グローバル水平結合の物理

MTI-HandBook

極域大気波動の経度分布 –観測的見地から–[ 講演: 野澤悟徳

(名古屋大学 太陽地球環境研究所) ]名古屋大学 太陽地球環境研究所

津田卓雄

はじめに1

本稿では，主として観測的見地から，極域における中間圏・下部熱圏（MLT）領域の大気潮汐波（特に半日大気潮汐波）についてとりあげる．大気潮汐波研究は，中低緯度での観測を中心に進められてきたが，大気潮汐波のような全球的な波動を理解するためには，極域における観測研究もまた必要不可欠な要素である．
また，極域熱圏大気は，オーロラ活動等と関連した磁気圏からのエネルギー注入（運動エネルギー・熱エネルギー）を受けるが，それと同時に熱圏大気運動が原因となり，電離圏へ，さらには磁気圏へとエネルギーをフィードバックすることも考えられている．このように，極域における大気波動研究は，磁気圏-電離圏-熱圏（MIT）結合過程を理解する上でも非常に重要な意義を持つ．

2大気潮汐波2.1

migrating tide と non-migratingtide

図 1: 太陽放射による大気加熱の高度分布 (a), 緯度分布 (b), 地方時分布 (c) [adopted from Figure
11 of Forbes, 1995a]．

動間の相互作用，（４）大気潮汐波と大気重力波の相互作用，（５）太陽の引力による作用，が挙げられる．
このうち（１）と（５）の効果は，太陽の見かけの動きと同期したものである．太陽の見かけの動きと同期した大気潮汐波は migrating tide, 同
期しない大気潮汐波は non-migrating tide と呼ばれる．Forbes [1995a] は，太陽放射による大気の吸収加熱（図 1 参照）を与えて migrating tideについての理論計算を行った．

大気潮汐波は全球的な波動であり，その周期は24, 12, 8, 6 時間である．大気潮汐波の主な励起源として，（１）太陽放射の吸収加熱，（２）対流圏での潜熱効果，（３）グローバルスケール大気波
平成 18 年度 MTI 研究会 サイエンスセッションc Mesosphere Thermosphere Ionosphere (MTI)⃝Research Group, JapanX–1

グローバル水平結合の物理

MTI-HandBook

られている．潜熱加熱は，太陽放射により暖められた地上付近の大気が，鉛直上向きに運ばれて冷却され，水蒸気が凝結したときに起こる．凝結のタイミングは，気象活動に大きく依存するため一定ではない．このように，太陽放射による大気加熱と違って，これらの励起源は恒常的なものではないため，特定するのが難しい．そのため，励起源の分布や特徴，non-mignating tide の振る舞いについての理解は非常に少ない．

図 2: 半日大気潮汐波 (migrating mode) の振幅の緯度分布．(2,2) モード：破線，(2,3) モード：実線，(2,4) モード：点線，(2,5) モード：一点鎖線，(2,6) モード：二点鎖線 [adopted from Figure
7 of Forbes, 1995a]．

図 2 に，彼らの計算した半日大気潮汐波の振幅強度の緯度分布を示す．極点では，日周期の加熱変化が起こらないため，全てのモードににおいて振幅強度がゼロになる．そのため，migrating tideの振幅強度は，極点に近づくにつれて著しく減少する．
（２），（３），（４）の効果は，non-mignatingtide の励起源として考えられている．波動間相互作用の例として，半日周期の migrating tide と東
西波数が１（s = 1）のプラネタリー波の相互作用が生成し得る migrating tide と non-migratingtide を図 3 に示す．この図からわかるように，波動間相互作用には数多くのパターンがある．その中において，どの相互作用が実際に起こるのかは，そのときの背景場（温度・風系）で異なると考えX–2

図 3: 波動間相互作用によって生成可能な大気波動の関係図．初期波動として，12 時間周期のmigrating tide (2, 1/12) と s = 1 の定在プラネタ
リー波 (1, 0) を与えている [adopted from Figure
1 of Coll and Forbes, 2002]．

2.2

大気潮汐波の経度分布

地上のある緯度で定点観測したときの大気潮汐波の振動を，以下のように表す．

An,s cos (nΩtU T + sλ − φn,s )(1)

A は振幅， n は調波数（subharmonic of a solarday）， s は東西波数， Ω は地球自転角振動数，tU T は世界標準時間， λ は経度， φ は位相を表す．
（ここでは緯度による違いは考えないものとしている．
）大気潮汐波のモードは，n, s の値によっグローバル水平結合の物理

MTI-HandBookて決定される．地方時間 tLT を用いると，式（1）は，以下のようになる．

An,s cos (nΩtLT + (s − n)λ − φn,s )表 1: 中間圏・下部熱圏風の観測機器．

(2)

migrating tide の場合， n = s となので，同緯度の観測地点で，ある大気潮汐波を，同地方時刻に観測したときには，経度による違いは現れない事がわかる．一方で，non-migrating tide の場合は，同緯度，同地方時刻の観測においても経度方向に位相差が存在する事になる．この特徴から，大気潮汐波について経度分布が存在すること（経度方向に一様でないこと）は，すなわち non-migratingtide の存在を示すことを意味する．近年の大気潮汐波観測において，実際に，大気潮汐波の経度分布は必ずしも一様でないことが示されつつあり，大気潮汐波研究において，緯度分布の観測に加えて経度分布を観測することの重要性が認識されるようになってきた．

3

南北両極域での大気潮汐波観測

3.1

観測網

MLT 高度の風速観測に用いられている主な観測機器を表 1 に示す．大気潮汐波は日周期変動であるため，一般に，衛星観測よりも地上定点観測の方が，その観測は容易と言える．レーダー観測
は，風速高度分布の測定が可能であり，大気潮汐波の鉛直波長を導出できる利点がある．
鉛直波長の情報は，大気潮汐波のモードの特定に役立つ．一方で，FPI は，中性大気そのものを測定しているという大きな利点があるが，夜間のみの観測であること，特定の高度のみの観測であること等は，大気潮汐波観測において不利な点と言える．ここでは，特にレーダー観測の地上観測網について述べる．
南極域における主なレーダーの種類・設置地点を表 2，図 4 に，北極域における主なレーダーの種類・設置地点を表 3，図 5 に示す．
極点に観測点があることは，南極域での大きな特徴である．北極域では，極点が海上であるため地上観測（定点）

観測高度

IS レーダーMF レーダー
Meteor レーダー
FPI (OH)FPI (O: green)
衛星観測
UARS
TIMED

90–120 km
70–90 km80–110 km∼87 km
∼97 km70–130 km
70–130 km

表 2: 南極域における観測網 [adopted from Table
1 of Murphy et al., 2006]．

観測地

緯度

経度

レーダー種類

Davis
Halley Bay
MawsonMcMurdoa
RotheraScottaSouth Pole
Syowa

68.6◦ S78.0◦ E75.6◦ S

26.3◦ W

67.6◦ S77.8◦ S67.6◦ S77.9◦ S88◦ S
69.0◦ S62.9◦ E
166.7◦ E
68.1◦ W
166.7◦ E

MFSA
Dynasonde IDI
MFSA
MFSA
MFSA
MFSA
Meteor
MFSA

39.6◦ Eに，このような極点観測は難しい．また，南極域には 68◦ S 付近に 3 つの MF レーダーがある．この同経度の複数点観測から得られる経度分布情報を用いることにより，大気潮汐波の東西波数に関して解析することが可能で，non-migrating tideの研究に有用である．北極点の特徴は，IS レーダーがあることで，これにより下部熱圏高度の観測も可能である．

3.2観測結果

Forbes et al. [1995b] による，南極点 MF レー

X–3

グローバル水平結合の物理

MTI-HandBook

表 3: 北極域における観測網．
観測地

緯度

経度

レーダー種類Tromsø
Bjørnøya
Longyearbyen
Poker Flat
Resolute Bay
Søndre Strømfjord
KirunaAndeness

69.6◦ N

19.2◦ E74.5◦ N78.2◦ N65.2◦ N74.9◦ N67.0◦ N68.0◦ N69.0◦ N19.0◦ E
16.0◦ E
147.6◦ W
94.9◦ W
50.9◦ W
21.0◦ E
16.0◦ EEISCAT, MF, Meteor
Meteor (2007 Oct)EISCAT, Meteor
MF, AMISR (nearby Poker Flat)
AMISR, Meteor, FPI
IS radar etc.
MeteorMF

Poker Flat70N

135W

Resolute Bay

45W

135E

90N

80N

45E
Longyearbyen

Søndre Strømfjord
Andeness

Bjørnøya
Tromsø
Kiruna60N

図 4: 南極域における観測網 [adopted from Figure
2 of Murphy et al., 2006]．

図 5: 北極域における観測網.

ダーの高度 ∼94 km の観測結果を図 6，図 7 に示す．まず，図 6 から一日大気潮汐波と半日大気潮汐波が卓越した波動であることがわかる．図 7 は，南極点から 4 方位を観測し，求めた半日大気潮汐波の位相である．各方位で（経度方向に）位相が異なり，位相は，s = 1 の直線に奇麗にのる．従って，s = 1 の西向き伝搬性波動（non-migrating tide）の存在を示す結果と言える．また，Murphy et al.
[2006] は，複数観測点（表 2，図 4 参照）の観測X–4

データ（高度 80–94 km）から，半日潮汐波に関して，冬期における migrating tide の卓越，夏期における non-migrating tide (s = 1) の存在を示した．
北 極 域 に お い て も ，中 間 圏 高 度 で の nonmigrating tide の存在が示唆されている [Wu etal., 2003; Riggin et al., 2003]．ここでは，例として，トロムソとポーカーフラットの 2 つの MF
レーダーを用いた解析結果について紹介する．図グローバル水平結合の物理

MTI-HandBook

図 6: 南極点の MF レーダーが観測した中性風速度のパワースペクトル．縦軸：強度（power），横軸：周波数（count per hour; cph）[adopted fromFigure 3 of Forbes et al., 1995b]．

図 7: 南極点の MF レーダーが 4 方位で観測した位相 [adopted from Figure 4 of Forbes et al.,
1995b]．

8 に，トロムソとポーカフラットで観測された約4 年間の半日潮汐波（振幅・位相）の変動を示す．
ここで注目すべきは，両地点における位相差である．夏期においては，位相差はほとんどみられない．すなわち，migrating tide が卓越していると言える．一方で，冬期には位相差があることがわかる．すなわち，non-migrating tide の存在が示唆される．また，下部熱圏高度では，非常に高緯度のロングイアビンにおいても半日潮汐波が依然として強い振幅強度を保っていることが報告されている [Nozawa et al., 2005, 図 9 参照]．これも non-migrating tide の存在を示唆する結果と言える．

4

まとめと今後の課題

近年の大気潮汐波観測から，大気潮汐波の経度分布は必ずしも一様でないことが示されてきており，大気潮汐波研究において，緯度分布の観測に加えて経度分布を観測することの重要性が高まりつつある．極域中間圏において，non-migratingtide (s = 1) は，南極域の夏期，北極域の冬期に存在する傾向があることが観測的に認識されつつある．しかし，（特に北極域では）現有の観測地点のみでは十分な多地点観測とは言い難く，緯度変動に関する理解は少ない．更なる理解のためには，より多くの観測地点を極域に展開する必要がある．近年進めているベアアイランド流星レーダー計画（名古屋大学・トロムソ大学共同）（＊2007 年 10 月から定常観測が開始した。）の目的もこの点にある．また，季節変化に関する理解が進められている一方で，年々変化についての理解は乏しい．今後の更なる観測継続が，年々変化に関する理解を進める上で非常に重要と言える．また，これまで皆無であった，下部熱圏における経度方向の複数点観測が，レゾリュートベイ AMISR 計画により，現実のものとなりつつある．以上のよ
うに，極域 MLT 領域における大気潮汐波の更なる理解のために，多地点観測網の継続的な発展を強く望む．

参考文献
Coll, M. Angelats i, and J. M. Forbes, Nonlinear interactions in the upper atmosphere:
The s = 1 and s = 3 nonmigrating semidiurnal tides, J. Geophys. Res., 107, A8, 1157,
10.1029/2001JA900179, 2002.
X–5

グローバル水平結合の物理

MTI-HandBook

Forbes, J. M., Tidal and planetary waves, in The
upper mesosphere and lower thermosphere:
A review of experiment and theory, Geophys. Monogr. Ser., vol. 87, p. 67–87, editedby R. M. Johnson and T. L. Killeen, AGU,
Washington, D. C., 1995a.
Forbes, J. M., N. A. Makarov, and Yu. I. Portnyagin, First results from the meteor radar atSouth Pole: A large 12-hour oscillation withzonal wavenumber one, Geophys. Res. Lett.,
22, 3247–3250, 1995b.
Murphy, D. J., J. M. Forbes, R. L. Walterscheid, M. E. Hagan, S. K. Avery, T. Aso,
G. J. Fraser, D. C. Fritts, M. J. Jarvis, A.
J. McDonald, D. M. Riggin, M. Tsutsumi,
and R. A. Vincent, A climatology of tides
in the antarctic mesosphere and lower thermosphere, J. Geophys. Res., 111, D23104,
doi:10.1029/2005JD006803, 2006.
Nozawa, S., A. Brekke, S. Maeda, T. Aso, C. M.
Hall, Y. Ogawa, S. C. Buchert, J. Röttger, A.
D. Richmond, R. Roble, and R. Fujii, Meanwinds, tides, and quasi-2 day wave in the polar lower thermosphere observed in European
incoherent scatter (EISCAT) 8 day run data
in November 2003, J. Geophys. Res., 110,
A12309, doi:10.1029/2005JA011128, 2005.
Riggin, D. M., C. K. Meyer, D. C. Fritts, M. J.
Jarvis, Y. Murayama, W. Singer, R. A. Vincent, and D. J. Murphy, MF radar observations of seasonal variability of semidiurnal motions in the mesosphere at high northern andsouthern latitudes, J. Atmos. Sol. Terr. Phys.,
65, 483–493, 2003.
Wu, Q., T. L. Killeen, S. Nozawa, D. McEwen,
W. Guo, and S. C. Solomon, Observations ofmesospheric neutral wind 12-hour wave in thenorthern polar cap, J. Atmos. Sol. Terr. Phys.,
65, 971–978, 2003.

X–6

グローバル水平結合の物理

MTI-HandBook

図 8: トロムソとポーカーフラットで観測された高度 70, 76, 82, 88 km の半日大気潮汐波の振幅（左図）と位相（右図）．

図 9: トロムソとロングイアビンで観測した 12 時間大気潮汐波の振幅強度．黒丸：トロムソ，黒三角：ロングイアビン [adopted from Figure 2 of Nozawa et al., 2005]．

X–7