京都大学防災研究所年報 第 48 号 B 平成 17 年 4 月
Annuals of Disas. Prev. Res. Inst., Kyoto Univ., No.48B, 2005

対流圏へ下方伝播する北極振動の予測可能性–2003 年 1 月の事例解析–

向川 均・廣岡 俊彦 ∗∗ 九州大学大学院理学研究院

要旨2003 年 1 月に生じた波数 1 型の成層圏突然昇温現象 (SSW) に伴う北極振動 (Arctic
Oscillation) シグナル (AO signature) の対流圏への下方伝播の予測可能性，及びその前駆現象を明らかにするために，気象庁一ヶ月アンサンブル予報結果を用いて解析を行った。その結果，AO signature の予測可能性は，SSW のそれに比べてかなり低いことが示された。また，AO signature の下方伝播の予測には，対流圏上層における波数 2 の惑星規模波の振る舞いと帯状風分布を正しく再現することが重要であることが示唆された。これらの結果は，SSW 直後でも，対流圏循環に対する成層圏循環の変動の影響は限定的であることを示唆している。
キーワード : 予測可能性，北極振動，成層圏突然昇温，惑星規模波

1.

はじめに

の統計的予測手法が AO シグナルの予測に有効であると主張している。しかしながら，AO シグナルが成層圏循環の変動が対流圏循環に及ぼす影響とその予測可能性を解明することは，対流圏循環の中長期予報の精度向上の観点から重要と考えられている。例えば，Baldwin et al. (2003) は，大気の最も主要な変動成分で極渦の強度変動に対応する，北極振動 (Arctic Oscillation; 以下 AO) の大気最下層

下方伝播するときの AO シグナルの予測可能性について，現業の予報モデル結果を用いて解析を行った研究は存在しない。さらに，AO シグナルの下方伝
播の力学的メカニズム自体も明らかではないため，

AO シグナルが実際に下方伝播する期間の大気力学場について詳細な解析を実施する必要がある。

(1000hPa) におけるシグナルを予測するための統計

一方，気象庁一ヶ月予報結果を用いた我々(Muk-的手法を提案している。この予測式では，大気の各気圧レベルにおける現在の AO シグナルを予測子

ougawa and Hirooka, 2004(以下，MH04); Mukougawa et al., 2005) の解析結果によると，成層圏として，10 日先から 40 日先までの一ヶ月間で平均

突然昇温 (SSW) 発生期の成層圏循環変動は，少なした 1000hPa での AO シグナルを予測する。これ

くとも 2 週間以上，場合によっては一ヶ月以前より

は，Baldwin and Dunkerton (1999, 2001) が示し予測可能であることが示されている。この長い予測

た，AO シグナルが成層圏から対流圏へ約 2, 3 週

リードタイムは，対流圏から上方伝播する惑星規模

間の時間スケールで下方伝播するという統計的性質

波が持つ長い時間スケールに起因している。また，に基づいている。実際，予測された AO シグナルの

SSW の予測には，対流圏界面付近での帯状風分布

変動は，150hPa における AO シグナルを予測子とを正しく予測することが重要であり，それは，圏界

した場合には，1000hPa における AO シグナルを面付近の帯状風分布が惑星規模波の上方伝播特性に予測子とする場合よりも大きくなるため，彼らはこ大きな影響を与えているためであることも明らかにされている (Mukougawa et al., 2005)。一方，SSW
発生期の成層圏循環は大きな負の AO シグナルで特徴づけられるので，もし，AO シグナルの下方伝播の力学とその予測可能性を明らかにすることができ
れば，SSW 発生期における対流圏循環変動を，2，

3 週間以前から予測することが可能になると考えられる。
そこで，本研究では，気象庁一ヶ月アンサンブル
予報結果を用いて，SSW 発生直後に比較的明瞭な

AO シグナルの下方伝播が観測された，2003 年 1 月の大気循環場の力学と予測可能性について解析を行う。特に，全アンサンブルメンバーを解析すること
で，AO シグナルの下方伝播の力学要因とその前駆現象について詳しく解析する。
データと解析方法

2.

本研究では，気象庁一ヶ月アンサンブル予報デー
タを主として解析した。気象庁一ヶ月予報は，水平解像度 T106, 鉛直層数 40(モデル上端は 0.4hPa) の
数値予報モデルをアンサンブル時間積分することにより得られている。このアンサンブル予報は毎週水

Fig. 1 Time-height(pressure) cross section of the observed AO signature in January 2003 (upper panel), and the observed zonal-mean
zonal wind acceleration (du/dt) averaged over50◦ N–70◦ N in units of m/s/day (lower panel).
Shaded lightly (heavily) are where values are
smaller than -1 (-2).

曜と木曜の初期値を用いて実施される。ここでは，コントロールランと，BGM 法で生成された初期摂動を含む 12 摂動ランの全 13 メンバーについて解析いる様子が良く分かる。この SSW は波数 1 の惑星を行った。予測結果は，24 時間毎に 1000hPa から規模波の増幅によって生じていた (図省略)。また，

1hPa までの 22 等圧面上での緯度経度 2.5 度格子点データとして気象庁より提供された。

SSW 発生直後の 1 月 17 日から 21 日にかけて，成層圏から対流圏下層にまで，負の AO signature が下一方，同期間の実況データとして，6 時間毎の方伝播していることが見て取れる。このような SSW

1000hPa から 0.4hPa までの 23 等圧面上での緯度直後に発生する AO signature の明瞭な下方伝播は

経度 1.25 度格子点データとして提供された気象庁

珍しく，我々が解析を行った 2001 年冬季以降では全球客観解析 (GANAL) データを用いた。

唯一のものである。また，AO signature の下方伝播

また，AO シグナル (以下 AO signature) はを力学的に表現するため，Fig. 1(下) に北緯 50-70

MH04 と同様に，1985 年から 2001 年までの 12 時間

度で平均した帯状平均風加速度を示した。1 月 15 日

毎の ECMWF 全球客観データセットを用いて，北半

前後の 10hPa 付近における東風加速は SSW に伴う球冬季 (11 月から 4 月) における 1000, 500, 50hPa

波数 1 によるものであるが，1 月 17 日から 1 月 20

等圧面高度場の，季節進行成分を取り除いた周期 10日にかけて，AO signature の下方伝播と対応して，

日以上の変動成分に関する EOF 第一成分に，日々

東風加速領域が対流圏下層にまで拡がっていく様子の偏差場を射影することにより求めた。また，AOが示されている。また，より注意深く見ると，成層signature の符号は，極渦の弱い状態が負の値を持圏中では，東風加速領域は徐々に下方伝播している

つように決めた。

が，1 月 18 日以降に生ずる対流圏中での東風加速
は，むしろ対流圏全体で同時期に発生している。

3.

結果

3.1

AO signature の下方伝播

3.2

SSW と AO signature の予測可能性

まず，Fig. 1(上) に 2003 年 1 月の AO signature

次に，この期間における大気循環の予測可能性のの時間–高度変動を示す。この図より，2003 年 1 月

変動を調べた。まず SSW の予測可能性を調べるた

中旬に SSW の発生に伴い，成層圏極渦が弱まって

め，Fig. 2 に北緯 80 度，10hPa における帯状平均に 1000hPa における AO signature の解析値 (太実(a) Jan 1, 2線) と予測値 (細実線) を示した。SSW 発生以降に，

1000hPa での AO signature が極小となる 1 月 21 日前後に着目すると，SSW を全く予測できなかった

1 月 1 日, 2 日を初期値とする予測 (Fig. 3a) では，
AO signature の予測値のスプレッドも極めて大きい。一方，SSW の発生を全てのメンバーがうまく予測した 1 月 8 日，9 日を初期値とする予測 (Fig.

(b) Jan 8, 93b) でも，AO signature の予測値のスプレッドはや
はり大きい。しかも，SSW 直後であるにもかかわらず，いくつかのメンバーは正の AO signature を予測している。このことは，Baldwin et al. (2003)が提唱したような線形回帰式を用いた統計的予測式
では，この期間の大気下層の AO signature の変動を予測することは難しいことが示唆される。さらに，

1 週間後を初期値とする予測 (Fig. 3c) では，全ての(c) Jan 15, 16

メンバーで，1 月 21 日前後に AO signature が負の値を持つことは予測できてはいるが，メンバー間のスプレッドは依然として大きい。従って，SSW 発
生直後で成層圏に大きな AO signature の負偏差が存在する期間でも，大気下層の AO signature の予測は難しいことが示唆される。

3.3
Fig. 2 Time variation of the zonal-mean temperature (K) at 80◦ N and 10hPa in January 2003
for the observation (thick solid lines) andthe JMA ensemble forecasts (thin solid lines)
starting from 1 and 2 January (a), 8 and 9
January (b), and 15 and 16 January 2003 (c).
The dotted and broken lines in (b) denote run
A and run B, respectively.

AO 下方伝播に関する解析 I

次に，SSW の予測は成功したにもかかわらず，

SSW 以後の AO signature 予測値の分散が大きい
1 月 8 日，9 日を初期値とする一ヶ月予報結果について詳しく吟味する。まず，AO signature の変動を比較的うまく再現できたメンバー (Run A; Fig.

3b での点線) と再現できなかったメンバー (Run B;
Fig. 3b での破線) を比較する。なお，Run A (RunB) が予測した 1 月 21 日の AO signature の値は，温度の解析値 (太実線) と予測値 (細実線) を示す。1月 1 日，2 日を初期値とする予測では，気象庁一ヶ全てのメンバーの中で，最も小さい (大きい)。
一方，変形されたオイラー平均方程式系に基づく

月予報は SSW の発生を全く予測していないが，1

解析より，SSW 減衰期である 1 月 17 日以降におい週間後の 8 日，9 日を初期値とする予測では，全てて，AO signature の下方伝播に関連する，北緯 50のメンバーが SSW の発生を予測している。その 1度より極側での対流圏及び成層圏中の東風加速に最週間後の 15 日，16 日を初期値とする場合にも，全も大きく寄与するのは，波数 2 の E-P ﬂux の収束てのメンバーが SSW を正しく表現しており，メンであることが示された。そこで，Fig. 4 では，解析

バー間のスプレッドも極めて小さい。このことから，

値 (Fig. 4a)，予測成功例の Run A (Fig. 4b)，予

この SSW は，約 10 日以前からその発生を予測で測失敗例の Run B (Fig. 4c) における帯状風加速

きることが分かる。但し，Fig. 2a (Fig. 2b) では全(左列) と波数 2 に伴う E-P ﬂux の収束発散 (右列)てのメンバーが SSW の発生を予測していない (予の時間–高度変動を示した。解析値 (Fig. 4a) では，測していた) ので，Mukougawa et al. (2005) と同

東風加速域が下方に移動するのに伴い，1 月 18 日頃様に，アンサンブルメンバー間の比較から，SSWを中心に成層圏下層での波数 2 に伴う E-P ﬂux のの前駆現象を解析することは難しい。

収束が顕著となる。また，対流圏界面付近でも，1AO signature の予測可能性を調べるため，Fig. 3

月 16 日頃から成層圏での収束とは独立するように，

散を Fig. 5 に示す。解析値 (Fig. 5a) では，対流圏(a) Jan 1, 2

中での波数 2 の鉛直伝播は北緯 50 度付近が中心であり，それより極側の対流圏上部で強い収束が存在する。また，E-P ﬂux の一部は，対流圏上部から成層圏下部にかけてやや極向きに伝播し，成層圏中部で収束している。Run A (Fig. 5b) では，波数 2 の波活動度は，解析値に比べやや小さく，その中心もやや極側にシフトしているが，解析値と同様に対流(b) Jan 8, 9

圏上部での収束は極めて顕著である。それに対し，

AO signature の対流圏への下方伝播が見られなかった Run B (Fig. 5c) では，対流圏上層に波数 2 に伴う E-P ﬂux の顕著な収束は存在しない。しかも，成層圏下部では，解析値や Run A とは逆に，赤道向きに伝播しており，対流圏上部から成層圏下部での波数 2 の再現性が良くないことが分かる。
次に波の伝播特性を詳しくみるため，Fig. 6 に(c) Jan 15, 16

この時期における帯状風分布と，Fig. 7 に以下の式で定義される，帯状風 U に対する定在性の波数2(k = 2) の屈折率の自乗 n2 (Andrews et al., 1984;
Lorenz and Hartmann, 2003):
[q]φ
−
n =
U
2



k
a cos φ



2
−

f
2N H

2
(1)

を示す。ここで，鉛直座標として対数気圧座標系
Fig. 3 As in Fig. 2, but for AO signature.

波数 2 に伴う E-P ﬂux の収束が大きくなり，それは1 月 24 日頃まで持続している。このことは，この時期に見られた AO signature の下方伝播は，成層(z = −H ln(p/ps )) を用いている。また，[q]φ は
1 ([U ] cos φ)φ2Ω
cos φ − 2[q]φ =
a
a
cos φ
φ


2
2
f
1
f
+ 2 (ln N 2 )z +(2)
[U ]z − 2 [U ]zzN
HNで定義される準地衝風渦位の南北微分であり，その圏と対流圏でほぼ同時に発生した波数 2 に伴う E-P

他の記号に関しては慣例に従う。まず，帯状風分布

ﬂux の収束が原因であることを示唆している。

を比較すると，解析値 (Fig. 6a) や Run A(Fig. 6b)

また，AO signature の下方伝播を比較的うまくに比べ，Run B(Fig. 6c) では高緯度の成層圏や対再現した Run A(Fig. 4b) では，量的には小さいな

流圏に，比較的強い西風が存在している。また，亜がらも，解析値と同様な波数 2 の E-P ﬂux に伴う収熱帯ジェット気流はやや弱いが，ジェットコアは極束分布を再現している。しかし，AO signature の下側に拡がっている。一方，解析値や Run A では，緯方伝播をうまく再現できなかった Run B(Fig. 4c)

度 60 度付近の対流圏界面付近に，風速の鉛直方向

では，成層圏中での波数 2 に伴う E-P ﬂux の収束の極大域が存在する。

をうまく再現してはいるが，対流圏界面付近での収一方，屈折率の分布 (Fig. 7) で，成層圏よりも束は全く再現していない。このため，AO signature

対流圏界面付近の違いがより明瞭である。確かに，の下方伝播の予測には，対流圏界面付近における波数 2 の惑星規模波の振る舞いをうまく再現すること

Run B では成層圏で西風が強いことに伴い，波が伝播できない屈折率が負となる領域が中緯度域にややが重要と考えられる。

大きく拡がっている。しかし，成層圏で屈折率が負そこで以下では，対流圏での東風加速が顕著になとなる領域は，解析値や Run A でも同様に存在す

る 1 月 18 日から 20 日の 3 日間における波数 2 のるため，この負の領域の存在が，波数 2 の波活動度

振る舞いに注目して詳しい解析を行った。まず，この成層圏での南北伝播方向や対流圏界面付近での収の期間で平均した波数 2 の EP-ﬂux と，その収束発束に大きな影響を及ぼすことは考えにくい。それにdu/dtDF(WN2)

(a)

(b)

(c)

Fig. 4 Time-height(pressure) cross section for the zonal-mean zonal wind acceleration (du/dt) (left panels), andthe zonal force per unit mass (ρ0 a cos φ)−1 ∇ · F ) associated with zonal wavenumber (WN) 2 EP-ﬂux F(right panels) in January 2003, where ρ0 is the basic density, a is the radius of the earth, and φ is thelatitude. Both values are averaged over 50◦ N–70◦ N and the unit is m/s/day. Shaded lightly (heavily)
are where values are smaller than -1 (-2) m/s/day. (a) The observation, (b) Run A, and (c) Run B.

対し，対流圏上部の北緯 60 度付近における屈折率の分布には，次の様な明瞭な違いを見て取ることができる。すなわち，解析値 (Fig. 7a) と Run A (Fig.

7b) には明瞭な極大域が存在するが，Run B では極大域は明瞭ではない。さらに，式 (2) の右辺各項の大きさを調べると，解析値や Run A での対流圏界面付近における屈折率の極大域の形成には，その領域で帯状風が Uzz < 0 となるように分布することが最も大きく寄与していることが示される。このことは，Fig. 6 で，U が圏界面付近で極大となることに対応している。また，Fig. 7 からは，解析値やRun A で，圏界面付近において屈折率が極大となる領域の存在と，そこでの E-P ﬂux の極向きへの屈折とが良く対応している様子が見て取れる。従って，対流圏上部及び成層圏下部における帯状風分布のわずかな違いが，この時期における波数 2 の伝播特性に大きな影響を与えていることが示唆される。
一方，Fig. 8 に示した，この時期の 500hPa 等
圧面高度分布にも，解析値及び Run A と，Run Bとの間に大きな違いを見て取ることができる。解析
値 (Fig. 8a) 及び Run A(Fig. 8b) ではアラスカ上
空に顕著なブロッキング高気圧が存在するが，Run

B(Fig. 8c) ではブロッキング高気圧は既に下流側にエネルギーを放射し減衰してしまっている。すなわ
ち，Run B では，ブロッキング高気圧の持続性をうまく再現していない。また，解析値や Run A では，
このブロッキング高気圧がアラスカから北極海上空へと北西に進行する傾向が見られる。このブロッキ
ング高気圧の北西進が，負の AO signature に対応
しているとも考えられる。さらに，解析値と Run A
では，アラスカ上空のブロッキング高気圧と，その南側の北太平洋上空に位置する低圧部の軸は北西か

(a) Analysis(b) Run A(c) Run B

Fig. 5 Latitude-height cross sections for time-averaged E-P ﬂuxes of WN 2 (arrow) F in unit of kg s−2 , andthe associated zonal force per unit mass (ρ0 a cos φ)−1 ∇ · F ) (contours) in unit of m/s/day averaged
over 18–20 January 2003. (a) The observation, (b) Run A, and (c) Run B. Arrows in the right bottom
correspond to (4.0 × 108 , 1.5 × 106 ) (kg s−2 ). Shaded lightly (heavily) are where values are smaller than
-5 (-10) m/s/day.

(a) Analysis(b) Run A(c) Run B

Fig. 6 As in Fig. 5, but for the zonal-mean zonal wind (m/s)

ら南東に傾いた構造を持つ。この軸の傾きが，Fig.

7 で示された波数 2 の極向き伝播と対応している。

Run A と Run B との比較から得られた前節での結果の有意性を議論する。このため，1 月 21 日におけ

一方，Run B では，波数 2 の存在は明瞭ではあるる大気下層における AO signature の予測値と，各が，その軸は北太平洋東部で逆に北東から南西に傾力学場の予測値との相関解析を実施する。

き，E-P ﬂux は赤道向きに伝播する傾向を持つ。3

まず Fig. 9a に，Figs. 5–8 で示した期間と同じ 1

次元 E-P ﬂux (Plumb, 1985) を用いた解析でも同

月 18 日から 1 月 20 日の 3 日間で平均した，1 月 8様の結論を得ることができる (図省略)。但し，Fig.

日，9 日を初期値とする全アンサンブルメンバーの8 で示されたブロッキング高気圧と，Fig. 7 で示さ

帯状風と波数 2 の E-P ﬂux 予測値のアンサンブル平れた屈折率の極大域や帯状風速の鉛直分布との関連均を示す。アンサンブル平均では，対流圏と成層圏に関しては，さらに詳しく解析する必要がある。

の極域に比較的強い西風が存在し，この分布は AOの下方伝播の予測に失敗した Run B (Fig. 6c) に近

3.4

AO 下方伝播に関する解析 IIい。また，E-P ﬂux の極向き伝播傾向も解析値 (Fig.

ここでは，1 月 8 日，9 日を初期値とする全 265a) に比べかなり弱い。一方，Fig. 9b に，1 月 21 日

個のアンサンブルメンバーを解析することにより，の 1000hPa における AO signature 予測値と関連す(a) Analysis(b) Run A(c) Run B

Fig. 7 As in Fig. 5, but for time-averaged E-P ﬂuxes of WN 2 (arrow) (kg s−2 ), and refractive index squared
n2 in Eq. (1) for the stationary WN 2 component multiplied by the square radius of the earth. Values
larger than 100 are shaded, and contours with values larger than 500 or smaller than -100 are omitted.

(a) Analysis(b) Run A(c) Run B

Fig. 8 The 3-day mean geopotential height ﬁelds at 500 hPa during 18–20 January 2003. Values with 5300–5500m are shaded.

る，同じ期間における帯状風と E-P ﬂux の偏差場を上部での E-P ﬂux の収束域と成層圏におけるそれ示す。ここで偏差場はアンサンブル平均からの差ととは連続していないことからも，AO が成層圏からして定義した。また，図では，AO signature 予測偏対流圏へ連続的に下方伝播するという描像は必ずし差が (−1)× 標準偏差となるときに対応する値を示も正しいとは限らないことを示唆している。

している。この図から，1 月 21 日の AO signature
予測値が負偏差の場合には，1 月 18 日から 1 月 20
日には，北緯 60 度付近で有意な東風偏差と，亜熱帯
ジェット領域で有意な西風偏差が存在することが分かる。また，対流圏中での波数 2 の活動度も有意に大きく，北緯 50 度付近を極向きかつ上向きに伝播しやすい傾向があることが見て取れる。この波活動度の偏差場は，高緯度域の 50hPa 付近と対流圏界面付近で，E-P ﬂux の大きな収束を伴い (Fig. 9c)，
そこでの西風減速を引き起している。また，対流圏最後に，Fig. 9b で示される帯状風偏差が波数 2 の伝播特性に与える影響を評価するため，Fig. 10 に定在性の波数 2 に対する屈折率の分布を示す。Figure

10a は，Fig. 9a で示されたアンサンブル平均した帯状風分布，Fig. 10b (Fig. 10c) は，Fig. 9a のアンサンブル平均に Fig. 9b の帯状風偏差を加えた(差し引いた) 帯状風分布を与えた場合の屈折率 (式(1)) の分布を示す。この図より，Fig. 9b の偏差場を与えると，対流圏上部の高緯度域で屈折率が大き
くなり，波数 2 の極向き伝播が促進される傾向にあ

(a)

(b)

(c)

Fig. 9 (a) Ensemble average of the predicted zonal-mean zonal wind (contours) (m/s) along with WN 2 E-P
ﬂux vectors (arrows) (kg s−2 ) averaged over 18–20 January 2003. The forecasts are starting from 8 and 9
January 2003. The magnitude of the vector is multiplied by 0.1. (b) As in (a), but for regressed anomalyof the predicted 3-day mean zonal wind (contours) (m/s) during 18–20 January upon the predicted 1000hPa AO signature on 21 January using all ensemble forecasts starting from 8 and 9 January. The anomaly
is deﬁned as the departure from the ensemble average. The sign of the regressed pattern is reversed so
as to show the negative AO signature condition. The light (heavy) shades indicate regions where thestatistical signiﬁcance of the anomaly exceeds 95 (99) %. The regressed WN 2 E-P ﬂux anomalies F(kg s−2 ) of which vertical components are signiﬁcant at the 95% level are also shown. (c) As in (b),but for the zonal force per unit mass associated with F in (b) in units of m/s/day. Contour interval is
0.5 m/s/day, and values larger than 0.5 (1.0) are lightly (heavily) shaded. Arrows in the right bottom
correspond to (2.0 × 107 , 5.4 × 104 ) (kg s−2 ).

(a) Ensemble mean (b) AO negative(c) AO positiveFig. 10 Refractive index squared n2 of the stationary WN 2 component multiplied by the square radius of theearth. The prescribed proﬁle of the zonal-mean zonal wind in (a) is the ensemble mean shown in Fig.
9a, and that in (b) [(c)] is composed of Fig. 9a and the anomaly shown in Fig. 9b with the same
(opposite) polarity. Values larger than 100 are shaded, and contours with values larger than 500 or
smaller than -100 are omitted.

ることが分かる。一方，成層圏の偏差場は，アンサ

結論と同様に，対流圏界面付近における Uzz の偏差

ンブル平均値に比べ小さく，屈折率に有意な影響をが屈折率偏差に大きな影響を与えていることが示さ与えない。従ってこの解析からも，対流圏界面付近れる。

の帯状風分布が，この時期における波数 2 の伝播特性に大きな影響を与えていることが示唆される。また，式 (2) を用いた解析により，Fig. 7 で得られた

4.

参考文献

まとめ

2003 年 1 月に生じた成層圏突然昇温現象 (SSW)に伴う北極振動シグナル (AO signature) の下方伝

Andrews, D. G., Holton, J. R. and Leovy, C. B.
(1987): Middle Atmosphere Dynamics. Aca-

播の力学要因と，予測可能性，及びその前駆現象を

demic Press. pp. 489.
Baldwin, M. P. and Dunkerton, T. J. (1999):

明らかにするため，気象庁一ヶ月予報モデル結果の解析を行った。
まず，変形された Euler 平均方程式に基づく解析によって，この AO signature の下方伝播は，波数 1型の SSW の最盛期以降に，対流圏から上方伝播した波数 2 に伴う E-P ﬂux の収束が主要な役割を果たしていることが明らかになった。また，気象庁一ヶ月
予報で SSW の発生をうまく予測していたメンバー
全てが，それに引き続いて生じた AO signature のPropagation of the Arctic Oscillation from thestratosphere to the troposphere. J. of Geophys.
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Baldwin, M. P., Stephenson, D. B., Thompson, D.
W. J., Dunkerton, T. J., Charlton, A. J. and示された。従って，Baldwin et al. (2003) による，

O’Neil, A. (2003): Stratospheric memory andskill of extended-range weather forecats. Sci-

成層圏における AO signature を予測子とする大気

ence, 301, 636–640.

下方伝播をうまく再現しているとは限らないことも下層の AO signature の統計的予測手法は，この AO

signature の下方伝播の予測には有効ではないことが示唆される。
また，AO signature の下方伝播を予測するには，対流圏から成層圏へと極向き上方に伝播する波数 2の振る舞いの再現が重要であることが示された。この波数 2 の伝播には，SSW と直接関連する成層圏
中部における帯状風分布よりも，むしろ対流圏界面付近における帯状風分布が大きな影響を与えていることが，屈折率の解析から示された。さらに，AO

signature の下方伝播のより詳しい解析から，成層圏における波数 2 に伴う E-P ﬂux の収束と，対流圏におけるそれとは，ほぼ同じ時期に発生していたことが示された。一方，この時期における対流圏でのAO signature の負偏差の増大は，アラスカ上空のブロッキング高気圧が徐々に北極海へ北西進することに対応していた。従って，これらの結果は，AO

signature が下方伝播する時期においても，対流圏循環の変動に対する成層圏循環の影響は極めて限定的であることを示唆している。
謝辞

データを提供して頂いた，気象庁数値予報課ならびに気候情報課の皆様に深く感謝する。図の作成には地球流体電脳ライブラリを用いた。本研究は，京都大学防災研究所一般共同研究 15G-C1 の研究成果の一部である。

Lorenz, D. J. and Hartmann, D. L. (2003): Eddyzonal ﬂow feedback in the Northern Hemisphere
winter. J. Clim., 16, 1212–1227.
Mukougawa, H. and Hirooka, T. (2004): Predictability of stratospheric sudden warming: A
case study for 1998/99 winter. Mon. Wea. Rev.,
132, 1764–1776.
Mukougawa, H., Sakai, H. and Hirooka, T. (2005):
High sensitivity to the initial condition forthe prediction of stratospheric sudden warming.
Submitted to Geophys. Res. Lett.
Plumb, R. A. (1985): On the three-dimensional
propagation of stationary waves.
Sci., 42, 217–229.

J. Atmos.

Predictability of Downward Migration of Arctic Oscillation: Case Study for January 2003
Hitoshi MUKOUGAWA and Toshihiko HIROOKA∗∗ Department of Earth and Planetary Sciences, Kyushu University
Synopsis
Predictability and precursor of a downward migration event of Arctic Oscillation (AO) signature
following a stratospheric sudden warming (SSW) occurring in January 2003 are examined using theoperational one-month ensemble forecast data set provided by Japan Meteorological Agency(JMA). It
is found that the tropospheric AO signature has much limited predictability compared with the SSW.
The downward migration of the AO signature is caused by the EP-ﬂux convergence associated with zonal
wavenumber (WN) 2 planetary waves at the tropopause level, of which propagating property is muchaﬀected by the zonal-mean zonal winds there. Our results suggest that even large changes in stratosphericcirculation associated with SSW events have only limited eﬀects on the troposphere.
Keywords : predictability, Arctic Oscillation, stratospheric sudden warming, planetary waves