ａ．要約

大気•海洋•陸地面の主として物理過程から成る気候モデル（CCSR/NIESモデル、既存）で成層圏の諸プロセスを改良もしくは新しく取り入れたモデルを開発する。
大気モデルの改良に関しては、現モデルで不十分な中層大気（成層圏•中間圏）の諸プロセスの改良を図る。即ち、中層大気中への人為起源物質の侵入により、中層大気特有のオゾン層の物理•化学過程と太陽からの放射の変動が相互に影響し合って中層大気の変動を引き起こすと共に、それが下層対流圏の変動と結合して気候変動を生じる機構をモデル実験によって明らかにする。また、内部重力波の挙動とそれが大気循環に及ぼす影響を超高解像度大気モデルによって明らかにする。

本年度は、対流圏と成層圏の物質交換に重要な対流圏界面付近の再現性の向上のために、他の機関のモデルの計算結果と我々のモデルの結果を比較するとともに、CCSRで新しく開発された放射コードの導入とテストを行った。その結果、CCSR/NIESの大気大循環モデルの対流圏界面付近に見られた顕著な低温バイアスが画期的に改善された。また、中層大気大循環において重要な役割を果たす大気内部重力波の直接解像シミュレーションを行い、下部成層圏における重力波の振幅や伝播方位の全球分布を世界で初めて得ることに成功した。本年度のシミュレーションで達成した解像度は、水平T213(0.55度格子)、鉛直層厚300mである。また、より高解像度の実験を行うに当たって、地球シミュレーターのノード内自動並列機能を用いるように大気大循環モデルの計算コードを改良した。

ｂ．研究目的

本研究の目的は、気候物理モデルの開発•改良と、それに結びつく大気中の様々な過程をより良く理解することにある。とりわけ、中層大気中における、大気組成の変化と気候との相互作用過程を正確にシミュレートするためには、大気微量成分やエアロゾルの輸送を支配する大気の運動と、光化学反応過程に重要な大気の温度場を適切に再現できる必要がある。

中層大気中の大規模な循環と温度場の季節変化や年々変動をよりよく再現するためには、オゾンによる太陽紫外線吸収がもたらす加熱や、二酸化炭素•メタン•オゾン•水蒸気を代表とする温室効果気体が放つ赤外放射による冷却、すなわち放射過程と、数百メートルから惑星規模にわたるさまざまな大気波動が、それぞれモデル中で適切に表現される必要があると考えられている。放射過程および小規模の大気波動を正しく表現するためには、モデルの水平•鉛直解像度がある程度高くなければならないと考えられている。

しかしながら、長期間にわたって、大気組成変化との相互作用までも含めた温暖化予測実験を行ううえで必要十分な解像度は、今もって十分明らかにはされていない。地球シミュレーターを用いた大規模計算により、各々の過程のモデル解像度に対する依存性を明らかしていくことは、統合モデルの設計にとって必須であるとともに、学術的にも意義深いものであり、本サブテーマの中心課題である。

全体計画において、最終的な統合モデルの基礎となる大気大循環モデルの開発を長期的な目標とするとともに、各サブグループ(部分統合モデル)のニーズに合わせた大気モデルの開発•提供を行っていく。

ｃ．研究計画、方法、スケジュール

大気•海洋•陸地面の主として物理過程から成る気候モデル（CCSR/NIES モデル、既存）で成層圏の諸プロセスを改良もしくは新しく取り入れたモデルを開発する。成層圏•中間圏大気の温度と循環•物質輸送に大きな役割を果たす内部重力波の効果を正しく取り入れるため、内部重力波をパラメタライズせず直接取り扱う水平解像度20km、鉛直層厚100m程度のモデルで数値実験を行う必要がある。この実験を2年目までに実施し、3年目には、中層大気までを含む中解像度大気化学•気候結合モデルに新しいパラメタリゼーションを組み込めるようにする。中層大気を含む化学•気候結合モデルは、サブテーマ(2)−「温暖化•大気組成相互作用モデル」の開発−とも協力して並行して開発を進め、オゾン層破壊と温暖化の相乗効果など中解像度モデルで実験を行う。

ｄ．平成１５年度研究計画

大気大循環モデル(以下AGCMと略す)に関して、対流圏界面付近で顕著な低温バイアスが現れる原因を究明し、バイアスを除去する。また、高解像度シミュレーションによって大気内部重力波の全球分布を求め、重力波抵抗パラメタリゼーションの入力値として利用することによって、中解像度モデルでも高解像度モデルに引けをとらない中層大気大循環のシミュレーションを目指す。

ｅ．平成１５年度研究成果

共生第一課題(CCSR住グループ)の呼びかけにより、気象庁全球スペクトル予報モデル(GSM)およびHadley Center Unified Model (UM)の結果と、CCSR/NIES AGCMの結果を詳細に比較する機会を持つことができた。その結果、CCSR/NIES AGCMでは、特に熱帯対流圏界面から下部成層圏にかけての温度が10℃以上も低く、観測や他のモデルではおよそ100hPaに位置する温度の極小が、70hPaに位置していることが分かった(図47a)。その原因を調べるために、対流圏界面付近での熱収支に関して、それぞれのモデルの力学過程や放射過程、凝結過程などに関して詳細な比較を行った。各々のモデルにおいて対流圏界面付近の温度を特徴付ける要素間のバランスは異なっていたが、特に、他のモデルに比べてCCSR/NIES AGCMでは下部成層圏における短波加熱が小さい傾向にあることが分かった(図47b)。

(a)	(b)

図47：(a) 熱帯平均の1月の帯状平均気温の高度分布。(b)同、短波放射加熱率。AMIP(90s)は、CCSR/NIES AGCMを用いて行われたAMIPランの1990-1998年の平均。ERA-40はECMWFによる再解析データの1990年代の平均。UMはハドレーセンターモデル。GSM/JMAは気象庁全球スペクトルモデル。radXは新放射コードを用いた結果(本文参照)。

CCSRの放射グループにおいて、AGCMに用いる放射コードの更新が行われた。主な変更点としては、

• 線吸収データベースをHITRAN92からHITRAN2000へ更新
• 連続吸収帯プログラムをLOWTRAN7のものからMT_CKD_1へ変更
• 気体吸収帯の大幅な増加
• 積分点選択の際の最適化手法の変更

前項で述べた新放射コード(コードネームmstrnX)をT106L56 AGCMに導入し、従来の放射コードを用いて同じ条件で行った実験結果と比較した(図48a,b)。特に熱帯対流圏界面と夏半球の下部成層圏で顕著だった低温バイアスが大幅に減少したことが分かる。その一方で、高緯度下部成層圏に顕著な高温バイアスが現れた。その後の調査の結果、地形性重力波抵抗のパラメタリゼーションを使わない場合には、上に述べたような高緯度下部成層圏の高温バイアスが小さくなることが分かった(図48c)。このことは、従来は短波放射の不足が間接的に作用して中緯度下部成層圏の西風が強くなる傾向にあったものを、重力波抵抗パラメタリゼーションを強めに働かせることによって無理に弱めていた、結果として高緯度下部成層圏の下降流が強くなりすぎていた可能性があることを示唆している。

その一方で、重力波抵抗パラメタリゼーションを全く使わない場合には、中緯度対流圏下層〜中層の西風が強くなりすぎ、高緯度の地表面気圧が現実に比べて小さくなりすぎることが確認された（図48d）。このことから、少なくとも対流圏下層においては、地形性重力波抵抗パラメタリゼーションによって西風が適度に減速される必要があることが分かった。どの程度のパラメーターの値がもっとも現実的な大循環を再現するのに適当であるかについては、今後調べていかなくてはならない。

図48：北半球夏季平均の帯状平均気温のERA40(1990年代平均)からの偏差。(a)従来放射コード (b)新放射コード (c)新放射コード＋地形性重力波抵抗off (d)実験(c)の北半球冬季平均海面気圧のERA40からの偏差。

今年度中に行われた検討の結果、本課題で開発する地球システム統合モデルでは、成層圏や対流圏の詳細な化学過程やエアロゾルとの相互作用を表現し、なおかつ100年間単位のアンサンブル実験を行わなくてはならないという要請から、大気モデルに関しては水平解像度T42、鉛直80層程度の規模を採用することが決められた。

対流圏で励起されて上方に伝播する大気内部重力波は、中層大気中で密度成層の効果から不安定となって砕波したり、背景風の作るクリティカルレベル付近で減衰したりする際に、輸送してきた運動量を背景場に受け渡す。その効果は赤道成層圏で見られる準二年周期振動や半年周期振動をはじめ、様々な現象を作り出している。また、下部成層圏においては、オゾンホールが生じる時期の極域の温度を決定するのに重要な役割を担っている。その効果をいかにモデルに取り込むかによって、成層圏の化学過程に大きな影響を及ぼしうる。

先に述べたように本課題ではT42 AGCMを使用するため、小規模な内部重力波による効果は直接表現することはできない。そのため、従来採用されてきた地形起源の重力波抵抗のパラメタリゼーションに、対流活動や前線等を起源とする重力波抵抗のパラメタリゼーションを追加導入する必要がある。Hines(1997)によるものを採用したが、その境界条件として、重力波の全球分布の現実的な気候値が必要となった。観測から得られる情報は不十分であるため、世界に先駆けて地球シミュレーター上で高解像度大気モデルを用いて重力波の直接シミュレーションを行い、その結果をパラメタリゼーションの入力値として用いることにした。

実験に用いたモデルの水平解像度はT106およびT213であり、それぞれ水平波長500km,250km程度の重力波を解像できる。鉛直方向には250層を取り、鉛直解像度は300mとすることにより、下部成層圏で卓越する鉛直波長1〜2kmの重力波を十分に表現できる。出力は1時間平均としてT106L250では4年間、T213L250では1年間の積分を行った。

図49はT106L250実験の結果から、日本付近の12-2月と6-8月それぞれの下部成層圏の東西風の周波数スペクトルを求めたものである。冬季の周期が5時間以上のスペクトルについては、スペクトルの傾きが周波数の-(5/3)乗に相当しており、信楽のMUレーダーによって観測されたスペクトルと定性的に良い一致を示している(Sato 1994)。一方、より短い周期帯のスペクトルは観測よりも小さく、水平波長500kmの実験ではそのような短周期の重力波は十分に表現できないことを示唆している。夏季には冬季に比べてスペクトルの傾きが大きく、この点も定性的に観測と一致している。定量的に見ると、夏冬ともにモデルは周期5時間以上のほとんどの周期帯で観測を過大評価する傾向にある。

(a)DJF	JJA (b)

図49：T106L250モデルの日本付近のグリッドにおける東西風の周波数パワースペクトル[m²/s²/Hz]。(a)12-2月平均、(b)6-8月平均。2年平均。点線は周波数の-5/3乗の傾きを表す。

図50はT106L250実験の結果から、オーストラリア北部の下部成層圏における相対温度擾乱(T’/T₀)の鉛直波数スペクトルを求めたものである。およそ3.5kmを境にして、その長波長側ではスペクトルの傾きは鉛直波数に比例しており、短波長側ではおよそ鉛直波数の-3乗に比例している。これは、Allen and Vincent (1995)がラジオゾンデ観測から求めたものと定量的に一致しており、このモデルの結果が信頼できる証拠のひとつと言える。また、破線で示される水平波長1250km以上の成分は、点線で示される水平波長500〜1250kmの成分に比べて、長波長側ではパワーが大きく、短波長側ではパワーが小さい。この結果から、T42モデルでは水平波長1250km以上の波しか表現できないため、いかに鉛直解像度を大きくしても、鉛直波長の短い波は表現し得ないことが推測される。

図50：T106L250モデルのオーストラリア北部(139.5E,20.748S)における相対温度擾乱(T’/T0)の鉛直波数スペクトル[1/(1/km)]。横軸は鉛直波数。実線：全成分 破線：水平波長1250km以上の成分 点線：水平波長500〜1250kmの成分

図51aは、T213L250モデル1月の下部成層圏70hPaにおいて、水平波長250〜1250kmの重力波のRMS風速(カラー)と、いくつかの格子点上での8方位へ伝播する重力波のRMS風速を計算したもの(矢印)である。赤線はこの期間を通じて平均した降水量を表している。また、図51ｂは、70hPaにおける東西風を示している。これらの図から以下のような特徴が挙げられる；

• 北半球中緯度でパワーが大きく、西風ジェットに対して西向き伝播成分が卓越する。アルプス、ヒマラヤ、アルタイ、サヤン、ロッキーなどの山岳上空に全球で最大のパワーが見られるほか、海洋上ではストームトラックに伴う降水の多い地域でパワーが強い。
  
  
• 両半球ともに、東西風の弱い亜熱帯、特に太平洋では極向き伝播が卓越する。熱帯起源の重力波が極向きに伝播しているものと思われる。
  
  
• 熱帯では、降水量の多い場所でパワーが強いが、東部太平洋の熱帯収束帯付近ではあまり強くない。東西方向に経度によって東西風が異なるため、重力波の伝播方位も経度によって異なっている。熱帯では1250kmよりも水平波長の大きい波が卓越している。
  
  
• 南半球中緯度では、およそ降水量の多い大陸周辺から大陸東岸にかけてパワーが強く、海陸のコントラストが明瞭である。70hPa高度付近では亜熱帯ジェットの西風が下部成層圏に伸びており、50S付近では西向き、30S付近では南西向きの伝播が卓越する。
  
  
• 両半球ともに高緯度ではパワーが小さくなる傾向が顕著であるが、北極付近では東西波数１のプラネタリー波に伴ってジェットが蛇行しており、東風になる東半球高緯度ではパワーが小さい。
  
  

• 北半球中緯度の西風は弱く、冬季に見られたような強いパワーは見られない。特に山岳起源と思われる重力波は少ない。また、海洋性高気圧が強く降水の少ない太平洋や大西洋上では特にパワーが小さい。
  
  
• インド･モンスーンの強い降水と高気圧性循環に伴って、アフリカ北部から東南アジアにかけて東風中を東進する重力波のパワーが特に強い。
  
  
• 南半球中緯度(30S付近)では西風ジェットの赤道側に沿って強い南西向き成分が分布している。これは対流圏ジェットのピークがある緯度帯と一致している。また、アンデス山脈付近では、強い降水に伴うものと山岳起源のものが合わさっていると思われる重力波のピークが見られ、西向き伝播が卓越している(河谷2004)。
  
  
• 南半球の西風ジェットの極側には重力波のパワーの最小が見られている。東西風の分布を詳細に検討した結果、60Sの30-180Wに広がる極小域は、その地域で地表から対流圏中層まで東風が卓越するため東向き重力波が励起されるが、すぐ上層にある西風中でcritical levelによる減衰を受けるためにできるものであることが推測された。
  
  
• 西半球の南極大陸上空には大きなパワーが見られるが、東半球には見られない
  

こういった特徴は近年衛星観測によって得られつつある重力波の全球分布(e.g. Wu and Waters 1996)や、ラジオゾンデネットワーク観測による観測(Vincent personal communication)と整合的であり、今後さらに観測との比較を進められる予定である。また、この実験で得られた下部成層圏の重力波分布は、次年度以後、Hinesの非地形性重力波パラメタリゼーションを改良していく上で非常に重要なものである。なお、Hinesパラメタリゼーションを導入した実験結果も重力波に関する国際会議で発表し、高い評価を得ているが、ここでは紙面の都合で割愛し、次年度の報告書に詳述することとする。

図51：T213L250モデル1月70hPa面における、(a)水平波長250〜1250kmの重力波の月平均RMS風速[m/s](カラー)と代表的なグリッドにおける8方位への伝播成分の月平均RMS風速(矢印)および月平均降水量[等値線：3mm/day]。(b)東西風分布[等値線：5m/s]。

図51(つづき)：T213L250モデル7月70hPa面における、(c)水平波長250〜1250kmの重力波の月平均RMS風速[m/s](カラー)と代表的なグリッド上における8方位への伝播成分の月平均RMS風速(矢印)および月平均降水量[等値線：3mm/day]。(d)東西風分布[等値線：5m/s]。

ｆ．考察

全体的に、ほぼ当初の研究計画どおりの成果を達成したといえる。新しい放射コードを用いた際の地形性重力波抵抗パラメタリゼーションのチューニングや、高解像度重力波シミュレーションの結果を踏まえた上での非地形性重力波抵抗パラメタリゼーションの改良、長期間積分を行ったときの重力波分布の年々変動、さらに解像度を高めた場合の重力波の振る舞いの検証については、次年度以後の課題として引き続き取り組む必要がある。

ｇ．引用文献

ｈ．成果の発表：