第 4 章 極成層圏雲がオゾン破壊に与える影響の定量化 25
4.2 解析手法
4.2.1 マッチ解析を用いたオゾン破壊量の推定
マッチ解析とは1度観測された空気塊を別の場所で再度観測することにより，空気塊の 変化を求める手法である．O3 についてのマッチ解析は，1990年代から主にオゾンゾンデ を用いて行われてきた(Rex et al. 1997など)．Sasano et al. (2000)，Terao et al. (2002) では，衛星ILASのデータを用いて，同じ粒跡線上で2回ILASにより観測された空気塊 を探し，オゾン混合比の変化を計算することで，1996/1997年冬季〜春季の北極域成層圏 のオゾン破壊量を定量化することに成功している．本研究では，PSCタイプがオゾン変化 に与える影響を調べるためにマッチ解析を用いる．先行研究を参考に，マッチ解析を次の 手順で行う．なお，ここでPSCタイプと定義するものは観測時点で見られたPSCのタイ プとする．観測時点で現れたPSCが，その後のオゾン変化に及ぼす影響を評価できると 考えたためである．あるPSCタイプのPSC発生時点から消滅時点までの短期的なオゾン 変化量を見積もれば，そのPSCタイプがオゾン変化にどのような影響を及ぼすかを確認 することができると考えられる．
まず，PSCが観測された地点で，その地点(緯度・経度・高度)から空気塊が前後5日 間で移動した経路を後方/前方粒跡線解析により計算する．このとき，PSC観測地点から 計算した粒跡線を中心粒跡線とする．空気塊の混合・発散を調べるため，PSC観測地点か ら緯度方向に±0.5◦，経度方向に±1.5◦，鉛直方向に±500 m移動した計6点から同じよ うに前後5日間の後方/前方粒跡線を計算する．いずれかの点からの粒跡線と中心粒跡線 からの距離が500 km以上になったときに空気塊が発散し，同一の空気塊を見ることがで きないとみなし，その時点までのオゾン変化量を見積もることにする．次に，中心粒跡線 上の緯度・経度・時間と，距離150 km以内，3時間以内で一致する衛星観測を探し，衛星 観測があれば，そのデータを中心粒跡線上の化学種混合比とする．オゾンの場合，得られ た衛星観測データを時間軸にプロットし，回帰直線の傾きを求めることにより，1日あた りのオゾン変化量[ppbv/day]を見積もる．中心粒跡線上の日射時間も計算し，日射時間 あたりのオゾン破壊量[ppbv/sunlit hour]も見積もる．また，オゾン以外の化学種につい ても，同じように中心粒跡線上での混合比を衛星観測により得る．
さらに，CALIPSOで観測されたPSC事例を対象とした衛星マッチ観測では，より詳
細にPSCタイプの違いによるオゾン破壊率の違いを定量化するため，粒跡線上の温度履 歴を調べることで，観測時点で発生していたPSCが観測時点からいつまで持続していた かを推測した．本研究では，PSCが観測された時刻から空気塊がTN AT 以上に上昇して から24時間後までをPSC持続時間とし，オゾン破壊率を計算した．
粒跡線上の日射の有無は，大気による屈折などを考慮し，本来空気塊に日射が起こり得 ると計算された角度より3度大きい値を採用して計算している．
池田・林田(2007)では，PSCの表面積が大きいほどオゾン破壊率が大きいことが言わ れている．そのため，PSC タイプとは別に表面積を考慮してオゾン破壊率を見積もらな ければならない．昭和基地上空における解析では，表面積の指標として，エアロゾルゾン デの結果から計算した各高度のエアロゾル総表面積の値を用いる．CALIPSOで観測され たPSC事例を対象とした解析では，表面積の指標として，同じくCALIPSOにより得ら
れた波長532 nmレーザーの減衰後方散乱係数(大気分子のレイリー後方散乱係数と，エ
アロゾルのミー後方散乱係数との比)を5階級に分けて用いる．分けた階級は2.0×10−4 [km−1 sr−1]以下，7.0×10−4 [km−1 sr−1]以下，1.0×10−3 [km−1 sr−1]以下，2.0×10−3 [km−1 sr−1]以下，それ以上の5階級であり，値が大きいほど表面積が大きいと推定され る．以後結果では，階級が低いものから順に，ランク1，ランク2，ランク3，ランク4，ラ ンク5と呼ぶ．
粒跡線解析プログラムとして，国立環境研究所地球環境研究センター (CGER) の STRAS (Stratosphere-Troposphere Research Assisting System)を用い，等温位面粒跡 線プログラムを選択した．気象データはNCEP/NCAR再解析データ(水平グリッド間隔 2.5◦ × 2.5◦，鉛直17層 1000–10 hPa，時間間隔6時間) を用いている．
4.2.2 TIceおよびTN AT の決定
Hanson and Mauersberger (1988)の実験式により，HNO3とH2Oの分圧からNATの 生成温度TN AT を求めることができる．
PHNO3 = 10[m(TNAT)×log(PH2O)+b(TNAT)] (4. 1) m(TN AT) =−2.7836−0.00088×TN AT (4. 2) b(TN AT) = 39.9855− 11.397
TN AT + 0.009179×TN AT (4. 3)
ここで，P は飽和蒸気圧[Pa]，TNATはNATの飽和温度[K]
同様に，Marti and Mauersberger (1993)の実験式を用いて，H2Oの分圧から氷粒子の 生成温度TIceを求めることができる．
log(PH2O) = −2663.5 TIce
+ 12.537 (4. 4)
ここで，P は飽和蒸気圧[Pa]，TIceは氷の飽和温度[K]
このように，本来は解析する大気の状態に合わせてTN AT，TIceを設定する必要がある が，本研究では簡易的に，TN AT を約196 K，TIceを約188 Kとして用いる．
4.2.3 N2O-O3 相関
N2Oは化学的に安定で反応性が低く，下部成層圏では光化学寿命が数年〜数百年と非常 に長い．そのため，輸送や大気の混合を調査するトレーサーとして用いることができる．
N2Oは強い紫外線により次の反応によって消失する．
N2O +hν(λ <230nm)→N2+ O(1D) (4. 5) O(1D) + N2O→N2+ O2 (4. 6)
O(1D) + N2O→2NO (4. 7)
この反応は主に紫外線の強い上部成層圏で起こる．そのため，N2Oの光化学的寿命は高度 が増すにつれ減少し，高度22kmでは約100年，28kmでは約10年，33 kmでは約1年、
約40 km以上では約1ヶ月である(Brasseur and Solomon 1986)．
南極で極渦形成前の4月の下部成層圏におけるN2O-O3 相関をプロットし，4次の近似 曲線をリファレンスカーブとした．観測されたN2Oから，リファレンスカーブにもとづ いて算出したO3 の値をO3ref(極渦形成前のオゾン量)とし，その大気中のオゾンの変化 量∆O3は以下のように表される．
∆O3 = O3ref −O3obs (4. 8)