澤・ミ

日本気象学会天気礁欄學
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川III川1駐1051（中規模擾乱）メソ対流系の構造と組織化に及ぼす環境の影響＊

小倉義光＊＊

まえがき

一ル天気現象の研究と予測をあげている．前者は地球の

この文はメソ対流系の構造と進化がまわりの環境によ

温暖化を含めた地球環境の保全の問題として，ここでそってどう左右されるか，最近の観測事実と数値シミュレの重要性を述べる必要はない．後者については，

トルーションの結果に基づいて解説したものである．まずネード・強風・電を伴う雷雨・洪水などの災害を起こす

1990年代にはメソ天気系の研究と予測が大気科学の大ぎ

severeな柱の一つになると期待されている事情を述べる．次にrange−fbrecasting）の精度向上を目的としている．この

メソ対流系の形態を分類し，米国中西部のストームとわ間題が特に現在最重点課題の一つとされているのには，が国の梅雨期大雨の状況を対比させながら，メソ対流系

ちゃんとした理由がある．

weatherの極短期予報（nowcastingとvery−short−の環境を規定するパラメター・を記述する．以下メソ対流

ひとつは最近のスーバーコンピューターとシミュレー

系として最も明確な構造を持ち，かつ頻繁に起こるスコション技術の進歩である．これによって少なくとも，あールラインをとりあげ，二次元雲モデルを用いて初期のる種のメソ現象はモデルによってかなりよく再現できる

空気泡が与えられた環境に適応した構造を持つ準平衡状ようになってきた．その結果メソスケールのモデルが，態に進化できること，三次雲モデルを用いて熱帯の環境

単にメソ現象の物理的・力学的過程の理解を深めるにとのちがいにより，環境の風の鉛直シアーに平行型と直交

どまらず，メソ現象の予報に大ぎなインパクトを与え始型の線状対流系ができることなどを示す．最後に雲モデめたのである（第7節参照）．もう一つの理由は，新し

ルの改良とそれによるメソ予報を含浸）て，今後の課題をい観測技術が，ルーチンの気象業務として展開されようとしていることである．次世代のドップラー・レーダー

述べる．

観測網については石原（1989）の解説がある．また30個のwindpro盒1ersを米国中央部の16の州に展開して観1．はしがき昨1989年にR・A・Anthesが米国における大気研究の大学連合（University

Corporation

fbr

Atmospheric

測網を作る計画は1991年に完成の予定である．これにより高さ16kmまで72点の鉛直分解能で風向・風速が，Research）の会長（President）になった．その就任の挨

要すれば6分間隔で観測されることになる．Automated拶で（UCAR

Newsletterから），彼は1990年代におけSur魚ceObservingSystem（ASOS）もある．このようなる大気科学の大きな柱として，気候の変動と，メソスケ

観測網が完成したとき，それから得られる老大なデータ＊Ef「ectoforganizatioll

environment

onofconvective＊＊Yし）shimitSll

1990年7月

mesoscalethestructureands》stems．

Ogllra，（財）日本気象協会．

をどう処理し解析すれば，予報に最大限利用できるか．

こうした事情から，いよいよメソ天気系の極短期予報にとり組む時代が来たという認識である．

3

メソ対流系の構造と組織化に及ぼす環境の影響

440

このような時に，大西洋をへだてた英国ではK・A・

8rokenArealノ

Unear

Browningが新たに王立気象学会の会長になったが，その就任演説（Presidential

翻address）の題目がrメソスケ〃

ールのデータ・ベースとそのメソスケール予報への利用」となっているのも偶然ではないだろう．英国気象局

EmbeddedAreal

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の24時間予報の精度は現在85％であるという．これだけIntemaIClrcula廿on／Rota廿onal

OcclUSIon

良ければ今後改良の余地も必要も殆ど無ないと思うかも知れないが，これほど真実から遠いものはない，というG）賎

序論からこの演説（Browning，1989）は始まる．そして

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現在までの進歩のハイライトを概観した上で，結論としてメソ天気現象の極短期予報を成功させるためには，多くのなすべきことがある．特にメソ天気系は最も理解されていない現象だから，その基礎的理解を改善する必要

第1団 1985年の5月と6月の2か月間にオクラホマで観測されたメソ対流系の形態と，各々のタイプが出現した回数．

を，まず第一にあげている．

こうした事情を背景として，メソ対流系（mesoscaleconvective

system）の組織化，あるいはメソ対流系の構

CLASSIFICATION OF SQUALL。LINE
DEVELOP納ENT

造と進化（evolution）が，まわりのより大きい場（すなわち環境）によって，どのように支配されるか，モデル
実験で調べた最近の成果を要約し将来の展望をすることが本文の目的である．東京大学の地球物理学教室と海洋〃

ク

BROKENLINE〃（14Coses）

研究所の合同セミナールでお話したことが下敷きになっ

0
o

ρ

o

o

BACK

BUILDING（13Coses）

00ている．それで本文の構成も最近の進歩をもれなくリス
ト・アップするというよりは，まだわからないこと，今○後やらねばならぬことが山ほどあるのだということを強調している．

％急曾
8ROKEN

2．メソ対流系の形態の分類

AREAL（8Coses）

なのはマルチセル型とスーパーセル型に分類することでスコープに見るメソ対流系を分類しようとすると急に難oσであるWeather

Research

Laboratorics）の一部

Programの1986年度年報で見つけたものである．1985年5月と6月の2か月間にオ

ρoワ

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AREAL

o

（5Coses》

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たものは未だないようである．第1図はNOAAの環境
R．esearch

0θ

EM8EDDED

かしくなる．ましてその各々の型が起こる頻度を統計し研究所（Environmental

∠ク

蜴○ 6

メソ対流系が起こる形態は実に様々である．最も簡単ある（小倉，1984）．しかし，それ以上に日々のレーダー・

o

ρ

グ

量言△†

↑＝2△奮

第2図 オクラホマで観測されたスコール・ラインが形成されるまでの過程の模式図と各々のタイプが出現した回数（BluesteinとJain，

1985）．

クラホマを中心としてPRE−STORMという特別観測が実施されたが，その期間中に観測された21個のメソ対流系が5種の型に分類されている．各々の型についてのは，その内部に回転性の流れがあるということから，少なくとも部分的にはスーパーセルの性格を持っているの

詳しい説明でないのでよく判らないが，右上のembed−

かも知れない．第1図を示した目的は，左上の線状型がded

全体のほぽ半分を占めていることで，本文でも主として

area1型は古典となった1949年のThunderstorm

Projectで観測されたマルチセル型雷雨に似ている．これに対して右下のIn

4

temal

circulatiot・／r・t批ti・ml型

この種のメソ対流系について述べる．

線状に組織されたメソ対流系としては，スコール・ラ
穐天気

37．7。

メソ対流系の構造と組織化に及ぼす環境の影響

40

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第3図 三次元雲モデルが予報した地表面での降水強度の水平分布図．予報時

間は（a）270分，（b）285分，（c）300分，（d）315分．等値線は1mmh−1から始まって10mm

h−1おきの間隔（TaoとSimpson，

1989b）．

イン（squall

vectiveline）と降雨帯（rainbandあるいはconline）に区別するのが普通である．しかし，この両者の区別も，（特に中緯度帯では）はっきりしたもの

蓄積した画像を用い，第2図のような4つの型に分類した．最初のbroken

line型（訳せば破線型かとぎれ線型）では，まず個々の対流セルがほぼ同じ時刻に発生し，各ではないし，また第6節にいくまでは特に区別する必要々のセルが成長すると共に，隣り合ったセルからの冷気もない．ここでは漠然と，スコール・ラインとは線状にの流出が合流する結果，古いセルの間に新しいセルが発組織化され，比較的急速に伝播するメソ対流系であって，達するという過程を経て，隙間のないレーダー・ニコー

その強いものは先端部で風の急変や冷気の流出（ouレを示すスコール・ラインが出きあがる．近接した二つのHow）を伴うとしておこう．強いスコール・ラインでは，セルの間に新しいセルができる過程はCbの併合（mer−

それを構成するセルの中にスーパーセルを含むこともあger）の問題としてTaoとSimPson（1989b）が数値実る．

験をしている．

このように定義されたスコール・ラインが個々の積雲

第3図はその結果の一部を示す．この例では一般流のあるいは積乱雲（Cb）から，どのような過程を経て線状

シアーは縦軸にほぽ平行の方向で，下層にランダムな擾に組織されていくか，BluesteinとJain（1985）が詳し

乱を初期に与えることによって対流を発生させている．

く調べている．オクラホマのNationa1SevereStorm
Lab・ratoryの10cmレーダーが過去11年にわたって

積分時間270分にはほぼシアーに平行な方向にEとFと1990｛詳7∫1

いう二つのCbが発達していたのに，300分にはその両5

メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響

442

者の隙間を埋めるように新しいセルGが発生，15分後に

第1表高度4．5kmにおける上昇気流のコア内の上昇速度（ms−1）

はセルGが卓越している．

Thunderstorm

第2のbackbuilding型（訳せば後面作りか背骨作り

ハリケーγ

GATE

6．3

3．8

2．9

11．8

6．7

5．0

prq〕ect型）は，セルからみて環境の風の上流方向に，古いセル（米国中西部）によって新しいセルが出現し，それが成長発達すると共コァの中央値に古いセルと併合して，線状に組織されるというもので強いコアある．ふつうはただ一一つのセルから出発するが，ときにSzoke

はセル自身の大きさよりもずっと離れたセルの群があって，その各々のセルから上記のbackとZipser（1986）

buildingが起こることもある．第4節で，2次元モデルであるがFove11

中西部の春期，severeなストームが起こるときのin（1exとOgura（1988）がこの過程によるスコール。ラインのは一6〜一7。Cくらいである．一方熱帯海域でメソ対流数値実験を行っている．

系が出現するときのそれは一3。Cくらいで，かなり小第3のbrokenareal型というのは，強または中程度

さい．この差は第1表に示したように，対流セルの中のの強さのセルが漠然と集まっていたのが，はっきりした

上昇速度のちがいとして現われる．この表でいうコアと線状構造に組織化された場合である．数値実験としていうのは，航空機で測定していて，500mの飛行距離中

は，TaoとSoong（1986）のが近いが，積分領域が狭く，に上昇速度の絶対値がいつも1ms『1より大きかった区

モデル実験の結果からその組織化についての明確な記述域をいう．表によれば米国中西部の強いコア（全コアのはされていない．第4のembeddedareal型とは，弱いサンプル中で上位10％）内の上昇速度は11．8ms−1あ

層雲状の降雨域の中に対流性のバンドが出現するものでるのに，熱帯地方ではその半分に過ぎない．わが国の梅ある．この型の頻度は一一番少なく，その成因は未だ明ら

雨期の集中豪雨のときは，どれくらいであろうか．

かでないが，条件付対称不安定性（たとえばEmamel，
1988）は有力候補の一つである．なお原論文には各々の型について気象衛星およびレーダーでみた例があげてあ

もう一つポピュラーな量は次のように定義された
CAPE（Convective

availablepotential

energy）である．

CAPE一∫1：9（佐兼響）d・（・）り，参考になる．日本附近に出現するメソ対流系は米国中西部のそれとは違う点が多いと思われるので，今後第1図や第2図に示したような調査をして，さらに次節で述べるように環境のちがいと関連づけることは興味深い

ここでθ。は上昇する空気塊の温位，θENVは不飽和な環境の温位，z、は自由対流高度（LFC），z2はθニθENVとなる高度である．すなわちCAPEは単位質量の空気塊がLFCから平衡状態の高度まで上昇する間に，まわと思う．

りの大気によってなされた仕事（エネルギー）に相当
3．環境のパラメーター

し，断熱図上の，いわゆるr正の領域の面積」に比例す

上述のようにメソ対流系はいろいろな形態で出現する

る．もし鉛直下方に向う力学的圧力の傾度（Soongとが，その構造と進化は環境によって決定的に支配される．環境を規定するパラメターとしては，次のようなも部ではCAPEの大きさは4，500m2s−2になることもあ

3．1気温の高度分布

対流は条件付不安定な成層をした大気中で起こるもの
だから，気温の高度分布はもちろん重要である．大気の静的不安定度を表わす示数としては，いろいろあるがindexあるいはlifted

indexはよく使われている．地表付近（ふつう地表面に接する50mbの厚さの層）の小気塊を乾燥断熱的に凝結高度（LCL）まで上昇
させ，次に湿潤断熱的に500mb下で上昇させたとき，まわりの温度と空気塊の温度の差である．たとえば米国

6

無視すれば，大気中を鉛直に上昇する空気塊の最大上昇
速度はWm、、＝（2×CAPE）1／2で与えられる．米国中西のが考えられている．

stability

Ogura，1973），水滴の荷重，雲外の空気との混合などをるが，中程度に不安定な対流のある日では1，500〜2，500m2s−2の程度である（第2表参照）．それにしても2，500m2s−2は可能なWm、、が70ms−1に相当する．逆にいえば上記の因子が浮力を減少させるのに大きく寄与している．

これと逆にr負の領域の面積」もあるわけで，それはCIN（（；onvective

illhibition）

CIN一一∫ll9（逸辮v）血
、天気

（2）
37．7．

メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響

第2表

443

スコール・ラインと孤立したスーパーセルのまわりの大気の特性：平均値と標準偏差（括弧内）

ストームの型
CAPE（m2s｝2）Brokenline

2，820（1，050）

Backbuilding

2，090（1，220）

Brokenareal Embedded area1

すべての型

スーパーセル

1，340（970）

2，260（1，100）

2，490（760）

2，120（1，050）

CIN（m2s一2）

15

（33）

58（115）

33

（103）

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33

（83）

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可降水量（cm）

2．9（0．6）（27）

2．6（0．6）

2．8（0．6）

2．8（0．3）

2，9（0．6）

3．1（0．4）

BluestcinとJain（1985）よりで与えられる．ここにz。は地表面の高度である．

mbまで温度はほぽ乾燥断熱減率をもち，温合比は高さ3．2水蒸気量によらず一定で，混合層（mixed

水蒸気量は温位と組んで相当温位（θ，）を定義し，θ，layer）がよく発達していることを示している．その上の大気は乾燥しているの高度分布が条件付不安定などを決めるから，水蒸気量が，これは南西の風と共にメキシコ高地からの乾燥したの高度分布は，もちろん重要である．また地表付近の水

空気が，メキシコ湾からの湿った南風の上に重なったか

蒸気がメソ対流系を成すCbの中に吹きこんで上昇しエらである．このような状況の下では，降水粒子からの蒸ネルギー源となっているのであるから，下層の水蒸気量

発はさかんで，事実第4図に示した日に発生したスコーの多少がメソ対流系の発生発達に影響をおよぽしている

ル・ラインの通過時には，地上気温は11。Cも降下してことはよく知られている．

いる．これに反して，日本の梅雨時の集中豪雨の際にここで大気中の水蒸気量を強調する理由は，メソ対流

は，大気はふつう地表から上層まで湿っている．1982年

系を形成するのには雲底にできた冷気のプール（cold

7月の長崎豪雨の際観測された降雨帯の通過に伴う温度

poo1）からの流出が重要であり，その冷気のプールは落

下降は，たかだか2。Cの程度であった（Ogura8渉磁，

下してくる降水粒子からの蒸発によって主に形成され，

1985）．第4図cについては第4節で述べる．また下層

その蒸発量は降水粒子が通過する大気中の水蒸気の量にのみならず中層大気の水蒸気量が熱帯スコール・ライン

依存するからである．前に書いたことがあるが（小倉，の発達に大きな影響をおよぽすことについては第6節で1983），米国中西部で災害を起こすストームといえば，述べる．

トルネートやガスト・フ・ントに伴われた強い風を思3．3．風の鉛直シアー

い，日本では集中豪雨を思う．米国中西部で春を過ごさ

1950年代までは，風のシアーが強いとCbは発達し難れた方は経験されたかも知れない．雷雲の襲来となるいと思われていた．上層の強い風でCbの上端部が吹きと，たしかにゴ・ゴ・ドンピシャンの雷鳴は物凄く，・

とばされてしまうと考えていたのである．ところがその一カルテレビは画面の一隔にWの文字をフラッシュさせ後米国のみならず，カナダや欧州でも，大きな被害をもてトルネード警報発令中であることを知らせる．やがてたらしたストームは，すべて上層の風が強い，すなわち風漏斗状の雲が近くで目撃されたとなると，安全な場所にのシアーが強い環境で起こっていることで指摘された．

避難せよとサイレンが不気味に鳴りわたる．ところが雨

現在ではメソ対流系の構造と組織化を決めるのに風のの方はさっばりで，浦然と降る雨とか篠つく雨などは，

シアーが極めて重要であることを疑う人はいない．風のあったとしても比較的短時間で，あとはしとしと雨であ

シアーの度合を示す量としては，前述のCAPEと組みる（次節のスコール・ラインの構造参照）．近年まで日本

合せて，次のようなバルク・リチャードソン数がよく用の集中豪雨を議論した論文では，雲底の冷気プールからいられている．

の流出といった言葉はあまり見かけなかった．こうした理由は明らかに日米両国での水蒸気量の高度分布の差にある．第4図はオクラホマでスコール・ラインの先端部

Ri−

1
2

CAPE

（3）

…［（∠U）2＋（∠V）2］の通過前・通過中・通過後のレーウィン探測の一例であここで∠uと∠vはある高さ（たとえば500mb）と地

る．通過前の高度分布は，同地方でメソ対流系が発生す

表との風速の差である．WeismanとKlemp（1982）はるときの環境としては典型的なものである．高さ約780

環境のRiをいろいろ変えて三次元の雲モデルを走ら1990年7ナヨ

7メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響

444

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第4図 1976年5月22日オクラホマで発達したスコー・ル・ライン先端部の（a）通過前，（b）通過中，（c）通過後の温度（T）と湿球温度（Td）．長い矢羽根は10ノット．探測の場所と時刻（米国中央標準時）は（a）ヒントン，1430，（b）ヘネシー，2158，（c）ヒントン，2330（Ogura＆Liou，1980）．

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第6図 一方向だけの鉛直シアーを持つ場合の環境の風のホドグラフ．⑭印で示した測定点に相対的な風のベクトルを細い矢印で示す．

ζ
第5図

．／
ストームが切断され左と右に移動するスーパーセル型の雷雨が形成される過程を示す
模式図．ギザギザの線が雲の輪郭．縦のハッチが降雨，白い管が渦管で陰影の矢印は上昇及び下降気流．GFはガスト・フ・ン
ト．原点0は地表面に固定されていて，SRとSLと記した太い矢印は右および左に動くストームの伝播を示す（KlempとWilhelmson，1978）．

せ，また既存の観測データとも比較して，だいたい15く

Ri＞40ならマルチセル型，Ri＜40なら孤立したスーパーセル型のストームが発達し易いと結論した．つまり他（a）図では雲の中心の真下にある．（c）図の条件が同じならシアーが強いとスーパーセル型になりには収束（CONV）と発散（DIV）の位置も示してある（HouzeとHobbs，1983）．

易いというのである．

このように式（3）で定義されたRiは，メソ対流系が起こる環境を規定するのに有用な量であるが，不備な点もいくつかある．その一つは，どの層のシアーがどうメ

8

、天気

37．7．

445

メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響
18

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第7図 x方向だけに風の鉛直シアーがある環境で三次元雲モデルの90分後の結果．初期の1個のバブルが切断され，右向ぎ（y＜0）と左向き・（y＞0）のストームが生成されている．（a）高さz＝25km，最大のベクトル＝14ms−1，（b）zニ2．25km，最大のベクトル＝13・1ms−1，（c）
zニ3．75㎞，最大のベクトルニ13msd，（d）z＝5．75km，最大のベ
クトル＝13ms弓．風のベクトルは第6図に示したホドグラフの原点に相対的な風．細い実線と破線はそれぞれ上昇及び下降速度（ms−1）・
太い破線は雨滴が存在する範囲，ただし（d）図のそれは雲粒が存在する範囲（KlempとWilhelmson，1978）．

ソ対流系の構造を決めるか，いえないことである．この・態になり得るこを説明しようとしている．

点については最下層のシアーが雲底下の冷気のプールと第6節の話に関連があるので，ここで風の水平成分の相互に作用し合って，スコール・ラインの構造を決める

鉛直シアーによって鉛直方向の渦度が生成されるメカ話を第5節で述べる．

その他式（3）の大きな欠点は，風速のシアーの大きさ

ニズムを簡単に第5図で説明しておこう（Rotumo，
1981）．簡単のため，風速のシアーだけがある場合を考は表現できているが，風向が高さと共に変るシアーが全

え，またコリオリカは無視する．Cbが発達する前に，く表現されていないことである．これに関連してシアー

風の水平成分の鉛直シアーがあるということは，水平方の持つ重要な役割は，ひとたびCbが発達すると，その向の軸をもつ渦管（図中の白いチューブ）があるというCbに鉛直軸のまわりの回転を与えることである．一般

ことに他ならない．ここで（かりに軸対称の）Cbが発に回転する流体運動は永続する傾向をもつ．いわゆるテ達すると渦管はまげられ，tiltingの効果によって，鉛直ーラーの渦はその一例である．Stem（1975）はvertical

方向に軸をもつ正負の渦度が形成される．さらにCbがrigidityという表現を使っている．Lilly（1983）はhelecity

発達すると，その中心部での強い降雨のため，もとのという量を導入して，回転するスーパーセルが準定常状

Cbは二つに分離（split）される．そしてCb内に生じ1990年7月

9メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響

446
Oの所には，既にフックエコーが発達するきざしもみえて

N

km

十2、m

いる．第7図（b）で示した高さ2・25kmでは，SR・についていえば，弱い環境の西風はスレーム付近では低気

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圧性に回転し上昇気流域の東を廻ってストーム内の下降

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気流域に進入する．もともと条件付不安定な大気を考えていることであり，中層の大気のθ，は下層大気のそれ8冷より低い．これが蒸発冷却をうけて，地表付近の冷気の④

プールを強化する．高さ3．75kmの第7図（c）では，

一5

下降気流はみられない．高さ5・75kmの第7図（d）
ぢ

S

第8図

4−10km右向き伝播のストームを強化させる環境の風．他の記号は第6図に同じ．ただしSLと記した太い破線の矢は，かりに高さ2km
における風のベクトルを細い破線の矢で示したように変更したときに期待される左向き伝播のストーム（KlempとWilhelmson，
1978）．

では，環境の西風はストームのまわりを迂回すると共に，上昇気流域では下層とは逆方向に回転しつつ，空気が流出しアンヴィル（anvil）雲を形成している．

それでは第7図の上下対称のストームのペアでなくて，たとえば図の下方のSRをより強く発達させたかったら，どうすればよいか．それには第6図のホドグラフ

において，高さ2kmくらいで南風をより強くさせ，第8図のようなホドグラフを考えればよい．これによって第7図（b）において南風となってSRの下降気流内にた圧力分布のため，この二つのCbは相互に遠ざかろう

流入するθ。の低い空気の供給が強化され，ひいては冷とする．こうして，それぞれ正と負の回転をもつ二つの気のプールもより発達し，ガスト・フ・ントでの上昇気セルが発達する．

流も活発となる．SLでは全く反対のことが起こり，やこの過程を三次元の雲モデルを用いて示したのががてはSLは消滅してしまう．逆に2kmあたりの一般

KlempとWilhelmson（1978）である．この数値実験に流を弱くすれば，SLの方が発達する．つまり風のホド

おける一般場のホドグラフが第6図に示してある．地表

グラフの先端を地表から上層の方へたどっていったと面に相対的な風のホドグラフとしては図中の⑭を基点とき，それが時計回りであればSRが発達し，反時計回り

したベクトルを見るべきで，地表の風はほぽ南南東，

ならばSLが発達する．文字通り環境がスーパーセルの2kmでは南西風である．数値実験に当っては一定の風左右を決めているわけである．

を差しひいて，地上では約8ms−1の東風，2kmでは弱いずれにせよ，上記のBluesteinとJainは単にスコ

い西風になるようにしてある．いずれにしても，シアール・ラインの生成過程の型を分類したのみならず，そー・ベクトルは高さに無関係で，どこも東を向く．初期の各々の型が起こってときの環境も調査している．そのに積分領域の中央に正の浮力をもった空気塊（バブル）結果の一部で第2表に再録してある．目立った点を述べをおき，対流を起こさせる．90分後の様子が第7図に示ると，broken

してある．予想通り積分領域の中央線に対称に，それぞにこの型は寒冷前線に伴って起こることが多いから，こline型のRiが大きいことである．実際

れ低気圧性および高気圧性の回転をもつセルが既に分離の型は前線のまわりの二次的鉛直循環によって強制されされて存在している．シアー・ベクトルの下流を向いたたものと思われる．それに反して，backbuilding型は，とぎ，図の下方のセルは右の方に動くからright−movki119

孤立したスーパーセルとほぽ同じような環境で起こってstorm（略してSR）とよび，図の上方のものをSLといる（すなわち強いシアー，大きなCAPE，小さなRi）．

よぶ．その進向方向は第6図に記入してある．

このようなことから，backbuilding型はスーパーセル

第7図（a）の最下層においては，雨滴からの蒸発にと同じく，ひとたびCbができると外からの強制力に関よる冷却と雨滴の荷重により下降気流が発達し，地表面

係なく，内部的に励起されると思われる（第5節参照）・

で流出している．それがセルに流入してくる東風とぶつ

3．4．大規模な場による強制かり（図には記入していないが）ガスト・フロントが形

大気がどのように条件付不安定であっても，空気塊を成される．ここが上昇気流のある区域である．その最大
10

LFCの高度まで上昇させなければ対流は起こらない．
、天気

37．7．

447

メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響
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第9図 1976年5月22日オクラホマで発達したスコール・ラィンの構造を示す
模式図．ストームは図の左から右へ伝播中．一番外側の細い線が雲の輪郭．外側の実線がレーダーで探知できる雲の輪郭で，太い実線はエコーがさらに強い領域．うすい陰影の領域を除き，ストームに相対的な流れは右から左（ストームの前面から後面へ）．その流れが特に強い領域はハッチしてある（SmullとHollze，1987）．

ふつう大気は不飽和で，かつ下層においてのみ不安定な
誤成層をしているから，その不安定性を解消させ対流を起

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こすためには，大気下層での収束あるいは上昇運動を必

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要とする．その際上昇運動がたとえば前線に伴う二次的

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鉛直循環や対称不安定，あるいは境界層内のシアー不安＼、定によって起こるならば，それによって引き起こされる

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メソ対流系は，少なくともその発達の初期の段階では，＼c

線状の構造をもつであろう．反対に，大気が下層から・一ウやノ様に加熱され，かつ一般流が弱い場合には，ベナール対

θ暫・z3Q

櫛流に似た，あるいはランダムに分布した積雲がまず発生
鹿ノするであろう．このように大規模なfbrcingの形も，ある程度メソ対流系の形態を決めるのに寄与する．不安定

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大気中の対流が鉛直シアーによって線状に組織化される

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ことはよく知られている（浅井，1983）．

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易いメソ系としてスコール・ライン（SLと略す）をと

1976年5月22日オクラホマ付近の特別観測網でサンプルされたものである．このSLの構造については小倉（1984）に述べてあるので省略するが，その後Oguraと8巳58，0疹．

メソ対流系がどのように組織化されるか，一番理解しりあげる．最もよく観測され解析されたSLの1つは，

1

4．二次元のスコール・ラインのシミュレーション

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50．

いくつかの熱帯スコール・ラインについて，層雲状降雨域での温度と湿球温度の高度分布（Zipser，1977）．

Liou（1980）のレーウィンゾンデのデータの解析にSmullとHouze（1985，1987）がドップラー・レーダーのデー

タの解析結果を加えて，第9図のような模式図を提出しわゆる前面から後面への（iヤ011卜一to−rear）ジェットを形ている．

成する．ガスト・フ・ントのすぐ上には新しいセルが生下層でSLに進入した空気はガスト・フロントで持ち成されつつあり，その後方には既に成熟したセル，さらoverの循

にその後方にはもっと古いセルがあるというマルチセル

環を形成する．大部分は中層から上層で後方に流れ，い型の構造を示している．その背後には遷移帯（transition

あげられ，一部は上層で前方にもどり，tum

1990身三7月

11448

メソ対流系の構造と組織化に及ぼす環境の影響

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1987月6月6日沖縄付近で発達したスコール・ラインについて，ラインにほぽ直交する鉛直断面内で（a）レーダー・エコー強度と（b）
ラインに相対的な風速（Akaeda6！α1．，1988）．

24zone）というレーダー反射強度が弱い区域がある（第2922図参照）．さらにその背後には，気温が氷点となる高さ

20

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の直ぐ下にブライトパンドという反射強度の強い層が長く延びている．これはアンヴィル雲から落下してきた氷相の粒が融解して，レーダー・ビームを強く反射するよ

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12

い層雲状の降雨があり，またゆるやかな下降気流があ10る．この領域では水滴からの蒸発による冷却があるが，8それ以上に断熱圧縮による加熱が強く，空気は乾燥して6いる．ところが地表面のすぐ近くでは冷たく湿った空気

4が冷気プールから後面に流れだしている．このためアン

2

ヴィル領域でゾンデ探測を断熱図に記入してみると，第．9うになったからである．このブライトバンドの下では弱

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第12図

二次元スコール・ラインの数値実験において，モデルの積分領域内での最大上昇速度（ms−1）の時間的変化（Fovellと09ura，
1988）．

12

4図cに示したように，温度と湿球温度の線が雲底と地表面で接近し，その中間では離れるという，いわゆるオニオン（玉ねぎ）構造を示すことになる．第10図に示す
ように，このオニオン構造は最初Zipser（1977）が多くの熱帯メソ対流系を解析して発見したもこで，熱帯対流系の特徴かと思われていた．しかし第4図で示したよう
、天気

37．7．

449

メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響に中緯度帯流系にも存益，三することが判ってきた．事実第9図に示したSLの構造は，GATEで確立された熱帯SLのそれとよく似ている（第6節参照）．また第11図はAkaeda6渉α1．（1988）が1987年6月6日沖縄付近で観測

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した梅雨期の降雨帯である．後方に長く延びるアンヴィ

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30

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図と多くの共通点を持つ．

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それでFovellとOgura（1988）は二次元の雲モデルを用いて，このSLのシミュレーションを行った．環境

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艦曇嚢』∴、の場は観測値で指定し，初期に余分の浮力を持つバブル

1も（bubble）を積分領域内の下層において対流を起こす．

実験の結果に基づき，積分領域内での最大の上昇速度（W）を時間の関数としてプロットしたのが第12図である．初期に与えたバブルは時間と共に急速に発達し，約30分後にはWは19ms−1に達する．しかゴ0

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1懇鐵量』』、しそれから同じように急速に減衰し始める．環境の風にシアーがなければ，ここで一巻の終わりであるが，今の場合は約50分

後から再びもり返し，以後強弱をくり返しつつも約5時

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20

30

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80

…一一π一…一1−m工間後からは，ある値の上下に周期的な変動をくり返すよ
うになる．つまリモデルの対流系はバブルから進化して形態を変え，与えられた環境に対して準平衡状態に達す

10

20

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40

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20

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」80

ることに成功したのである．

だ
ここがRotmno8知1．，（1988）の実験とちがう所である．彼らは同じような状況の下で数値実験を行ったが，彼らの第10図をみると4時間ごろから全体として衰弱の状態となっている．彼らはこれをsurge

outのphaseとよび，モデルSLがたどるべき物理的に意味のある過程

第13図

50

60

70

80

二次元スコール・ラインのモデルが描くレとみている．しかしFovellとOguraは積分領域を小ーダー・エコー強度（5dBZおきの間隔）

さくするとRotunno6∫α」・と同じような衰弱はみられの時間的変化．積分時間390分から422分まで8分問隔（Fovel1とOgura，1988）．

るが，充分大きくすればする程そのような傾向はみられなくなり，上記の準平衡状態に入ることから，Rotunno
outは単に不完全な境界条件に起因する

実際のストームでは約5kmであったから，少し実測とものとみている．

ちがう．このセルは時間と共に急速に発達しながら，第12図にみられた約32分を周期とする規則正しい変動

GFに相対的に後方に移動する．その軸は環境のシアー

66α」．のs皿geの実態は第13図に示してある．まずモデルのSLは東の上流方向に傾いている．またそのセルの，GFに相対（図の右方）に向って14ms−1の速度で進む．これは実的な移動速度は一10ms−1で実測の一9ms−1に近い．

測の伝播速度15ms−1に近い．第13図ではSLのガス

第13図cでは副次的なセルが発生しており，これも後方

ト・フロント（GFと略記する）がいつも図の同じ位置に移動する．第13図eでは，これらのセルが完全に消滅にあるように，もとの座標原点を時間と共に移動させてする前にGFで再び新しいセルが発生しているので，結記入しているし，全積分領域4，500kmの一部（約90

局年齢がちがう多くのセルが共存するという，典型的なkm）だけ，鉛直方向にも対流圏の部分だけを示していマルチセル型のストームの構造を示している．それにしる．第13図aではストームの先端部（x弼45km）で新しても，この物理系は降水過程を含めて，かなり複雑な物

いセル，いわばnrst

理系であるが，第13図aとeを比較して判るように細部

1990年7月

echo，が高さ約3。1kmに見える．

13

450

メソ対流系の構造と組織化に及ぼす環境の影響
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FIG．1L（Co副朋θ4）

二次元雲モデルが描くスコール・ラィンの構造（ストームに相対的な時間平均）．（a）温位の初期値からのずれ（等値線は1。Kおき），（b）水蒸気混合比の初期値からのずれ（0．7gkg−1おき），（c）ス
トームに相対的な水平速度（3ms『1おき），（d）鉛直速度（1ms−1），陰影があるのは相対湿度が60％以下の領域，（e）圧力のアノマリー（0・4mbおき），（f）時間平均した水平及び鉛直速度から決めた
流線，（9）レーダー反射強度（5dBZおき），（h）相当温位（3Kおき）．（a）図で決めた雲底下の冷気プールの輪郭で他のパネルに重ねてある．破線は負の値を示す（FovellとOgura，1988）．

の構造に至るまで規則正しく変動がくり返されているのどその存在を意識していないのに注意）．よく知られては興味深い．

いるように，傾圧不安定のmultiple

このように時間的変動が規則正しいから，時間的平均場とそれからのずれをきちんと区別することができる．

eqilibriaの中には，擾乱の波が一般流とエネルギーの交換を行いつつ成長し，結局周期的に変動する有限振幅の波と変形された

第14図はそのようにして得た時間平均のストームの構造

一般流とで平衡状態になるという形態のものであるがである。第14図aでは蒸発冷却によって形成された冷気（たとえばMak，1985），今考えているストームの準平のプールが下層にあり，その上には凝結加熱による高温

衡状態はそれとは少しちがう．

の領域がある．その熱は重力波によってストームの前方第14図で重要なのがcの水平速度場である．下層におにも運ばれ，その意味ではストームは自分の前方の広範

いてはストームに相対的に約13ms『1の速度で空気が冷囲な環境を変化させているわけである．しかしその温度

気プールにぶつかるが，ここで単に上に持ちあげられる

変化は第14図aにみるように対流圏上部に限定され，量にとどまらず，冷気プールのふくらみの上では26ms｝1

も僅かであり，新しいセルが次々に形成されるのに障害という高速となり，冷気プールの上を前面から後面に向とはならない．その意味でこのストームは絶えず新鮮なうジェットを形成する．GFで発生したセルは，このジ環境に進入しているから準平衡状態になり得る（後の第ェットによって後方に運ばれているのである．

29図で，SL前方の地表風はSLが自分を襲うまで，殆14

この26ms−1という高速は，ストーム自身が作った
窯天気

37．7．

451

メソ対流系の構造と組織化に及ぼす環境の影響
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第15図

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図の右方から山腹に吹きつける風によって出来たストームの数値実験．
（左上）実線は雲の輪郭，破線は雨粒混合比の等値線（2gkg−1おき），（左下）風のベクトル（15ms−1を示すスケールが左上のコーナーにある），（右上）温位の初期値からの差（1Kおき），（右下）圧力の初期値からの差（0．5mbおき）（YoshizakiとOg皿a，1988）．

気圧傾度力によって起こされている．すなわち第14図e

図aとeを比較すると判るように，今議論している低圧に示したように，冷気プールのふくらみを中心として，

力アノマリーは，殆ど冷気プールの上の高温域に結びつ

一3mbに及ぶ低圧部がある．一方ストームの前方ではいた静水圧近似の圧力である．したがって，さらに下方

殆ど圧力のアノマリーがないので，ここにストームの前の冷気プール内の圧力をみると，負の温度のアノマリー

方から後方に向う強い水平気圧傾度力が働いている．

のため，負の圧力アノマリーは地表面に接近するにつれGFで持ちあげられた空気塊は後方に流れ去る際に，減少し，地表面のすぐ近くでは正のアノマリーとなってこの気圧力をうけるのである．この気圧力については

メソ・ハイを形成する．このメソ・ハイが地表面に沿っIkawa8てGFに向う流れと後方に向う流れを作りだす．

α1．，（1987）も議論している．

ストームの雲底にできる冷気プールの運動は，よく密度流（dellsity

current）に対比される．後者についてはSimpso11とBritter（1980）の室内実験やDroegemeier

第14図cでもう一つ重要な流れがある．前面から後面に向うジェットの下にあり，逆に後面から前面に向い，下降しながらストームの先端部近くまで達する流れであとWilhelmson（1987）の数値実験など，多くの研究がる．rear

あるが，冷気プール自身およびそのまわりの空気の運動

い中層の空気が冷気プールに入ることによって，単に下inHOWという．既に述べたように，θeの小さは密度流のそれと，かなりちがう．室内実験ではふつう層の空気が蒸発冷却される以上に負の温度アノマリーが密度一定の流体の中に，底面に沿って密度の大きい流体

大きくなる．このrearを流入させて密度流を作る．したがって冷気の周囲の流の左方に少し顔をだしている程度であるが，他の場合に体中にある圧力のアノマリーはすべて運動場に結びついは極めて顕著な流れである（たとえばSmlllとHouze，た力学的圧力（dynamic

1987，Zhangと1990年7月

pressure）である．ところが第14inHowは第9図の模式図では図Gao，1989）．
15

メソ対流系の構造と組織化に及ぼす環境の影響

452

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第16図

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三種類のちがったストームの型について，」二昇速度の時間的変化を示す模式図．上から下に時間は経過し，相次ぐ図の間隔は3〜5分．ストームは右から左へ移動中（FooteFrank，と1983）．

このようにマルチセル型のストームに組織化できる理が図の右から山腹に吹きつけるという初期条件から出発

由は，GFの上で発生したセルが前面から後面に向うジ

して，3．5時間後の状況である．麓から3kmより上でェットによって後方へ押し流され，GFの上は次のセル

は殆どシアーがないという一般流を与えたのに拘らず，の発生を待つ準備が完成するからである．それでなけれ左上の図にみるようにCbは見事に山腹に向って傾いてばGFの上にできたセルは常にGFと共に進行し，マンいる．そのため雨滴は雲粒のない領域を落下し，蒸発冷チセル型でないユニセル型となる（事実そのような解は却による冷気プールを作るのに最適の構造となる．それあるのであって，次節で述べる）．こう考えると，不安でx＝40kmでの新しいセルの発生を含めて，このスト

定成層の大気が山脈で強制的に上昇させられた時に発生ームは3個のセルから成る．右上および右下め温度や圧するストームのマルチセル構造を理解することができ力場は既に述べたストームの場合とよく似ている．ただる．先にOguraとYoshizaki（1988）が開発した雲モ

現在の場合，冷気が山腹に沿って流れ降りるという効果

デルを用いて，YoshizakiとOgura（1988）が行った数が加わっている．

値実験の…部が第15図に示してある．下層の湿った空気
16

黛天気

37．7．

453

メソ対流系の構造と組織化に及ぼす環境の影響
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下層のシアーの影響を調べる数値実験に用いられた環境の風の高度分布．

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第18図

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35

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二次元スコール・ラインの数値実験において，ガスト・フ・ントの伝播速度（縦軸）と下層の風のシアー（m／s／2．5km）（横軸）の関係（Fovel1とOgura，1989）．

5．下層のシアーの影響

前節で述べたように，観測されたスコール・ライン（SL）は二次元の雲モデルでよく再現できた．しかし問たように，∠Uにほぽ比例して増大する．どの∠Uに対題は残っている．FooteとFrank（1983）はレーダーでしてもストームに流入する下層大気の性質は同じであ観測した多くのストームを第16図のように三つの型に分り，したがって雲底高度も同じであるが，冷気プールの類した．左のマルチセル・モデルはストームの先端部でふくらみの形がちがい，これがちがった移動速度を与え次々に新しいセルができては後方に移動する型で，前節る．さらに第18図を細かくみると，∠uと移動速度の関で詳しく議論した．右図はスーパーセル・モデルで準定

係は∠u＝・7．5ms−1を境界として，二つの領域に区別常である．ところがその中間に，彼らがweakevolution

されていることが認められる．同じくマルチセルといっと呼んだ型がある．この型は準定常でもないし，マルチても，SLの構造がこの二つの領域でちがうことは，第セル型のように新しく発生したセルの上昇気流は古いセ

19−21図で明らかになる．どちらの領域でも準平衡状態

ルからほぼ完全に分離されているというのではなく，セに入ると降水強度分布は規則正しい時間的変動を示す

ル同士の上昇気流が連結されているのが特徴である．

が，その周期が全くちがう．第1の領域では12〜16分，

このweakevolutionを調べるためにFovel1とOg皿a第2の領域では36〜43分である．

（1989）は次のような数値実験を行った．前と同じ雲モ

第19図は第1の領域の代表としてJu＝7．5ms−1のデルを用い，環境の温度と湿度は米国中西部の典型的なヶ一スを示したもので，前の第17図と同じく，ストーム

場合を採る．ただ一般場の風としては第17図に示したよに相対的な座標軸をとっている．特徴的なことは，ストうに，高さ2・5kmまでは風速は高さと共に直線的に増ームの先端部で新しいセルが発生し，それが後方へ移動

大し，それ以上では高さに無関係に一定とする．そしてした後で次のセルが発生するという経過をくり返してい高さ2・5㎞における風速∠uをいろいろ変えて，このることである．この過程は前に第2図で述べたbackbuilding型によってSLができる過程にそっくりであちがった環境の下でどのようなSLがでぎるか見たのである．例のごとく初期にバブルをおいて対流を発生させる．一方第2の領域に属する∠u＝20ms−1の場合には，る．実験結果によると，どの∠uの場合でもバブルは進第20図に示したように，周期が42分と長いし，もっと重化してSLとなり（後で述べる例外的な場合を除いて），要なことは新しいセルが既存のセルとは明確に分離でき

しかも前節で述べたような平衡状態に落ち着く．しかしなくなることである．この傾向は第21図に示した∠u＝

面白いことに，その平衡状態における構造は，∠Uによ22．5ms−1の場合にもっとはっきりする．すなわちGFって量的のみならず質的にもかなりちがう．

まず顕著なのはSLの移動速度である．第18図に示L
1990年17月に沿って絶えず強雨があり，この部分では準定常といってよい．その背後ではやはり規則正しい降雨強度の振動
17メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影騨

454
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∠u＝7．5msqの場合，地上における降雨

第20図

強度分布図．横軸は水平距離，縦軸は積分

ただし∠u＝20ms弓の場

第19図に同じ，
合．

時間300分から始まる時間で2分おきのマークがつけてある．降雨強度等値線は1mm h−1から始まって6mm lr1おの間

Rain疽allin！ensity（mmh1）△u＝22．5

2一◎隔で，最大強度は146mmh1（FovellとOgura，1989）．

鱗があるが，その振幅は背景をなす降雨強度に比べれば小さい．つまりこの振動は第13図に示したような，GFにおける新しいセルの誕生を伴わない副次的セルの性質を持つ，この場合図はここでは示さないが，相次ぐセルの上昇速度は相互に連結されて，第16図でいう

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evolutionによく似ている．さらにゴuを大きくすると饗◎噛

降雨強度の振動の振幅はますます小さくなり，モデルのSLは限りなく定常状態に接近する．Ju二30ms司のときは殆どユニセルである．

⑥

ここでおもしろいことがある．∠u二22．5ms4までの結果は既に述べたように初期に1個のバブルを与えて

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初期に与えたバブルは少し鉛直方向に成長するが，強いシアーのためにちぎれてしまい，どうしても準平衡状態

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出発したものである．ところが∠u＝25ms−1になると，第21図第19図に同じ，ただし Ju＝＝22．5ms−1の場合，に達することができなかった．こういう場合によく使う

手段は，まず∠u＝22．5ms−1の準平衡状態の解を求め作を∠u＝27，5，30ms−1の場合にも行う．こうしてておいて，それから環境の風を22．5ms−1から25ms−1∠u≧25ms−1の場合は∠u＜25ms−1の場合とはちがっまでゆっくりと増加させ，後は25ms−1に固定したまた初期条件の下に得られているが，第18図に見るようまで時間積分を続行することである．こうするとモデルに，結果に不整合性はない．

のSLも新しい準平衡状態に落ち着いた．同じような操18

それにしても∠u＞25ms−1の場合に，初期条件によ
、天気

37．7．

メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響

PRESSURE

455

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1974年8月12日0000グリニッチ標準時に

GATEのA／Bスケールの海洋調査船観痴Dudhia8厩1．，（1987）が二次元熱帯スコー
ル・ラインの数値実験に用いた環境の風とその時生ずるライγの型．

網で観測されたslow型の降雨帯（発達の初期）のレーダー・エコーと，地表面における発散（単位は10−5s−1）（Ogura，6∫α1・，1979）．

ってちがった準平衡状態が得られるということは，非線型力学にとって興味あることである．一般に外的パラメとを示している．この節で述べた数値実験は，環境の風

・一ターは同じであるのに，初期条件のちがいによって最の鉛直分布の形は同じで，ただ下層のシアーの強さを変終の平衡条件にちがいがあれば，その事象は履歴（hys−

えることによって，規則正しく変動するマルチセルから

teresis）を持つという．この履歴現象はいろいろな流体

定常的なユニセルまでのSLが成長することを示したも運動で起こることが知られている．たとえばベナール・のである．ただし大気の静的安定度はどれも同じとしてレイリー・対流についてもOguraとTsu（1970）やOgllra

いるので，SLに対する環境問題としてはまだ不完全で（1971）は室内実験や数値実験によって，臨界レイリーある．

数を超えた有限振幅の対流の卓越する波長は，初期条件

これについて参考になるのはDudhia6∫ol．（1987）のによってちがうことがあり得ることを示した．同様な結SLの数値実験である．彼らは1981年アフリカ大陸西部論はBusseとWhitehead（1971）も得ている．もっと大規模な大気運動では，たとえばKwanとMak（1988）

で実施されたConvection

が順圧不安定波の，Yoshizaki（1982）が傾圧不安定波の履歴現象を議論している．

Profbnde

Tropicale（COPT

81）という特別野外観測でサンプルされたSLを二次元雲モデルで再現した．この地域の夏の環境の風の特徴
は，サハラ砂漢の存在のため下層大気には南北方向に強またベナール・レイリー対流については，平衡状態に

い気温傾度があり，温度風の関係によって600〜700mbある有限振幅の対流パターンはレイリー数によって大いを頂点として強い東風のジェット気流であることであにちがうことも知られている（たとえば浅井，1983）．

る．彼らは第22図に示したジェット型の風の場合につい大規模な大気運動についても，ブ・ッキングや気候変動て，観測とよく一致するマルチセル型のSLを得た．とに関連して平衡状態の多様性（multiple

ころがジェットをなくして，シアーが下層だけにある風

equilibria）が議論されている．たとえば傾圧不安定波についてMakの場合には，モデルのSLはユニセル型であった．とこ（1985；1989）は鉛直シアーと粘性係数の組み合せ次第

ろがこの節で述べたFove11とOguraの結果では，ジによって，いろいろな平衡状態（1個の波の定常状態，

ェットがなくてもマルチセル型であり，ユニセル型にな

複数の波の定常状態，triadlimit

るのは実際にはないような強い下層のシアーのときだけ

1990年7月

cycle）があり得るこ19

メソ対流系の構造と組織化に及ぼす環境の影響

456

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第24図

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1115GMT1974年9月4日GATEに参加中の海洋観測船Oceanographerのレーダーで観測した熱帯スコール・ライソ（黒い矢印にはさまれた部分）（Houze，

1977）．

であった．

と想像される．

この両者のちがいは大気の安定度のちがいによるものと思われる．既に述べたように熱帯大気では安定度が弱6．熱帯スコール・ラインの数値実験

く，したがってSL内で冷気の上をGFから後方に向う

熱帯地方に存在するメソ対流系の構造と進化について

ジェットも中緯度のSLにくらべれぽ弱い．それで新しの知識は，いくつかの特別野外観測計画によって得られく発生したセルを後方に運ぶためには環境の風としてている．その中で最も大規模な計画が1974年，東大西SLに相対的に700〜500mbの層で東向きの風を必要とするのではないだろうか（第22図においてSL自身は西AtlanticTroPicalExPeriment）である．ここでは主と洋とアフリカ大陸西部で実施されたGATE（GARP

この相対的な東風がない非ジェット型の環境の風のときしてGATEで観測された雲のクラスターについて，その構造とまわりの環境との関係に重点をおいて述べよには，セルがGFにへばりついたユニセル型になった

う．GATEで観測された対流系全般についてはHouze

向きに12〜16ms−1の速度で移動していることに注意）・

20

、天気

37．7．

457

メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響

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第26図

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図．1974年9月4日1200グリニッリ標準

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第24図に示したスコール・ラインの先端部が時間と共に移動する様子．時刻はグリニッチ標準時．白丸は海洋調査船（PoryvとQμadraの位置（Houze，1977）．

4〜5日周期をピークとするパンドパス・

時．前線の記号はスコール・ラインの先端部の位置を示す．破線で示した波の位相のカテゴリーについては本文参照（Houze，1977）．

番号をつけてあるのがSLの要素（squallline

element，とBetts（1981）の総合報告があり，HouzeとHobbs

略してLE）である．第24図aにおいてLE2は既に成熟しており，LE内にある．一方LE3，4，5はSLの（1982），Ogura（1986）は熱帯域の対流系全般について

前方で発生しつつある．第24図dの時刻となると，LE述べている．

3と4は発達の絶頂期にあり，SLの主要部分を占める

GATEのクラスターは気象衛星の画像に基づいて，が，LE5は依然としてラインの前方で発達期にある．

二つの型に分類されている．まずスコール・クラスター

第25図はこのSLの伝播の様子を示す．GATEの地域

はスコール・ライン（SL）を伴い，衛星画像でみた特徴

および期間中には，前節で述べた中層の東風ジェットには，急速な伝播（15ms−1の程度），急激な発達，IR．で重なって，easterlywaveの一種であるアフリカ波（Afヒi−

みる強い明るさ，明確なアーク状の先端部などである．

can

一方非スコール・クラスターは比較的ゆっくりと（2〜

波の構造はReed6厩1・（1977），ChenとOg皿a（1982）

3ms−1くらい）進み，アーク状の先端部はない．発生などによって詳しく調べられた．彼らは合成解析手法と数からいえば，熱帯海域では非スコール・クラスターのして，一波長約3，000kmの波の位相を8個のカテゴリ

方が圧倒的に多い．しかしスコール・クラスターは明確な構造と伝播の性質を持っているので，好んで研究の対ーに区分した．カテゴリー8が波のリッジ，4がトラ
フ，2が北風の最も強い部分，6が南風の最も強い部象とされてきた．また非スコール・クラスターといって

分，1，3，5，7はそれぞれの中間である．研究の結果にも，レーダーでみると一本ないし数本の平行した降雨帯

よると，対流活動はトラフの前面（西側），カテゴリーwave）が西向きに4〜5日の周期で通過した．そのから成ることが多い．第23図はそうしたパンド状のメソ

2から4の区域で最も活発である．第26図に示したSL

対流系の一例である．東北東一西南西の方向に走る下層も例外でなく，カテゴリー2すなわち南北風速成分が北の収束帯に沿って降雨帯が発達しつつある．Soongと風の区域で発達中である．しかもSLの走向はその場のTao（1980）の第1図にみるように，このバンドはその風にほぼ直交しており，非スコール・クラスターとは全後長さを増しつつ，ゆっくりと北に移動する．このときくちがう．

の卓越風は東北東であり，降雨帯はこれにほぽ平行であった．

それでは一般的に，スコール・クラスターと非スコー
ル・クラスターで環境の差が認められるか．これについスコール・クラスターの一例として，第24図は1974年てはFrank（1978），BamesとSieckman（1984），Chen

9月4〜5日にGATEの海洋観測船網を通過したクラ（1985）などがある．特にBamesとSieckmanはGATE

スターの発達期におけるレーダー・エコーを示す．図で期間中，航空機によってよくサンプルされた12個の線状

1990年7月

21メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響

458

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（FS）：熱帯スコール・ラインの三次元数値実験に用いられた環境の風（DM）：DudhiaとMoncrieff（1987）がslow型降雨帯の三次元数値実験に用いた環境の風 Uは東西方向の，Vは南北方向の風速成分（Chin，WilhelmsonとOgura，1990）．

メソ対流系を，急速に伝播するもの（伝播速度，VL＞

下層を除ぎ500mbくらいまで，かなり乾燥していたの

7ms−1），ゆっくり伝播するもの（VL＜3ms−1），およびである．

その中間のもの（3くVLく7ms−1）に分類L，前2者についてその環境を調べた．ここで急速に伝播する系がこ

このことは独立にChen（1985）も指摘した．彼はGATEの研究船観測網でSLが観測されたときには例

れまでのスコール・クラスターに相当する．以下この二外なしにアフリカ波に伴う北よりの風が吹いていたこ

つの型を傭t型とslOW型と略称する．またここで環と，中層で乾燥していたのは，アフリカ波に伴われてサ境というのは，伝播しつつある対流系の前方の大気であ

ハラ砂漠の空気が襲来したためであることを示した．

ることに間違いはないが，実をいえば個々の観測値が本GATE期間中に観測されたslow型の降雨帯の数値再

当に環境を表わしているかどうか簡単ではない．対流系

現は，既にDudhiaとMoncrieff（1988）が成功していの前方であまり近いと，そこは既に対流系で汚染されてる．それを拡張し，上記の観測事実をふまえて，どのよ

いるかも知れない．逆に遠すぎると，その場所の大気のうな環境のときにfast型とslow型，シアーに直交型と状態は議論の対象である対流系と何も関係ないかも知れ

平行型，SLと非SLができるのか，Chin，Wilhelmson

ない（たとえば，その場所の下層の空気が実際に対流系と09ura（1990）が三次元の雲モデルを用いて調査し内に吸いこまれないかも知れない）．とにかく彼らの得た．その結果二つのちがった組織化を起こすプロセスがた結論は明確である．地面付近のθe，第3節で述べた

明確にされたが，ここでは第25図に示したSLのシミュ

stabilityindex，CAPEなどでみる限り，魚st型とslow

レーションに関係した部分だけを述べよう．環境の風と型には差が殆どない．顕著な差があるのは高さ650mb

してはFrank（1978）がSLの場合に合成した風（第27までの層で，系の先端部に直交する方向（VN）と平行な図）を用いた．slow型のときとちがい，700mbを中心方向（VT）のシアーである．fast型ではVN＝12msdにして北風が吹いているのが特徴である．熱力学量とし（4，100m）一1，VT＜O．5ms−1（4，100m）一1であり，slowては研究船リサーチャーの探測結果を用いる．対流は下型ではVNニ0．5ms−1（4，100m）一1，VTニ6．2ms−1

層にランダムな擾乱を与えて発生させる．

（4，100m）『1である．つまり下層のシアーの方向に，SL

実験結果の一部を第28図に示す．モデルのSLがなる

は直交し，ゆっくり動くバンドは平行であることが確認

べく積分領域の中央にあるように，第28図では座標系のされたことになる．ところがもう一つ重要なのがθeの原点を絶えず南東の方向に移動させている．さて第28図

高度分布である．fast型の場合には高度約4kmに明瞭

aとbではS1という強いセルが発達している．これはな最低値があり，その高さでのfast型のθ，はslow型

最初できたセルが分裂してできたもので，渦度場でみるのそれより約5。Kも低い．これは主として水蒸気量のと正の渦度をもち，第3節で述べたright−movingのス差によるものである．すなわちslow型の環境では600

トームの性質をもつ．これは第27図に示した環境の風のmbくらいの高さまで充分湿っていたのに，fast型ではホドグラフが時計まわりであることからも理解できる．

22

、天気

37．7．

459

メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響（a）T㎞e＝1hr

70x70

・、。事
Y

（b）丁血e霊2hr

．孫

70x70

認・

複♂ヲ曝
（d）T1me＝4hr（c）Tlme＝3hτ

貸数》⊃ρ晦φ（婆

、クフ鯵転

切了ノ」，
r

（e）T1皿e男5hr

Y

1…巡蕪∫
卜！／1

X
第28図

熱帯スコール・ラインの三次元シミュレーショソで得られた，高度450mにおける鉛直速度の水平分布．領域は105km×105km等値線は0．5ms−1おきの隔間．ただし図aでは0．1ms−1おき．積分時間
1時間おきの図を示す（Chin，WilhclmsonとOgura，1990）．
この永続するスーパーセルの下にできた冷気プールは北要部分の伝播速度は，モデル・実測とも南東方向に12風にのって南ないし南西にひろがり，第28図dのように

ms−1となっている．

下層の上昇運動域は帯状になり，やがて別にできたセル

上記の実験をcontrol

experimentとして，いろいろ

C1とも合併して，第28図eのようにアーク状をしたSLと外的条件を変えた感度実験も行っている．その一つだとなる．このSLは5時間後でも平衡状態からはほど遠けを述べると，第28図c（3時間後）の状態に達したと

く，第25図の実測図でいえば時刻0900から1300の間の状

ころで，DudhiaとMoncrieffがslow型の再現に成功

態を再現したものといえよう．事実この期間のSLの主した環境に変えてやると，第28図dとeにみられたよう

1990年7月

23メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響

460

なSLの南方への伸張がみられない．これには二つの理スコープ内という空間領域に全くちがったメソ対流系が由がある．一つは第27図にみられるように，新しい環境

共存していることになる．同じようなことは中緯度のでは下層で南風であり，冷気プールが南にひろがるのをSLでも認められる．たとえば第29図は第4節で再現を防げる．もう一つは新しい環境では中層大気がより湿っ試みたオクラホマのSLの低層レーダー・エコー図であているので，冷気プールの発達自身が弱められる．このる，図aで南北に走るエコーが東進してきたSLで，図ようにslow型が発達するのに適した環境ではfast型のの上方，多数のセルが線状に東北東一西南西の方向に並発達は防げられる．これと逆にfast型が発達する環境

んでいるものは以前から存在していたslow型のバンド

ではslow型が消滅する観測事例をMansneld（1977）がである．やがてこのバンドSLはに併呑されてしまうが，報告している，

ここでも二つの型が共存している．

なおシアーが一方向だけの場合，バブルから出発した

第24図の熱帯SLの場合は，SLが接近してくる時刻

熱帯SLの三次元数値実験はTaoとSimpson（1989a）には環境はSLの発達に好都合だったので，slow型は短が行っているし，スーパーセルを含む中緯度のSLの数

時間に消滅してしまったのではないかと思う．Mansneld

値実験はDudhiaとMoncrieff（1989）が行っているの（1977）も同様なケースを報告しているし，第6節の最で参照していただきたい．

後に述べた感度実験もこれと矛盾しない．いずれにしてもメソ対流系の進化を環境の時間的空間的なvar三ability

7．将来の課題と関連させつつ，もっと研究する必要がある（後述のc以上述べたように，メソ対流系の研究は観測・数値実参照）．

験の両者がうまく援け合って，急速に進歩しつつある．

さらに追加すると，最近BalajiとClark（1988）は，

しかしまた今後やりたいこと，やらねばならぬことも山（たとえば日中太陽加熱によって起こるような）地表面ほどある．紙数の関係もあり，ここでは次の3点だけをからの顕熱の輸送を考慮すると，これまで述べてきたのあげよう．

とは別の形でストームあるいは背の高いCbが形成され7．1

ることを示した．すなわち地表面に接した混合層の上に平衡状態の解のユニーク性

本文の目的はメソ対流系の構造と組織化は環境によっ安定成層があり，かつ環境の風が鉛直シアーを持つ大気て決定的に支配されるということを示すことであった．

を下から絶えず加熱する．すると境界層内にはある卓越

このことは時間的空間的に一様な環境が与えられると，する波長を持つレーリー型対流が発達するが，それに強それと平衡状態にあるメソ対流系はユニークに決まると制されて安定成層内に内部重力波が発達する．しかも後いうことを前提としている．これは本当だろうか．この者の卓越する波長も伝播速度も，レーリー型対流のそれ

設問はもちろん極めてアカデミックであるが，科学的にとはちがう．この両者の相互作用によって，境界層内の興味ある問題であるし，メソ対流系の進化あるいは時間レーリー型対流に伴われた背の低い積雲のあるものが結的変化がどこまで内的に自分自身の力学で規定され，ど局Cbに発達するというのである．彼らの三次元数値実

こまで環境に応答しているのか知る上で重要である．第験によると，こうしてできたCbはやはり相次ぐセルの5節でヒステレシスについて述べた．全く同じ環境に対誕生を伴っているが，冷気プールからの流出によるもの

し，バブルから出発したときと，より弱いシアーのときではない，という点でこれまで記述してきた過程とはちの平衡状態の解から出発したときでは，平衡状態の解ががう．この数値実験はCbが発達した時刻で終わってい全くちがう．前者の場合には平衡状態では運動はなし，るので，準定常状態になったとした時の解の形はわから

後者の場合は規則正しく変動する周期解か準定常解であないが，Cbのinitiationの過程としては，・》ルを初る．運動がないという解はあまり興味のない解である期に与えるよりはずっと現実的である，が，後者の場合にも第5節で得た解以外の平衡状態の解はないという保証もないのである．

7．2

線状でないメソ対流系

本文では主としてSLを含めた線状のメソ対流系につ

ここで興味があるのは第24図aとbで，北東の方向かいて述べた．これは第2節で述べたように，この型が多らSLがレーダー・スコープ内に進入してくる以前かく発生すること，はっきりした構造をもっているので相ら，ほぽ北東から南西に走るslow型，平行型のバンド

手にし易いというためであった．しかし，それ以外の型が存在していたことである．すなわち一つのレーダー・も多く起こっていることだし，もっと研究の対象として

24

、天気

37．7．

461

メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響
（b）

（a）

7

．⑨

マ
塵・
o．11
o
〃o

十

〉．

934

0．

纏

0．O
l
．

十

〜

〜

号・諭・8・

〜

WIND：

1940

CST

RADAR：1945

CS了

RAINFALL：

1930−2000

o．。1
CST

（c）

CST

RADAR：CST

2045

RAINFALL：2030−2100CSTヤ∫

WI牌D：。2040

くの

ロ
、一
一

ラ

￠

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ラ
ロ
．5P4

ロ 一■

に

一

日一■・
一

一

、

十

十

ノ

〜
●

RADAR：

干

2145

CST

RAINFALL：2130−2200CSτ

℃

q
第29図

十

WIND：

q

σ

〇

蜀娩

44

2240

CST

RADAR： 2245
RAINFALL：

CST．．2230−2300CST

1976年5月22日オクラホマを通過したスコール・ラインの低層レーダ
ー反射強度分布図．レーダーの仰角高度はOQ，等値線は7，24，34，44および54dBZ．（a）は1945中央標準時，（b）2045，（c）2145，（d）

2245．陰影はエコー強度が34dBZ以上の区域．地表観測所の横の数字は降水強度（単位はインチ／（30分））．地表風の長い矢羽根は10ノット（OguraとLiou，1980）．

いいのではないだろうか．たとえば夏季上越や秩父の山

Rappap・rt（1987）が解析したものがある．第30図に示岳地帯で発生し東京をおそう雷雨はどんな構造と進化をしたIR画像でみると，時刻0900から1400の間に急速しているのか．米国でもMaddox（1980）が最初に定に発達し，さしわたし500kmに及ぶ典型的な楕円形の義したメソスケール対流複合体（mesoscaleconvective

TBB低温部が形成されていく過程がよく判る．このアcomplex，略してMCC）というのがある．衛星IR．画

ンヴィル雲の下の構造をレーダーでみると，初めはいく像でみてTBBの低温域の大きさ・継続時間がある程度

つかのCbがほぼランダムに分布していたのが，0900ま以上のものをいう．いくつかの発達したCbから成り，

でに南北方向に直線状に組織化され，11．5ms−1の速度

それらの雲頂からでた巻雲のシールド（schield）の面積で東進するようになる．そして1505までに第31図に示しは孤立した雷雨のそれより2桁以上も大きい．SLにくたように，SLによく似た構造となる．すなわち先端部

らべてMCCの構造と進化は観測・モデルとも研究者

はアーク状の対流活動の活発な区域，その背後にエコーの興味をあまりひかなかったが，米国の中央部の春からが最弱の遷移帯，さらにその背後に明瞭なブライトバン

夏，農作物の成長期に雨をもたらすのが主にMCCでドで特徴づけられる広い層雲状降雨域がある．ここで興あることが認識され，興味が増大しつつある．

味があるのは層雲状降雨域に，2ないし4個の低気圧性

最近の事例解析としては，1980年にテキサスで実施さ回転をもつスパイラル・バンドがあることである．ただIProgram（HIPLEX）としこれのエコーは，境界層に根を持つ背の高い対流によいう特別野外観測でサンプルされたMCCをLearyとるものではなく，アンヴィル雲内にふくまれて中層に根れたHighPlains

1990年7月

Coorporative

25

462

メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響N

急馨2rl繋『−写7 ＆ノ短／・擁ノ

・？二

鍾・

の

＆・

『

2000

第31図

ハ
第30図

500K隅

1980年6月8日テキサス州で発達したメソ
スケール対流複合体のTBB．実線は一33。C（〜10km）で破線は一53。C（〜12km）．
点線は隣り合った雲の境界線または内挿法で推定したもの．時刻は米国中央夏時間

6月8日1600CDTにおける低層のレー
ダー・エコー図．等値線は11，20，24，28，

32dBZ．外側の円は260km（LearyとRappaport，1987）．

の擾乱もバブルとか下層のランダムな擾乱という仮想的（CDT）．大きな黒点はモニター用のレーダ・なものであった．その結果メソ対流系の構造と進化が環ーの位置を示す（LearyとRappaport，

境によって支配されるメカニズムがかなりよく判ってき1987）．

た．しかし予報の問題となると，いつ，どこで，どんな対流系が発生し進化するかということを，メソ対流系がをもつ弱い対流セルによるものである．どういうメカニ

まだ発生していない時刻から出発して予報できるのが望ズムでこうした回転性の降雨バンドがでぎるか，まだわましい．わが国のように集中豪雨や豪雪に関心がある場

かっていない．

まだ一例しかないので，北米で出現するMCCのす合には，単に起こるべきメソ対流系の構造のみならず，伝播の性質も正確に予測する必要がある．伝播速度が遅

べてがSLに似た構造を持つかどうか不明である．わがそければ，一地点での降雨量は大きくなるからである．

国付近を通過した長寿命のクラスターの解析例としては

事実1982年の長崎豪雨，1983年と1985年の島根豪雨の場

Akaeda6厩1．（1987），Ninomiya6」α」．，（1988aとb）

合，強雨域はある地域に限定されていた．地形の影響となどがある．上記の例と比較して類似点や相違点，それ思われるが，まだ疑問が残る．

を起こす環境の差などを考えてみるのは興味ある問題で7．3

メソ予報はわが国を含め多くの国で，静水圧近似狭領域モデルの水平格子間隔を10〜40kmの程度に小さく

ある．

メソ予報

することによって既に行われており，有望な結果が得ら

よく知られているように数値予報改善の方向は二極化れている（立平，1990）．外国の最近の例としてはZhang

しつつある．一一つは月間予報・季節予報など一層長期間

αol．（1989），ZhangとGao（1989）がある．対象とし，の予報を目指し，もう一つは空間的にもよりきめ細かいたのはPRE−STORMというオクラホマ周辺の特別観

極短期予報である．後者については，現在の状態から単測網でサンプルされたSLである．彼らのモデルは水平に時間的に外挿するもの，あるいはその外挿に際してメ

間隔が25kmおよび75kmというnested

ソ対流系のライフ・サイクルを考慮に入れるものなど，

鉛直方向には19層ある．ルーチンのレーウィンゾンデのいろいろの方法が考えられている（Browning，1989参

観測だけで決められたシノプティック・スケールの場を照）．ここではモデルによる数値予報について述べたい．

初期条件として24時間予報を行った．この初期の時刻にこれまで記述してきたのは，環境は時間的にも空間的は未だSLは発生していなかったのであるが，実測とよにも一様であるという条件での数値実験であった．初期

く一致する時刻と場所にSLの発生が予測された．しか26

modc1で，

、天気

37．7．

463

メソ対流系の構造と組織化に及ぽす環境の影響もその成熟したときの構造と伝播の様子などは，ドップ

ラー・レーダーでの観測などとよく一致していた．前面から後面に向うジェット，その下でのrear

inHow，アンヴィル区域での探測のオニオン型構造など，第14図で述べたSLの構造ともよく似ている．この成功の一因は，彼らの用いた積雲のパラメタリゼーションが下降気流に伴う蒸発冷却を特に考慮したFritsch−Chappe1（1980）であったかも知れない．つまり彼らの扱ったSLは，進行しつつある寒冷前線の前方に発達したSLであった．したがってまず寒冷前線に伴う鉛直断面内の循環で強制された積雲活動を予測し，それによって生じた冷気プールを予測したので，SLの発生が予測できたのか

Meteor．Soc．Japan，65，129−144．

，M．Ishihara，A．Tabata，T．Yokoyama

andH．Sakakibara，1988：Acasestudyofaslow−moving
dopPlerconvective

radar．Proc．

Co㎡．Bad

それでは今後どの方向に進むか．この解説文で扱ってきた非静水圧近似の雲モデルについていえば，現在の多くのモデルで最も不満なのはモデルの横（latera1）の境界条件である．いわゆるオープンの境界条件を用いているので，積分領域外の環境の影響が内部に入ってこな
い．われわれが本当に知りたいのは，メソ対流系の構造と進化が，時間的空間的に変動する環境にどう応答する

かである．そのためには，静水圧近似狭領域モデルでよBa1∂jiinV．and

locally

tion

of

T．L

fbrceddcep

112，

sci．，42，

and

its

use

in

化されることを熱望して，この稿を終わりたい，

ofconvection

rolls

Huid．J．Fluid

Atlanticのであり，この方々のencouragemcntに謝意を表します．

Akaeda，K．，K．Ninom量ya
case

study

1990年7月

of

a

and

1990：Modelinglong−1ived

cloudcluster．J．

high

Prandtlnumbersquall

du血g

lines

over

the

GATE．Mon．Wea．

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bylarge−scale

How

of

patterns

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ofquasi−stationary

numeri−

tropicalcon−

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本稿はr天気」編集委員の住明正・中村晃三・新野宏

mesoscalemesoscalein

既に開発されている．こうしたモデルがわが国でも実用

of

1711−1731．

observed

AtmosphericResearchとColoradoStateUniversityで

environ−

M．H．Jain，：Fomation

BrowningンK．Z．，1989：The

1279．

fbr

initia−mesoscale lines of precipitation：Severe squalllines in Oklahoma during the springJ．Atmos．

モデルにnestしているのが望ましい．現在英国では，Centcrselectionthe1782−1794．

がある．できればtwoway相互作用で雲モデルが粗いした非静水圧モデルは米国ではNational

andK．Sieckman1984：The

activity

である（Browning，1989）．三つのちがった格子をncst

fieldscumulus．」．Atmos・sci・，45，3188−

convectivc

ding，1987），将来これを32層に改良する予定とのこと

ament of魚st−alld slow−moving tropical mesos−
cale convective cloud lines．Mon．Wea．Rev．，

Rev．，113，

静水圧モデルをscmi−operationa1に走らせており（Go1−byPhysics

3211．

くやっているように，個々の対流セルを分解できるだけ謝Clark，1988：Scale

convective

Bames，G．M．andの格子間隔（〜1km）をもつ雲モデルの境界条件が，もnestedではないが，16層・格子間隔15kmの非弾性非Cloud

Homburg（F．RG．），600−602．

eastem

っと粗い格子間隔のモデルで与えられるようにする必要

observed

Int・

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も知れない．

band

10thlines．q．J．Roy．Meteor．soc・，113，121−

146．

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evidence

of

27

464

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squallline

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andatraihngstelliteofaregionofstrati−

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，
cal

and

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convective−scale■ofsqual1−1ine

structure．Mon．Wea．Rev．，105，1568−1589．

第31回（平成2年度）東レ科学技術賞候補者の推薦募集
4．推薦者

1．候補者の対象
貴学協会に関する分野で，下記に該当するもの

学協会の代表者（1）学術上の業務が顕著なもの

5．推薦手続（2）学術上重要な発見を所定の推薦用紙に必要事項を記載し，当会宛1二部ご送したもの（3）重要な発明をして，その効果が大きいもの（4）技術上重要な問題を解決して，技術の進歩に大ぎく貢献したもの
2・科学技術賞

1件につき正賞：金メダル・副賞：300万円（2件前後の予定）

3．候補者推薦件数

1学協会から2件以内（平成元年度に推薦された候補者は外数とします）

付願います．

6．推薦締切日

平成2年10月11日（木）（日本気象学会提出締切期日は9月14日）

7・科学技術賞の贈呈

平成3年3月の予定
詳しいお問合せは下記にお願い致します．
〒279千葉県浦安市美浜1−8−1（東レビノレ）㈲東レ科学振興会
Te1．（0473）50−6103

1990年7月

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