっているのではないかと想像できる（図 22）。

6

熱圏大気重力波と対流圏活動に関する過去の研究

本節では、今後の課題を明らかにするため、熱圏大気重力波と対流圏活動に関して過去に行われた研究を紹介する。
Röttger [1977] は、赤道域の中規模伝搬性電離
圏擾乱の出現と雨活動との間に重要な相関があることを示し、MSTID を励起する大気重力波は熱帯収束帯内の活発な積雲対流によって生成される可能性を指摘した。さらに [Röttger, 1981] は、
真夜中前の赤道スプレッド F、すなわちプラズマ
バブルの出現の季節・経度変化は、大気重力波を励起する赤道域対流活動の季節・経度変化で説明できるとした。しかしながら、プラズマバブルの発生の季節・経度変化は主に日没線と磁気子午面の関係の季節・経度変化で説明されるとする説が有力である。（他に磁気子午面に沿った熱圏風の季節・経度変化の効果 [Maruyama and Matuura,
1984] もあるとされる。）

MTI 上下結合の物理

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図 21: 九大 GCM モデルによる短周期東西風の経度・高度構造の時間変化 [Ogawa et al., 2009]
図 20: 九大 GCM モデルによる赤道の東経 0–100◦の中間圏・熱圏東西波のパワースペクトル [Ogawa
et al., 2009]。上段：周期 1–数 10 日成分、下段：
周期 0.5–12 時間成分。
近年、電離圏電子密度・全電子数の全球分布において、経度に固定された波数 4 の構造（図 23[Sagawa et al., 2005]、図 24 [Immel et al., 2006]、
図 25 [Lin et al., 2007]）が存在することが発見され注目を浴びている。Immel et al. [2006] は、この波数 4 の構造が高度 115 km における 1 日潮汐波による温度変化にも見られることを発見し、下層から伝搬する大気重力波と電離圏プラズマ構造との間に密接な関係が存在することを示した。対流圏から熱圏までの中性大気全球モデルを用いたダイナモシミュレーションにおいても、プラズマ
バブルの発生に必要な日没付近での東向き電場の強度の経度分布に波数 4 の構造が見られ、これは下層大気を考慮しないと現れないことが示されている [Jin et al., 2008]。Hocke and Tsuda [2001]
は、GPS 掩蔽観測を用いて E 領域電子密度変動に経度変動。成層圏温度擾乱、対流圏水蒸気量に共通した経度構造が存在することを発見し、この構造が地形と関係していることを指摘した（図 26）。
この結果は、対流圏から熱圏・電離圏にわたって
見られる波数 4 の構造が経度に固定されている理由の 1 つが地形である可能性を示すものである。

スマトラ地震!

図 22: 対流圏擾乱による熱圏・電離圏擾乱の模式
図 [講演者提供]

Kudeki and Bhattacharyya [1999] は、Jicamarca レーダーによる観測で、プラズマバブルに伴い赤道 F 領域プラズマに渦構造（図 27）が存在することを発見した。この渦構造の成因は未解明であるが、中性風シアに伴うプラズマシ
ア不安定、赤道 F 領域と磁力線で結合した低緯度 Es 層の分極電場の効果等が考えられている。

7

まとめと今後の課題

これまでに下層から上層への大気波動の伝搬、運動量輸送を示唆する現象が発見されており、下層から伝搬する大気波動の散逸が赤道熱圏・電離X – 10MTI 上下結合の物理

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図 24: IMAGE 衛星により観測された赤道異常電子密度の波数 4 の経度構造 [Immel et al., 2006]

図 23: IMAGE 衛星により観測された赤道異常電子密度の波数 4 の経度構造 [Sagawa et al., 2005]
圏における力学過程に重要な役割を果たしていることは確かであるといえる。また、巨大地震に伴って発生した音波・大気重力波による電離圏電子密度変動が観測されたことによって、下層大気に起因する大気波動が電離圏擾乱を直接的に引き起こすことが示されている。
上述のように、中緯度電離圏においては、磁力線による赤道電離圏を介した水平結合過程も重要である。中緯度夜間の MSTID に磁気共役性が見られることは、MSTID に電磁力学過程が働いていることを示し、大気重力波によるものと考えられていた MSTID 励起メカニズムの理論の見直しが迫られた。現在では、E-F 領域間結合を考慮したプラズマ不安定の理論が提案されている。
低緯度・赤道電離圏現象であるプラズマバブル
においても細部に至る磁気共役性が見られる。このことは、プラズマバブルを理解するためには低緯度・赤道電離圏を一体として取り扱う必要があることを示している。プラズマバブルは赤道異常内の磁気共役な東西 1000 km 規模の大規模構造中に存在することが明らかになっている。この大規模構造はプラズマバブルの発生と関係していると見られるため、その成因を明らかにすることはプラズマバブルの発生の変動を知る上で重要である。現在のところその成因は不明であるが、下層から伝搬する大気波動、プラズマシア不安定などが提案されている。
プラズマバブル内部には様々な規模の不規則構造が存在し、そのうち数 100 m 規模の不規則構
造が GPS 信号にシンチレーションを引き起こす。
GPS シンチレーションの長期発生特性はプラズ
マバブルのものと一致し、GPS シンチレーション
によりプラズマバブルの発生をモニターすることができる。GPS シンチレーションにより観測されたプラズマバブルの発生には大きな日々変動があるが、数日 ∼ 数 10 日の周期性が見られ、下層大気で励起される惑星波がその一因である可能性が示唆されている。しかしながら、一般的に対流
圏擾乱と熱圏・電離圏擾乱の関係を 1 対 1 で関連づけることは非常に困難である。（ただし、巨大地震により励起された音波・大気重力波の作用は

X – 11MTI 上下結合の物理

MTI-HandBook

図 25: FORMOSAT-3 衛星により観測された赤道異常電子密度の波数 4 の経度構造 [Lin et al.,2007]
例外である。）
プラズマバブルの発生に惑星波に近い時間周期性があることは観測的に示されているが、九大GCM によるシミュレーション結果によれば惑星
波は E 領域高度までは到達するものの F 領域高度まで到達することができない。現在のところ、
惑星波周期でプラズマバブル発生が変動する理由については不明であり、E 領域からの電場による結合も含めて物理過程を追究する必要がある。九
大 GCM によれば、短周期大気重力波は F 領域高度まで到達することができる。プラズマバブルの発生には東西 1000 km 規模の構造が関わっていると見られることから、短周期大気重力波がプラ
ズマバブルの種（初期擾乱）を与えている可能性がある。しかしながら短周期重力波がプラズマバ
ブルの種となるとしても、その物理過程は明らかになっておらず、F 領域における直接作用、E 領
域からの電場による結合等を含めて追究する必要がある。その他、極域擾乱に伴って発生し低緯度へ伝搬する伝搬性大気擾乱（TAD）がプラズマバ
ブルの発生に直接影響を与えているかどうかについてはあまり研究が行われておらず、今後検討する必要がある。（極域擾乱による熱圏風系の変化が作る擾乱ダイナモ電場は一般的に日没付近の東向き電場を弱めるため、間接的にプラズマバブル

図 26: GPS 掩蔽観測による E 領域電子密度変動、
成層圏温度擾乱成分、水蒸気量の経度分布 [Hockeand Tsuda, 2001]の発生を抑制することは知られている。）
短周期重力波によって電離圏プラズマがどのような変動を受けるか、プラズマバブルの発生のトリガーとなりうるか、プラズマバブルの発達の詳細な過程がどのように変化するか等を明らかにするためには、中性大気と電離大気の電磁力学・化学過程を統一的に解く結合シミュレーションが必要である。現在、東北大学、九州大学、情報通信研究機構を中心に、対流圏から熱圏・電離圏までの統合全球モデルの開発が進められ、成果を挙げつつある。
地磁気静穏時におけるプラズマバブルのトリガー過程として、本稿では大気波動に注目して議論を進めてきたが、大気波動だけではプラズマバ
ブルの発生特性を説明することができず、その他のトリガー過程についても検討する必要がある。
その過程においては、熱圏・電離圏に固有の物理過程が占める割合は小さくないはずである。熱圏、電離圏に固有の物理過程を考慮するためには中性、
電離大気の観測を充実させる必要があるが、高度X – 12MTI 上下結合の物理

MTI-HandBook

system, and mesosphere- E- and F-region coupling, J. Atmos. Solar-Terr. Phys., 509-522,
2006.
Abdu, M. A., Outstanding problems in theequatorial ionosphere-thermosphere electrodynamics relevant to spread F, J. Atmos.
Solar-Terr. Phys., 63, 869-884, 2001.
Forbes, J. M., Planetary Waves in the
Thermosphere-Ionosphere System, J. Geomag. Geoel. 48, 91–98,1996.
Fukao, S., H. Hashiguchi, M. Yamamoto, T.
Tsuda, T. Nakamura, M. K. Yamamoto, T.
Sato, M. Hagio, and Y. Yabugaki, Equatorial
Atmosphere Radar (EAR): System description and ﬁrst results, Radio Sci., 38, 1053,
doi:10.1029/2002RS002767, 2003.

図 27: Jicamarca レーダーにより観測された F 領
域プラズマドリフトの渦構造 [Kudeki and Bhattacharyya, 1999]

130 km 以上の中性風を観測することは非常に難
しく、これまでに十分な観測がなされてきたとは言えない。今後、新たな観測法を開発し、中性大
気と電離大気の観測を充実させる必要がある。
力学的な結合過程の他、対流圏の雷活動に伴う電場の電離圏への侵入がプラズマバブルをトリガーしたとされる例 [Woodman and Kudeki,
1984] も報告されており、下層大気との結合過程はここで考えてきた以上に複雑である可能性が高い。中間圏・熱圏・電離圏の環境と変動の研究においては、太陽放射、磁気圏、高緯度からの作用に加えて、下層大気からの作用が重要であり、水平・上下の結合過程を考慮して統合的に扱っていくことが重要である。

参考文献
Abdu, M. A., T. K. Ramkumar, I. S. Batista,
C. G. M. Brum, H. Takahashi, B. W. Reinish,
and J. H. A. Sobral, Planetary wave signatures in the equatorial atmosphere-ionosphere

Hocke, K., and T. Tsuda, Gravity Waves andIonospheric Irregularities Over Tropical Convection Zones Observed by GPS/MET Radio
Occultation, Geophys. Res. Lett., 28, 2815–
2818, 2001.
Hysell, D. L., and E. Kudeki, Collisional
shear instability in the equatorial F region ionosphere, J. Geophys. Res., A11301,
doi:10.1029/2004JA010636, 2004.
Immel, T. J., E. Sagawa, S. L. England, S. B.
Henderson, M. E. Hagan, S. B. Mende, H. U.
Frey, C. M. Swenson, and L. J. Paxton, Control of equatorial ionospheric morphology byatmospheric tides, Geophys. Res. Lett., 33,
L15108, doi:10.1029/2006GL026161, 2006.
Iyemori, T., M. Nose, D. Han, Y. Gao, M.
Hashizume, N. Choosakul, H. Shinagawa, Y.
Tanaka, M. Utsugi, A. Saito, H. McCreadie,
Y. Odagi, and F. Yang, Geomagnetic pulsations caused by the Sumatra earthquake on
December 26, 2004, Geophys. Res. Lett., 32,
L20807, doi:10.1029/2005GL024083, 2005.
Jin, H., Y. Miyoshi, H. Fujiwara, and H. Shinagawa, Electrodynamics of the formationof ionospheric wave number 4 longitudinal
structure, J. Geophys. Res., 113, A09307,
doi:10.1029/2008JA013301, 2008.
Kelley, M., M. Larsen, C. LaHoz, and J. McClure, Gravity Wave Initiation of Equatorial

X – 13MTI 上下結合の物理

MTI-HandBook

Spread F: A Case Study, J. Geophys. Res.,86, 9087–9100, 1981.
Kotake, Y. Otsuka, T. Tsugawa, T. Ogawa,and A. Saito, Climatological study of GPS
total electron content variations caused bymedium-scale traveling ionospheric disturbances, J. Geophys. Res., 111, A04306,
doi:10.1029/2005JA011418, 2006.
Kudeki, E., and S. Bhattacharyya, Postsunset
vortex in equatorial F-region plasma drifts
and implications for bottomside spread-F, J.
Geophys. Res., 104, 28163-28170, 1999.
Laštovička, J., A. V. Mikhailov, T. Ulich, J. Bremer, A. G. Elias, N. Ortiz de Adler, V. Jara,
R. Abarca del Rio, A. J. Foppiano, E. Ovalleand A. D. Danilov, Long-term trends in foF2:
A comparison of various methods, J. Atmos.
Solar-Terr. Phys., 68, 1854-1870, 2006.
Lin, C. H., W. Wang, M. E. Hagan, C. C. Hsiao,
T. J. Immel, M. L. Hsu, J. Y. Liu, L. J.
Paxton, T. W. Fang, and C. H. Liu, Plausible eﬀect of atmospheric tides on the equatorial ionosphere observed by the FORMOSAT3/COSMIC: Three-dimensional electron density structures, Geophys. Res. Lett., 34,
doi:10.1029/2007GL029265, 2007.
Maruyama, T., and N. Matuura, Longitudinalvariability of annual changes in activity ofequatorial spread F and plasma bubbles, J.
Geophys. Res., 89, 10903–10912, 1984.
Miyoshi, Y. and H. Fujiwara, Gravity waves
in the thermosphere simulated by a generalcirculation model, J. Geophys. Res., 113,
doi:10.1029/2007JD008874, 2008.
Ogawa, T. E. Sagawa, Y. Otsuka, K. Shiokawa,T. J. Immel, S. B. Mende, P. Wilkinson, Simultaneous ground- and satellite-based airglow observations of geomagnetic conjugate
plasma bubbles in the equatorial anomaly,
Earth Planets Space, 57, 385–392, 2005.
Ogawa, T., Y. Otsuka, K. Shiokawa, A. Saito,
and M. Nishioka, Ionospheric disturbances
over Indonesia and their possible association
with atmospheric gravity waves from the troposphere, J. Meteor. Soc. Japan, 84A, 327–
342, 2006.

Ogawa, T., Y. Miyoshi, Y. Otsuka, T. Nakamura, and K. Shiokawa, Equatorial GPS ionospheric scintillations over Kototabang, Indonesia and their relation to atmopshericwaves from below, Earth Planets Space, inpress, 2009.
Otsuka, Y., K. Shiokawa, T. Ogawa,and P. Wilkinson, Geomagnetic conjugate observations of equatorial airglow
depletions, Geophys. Res. Lett., 29,
doi:10.1029/2002GL015347, 2002.
Otsuka, Y., K. Shiokawa, T. Ogawa, T.
Yokoyama, M. Yamamoto, and S. Fukao, Spatial relationship of equatorial plasma bubbles
and ﬁeld-aligned irregularities observed withan all-sky airglow imager and the Equatorial
Atmosphere Radar, Geophys. Res. Lett., 31,
doi:10.1029/2004GL020869, 2004.
Otsuka, Y., K. Shiokawa, and T. Ogawa, Equatorial ionospheric scintillations and zonal irregularity drifts observed with closely-spaced
GPS receivers in Indonesia, J. Meteor. Soc.
Japan, 84A, 343–351, 2006a.
Otsuka, Y., N. Kotake, T. Tsugawa, K. Shiokawa,T.Ogawa, Eﬀendy, S. Saito, M. Kawamura, T. Maruyama, N. Hemmakorn, and T.
Komolmis, GPS detection of total electron
content variations over Indonesia and Thailand following the 26 December 2004 earthquake, Earth Planets and Space, 58, 159–165,
2006b.
Perkins, F., Spread F and ionospheric currents,
J. Geophys. Res., 78, 218–226, 1973.
Röttger, J., Travelling disturbances in the equatorial ionosphere and their association withpenetrative cumulus convection, J. Atmos.
Terr. Phys., 39, 987–998, 1977.
Röttger, J., Equatorial spread-F by electricﬁelds and atmospheric gravity waves generated by thunderstorms, J. Atmos. Terr. Phys.,
43, 453–462, 1981.
Sagawa, E., T. J. Immel, H. U. Frey, and S. B.
Mende, Longitudinal structure of the equatorial anomaly in the nighttime ionosphereobserved by IMAGE/FUV, J. Geophys. Res.,
110, A11302, doi:10.1029/2004JA010848,
2005.

X – 14MTI 上下結合の物理

MTI-HandBook

Saito, S., and T. Maruyama, Large-scale longitudinal variation in ionospheric height andequatorial spread F occurrences observedby io-nosondes, Geophys. Res. Lett., 34,
doi:10.1029/2007GL030618, 2007.
Shinagawa, H., T. Iemori, S. Saito, and T.
Maruyama, A numerical simulation of ionospheric and atmospheric variations associatedwith the Sumatra Earthquake on December
26, 2004, Earth Planets Space, 59, 1015–1026,
2007.
Shiokawa, K., Y. Katoh, M. Satoh, M. K. Ejiri,
T. Ogawa, T. Nakamura, T. Tsuda, and R.
H. Wiens, Development of optical mesospherethermosphere imagers (OMTI), Earth Planets
Space, 51, 887–896, 1999.
Shiokawa, K., Y. Otsuka, T. Ogawa, and P.
Wilkinson, Time evolution of high-altitude
plasma bubbles imaged at geomagnetic conjugate points, Ann. Geophys., 22, 3137–3143,
2004.
Shiokawa, K., Y. Otsuka, Y. Tsugawa, T.
Ogawa, A. Saito, K. Oshima, M. Kubota,
T. Maruyama, T. Nakamura, M. Yamamoto,and P. Wilkinson, Geomagnetic conjugate
observation of nighttime medium-scale andlarge-scale traveling ionospheric disturbances:
FRONT3 campaign, J. Geophys. Res., 110,
A05303, doi:10.1029/2004JA010845, 2005.

Takahashi, H., C. M. Wrasse, D. Pancheva,
M. A. Abdu, I. S. Batista, L. M. Lima, P. P.
Batista, B. R. Clemesha, and K. Shiokawa,Signatures of 3–6 day planetary waves in theequatorial mesosphere and ionosphere, Ann.
Geophys., 24, 3343–3350, 2006.
Tsuda, T. and K. Hocke, Application of GPS
radio occultation data for studies of atmospheric waves in the middle atmosphere andionosphere, J. Meteor. Soc. Japan, 82, 419–
426, 2004.
Tsunoda, R. T., On the enigma of day-to-day
variability in equatorial spread F, Geophys.
Res. Lett., 32, doi:10.1029/2005GL022512,
2005.
Vadas, S. L, Horizontal and vertical propagationand dissipation of gravity waves in the thermosphere from lower atmospheric and thermospheric sources, J. Geophys. Res., 112,
doi:10.1029/2006JA011845, 2007.
Woodman, R. F., and C. La Hoz, Radar observations of F-region equatorial irregularities, J.
Geophys. Res., 81, 5447, 1976.
Woodman, R. F., and E. Kudeki, A causal
relationship between lightning and explosive
spread F, Geophys. Res. Lett., 11, 1165–1167,
1984.

Shiokawa, K., Y. Otsuka, and T. Ogawa,Quasiperiodic southward moving waves in
630-nm airglow images in the equatorial thermosphere, J. Geophys. Res., 111,
doi:10.1029/2005JA011406, 2006.
Singh, S., F. Johnson, and R. Power, Gravity
wave seeding of equatorial plasma bubbles, J.
Geophys. Res., 102, 7399-7410, 1997.
Suzuki, S., Study of mesospheric gravity wave
dynamics based on airglow imaging observations at middle and low latitudes, PhD thesis,
Nagoya University, 2007.
Takahashi, H., L. M. Lima, C. M. Wrasse, M. A.
Abdu, I. S. Batista, D. Gobbi, R. A. Buriti, P P. Batista, Evidence on 2–4 day oscillations of the equatorial ionosphere h′ F andmesospheric airglow emissions, Geophys. Res.
Lett., 32, doi:10.1029/2004GL022318, 2005.
X – 15