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日本気象学会
1882釧立105（雷雨）雲をつかむ話現代版＊
昭和57年秋季大会特別講演

小

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1．はじめにの題名である．同書は大正15年に岩波書店から発行さ

私は2年ほど前に日本気象学会から，偉大な気象学者

れ，好評のため以後版を重ね，昭和25年には第8版改訂

藤原咲平先生を記念する藤原賞をいただいた．その際同増補版が刊行されている．当時はr雲をつかむような」

年の春期大会で受賞講演をするようお誘いを受けたが，という言葉は，不確かな，あてにならない，という形容

いろいろの事情で帰国することが出来なかった．今回イ

詞と同義語に使われていた．中央気象台にあって昭和16

リノイ大学から有給休暇をとり，9か月余り日本に滞在

年までの18年間，実地の天気予報業務に従事されていたするに当たって，そのときの講演の代わりに本年の秋期

藤原先生にとって，これは当然おもしろくないことであ大会で何かの形でお話をすることができないだろうかとった．r雲をつかむような予報業務」も着実に進歩しつ

岸保理事長にお願いした．幸いにも理事長はじめ理事会

つあるのだということを世の人に知らせるべく，r雲をの方々が快く承認して下さり，こうして会員皆様にお話つかむ話」を書かれたわけである．

できるのを，たいへんうれしく，また光栄に思っている．

藤原先生のr雲をつかむ話」の雲は広く天気から長期

私が学生であった第2次世界大戦の頃，藤原先生は気予報までを含んでいた．私の今日の話では雲を文字通り

象庁の前身である中央気象台の台長であり，また当時の雲，それも対流性の積雲や積乱雲に限り，1980年代初め

東京帝国大学理学部物理学科の兼任教授として気象学講の現在，私達がどの程度r雲をつかむ」ことに成功した座を澹任されていた．藤原先生については，いろいろのかを述べたい．話を対流性の雲に限っても，その研究は思い出があるが，私の見る所では昔話というものは，そ広い範囲に及ぶ．ここでは私共のイリノイ大学大気科学

れを一番楽しんでいるのは話をしている当人であり，そ教室における研究を中心としてお話したいと思う．そのれを聴く若い人はとかくしらけムードという傾向があ

研究は次のように大別できるだろう．

る．それで今日は昔話は一切止め，ただ私の今日の講演

1．severestormの研究，特にトルネードをともなの題名をr雲をつかむ話現代版」としたわけだけを述べうようなスー・パーセル（supercell）やマルチ・セル

たい．r雲をつかむ話」というのは藤原先生の著書の一つ（multi−cel1）（Marwitz，1972）の構造，およびその構造＊To

grab−clouds−1atest＊＊Yoshimitsu
教室．

1983年2月

edition．

Ogura，米国イリノイ大学大気科学

が周りの大規模な風・気温・湿度などの鉛直分布によって，どのように影響されるか．

n．メソ対流系の研究．積乱雲はしばしぽメソスケー

3

62

雲をつかむ話現代版
シノプティック・スケールの場が大気の成層をうまく条

4．5

件不安定にしても，対流を起こすには不充分である．た（a》10min4．0

とえば下層に温度の逆転層があれば，条件不安定を解消

3．5
3．0

させて対流を起こすためには，まず逆転層を解消させな

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ければならない．多くの研究によれば，メソ対流系が発2．0

生する以前に下層にメソスケールの収束（したがって上

鐘15昇運動）があり，これがメソ対流系を発生させる引き金

10＾・・りの役をしている．この，いわゆるtriggeringのメカニズ

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Raymond，1978），（6）海陸風（Pielke，1974），（7）内陸海陸風（Sun

4

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ある平均流の不安定性，たとえば慣性不安定（Bemetts

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Portis，1982），（2）いwaveにともなう上昇運動，（3）下との関連において（Uccellini

6蟹2．01彪

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3．0
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たとえば，中緯度帯のメソ対流系については，（1）前線

andOgura，1979），（8）重力波（UcceLlini，1975）など．これに関連して，何故対流雲がしばしばメソスケールに組織化されるかということも重要な問題である．

皿b．メソ対流系の構造と，その一生（発生期，発達

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．

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期，成熟期，減衰期など）．

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凝結，水滴や氷粒からの蒸発，雲による熱・水蒸気・運

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4，000

第1図 各大きさの水滴の数濃度分布．等値線は10−1cm−29−1ごとに描かれている（Oguraand

Takahashi，1973）．

模の場が変化する．数値予報における積雲のパラメタリ

ゼイションを改良するためには，雲がどのような大規模な場で発生・発達するか，そしてどのように大規模な場を変化させるか，もっとよく知る必要がある．

このように広い範囲の研究を45分間の講演で述べるこルに組織される．それが線状に組織されれば熱帯およびとは不可能なので，ここでは1のseverc

中緯度帯のスコール・ラインや降雨バンドとなる．さもーパーセル（孤立した巨大雷雨）に限って話をすることなければ雲のクラスター（cluster），あるいはMaddoxにする．

（1980）の定義した中緯度帯のmesoscale

storm，特にスconvective

complexとして，気象衛星写真や気象レーダー写真に現

2．3次元雲モデルの開発

われる．もちろん，このメソ対流系にともなってsevere

1960年代の初めに私はJ．chameyやN．Phillipsとstormが起こることもある．メソ対流系の研究は，さら共に非弾性（anelastic）方程式系を導出し，それに基づに次のように細別できるだろう．

いて湿った雲のシミュレーションを1963年に行った．そHa・引き金作用．積乱雲が発達するためには，大気の後東大の海洋研究所に移ってから，この問題とは遠ざは条件不安定な成層をしていなければならない．しかしかっていた．十余年前にイリノイ大学に移ってから，再

4

、天気

30．2．

雲をつかむ話現代版

63

びこの問題にとりかかることにした．その際研究の方向
じ■2として二つを考えた．

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一つは雲の力学の中にいろいろの雲物理過程をとり入

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れることであった．これは後に述べるように，米国中西

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部や欧州によく発生するストームの一生にとって，下降ノ気流（downdraft）は大きな役割を果たす．そして下降

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気流は雨滴を含んだための余分の重みと，水滴からの蒸発にともなう冷却作用による負の浮力によって起こる．

したがって雲の中のどこでいつ水蒸気が凝結して小さい雲粒ができるか，その雲粒から併合作用によって大きな

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雨滴ができ，上昇気流にさからって落下し始めるかが重第2図 スーパーセル型のストームについて，移動

要な間題である，このように雲の力学と雲物理過程の間

気の流れの模式図．記号L（low）とMに強い相互作用があることは，今日では常識であるが，（middle）は，それぞれ下層および中層の空気が上昇気流と下降気流を形成していることを示す．点線は雨滴あるいはひょうの軌跡を，横の実線は地表面における降雨域を表わす．地表面における陣風線の位置，および（もし起こるとすれば）トルネード

当時は未だほとんど研究されていなかった．

私は雲物理学の方はあまり得意でなかったので，イリノイ大学に高橋（Oguraand

勘さんをお招きし，協同研究を行った

Takahashi，1971，1973）・水蒸気が凝結して出来る初期の雲粒径分布を仮定し，一次元雲モデルをしつつあるストームに相対的な3次元の空の位置も示してある（Browning，1964）．

時間を埠って積分し，雲の中の鉛直速度の発達と共に，すなわち雲粒径分布としては，雲粒と雨粒という，ただ雲の中の各高度で雲粒径分布が時間と共にどう変化する

二つのカテゴリーを考える．雲粒は小さいので周りの空か計算したわけである．第1図はその結果の一部を示

気と共に動ぎ，雨粒は混合比に応じた落下速度で落下す

す．∫（積分時間）＝・10分では雲頂は約1．5kmの高さにるものとする．そして与えられた併合過程を表わす式に達しているが，雲粒の大部分の半径は40μmより小さ

従って，雲粒は雨粒に変換される．

い（第1図a）．時間がたつにつれ，雲の中の浮力の増研究の第2の方向は3次元雲モデルの開発であった．

大と共に上昇気流も強くなり，雲粒も上方に運ばれる

これは私達が研究の対象としたようなストームの大部分（すなわち雲頂高度が増す）．そして雲頂近くにたまったは，鉛直方向に強い風のシアーを持つ場で起こっている

水滴群の中で併合過程が始まり，大きな水滴が形成されこと，そのシアーも単に風速が高さと共に増すだけでなる．大きな水滴の落下速度は大ぎいから，第1図bに示く，下層では風向も高さと共に変わっていること，した

すように，半径が0・5mm程度の水滴は上昇気流にうがってスーパーセルの構造も著しく3次元の様相を示し

ちかって落下し始める．その落下の途中で，絶えず下方ていることが，他の研究者の観測データの解析から判っから供給される雲粒を併合することによって成長を続け

ていたからであった．第2図と第3図は，多くのストーた後，この数値実験では∫＝35分には最初の雨粒が地表ムを解析してBrowning（1964）が作ったモデルである．

に到達する（第1図c）．おや，雨が降ってきたよと私

第4図は，このようなストームが起こっているときの典達が空を仰ぐのが，この瞬間である．このように雲の中型的な風のホドグラフである．すなわち地表に相対的なに上昇気流があっても，気象レーダーで検出できるよう

風は，下層では南風，中層では南西風，上層では西風でな大きな雨粒ができるまでには，ある程度の時間がかかある．多くのストームは中層の風に対して，やや右寄りるということが，以下述べる3次元雲モデルの実験結果の方向に進むから，移動しつつあるストームに相対的なを理解する上に留意すべきことである．

風は第4図の右図に示すようになる．したがって第2図

その後高橋さんは。ハワイ大学に移り，そこで氷相を含に示したように，ストームの進行方向に向かって右前方めた雲物理過程の研究を，室内実験・野外測定・数値実から下層の相当温位の高い空気がストームに流入し，強験の3方面から精力的に進められている．私達の方ではい上昇気流（updr諭）となる．この上昇気流は圏界面近ストームの力学の方に研究の重点があり，Kessler（1969）

くに達すると四方に発散するが，そこで卓越している西の暖かい雨のパラメタリゼイションを主に使っている．

風のため東に流れる金床雲（anvi1）となる．一方中層の1983年2月

564

雲をつかむ話現代版

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第3図 第2図に対応して速度7で移動しているストームの平面図（上図）と，平均風の鉛直シアーの方向に平行なAB線に沿った鉛直図（下図）．小さい白丸はストーム内の各部における雨滴およびひょうの軌跡を示す．平面図内の濃淡はそれぞれ地表面近くでのひょうおよび雨の区域（Browning，1964）．

相当温位が低い空気がストームの右側面から流入し，上ゆるvaultとよばれる弱いレーダー・エコーの領域であ

昇気流の東側をまわって下降気流（downdraR）となる．

る．ここは強い上昇気流がある場所であるが，レーダー

もともとこの空気は乾いているが，上から落下してくる

電波を強く反射させるような大きな雨滴が生成されてい雨粒による余分の重みと雨粒からの蒸発冷却のため，下ないのである．このvaultおよびその付近では下層の流降気流となるものである．この冷たい下降気流は地表面

れは低気圧性に回転しており，いわゆるフックエコーをに接近するにつれ水平に発散するが，特に右前方から流形成する．第3図平面図の小さい矢印はこの回転の方向

入してくる温暖な空気と衝突する部分で，いわゆる陣風を示している．トルネードは，もし起こるとすれば，こ線（gustfヒont）を形成する．

のフックエコーのleadingedgeで起こるということは，第2図で示した構造を平面図および鉛直断面図で示し

よく知られている．また大きなひょうはvaultをかこむ

たのが第3図である．ここで最も特徴的なことは，いわ強いエコーの部分で降り，強い雨は下流に向かってスト

6

、天気

30．2．

雲をつかむ話現代版

65

一ムの左側で降る．平面図において広い三角形の矢印は上昇気流を示しているが，先に行くにしたがって細くなっているのは，水平収束があり上昇速度が高度と共に増H加しているのを表わしている．ストームの右前方からス

トームに流入した空気は上昇しつつ270。回転してから（後述参照）ストームの前方に流れだす．

このような構造をもつスーパーセルをモデルで再現するためには，どうしても3次元の雲モデルが必要であWINOS

REしAτIVεTO

GROUNDる．ちょうど私がイリノイ大学に移った頃，情報学科のRobertWilhelmsonという大学院生が，数値計算に興

第4図』

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左図は第2図に示したストームが起こっている時の典型的な大規模な場の風のホドグ
ラフで，白丸がストームの移動速度を，また記号L，M，Hはそれぞれ下層，中層，
上層を表わす．右図は移動しつつあるストームに相対的な大規模な場の風のホドグラ

味があるので私の指導の下で博士論文の仕事をしたいと云ってきた．私がイリノィ大学に赴任したのは，そこで
大気科学教室を創設するためであり，当初は私の他に博士号をとりたての，しかも他の教室と兼任している助教

フ（Browning，1964）．

授が一人居るだけだった．気象の講義は何も無かった．

Wilhelmsonは数学で学士号をとっており，気象学はお験の結果は一見もっともらしく見えても，．それ以上モデ

ろか流体力学の講義も取っていなかった．しかし計算機

ルのどこをどう改良すべきかの指針が少なかった．それには強いので，それからは彼に文字通り1対1で気象学

でモデル実験の結果に基づいてストームの発達や構造をを教えると共に，3次元モデルの開発にとりかかったわ

決めるメカニズムを議論しても，それはモデル・ストー

けである．それから約3年後には彼は首尾よく3次元のムについての議論であり，実際のストームはそれとはち

雲のシミュレーションで博士号をとった．彼がイリノイがった物理過程やメカニズムに支配されている危険は常大学における私の最初の博士であった．

にあったわけである．一方数値天気予報や大気大循環の

その後コ・ラド州のボルダー市にある
tionalCenterfbr

Atmospher三c

NCAR（Na−

モデル実験では，実験結果と比較すべきデータは豊富に

Research）に当時世界であった．これがストームの数値実験の進歩が，大規模な最大の計算機の一つであるCRAY−1が入った．3次元雲

大気運動のモデル実験のそれに比べておそかった理由のモデルを実際にあった状況の下で走らせるのには，この一つであった．

計算機を充分に使いこなす必要があり，またその為には

近年，特に米国においてはストームをもっとよく理解

NCARのスタッフと協力するのが最も有効であった．

し，短期天気予報，とくに降雨量の予報の精度を向上さ

そこでD・Lillyの下にいて山越え気流の数値計算をやせるために，特別野外観測がしばしば実施されるようにっていたJoe

Klempという若い人が雲のシミュレーシなった．そこでは3個以上のドップラー・レーダーを集ョンに興味があるというので，1975年頃からWilhelms−

結し，ストームを観測する．またそのストームを成育維

onとKlemPは密接に協力して仕事をするようになっ持させる環境をよく知るために臨時レーウィン・ゾンデ

た．

観測網を設置する．気象用航空機もできるだけ使用す

さらにその頃ストームの観測の方でも新しい進展がある．上記のWilhelmsonとKlempは，National

Severeった．ドップラー・レーダーの実用化である．少なくとStormsも3台のドップラー・レーダーで雲の中の同一部分を同いるPeter

時に観測することによって，とにかく雲の中の風ベクトモデル実験の結果と実際に観測された結果とを比較して

ルの3成分が測れるようになったわけである．これはスいる．以下の2章で主としてこれら3氏が得た結果のう

トームの研究にとっても画期的なことであった，つまり

ち，2例について述べてみよう．

Laboratoryの所員でレーダーのデータを扱ってRayという同年輩の人と共同して，彼等の1960年代の初め私が初めて雲のモデル実験を試みたときはもちろんのこと，1970年代の初め3次元モデル実験が3．分裂するストーム

初めて行われた時でも，そのモデル実験の結果を検証す1964年4月3日午後オクラホマ州で発達したストーム

るのに充分な観測結果が無かった．したがってモデル実はユニークな様相を示した．第5図aに示したように，

1983年2月

766

雲をつかむ話現代版

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第5図 1964年4月3日オクラホマ州で発達したストームの観測結果（a図）とシミュレーションの結果（b図）．観測によるレーダー反射強度が12dBZより大きい区域，および数値実験によるストームで高度0・4kmにおける雨滴の混合比が0．5g kgdより大きい区域が，ほぽ30分間おきに交互に実線および破線で示されている．ストーム・セルの移動をさらに見易くするために，濃淡で塗ったセルもある．セルにつけた記号については本文参照．b図の記号
Mは，モデル実験によるストームであることを示す（Wilhelmson and Klemp，1981）．

最初のレーダーエコーは1330（以下時刻は地方時で示

平格子間隔は2km，鉛直格子間隔は0．75kmである．

す）に出現したが，1400までにこのエコーは細長く伸初期の大規模な場としてはストームの近くで観測された

び，1428までには二つに分裂したのである．その後各

レーウィン・ゾンデの結果を採る．ただしモデルのスト々のセルは違った方向に移動した．第5図aにおいて，ームがなるべく積分領域内にとどまっているように，数

高度7km以下の層の平均風向から見て左の方向に移動

値積分の際には地表に対してある一定の速度で動く座標

するストームにはLの記号を，右の方向に移動するもの

系を用いる．第5図bは第5図aの観測結果との比較をにはRの記号をつける．この分裂の際にはストームRの容易にするために，もとの座標系に引き戻して結果を描方がストームLより強く，その後ストームRは直径8．4

いている．雲を発生させるために，初期に大気下層に大cmにおよぶひょうを降らせ，トルネードも発生した．

きなサーマル（therma1）を与える・その水平半径は12．4

このトルネードのため死者7名，負傷者111名がでていkm，鉛直半径は2・25kmで，サーマル内の最大温位差

る．1588以後はストームLとRの間に新しいセル（RB）

は4。Cである．

が発生している．ストームLは北向きに移動を続け，1630には第2の分裂を起した．

数値積分は約4時間にわたって行われた．第5図でみるように，第1と第2の分裂のタイミング，分裂後の各WilhelmsonとKlemp（1981）は，この一群のスト々のセルの移動の様子など，観測結果と実験結果は驚くームのシミュレーションを試みた．用いた3次元雲モデほどよく似ている．第6図はさらに詳しく最初のストー

ルはKlempとWilhelmson（1978）が開発したもので，

ムの分裂を調べたものである．まず第6図aに示した実

そのシミュレーションの結果が第5図bに示してある．

測のレーダー反射強度をみると，1344では12dBZの等、モデルの積分領域は80km×160kmx16・5kmで，水値線は南西から北東の方向に対して，ほぼ対称である．

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30．2．

雲をつかむ話現代版

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第6図 （a）観測されたレーダーの反射強度．等値線はOdBZからはじまって12dBZおき．観測時刻

は上のらんの括孤内に地方時で示してある．（b）以下はモデル実験の結果．（b）は高度1．9kmで時刻が1345，1415，1445における雨滴の混合比．1g kg輯1おき．特に太い実線は09
kg閣1を示す．（c）は2ms−1ごとに引いた上昇速度．実線が上昇速度，破線が下降速度．
ただしゼ・線は引いていない， （d）は0．002s 1おきにひいた渦度の鉛直成分。実線が正，で破線が負の渦度．（b），（c），（d）におけるドットは上昇気流の中心を示す（Wilhelmson
and1983年2月

Klemp，1981）．

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雲をつかむ話現代版

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第8図 レーダーエコー全体の動きと構成する小｛b｝

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この時点では下層の上昇域は二つに分裂したが，上層で二は未だ分裂していないわけである．そしてLMがRM
から少しおくれて発達し始めたことは第6図cの1445でlも明らかで南る．すなわち，この時点で上昇気流域の分）裂は進行中であるが，LMの雨域は上昇気流域とほぼ一
噌y

第7図 大規模な場の風の鉛直シァーによる渦管が致し，また下降気流も未だ発達していない．一方RMでは雨域に結びついた強い下降気流が既に発達しており，

雲にともなう鉛直運動によって軸の方向を次章で述べる成熟期にあるスーパーセルに似た構造を持まげられることを示す模式図．（a）雲の発っている．

達の初期の状態で，雲の中央部だけに上昇気流がある場合．（b）雲の発達後期で，下第6図dの渦度の鉛直成分の水平分布で最も特徴的な降気流のため下層の上昇気流域が2つに分ことは，初期，すなわち下層の上昇気流が中央部に集中裂した場合（Rotunno，1981）．

している段階では，正負の渦度がペアになって現われるが，時間が経って二つのセルに分裂した段階では，正負30分後の1415には明瞭な極大値が』二つ出現し，やがての渦度のペアが二つ現われることである．この現象の説

1445までには右方向に動くストームRと左方向に動くス

明は比較的容易である．第7図aにおいて，対流セルがトームLに分裂する．

発達する前には￠方向の平均流は鉛直シアーをもつの

第6図bにみるように，数値実験の結果によれば1345

で，9軸の方向に軸を持つ渦管があった．上昇気流が発では高度1．9kmでの雨域は極めて狭い．しかし30分後達すると，この渦管が図のように曲げられ，上昇気流のには雨域はかなりの広がりを持ち，かつ北西側に少しふ右側に正の鉛直渦度が，左側に負の鉛直渦度が現われくらむ．このふくらみは次第に成長し，やがて，もとのる．次の発達段階に入り下降気流が発達して下層の上昇

ストームRMから分離し始める．この過程を第6図c

気流域が二つに分裂すると，各々の上昇気流の右左に正で示した鉛直速度分布でみる．まず1345では，上昇域と負の渦度が現われ，結局二つの渦度のペァが現われるわ

雨域とはほぽ一致している．1350ごろから下層で下降気けである．さらに発達の段階が進むと，後の第9図aに流が発達し始め，1415までには細長く伸びた下降気流の示すように，下層の上昇気流域では低気圧性の回転が卓両側に上昇気流域があるという形になる．この時点で越する．これは鉛直渦管が鉛直方向に伸びたためであは，第6図bに示した雨域のふくらみLMに対応する

る．

上昇気流は，RMのそれより面積も狭く，（図は示してこのような渦度の変化は，第7図に示したRotumo

いないが）高さも低い．たとえばRMに対応する上昇
気流は高さ6・3kmで最大17m／秒もあるが，この高さ（1981）の説明を待つまでもなく，60年も前にわが国のではLMに対応する上昇気流はほとんど無い．つまり

正11年（1922年）5月10日発行のr気象集誌」第41巻第10

藤原先生がある程度指摘されたことである．すなわち大

、天気

30．2．

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レ

69

雲をつかむ話現代版

5号にr渦動に関する第3報：ヘッセルベルグの公式と其変形」と題する論文がある（この論文のことは海洋研の木村さんに教えていただいた）．そこで藤原先生は，4．スーパーセルの構造

1977年オクラホマ州にある国立雷雨研究所（National
SevereStormsLaboratory）は春期特別雷雨観測の一一部

ヘッセルベルグの導いたr式は差し当たり自分にとってとして，他の2機関の協力を得て4台のレーダー（内3は少し使い悪いから変形して次の式を得た」

台がドップラー・レーダー）から成る観測網を展開した．5月20日の午後，よく発達したスーパーセル型のス

畜一（ξ讐＋η器）一（ノ＋ζ）（器＋舞）トーム（後にDelCity

stormと呼ばれる）がこのレ・一上の式の形は原文のままであるが，便宜上記号だけは

ダー観測網を通過した．Ray6」畝（1981）はこのスト

現在私達の使いなれているものに直してある．すなわちームについて得られたデータを詳しく解析し，単にレー（ξ，η，ζ）が渦度ベクトルの3成分であり，（％，〃，

ダー反射強度の分布の時間的変化のみならず，ストーム）

が速度ベクトルの3成分である．さらに原文から引用を

内の風ベクトルの3成分の3次元分布を決めた．同時に続けると，この式のr第一項の作用は水平渦が垂直渦に

Klemp，WilhelmsonとRay（1981）は3次元雲モデル

変ずるものであって，今迄何人もまだ注意しなかった所を使って，このストームのシミュレーションを行い，実のものである．」しかし藤原先生は少しはしゃぎ過ぎて，測結果と比較した．その結果の一部を次に述べよう．

台風でも温帯低気圧でも，このいわゆる立ち上がりの項

前章で述べたのと同じく，ストームの近くで観測されが最も重要であるとしている．渦管の伸張の項，すなわたレーウィン・ゾンデのデー一タを，数値実験における初ち第2項については正しく，r雷雲の生成の時などは始期の大規模な場とする．大きなサーマルを初期に与えてめは積雲ができるだけであるが，発達するにつれて積乱雲を発生させる．積分領域は48km×48km×16kmで，雲となり囲転運動が目につくようになる⊥

水平および鉛直方向の格子間隔は，それぞれ1kmおよ

さて時間の関係上，第5図に示したストームの第2のび0．5kmである．実験の結果は前章の場合と似て，分裂について詳細に述ぺることはしない．しかし第2の渉二30分後には降雨に伴う下降気流のため，下層の上昇

分裂は最初の分裂とは少し様子がちがう．すなわちここ

気流域は二つに分裂する．しかし，この日に観測されたでは北方に移動しているストームLからの下降気流が地大規模な風の場に対応して，右方向に動くモデル・スト

表面に達して，冷たい空気が四方に流れだす．そして下ームがより強く発達する．

層の平均流の風向との関係で，もとのストームLの南東は30m／秒に達した．一方この時刻に左方向に動くスト側に新しいセル（RA）が発生する．もとのストームLーム内での最大上昇速度は10m／秒に過ぎず，しかも以は新しいセルの発生に影響されず，そのまま北に移動し後次第に衰弱していく．∫＝約L5時間では，右方向に動渉二1時間では最大上昇速度つづける．一方新しいセルRAは，それ自身の進行方

くストームは近似的に定常状態に達し，か＝2時間から向と速度で移動する．こうしてみかけ上セルLからセル減衰し始める．

Rムが分裂で発生したようにみえるわけである．

渉＝2時間における数値計算の結果が第9図に示されこのことはいわゆるマルチ・セル（multi−ce11）の移動ている．ただし観測結果との比較を容易にするために，と関係がある．このマルチ・セルというものは第8図に

積分領域の中心部の29km×29kmの部分だけが示して示したように，いくつかの活発な（active）セルが集まある．前章で述べた数値実験と同じく，できるだけモデって一つの対流系を成しているものである．ここで重要

ル・ストームを積分領域にとどめておくために，実測さなことは，個々のセルの動きとマルチセル全体としてのれた大規模な風の場から一定の風を引いたものが数値実

動きとは違うことである．第8図についていえば，個々験で用いられている．その結果，モデル・ストームは積のセルは中層あるいは下層の平均流と共に東北東の方向

分領域であまり移動しなかったので，第9図に示した水に移動しているが，マルチセルの南側に次々と新しいセ

平風ベクトルは，移動しつつあるストームに相対的な風

ルが発生すると共に，北端のセルが次々と減衰し，結果と見てよい．

としてマルチセル全体としては東に（つまり平均流の右寄りに）移動しているわけである．

第9図は成熟期にあるモデル・ストームの構造を示しているわけであるが，その特徴は次の通りである．第9図aでは下層でフックエコー・に相当する降雨域があり，，

フックの東側に強い上昇気流域がある．下層の相当温位

1983年2月

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雲をつかむ話現代版

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が1mゴ1より小さい地域はうすく塗ってある． 太い実線は雨滴の混合比が0．5gkg−1より大きい区域を示す．水平の風ペクトルは一格子問隔が 20ms−1に相当する （Klemp，Wilhelmson

and：Ray，1981）．

の高い東ないし南東よりの風が，この上昇気流を養って来た後で，下層の収束にともなう渦管の伸張のため正のいる．上昇気流の北西側に下降気流の中心部があり，こ渦度が増大したのである．

こから主に南から西に向かって冷たい空気が流れ出して第9図bによると，中層（高さ4km）では，南風といる．この気流は南東からストームに流入する空気と出してストームに流入してくる相当温位の低い空気は，上逢い，陣風線および強い収束帯を作る．この収束帯の上

昇気流域の東側をう回しつつ，下降気流となり上昇気流

部に下層の上昇気流域があるわけである．この上昇気流域の北側に雨を降らせる．高さ7kmでは（第9図c），

域では雨が降っていないことに注意してほしい．すなわ

上昇気流域は下層（第9図a）の下降気流域の上に位置

ちここが第3図のvaultに相当する．フックエコーのまして，上昇気流域の軸が鉛直方向に傾いていることを明

わりの風は強い低気圧性の回転をもつ．これは前章で述瞭に示している．第9図dに示した上層においては，ス

べたように，まず立ち上がり項の作用で正負の渦度が出

トームが一般流に対して固体の障碍物に似た作用をして

12

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いることがわかる．

上に述べたモデル・ストームの構造が第2図および第andIRay，1981）．

一ム内の各格子点で，その点における3次元風ベクトルに平行な流線を引く．この時刻においてはストームの時

3図のBrowning（1964）のストー・ムのモデルの特徴を間的変化はゆるやかであるから，こうして引いた流線はよく再現していることは明らかである．もっと定量的な近似的に空気塊の軌跡を示すとみることができよう．さ

比較をするために，第10図にレーダー観測網で実測したらに雨滴の落下速度を適当にパラメタラィズすることに結果を示す．一．見してモデル・ストームより実測の方がよって，雨滴の軌跡を描くこともでぎる．

より細かい構造をしていることが目につく．しかし全体としての構造は極めてよく一致している．

このような流線解析の結果が第11図である．ここで面白いことは，第9図や第10図に示したように，オイラー

次に3次元的な流線解析を行って，実測結果と数値実的に見れば下層の風は強い低気圧性（反時計回り〉の回

験結果をもう一度比較してみよう．∫＝2時間における転をしているのに，ラグラソジュ的にみると上昇する空モデル・ストームと1833地方時に観測された実際のスト気塊は高度と共に高気圧性（時計回り）に回転している

1983年2月

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雲をつかむ話現代版

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ら出発した雨滴の軌跡は破線で示す．軌跡に沿った数字は，その粒子の高度（km）．

うすくぬった部分は第9図aと第10図aの太い実線部分に相当する（Klemp，Wi1−
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and

Ray，1981）．

ことである．たとえば第11図でBと記号した空気塊は，

vaultである．フックエコーが反時計回りに回転しながはじめに1kmの高さで東からストームに進入し，陣風らvaultを包みこんでいる様子，下層のvaultの上に線に沿う収束帯上で急速に上昇しつつ，時計回りに回転

上層の降雨域がおおいかぶさっている様子（第3図下）

して北に向かい，上層に達すると南東の方向に向かってなど，モデル・ストームは実際のストームとよい一致をストームを離れる．空気塊Bより北方に位置していた空示している．

気塊Cは，やはり東からストームに接近するが，上星気流域の北方に位置する弱い降雨域を通過し，反時計回り

5．おわりにに回転して下層上昇域の西端部にでるが，ここで急速に私の話の目的は3次元雲モデルの最近の進歩や，モデ上昇すると共に時計回りに回転しつつストームを離脱す

ル実験で判ってきたスーパーセルの構造を解説することる．しかも空気塊Cは始めには空気塊Bより北に位置しではない．したがって他の研究者による3次元雲モデルていたのに，上層でストームを離脱するときには空気塊（たとえばClark，1979；Cotton

andTripoli，1978；

Bより南に位置するという複雑な流れかたをしている．

Schlessinger，1978，1980；Takahashi，1981；Yau

そして第11図は，この複雑な流れもモデルでよく再現さ

Michaud，1982；Thorpe

れていることを示している．

ては全く述べなかった，前二章で述べたモデルについて

and

and

Miller，1978など）にっい

このように上昇する空気塊が時計回りに回転することも「今後改良すべき点はたくさんある．むしろ私が強調しは，もちろんストームのまわりの風の場に関係していたかったのは，最近数年の間に雲のモデルリングが非常る．第9図で示したように，まわりの風の場は，下層でに進歩したこと，そしてそれを可能にした背景である．

東風中層で南風，上層で西風である．すなわち上昇気

その背景は単により大きくより速い計算機が利用できる

流域内の各高度の風はエントレイメントの影響をうけようになったというだけではない．既に第2章で述べたて，その高度におけるまわりの風にある程度支配されてように，ドップラー・レー一ダーが実用化されたこと．そいるわけである．

してこれが最も重要なことであるが，米国においては大最後に第12図は降雨の3次元的分布を示したもので学と政府機関が密接に協力して，ドップラー・レーダー

ある．各々の図の中央，ほら穴のように見える部分が観測網，レーウィンゾンデ観測網，密な地上観測網，気

14

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30。2．

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雲をつかむ話現代版

73

象用航空機群などを展開して特別観測を行って，ストー
ムの構造およびそれを生育維持・減衰させる環境につい

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Model

てのデータを得るようになったことである．

ひるがえって日本のストームについて考えると，その構造はこれまで述べてきたスーrパー一セル型のストームとはかなり違うらしい．それはストームの呼び方にも現われているようだ．米国ではsevere

stomという言葉は極めて普通に使われている．たとえば既に述べたようにオクラホマ州にはNational

SevereStormsLaboratory

継続して開催しているSevereStomに13回を数える．このsevere

stormはもちろんthund−

Confbrenceも既

erstorm（雷雨）を含み，それが特にsevere

もたらしたときsevere
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Xという国立の大きな研究所がある．アメリカ気象学会が
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thunderstormあるいは単にstormという．このsevere》

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短時間に強い雨が降ることを含むが，さらに大きな被害をもたらすのがひょうおよび強風である．強風といえば倉

トルネードを思い浮かべるが，トルネードでなくても陣パーマーケットの屋根を吹きとばすこともある．日本語でsevereY×風線に伴う突風が粗未な作り「のモービル・ホームやスー（c）stormに相当する言葉は巨大雷雨とか集中豪1847

雨とか，どうしても雨が第一義的になるようである．

もちろん米国にも集中豪雨はあるし，日本にも頻度は少ないがたつまきも起こる．それにしても日本のストー
ムはどうしてよく雨を降らせるのに強い風は伴わないの

9か．これはスーバーセル型のストームがよく起こるのは米国の中西部であり，そこでは下層にメキシコ湾流からの西風があり，一方日本では上層まで多湿であるというだけでは理解できない問題である．スーパーセル型のモデルが適用できない以上，たとえば最近の長崎集中豪雨をもたらしたような雨雲がどんな構造をもち，3時間の間に300mm以上の雨を降らせるのか，ぜひ研究するY

Xの比較的低温で多湿の南風，その上に比較的高温で低湿
第12図

モデル・ストームと実際に観測されたストームにおける雨滴の3次元分布．（a）雨滴の混合比が0．5gkg−1である表面，（b）と（c）はそれぞれ地方時1833と1847におけるレーダーエコー35dBZの表面（Klemp，Wilhelmson

andRay，1981）．

必要がある．

日本でも1963〜1968年には北陸地方豪雪の特別観測が次元モデルは当時としては世界の第一線級のモデルでああり，1968〜1972年には梅雨末期集中豪雨の特別観測がった．日本のストーム研究のポテンシャルは高いのでああった．その後気象庁の業務には三つの大きな進展がある．これに気象用航空機やドップラー・レーダーなどのった．第・一は気象衛星rひまわり」の実用化である．第設備を加え，研究者層をもう少し厚くすれば，日本のス

二は本秋期大会で気象庁の二宮さんが示されたように，

トーム研究が飛躍的に進歩することは間違いない．

気象庁電計室の且ne−meshlimited−areamode1がかな

ここで再び強調したいのは，関係各機関の密接な協力りの成果をあげていることである．第三はAMeDASの重要性である．既に述べたようにストーム研究のための稼動である．雲のモデルについても，名大のTakedaには，特別観測をぜひ行わなければならない．その計画（1971）の2次元モデル，東大のYoshizaki（1978）の3の立案，観測の実施，観測後の莫大なデータの解析な

1983年2月

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a

塾

し

b

・雲をつかむ話現代版
streaks

andsevereconvective

implications

fbr

the

developmentofconvective

storms，Mon．Wea．Rev．，107，

shear

682−703．

cloud

with

a−high

cloud

base

in

nows，J．Met．soc・Japan，56，387−

404．

wilhelmson，R．and
dimensional

75

J．B．Klemp，1981：A

simulationofsplittingseverethree−

Yau，M．K．and

stormssimulation

on3April1964，J．Atmos．sci．，38，1581−1600．
Yoshizaki，M・，1978：Numericalexperiments

ofR．Michaud，1982：Numericalofacumulusensemble

in

three

dimensions，J．Atmos。sci．，39，1062−1079．

a

目本気象学会誌

気象集誌

第II輯第61巻第1号1983年2月
目・次

余田成男：地形を含む二層準地衡低次モデルにおける非線型相互作用，1．帯状流と強制波の相互作用

余田成男：地形を含む二層準地衡低次モデルにおける非線型相互作用，皿．帯状流一強制波一自由波間の相互作用

岸保勘三郎・工藤恵：冬期北半球における非軸対称高度場の三次元テレコネクション

S・E・Masters・E・C・Kung：アリューシャン低気圧域におけるエネルギー解析

村上勝人：西太平洋および東南アジア地域における深い積雲対流活動の解析，第1部

日変化

村松照男：TBB分布及び眼径に現われた台風の日変化
文字信貴・光田

寧：大気中の小規模渦の回転源に関する実験

藤田敏夫・根本茂・竹内清秀・当舎万寿夫：外洋上の風速の鉛直分布

蒲生晋・横山長之・吉門稔・山本

大場良二・中村

洋：海岸地域上空に発達する自由対流内部境界層の構造

茂：山越え温度成層流中のガス拡散に関する数値計算と風洞実験

太田盛三：広島県内の日最高オキシダント濃度予報のための統計的予備調査
丁・Husain・M・A・Ukayli・H・U・Khan：ヵルマン・フィルター評価モデルを用いた気象観測資料シミュレーション
大野久雄・三浦信男：8層北半球モデルを使った曇天域予報

二宮洗三：豪雨域下流の対流圏で観測された内部重力波にともなう気温・湿度・風速変動（76頁より続く）

実行・問題意識についての反省を行うためにも，一読をまた，大きな研究組織に属する研究者はこれから必要

おすすめしたい．なお，これらはな知識や刺激を得られるであろうが，それ以外の研究者

Superintendentofはある種の絶望感におそわれるかも知れない．しかU・S・Govemment

Printing

Documents，し，Vo1・2の何章かを注意深く読めば，今なお，研究のWashington，D．C．20402

活路の残されていることに気づくであろう．またVo1．1

より下記により購入できる．

Of丑ce，

および3の何章かは気象業務，あるいはその計画に参考

Vo1．1

Stock

No．003−017−00497−O

＄8．00

になろう．

Vo1．2

Stock

No．003−017−00498−8＄13．00

Vol．3

Stock

No．003−017−00499−6＄9．50

Thunderstormおよびそれに関連する諸間題についての新しい知識・情報を得るためにも，日本の研究計画・

1983年2月（二宮洗三）

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