地球環境研究，Vol.24（2022）

日本上空における対流圏界面高度の気候学
中

川

清

隆＊

渡

来

靖＊＊

平

田

英

隆＊＊＊

キーワード：対流圏，成層圏，対流圏界面高度，二重対流圏界面，気温減率，気候学

Ⅰ．はじめにら上層への安定度の鉛直変化率が変化する境界線として圏界面を定義した上で，以下のように指摘している．圏気球による気圧と気温の鉛直観測結果に基づいて地界面高度は熱帯域における15～20km から極域における球大気層が最下層と上層では異なると認識して対流圏10km まで変動する．冬季の極域では，鉛直気温減率がtroposphere と成層圏 stratosphere の区分を提唱したのは突然変化する高度が出現しないために，圏界面を決定すde Bort（1902）であり，成層圏の存在は同年に Assmann

ることが困難ないしは不可能になることがある．

（1902）によって追認された（松野 1982）．成層圏，対圏界面高度の気候学的特徴を最初にまとめたのは，流圏の命名は de Bort（1902）であるが，対流圏界面

Bjerknes（1935）や Hess（1948），Flohn and Penndorf

tropopause という用語の初見は U. K. Meteorological（1950） で あ る． 標 準 的 温 帯 低 気 圧 モ デ ル（Bjerknes

Office（1918）とされている（Gettelman et al. 2011）．そand Solberg 1922）の提唱者 Bjerknes（1935）は，ベルの後，成層圏界面 stratopause や中間圏界面 mesopause

ギー・イクルにおいて1930年12月30日07時～1931年１月も発見されたが，邦語では単に圏界面と言う場合は対

１日03時に観測した38プロファイルに基づいて低気圧の流圏界面を指すのが一般的であるため，本稿は，以後，断面を解析した．地上気圧は高気圧通過時に最大を示し

tropopause を圏界面と記す．

たのち漸減し低気圧通過時に最小を示した．高気圧中成層圏の鉛直気温分布を最初に詳細に検討した心近傍では圏界面までゾンデは飛揚しなかったが，低Emden（1913）は，放射平衡にある場合，大気層の光

気圧域では圏界面高度は低下するとともに波打っており，学的厚さにかかわらず大気層上端は１つの温度，いわゆ

低気圧の温暖前面上空において急上昇した．Bjerknes

る表皮温度212K に収束して成層圏温度が形成され，大（1935）はこの現象を圏界面波 tropopause wave と命名

気層下部は著しい不安定成層となるため激しい対流がした．Hess（1948）は，西経80°に沿う赤道（２°S）～発生して放射平衡温度鉛直分布が放射 - 対流平衡温度鉛

北緯73°N の1942～1945年の03UTC における冬季と夏季

直分布に変換され対流圏が形成されると考えた（高橋の４年平均南北鉛直断面解析を行った．日々の解析結果

1969；会田 1982）．

を平均化した図において，圏界面は熱帯から極域まで連緯度帯別の圏界面高度の季節変化をまとめた新田

続ではなく，熱帯圏界面と極域圏界面に二分され，その（1980）によると，圏界面高度が低くなる中高緯度上空

間にジェット気流が位置することが解明された．熱帯圏

において成層圏の等温傾向が顕著である．総じていえば，

界面は冬季に高く，夏季には冬季に比べて約2,000ｍ低低緯度圏界面付近では夏冬ともにほぼ－80℃を保っておい．極域圏界面は冬季に低く夏季に高い．ジェット気

り，気温の鉛直プロファイルもほぼ一定なのに対して，

流は水平温度勾配が最大で極域圏界面上の等温位面勾

中高緯度の気温場の季節変化は著しい．

配が最大の所に存在しており，この位置は熱帯圏界面とPeixoto and Oort（1992） に よ る と， 気 温 の 鉛 直 構

極域圏界面が重なる場所，いわゆる二重圏界面に一致す

造への大陸や海洋の影響は高度と共に減少し対流圏中ることを見出した．Flohn and Penndorf（1950）はこの層（500mb）では等温線は緯線に沿ってほぼ一様である．

時点までの圏界面研究をレビューした．近年は衛星観測

圏界面高度は極域で10km であり，赤道域で17km である．

により圏界面諸量の全球分布が解析されている（例えば，

American Meteorological Society（2012）は，下層かKishore et al. 2006）．

立正大学名誉教授／上越教育大学名誉教授
立正大学地球環境科学部環境システム学科＊＊＊
立正大学データサイエンス学部データサイエンス学科
＊

＊＊

41

日本上空における対流圏界面高度の気候学（中川・渡来・平田）

圏界面の垂れ下がりないしは折れ込み tropopause fold「500hPa 面以上の高さ」云々という記載はない．気象庁

部分の気塊は成層圏起源である，との斬新なアイデアをHP「過去の気象データ検索（高層）」の全データが有効提案したのは Reed（1955）であるが，Shapiro（1980）

な場合には1988年１月１日09時～2019年１月１日09時の以降，圏界面の垂れ下がりは個々の寒冷前線の後面

データ総数は22,647となる．同データには識別符が付さに認められるという認識が定着し（中村・高薮 1997），

れており，「第１圏界面」「第２圏界面」が明示されていElbern et al.（1998） や Akritidis et al.（2021） に よ りる．当該時刻のデータファイルが存在しない場合や当該

圏界面の垂れ下がりの気候学が記載された．静的安定度

時刻のデータファイルは存在するが空白だったり地上の高い成層圏起源の気塊（等温位線が込み合った領域）

データのみだったりする場合には「欠測」と判断した．

が，上空西へ傾いている寒冷前面に沿って対流圏中層ま逆に，当該時刻のデータファイルは存在するが「圏界で侵入していることが明らかになっている．Bjerknes

面」と記載された識別符が存在しない場合には「圏界面and Solberg（1922）モデルでは閉塞低気圧はもはやこ無し」と判断して，データ収集はしなかった．地上デー

れ以上発達しないとされているが，Shapiro（1980）モ

タから最初に出てくる「圏界面」を第１圏界面とし，そ

デルでは閉塞低気圧の状態から爆弾低気圧になる事例がの次に「圏界面」が出てきた場合にはそれを第２圏界面

よく知られている（中村・高薮 1997）．

とした．総ての観測プロファイルにおいて地上～第１圏

圏界面の命名から100年を経るが，顕著な現象の事例
解析を除くと，日本ではルーチンゾンデ観測に基づく圏

界面の全データに基づく高度から気温への回帰直線を求めその勾配として対流圏気温減率の値を求めた．

界面高度の詳細な気候学は未だまとめられていない．本稿

気象庁 HP「過去の気象データ検索（高層）」の URLは，最近31年間（1988年元旦～2018年大晦日）の日本の14https://www.data.jma.go.jp/obd/stats/etrn/upper/view/

高層気象官署における高層気象観測結果に基づいて，日本

daily_uth.php にクエリ文字列として WMO コードおよ

上空の圏界面高度の気候学をまとめることを目的とする．

び年月日と時間を付して気象庁サーバーに送付することにより，任意の地点のゾンデ気温・相対湿度観測結Ⅱ．高層気象資料の収集方法とそれを用いた圏界面
高度の決定方法

果を取得できる．例えば，WMO コードが47646の館野
高層気象台における1988年１月１日09時（00UTC）の
気 温・ 湿 度 の 観 測 デ ー タ は，https://www.data.jma.

現在，３通りの圏界面の定義が用いられている：①熱go.jp/obd/stats/etrn/upper/view/daily_uth.php の後学的定義，②力学的定義，および③化学的定義である．

ろに，クエリ文字列 ?year=1988&month=1&day=1①熱学的圏界面は，de Bort（1902）の成層圏発見を踏&hour=9&atm=&point=47646&view= を 付 し て 気 象 庁

襲した定義であり，Ashford（1957）の WMO 定義に準サーバーに送付することにより気象庁から入手できる．

じたものが世界中に普及している．これは１地点毎のゾ

気象庁サーバーから，『表示できるデータがありませンデデータに適用できる．

ん．ブラウザの「戻る」ボタンをクリックして下さい．
』

気象庁は『500hPa 面以上の高さで，ある面とそれよとの文字列が返送されて来た場合には，当該日時のデー

り上２km 以内の面間の平均気温減率がすべて2.0℃/km

タファイルが存在しないことが分かるので「欠測」と判を超えない面を「第１圏界面」とする．
「第１圏界面」

断する．気象庁サーバーからファイルは返送されてきたの上のある面とその面より上１km 以内の面との間の平がその中に見出し行以外にはデータが１つも記載されて

均気温減率がすべて3.0℃/km を超える層がある場合こいない場合は，「圏界面データ無しＡの層またはそれより高い層で「第１圏界面」と同様のる．見出し行の次にデータが１行のみ（地上の観測値だ

基準により求められた面を「第２圏界面」とする．このけ）の場合は，「圏界面データ無しＢ １個だけような面が「第２圏界面」より高いところにいくつかあと判断する．データは複数存在するものの，圏界面の識る場合は，高度の低い方から「第３圏界面」，「第４圏界

別符が存在しない場合は，「圏界面データ無しＣ

面」，…とする．
』とする業務マニュアル（https://www.

タ２個以上」と判断する．

data.jma.go.jp/obd/stats/data/mdrr/man/data_u.html）
に従って圏界面の同定を行っている．

欠測」と判断す
欠測」
デー

返送されたファイルをディコードしながら地上から上空に向かって，気圧，高度，気温，相対湿度，識別符を上 記 の 気 象 庁 定 義 は， 基 本 的 に は Ashford（1957）

読み取り，最初に出てくる「圏界面」の識別符をもつ行の WMO 定 義 に 準 じ て い る が，Ashford（1957） に はのデータを第１圏界面データとし，次に出てくる圏界面

42

地球環境研究，Vol.24（2022）

データを第２圏界面データとした．
https://www.data.jma.go.jp/obd/stats/etrn/upper/
view/daily_uwd.php に 上 記 の https://www.data.jma.
go.jp/obd/stats/etrn/upper/view/daily_uth.php と 同 じ
クエリ文字列を付けて気象庁サーバーから風の観測デー
タを呼び出し，識別符「極大風速面」が付いている行の
気圧，ジオポテンシャル高度，風速，風向を記録した．

Ⅲ．日本における第１圏界面高度および対流圏気温
減率の気候学的平均値
日本における現在の高層気象観測の原型となるラジオ

図１

ゾンデ観測は，千葉県我孫子市布佐において1938年から開始され，その後高層気象台でも1944年からラジオゾン

日本におけるラジオゾンデ観測地点の展開．
●：本稿対象地点，○：最近観測が開始された地
点，△：最近観測中止になった地点

デ観測が開始されている（高層気象台 2021）．ラジオゾ

全データが有効な場合には1988年１月１日09時～2019

ンデ観測が開始されるまで国内の高層気象観測は高層気

年１月１日09時のデータ総数は22,647件となる．表１に

象台によるもののみであったが，1963年以降高層気象観

示す14地点中欠測データ数が最小なのは秋田で，31年間

測地点は急速に増加した．1930〜1940年代には年々観測で欠測データ数はわずか６件に過ぎなかった．稚内，館地点が増加しているが，設置・廃止が頻繁に行われてい野も欠測が少なく，欠測データ数は，それぞれ，７およる．現在の形の国内高層観測網が完成したのは1950年代

び10件に過ぎなかった．鹿児島，父島，輪島も欠測デー

後半以降である（釜堀・古林 2015）．

タ数は少なく，それぞれ，19，32および58件であった．

日本において気象庁の高層気象観測地点がほぼ確立し一方，欠測データ数が最大だったのは福岡で863件，

たのは，根室，八丈島，名瀬で自動追跡型方向探知機に次いで南大東島755件，八丈島335件が大きな欠測データ

よるレーウィンゾンデ観測が開始された1957年とされて数であった．最大の福岡は1989年２月末日まで欠測でいる（阿部 2015）．2010年３月の GPS ゾンデ観測の導入

ファイルが存在しない事例が850件あり，それにファイに伴い，根室および米子の２地点の観測サイトは，それルが存在しても空白および地上データだけの事例がそぞれ，釧路および松江に移動され，仙台および那覇は観れぞれ11および２件あった．第２位の南大東島は1988年

測中止となったため，現在も観測を継続していて長期の11月末日まで欠測でファイルが存在しない事例が670件

観測結果を検索できる観測点は14地点である．

あり，それにファイルが存在しても空白および地上デー

気象庁 HP「過去の気象データ検索（高表１

研究対象とする高層気象官署およびその観測データ数一覧

No.

WMO
コード

官署

1

47401

稚内

45°
24.9′ 141°
40.7′

11.7

2

47412

札幌

43°
03.6′ 141°
19.7′

26.2

3

47582

秋田

39°
43.1′ 140°
06.0′

21.8

カイブされている．このうち，日本にお

4

47646

館野

36°
03.5′ 140°
07.5′

いて現在も観測が継続されている14地点

5

47678

6

47971

7

層 ）」https://www.data.jma.go.jp/obd/stats/etrn/upper/index.php に は 南 極・

第１圏界面

第２圏界面

無し

有り

無し

有り

7

23

22,617

9,244

13,37322,647131

1622,5007,924

14,576

22,6476

42

22,5997,454

15,14522,647

27.4

10

26

22,611

9,613

12,99822,647八丈島

33°07.3′ 139°
46.7′ 152.6

335

454

21,858

11,692

10,166

22,647父島

27°
05.7′ 142°
11.1′

8.3

32

754

21,861

18,1993,662

22,647

47991

南鳥島

24°
17.4′ 153°
59.0′

8.7

119

789

21,73919,465

2,274

22,647

8

47600

輪島

37°
23.5′ 136°
53.7′

6.7

58

202

22,387

8,778

13,60922,647より，最近約30年間の観測結果を検索で

9

47778

潮岬

33°
27.1′ 135°
45.7′

69.2

250

472

21,925

11,151

10,774

22,647

きる．すなわち，①稚内，②札幌，③秋

10

47807

福岡

33°
35.0′ 130°
23.0′

15.0

863

114

21,670

10,31911,351

22,647

11

47827

鹿児島

31°
33.3′ 130°
32.9′

31.7

19

210

22,41812,9389,480

22,647

12

47909

名瀬

28°
23.6′ 129°33.2′ 294.5

288

1218

21,141

16,1405,001

22,647島，⑧輪島，⑨潮岬，⑩福岡，⑪鹿児島，

1347945 南大東島 25°49.8′ 131°
13.7′

20.6

755

1252

20,64017,427

3,213

22,647⑫名瀬，⑬南大東島，⑭石垣島である．

14

47918

14.8

252

1537

20,85818,465

2,393

22,647

昭和基地を含む19地点における1988年元日以降毎日09時と21時のゾンデ観測結果（高度，気圧，気温，相対湿度）がアー（図１中●印）において，WMO コードと年月日時間をクエリ文字列とすることに田，④館野，⑤八丈島，⑥父島，⑦南鳥

石垣島

官署の位置
北緯

東経

標高（m）

24°
20.2′ 124°
09.8′

欠測

総数

43

日本上空における対流圏界面高度の気候学（中川・渡来・平田）

表２

第１圏界面高度，第２圏界面高度，第２圏界面出現率，第１圏界面高度変動率，対流圏気温減率の気候値

官署

第１圏界面高度

第２圏界面高度

対流圏気温減率

表２に，本稿が対象とする14高層気象官署
における第１圏界面高度，第２圏界面高度，
第２圏界面出現率，対流圏気温減率の1988～

平均（m）最高（m）最低（m）偏差（m）平均（m） 出現率 平均（K/km）偏差（K/km）

2018年31年間の気候学的平均値の一覧を示す．

稚内

10,44520,475

4,992

2,374

17,3580.59136.09070.5902

札幌

10,92018,215

4,937

2,628

16,8130.64786.0756

0.5870

第１圏界面高度は，平均値の他に，最大値，秋田

11,71420,011

5,051

2,904

16,1950.67025.99670.5808最小値，および標準偏差も示してある．また，
対流圏気温減率の標準偏差も示してある．

館野

12,934

18,867

5,138

2,911

16,3420.57495.9212

0.5216八丈島

13,991

19,191

5,238

2,862

16,9350.4651

5.95810.5094父島

16,07018,938

5,601

1,592

18,8050.1675

6.15200.3460南鳥島

16,348

19,134

2,327

1,140

19,7290.10466.33480.2345

輪島

12,335

18,540

5,232

2,950

16,1990.60795.96270.5540

第１圏界面高度の標準偏差●と第２圏界面高度

潮岬

13,80919,325

5,267

2,908

16,7250.49145.90700.5298の出現率◆も示してある．第１圏界面●も第２

福岡

13,744

18,970

5,379

2,940

16,904

0.52385.82990.5544鹿児島

14,587

19,387

5,471

2,777

17,456

0.42295.84570.5410

圏界面●も，低緯度で平均高度が高くて高緯

名瀬

15,70919,247

1,105

2,262

18,2980.23655.96340.4567

南大東島

16,34919,104

5,656

1,462

20,326

0.1557

6.14540.3309平均第１圏界面高度●は概ね緯度の増加

石垣島

16,554

19,795

1,643

1,254

20,2930.1147

6.19380.3017とともに単調に減少しており，最北の稚内

図２は平均第１圏界面高度●と平均第２圏界面高度●の緯度分布を示したものである．

度ほど低い傾向にあることが明らかである．

が10,445ｍ で 最 小 で あ り， 南 方 の 石 垣 島 がタだけの事例が80および５件あった．第３位の八丈島は16,554ｍで最大で，南大東島の16,349ｍ，南鳥島の16,348

1988年４月末日まで欠測でファイルが存在しない事例がｍがこれに次ぐ．日本標準大気が定めている第１圏界面

242件あり，それにファイルが存在しても空白および地

高度11,000ｍは，秋田と札幌の間に位置することになる．

上データだけの事例が76および17件あった．

これに対して，平均第２圏界面高度●は，北緯40°以

潮岬，名瀬，石垣島では共に1988年３月末日まで欠測

南では，平均第１圏界面高度と同様に，概ね緯度の増加

でファイルが存在しない事例が182件あり，ファイルがとともに単調に減少しているが，北緯40°付近で反転し存在しても空白および地上だけの事例がそれぞれ64およており，それ以北では，緯度の増加とともに単調に増加

び４件，87および19件，61および９件存在する．南鳥島

している．平均第２圏界面高度が最大なのは南大東島でではファイルが存在しない事例は皆無であるが，ファイ20,326ｍであり，最小なのは秋田で16,195ｍである．最ルが存在しても空白の事例が113件もあった．このうち，

北の稚内の平均第２圏界面高度は17,358ｍであり，これ2006年９月１日21時～30日21時まで連続59件空白ファイ

は鹿児島の17,456ｍに匹敵する高度である．

ルとなっているのは，台風0612号が南鳥島付近を通過

このため，第１圏界面高度●と第２圏界面高度●の差

し，暴風，高波および高潮により職員に危険が及ぶことに相当する二重圏界面間の層厚（後出の図５●と同じ）が予想されることから，９月１日13時頃を以て南鳥島気は，北緯30°付近で最小となり，それより低緯度では緯

象観測所全職員を一時島外避難させ，同観測所における度が低くなるほど厚くなり，高緯度では緯度が高くなる

地上・高層等の諸観測が休止されたためである（気象庁

ほど4,000～7,000ｍと厚くなる傾向が存在する．

2006）．
圏界面の識別符付データが存在しない事例は，石垣島において最大で1,537件あった．次いで南大東島1,252件，
名瀬1,218件，南鳥島789件，父島754件，潮岬472件，八丈島454件と続く．本邦南方海上の島嶼の地点で圏界面が観測されない事例が多いのに対して，東日本北部の稚内，札幌，秋田，館野では圏界面の識別符付データが存在しない事例は，それぞれ，23，16，42，26件に過ぎない．ただし，圏界面の識別符付データが存在しないということは，成層圏が存在しないことを意味するものではなく，あくまでも気象庁の業務マニュアルに適合する圏界面は抽出されなかった，ということを意味する．
44

図２

第１圏界面と第２圏界面の平均高度の緯度分布

地球環境研究，Vol.24（2022）

図３

平均第１圏界面高度の水平分布

図４

第２圏界面出現率の水平分布

平均第１圏界面高度の水平分布を図３に示す．第１圏

図５に平均対流圏気温減率●と二重圏界面間の層厚，界面の等高度線はほぼ東西に平行に分布する．南西諸島

即ち，平均の第１圏界面高度と第２圏界面高度の差●，

および小笠原諸島，南鳥島上空で16,000ｍを超えており，

第１圏界面高度標準偏差◆の緯度分布を示す．日本の平緯度が増すとともに漸減し，北海道では日本標準大気の

均対流圏気温減率●は低緯度と高緯度で大きくて6.00K/

平均第１圏界面高度11,000ｍを下回る．

kmを上まわる一方，北緯31°～33°で小さくて5.90K/km

第２圏界面出現率の水平分布図を図４に示す．第２を下回り，全国平均は6.03K/kmとなる．平均対流圏気温

圏界面は一様に出現するのではなく，本邦南方の海上

減率●は平均の第１圏界面と第２圏界面高度差●と類似

では10～20％と小さく，北緯40°以南の本州東北地方まの緯度依存性を示し，平均対流圏気温減率●は北緯31°～では緯度が増すにつれて増加し，北緯40°以北では減少

33°
より低緯度では平均の第１圏界面と第２圏界面高度差に転じている．第２図◆の緯度分布からも明らかなよう●の減少とともに減少するが，北緯31°～33°より高緯度に，北緯28°以南では通年出現率は10～20％と極めて小では，平均の第１圏界面と第２圏界面高度差●の増大とさく推移するものの，北緯31°で一気に40％を超え，北ともに増加する傾向が明瞭である．

緯33.5°では50％に達する．それ以北では，緯度の増加

第１圏界面高度標準偏差◆は，平均対流圏気温減率●

とともに漸増して北緯40°付近で最大の67％に達した後や平均の第１圏界面と第２圏界面高度差●とは逆の緯度に反転し，北緯43°3.6′の札幌では64.8％，最北の稚内で依存性を示し，南方海上の島嶼では1,100～1,600ｍの標は59％となる．つまり，日本では，北緯30°以南ではほ準偏差であるが，北緯30°～40°の緯度帯においては3,000

ぼ通年単一圏界面であるが，北緯35°以北では二重圏界ｍ程度の標準偏差を示す．

面が存在することの方が多い．

図５

対流圏気温減率と二重圏界面間の層厚および第１圏界面高度標準偏差の緯度分布

図６に平均対流圏気温減率の水平分布を示す．平均対図６

対流圏気温減率の水平分布
45日本上空における対流圏界面高度の気候学（中川・渡来・平田）

図７

稚内における第１圏界面高度●と第２圏界面高度
●の年変化

図８

札幌における第１圏界面高度●と第２圏界面高度●の年変化

流圏気温減率は，低緯度では概ね緯度の増加とともに単圏界面高度●は約5,000ｍに下限を持つように見えるが，調に減少しているが，北緯35°付近で反転し，それ以北

これは500hPa 面より上という気象庁の業務マニュアル

では，緯度の増加とともに単調に増加している．と同時を反映している可能性がある．

に，平均対流圏気温減率には正の経度依存性が認められ，第２圏界面●は常に出現する訳ではなく，稚内での年最南東端の南鳥島で最大の6.33K/km を示し，北西方向

間出現頻度は59.1％である．第２圏界面●は，DOY180～に漸減して，九州北端の福岡で最小の5.83K/km を示す．

280の暖候季にはほとんどプロットされていないように

いずれの地点においても長期間平均の対流圏気温減率は，見えるが，これは第２圏界面高度●が15,000ｍを中心と日本標準大気の気温減率6.5K/km より小さい．

する第１圏界面●と出現高度がほぼ重なっているため，本節で示した数値は全て対象期間全データからの直接上塗りされた第１圏界面●のプロットに隠されたためで統計によるため，対象とする事象の出現率に顕著な年変ある．寒候季には第１圏界面●低下に伴って第２圏界面化があると，その統計結果の解釈には問題が生じ得る．

高度●下限が低下するとともに上限高度も増加するため，
第２圏界面出現高度●は10,000～30,000ｍの広範囲に拡

Ⅳ．日本における第１圏界面高度および第２圏界面
高度の年変化とその地域差

散する．
後述する館野や輪島が典型例であるが，日本における第１圏界面高度●の年変化はギリシャ文字の「π」字パ

図７は，日本最北端の高層気象官署である稚内（45°ターンを呈し「π」の天板部分が暖候季の高層の出現域

24.9′
N 141°40.7′
E）における1988～2018年の間の全てに相当し，左右の払いの部分が寒候季の低層の出現域にの第１圏界面高度●（22,617個）と第２圏界面高度●相当しているように見える．稚内の場合，「π」字の天（13,373個）の観測結果を DOY（day of year）に対して板部分が短くなり消失寸前であるとともに，「π」字のプロットしたものである．第１圏界面高度●と第２圏界払いの部分の上端がつながり天板部分が極めて厚くなっ

面高度●のプロットが重なる場合には第１圏界面高度●

た，形の歪な「π」字パターンとなっている．

の方が上書きされているので，第１圏界面高度●はすべ

図８は，日本では稚内に次いで２番目に北に位置するてプロットされているが，第２圏界面高度●は第１圏界

高層気象官署である札幌（43°3.6′
N 141°19.7′
E）におけ

面●と重なった場合には表示されていないことに注意する1988～2018年の間の全ての第１圏界面高度●（22,500

る必要がある．

個 ） と 第 ２ 圏 界 面 高 度 ●（14,576個 ） の 観 測 結 果 を

第１圏界面高度●は，寒候季は5,000～10,000ｍと低層

DOY に対してプロットしたものである．稚内と同様に，に出現するが，６～９月の暖候季には10,000ｍを上回る

第１圏界面高度●は，寒候季は5,000～11,000ｍと低層に高層に出現する明瞭な年変化を示すとともに，暖候季に出現するが，６～９月の暖候季には10,000ｍを上回る高は15,000ｍを中心とするより高層の高度にも出現すると層に出現する明瞭な年変化を示すとともに，暖候季にはいう２層構造を呈していることが読み取れ，DOY180～

15,000ｍを中心とするより高層にも出現する２層構造を280の暖候季には両層にほぼ均等に出現している．第１呈している．暖候季の15,000ｍを中心とするより高層の46

地球環境研究，Vol.24（2022）

図９

秋田における第１圏界面高度●と第２圏界面高度
●の年変化

図10

館野における第１圏界面高度●と第２圏界面高度●の年変化

第１圏界面●の出現頻度と期間は稚内より広がる一方，

いの傾きが急である点も，低層の第１圏界面高度の年変DOY210～240の期間の低層の第１圏界面●の出現頻度化の特徴をよく表している．

は明瞭に低下している．

秋田での第２圏界面出現頻度は札幌よりさらに大き札幌での第２圏界面出現頻度は稚内より大きくてくて，日本最高となる67.0％である．第２圏界面高度は，64.8％である．第２圏界面高度●は，６～９月の暖候季

６～９月の暖候季には15,000ｍを中心とするより高層のは15,000ｍを中心とするより高層の第１圏界面とほぼ出

第１圏界面とほぼ出現高度が重なっているが，第１圏界

現高度が重なるが，第１圏界面高度●が低下する寒候季

面高度が低下する寒候季には出現高度が11,000～30,000には出現高度が15,000～30,000ｍの層に広がる．

ｍの層に広がる．

第１圏界面高度●の年変化の「π」字パターンは，稚

図10は，日本の高層気象観測網の要に位置する高層気内の場合と同様に，形の歪な「π」字パターンとなって象官署である館野（36°3.5′
N 140°7.5′
E）における1988～

いるものの，「π」字の天板部分がやや長くなるととも

2018年の間の全ての第１圏界面高度●（22,611個）と第に，「π」字の払いの部分の上端のつながりがやや弱く

２圏界面高度●（12,998個）の観測結果を DOY に対してなっている．

プロットしたものである．稚内～秋田と同様に，第１

図９は，本州では最北端に位置する高層気象官署であ圏界面高度●は，寒候季は5,000～11,000ｍと低層に出る秋田（39°43.1′
N 140°6.0′
E）における1988～2018年の現するが，６～９月の暖候季には10,000ｍを上回る高層間の全ての第１圏界面高度●（22,599個）と第２圏界面に出現する明瞭な年変化を示すとともに，暖候季には

高度●（15,145個）の観測結果を DOY に対してプロッ

15,000ｍを中心とするより高層にも出現する２層構造をトしたものである．稚内・札幌と同様に，第１圏界面呈している．暖候季の15,000ｍを中心とするより高層の

高度●は，寒候季は5,000～11,000ｍと低層に出現するが，第１圏界面●の出現頻度と期間は秋田よりさらに広が６～９月の暖候季には10,000ｍを上回る高層に出現するり，寒候季の出現頻度もさらに増加する一方， ７～９

明瞭な年変化を示すとともに，暖候季には15,000ｍを中月（DOY180～270）の期間には低層には第１圏界面は心とするより高層にも出現する２層構造を呈している．

ほぼ出現しなくなる．

暖候季の15,000ｍを中心とするより高層の第１圏界面●

第１圏界面高度●の年変化は典型的な「π」字パターの出現頻度と期間は札幌よりさらに広がって低頻度ながンを呈し，「π」の天板部分が暖候季の高層の出現域にら寒候季でも出現する一方，DOY210～240の期間には相当し，左右の払いの部分が寒候季の低層の出現域に相

低層には第１圏界面はほぼ出現しなくなる．第１圏界面

当するとともに，７～９月は，天板の下の左右の払いの

高度の年変化は明瞭な「π」字パターンを呈し，「π」

間に空白の空間が形成される．寒候季から暖候季への推の天板部分が暖候季の高層の出現域に相当し，左右の払移を表す左の払いの傾きがなだらかであるのに対して，

いの部分が寒候季の低層の出現域に相当する．寒候季か暖候季から寒候季への推移を表す右の払いの傾きが急でら暖候季への推移を表す左の払いの傾きがなだらかであある点も，低層の第１圏界面高度●の年変化の特徴をよるのに対して，暖候季から寒候季への推移を表す右の払く表している．
47

日本上空における対流圏界面高度の気候学（中川・渡来・平田）

図11

八丈島における第１圏界面高度●と第２圏界面
高度●の年変化図12

館野での第２圏界面出現頻度は北方の稚内・札幌・秋いる．

父島における第１圏界面高度●と第２圏界面高度●の年変化田より低い57.0％である．第２圏界面高度は，６～９月

図12は，東経140°線沿いでは日本で最南端の高層気象の暖候季は，15,000ｍを中心とするより高層の第１圏界官署である父島（27°5.7′
N 142°11.1′
E）における1988～

面とほぼ出現高度が重なり，第１圏界面高度が低下する

2018年の間の全ての第１圏界面高度●（21,861個）と第寒候季になっても，出現高度は20,000ｍ以下の層が中心

２圏界面高度●（3,662個）の観測結果を DOY に対してとなっている．

プロットしたものである．父島でも第１圏界面高度●に

図11は，東経140°線沿いでは日本で５番目に北に位置

２層構造の痕跡を認めることは出来るものの，稚内～する高層気象官署である八丈島（33°7.3′
N 139°46.7′
E）八丈島とは異なり，5,000～11,000ｍの低層には１〜３月

における1988～2018年の間の全ての第１圏界面高度●

を中心に低頻度で出現するだけで DOY130～365の期間（21,858個）と第２圏界面高度●（10,166個）の観測結には低層には第１圏界面はほぼ出現せず，第１圏界面

果を DOY に対してプロットしたものである．稚内～館高度の多くはほぼ年中15,000ｍ付近に集中して出現する．

野と同様に，第１圏界面高度●は，寒候季には5,000～

従って，父島における第１圏界面高度●の年変化は，高11,000ｍと低層に出現するが，暖候季には10,000ｍを上層の出現域に相当する「π」字の天板部分のみは明瞭で回る高層に出現する明瞭な年変化を示すとともに，暖候

あるが，左の払いの部分はかすかに痕跡をとどめている季には15,000ｍを中心とするより高層にも出現する２層

ものの，右の払いの部分はほぼ消失してしまい，もはや構造を呈している．15,000ｍを中心とするより高層の第明瞭な「π」字パターンとは言い難い．

１圏界面●の出現頻度は館野よりさらに増加して一年中

父島での第２圏界面出現頻度は八丈島よりさらに小さ出現する一方，DOY180～300の期間には低層には第１い16.8％である．第２圏界面高度は，暖候季には15,000

圏界面はほぼ出現しなくなる．第１圏界面高度●の年変ｍを中心とするより高層の第１圏界面とほぼ出現高度が化は明瞭な「π」字パターンを呈し，高層の出現域に相重なり，第１圏界面高度が低下する寒候季になっても，当する「π」の天板部分が DOY1～365全域に広がると第２圏界面出現高度は20,000ｍ以下の層が中心となってともに，左右の払いの部分が寒候季の低層の出現域に相いる．

当する．寒候季から暖候季への推移を表す左の払いの傾

図13は，東経140°線ではなく150°線沿いであるが，日きがなだらかであるのに対して，暖候季から寒候季への

本最南端の高層気象官署である南鳥島（24°17.4′
N 153°

推移を表す右の払いがやや不明瞭となり，低層の第１圏59.0′E）における1988～2018年の間の全ての第１圏界面

界面高度●の年変化の特徴をよく表している．

高度●（21,739個）と第２圏界面高度●（2,274個）の観

八丈島での第２圏界面出現頻度は館野よりさらに小さ測結果を DOY に対してプロットしたものである．南鳥

い46.5％である．第２圏界面高度は，６～９月の暖候季

島における第１圏界面高度●の年変化は，父島におけるは，15,000ｍを中心とするより高層の第１圏界面とほぼ

第１圏界面高度●の年変化の特徴を更に徹底した形態

出現高度が重なり，第１圏界面高度が低下する寒候季にとなっている．１〜３月における5,000～11,000ｍの低層なっても，出現高度は20,000ｍ以下の層が中心となっての第１圏界面高度●の出現頻度は父島より更に減少し，

48

地球環境研究，Vol.24（2022）

図13

南鳥島における第１圏界面高度●と第２圏界面
高度●の年変化図14

輪島における第１圏界面高度●と第２圏界面高度●の年変化DOY130～365の期間の低層における第１圏界面はほぼ「π」字パターンを呈し，「π」の天板部分が暖候季の高完全に消失して，第１圏界面高度はほぼ年中15,000ｍ付層の出現域に相当し，左右の払いの部分が寒候季の低層

近に集中して出現する．さらに，暖候季の方が寒候季にの出現域に相当する．寒候季から暖候季への推移を表す

比べて第１圏界面高度が下降するような年変化を示す．

左の払いの傾きがなだらかであるのに対して，暖候季か

従って，父島と同様に，南鳥島における第１圏界面高度

ら寒候季への推移を表す右の払いはほぼ存在せず，低層●の年変化は，高層の出現域に相当する「π」字の天板の第１圏界面高度の年変化の特徴をよく表している．

部分のみは明瞭であり，左の払いの部分はかすかに痕跡

輪島での第２圏界面出現頻度は稚内と館野の間のをとどめているが，右の払いはもはや存在しない，完全60.8％である．第２圏界面高度は，暖候季には15,000ｍに壊れた「π」字パターンとなっている．2010年３月31を中心とするより高層の第１圏界面とほぼ出現高度が重日21時に600hPa 面より低い2,327ｍの最低第１圏界面高なり，第１圏界面高度が低下する寒候季になっても出現度を記録している．

高度は20,000ｍ以下の層が中心となっている．

南鳥島での第２圏界面出現頻度は父島よりさらに小さ

図15は，東経135°線沿いでは日本最南端の高層気象官

くて，日本最小の10.5％である．第２圏界面高度は，６署である潮岬（33°27.1′
N 135°45.7′
E）における1988～

月～９月の暖候季は，15,000ｍを中心とするより高層の2018年の間の全ての第１圏界面高度●（21,925個）と第第１圏界面とほぼ出現高度が重なり，第１圏界面高度が２圏界面高度●（10,774個）の観測結果を DOY に対し低下する寒候季になっても，出現高度は20,000ｍ以下のてプロットしたものである．潮岬における第１圏界面高層が中心となっている．

度●の年変化は八丈島に類似しており，第１圏界面高度

図14は，東経135°線沿いでは日本最北端の高層気象●は，寒候季は5,000～11,000ｍと低層に出現するが，暖官署である輪島（37°23.5′
N 136°53.7′
E）における1988～
2018年の間の全ての第１圏界面高度●（22,387個）と第２圏界面高度●（13,609個）の観測結果を DOY に対してプロットしたものである．輪島における第１圏界面
高度●の年変化は館野に類似しており，第１圏界面高度●は，寒候季には5,000～11,000ｍと低層に出現するが，暖候季には10,000ｍを上回る高層に出現する明瞭な
年変化を示すとともに15,000ｍを中心とするより高層にも出現する２層構造を呈している．暖候季の15,000ｍを中心とするより高層の第１圏界面●の出現期間は秋田よりさらに広がって低頻度ながら寒候季でも出現する一方，DOY180～270の期間には低層には第１圏界面はほぼ出現しなくなる．第１圏界面高度●の年変化は明瞭な

図15

潮岬における第１圏界面高度●と第２圏界面高度●の年変化49

日本上空における対流圏界面高度の気候学（中川・渡来・平田）

図16

福岡における第１圏界面高度●と第２圏界面高度●の年変化図17

鹿児島における第１圏界面高度●と第２圏界面
高度●の年変化候季には10,000ｍを上回る高層に出現する明瞭な年変化の年変化は明瞭な「π」字パターンを呈し，「π」の天を示すとともに15,000ｍを中心とするより高層にも出現

板部分が暖候季の高層の出現域に相当し，左右の払いのする２層構造を呈している．暖候季の15,000ｍを中心と部分が寒候季の低層の出現域に相当する．寒候季から暖するより高層の第１圏界面●の出現期間は輪島や館野よ候季への推移を表す左の払いの傾きがなだらかであるのりさらに広がってほぼ通年出現する一方，DOY180～270に対して，暖候季から寒候季への推移を表す右の払いはの期間には低層には第１圏界面●はほぼ出現しなくなる．

ほぼ存在せず，低層の第１圏界面高度●の年変化の特徴

第１圏界面高度●の年変化は明瞭な「π」字パターンををよく表している．

呈し，「π」の天板部分が暖候季の高層の出現域に相当

福岡での第２圏界面出現頻度は輪島より小さい52.4％

し，左右の払いの部分が寒候季の低層の出現域に相当すである．第２圏界面高度は，暖候季には15,000ｍを中心る．寒候季から暖候季への推移を表す左の払いの傾きがとするより高層の第１圏界面とほぼ出現高度が重なり，なだらかであるのに対して，暖候季から寒候季への推移

第１圏界面高度が低下する寒候季になっても出現高度はを表す右の払いはほぼ存在せず，低層の第１圏界面高度

20,000ｍ以下の層が中心となっている．

●の年変化の特徴をよく表している．

図17は，東経130°線沿いでは北から２番目の高層気

潮岬での第２圏界面出現頻度は八丈島に近い49.1％で象官署である鹿児島（31°33.3′
N 130°32.9′
E）におけるある．第２圏界面高度は，６～９月の暖候季は15,000ｍ

1988～2018年の間の全ての第１圏界面高度●（22,418個）

を中心とするより高層の第１圏界面とほぼ出現高度が重と第２圏界面高度●（9,480個）の観測結果を DOY に対なり，第１圏界面高度が低下する寒候季になっても出現

してプロットしたものである．稚内～福岡と同様，第高度は20,000ｍ以下の層が中心となっている．

１圏界面高度●は，寒候季は5,000～11,000ｍと低層に出図16は，東経130°線沿いでは日本最北端の高層気象官

現するが，６～９月の暖候季には10,000ｍを上回る高層署である福岡（33°35.0′
N 130°23.0′
E）における1988～に出現する明瞭な年変化を示すとともに，暖候季には

2018年の間の全ての第１圏界面高度●（21,670個）と第15,000ｍを中心とするより高層にも出現する２層構造を

２圏界面高度●（11,351個）の観測結果を DOY に対し呈している．暖候季の15,000ｍを中心とするより高層のてプロットしたものである．福岡における第１圏界面高

第１圏界面●の出現期間は福岡や八丈島同様に通年高頻

度●の年変化は潮岬に類似しており，第１圏界面高度●度で出現する一方，DOY180～270の期間には低層にはは，寒候季は5,000～11,000ｍと低層に出現するが，暖候第１圏界面はほぼ出現しなくなる．第１圏界面高度●の季には10,000ｍを上回る高層に出現する明瞭な年変化を

年変化は明瞭な「π」字パターンを呈し，「π」の天板示すとともに15,000ｍを中心とするより高層にも出現す

部分が暖候季の高層の出現域に相当し，左右の払いの部

る２層構造を呈している．暖候季の15,000ｍを中心とす

分が寒候季の低層の出現域に相当する．寒候季から暖候

るより高層の第１圏界面●の出現期間は潮岬と同様にほ季への推移を表す左の払いの傾きがなだらかであるのにぼ通年出現する一方，DOY180～270の期間には低層に対して暖候季から寒候季への推移を表す右の払いはほぼ

は第１圏界面はほぼ出現しなくなる．第１圏界面高度●存在せず，低層の第１圏界面高度●の年変化の特徴をよ

50

地球環境研究，Vol.24（2022）

図18

名瀬における第１圏界面高度●と第２圏界面高度●の年変化く表している．

図19

南大東島における第１圏界面高度●と第２圏界
面高度●の年変化

図19は，東経130°線沿いでは北から４番目の高層気象

鹿児島での第２圏界面出現頻度は潮岬や八丈島より小官署である南大東島（25°49.8′
N 131°13.7′
E）におけるさい42.3％である．第２圏界面高度は，６～９月の暖候

1988～2018年の間の全ての第１圏界面高度●（20,640個）

季は，15,000ｍを中心とするより高層の第１圏界面とほと第２圏界面高度●（3,213個）の観測結果を DOY に対ぼ出現高度が重なり，第１圏界面高度が低下する寒候季

してプロットしたものである．南大東島における第１圏になっても，出現高度は20,000ｍ以下の層が中心となっ界面高度●の年変化は名瀬よりさらに父島に類似しておている．

り，5,000～11,000ｍの低層には１〜３月を中心に低頻度

図18は，東経130°線沿いでは北から３番目の高層気象で出現するだけで DOY130～365の期間には低層には第官署である名瀬（28°23.6′
N 129°33.2′
E）における1988～

１圏界面はほぼ出現せず，第１圏界面高度の多くはほぼ

2018年の間の全ての第１圏界面高度●（21,141個）と第年中15,000ｍ付近に集中して出現する．従って，南大東

２圏界面高度●（5,001個）の観測結果を DOY に対して

島における第１圏界面高度●の年変化は，高層の出現域

プロットしたものである．名瀬における第１圏界面高度に相当する「π」字の天板部分のみは明瞭であるが，左●の年変化は父島にやや類似しており，5,000～11,000ｍの払いの部分はかすかに痕跡をとどめているものの，右の低層には11〜３月を中心に低頻度で出現するが，第１の払いの部分はほぼ消失してしまい，もはや明瞭な「π」

圏界面高度の多くはほぼ年中15,000ｍ付近に集中して出字パターンとは言い難い．

現する．従って，名瀬における第１圏界面高度●の年変

南 大 東 島 で の 第 ２ 圏 界 面 出 現 頻 度 は， 東 方 の父 島化は，高層の出現域に相当する「π」字の天板部分のみ

16.8％よりやや小さい15.6％である．第２圏界面高度は，は明瞭であるが，左右の払いの部分はかすかに痕跡をと６～９月の暖候季は，15,000ｍを中心とするより高層のどめている状態で，もはや明瞭な「π」字パターンとは第１圏界面とほぼ出現高度が重なり，第１圏界面高度が言い難い．

低下する寒候季になっても，出現高度は20,000ｍ以下の

2008年５月６日09時の1,105ｍの日本最低第１圏界面高層が中心となっている．

度を初めとして，2011年３月22日21時の1,478ｍ，2009年

図20は，東経130°線沿いでは最南端の高層気象官署

４月25日21時の1,470ｍ，2008年５月12日09時の1,945ｍとである石垣島（24°20.2′
N 124°9.8′
E）における1988～

600hPa 面以下の極めて低い第１圏界面高度を，石垣島

2018年の間の全ての第１圏界面高度●（20,858個）と第に次いで多い４回も記録している．

２圏界面高度●（2,393個）の観測結果を DOY に対して

名瀬での第２圏界面出現頻度は鹿児島より大幅に小さプロットしたものである．石垣島における第１圏界面

いが父島より明確に大きい23.7％である．第２圏界面高高度●の年変化も父島に類似しており，5,000～11,000ｍ

度は，６～９月の暖候季は，15,000ｍを中心とするよりの低層には１〜３月を中心に低頻度で出現するだけで高層の第１圏界面とほぼ出現高度が重なり，第１圏界面

DOY130～365の期間には低層には第１圏界面はほぼ出高度が低下する寒候季になっても出現高度は20,000ｍ以現せず，第１圏界面高度の多くはほぼ年中15,000ｍ付近

下の層が中心となっている．

に集中して出現する．従って，石垣島における第１圏界
51

日本上空における対流圏界面高度の気候学（中川・渡来・平田）

57.65％（月統計の平均）が得られる．これは全データから直接求めた57.49％（全期間平均）とほぼ等しいが，第 ２ 圏 界 面 高 度 は， 月 統 計 の 平 均16,669.6m に 対 し て
全期間平均16,342.5m となり，２％余りの差異が生じる．
第２圏界面出現率の大きな年変化が「月統計の平均」と「全期間平均」の乖離をもたらしていると思料される．
本稿は，長期間の気候学的平均値は全データから，月別値は当該月の全データから直接統計により求めた．

図20

石垣島における第１圏界面高度●と第２圏界面
高度●の年変化Ⅴ．日本における第１圏界面高度の２層構造とその年変化の地域差
図７～20に示される各官署における第１圏界面高度●

面高度●の年変化は，高層の出現域に相当する「π」字の年変化は「π」字パターンを呈しているように観察さの天板部分のみは明瞭であるが，左の払いの部分はかすれた．「π」の天板部分は熱帯圏界面に相当し，「π」のかに痕跡をとどめているものの，右の払いの部分はほぼ

払いの部分は極域圏界面に相当していると解釈される．

消失してしまい，もはや明瞭な「π」字パターンとは言南方の南鳥島や父島，石垣島，南大東島では通年熱帯圏

い難い．

界面が卓越しほぼ「π」の天板のみからなっており，高2009年４月26日21時の1,643ｍの最低第１圏界面高度

緯度にいくにつれて寒候季を中心に極域圏界面が頻出すを 初 め，2011年 ３ 月17日09時 の1,768ｍ，2010年12月19

るようになり「π」の払いの部分が明瞭になるとともに

日21時の2,096ｍ，10月29日09時の2,181ｍ，21時の2,521「π」の天板の部分の期間が短くなり，盛夏の短期間しｍ，11月３日09時の2,533ｍと600hPa 面以下の極めて低か熱帯圏界面が出現しない最北端の稚内では「π」の天

い第１圏界面高度を，日本最多の６回も記録している．

板が取れかかっている．

石垣島での第２圏界面出現頻度は，日本14官署中最小

この「π」字パターンの出現は第１圏界面高度のヒス

10.5％の南鳥島に次いで小さい11.5％である．第２圏界

トグラムの年変化として認識できると思料されるので，面高度は，６～９月の暖候季は，15,000ｍを中心とする

本節では，第１圏界面高度のヒストグラムの年変化を解

より高層の第１圏界面とほぼ出現高度が重なり，第１析する．

圏界面高度が低下する寒候季になっても，出現高度は20,000ｍ以下の層が中心となっている．

図21は，図７に示されている日本最北端の高層気象官署である稚内における1988～2018年の間の全ての第１圏

表３は，表２に示した14高層気象官署における第１圏

界面高度の年変化のプロット22,617個のうち，「π」の界面高度，第２圏界面高度，第２圏界面出現率，第１圏天板が取れかかっている期間の前半に相当する７月のプ界面高度変動率，対流圏気温減率，対流圏気温減率の標
準偏差の1988～2018年31年間の気候学的平均値の年変化を把握するために，月別に統計した結果である．下段には異なる２種類の年平均値を示してある．表３の「月統計の平均」は，全期間の月別統計量を平均して求めた年
平均統計量であり，最下端の「全期間平均」は表２と同様に地点ごとに各年の全データから直接求めた年平均値である．両者は本来同じ情報を得ようとして作業されているが，平均化の過程において，個々のデータの荷重の扱い方が微妙に異なるため，結果も微妙に異なる．
例えば，館野における第２圏界面出現率は，各月ごとに求めると１月に最大94.38％，６月に最小9.23％の大きな年変化を示すが，月平均値を12か月分平均すると
52

図21

稚内における1988年～2018年の７月の第１圏
界面高度のヒストグラム

地球環境研究，Vol.24（2022）

表３
月

１月

２月

３月

４月

５月

６月

７月

８月

９月

10月

11月

12月

第１圏界面高度，第２圏界面高度，第２圏界面出現率，第１圏界面高度変動率の地点別，月別統計

月統計の平均
全期間平均

統計項目

稚内

札幌

秋田

館野

八丈島

父島

南鳥島

輪島

潮岬

福岡

鹿児島

名瀬

南大東島

石垣島

第１圏界面高度

8295.98437.48698.29871.711132.1

15749.7

16725.7

9186.010880.8

10791.3

12238.3

14374.5

16017.5

16246.9

第２圏界面高度

18928.5

17659.0

15582.9

15776.6

16423.9

18619.5

19754.4

15713.9

16275.2

16357.8

17217.1

18266.1

19799.3

19240.4

第２圏界面出現率

0.73990.94380.94380.94380.12750.12750.1275

0.94380.1275

0.94380.77570.46880.12750.1275

第１圏界面高度変動係数

0.13580.13740.16450.20420.28410.15090.06480.16230.26580.25420.27790.24350.13830.1268

対流圏気温減率

6.01975.99295.93455.65215.58185.7222

6.10715.82865.45955.30615.24325.40985.73605.8344

対流圏気温減率標準偏差0.64400.67760.73050.65350.6636

0.2786

0.19500.70170.64980.62550.58680.43840.29760.2850

第１圏界面高度

8409.58630.58979.79854.310877.3

15420.816501.99418.910725.1

10645.011894.2

14108.1

15892.2

16456.9

第２圏界面高度

18743.3

17523.015746.7

15740.3

16367.8

18569.0

19561.3

15817.5

16239.5

16350.8

16924.7

18027.8

19502.6

19714.5

第２圏界面出現率

0.73110.93820.93820.93820.15650.15650.15650.93820.15650.9382

0.79370.48050.15650.1565

第１圏界面高度変動係数

0.13900.14210.16020.17150.25590.17630.08780.15240.23890.22370.27510.25380.15550.1072

対流圏気温減率

6.0142

5.99395.89405.72975.66295.71136.03155.79095.57285.44475.38935.48595.76545.8796

対流圏気温減率標準偏差0.65580.66370.7442

0.61320.60550.30250.22270.67990.59390.56470.55230.44970.30340.2603

第１圏界面高度8894.89129.79670.310490.6

11595.6

15798.2

16561.3

10128.511343.711303.6

12602.2

15058.6

16106.6

16482.9

第２圏界面高度

18093.817280.1

16263.2

15897.3

16376.1

18066.9

19038.3

15978.516180.8

16311.3

16887.2

17797.8

19288.0

19196.6

第２圏界面出現率

0.69820.90480.90480.90480.13250.13250.13250.90480.13250.90480.76170.47640.13250.1325

第１圏界面高度変動係数

0.14450.14920.15110.15200.20580.13080.08240.14310.19350.18040.21960.18080.12390.0948

対流圏気温減率6.14686.09985.94455.91775.86415.85206.10455.90465.83085.73785.6646

5.69795.90446.0100

対流圏気温減率標準偏差0.64550.64130.64480.56100.54720.28880.21320.60280.53980.53550.50240.40160.29000.2746

第１圏界面高度9739.210018.2

10685.511662.012951.4

15917.3

16446.7

11211.8

12673.812491.5

13664.4

15531.5

16442.6

16776.0

第２圏界面高度17346.9

16671.6

16511.1

16318.3

16671.5

17939.7

18404.1

16371.1

16461.9

16665.3

17027.8

17746.6

19000.3

19535.5

第２圏界面出現率

0.63100.7922

0.7922

0.79220.16420.16420.1642

0.79220.1642

0.79220.67150.35510.16420.1642

第１圏界面高度変動係数

0.14280.14750.14140.13730.1531

0.09140.06760.13360.15270.14870.16000.11990.06980.0516

対流圏気温減率

6.3144

6.3373

6.18206.12136.02546.09806.28206.14566.05445.99765.93585.9666

6.1124

6.1926

対流圏気温減率標準偏差0.59540.59440.56810.51050.42630.23310.16800.55540.45070.45500.39580.28730.20530.1992

第１圏界面高度10663.4

10955.6

11731.913082.6

14233.5

15971.3

16214.5

12372.914062.3

14105.1

14990.2

16026.7

16459.5

16782.3

第２圏界面高度

15968.4

15916.7

15977.9

16359.016767.3

17188.5

17713.3

16122.7

16684.016812.1

17044.917459.5

18865.2

19833.0

第２圏界面出現率

0.48690.63100.63100.63100.13750.13750.13750.63100.13750.63100.42300.22470.13750.1375

第１圏界面高度変動係数

0.12610.13700.15070.13910.12370.07590.06120.15240.13500.14630.12460.08700.06140.0462

対流圏気温減率6.21356.3075

6.1981

6.06796.05746.2472

6.39186.1432

6.05796.02776.0132

6.09946.2413

6.2954

対流圏気温減率標準偏差0.52150.53700.49860.44940.30970.16940.13090.49790.35250.38670.28420.21210.15960.1451

第１圏界面高度11579.3

12035.2

12995.2

14431.8

15294.4

16077.6

15998.6

13887.4

15231.3

15234.8

15732.7

16228.1

16419.4

16671.8

第２圏界面高度15661.5

15602.916058.0

16369.3

16796.6

18044.4

18187.7

16124.1

16706.6

16832.6

17050.8

17425.5

19660.4

20905.3

第２圏界面出現率

0.34010.33310.33310.33310.07800.07800.07800.33310.07800.33310.21720.12960.07800.0780

第１圏界面高度変動係数

0.11240.13300.13170.1046

0.07320.0441

0.04380.12410.08200.09270.07520.04880.0416

0.0367

対流圏気温減率

6.11006.1854

6.11386.02016.13046.39046.48766.04526.08936.0617

6.1261

6.27696.3711

6.4134

対流圏気温減率標準偏差0.39010.40540.36720.29310.20870.13030.11400.34570.22130.24180.18920.16450.13210.1238

第１圏界面高度

13009.5

13736.814706.4

15422.9

15706.2

15924.6

15576.3

15325.2

15833.8

15977.7

16132.1

16240.2

16250.2

16390.4

第２圏界面高度

15691.4

15918.2

16480.5

16771.4

17440.7

19275.9

17977.4

16495.7

17400.8

17630.1

18363.1

20111.822938.6

22216.1

第２圏界面出現率

0.35100.13700.13700.13700.05180.05180.05180.13700.05180.13700.0866

0.06280.05180.0518

第１圏界面高度変動係数

0.12760.12190.0971

0.06560.04910.03810.03950.07580.04970.0511

0.04280.03500.03370.0332

対流圏気温減率5.87545.95826.0202

6.1427

6.2591

6.41486.48176.08016.24396.21776.28496.3463

6.39986.4198

対流圏気温減率標準偏差0.31040.27720.22930.20320.15460.11190.11370.2056

0.1566

0.16240.13510.12630.11620.1127

第１圏界面高度

13666.7

14537.2

15391.7

15863.016029.6

16077.6

15690.9

15792.6

16103.9

16263.7

16260.7

16314.7

16345.4

16403.6

第２圏界面高度

15778.2

16087.2

16707.917429.4

19450.6

19854.2

20054.5

16984.5

18270.7

17728.9

19308.522398.1

23353.7

24211.5

第２圏界面出現率

0.3546

0.09230.09230.09230.05770.05770.0577

0.09230.0577

0.09230.07020.05000.05770.0577

第１圏界面高度変動係数

0.13880.11680.07860.05040.04420.03700.03850.05850.04340.04070.03900.0386

0.03370.0316

対流圏気温減率

5.89135.9363

6.05726.1755

6.2802

6.37906.4502

6.12746.26306.22996.28266.30906.3662

6.3912

対流圏気温減率標準偏差0.33770.26460.20340.17540.13230.12150.11250.17580.13650.13790.12350.12600.11800.1200

第１圏界面高度

12326.813396.6

14778.015796.3

16103.2

16321.016137.6

15420.016146.3

16124.7

16304.2

16440.7

16490.916573.8

第２圏界面高度

15967.7

16384.3

16817.817856.3

19005.4

23296.1

21255.6

17053.0

17949.1

18545.0

19459.2

20488.023400.1

24023.2

第２圏界面出現率

0.48960.12800.12800.12800.07670.07670.07670.12800.07670.12800.0716

0.0576

0.07670.0767

第１圏界面高度変動係数

0.17130.16370.1191

0.06350.04680.03640.03780.09000.04480.05320.04170.03390.03080.0294

対流圏気温減率

6.06455.94585.91206.02436.23146.40676.4606

5.9481

6.16546.07996.20446.29466.38436.3826

対流圏気温減率標準偏差0.52140.45600.3372

0.23720.16770.11550.10880.26540.17140.20950.16560.14380.12500.1190

第１圏界面高度

10539.3

11212.012776.7

14895.9

15876.7

16612.0

16687.9

13811.2

15714.615480.3

16086.1

16474.8

16672.9

16689.6

第２圏界面高度

16796.2

16694.8

17099.7

18017.7

18540.3

22735.4

22892.3

17217.7

18342.2

18296.3

19012.2

20076.1

22954.922235.7

第２圏界面出現率

0.71290.3982

0.3982

0.39820.07890.07890.07890.39820.07890.39820.15940.07300.07890.0789第１圏界面高度変動係数

0.16030.17520.18610.13740.08350.03520.03480.1726

0.09210.10980.07280.04370.03190.0347

対流圏気温減率6.24466.06495.83235.77886.0201

6.38926.47105.79625.92285.8141

5.9623

6.16646.3461

6.3296

対流圏気温減率標準偏差0.55140.55190.49910.33790.25300.13330.10520.44930.27040.30480.23790.17660.13440.1364

第１圏界面高度

9509.99865.610760.1

12695.914718.4

16543.7

16830.911635.7

14292.5

13915.8

15125.3

16226.6

16628.7

16656.8

第２圏界面高度

17553.8

16964.2

16569.0

17147.8

18357.4

20266.0

21918.016776.6

17994.4

18185.9

18720.4

19181.1

21159.1

20995.8

第２圏界面出現率

0.78350.73750.73750.73750.0981

0.0981

0.09810.73750.09810.73750.42170.1636

0.0981

0.0981

第１圏界面高度変動係数

0.13730.14710.18880.19840.15070.04680.03730.19990.17080.18480.14380.07390.03960.0454

対流圏気温減率

6.1127

6.0742

5.92905.78035.82986.23906.42795.88775.74355.64395.69485.9388

6.1995

6.2141

対流圏気温減率標準偏差0.56170.55780.58710.49070.41030.18390.12980.56920.44970.4706

0.37650.25740.18320.1962

第１圏界面高度8591.48809.09286.410987.013180.6

16458.7

16899.6

9933.112596.3

12305.3

13957.9

15532.9

16478.016569.8

第２圏界面高度

18329.4

17024.5

15747.016351.8

17572.1

19351.5

21608.5

15863.6

17167.2

17263.7

18287.1

18785.2

20442.7

20183.8

第２圏界面出現率

0.78400.88130.88130.88130.09480.09480.09480.88130.09480.88130.62750.3401

0.09480.0948

第１圏界面高度変動係数

0.14080.14260.18860.23050.24020.06220.03920.19780.25180.24780.21950.15940.07300.0747

対流圏気温減率

6.0807

6.07425.78035.78035.82986.23906.42795.88775.74355.64395.69485.9388

6.1995

6.2141

対流圏気温減率標準偏差0.61730.61770.61140.61140.56030.23300.16380.66870.5816

0.59980.50030.37110.23860.2411

第１圏界面高度10435.5

10897.011705.012921.2

13974.9

16072.7

16356.012343.6

13800.4

13719.914582.3

15713.1

16350.3

16558.4

第２圏界面高度

17071.6

16643.9

16296.8

16669.617480.8

19433.9

19863.8

16376.6

17139.4

17248.3

17941.9

18980.3

20863.821024.3

第２圏界面出現率

0.59190.57650.57650.57650.10450.10450.10450.57650.10450.57650.42330.24020.10450.1045

第１圏界面高度変動係数

0.13970.14280.14650.13790.14250.0771

0.05290.13850.14340.14440.14100.10990.06940.0594

対流圏気温減率

6.09066.08095.98325.93265.98106.1741

6.34375.96545.92895.85045.87475.9942

6.16886.2147

対流圏気温減率標準偏差0.52940.52040.50170.42800.36990.19180.14810.47640.38120.39120.33750.26290.19200.1845

第１圏界面高度10445.010920.1

11714.1

12933.813990.5

16069.9

16348.3

12335.5

13808.5

13744.2

14587.1

15709.3

16348.7

16553.6

第２圏界面高度17358.0

16813.2

16195.5

16342.5

16935.018805.4

19729.2

16199.016725.5

16904.4

17456.1

18298.320325.820292.8

第２圏界面出現率

0.59130.64780.67020.57490.46510.16750.10460.60790.4914

0.52380.42290.23650.15570.1147

第１圏界面高度変動係数

0.22730.2406

0.24790.22510.2046

0.0991

0.06970.23910.2106

0.21390.19040.14400.08950.0758

対流圏気温減率

6.09076.07565.99675.9212

5.9581

6.15206.33485.96275.90705.82995.84575.96346.1454

6.1938

対流圏気温減率標準偏差0.59020.58700.58080.5216

0.50940.34600.23450.55400.52980.55440.54100.45670.33090.3017

高度の単位は m，気温減率の単位は K/km，出現率および変動係数は無次元．
53

日本上空における対流圏界面高度の気候学（中川・渡来・平田）

ロット1,917個のヒストグラムである．ヒストグラム横（４）

軸には階級を250ｍ間隔でとり，目盛りには８個ごとの階級の最下端高度を示してある．７月の日数は31日なので31年間の１日２回のゾンデ観測の総数は1,922個なので近似表現される高層側の正規分布（図中○）が，比率で，第１圏界面のデータが得られなかったのは僅か５回

64：36で合成された確率密度関数（0.26％）である．単純統計では，この間の第１圏界面
高度の最大値17,875ｍ，最小値7,956ｍ，平均値13,009ｍ（５）で，標準偏差は1,777ｍとなる．しかしながら，実際のヒストグラムでは，最大度数は12,000～12,250ｍ階級における127であるが，低高度側には比較的滑らかに度数が減少するのに対して，高高度側には15,000～15,250ｍで表されると判断される（図中●）．
図21には，1988～2018年の７月の稚内における第１圏

階級付近を中心として第２のピークが存在しており，明界面高度のヒストグラムに，

瞭な二峰性分布を呈している．

の確率密度関数

ヒストグラムが二峰性度数分布を示す時，その確率密
度関数

は次式

ｍ，

（１）

=1,000ｍによる度数分布を●で，=15,250=1,200ｍの確率密度関数

を○で，比率数=12,250ｍ，：による度数分布= 64：36で合成された確率密度関による度数分布を●で，それぞれ，重ねて示してある．●で示される比率64：36で合成された確率密度関数

による度数分布がヒストグラムと良く一致

によって二つの正規分布の荷重平均として表現できるとしていることは明白である．すなわち，稚内における仮定して，階級表の情報に最も適合するパラメータの７月の第１圏界面高度のうち64％は，平均高度12,250ｍ，組み合わせを求めた．ここで，標準偏差1,000ｍの層に出現し，残りの36％は平均高度

：荷重，

：平均高

度， ：標準偏差であり，添え字 および は，それぞれ，

15,250ｍ，標準偏差1,200ｍの層に出現している，と判断

下層と上層を意味する．

される．

式（１）において６種類の未知のパラメータの値を，
荷重は０～１の間を0.01間隔で，平均高度

20,000ｍの間を125ｍ間隔で，標準偏差の間を100ｍ間隔で与えた確率密度を掛けた場合の度数分布

は０～

月別第１圏界面高度確率密度関数の正規分布合成結果をは０～2,000ｍ

示す．見出し行には14高層気象官署を示し，１～12月まに標本の大きさと 実際のヒストグラム

で月ごとに下層の第１圏界面高度と上層の第１圏界面高の間の 自乗統計量

度の正規分布の荷重，平均，および標準偏差と，この荷重比におけるこのモデルによる統計量 test statistic を示（２）を逐次求め，

表４に，本稿の対象14高層気象官署の1988～2018年の

自乗統計量

してある．
図22は，稚内におけるすべての第１圏界面高度●とが最小になるパラメータ

第２圏界面高度●を，第１圏界面高度●を優先させてを求めた．図21中DOY に対してプロットした図７から，第１圏界面高度の●は，式（１）で近似された結果を重ねて示したも●のプロットを削除して第２圏界面高度●のプロットののである．図21に示される稚内における７月の第１圏

みとした上で，図21で示したヒストグラムの横軸を左右

界面高度のヒストグラムを最も良く近似するパラメータ反転させ，度数300が DOY30.4幅になるように調整したの値の組み合わせは，=

うえで，DOY30.4間隔で１～12月の順に重ねて示してい=0.36

る．DOY180～280の暖候季だけでなく，通年に亘って，となった．すなわち，稚内における７月の第１圏界面高

図７において第１圏界面を表す●が稠密にプロットされ度のヒストグラムは，確率密度関数ていた領域には，実は，第２圏界面を表す●もほぼ同様の値の組み合わせ

15,250ｍ，=1,000ｍ，＝1,917，=12,250ｍ，=1,200ｍ，=0.64，（３）に稠密にプロットされていたことが，改めて確認できる．
10～６月の９か月における第１圏界面高度のヒストグ

で近似表現される低層側の正規分布（図中●）と，確率

ラムは比較的正規分布に近い一山分布を呈しているが，密度関数

７～９月の３か月は明瞭な二峰性分布を呈している．二54

地球環境研究，Vol.24（2022）

下層
１月
上層

表４

第１圏界面高度の確率密度関数の正規分布合成結果

稚内

札幌

秋田

館野

八丈島

父島

南鳥島

輪島

潮岬

福岡

鹿児島

名瀬

南大東島

荷重

99

100

100

85

67

9

5

98

71

75

52

25

6

5

平均

8600

8750

9000

9500

9250

7125

7000

9500

9375

9500

9000

7500

7000

6875

標準偏差

800

1100

1200

1400

1200

1700

1300

2000

1300

1500

1400

1700

1700

700

荷重

1

0

0

15

33

91

95

2

29

25

48

75

94

95

平均

9950

12250

11250

14375

15625

16750

17125

13500

15500

15750

16125

16625

17000

17000

標準偏差
統計量
下層
２月
上層

上層

上層

上層

上層

上層

上層

上層

5

99

79

85

64

30

11

3

7500

9750

9750

10000

9625

8000

7250

7000

標準偏差

1100

1100

1300

1500

1300

1700

1400

2000

1400

1500

1500

1800

2000

1700

荷重

6

1

6

6

23

87

95

1

21

15

36

70

89

97

平均

10750

11750

10750

15675

16000

16875

17125

14500

15875

16000

16500

16750

17125

17125

上層

上層

上層

800

700

600

1300

1000

1000

900

700

800

2042.11339.92420.21379.6

1688.1

1689.02936.94329.61380.9

91

82

99

83

13

1

40

86

86

65

24

7

3

9700

10875

11125

12250

8000

9250

11000

11125

11250

11250

7750

6500

標準偏差

900

1200

1300

1500

1500

1600

2000

2000

1200

1500

1300

1600

2000

2000

荷重

8

9

18

1

17

87

99

60

14

14

35

76

93

97

平均

10750

11450

11325

15625

16125

16750

17125

11250

16000

16125

16375

16750

17000

17125

500

750

900

500

1000

800

800

1000

1000

1100

1000

900

800

800

912.4

2545.72619.64455.31918.23165.02675.1

2698.22331.12173.02498.51636.02614.6

1566.4

荷重

92

70

75

95

79

20

13

29

83

85

65

24

6

6

平均

9875

9725

10550

12000

12500

13750

14250

10000

12375

12250

12625

13000

13000

15250

標準偏差

2000

1500

1300

1500

1300

1200

1200

1500

1200

1200

1200

1200

1100

1200

荷重

8

30

25

5

21

80

87

71

17

15

35

76

94

94

平均

11000

11700

12125

16625

16625

16875

17125

12000

16500

16375

16625

16750

17000

17125

800

1000

800

700

900

800

700

1100

1000

900

900

900

800

700

1329.51570.21770.52944.71719.32562.92011.51733.11543.1

1950.31822.61311.22180.81866.4

荷重

21

70

78

86

66

29

17

93

71

65

50

29

12

2

平均

9750

10750

11500

13000

13625

14625

14750

12500

13375

13250

13750

14625

14500

14625

標準偏差

1400

1400

1700

1300

1100

900

600

1500

1300

1300

1300

1200

800

500

荷重

79

30

22

14

34

71

83

7

29

35

50

71

88

98

平均

11250

12250

13000

16625

16625

16875

16875

16750

16625

16750

16875

17000

17000

17125

1200

1100

900

700

900

700

700

600

700

800

800

700

700

700

2156.21671.82097.64406.84855.61745.6

1627.43759.5

1917.71560.12542.4

1946.31509.01821.6

荷重

83

90

76

67

32

3

19

89

35

45

22

20

18

7

平均

11500

12000

12875

14125

14425

14625

15250

13875

14250

14375

14625

15500

15750

16000

標準偏差

1200

1300

1700

1200

750

500

500

1700

800

1100

700

600

600

600

荷重

17

10

24

33

68

97

81

11

65

55

78

80

82

93

平均

12625

15625

14500

16250

16175

16375

16500

16250

16250

16500

16500

16750

16875

17000

800

1700

1800

800

800

700

600

500

800

700

800

600

600

600

1767.31493.71208.52225.91807.62302.12036.32401.0880.8

2465.03642.0500.23580.71087.9

荷重

64

47

25

27

2

7

17

25

9

6

20

6

17

12

平均

12250

12500

13000

14750

12550

15125

15000

14375

14250

15250

15500

16000

15750

15750

標準偏差

1000

1000

1100

900

800

500

600

1000

1000

900

500

1100

500

500

荷重

36

53

75

73

98

93

83

75

91

94

80

94

83

88

平均

15250

15375

15625

16125

16075

16250

16000

16125

16250

16375

16625

16500

16625

16750

1200

1100

1000

700

770

600

600

800

700

800

600

600

500

500

2089.7

1938.51140.81682.33120.9803.91830.51882.32029.41472.33875.61137.91082.02365.6

荷重

45

27

9

14

2

4

17

10

1

13

11

5

22

14

平均

12125

12375

12500

15000

14375

15000

15000

14625

14250

15500

15500

15375

16000

16000

標準偏差

1300

1400

1500

600

500

500

500

700

500

500

500

500

500

500

荷重

55

73

91

86

98

96

83

90

99

87

89

95

78

86

平均

15500

15750

16000

16375

16375

16375

16125

16250

16375

16625

16625

16625

16750

16750

1000

900

900

600

700

600

600

700

700

600

600

600

500

500

2027.25022.93037.2

1597.01166.6

1708.52507.22689.13144.11392.42922.52879.91034.51204.4

荷重

66

48

23

10

5

2

8

17

5

18

4

8

21

7

平均

11250

11750

12625

14500

11950

15000

15250

14250

14750

15750

14875

15625

16375

16125

標準偏差

1300

1600

1700

1000

2000

500

500

1000

500

700

500

500

500

500

荷重

34

52

77

90

95

98

92

83

95

82

96

92

79

93

平均

15250

15625

15875

16375

16475

16625

16500

16250

16500

16625

16625

16750

16875

16875

1100

1000

900

700

600

600

600

700

600

600

600

500

500

500

2520.42208.23083.53166.72018.93867.46268.62090.53149.01931.03266.42257.92929.51186.3

荷重

90

80

59

28

11

1

3

40

19

12

15

16

9

13

平均

10625

10875

11250

12250

13250

15125

15750

11375

14750

12000

15375

16000

16125

16625

標準偏差

1200

1100

1300

2000

1800

500

500

1400

1600

1800

600

500

500

500

荷重

10

20

41

72

89

99

97

60

81

88

85

84

91

87

平均

15000

15125

15500

16250

16600

16875

17000

16000

16500

16375

16750

16875

17000

17000

1200

1300

1100

800

700

600

600

1000

700

800

600

500

500

500

4385.03976.44168.02821.93545.81474.62904.92833.53744.02725.72404.31769.42060.61423.8

荷重

56

98

87

56

22

0

2

74

28

37

15

39

12

9

平均

9000

10250

10625

11000

11625

14625

15250

10750

11000

11125

10125

16125

16250

16125

標準偏差

1100

1400

1500

1600

2000

500

1300

1300

1900

1900

2000

1000

700

500

荷重

44

2

13

44

78

100

98

26

72

63

85

61

88

91

平均

10750

15625

15125

15625

16125

16875

17125

15375

16000

16000

16250

16875

17000

17000

標準偏差

12月

1100
2217.5

9225

統計量
下層

1300
2108.2

92

標準偏差

11月

900
2540.7

9000

統計量
下層

1100
1272.5

平均

標準偏差

10月

700
2548.8

荷重

統計量
下層

800
2376.7

13

標準偏差

９月

800
3645.8

7500

統計量
下層

900
3370.5

77

標準偏差

８月

1100
2097.1

9750

統計量
下層

1400
1820.4

94

標準偏差

７月

1300
1717.2

10000

統計量
下層

600
2935.9

94

標準偏差

６月

600
2619.8

9250

統計量
下層

800
3801.7

99

標準偏差

５月

1100
1537.8

8875

統計量
下層

1900
2430.8

94

標準偏差

４月

900
4772.9

8600

統計量
下層

900
2745.7

平均

標準偏差

３月

2000
1809.6

荷重

統計量
下層

石垣島

900

1000

1000

1100

1000

700

600

1100

1000

900

900

600

600

600

1486.93845.02359.92837.02347.11611.61519.52684.42036.61193.71786.91704.51050.21497.9

荷重

93

100

96

73

39

4

2

88

50

54

30

9

11

7

平均

8750

9125

9500

10000

9625

14500

15750

9750

9750

9875

9625

7250

16000

16500

標準偏差

1200

1100

1300

1500

1400

2000

1400

2000

1300

1900

1500

2000

1200

600

荷重

7

0

4

27

61

96

98

12

50

46

70

91

89

93

平均

10250

11750

15250

15125

15875

16875

17125

14875

15875

15750

16100

16625

17000

17000

標準偏差
統計量

500

900

1200

1300

1100

700

600

1600

1100

1100

1000

900

700

700

1972.63064.03213.1

2139.3

1921.51451.03296.42326.22229.92287.31575.61487.51726.81187.9荷重および統計量は無次元，それ以外の単位はｍ．
55日本上空における対流圏界面高度の気候学（中川・渡来・平田）

図22

稚内における第２圏界面高度●の年変化と第１圏界面高度ヒストグラムの年変化

図23

秋田における第２圏界面高度●の年変化と第１圏界面高度ヒストグラムの年変化

峰性分布の下層側の峰の月平均高度は冬季8,600ｍ～夏ために出現しており，これは，図９における第１圏界面

季11,500ｍと推移して3,650ｍの年較差を示した．これに高度の年変化の「π」字パターンの左右の払いの部分が対して，明瞭な二峰性分布は７～９月に集中して出現し，分離できることと整合的である．

上層側の峰の月平均高度は，15,250～15,500ｍと，ほぼ二峰性分布の下層側の峰の月平均高度は冬季9,000ｍ～

一定の層に出現し，８月は第１圏界面の過半数は上層に

夏季13,000ｍと推移して4,000ｍの年較差を示した．これ出現した．

に対して，明瞭な二峰性分布は６～11月に集中して出

第１圏界面高度のヒストグラムが明瞭な二峰性分布を現し，上層側の峰の月平均高度は，14,500～16,000ｍと，

呈する７～９月は第２圏界面高度●は第１圏界面高度●

ほぼ一定の層に出現し，７～９月は第１圏界面の75％以上層側の峰とほぼ被る狭い層に集中するのに対して，第上は上層に出現し，８月は第１圏界面の91％は上層に出

１圏界面高度のヒストグラムが一山分布を呈している

現した．

10～６月は第１圏界面高度●が第２圏界面高度●の下端

二峰性分布する第１圏界面高度●の75％以上が上層となるとともに，この時期第１圏界面高度●が低下傾向に出現する７～９月の第２圏界面高度●の分布域は，上にあるにも関わらず第２圏界面高度●の分布域は33,300～

層の第１圏界面の分布域とほぼ完全に一致するとともに，5,900ｍの広範囲に及んでいる．このため第２圏界面高10～６月の第２圏界面高度●の分布域は32,700～6,300ｍ

度●の分布は蝶形を呈することが注目される．

の範囲に広がっている．つまり，年間を通しての第２圏

図７と図22を比較しながら観察すると，第１圏界面と界面高度●分布域は，稚内同様，蝶形を呈している．

第２圏界面の年変化の相互関係の理解に大変有益である

図24は，図22，23と同様の方法で作成した館野におけことが明らかとなったが，図７～20の全てにこの作業をる月ごとに集計した第１圏界面高度のヒストグラムの年実施すると，かなり膨大な紙面を要するため，以下では，

変化と第２圏界面高度●のプロットを重ねて示したもの

東経140°
線に近い官署の中から第１圏界面と第２圏界面である．館野における第２圏界面の出現頻度は以北の稚の年変化に特徴が認められる，秋田，館野，八丈島，南

内・札幌・秋田より低い57.0％である．１～４月，およ鳥島の４官署についてのみ，示す．

び７～10月の８か月における第１圏界面高度のヒストグ

図23は，図22と同様の方法で，秋田における月ごとにラムは比較的正規分布に近い一山分布を呈しているが，集計した第１圏界面高度のヒストグラムの年変化と第２５月と11，12月の３か月は明瞭な二峰性分布を呈してお圏界面高度●のプロットを重ねて示したものである．

り，６月は二峰性ではあるが両分布が重なり台形分布を

11～６月，および８，９月の10か月における第１圏界面呈している．５～12月の一山分布ないしは二峰性分布の

高度のヒストグラムは比較的正規分布に近い一山分布を上層側の峰の高度はほぼ一様であり，図10の第１圏界面呈しているが，７月と10月の２か月は明瞭な二峰性分布

高度●の年変化の綺麗な「π」字パターンの天板部分とを呈している．８，９月の一山の高度は７月と10月の二一致しており，11，12月の明瞭な二峰性分布は「π」字

峰性分布の上層側の峰の高度とほぼ一致しており，８，パターンの右の払いの部分に相当し，１～４月の二峰性

９月の一山分布は，二峰性分布の下層側の峰が欠落した

分布の下層側の峰は「π」字パターンの右の払いの部分

56

地球環境研究，Vol.24（2022）

図24

館野における第２圏界面高度●の年変化と第１圏界面高度ヒストグラムの年変化に相当している．

図25

八丈島における第２圏界面高度●の年変化と第１圏界面高度ヒストグラムの年変化の第２圏界面高度●の分布域は34,600～6,700ｍの範囲に

７～10月は二峰性分布する第１圏界面の72％以上が上広がっている．つまり，年間を通しての第２圏界面高度層に出現し，中でも８月は第１圏界面の86％，９月に●分布域は，稚内，秋田，館野と同様，蝶形を呈してい至っては第１圏界面の90％が上層に出現した．この間のる．ただし，７～10月にも若干高高度に分布する第２圏

第２圏界面高度●の分布域は，上層の第１圏界面の分布

界面高度●が出現していることが注目される．

域とほぼ完全に一致するとともに，11～６月の第２圏界

図26は，図22～25と同様の方法で作成した，日本最南面高度●の分布域は36,100～6,770ｍの範囲に広がってい端の高層気象官署である南鳥島における月ごとに集計しる．つまり，年間を通しての第２圏界面高度●分布域は，た第１圏界面高度のヒストグラムの年変化と第２圏界面

稚内，秋田と同様，蝶形を呈している．

高度●のプロットを重ねて示したものである．南鳥島に図25は，図22～24と同様の方法で作成した，関東平野の南方沖合約1,000km に位置する八丈島における月ごと

おける第２圏界面の出現頻度は日本の14高層気象官署の中で最低の10.5％である．

に集計した第１圏界面高度のヒストグラムの年変化と第

図26の最大の特徴は，図22～25では第１圏界面高度の２圏界面高度●のプロットを重ねて示したものである．

ヒストグラムは比較的正規分布に近い一山分布を呈する

八丈島における第２圏界面の出現頻度は以北の稚内・札

期間が限定されていたのに対して，南鳥島では一年間を幌・秋田・館野より低い46.5％である．

通じて比較的正規分布に近い一山分布を呈している点で７～10月の４か月における第１圏界面高度のヒストある．図13では第１圏界面高度●に隠されていた領域にグラムは比較的正規分布に近い一山分布を呈している

図26では大量の第２圏界面高度●がプロットされており，が，11～５月の７か月は明瞭な二峰性分布を呈してお

南鳥島においては第１圏界面と第２圏界面の主たる出現

り，６月は二峰性ではあるが両分布が重なりややいびつな一山分布を呈している．５～12月の一山分布ないしは二峰性分布の上層側の峰の平均高度は15,900～16,600ｍでほぼ一様であり，図11の第１圏界面高度の年変化の綺麗な「π」字パターンの天板部分と一致しており，11，12月の明瞭な二峰性分布は「π」字パターンの右の払いの部分に相当し，１～４月の二峰性分布の下層側の峰は「π」字パターンの右の払いの部分に相当している．
７～11月は二峰性分布する第１圏界面の78％以上が上層に出現し，中でも７～９月は第１圏界面の95％以上，７，８月に至っては第１圏界面の98％が上層に出現した．
７～10月の第２圏界面高度●の分布域は，上層の第１圏界面の分布域とほぼ完全に一致するとともに，11～６月

図26

南鳥島における第２圏界面高度●の年変化と第１圏界面高度ヒストグラムの年変化

57

日本上空における対流圏界面高度の気候学（中川・渡来・平田）

領域はほぼ完全に一致していることが一目瞭然である．

第１圏界面，第２圏界面，および対流圏気温減率の年変第１圏界面高度のヒストグラムはほぼ通年一山分布を化の地域差に関する若干の考察を行う．図27は，GPS 電呈しているように見えるが，詳細にチェックすると，上

波掩蔽観測により求められた2008年１月（北半球冬）と下の二峰性分布を有しており，通年にわたって上層の峰

７月（南半球冬）における，第１圏界面高度●と第２圏の出現率が81％を上回っており，９～３月は92％を上

界面高度●の緯度分布である（Rieckh et al. 2014）．暗回り，３月は99％に達する．上層の峰の月平均高度は赤色および青色の破線は，それぞれ，緯度幅５°毎の平17,000～16,000ｍと，ほぼ一定の層に出現する．

均値と中央値を表す．１月は図右側の北半球が冬で，左下層の峰の月平均高度は，１～３月は7,000～8,000ｍ

側の南半球が夏であり，７月は図右側の北半球が夏で，であるが，４～12月は14,000～15,750ｍと上昇して上層左側の南半球が冬である．熱帯域では第１圏界面高度●の峰との高度差が小さくなるため，下層の第１圏界面のと第２圏界面高度●の出現高度はほぼ完全に重なってい出現率の低さと相まって，二つの分布が重なり合ってヒるが，亜熱帯域より高緯度側では，第１圏界面高度●とストグラムはほぼ一山ないしは台形状の分布を呈してい第２圏界面高度●の間にギャップが形成され，第１圏界

る．これは図13では「π」字の天板のみのようなパター

面高度●が極域圏界面，第２圏界面高度●が熱帯圏界面ンが形成されていることによく対応している．

に，それぞれ，対応して二重圏界面構造を形成している．

第２圏界面高度●は33,800～14,200ｍにかけて出現す

第１圏界面高度●と第２圏界面高度●の間のギャップ

るが，そのほとんどが分布域の下端部に集中して存在し，は，冬半球で大きく夏半球では比較的小さい．第２圏界

南鳥島においては第１圏界面と第２圏界面の主たる出現

面は冬半球側の極域圏界面の上方に形成されており，そ領域はほぼ完全に一致している．第１圏界面分布域以外の高度は熱帯圏界面と概ね一致している．

に出現する第２圏界面高度●はまばらで，夏季に若干頻

図27の第１圏界面高度●の緯度分布は，（上）2008年

度が低下するが，図22～25に認められる蝶形を呈するに

１月は図７～20において本稿が提唱する「π」字パターは至っていない．

ンを呈しており，（下）2008年８月は左右逆転させた「π」

以上，図22～26において，東経140°線に沿う稚内，秋

字パターンを呈している．図27（上）（下）共通の特徴

田，館野，八丈島，南鳥島の５地点における第１圏界面

は，熱帯圏界面高度は高くて16km 付近に平均高度があ高度の２層構造とその年変化の地域差を第１圏界面高度のヒストグラムの合成の観点から検討した．紙面の都合で図示するのは５地点に限定したが，表４には14地点の全ての月について分析結果を示してある．それによると，札幌と秋田の１月が下層の峰だけとなった事例と父島の11月が上層の峰だけになった事例を除くと，日本の第１
圏界面は荷重の程度の差は大きいものの，ほぼ常に二層構造を持ち，上層の峰の高度は大きく変化しないが，下層の峰の高度は高緯度の暖候季に高くなることが明らかになった．
また，第２圏界面は低緯度では出現率が30％以下と小さく，中緯度では北緯40°付近を中心に出現率が大きい
特徴があり，その分布域は暖候季には二峰性分布する第１圏界面の上層の峰とほぼ一致し，寒候季には第１圏界面高度～高度35,000m 上空までの広い範囲に拡散して，蝶形の出現パターンを呈することが明らかになった．

Ⅵ．日本の圏界面高度の年変化の地域差に関する若干の考察
前節までの結果に基づいて，本節では，日本における
58

図27 GPS 電波掩蔽観測により求められた2008年１月（北半球冬）と７月（南半球冬）における，第１圏界面高度●と第２圏界面高度●の緯度分
布．暗赤色および青色の破線は，それぞれ，緯度幅５毎の平均値と中央値を表す（Rieckh et
al. 2014より）

地球環境研究，Vol.24（2022）

り「π」字パターンの天板の部分を形成し，緯度20°付
近から両半球中高緯度側に「π」字の左右の払いが下がって極域圏界面を形成しており，夏半球側の払いはな
だらかであり，冬半球側の払いは急である．つまり，夏半球高緯度側から亜熱帯域に向かって第１圏界面高度●は徐々に上昇し，熱帯域で第１圏界面高度●はほぼ一様となり，冬半球亜熱帯から中緯度側に向かって急激に第１圏界面高度●が低下し，中緯度～高緯度では比較的一様な高度分布となっている．
図27は第１圏界面高度●の子午線分布であり，図７～20の通年時間分布とは全く異質のものであるが，一種のエルゴード性を示しており，図27における夏半球～
熱帯の第１圏界面高度●の緯度分布は，以下の文の（ ）書のように、図７～20における寒候季～暖候季の第１
圏界面高度●の年変化とよく対応しているように見える：熱帯（夏季）圏界面高度は高くて16km 付近に平均があり「π」字パターンの天板の部分を形成し，両半球

図28

2006年 １ 月26日08：00UTC に NASA EOSAura 衛星 HIRDLS により計測された同衛星のパスに沿った気温減率，圏界面，温位，風速の鉛直断面図．カラーバーが気温減率（K/km）を表し，●●が圏界面，黒実線等値線が20, 30,
40 m/s の等西風風速線，黒破線等値線が330,
360，400 K の 等 温 位 線 を 表 す（Peevey etal. 2012より）

20°（DOY180，270）付近から両半球中高緯度（寒候季）

ト気流にかけて分布していることが読み取れる．二重圏側に「π」字の左右の払いが下がって極域（寒候季）圏

界面域の南北端には，それぞれ，亜熱帯ジェット気流と界面を形成しており，夏半球（DOY180）側の払いはな

寒帯前線ジェット気流が形成されている．

だらかであり，冬半球（DOY270）側の払いは急である．

Sato et al.（2003）は，2001年11月27日～12月25日につまり，夏半球高緯度（寒候季）側から亜熱帯域（暖候東経160°線上を中心に28°N ～ 48°S において緯度幅１°季）に向かって第１圏界面高度●は徐々に上昇し，熱帯で0.5Hz のラジオゾンデ観測を70回実施して熱帯圏界面域（夏季）で第１圏界面高度●はほぼ一様となり，冬半と極域圏界面の子午面分布図を作成し（図省略），30°

球亜熱帯（暖候季）から中緯度側（寒候季）に向かって

S 付近の亜熱帯ジェット気流が存在する領域における二急激に第１圏界面高度●が低下し，中緯度～高緯度（寒重圏界面を解析した . 鉛直プロファイルから鉛直波長を候季）では比較的一様な高度分布となっている．

割り出し，ローパスフィルタで取り出した鉛直波長４これは，偶然ではなく，夏半球～赤道域を経て冬半球

km 以上の成分を背景風として除去して求めた西風成分，

にかけて形成されている第１圏界面高度●の「π」字型

南風成分の摂動から重力波の鉛直波長，位相速度，周の南北緯度分布が，太陽赤緯の季節変化に同期して，１期，波動エネルギーを求めるととともに，ホドグラフ解

月には南半球側に平行移動し，８月には北半球側に平行析を行い，ホドグラフが高度とともに時計回りに回転し移動するために，中緯度の特定の地点における第１圏界ていれば上向きエネルギー伝播，反時計回りに回転し面高度●の年変化を調査すると図７～20のような「π」ていれば下向きエネルギー伝播と判定した．その結果，字パターンが出現する，と思料される．

水平波長約1,800km，鉛直波長４～５km の慣性重力波

図28は2006年 １ 月26日08UTC に NASA EOS-Aura 衛が見出された．山岳，積雲対流，シア不安定等，様々

星 HIRDLS（high resolution dynamics limb sounder）

な重力波の発生源が知られているが，特に最近自発的により計測された同衛星の東経248°を中心とする東部北調節過程と呼ばれる蛇行したジェット気流や前線から

大西洋上のパス（東経244°北緯０°－東経190°北緯80°）放射される重力波放射が注目されている（舘野・佐藤に沿った気温減率，圏界面，温位，風速の鉛直断面図

2008）．対流活動が活発な熱帯収束帯 ITCZ（Intertropicalである（Peevey et al. 2012）．●●で示される圏界面は，Convergence Zone）が存在する熱帯域と亜熱帯ジェッ

赤道から60°N まで伸びる熱帯圏界面と極域から20°N ま

ト気流が存在する中緯度が重力波源となっており，半球で伸びる極域圏界面から成り，20°N ～60°N 付近は二重間を含む重力波の南北方向の伝搬が重要である．また，

圏界面構造となっている．二重圏界面が北緯20°付近のShibuya et al.（2015）は重力波が伝搬されてくる極域で亜熱帯ジェット気流から北緯55°付近の寒帯前線ジェッ

多重圏界面が頻発することを明らかにした .
59

日本上空における対流圏界面高度の気候学（中川・渡来・平田）

型的に出現すると思料される．
図７～20において「π」字パターンの天板のみが出現する期間は，当該地点が亜熱帯ジェット気流よりも低緯度側に位置しており，第１圏界面は主として熱帯圏界面が観測されていると判断される．
「π」字パターンの天板から分岐する払いが出現する期間は，極域圏界面が第１圏界面として観測されたり熱帯圏界面が第１圏界面として観測されたりする日が混在しており，当該地点上空をジェット気流が吹走していると思料される．
上記の既存研究の成果と本稿の成果を照らし合わせると，日本の高緯度地域における寒候季の第１圏界面は極
図29

第１圏界面と第２圏界面間層厚と平均西風成
分の季節別空間分布．カラーバーが0.5km 間隔の層厚を表し，白実線等値線が10, 20, 30,
40 m/s の等西風風速線を表す（Peevey et al.
2012より）

域圏界面の南端部に相当し，その上方にほぼ常態的に出現する第２圏界面は熱帯圏界面の北端部に相当すると思料される．冬季の同地域には下層に極域圏界面南端が達し，上層に熱帯圏界面北端が達して二重圏界面構造となり，その間に寒帯前線ジェット気流が形成されているも二重圏界面は一年を通して主として亜熱帯緯度に出現のと思料される．夏季には寒帯前線ジェット気流を伴う

し，中高緯度ではジェット気流が最も強い冬季に出現す

二重圏界面構造は稚内北方領域まで北上し，ほぼ日本全る．亜熱帯ジェット気流に近い二重圏界面は極域圏界面

域が熱帯圏界面に覆われるものと推察される．

上空への熱帯圏界面の緯度移動を伴っている（Randel
et al. 2007）．冬半球において，二重圏界面出現域はより高緯度側に移動し，低い成層度を伴う不安定な成層状態を反映している．二重圏界面は主に14～20km 高度に

Ⅶ．館野における熱学的圏界面高度と力学的圏界面
高度の関係出現する．熱帯域では二重圏界面はほとんど見られな

近年の圏界面に関する研究は，ゾンデデータに基づく

い．熱帯域の二重圏界面は通年見られるが，全球規模の①熱学的圏界面高度より格子点データに基づく②力学的波動によるらしい．強い振幅を伴う赤道ケルビン波は温圏界面高度が主流である．利用するデータに依存する見度プロファイルを改変し，その結果気温減率も改変する

かけのモードの有無について検討しておくことが，今後（Randel et al. 2007）．熱帯における第２圏界面は16～20の研究の展開においても，有益と思料される．

km 高度に広がる．第２圏界面高度の平均と中央値は差がほとんどなく，一般的には良く一致する．

本節では，代表的な格子点データである ERA-Interim
データ（Dee et al. 2011）により，館野高層気象台最寄

図29は，Peevey et al.（2012）による第１圏界面と第りの格子点140.25°E，36.0°N における，①熱学的および２圏界面間の層厚の季節別空間分布である．圏界面間の②力学的圏界面高度を推定し，ラジオゾンデ観測結果に層厚はカラーバーで示されている．南北20°以内の熱帯基づいている本稿の①熱学的圏界面高度と比較した．

域において，第１圏界面と第２圏界面間の層厚は，一年

ECMWF の ERA-Interim は，1990年代以降の ERA-40

中ほぼ１km 程度以下と小さいのに対して，高緯度は相に降水量の不自然な振動と増加がみられたため，その期

対的に第１圏界面と第２圏界面間の層厚が大きく，特に間の再解析をやり直すための暫定的な再解析という位

冬半球高緯度において圏界面間層厚が大きくて，層厚置づけで開始され，ERA-Interim という名称もそれに由が７km 近くに達する地域もある．これは，高緯度では，来している．しかし実際には，物理過程の改良だけで暖候季には第１圏界面と第２圏界面間の層厚が小さいのなく，解像度を上げ，４次元変分法（4D-var）を導入に対して，寒候季には大きくなることを意味している．

して ERA-40から大きく改良されたデータ同化システム

図27は2008年１月ないしは７月の平均状態で，図28はが使われて，品質も大きく改良されたため，当初の予定

2006年１月26日08UTC のスナップショットではあるが，（1989年以降）を1979年まで遡り，ERA-40とは独立した

両者を総合して考察すると，二重圏界面構造は冬半球の30年以上の一貫した再解析となっており，第３世代の再亜熱帯ジェット近傍から寒帯前線ジェット気流付近に典解析に分類される（大野木 2018）．

60

地球環境研究，Vol.24（2022）

図30

館野ラジオゾンデデータに基づく熱学的第１圏界面高度と最寄り ERA-Interim 格子点データに基づく熱学的第１圏界面高度の散布図

図31

ERA-Interim 格子点データに基づく熱学的第１圏界面高度とラジオゾンデデータに基づく熱学的第１圏界面高度の差のヒストグラム

図30は，ゾンデデータに基づく熱学的圏界面高度を ，学的第１圏界面高度の差のヒストグラムである．全体的

最寄り ERA-Interim 格子点データに基づく熱学的圏界には決定係数が0.755を上回っているため，度数を普通

面高度をとして作成した散布図である．縦軸も横軸も目盛りにすると中央の４～５個の階級だけに集中したヒ

０～20,000ｍが目盛られている．格子点データからの熱ストグラムとなってしまうので，対数度数目盛りを採用

学的圏界面高度の決定には，Reichler et al.（2003）のしている．最寄り ERA-Interim 格子点データに基づく

アルゴリズムにより著者の Reichler 自身が作成公開して熱学的圏界面高度とラジオゾンデデータに基づく熱学的いるプログラム（https://www.inscc.utah.edu/~reichler/

圏界面高度は，全体としては良く一致しているが，ラジresearch/projects/TROPO/tropocode.htm）を用いた．

オゾンデデータに基づく熱学的圏界面高度が低いときに，
最寄り ERA-Interim 格子点データに基づく熱学的圏界30年間の22,611組の比較では，回帰直線は（６）となり，決定係数は=0.7560と極めて高い値が得られる．

面高度が相対的に過大評価されることが多いことを反映
してヒストグラムの右の裾が長い分布となっている．
図32に 最 寄 り ERA-Interim 格 子 点 デ ー タ に 基 づ く
熱学的圏界面高度が最大の11,771.9ｍも過大評価され熱学的圏界面高度の散布図には明瞭な「Z」字パター
ンが認められ，多くのプロットは「Z」字の射線部分に集中しているので，「Z」字の射線部分のみに注目するとほぼに乗るように見える．
「Z」字の射線部分のほとんどは最寄り ERA-Interim 格子点データに基づ
く熱学的第１圏界面高度とラジオゾンデデータに基づ
く熱学的第１圏界面高度の差が1,000ｍ未満の場合で占められている．一方，「Z」字の射線部分の右上端から左に伸びる横線上のプロット群は，最寄り ERA-Interim
格子点データに基づく熱学的圏界面高度がラジオゾンデ
データに基づく熱学的圏界面高度を1,000～10,000ｍも上まわる場合が頻発することを示唆している．
「Z」字の射線部分の左下端から右に伸びる横線上のプロット群も存在し，最寄り ERA-Interim 格子点データに基づく熱学的圏界面高度が1,000～10,000ｍも下まわる場合もある
ことを示唆しているが，その頻度は著しく小さい．
図31は，最寄り ERA-Interim 格子点データに基づく
熱学的第１圏界面高度とラジオゾンデデータに基づく熱図32 2001年４月４日00UTC の地上天気図（気象庁
ホームページより）

61日本上空における対流圏界面高度の気候学（中川・渡来・平田）

格子点データの水平解像度は緯度経度格子点上で0.75°
×0.75°で鉛直層数は1,000～1hPa の37層 , 時間分解能は12時間であるため（Dee et al. 2011），館野近傍のみに出現した圏界面垂れ下がりを正確に把握できていない可能性が示唆される．
逆に，比較的高いラジオゾンデデータに基づく熱学的圏界面高度が報告されているときに，相対的に1,000ｍ～
10,000ｍ過小評価された ERA-Interim 格子点データに基づく熱学的圏界面高度も出現しているが，数は圧倒的に少ない．最大の過小評価－11,994.5ｍは2017年２月
12日09時に出現している．この日，気象庁高層観測結
果では，圏界面は17,530ｍに１つしか解析されておらず，館野周辺の圏界面高度は，北方の秋田で7,552m，西方の輪島で6,448m，南方の八丈島で6,758m なので，狭い領域で10,000～11,000m もの盛り上がりとなっている．
ERA-Interim 格子点データに基づく熱学的圏界面高度は5,535.5ｍとなっており，1,000～2,000m の小さい垂れ下がりを予測した形になっている．気象庁高層観測結果
では，5,097ｍの－36.9℃の特異点から5,549ｍの－36.5℃の特異点まで逆転層となっており，ERA-Interim 格子点
データに基づく熱学的圏界面高度は，この逆転層の上端部に相当している．気象庁日々の天気図には「鳥取大雪
ピーク過ぎる．冬型気圧配置続き，日本海側中心に雪．
最深積雪は広島県高野146cm，鳥取県倉吉61cm など２
月１位，鳥取県大山で264cm．西～東日本太平洋側は概ね晴れ．岡山県で突風被害．
」とある．寒候季の寒気の吹き出しの際に出現しやすい２段重ねの安定層の下端の図33

館野ラジオゾンデデータに基づく熱学的第１圏界面高度と，最寄り ERA-Interim 格子点データに基づく渦位の閾値を3.5PVU（a），2.5PVU（b），1.6PVU（c）とした場合における力学的
圏界面高度との散布図

判断がゾンデデータによる場合と格子点データによる場
合とで食い違いが発生する可能性があることが示唆される．
図33に，ERA-Interim 格子点データに基づく力学的
圏界面高度とラジオゾンデデータに基づく熱学的圏界た2001年４月４日09時の天気図を示す．この日，気象面高度の散布図を示す．力学的圏界面として Hoinka

庁高層観測結果では，第１～４圏界面高度は，それぞ（1998）が議論している３つの渦位 PV の閾値，3.5，2.5，

れ，5,860，10,275，14,698，17,569ｍとなっており，最寄

1.6 PVU の面を抽出し，それぞれ，（a），（b），（c）としり ERA-Interim 格子点データに基づく熱学的圏界面高た．1PVU は中緯度の典型的な値

度17,631.9ｍは，ほぼ第４圏界面高度に相当する．爆弾として定めたものであり，力学的圏界面高度は，該当す低気圧までは行かなかったものの，二つ玉低気圧が発る PVU 面に対する線形内挿により求めた．

達しながら東北地方を横断してオホーツク海まで進みを単位

渦位の閾値を3.5PVU とすると（図33a），回帰直線は992hPa まで発達した．館野が強い寒冷前線の後面に入っ（７）て5,860ｍまでの圏界面垂れ下がりが発生したが，周辺の圏界面高度は，北方の秋田で8,625m，西方の輪島でとやや緩やかとなり，決定係数は8,643m，南方の八丈島で11,090m なので，狭い領域で高いが「Z」字パターンの射線部分の左下端から伸びる

3,000～5,000m もの垂れ下がりとなった．ERA-Interim

横線上のプロット群が増加したような散布図となる．閾

62=0.64364と比較的地球環境研究，Vol.24（2022）

値を2.5PVU とすると（図33b），回帰直線はなるほど厚くなる傾向があり，暖候季を体，寒候季を翅（８）とさらに緩やかとなり，決定係数=0.62544となる．

閾値を1.6PVU とすると（図33c），回帰直線はとする蝶形パターンが出現する．
第１圏界面高度の年変化に「π」字パターンが出現することを見出し，その「π」字パターンが緯度によって異なることを見出した．既存研究と比較検討した結（９）

果，任意地点における年変化の「π」字パターンは，半球規模の子午線分布における「π」字パターンが太陽年=0.52269となり，三角周運動に伴って南北に振動することにより生じる，との形領域のプロットが出現する．渦位の閾値を下げるほど見解を得た．すなわち，日本の高緯度地域における寒候

上および熱学的圏界面より高高度の力学的圏界面

季の第１圏界面は極域圏界面の南端部に相当し，その上は減少し，熱学的圏界面より低高度の力学的圏界面が増方にほぼ常態的に出現する第２圏界面は熱帯圏界面の北加する傾向が明瞭であるが，その物理的要因やメカニズ

端部に相当すると思料される．冬季の同地域には下層にムについては，現段階では，考察できていない．

極域圏界面南端が達し，上層に熱帯圏界面北端が達してとさらに緩やかで，決定係数

二重圏界面構造となり，その間に寒帯前線ジェット気流

Ⅷ．おわりに日本における圏界面高度の観測は1930年台に高層気象台において研究的に着手されていたが，全国的に組織的，が形成されているものと思料される．夏季には寒帯前線
ジェット気流を伴う二重圏界面構造は稚内北方領域まで北上し，ほぼ日本全域が熱帯圏界面に覆われるものと推察される．

かつ，ルーチン的観測が実施され始めたのは1963年のい第１圏界面高度の年変化に現れる「π」字パターンに，

わゆる38豪雪以降に過ぎない．しかも，１日２回の詳細

より短周期の変動が重なり，圏界面が存在しなかったり，なラジオゾンデ観測結果をオンラインで収集できるよう極端に低い第１圏界面高度が出現したりすることがしばになったのは1988年以降であり，ようやく30年間の蓄積しば観測されるが，現時点では，その原因は不詳である．

データを解析できる状況になったのを機に，本稿は，日圏界面が存在しない事例は南方の島嶼の地点で多い．圏

本の圏界面高度の気候学の初めて本格的な把握に着手し，界面気圧が500hPa 以上の極端に低高度の第１圏界面は，

1988年１月１日09時～2019年１月１日09時までの22,647

本稿の研究期間において総数56事例観測されたが，最多

ゾンデプロファイルを解析した．

の石垣島で11例，次いで名瀬で９例と，南方の島嶼の地

その結果，日本の平均第１圏界面高度は，概ね緯度点での観測事例が多い．Bjerknes（1935）の圏界面波やの増加とともに単調に減少しており，南方の石垣島がReed（1955）の圏界面の垂れ下がりと類似の現象であ

16,554ｍで最大で，最北の稚内が10,445ｍで最小である

る可能性が高いと思料されるが，現時点では，詳細は不ことが分かった．日本標準大気が定めている第１圏界面明である．これらは今後の課題としたい．

高度11,000ｍは，秋田と札幌の間に位置することになる．

近年の研究動向からは慣性重力波による多重圏界面形

平均第２圏界面高度は，北緯40°以南では概ね緯度の成は重要な観点であるが，気象庁 HP で公開されている増加とともに単調に減少しているが，北緯40°付近で反ルーチン観測データは時間分解能が粗い上にタイムスタ

転し，それ以北では緯度の増加とともに単調に増加してンプも付されていなくて重力波の挙動を把握することがいることが分かった．平均第２圏界面高度は南大東島でできないため，一切議論できなかった．この点も，今後20,326ｍの最大値を示し，秋田で16,195ｍの最小値を示の課題とせざるを得ない．

した．最北の稚内の平均第２圏界面高度は17,358ｍであ筆者らが圏界面高度に関する調査・研究に足を踏みり，南方の鹿児島の17,456ｍとほぼ同等であることが明入れた切っ掛けは，木村（2017）による「潜熱型対流」

らかとなった．

説であった．大気が安定成層をしているために下降気

第２圏界面の出現率は，北緯30°以南では20％以下で流は積乱雲の外側の全域に及び，大気はごく狭い範囲

ほぼ通年単一圏界面であるが，北緯35°以北では二重圏の上昇気流域と広い範囲の下降気流域に二分され，上界面が存在することの方が多く北緯40°付近で最大とな

昇気流域内の温度減率は湿潤断熱減率であり，下降気

り出現率は67％に達する．半年以上二重圏界面が存在す

流域の温度減率が標準大気の気温減率6.50K/㎞であるとる北緯35°以北では，二重圏界面間の層厚は緯度が高くする木村（2017）の主張に興味を持ち，地球と宇宙の63

日本上空における対流圏界面高度の気候学（中川・渡来・平田）

間のエントロピー交換率を最小とする気温減率が存在
し，地球と宇宙の間のエントロピー交換率を最小とす
る気温減率が正の地上気温依存性を持つことを主張した（中川・渡来 2018）．この主張を裏付けるため，日本のラジオゾンデ観測結果に基づく対流圏気温減率の把握を志し，対流圏気温減率を正確に決定するために圏界面高度の検討に着手した．2019年４月からは新たに着任した爆弾低気圧を専門とする第３筆者が参加し，それまでの熱学的圏界面だけでなく力学的圏界面も検討項目に加え，本共同研究は大いに盛り上がった．しかし，2019年末以降の新型コロナウィルス禍対応による業務繁忙に加え，2021年３月末に，第３筆者が新設された

significant levels. WMO Bull ., 6: 136-137.
Assman, R. 1902：Uber die existenz eines wärmeren
lufttromes in der höhe von 10 bis 15km. Sitzber. Königl.

Preuss. Akad. Wiss. Berlin , 24: 495–504.
Bjerknes, J. 1935：Investigations of selected European
cyclones by means of serial ascents. Case 3: December
30–31, 1930. Geofys. Publ ., 11（ 4）: 3–18. http://www.
ngfweb.no/docs/NGF_GP_Vol11_no4. pdf.
Bjerknes, J. and H. Solberg 1922：Life cycle of cyclones andthe polar front theory of atmospheric circulation. Geofys.

Publ ., 3: 1-18．
de Bort, L. T. 1902：Variations de la température de l’airlibre dans la zone comprise entre 8 km et 13 km d’altitude.

C. R. S. Acad. Sci. Paris , 134: 987–989.

データサイエンス学部へ転出するとともに第１筆者がDee, D. P., S. M. Uppala, A. J. Simmons, P. Berrisford,

定年退職するという事態となり，三者の緻密な連携に

P. Poli, S. Kobayashi, U. Andrae, M. A. Balmaseda, G.

基づく共同研究遂行が困難となった．このため，この度，Balsamo, P. Bauer, P. Bechtold, A. C. M. Beljaars, L. van

これまでに明らかになった事項を取りまとめて公表することとした次第である．未だ解析事実の指摘の段階であり，研究としての完成度は十分ではない可能性もあるが，日本における圏界面高度の気候学に関する貴重な資料となることを祈念する．

de Berg, J. Bidlot, N. Bormann, C. Delsol, R. Dragani,
M. Fuentes, A. J. Geer, L. Haimberger, S. B. Healy, H.
Hersbach, E. V. Hólm, L. Isaksen, P. Kållberg, M. Köhler,
M. Matricardi, A. P. McNally, B. M. Monge - Sanz, J. J. Morcrette, B. - K. Park, C. Peubey, P. de Rosnay, C.
Tavolato, J. - N. Thépaut, and F. Vitart 2011：The ERAInterim reanalysis: Conﬁguration and performance of thedata assimilation system. Quart. J. R. Meteorol. Soc ., 137:

謝辞
本稿の内容は，日本気象学会2018年度秋季大会，2019年度秋季大会，ならびに日本地理学会2019年度春季学術大会，2019年度秋季学術大会において発表した内容に補筆修正したものである．上記学術集会における質疑の際

553-597. https://doi.org/10.1002/qj.828.
Elbern, H., J. Hendricks, and A. Ebel 1998：A climatologyof tropopause folds by global analyses. Theor.

Appl. Climatol ., 59: 181-200. https://doi.org/10.1007/
s007040050023.

に賜ったご教示・ご助言は本稿起草に大変役立った．匿Emden, R. 1913：Über Strahlungsgleichgewicht und

名査読者によるレフェリーコメントは原稿改良に大変役

atmosphärische Strahlung; ein Beitrag zur Theorie

立った．また，高層気象資料はすべて気象庁 HP から取der oberen Inversion. Sitzungsberichete der

得させて頂いた．記して深謝の意を表します．

阿部豊雄 2015：気象庁における高層気象観測の変遷と観測値の特性 第１部高層気象観測の変遷 . 天気，62: 161-185.
https://www.metsoc.jp/tenki/pdf/2015/2015_03_0003.pdf.
勝 1982：『大気と放射過程―大気の熱源と放射収支を探る―』東京堂出版，280p.
Akritidis, D., A. Pozzer, J. Flemming, A. Inness, and P.
Zanis 2021：A global climatology of tropopause folds in
CAMS and MERRA-2 reanalyses. J. Geophys. Res ., 126:e2020JD034115. https://doi.org/10.1029/2020JD034115.
American Meteorological Society 2012：Tropopause ―Glossary of meteorology. https://glossary.ametsoc.org/
wiki/Tropopause.
Ashford, O. M. 1957：Definition of tropopause and of

64

Bayerischen Akademie der Wissenschaften zu Munchen .
Jahrgang, 55-142.

文献

会田

mathematischphysikalischen Klasse der Koniglich

Flohn, H. and R. Penndorf 1950：The stratification of theatmosphere（I）. Bull. Ame. Meteorol. Soc ., 31: 71-78.
https://doi.org/10.1175/1520-0477-31.3.71.
Gettelman, A., P. Hoor, L. L. Pan, W. J. Randel, M. I. Hegglin,
and T. Birner 2011：The extratropical upper troposphereand lower stratosphere. Rev. Geophys ., 49: RG3003.
https://doi.org/10.1029/2011RG000355.
Hess, S. L. 1948：Some new mean meteorlogcal crosssections through the atmosphere. J. Meteorol ., 5: 293-300.
Hoinka, K. P. 1998：Statistics of the global tropopausepressure. Month. Weath. Rev ., 126: 3303-3325. https://journals.ametsoc.org/view/journals/mwre/126/12/15200493_1998_126_3303_sotgtp_2.0.co_2.xml.
釜 堀 弘 隆・ 古 林 絵 里 子

2015： 高 層 気 象 観 測 デ ー タ レ ス

地球環境研究，Vol.24（2022）
キュー . 日本気象学会大会講演予講集 , 107: 165. https://Randel, W. J., D. J. Seidel, and L. L. Pan 2007：Observational

dl.ndl.go.jp/view/download/digidepo_10599966_po_

characteristics of double tropopauses. J. Geophys. Res .,ART0010534933.pdf?contentNo=1&alternativeNo=.

112: D07309. https://doi.org/10.1029/2006JD007904.

木村龍治 2017：対流圏の気温減率はなぜ6.5K/km なのか―

Reed, R. J. 1955：A study of a characteristic type of upper-

エネルギー収支からの考察．天気，64: 147-156. https://level frontogenesis. J. Meteorol ., 12: 226-237. https://www.metsoc.jp/tenki/pdf/2017/2017_03_0015.pdf.

journals.ametsoc.org/view/journals/atsc/12/3/1520-

気象庁

2006：南鳥島気象観測所職員の一時島外避難について．気象庁報道発表資料平成18年９月１日．https://www.
jma.go.jp/jma/press/0609/01a/marcus1.pdf.
Kishore, P., S. P. Namboothiri, K. Igarashi, J. H. Jiang, C. O.

0469_1955_012_0226_asoact_2_0_co_2.xml.
Reichler, T., M. Dameris, and R. Sausen 2003：Determining
the tropopause height from gridded data. Geophys. Res.

Lett ., 30: 2042. https://doi.org/10.1029/2003GL018240.

Ao, and L. J. Romans 2006： Climatological characteristics

Rieckh, T., B. Scherllin-Pirscher, F. Ladstädter, and U.

of the tropopause parameters derived from GPS/CHAMP

Foelsche 2014：Characteristics of tropopause parameters

and GPS/SAC-C measurements. J. Geophys. Res ., 111:

as observed with GPS radio occultation. Atmos. Meas.

D20110. https://doi.org/10.1029/2005JD006827.

Tech ., 7: 3947–3958. https://doi.org/10.5194/amt-7-3947-

高層気象台 2021：ラジオゾンデ観測．高層気象台彙報，特2014.

別号，高層気象台100年誌, 27-39. http://www.jma-net.go.jp/

Sato, K., M. Yamamori, S. Ogino, N. Takahashi, Y.

kousou/information/journal/2021/journal_2021special.html.

Tomikawa, and T. Yamanouchi 2003：A meridional scan

松野太郎

1982：成層圏と大気波動の研究をめぐって．天of the stratospheric gravity wave field over the ocean

気，29: 1167-1186. https://www.metsoc.jp/tenki/in 2001（MeSSO2001）. J. Geophys. Res ., 108: D16, 4491.

pdf/1982/1982_12_1167.pdf.

https://doi.org/10.1029/2002JD003219.

中川清隆・渡来2018：指数関数で近似された疑似多方Shapiro, M. A. 1980：Turbulent mixing within tropopause

大気において宇宙とのエントロピー交換率を最小にする気靖

folds as a mechanism for the exchange of chemical

温減率．地球環境研究，20: 103-120. http://ris-geo.jp/wp/

constituents between the troposphere and stratosphere.

wp-content/uploads/2018/05/20_12_Nakagawa.pdf.

J. Atmos. Sci ., 37: 994-1004. https://journals.ametsoc.

中村

尚・ 高 薮

出

1997：Shapiro の 新 し い 前 線・ 低 気圧モデル．天気，44: 85-99. https://www.metsoc.jp/tenki/
pdf/1997/1997_02_0085.pdf.
新田尚

1980：『大気大循環論』東京堂出版，438p.

大野木和敏 2018：全球大気長期再解析 JRA-25および JRA55の推進 ―2017年度藤原賞受賞記念講演―. 天気，65: 81-

org/view/journals/atsc/37/5/1520-0469_1980_037_0994_
tmwtfa_2_0_co_2.xml.
Shibuya, R., K. Sato, Y. Tomikawa, M. Tsutsumi, and T. Sato2015：A study of multiple tropopause structures caused
by inertia–gravity waves in the Antarctic. J. Atmos. Sci .,72: 2109-2130. https://doi.org/10.1175/JAS-D-14-0228.1.

102. https://www.metsoc.jp/tenki/pdf/2018/2018_02_0003.

高橋浩一郎

pdf.

舘野

1969：
『総観気象学』岩波書店，385p.

聡・佐藤

薫

2008：ラジオゾンデ集中観測による

Peevey, T. R., J. C. Gille, C. E. Randall, and A. Kunz 2012：

中部成層圏の慣性重力波の研究 . 第22回大気圏シンポジウ

Investigation of double tropopause spatial and temporal

ム 原 稿 集 . https://stage.tksc.jaxa.jp/pairg/member/ima/

global variability utilizing High Resolution Dynamics

TaikisympoWeb/pdf/5-1.pdf.

Limb Sounder temperature observations. J. Geophys.

U. K. Meteorological Office 1918：Meteorlogical Glossary,

Res ., 117: D01105. https://doi.org/10.1029/2011JD016443.

4th edition ed ., U. K. Meteorological Office, 364p.

Peixoto, J. P. and A. H. Oort 1992：Physics of Climate .

https://archive.org/details/meteorologicalgl00grearich/

American Institute of Physics, 520p.

mode/2up?view=theater.

65

日本上空における対流圏界面高度の気候学（中川・渡来・平田）

A climatology of the tropopause height over Japan
based upon radiosounding
NAKAGAWA Kiyotaka ＊ , WATARAI Yasushi ＊＊ and HIRATA Hidetaka ＊＊＊＊Professor Emeritus of Rissho University/ Professor Emeritus of Joetsu University of Education
Department of Environment Systems, Faculty of Geo-Environmental Science, Rissho University＊＊＊
Department of Data Science, Faculty of Data Science, Rissho University＊＊

Abstract：
The present study is the first in Japan to investigate the climatology of the tropopause height, based upon
radiosound data launched twice daily from 1988 to 2018 from 14 upper air observatories of the Japanese
Meteorological Agency.
As a result, the average tropopause height decreased monotonically with increasing latitude, and was highest
at 16,554 m in Ishigaki Island in the south and lowest at 10,445 m in Wakkanai, the northernmost station. The
first tropopause height, 11,000 m, defined by the Japanese Standard Atmosphere, was located between Akita andSapporo. The average second tropopause height decreased monotonically with increasing latitude south of 40
degrees north, but reversed around 40 degrees north, and decreased monotonically with increasing latitude northof that. The average second tropopause height showed a maximum of 20,326 m in Minamidaito Island, the firstminimum of 16,195 m in Akita, and the second minimum of 17,358 m in Wakkanai in the northernmost station,
which was almost the same as 17,456 m in Kagoshima in the south. The appearance rate of the second tropopause
height was 20% or less south of 30 degrees north, which was almost a year-round single tropopause with amaximum appearance rate of 67%. In the north of 35 degrees north, where two tropopauses existed for more thanhalf a year, the distance between the first and second tropopause tended to increase as the latitude increased.
It was found that a "π"-shaped pattern appeared in the annual march of the first tropopause height, and thatthe "π"-shaped pattern differed depending on the latitude. As a result of comparison with existing research, it isinferred that the "π"-shaped pattern of annual march at any point is caused by the north-south osillation of thehemispherical meridonal distribution of the first tropopause height with the annual motion of the sun. That is, it isconsidered that the first tropopause height during the cold season in the high latitudes of Japan corresponds to thesouthern end of the polar tropopause, and the second tropopause height, which appears almost normally above thefirst tropopause corresponds to the northern end of the tropical tropopause. It is thought that the southern end of
the polar tropopause reaches the lower layer and the northern end of the tropical tropopause reaches the upper
layer to form a dual tropopause structure in the same area in winter, and a polar front jet is formed between
them. In summer, the dual tropopause structure with a polar front jet moves northward to the northern region of
Wakkanai, and it is presumed that almost the entire area of Japan is covered by the tropical tropopause.
Key words： troposphere, stratosphere, tropopause height, double tropopause, lapse rate, climatology

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