日本ヒートアイランド学会論文集 Vol.5 (2010)
Journal of Heat Island Institute International Vol.5 (2010)

学術論文

大気・地下連成‐水・熱環境モデルを用いた
屋外散水実験の再現性の検討
Reproducibility of the Atmosphere-Subsurface-Coupled Hydrothermal Environment Modelfor the Field Experiment of Water Sprinkling
吉岡 真弓*1
Mayumi YOSHIOKA

登坂 博行*2
Hiroyuki TOSAKA

中川 康一*3
Koichi NAKAGAWA*1 産業技術総合研究所 Geological Survey of Japan, AIST
* 東京大学大学院工学系研究科 Graduate School of Engineering, The University of Tokyo*3 大阪市立大学大学院理学研究科 Graduate School of Science, Osaka City University
2

Corresponding author: Mayumi YOSHIOKA, mayumi-yoshioka@aist.go.jp
ABSTRACT
By applying the Atmosphere-Surface-Coupled, Hydrothermal Environment Model, the reproducibility of the
field experiment of water sprinkling is examined.
Firstly, making a 2-D vertical model which includes atmosphere and subsurface regions, and inputting themeteorological data (atmosphere temperature, wind velocity, relative humidity and solar radiation) of theexperimental site, the hydrothermal parameters of the model are identified by matching the calculated with theobserved surface and subsurface temperatures at un-sprinkled condition. Then, giving water volume on the surface
layer of the model at water sprinkling, the changes of environment near water sprinkled area are simulated. As theresults, the atmosphere, surface and subsurface temperatures observed from daytime to the following morning are
preferably reproduced by the model.
キーワード: 数値モデリング，散水，ヒートアイランド現象緩和対策
Key Words : Numerical modeling, Water sprinkling, Countermeasure of Heat Island

１.はじめにである体感効果の 1 つとして黒球温度変化を求め，考察を行った結果を報告する．

都市のヒートアイランド現象の緩和対策の 1 つとして，
路面散水（以下，散水）が国・自治体・大学・民間の各所で検討され，様々な屋外実験・観測結果が報告されている(1)(2)．しかし，現在の所，都市内で散水システムが本格的に稼働するまでには至っていない．これは，いつ，どこで，どの程度のスケールで散水を行えば，どのような範囲で涼感効果が得られるのか，逆効果はないのかなど散水自体の有効性が必ずしも客観的に明らかではないため，散水シス
テムの費用対効果を十分定量的に論じられないことにあろう．今後の進展には，多数の実験結果を説明できる数理モ
デルの開発と確立，およびそれを利用した有効性の検討，
実用散水システムの設計が不可欠となる．
著者らはこれまで散水の効果を定量的に評価することを目的に，3 回の屋外実験を実施し(3) ，さらに数値モデルの開発を行った(4)．
本報では，著者らが行った屋外散水実験の観測結果を対象に実スケールにおける数値モデルの再現性を検討する．また，散水効果を評価する上で気温や地表面温度以外の指標

２. 再現対象とする屋外散水実験の概要
著者らは，2004 年から 2006 年の夏期に合計 3 回の実験を行っているが，本論では 2006 年に行った舗装面への散水実験をモデル化の対象とする．ここではその概要のみを述べる．詳細は文献(3)を参照いただきたい．
実験では，校庭の舗装面に，
図 1 の様に水平方向約 16m，（鳥瞰図） 温度センサー
16m

（平面図）
散水範囲

6m
10m
スプリンクラー

図 1 実験装置の全体図．

- 24 -

鉛直方向約 6m の範囲に温度センサーを計 102 個配置させ，の温度を個別に追跡し，また地下間隙中の水・水蒸気・空

その中央部でスプリンクラーによる散水を行った．測定は，気の流動も表現されている．本モデルでは，大気と地下の2006 年 8 月 14 日 11:05 から 15 日 9:00 まで行われ，散水は水・熱環境を完全連成させ，陰的に解析する点が特徴であ測定と同時に開始し，14 日 18:50 に終了した．この実験でる．

は散水時間 100 秒，散水間隔 10 分，30 分とした断続的な散水と連続散水による測定を行った．散水量（速度）は 2.9

４. 数理モデルによる再現計算の手順

×10-3 kgm-2s-1，散水範囲は直径約 10m である．散水には地下水を用い，水温は約 20ºC でほぼ一定であった．気温，

4.1 再現計算の考え方

地表面温度に加え，地中温度（散水範囲内で深さ 7cm，14cm，

屋外実験には，制御された実験室実験とは異なり観測・測定できない様々な変動要因が含まれている．特に，実験場の局所的な風向・風速・日射は各地点で時々刻々と変化しているが，細かな変動まで観測することは容易ではない．
また，場には多数の不確定な物性値・パラメータが存在するため，実験の場を忠実に物理モデル化することは事実上不可能である．モデリングによる定量評価の観点からは，ある程度平均化した場において，散水の有無による平均的な温度・比湿変化として検討することが有用であろう．幸い，実験の場に於ける卓越風向・風速，日射，気温などの平均的な変化は測定することが可能である．そのため，散水範囲を挟んだ風上から風下の領域を鉛直 2 次元的な場としてモデル化し，時間平均気象を境界入力することで，散水領域における平均的な微気象変化を表現する．
不確定パラメータ（ここでは特に地下の熱物理係数と熱伝達率を対象とする）については，散水を行っていない地点（非散水地点）における計算結果と実験結果を比較し，マッチングにより決定する．また，他に必要となるパラメ
ータは文献値や実験時の挙動から推定することとする．これらの結果として得られたパラメータを用いて，散水現象
をモデル計算に加え，気温・地表面・地中温度等を求め，実測値および非散水地点における変化と比較し，全体的な再現性の有無を検討する．

非散水地点（スプリンクラーから約 20m 以遠）で深さ 7cm，13cm）の測定も行った．測定結果の一部を図 2 に示す．散水範囲内の地表面温度は，スプリンクラーからの距離によりばらつきはあるが，平均すると最大で 15ºC 低下した．
また，散水範囲内の気温（高さ 1.5m）は，その風上側と比較して平均で最大 0.8ºC 低下していることが認められた．
散水範囲内の地中温度は，非散水地点と比較して，深さ13cm 付近においても非散水地点より，最大約 7ºC（23:00時点）低下した．
３. 大気地下連成‐水・熱環境モデルの概要
前 報 (4) し た 大 気 ・ 地 下 連 成 － 水 ・ 熱 環 境 モ デ ル（ Atmosphere – Subsurface - Coupled HYdroThermal
Environmental Model，以降 ASCHYTEM と略記）は，地表付近の気象条件や路面散水など局地的な条件を物理的に考慮して環境中の大気・水・熱の状態変化を追跡する３次元
数値シミュレータである．解析対象とする領域は，地表上10m オーダーから地下 10m オーダー，水平方向に数 100m
オーダーとし，
圧力（空気流動），
水飽和度（液体水の質量），
比湿（水蒸気量），固相温度（土壌粒子，岩石など），水相
温度，気相温度の 6 つの状態量を未知数として解析する．

4.2 場の離散化と計算格子設定

接地境界層中での，水平風速が卓越した場における鉛直方

ここでは実験場を卓越風向に沿う水平軸（x）と鉛直軸（z）

向の水蒸気・熱の移流拡散輸送を考慮する．地表面では，による 2 次元断面モデルにより表現する．図 3(a)に計算対

放射収支および熱収支を扱い，地表付近および地下では固象とする範囲を示す．再現対象となる領域は図中 A で示し

60

非散水地点

50

散水範囲(太線：平均）
気温（高さ1.5m）（灰色：非散水，黒：散水）

40
30

A

60

(a)

温度 [ºC]

温度[ºC]

相（岩石，粒子），気相（空気＋水蒸気），水相（液体水）

21:00

B

21:00

7:00

60

温度 [ºC]

DW

A

11:00

(b)

(c)

40

7:00

0

温度差[ºC]

50

30

B

11:00

地表面
GL-7cmGL-14cm

A

地表面
GL-7cmGL-13cm

B

50
40

(d)

-1
WA
11:00

13:00

30
15:00

17:00

11:00

21:00

7:00

図 2 測定結果の一部．A：断続散水期間，B：連続散水期間を示す．(a)散水範囲および非散水地点での地表面温度変化と非散水地点における気温（高さ 1.5m 地点．散水範囲については平均気温）の変化．(b)散水範
囲風上側の気温と，散水範囲内（WA）および風下側(DW)の気温差の時間変化（10 分間平均）．(c)非散水地点における地表面・地下温度の時間変化，(d)散水範囲内の地表面・地中温度の時間変化．

- 25 -

た範囲であり，境界条件による影響が再現対象領域まで及

気温・相対湿度・風速・全天日射量（実験場所から最も近ばないように全計算領域を大きく設定している．格子数はい大阪管区気象台のデータを使用）の平均時間変化を算出

x 方向 40×z 方向 32 個×y 方向 1 個の合計 1280 個である．

した．ただし，13 日は一時的に急な雷雨により，温度や風数値計算は 2 次元であるため y 方向の格子幅は計算結果に速に急激な変化（温度については 1 時間で約 10℃低下し，直接的な影響を与えないが，散水量の入力や排水量の計算

風速は約 8m/s 増加した）が生じており，平均的とは言えなの際には xy 平面の面積を指定する方が分かりやすいため，

いためこの日については除外して計算した．求められた平ここでは，スプリンクラーによる散水範囲の直径である

均気温・比湿・全天日射量を図 4 に示す．図 4 の各気象条

10m として与えた．散水範囲のモデル化を示すため，図 3(b)件を繰り返し与え，地下温度の日平均値がほぼ一定となる

として範囲 A（大気部分のみ） の鳥瞰図を示す．大気最上まで計算を行った．なお，風速に関しては，全体の平均値

部・地下底部は閉境界とし，下部では最下層（地下）の各である約 3.0ms-1 を一定に与えた．
計算初期状態として，
地下は水飽和度 0.4（不飽和状態），

要素（圧力，温度等）を一定値に，側方境界格子列には風温 度 20 º C と し ， 大 気 に つ い て は 気 温 30 º C ， 比 湿

速等の気象条件を与える．
本論文では，便宜上，大気の最下層を A1 層とし，上方に0.013kgkg-1（相対湿度 50%）とした．なお，地表面からのいくにつれて A2，…A15 層（大気全 15 層）とする．また，水分の蒸発は及ばないものとした．圧力は静水圧分布を与地下の第 1 層を G1 層とし，深度方向に G2，…G17 層（地下えた．次に，平均風速，気温，比湿を解析領域の風上側か

全 17 層）とする（図 3）．地下の層厚は，G1 層が最も薄くら流入させると共に，全天日射量を地表面層（G1 層）に入

（5.0×10-3m），地下深部になるにつれて厚くなるように設

力し，約 1 週間の連続計算を行った．実験直前の地下温度，高度定した．また，大気中では A1 層が最も薄く（0.1m）と同地点の計算値（地表面，GL-7cm，-14cm の 3 点）が最が高くなるにつれて層厚が厚くなるように与えている．水もよく合った時間の状態分布を再現計算の初期状態として平方向では，解析領域 A 内部の格子間隔を 1m として与え採用した．得られた各状態量分布を図 5 に示す．図 5 では，ている．

地表面を境に各状態量で変化が生じていることが分かる．
地下の圧力増加は，地表面温度が上昇し，舗装により閉塞

4.3 初期状態の生成手法

された気相の熱膨張による影響である．また，地表面から測定値の再現計算を行うためには，実験開始直前の全格の 蒸発が生じないため，大気中の比湿は入力条件に制限さ子（大気，地下）における 6 つの状態量分布が既知である

れ鉛直方向に一定となった．地下の水飽和度に関しては，必要がある．しかし，それらを全格子に厳密に数値設定す初期状態として残留飽和率を与えているため顕著な変化はることは不可能である．そこで，ここでは以下の手法を用生じていない．
温度については，地表面温度の昇温に伴い，いて実験直前の各状態量の推定を行った．

地下浅層，大気層共に温度が上昇している様子が計算されまず，実験サイトおよび実験時期の平均的な熱環境を得た．

るため，実験日の前 1 週間（2006 年 8 月 7～13 日）の平均

1000

A15

主な解析領域A
散水範囲
地下

6m

10m
10m

A2
A1
G1
G2

…

27m

103m

…

20m

全天日射量[Wm-2]

風

大気

500
20

比湿

10:00

20:00

図 4 初期状態生成時の入力気象条件（1 日分）．

(b)

10

高度 [m]

モデルの
散水範囲
実験時の
散水範囲

10m

30
日射量

0:00

G17

6m

気温

気温 [ºC]，比湿[×10-3kgkg-1 ](a)(a) 圧力(b) 比湿(c) 温度(d) 飽和度

0

10m

z
y x
図 3 (a) 計算範囲と主な解析領域（左）と層番号（右），(b)解析領域 A 内の散水範囲のモデル化の概念図．

-100

1014

1016 0圧力 [hPa]0.05

比湿 [kgkg-1 ]0.1 20 30 40
温度[ºC]050 0

図 5 各状態量の初期状態．

- 26 -

0.2

0.4

水飽和度[-]

4.4 散水実験時の計算に用いる入力気象条件ては，次章で説明する．

前述の初期化されたモデルに対し，実験時の再現計算を
5.1 地下熱物性に関する感度解析と同定行う際に入力する気象状態は以下のように与えた．
全天日射量については，現地計測は行っていないため，

ここでは，特に固相密度，比熱，熱伝導率，および浸透

大阪管区気象台で観測された全天日射量の 1 時間積算値を率を変化させ，地表面・地下温度について実験結果とのマ

1 時間平均値に換算し使用した．計算範囲に側方から流入

ッチングを行い，パラメータの検討を行った．比較対象とする風速については，高さ 1.5m 地点で測定された日中（測する実測値は，非散水地点で測定された地表面温度，地下

定開始～18:50）の平均風速を基準に，高度による風速の対約 7cm 地点，
地下約 14cm 地点の連続温度測定結果である．

数則分布を仮定し，境界格子に与えた．気温，相対湿度に

各物性について，密度 1.0～2.7kgm-3，比熱 800~840Jkg-1K-1，

関しては，実際に実験場所で測定された散水範囲の風上側

熱伝導率 1.0~3.8Wm-1K-1，浸透率 10-10～10-16m2 の範囲で，の値を風速に伴い入力する．比湿に関しては、高さ 1.5m

様々に組み合わせて計算を行った．計算に用いたその他の地点での相対湿度の測定値を比湿に換算し，高度に依らず

入力パラメータを表 1 に示す．なお，毛管圧力や相対浸透与えた．気温に関しては実測した高さ（0.8m～6m）間を直率に関しては VanGenuchten の式を用いた．
計算時間は，全てのケースにおいて実験日（8 月 14 日）

線近似し各計算格子に与えた．

の 11:00～翌日 9:00 までである．計算時間刻みは収束状況に応じて自動的に変化させ，最大で 600 秒とした．なお，
５．非散水地点における測定結果を利用したモデル物性値

非散水ケースの計算では，急激な温度変化は生じず，地下の同定と感度解析の固・液・気相温度はほぼ同一となる．
図 6(a)(b)として，地下物性を変えた場合の地表面（G1①地下の物性（密度，連成モデルに必要なパラメータは，層）
・地中温度変化の一例を示す．図 6 より，地下物性の違

比熱，熱伝導率など），②大気に関するパラメータ（熱伝達いにより，地表面および地下温度の振幅や位相に変化が生率，乱流拡散のパラメータなど），③散水時の蒸発に関するじることが分かる．これらの物性に関して様々な組み合わパラメータである．これらの値は必ずしも明確に決まらなせで計算を行い，最も実測値に適合する結果（Case 1）をいものが多い．ここでは，①実験時の非散水地点における得た組み合わせを表 2 に示す．求められた物性値は表 3 に

地表面温度・地中温度変化をマッチング対象として地下の示した既存の文献値(6)(7)(8)と比較しても妥当な値であると熱物性を決定し，②散水範囲風上側の気温・大気中の相対言える．

湿度（比湿に換算）を用いて，大気に関するパラメータを

表 2 に示した物性を用いた計算ケースにおける高さ 0.05

決定する．なお，散水時の蒸発に関するパラメータについｍ，1.5ｍ地点の気温の時間変化と温度の鉛直分布を実験結

表 1 計算に用いたパラメータ．

表 2 感度解析により決定した地下熱・水理物性．

-2-1

熱伝達率 [Wm K ]2
大気置換係数 [m ]分散係数(縦横)[m]
間隙率[-]
残留飽和率[-](5)
VanGenuchtenの係数

10

層厚[m]

-6

1.0×10 （at 1m）-2
1.0×10
地表面：0.1 地下：0.4
0.4
a : 4.37 n : 0.372

浸透率[m ]
-3
密度[kgm ]-1 -1
比熱[Jkg K ]-1 -1
熱伝導率[Wm K ]

地表面
0.1

地下
0.99

-16

1.0×10
2000
840
1.0

1.0×10
2000
840
1.0

-12

表 3 地下の熱物理係数の文献値．①(6)，②(7)，③(8)．
Case 1Case 3
Case 5温度[ºC]

60
50

Case 2
Case 4
実測値

40

コンク
リート

温度[ºC]

30 (a)
60

アスファ
ルト

50
40
30

(b)
11:00

21:00

土壌

7:00

図 6 (a)地下熱物性および水理物性を変化させた場合の(a)地表面温度変化，(b)地中温度（深さ 7cm）
の変化．

花崗岩

- 27 -

出典密度[kgm-3]

比熱[J kg-1K-1]

熱伝導率[Wm-1K-1]①

2300~4020

540~1005

1.4~4.7

②

－

~800

1.1~1.5③

1900~2300

882

0.82～1.4②

1040~1400－

1.1～1.5

③

2120

924

0.75

②

2000

1842

0.13~0.67

③

約2000

－

0.14

②

2600～2700 800～840－③

2600~2900

3.85

840

果と比較したグラフをそれぞれ図 7，図 8 に示す．ただし，上方にいくに従い，その差はほとんど見られなくなった．

高さ 0.05ｍの気温については実測されていないが，参考とユルゲスの式による熱伝達率は，バルク式において，裸して計算結果のみを示している．図 7，図 8 より，気温の地における交換係数(9)とも整合していることを確認してお

時間変化および鉛直分布の計算結果は実験結果とよく一致

り，本論ではこれにより算出された熱伝達率を用いることすることが示された．

とする．

5.2 地表面熱伝達率に関する感度解析-2６．散水時における気温・地表面温度変化の再現性の検討-1

前節では，地表面熱伝達率を 10Wm K と仮定して計算
本章では，第５章で決定した物性値および地表面熱伝達を行った．この熱伝達率の妥当性を検討するため，ここでは前節で得られた地下物性を用いて，熱伝達率の違いによ率を用いて，散水時の地表面温度や気温変化の再現を試み

る計算結果の違いについて考察を行う．ここでは，熱伝達る．なお，以降では特に断りのない限り，地下温度（G1～率の推定にユルゲスの式を用いることとする．一般に普通G17 層）については気相温度を示す．これは，地表面がコ面におけるユルゲスの式は以下のように表わされる．
(2)
U < 5m/s DH = 4.8 + 3.9U

ンクリート舗装であり，間隙率が非常に小さく，散水時にU ≥ 5m/s

DH = 6.12U

0.78

おいても固・液・気相の温度がほぼ同一であったためである．

(3)

ここで，U は風速[ms-1]である．ここではユルゲスの式によ6.1 蒸発パラメータに関する考察

り求めた熱伝達率（約 12Wm-2K-1）を基準に 8，10，12，
15Wm-2K-1 と変化させて計算を行い，気温分布の違いにつASCHYTEM では，蒸発に関するパラメータとして，A1

いて考察を行った．それぞれの計算ケースを Case 1～Case

層水面からの物質伝達率 Dw，G1 層多孔質面からの物質伝4 とする．計算条件，格子設定，および地下の熱・水理物（以下，蒸発パラメ
達率 Dg，A1 層の湛水層最大厚さ Zw,Ub，性については前節の非散水ケースの計算と同条件とした．

ータとする）を与える必要がある．そこで，ここではまず，各ケースの計算結果を図 9 に示す．図 9 では，各ケースに蒸発パラメータの違いによる温度や比湿変化について考察おける地表面温度，高さ 0.05m，1.5m の気温変化を表してを行うため，様々なパラメータの組み合わせで計算を行っいる．ここでは，各ケースの温度差が比較的顕著であった

た．表 4 にその一例を示す．各パラメータの値は，表 4 の測定開始時点（11:00）から 12 時間後までを示す．図 9 より，地表面温度については各ケース間の温度差は小さく，

60

気温[ºC]

温度[ºC]

50

高さ1.5m（計算値）
高さ1.5m（実測値）

40

40

21:00

7:00

Case 1

5:00

16:30

13:20

Case 2
Case 3

実測値
計算値

Case 4
上限
下限

高度[m]

4

温度[ºC]

2

0

図 8

40

温度[ºC]

60 20

40

温度[ºC]

60 20

40

温度[ºC]

Dg

Dw[ms-1][ms-1]

Z w,Ub
[mm]

Sr
[-]

n
[-]

1.0×10-2
1.0×10-2
1.0×10-2

1.0×10-2

1.0

1.0×10-2

0.9

1.0×10-3
1.0×10-3

1.0
0.5

1.0×10-2
1.0×10-2

0.2
0.9

2.9×10-2
1.0×10-3
7.0×10-2

7.0×10-3
1.0×10-2
1.0×10-3

1.0
1.0

1.0×10-2
2.0×10-1
1.0×10-2

0.9
0.9

0.5

Case 1Case 3
実測値

50
40
30

20

1.5m気温表 4 各ケースにおける蒸発パラメータ．

図 7 表-2 に示した熱物性を用いた場合の高さ 1.5m，0.05m の気温の計算結果．
60.05m気温

11:00
15:00
19:00
23:00
図 9 熱伝達率の違いによる地表面温度，気温（高さ0.1ｍ，1.5ｍ）の変化．

30
11:00

50

30

高さ0.05m（計算値）

Case 1Case 2
Case 3
Case 4

地表面

地表面近傍では日中に比較的大きな温度差が見られたが，

10分

30分

0.2

Case 2
Case 4

連続

15:00
19:00
23:00
図 10 異なる蒸発パラメータを用いた場合の地表面温度（A1 層水相温度）の計算結果．時間は散水間
隔を示す．

60

実験結果および計算結果の鉛直温度分布の比較．各時間の前後 30 分間の平均値を示す．

- 28 -

下段に示した上限と下限の範囲内で，実測された地表面温

面温度全点を示している．図 11(a)(b)には，計算結果として度の平均値に近づくように調整し，数十ケースの計算を行

G1 層の温度と A1 層の水相温度（地表面上の湛水層の温った．なお，湛水面からの蒸発については，蒸発効率 を線度）の両方を示した．G1 層の温度（3 相同一温度）と A1 層

形的に減少させ，最終的に土壌からの蒸発となめらかに連の水相の温度に 2 ～ 4ºC 程度の差が生じているのは，G1

続するように与えた．

層の格子に厚さ（5mm）があるため，層の温度が平均化さ

散水のタイミングは実験時と同じとし，実験開始かられるためであろう．実験では，地表面に接触させた温度セ

14:15 までは 10 分間隔，14:15 から 15:55 までは 30 分間隔

ンサーに地表面温度を測定しているため，計算結果につい-2

で 0.29 kgm の散水量（実験時の 1 回の散水量と同量）をては A1 層の水相温度と比較することとする．

与え，15:55～18:50 は連続的（2.9×10-3kgm-2s-1）に散水を

断続的に散水を行った時間帯では，図 11(b)より，実測さ与えた．

れた地表面温度変化の振幅や散水ごとの低下量は計算値と表 4 に示したケース例の計算結果を図 10 に示す．図 10

概ね同程度である言える．ただし，実測値は場所によりば

では測定開始 2 時間後から 7 時間後までの A1 層の水相温度

らつきがあること，また，15 時頃以降の連続散水の時間帯

変化，および比較のため散水範囲内の地表面温度の実測値については，計算値が１～2℃程度高く見積もられる結果と（平均）も示している．図 10 では，Case 2 と Case 3 は実なった．

測値よりも 10ºC 以上高く計算されているが，これは Dw が図 12 として，地表面温度および地中温度の時間変化の計

他の 2 ケースよりも小さく，潜熱輸送が抑制されているた

算結果および実測値と，A1 層の湛水層の厚さの時間変化おめである．また，Case 3 は Case 2 よりも 2 ~ 3ºC 高く計算

よび G1 層の水飽和度の時間変化を示す．図 11(a)でも見らされているが，これは最大水層厚さが小さいことにより蒸れたが，19:00 頃に A1 層水相温度の計算値が 2～3ºC 上昇

発量が抑制された結果の現れであろう．今回行った様々なしている．この昇温は，湛水層からの蒸発が進み，湛水層

ケーススタディの結果，測定時間中を通して，Case1 とがほぼ全て蒸発し終えた時間に生じている．これは，地表

Case4 が実測値（平均値）と計算値の RMS（Root Mean

面からの潜熱輸送量がなくなり，地下に蓄積された熱の供

Square：二乗平均平方根）が小さく，実験の再現性が良好

給によるものと考えられる．図 12 では，地表面温度と共にであった（RMS=2.4 程度）．ただし，Case1 では，21 時半

地中温度（深度 14cm，計算結果は 15cm）も示しているが，頃における実測値との目立ったずれがあり，Case4 ではほ

計算結果は実測値よりも 2～3ºC 高く計算されている．計

とんど見られなかった．このことより，今回は Case4 のパ算結果が実測値よりも高く求められた原因として，実験日

ラメータをもとに次項からの検討を行うこととする．

の数日前から行われていた予備実験・予備散水により，散水範囲の地中の浅層の温度が実験開始前から非散水地点よ6.2 散水範囲における実験結果の再現状況

りも低下していた可能性が考えられる．また，実験日以前

図 11(a)(b)として，散水範囲内における地表面温度の実測の気象状況（例えば 13 日の雷雨）が少なからず影響してい値と前節で求められた計算結果の最適値（Case 4）についた可能性もある．散水による地下温度の持続性やその低下てより詳細を示す．
図 11(a)は測定開始時刻（8 月 14 日 11:00）

量は，地下の熱環境を把握するためにも必要であり，今後から翌朝（8:00）までの日温度変化を表している．また，は，散水の数日前からの長期的な計測も視野に入れ，検討

図 11(b)では，実験で散水を行っていた時間の内 12:00 からを行う必要があろう．
図 12 では，A1 層の水飽和度の時間変化も同時に示した．

18:00 までを拡大し，さらに実測された散水範囲内の地表

温度 [ºC]

50

G1層
A1層水相

40

(a)

地表面温度(実験，平均)

30

A

B

C

11:00

21:00

7:00

温度 [ºC]

50

(b)
G1層
A1層水相

40
30
12:00

地表面温度(実験，全点)
14:00

16:00

18:00

図 11 散水範囲内における地表面温度の計算結果と実験結果． (a)11:00～翌日 8:00，(b)11:00～19:00 のグラフ．A：断続散水（間隔 10 分），B：断続散水（間隔 30分），C：連続散水区間．

- 29 -

このグラフでは，散水間隔 10 分の断続的な散水の期間中は了後の緩やかな温度低下や夜間に温度変化の傾向は再現さ

地表面層の水飽和度は徐々に上昇するが，散水間隔が長くれているものと考える．

なると，水飽和度が低下し，また連続的に散水を開始する

以降では， Case 4 での計算結果（熱量フラックス等）にと，飽和度が上昇するという散水状況に応じた変化を表現

ついて考察を行う．

できている．
図 13 は，散水範囲内の鉛直温度分布の計算結果と実測値

6.3 地表面での熱量フラックス変化を比較したグラフである．これらの図より，計算結果は温図 14(a)(b)は，散水範囲における各種熱量フラックスの度分布に関しても実測値をよく再現できていることがわか

計算結果を示したものである．地表面に流入する熱流量をる．16:30 の分布では，地表面温度よりも地中温度が高く

プラス値として，地表面から放出される熱流量をマイナスなっている様子が計算結果にも表れている．

値として取り扱っている．図 14(a)より，散水時には短波長以上の結果より，ASCHYTEM を用いた散水実験の再現

放射と同程度の熱量が潜熱輸送量として地表面から放出さ計算では，断続的な散水の時間帯では，実測値自体に局所れていることが分かる．図 14(b)では(a)中の±200Wm-2 付近

的なばらつきが見られるため厳密な再現精度の評価は困難の拡大図を示している．顕熱輸送量を見ると，散水開始後であるが，地表面温度変化の振幅や散水時の低下量は概ね

はプラス値（地表面 G1 層への流入を示す）となっており，再現できたものと考える．地表面温度実測値の平均値に対大気への顕熱の輸送量が抑制されていることが分かる．

する各測定地点の RMS を求めると 0.7～2.2℃であったのに散水時に湛水される水以外は散水範囲外に排水される．

対し，計算結果の RMS は 2.1℃であった（共に 11:00 ~ 翌

本モデルでは，それによる排水量とそれに伴う排熱効果も

朝 5:00 の間）．ただし，15 時頃以降の連続散水および散水

計算しており，結果として累積排水量および排熱量変化を終了後では，計算値が実測値よりも全体的に 1~2℃高く見

図 15 に示す．間欠散水では排水量は微小であるが，地表面積もられており，今後改善の必要性があるものの，散水終

温度と散水水温との温度差が大きいため，排熱量は大きい．

GL-14cm (M)GL-15cm(C) 40
4

50
40

湛水層厚
[mm]

6.4 散水による気温・比湿の空間的変化

地表面温度.(M)

散水間隔 10分

飽和度

30
3

徐々に低下する．

(a)

短波長放射量

連続

30分

0.3

湛水層
大気第1層

0.1
1.0

熱流量[Wm-2]30

A1 層
水相温度(C)

的な散水により排水量は増加しても，それに伴う排熱量は地中温度 [ºC]

地表面温度 [ºC]

散水により地表面温度が低下し散水水温に近づくと，連続A1G1 地表面層

水飽和度

500

地中伝導熱
顕熱輸送量

0
長波長放射量

11:00

15:00

19:00

23:00

66

6

13:20

6

16:30

潜熱輸送量

200

地中伝導熱
顕熱輸送量

熱流量[Wm-2]

図 12 (上)地表面および地中温度の計算結果（C）と実験結果(M)，(中)散水による湛水層厚さの変化（計算結果），(下)地表面の水飽和度変化（計算結果）
．

-500

5:00

0
長波長放射量

-200
実測値
計算値

11:00

4

図 14

22

2

2

40

30 40
40
20 30
20
温度[ºC]

0

排水量[kgm-2 ]

高度[m]

4

0

20

30

40

温度[ºC]

20

30

40- 30 -

散水範囲内における各種熱量フラックスの計算結果．(b)は(a)中の熱流量±200Wm-2 の範囲を拡大の図．

0
排熱量

0

図 15

図 13 散水範囲における温度分布の実験結果および計算結果．各時間の前後 30 分の平均値を示す．

7:00

0.2
排水量

20

11:00

温度[ºC]

21:00

0.4
A

B

熱移流量[MJm -2 ]

44

00

(b)

C

16:00

21:00

過剰散水時の排水量とそれに伴う熱移流量の累積変化．A：散水間隔 10 分，B:散水間隔 30分，C:連続散水，の期間を示す．

図 16 は，計算された非散水と散水の各ケースの気温差をためには，気温や地表面温度低下に加え，体感効果に関し

等温度差図として表したグラフである．気温差 は｛(非散ても評価する必要がある．しかし，人間の感覚とは非常に水地点の気温) －(散水地点の気温) ｝
として算出している．

複雑かつ繊細であり，体感を表す指数としては，例えば，

図 16 より，散水範囲の最も風上側の地表面付近より，風下

気温や湿度のみから試算できるもの（不快指数）や，人体

側，上方へ，温度の低下領域が広がる様子が見られ，風下の代謝熱量等を含め詳細にモデル化したもの（SET＊）な側では，より高い地点まで気温低下が生じている．その気どが挙げられる．ここでは，夏期の屋外環境において放射温低下量は，散水開始 5 時間後に，地表面近傍（高さ 2～や周囲の気温や風速により受ける影響を考える 1 つの指標

30 ㎝程度）では 0.5～1.5ºC 程であり，高さ 0.5ｍ地点で最として，黒球温度差に関する散水効果を試算した．黒球温

大 0.1ºC 程度であった．

度とは，直径 15cm，平均放射率が 0.95，球殻の肉厚ができ

図 16(b)は，地中温度コンターを示している．散水範囲外

るだけ薄い，中空黒球の中心に位置する温度計の示す温度であっても，風下側の温度が若干低下している様子が見ら(JIS Z 8504)である．
ここでは，基本的な散水条件下での黒球温度への影響をれた．
（散水範囲の比図 17 は，図 16 の同時刻における比湿差｛

考察するため，日中 1 時間（12:00～13:00）の連続散水を湿）－（非散水範囲の比湿）｝を示す．比湿差に関しても，与えた場合のモデルスタディを行った．基本的な計算条件

温度と同様に風下側に広がっていることが分かり，その拡は６章で用いたものと同様の条件を用いて計算を行った．

散の形は温度とほぼ同一であると言える．

黒球温度の推定には，近藤による式(10)(11)を参考に推定した．
結果として，気温に対する黒球温度の温度上昇量の時間変化を図 18 に示す．図 18 より，散水を行うことで，非散７．散水効果に関する考察

水の場合と比較して散水時には約 4ºC の黒球温度（高さ約
7.1 黒球温度による散水効果の試算

1.5m）の低下が見られた．これは，黒球温度では地表面温度の低下に伴う地表面からの放射の減少が大きく寄与して

ヒートアイランド対策としての散水システムの実用化のいるためである．既存の実験と数値モデルによる計算の結(a)

果，散水時の気温（高さ数 10cm 以上）低下は 1ºC 以下で風向あったが，黒球温度に対しては，数ºC の影響を及ぼすこと

高度[m]

2.0

が示唆された．今後は，このような散水時の温冷感や放射の影響等も考慮した“ヒートアイランド緩和のための散水

0.1効果”を定量的に評価することが不可欠である．
0.5

深度[m]

0.0
0.0
0.0
(b)

1.0

7.2 散水実用化に向けたケーススタディについて

40.0 [m]

散水範囲（10m）

散水システムの実用化のためには，対象となるサイトへ

14.9

（気
の散水に対して，最小限の水量やコストで最大限の効果
5.8

0.8

温や地表面温度の低下，涼感など）を得る手法を定量的に評価する必要がある．散水効果は，対象とするサイトの周囲の環境や気象条件に影響を受けるため，厳密な温度低下
量などはサイトに依存するが，様々なケーススタディを行-0.4

うことで，各種散水条件や気象条件と散水効果との関係を

図 16 (a)大気，（b）地下における非散水ケースと散水
ケースでの等温度差線図．散水開始後 5 時間後（16:00）の結果．等高線の目盛は温度低下量[ºC]を示す．

推定することは可能であると考えられる．どの場所で，どの程度の気温低下や地表面温度低下，相対湿度の増加が生じるのかと言った具体的な散水効果や，体感への定量的な効果について評価するためには，散水範囲，散水量，散水

2.0

水温，散水継続時間，散水時刻等，気象条件（気温，日射

風向

黒球温度上昇量[ºC]

高度[m]

量，風速，湿度）等の条件を組み合わせて，散水効果に関

3.0
6.0
0.0
0.0

散水範囲（10m）

40.0 [m]図 17 非散水ケースと散水ケースでの比湿差コンタ
ー．散水開始後 5 時間後（16:00）の結果．等
高線の目盛は比湿増加量[×10-4kgkg-1]を示す．

非散水

20

散水

10
散水

0
11:00

13:00

15:00

17:00

19:00

図 18 黒球温度の上昇量の時間変化（計算値）．

- 31 -

するケーススタディを行う必要がある．

象緩和のための都市散水効果に関する実験的検討，土木学会論文集 G，64-1(2008)，pp. 68-77．

８．結論

(4)

吉岡真弓，登坂博行，都市散水定量化に向けた大気・
地下連成‐水・熱環境モデルの開発，日本ヒートアイ

本研究では，ヒートアイランド現象緩和に向けた都市散

ランド学会論文集，pp.11-23．
(5) 平田健正，樫山和男（監訳）（ライ，小林健一郎（訳）ナーヘルミック著），地下環境での多相流と輸送現象
現象の基礎から数値解析まで(2004)，シュプリンガ
ー・フェアラーク東京．
(6) 岡田 清，六車 煕編，コンクリート工学ハンドブッ
ク(1981)，朝倉書店．
(7) 国立天文台編，理科年表(2008)，丸善．
(8) 日本機械学会編，伝熱工学資料(1975)，丸善．
(9) 近藤純正，地表面に近い大気の科学 理解と 応用(2000)，東京大学出版会．
(10) 近藤純正，大気境界層の科学－大気と地球表面の対話－(1982)，東京堂出版．
“暑熱環境と黒球温度”，近藤純正ホームペ(11) 近藤純正，ージ，
http://www.asahi-net.or.jp/~rk7j-kndu/kenkyu/ke17.html ．
(参照：2009/08/20)．

水効果の定量化を目的に開発した大気・地下連成系‐水・熱環境モデル（ASCHYTEM）を用い，既存の屋外散水実
験の再現計算及びその検討を行った．その結果は以下のようにまとめられる．
1）実験サイトの 2 次元断面大気・地下モデルを作成し，平
均気象条件のもと非散水時の観測データを用いて地下の熱物性等のパラメータを決定した．
2）決定したパラメータセットを利用し，散水条件を加えて散水範囲のモデリングを行った．その結果，散水に関するパラメータセットを決定すると共に，実験時の地
表面温度，地下温度，気温の変化を概ね再現できた．
3) その再現計算の結果を空間的に見ると，散水範囲の風下側の高さ 0.5m 地点で 0.1℃程度気温が低下すると計算された．
4) 輻射の低減効果を考慮した体感効果の指標の 1 つとし(Received November 20, 2009, Accepted February 17, 2010)て黒球温度を取り上げ，日中の連続散水を想定したモ
デルスタディを行った．その結果，散水により，黒球温度が最大約 4℃低下すると予想された．
散水システム実用化のためには，散水システム導入による効果や便益を定量的に評価する必要がある．そのためには，本モデルのような気象学的な評価（気温や地表面温度変化など）に加え，温冷感に関する指標の導入，実街路での散水導入時における通行者への涼感に関するアンケート
調査等により実際の評価調査を行うことで，より具体的に散水の有用性や経済的効果について明確にできるものと考えている．
今後は，他の屋内外の実験の再現性の検討や入力パラメータの設定や適用範囲についての数値実験により，さらに信頼性の高いモデルへ改良する予定である．将来的には，
メソスケールモデル（大気モデル）と連結させることで，実際の街区のような複雑な場所への適用も視野に入れた汎用性の高いモデルへ発展させたい．

参考文献
(1)

浅井重範，打ち水大作戦‐江戸の知恵を現代で，さら(2)

国土交通省，東京都汐留地区における下水再生水の路に世界へ‐，資源環境対策，42-11(2006)，pp.81-86．
面散水に関する実験結果について～ヒートアイランド対策としての路面の温度低減効果を確認～，都市・地域整備関係報道発表資料，2006，
http://www.mlit.go.jp/kisha/kisha06/04/040721_2_.html(参照：2009/8/20)(3)

吉岡真弓，中川康一，登坂博行，ヒートアイランド現- 32 -