令和５年度 沖縄支部研究発表会

2024 年 2 月 29 日（木）日本気象学会沖縄支部

予稿集

令和５年度 沖縄支部研究発表会
会期：令和６年２月 29 日（木）13 時 05 分～17 時 45 分
場所：沖縄気象台防災連絡室及びオンライン会議（Teams）による発表

プログラム
●開会挨拶

司会：糸村 昌史（沖縄支部幹事）
藤川 典久（沖縄支部長）●日程及び運営説明（司会）

●発表
口頭発表１

座長：金城 康広（沖縄支部理事）～ 口頭発表 18＊1 題当たり 1５分（発表 11 分、質疑応答 4 分）

●閉会挨拶

久木 幸治（沖縄支部理事）

事務局

大城（沖縄支部幹事）

題目・代表者氏名（下線）１.「石垣島測候所草創期の役割と今後―岩崎卓爾の奮闘―」……………………… P 3

林 和彦（石垣島地方気象台）

２.「1910～20年代に観測された石垣島の極端な日最低気温」………………………

P５

林 和彦（石垣島地方気象台）

３.「2023 年 4 月 19 日前線暖域内における沖縄本島地方の大雨事例」

……………

P7

小濱 俊朗・平良 直樹・福原 幸将・中野 優子・鈴木 史記・大城 智幸・金城 康広（沖縄気象台）

４.「2023 年 3 月 22 日線状降水帯による沖縄本島地方の大雨事例調査」…………… P9

中野 優子・鈴木 史記・大城 智幸・平良 直樹・福原 幸将・小濱 俊朗・金城 康広（沖縄気象台）

５.「太陽活動27日周期変動の成層圏への影響」………………………………… P12

榊原 麻希・久木 幸治・伊藤 耕介（琉球大学理学部）

６.「2022年台風第11号と熱帯低気圧との相互作用前後の構造・強度変化」 …………… P15
津波古 和慶・山田 広幸（琉球大学理学部）

７.「2023 年台風第 6 号の進路と長周期流との関係」……………………………

P18

田中 星音・山田 広幸（琉球大学理学部）

8.「2017年11月17日糸満市摩文仁で発生した突風の原因推定」………………… P20

仲石 圭吾・山田 広幸（琉球大学理学部）

9.「二重偏波レーダー・ラジオゾンデ・Rainscope を用いた 2023 年 6 月 14 日の
沖縄県での大雨事例の解析」……………………… P22
渡邉 朱里・山田 広幸（琉球大学理学部）

10.「2023 年台風第 6 号通過後に発生した那覇空港の低シーリングと
海面水温との関係」……………………… P25
鈴木 竜馬・仲井間 憲李・渡真利 明(那覇航空測候所)

11.「那覇空港ドップラーレーダーの二重偏波情報を利用した発雷有無の調査」 …………

P27

儀間 英斗・赤嶺 拡・島 拓也・渡真利 明（那覇航空測候所）

12.「ここ数年の那覇の夏の蒸し暑さについて」……………………… P29

藤川 典久（沖縄気象台）

13.「那覇空港付近の大気解析における航空機データとラジオゾンデデータの比較」 ……
上村 亮太 ・ 山田 広幸

P32(琉球大学理学部)

14.「2022 年台風第 4 号(Aere)の盛衰に対する上層切離低気圧の役割」
渡部 太聞 ・ 山田 広幸 (琉球大学大学院 理工学研究科)

1…………… P35

15.「Estimated Morphological Alteration in the Tidal Bore-Impacted Estuary of
Kampar, Riau Province, Indonesia」………… P38(和訳)インドネシア,リアウ州カンパールの潮汐ボアの影響を受けた河口における地形変化の推定
Ulung J. WISHA1,2 and Yukiharu HISAKI1（琉球大学大学院 理工学研究科）

16.「黒潮大蛇行によって引き起こされる熊野における潮位偏差の変動」……………… P41

河内 亨太・久木 幸治（琉球大学 理学部）

17.「MIROC-ES2L で計算された北西太平洋亜熱帯水温の過去現在未来」 ………………
シェリフ 多田野 サム(琉球大学理学部)

18.「沖縄県周辺の台風経過に伴う波高の変化と、風浪とうねりとの関係性」 ………………
阿部 優樹・久木 幸治

P44(琉球大学理学部)

2

P47

石垣島測候所草創期の役割と今後―岩崎卓爾の奮闘―*林1.

和 彦 (石 垣 島 地 方 気 象 台 )はじめにした。明治43年5月、観測回数を毎時から一日6回に改正

石垣島測候所は、明治29年の開設以来、戦火をくぐした。

り抜け、一日の欠測もなく、128年めを迎えている。

大正15年5月、鉄筋コンクリート新庁舎を現在地に竣

長い歴史の中でも、明治31年に来島、昭和7年に退職工した。昭和3年無線電信塔（鉄筋コンクリート造、高するまでの33年間所長を務めた仙台出身の岩崎卓爾

さ37.5メートル）2基を竣工した。昭和4年10月、無線実

は、気象業務のみならず、当地の文化・民俗の発信者

況気象報受信、天気図作製予報業務を開始する。

として、社会に大きな影響を与えている。本項では、岩崎のいた石垣島測候所草創期を概観し、今後の気象3.

台の果たすべき役割を議論したい。

地域住民との関わり

測候所が中央気象台に宛てた明治30年事業報告[2]によると、八重山では廃藩置県から間もなく、文明開化

2.

石垣島測候所ことはじめから昭和初期まで

や人心一新は遅れ、諸事通訳を介しても意思疎通がも石垣島の気象観測は、明治29年（1896）にはじまる。

どかしい旨が記されている。それでも、明治31年報告

同時に奄美大島でも、初の中央気象台付属測候所が開[2]では、「地域住民の測候所に対する感情は良好だが、設されている。前年に終結した日清戦争により、日本は測候所を理解する力はない。見学を願うもの多く、小学台湾を獲得した。このため、内地から台湾にわたる海運、校の見学は5回。紹介のない者は日曜午後に見学を許可

あるいは海防のために、気象情報が必要であったことしている。
」とあり、設立当初から地域との関係は良好

は想像に難くない。

であったことが伺える。

明治29年5月（以下[1]）、中央気象台技師和田雄治は、大正15年の鉄筋コンクリート新庁舎落成の際には、出張所敷地の選定のため、石垣島に出張し、島司野村道

岩崎卓爾所長は近隣住民に案内状を配り、見学に招待

安氏に諸事斡旋を依頼した。和田技師は、大浜間切登野

している。

城村糸数原（気象台現在地）を出張所敷地に選定し、島岩崎は、昭和2年に石垣島の気候をまとめた「石垣島司にも当地使用の了解を得た。

気候篇」を出版したほか、島内をかけめぐり八重山の文

同年11月25日より、「出張所」を「測候所」と改称し、化・民俗・動植物の研究を続け、「石垣島案内記」「八重

現在地より西へ約600メートルにある桃原全能氏の居

山童謡集」「やえまカブヤー（凧）」などの著作を残した。

所を借り、気象観測を開始した。とはいえ、気圧計だけ

柳田国男を筆頭とする多くの文化人とも交流し、彼らではなく温度計も家内に吊り下げ、雨量計は家屋より4の多くの作品に岩崎が登場している[3など]。

メートル離れたところに置き、風向風力は人感によっ

また岩崎は、喜舎場永珣や宮良長包と登野城小学校

た。ただし、電信局はなく、気象電報を発送することはで「子供の会」を開くなど、子供の教育にも力を注いだ。

できなかった。同年12月5日、文部省告示によって、「中

さらには、通俗図書館、幼稚園、新聞社、青年会や婦人

央気象台附属石垣島測候所」が正式に設置された。この会を組織・指導するなど、晩年には岩崎の下には諸事万日を、当台では創立記念日としている。

事公私問わず依頼がひっきりなしだったという[4]。

翌明治30年5月に、測候所は現在地に移転し、一日17ただし、岩崎は業務について部下に厳しく、さらには回観測を開始した。新築庁舎は、木造瓦葺であった。同

業務時間外には昆虫や蛇の採集に駆り出したことから、年6月には、風力計、風信器（風向計）、地面温度の観測職員が定着しなかったと言われている[5]。事実、明治を開始した。同年7月、八重山電信出張所開設により、40年から昭和2年までの20年間は、岩崎所長、識名信次、

一日三回定期気象電報を中央気象台に発信を開始した。

瀬名波長宣の3名体制であった。

また同月、中央気象台発表の天気予報、暴風警報を八重
山島司、警察署へ配布を開始した。明治33年7月、毎時4.

観測を施行した。

岩崎の異名にみる地域貢献と今後

岩崎は地域の名士で、「テンブンヤーヌウシュマイ

明治42年4月、現在地に煉瓦造二階建の新庁舎を竣工（天文屋＝測候所のおじいさん）」と慕われ、町を歩く

3

と、こどもたちがついてまわったという。台風の観測をよくしたことから「台風王」「風の宿主人」、また台風観測時に飛石で右目を失明したことから「金なき片目の巌窟王」など多くの異名をもっていた。退官時には、地域の寄付で、胸像が建てられるなど、破格の敬意をもって地域に根付き、生涯を石垣島で終えている。
前項で述べたように、岩崎は公私にわたり、地域住民と深く関わりをもっており、測候所や官舎はその舞台であった。そして、岩崎率いる測候所は、八重山の人材育成の場であったと考えられる。
私たちは岩崎の後継者としての矜持を保ち、地域防災の拠点だけでなく、地域防災を担う住民を育成する場でありたいと考えている。有事の際に日頃からやり

写真２ 明治 42 年竣工煉瓦造庁舎前の岩崎（左）と佐藤惣之助氏

つけていないことはできない。平時にこそ、防災意識をともに高め、防災に適う人材をともに育成していく気象台でありたいと願っている。
参考文献[1] 八重山気象台, 1967, 八重山気象台沿革誌, 琉球政
府気象庁, 52pp.
[2] 石垣島測候所, 事務報告（明治30年～大正4年）[3] 佐藤惣之助, 1924, 「蝿と蛍：或は寂寞の本」より「台風王」, 新作社[4] 本川桂川, 1934, 「史譚と民俗」より「八重山渡海」,
一誠社[5] 盛口 満, 2021, 「ツトムの虫」を探して, ボーダー

写真３ 構内官舎前でこどもたちと岩崎

インク

写真１ 明治 30 年竣工初代庁舎（左）と官舎

筆者作 岩崎卓爾まんが「あがやー!!うしゅまい」

41910～ 20年 代 に 観 測 さ れ た 石 垣 島 の 極 端 な 日 最 低 気 温*林1.

和 彦 (石 垣 島 地 方 気 象 台 )はじめにをし、その日の最低気温としていたと考えられる。

石垣島の気象観測は1896年にはじまり、以降戦時中

日最低気温は、前述のように夜明けに観測されるこも一日も欠測がなく、今日まで127年の歴史をもつ。

とが多い。これは、太陽放射のない夜間は、地表面から

2017年には、世界気象機関（WMO）によって、国内唯の放射により地表面温度が低下し、熱伝導によって最一の「百年観測所」に認定されている。また、日本の平低気温が観測されるからである。

均気温偏差を算出する15地点のひとつでもある。

さらに、極端に朝の最低気温が低くなる条件として、さて、石垣島の年平均気温、年平均日最高気温、及び近藤[3]は夜間の①晴天、②微風、③新雪が積もるなど

年平均日最低気温のグラフ（第１図）をみると、1910～

地表面の熱容量と熱伝導が小さい、④上空に強い寒気

20年代にかけての20年間は、日最低気温が極端に低くが入るなど大気全層が乾燥していて大気放射量が小さなっていることがわかる。これに対して、平均気温と日いことを挙げている。いわゆる「放射冷却」が強いとき

最高気温には、日最低気温にみられるような低下はみといってよいだろう。

られない。
本調査では、この極端な日最低気温がどうしてもた4.

らされたかを探るものである。

日最低気温と他要素の比較

石垣島で観測された日最低気温と他の関連した要素を比較してみる（第２図）。
日最低気温マイナス平均気温（オレンジ）をみると、1912年あたりから差が開いていき、1923年に最大となった後、約１℃ジャンプして戻る。1923～1928年の半ばまで差が維持されるが、1928年半ばに約２℃のジャンプがあり、1910年あたりの差に戻っている。この日最低気温と平均気温との差にみられる変動は、他の要素にはみられないものである。
もし、極端な日最低気温が放射冷却によってもたら

第１図 石垣島における日最高気温、平均気温及び日最されるならば、冬季の晴天日に現れるはずであるが、最低気温の長期変化傾向

低気温は年変動はもたないことから、この変動要因は可能性が低いと考えられる。

2.

使用したデータ

使用したデータは，気象庁ホームページにある石垣島の年・月平均気温、日最高気温、及び日最低気温である。また比較のため、石垣島の気象百年[1]にある月平均沿岸水温、並びに石垣島気候表[2]にある最低接地気
温も使用した。
3.

日最低気温が極端に低い要因

日最低気温は、現在では１分ごとの観測値のうち、最低のものを選んでいる。しかし、今日のようなデジタル

第２図 石垣島における日最高気温－日最低気温、日最の自動観測装置のない黎明期には、アルコール温度計

高気温－平均気温、沿岸水温－平均気温、最低気温－平均の中に指標を仕込ませた最低温度計（寒暖計）を用いて、気温及び日最低接地気温－平均気温の長期変化傾向

期間中の最低気温を記録していた。最低気温が観測さ（1906～1935 年月別）

れることが多い夜明け以降の早朝に、一日一回の観測

5なお、当時の月報をみると、日最低気温の月極値が観うに扱うかは、石垣島だけでなく日本の気候をどう解測された日は雨天が多く、日変動（4時間ごとの観測値）

析するかに関わり、議論をしていくべきと考えている。

は小さいのに、日最低気温のみ低くなっている例が散
見される。

参考文献
[1] 石垣島地方気象台, 1996, 石垣島の気象百年, 216pp.

当時は、同型の最低温度計を用いて、日最低接地気温も観測していた。観測された接地気温が、熱伝導によっ[2] ――, 1968, 石垣島の気候表, 琉球政府, 379pp.

て気温に反映される。極端な日最低気温が観測される[3] 近藤純正, 2011, 放射冷却―最低気温，結氷，夜露―,
天気, 58(6), 75-78．

なら、日最低接地気温にも同様の変動があるはずだが、[4] 石垣島測候所, 事務報告（明治30年～大正4年）

それも観測されていない。
極端な日最低気温低下がみられる期間に、石垣島で顕著な気温の低下があった可能性は、日最高気温と平均気温との差に長期変化が全くみられないこと、また外的影響が大きい沿岸水温と平均気温との差にも年変動があるだけで、長期変化がみられないことから、却下
される。
5.

考察

石垣島で1910～20年代に観測された極端な日最低気温の低下は、他の関連する要素にはみられず、また放射冷却によってもたらされたものでもないと考えられる。
当台に残る報告[4]によれば、1910年9月に最低温度計の交換が実施されており、これは徐々に日最低気温が低く観測されるようになった時期と符合している。このことから想像するに、交換した最低気温が徐々に不具合を起こしているのに気が付かずに、約20年もの間観測を続けていた可能性が高いと考えられる。
しかし、ひとつ疑問がある。最低温度計は、アルコー
ルの先端が現在気温を示す。毎朝の最低気温観測時に、現在気温と最低温度計の現在の示度が2～3℃ずれてい
れば、気付いて然るべきと考える。因みに最高温度計は、
それまでの最高気温を指したままなので、ずれがあっても気が付かないこともあろう。
当時は、岩崎卓爾所長（技手）と地元出身の識名信次・
瀬名波長宣（ともに雇）の3名体制が20年続いている。
この間、一日6回の観測でよいところを、岩崎の指示で24時間観測をしたり、生物の調査などに取り組んだりと、かなりの変則的な勤務で慢性的な疲労があったと思われる。また、観測されたデータを吟味するということも行われていなかったのではないかと推測する。
1928年より、漢那長著や正木任らが新たに測候所に加入し、観測手法の点検がようやく実施されたと考えるのは想像にすぎるだろうか。
石垣島の観測データは、永年気候観測のひとつであるので、日最低気温といえども「観測の誤り」であった
ことの衝撃は大きい。今後この期間のデータをどのよ6

2023 年 4 月 19 日前線暖域内における沖縄本島地方の大雨事例
平良 直樹、福原 幸将、小濱 俊朗、中野 優子、鈴木 史記、大城１

智幸（沖縄気象台）

はじめに
2023 年 4 月 19 日に前線の暖域内でライン状の降水が発生し、沖縄本島地方は大雨となった。数値予報では、このライン状の降水が沖縄本島地方を通過する予想はなかった。本調査では、暖域内で発生したライン状の降水の環境場や構造を解析するとともに、数値予報とレーダーエコーやメソ解析等を比較することで、実況監視や予報修正につながる特徴を見出すことを目的とした。
２

調査方法
観測データや天気図、客観解析を用いて現象の構造を解析し、数値予報と比較を行うことで、数第２図

久米島 観測値(19 日 18 時～20 日 06 時)

値予報が予想できなかった降水現象の特徴を明ら

久米島では、発達したレーダーエコーの通過時に気温と露点の急降下、風向が南西から北西へ変かにする。

化、気圧の上昇が見られ（第２図）、名護でも同様
３な変化が観測された（図略）。那覇では、発達した事例の概要
4 月 19 日 21 時には東シナ海に低気圧があってレーダーエコーの通過直前に気温と露点の急降下

東に進んでいた。また、華南から東シナ海を通っがあり、風向は南南西から北西へと変化した。気て奄美付近には停滞前線がのびており、沖縄地方

温と露点、風向の変化から、積乱雲からの冷気外は前線の暖域内にあった。19 日 15 時頃から前線出流によるものと考えられる（図略）。

の暖域内にあたる東シナ海では、レーダーエコー（２）環境場がライン状となって東進し、19 日夜のはじめ頃か

前線の暖域内で対流活動が活発だった沖縄本島

ら 20 日未明にかけて沖縄本島地方を発達したレの西海上では、台湾南北周りの収束が存在し、温ーダーエコーが通過した（第１図）。発達したレー度勾配は不明慮であったが、南北方向の比湿差はダーエコーの通過に伴って、日最大 1 時間降水量

2g/kg あり、水平水蒸気勾配が明瞭であった。20は、名護で 50.5 ミリ（19 日 22 時 20 分）、那覇で

日 3 時の海面水温（SST）の分布では、黒潮の流路

52.5 ミリ（20 日 0 時 10 分）を観測した。

に沿って海面水温の高い領域が分布しており、比4 月 19 日 21 時

湿の高い領域の分布と形状の類似がみられた。黒4 月 19 日 21 時

潮が、比湿の高い領域の形成及び水平水蒸気勾配の形成に寄与したことが考えられる（第３図）。

4 月 19 日 21 時

4 月 20 日 3 時

第１図 ４月 19 日 21 時の地上天気図(左)と降水強
度・アメダス風(右)

４

調査結果

（１）観測データによる事例解析

第３図

7

19 日 21 時の比湿(左)・海面水温(右)また、メソ解析における沖縄本島付近の南北方であった（第６図）。19 日の沖縄本島地方の１時

向の相対湿度鉛直断面（19 日 21 時）は、加藤（2020）

間降水量ガイダンスでは、GSM で 30 ミリ程度、MSMによる「西日本で見られる梅雨前線帯の特徴」に

で 20 ミリ以下であり、非常に激しい雨が沖縄本

類似しており、沖縄本島地方は大雨の起こりやす

島を通過する予想はなかった。

い環境場となっていた（第４図）。

（５）ライン状の降水が東進したことの考察
沖縄本島付近は、中層（700hPa）は西南西風、地上付近は南西風となっていた。個々の CB の移動方向は、概ね中層風と下層風と間の北東となっており、移動した CB の南側には新たな CB が発生していた。新たな CB の発生は、那覇での観測結果を踏まえると、CB からの冷気外出流と下層風の収束により発生したものと推察できる。ライン状の降水域の東進は、500hPa のトラフの東進に加え、新たな CB の発生が繰り返し起きることによると

第４図

19 日 21 時の相対湿度と風の鉛直断面図

考えられる（第７図）。

（３）対流雲を発達させた要因
毎時大気解析（第５図）を見ると、沖縄地方は300hPa では明瞭な発散場となっており、500hPa では西風と西南西風のトラフの前面にあった。これ
らが対流雲を発達させ、500hPa トラフの東進とともに降水帯も東へ移動したと考えられる。
第７図

５

レーダーエコー（19 日 22 時 20 分～23 時）

まとめ
この事例の環境場は、沖縄本島付近は 300hPa で発散場、500hPa トラフの前面にあり、台湾南北周茶線：トラフ、紫矢印：流線

りの収束が存在していた。黒潮が台湾南北周りの第５図 19 日 21 時の解析雨量と毎時大気解析（風）（左：300hPa、右：500hPa）

比湿勾配形成に寄与することで、沖縄本島西海上（４）数値予報モデルの問題点

で比湿勾配が明瞭であった。相対湿度の鉛直断面

19 日 06UTC 初期値における GSM と MSM では、前構造は、「西日本でみられる梅雨前線帯の構造」に

線の暖域内に台湾南周りの南西風と北回りの西南類似しており、大雨の発生しやすい環境であった。

西風の収束による降水予想（GSM RR3、MSM RR1 で

数値予報は前線の暖域内にライン状の降水域と20 ミリ）があったが、この降水域が沖縄本島地方

激しい雨の予想はあったが、沖縄本島地方を非常を通過する予想はなく、初期値が更新しても同様に激しい雨が通過する予想はなかった。実況では沖縄本島地方をライン状の非常に激しい雨が通過した。ライン状の降水域の東進は、500hPa のトラ
フの東進に加え、個々の CB からの冷気外出流と下層風の収束により新たな CB の発生が繰り返し起こったことが原因と考えられる。

第６図 19 日 06UTC 初期値の GSM の風・気圧・３時間
降水量(左)と MSM の風・気圧・１時間降水量(右)参考文献加藤輝之(2020)：図解説

8中小規模気象学, 145

2023 年 3 月 22 日線状降水帯による沖縄本島地方の大雨事例
中野 優子、鈴木 史記、大城 智幸、平良 直樹、福原 幸将、小濱 俊朗（沖縄気象台）
１

はじめにもあったが、沖縄本島地方の島上での 3 時間降水2023 年 3 月 22 日明け方の線状降水帯による大量は、20mm 前後の予想とこちらも過小だった。な雨は、早期注意情報の発表がない状況で、警報発

お、参考までに第 1 表にステージ毎（発生～衰退表に至った事例である。予報技術や実況監視だけ期）の解析雨量（R1）帳票を示す。

でなく、防災上の観点からも線状降水帯が発生し第1表

解析雨量（R1）の帳票た環境場や構造を理解し、実況監視手法や数値予報資料の修正につながる特徴を見出すことを本調査の目的とする。
２

調査方法
客観解析データや観測データを用いて事例解析

４を行い、環境場や降水系の特徴を整理した。
３

事例の解析結果
上層では、ショートトラフに対応した暗域が東

事例の概要

シナ海を東進していた。トラフ前面では 2PVU 以

2023 年 3 月 21 日から 22 日にかけて、沖縄地方

上の高渦位が分布しており、前面で上昇流を励起

は華中から日本の南にのびる停滞前線の暖域内にしていたと示唆される。発達期では、上層の発散位置し、前線に向かって暖かく湿った空気が流れ場が最も強まった。これは下層収束により発達し込んでいた（第 1 図左図）。沖縄本島地方では、22た対流雲だけでなく、高渦位による上昇流強化も

日明け方に線状降水帯が発生し（第 1 図右図）、名発散場の強化に寄与した可能性がある（第 2 図）。

護地区や国頭地区では猛烈な雨が解析された。ま

最盛期では、高渦位は沖縄本島を通過し、暗域はた、22 日 3 時 29 分に「顕著な大雨に関する沖縄

次第に不明瞭となった。最盛期以降、乾燥域が南地方気象情報」が発表され、名護では日最大 1 時部にかかり、上空が乾燥していたため（図略）、南間降水量 62mm を観測するなど 3 地点で 3 月の極値を更新した。一方、GSM・MSM ともに降水が顕著になる前の初期値（21 日 06UTC）では、低気圧性
循環や降水を実況より北寄りに予想していた。更
に、最盛期（22 日 3 時）の沖縄本島地方の島上での GSM の 3 時間降水量、MSM の 1 時間降水量は、ともに 10mm 前後の予想と過小だった。また、MEPS
では最盛期（22 日 3 時）の低気圧性循環や降水の広がりを実況に近い位置に予想しているメンバー

第2図 各ステージにおける水蒸気画像（上図）、
メソ解析による250hPa面の高度・風と345K等温位
面渦位（中図）、メソ解析による250hPa面の200km
平均の発散（下図）※図の青破線は暗域。

第1図 2023年3月22日の地上天気図（左図：09JST）と3時間降水量（右図：0320JST）※右図の赤楕円は線状降水帯の雨域。

9

部では対流雲が発達しづらく、本島北部や中部に降水域が停滞した一因と推測される。
下層では、各ステージにおいて台湾南北周りの流れが沖縄本島地方付近で収束しており、台湾東海上から高相当温位が流入していた。更に 500m 高度の相当温位は、338K と高相当温位が沖縄本島地第4図 線状降水帯発生前（21日0時）から発生期（21日21時）までのメソ解析による500m高度の気温と相当温位※図の黒楕円は温度集中帯（傾圧帯）。

方に流入していた（図略）。下層シアーの強まりについては、発生期には沖縄本島地方の北西海上に
低気圧性循環が解析され始めた。発達期には、この低気圧性循環がやや発達しながら東北東進した水帯の調査研究で示さため、沖縄本島地方では強い南西風（35kt）が卓れ た 2 ～ 3℃ 差 ほ ど 明

越し、低気圧性循環に伴う北西風と南西風の下層

瞭ではなかった。22 日

シアーが強まり降水強度が強まった。最盛期には、未明から明け方にかけ

低気圧性循環が沖縄本島地方の北西海上に位置し、ての名護のアメダス時

より南西風を強めていた。その後、低気圧性循環

系列では、22 日 2 時 41

は東北東進し、収束位置が北側に移ったため、線分に最大降水強度状降水帯は北上したと推測される（第 3 図）。

150mm/h の強雨を含む

第5図 線状降水帯が顕在化する前の時間帯（22日1時）におけるアメダス気温（高度補正値）とレーダーエコ

海上では、黒潮が台湾東岸から東シナ海を抜け、雨が降り、その後気温

屋久島付近で南へ蛇行して日本の南岸を通っておは約 1℃低下し、風向り、海面水温の温度傾度は、黒潮流路の北側で顕は北寄りに変わった著になっている（図略）。500m 高度の気温は、海（図略）。これらの事から、線状降水帯の最盛期の面水温に対応して、台湾の北海上から九州南部に冷気塊の広がりについては、降水がもたらしたと

温度集中帯（傾圧帯）があった（第 4 図）。これは、推測される。以上の事から、下層の南西風が冷気

Xu et al.（2011）が調べている黒潮と大気下層の塊を滑昇し、持ち上がることで積乱雲を発生させ対応と一致する。また、九州南岸から奄美地方にた。また、冷気塊の存在が本島北部や中部で降水

かけては、線状降水帯発生前に低温域が存在して域を停滞させた一因であると推察される。
線状降水帯について、ストームに相対的なヘリいた。
地 上 では 、 本 島 北 部の 気 温 が南部 に 比 べて 約

シティは、発生期にはメソ低気圧近傍で高くなっ

1.5℃低く、降水域の北側に冷気塊の存在が示唆さており（図略）、発達期（22 日 2 時）の名護のホれる（第 5 図）。なお、鈴木ほか（2022）の線状降

ドグラフは、下層から上層に向けて鉛直シアー（時第3図 各ステージにおける高解像度降水ナウキャスト・950hPa面毎時大気解析（風）※図の円は低気圧性循環の位置を示す。矢印は、前ステージからの移動方向を表す。

10計回り）が明瞭であった（図略）。また、下層は南よりの風、中層は西よりの風であることからバッ
クアンドサイドビルディングにみられる構造的特徴があった。
５

まとめ
2023 年 3 月 22 日の線状降水帯による大雨について、事例解析を行った。環境場や降水系の特徴を整理し、線状降水帯が発生した環境場や構造の特徴を 4 段階に分けて概念図（総観場・メソスケール）を作成した（第 6 図、第 7 図）。概念図を活
第6図 概念図（総観場）
Phase1・Phase2について用した数値予報資料と実況の比較により、予報資料を修正して検討し、実況監視すべきポイントを捉えることにつながると考える。また、冬季～春
季の大雨事例の母数及び調査数が少ないため、今後事例を蓄積し、共通点を追求することが重要であり、実況監視のポイントやワークシートのより一層の高度化に繋がると考える。
（１）総観場の概念図
ア

Phase1：メソ低気圧発生

東シナ海の黒潮流域で下層温度傾度（傾圧帯）が存在し、その南側で台湾南北周りの暖湿気と高

第7図 概念図（メソスケール）
Phase3・Phase4について

気圧縁辺の南風が合流する。同じタイミングで上層に高渦位が流入し、下層に上昇流を励起することでメソ低気圧が発生する。
イ

Phase2：降水システムの形成

参考文献

メソ低気圧により、沖縄本島地方で南西風が強鈴木 史記, 渡真利 明, 中西 信彦, 中村 亮, 宮

化され、暖湿気流入が強まる。暖湿気は、沖縄本

城 ゆず, 2023: 沖縄本島地方の梅雨期における

島地方の北側の冷たい空気の上を滑昇し、積乱雲

中・上層北西流場での大雨警報事例の特徴. 沖縄を生成する。

技術ノート., (87), 1-8.

（２）メソスケールの概念図
ア

Phase3：線状降水帯の発生

Haiming

Xu, Mini Xu, Shang-ping Xie and

下層の南西風が冷気を滑昇し、持ち上がること

Yuqing Wang, 2011: Deep Atmospheric Responseにより発生した積乱雲は、中層の西風により東へ

to the Spring Kuroshio over the East Chinaと流される。同じ場所へ流入し続ける下層の南西

Sea. Journal of Climate., 24(18), 4959-4972.

風により、新しい積乱雲が発生する。
イ

Phase4：冷気塊による降水の位置固定※参考文献一部省略。

降水に伴い冷気塊が形成される。バックアンドサイドビルディング型であれば、降水域は北東方向へ広がるはずだが、冷気塊により同じ位置で降水が継続した。

11

太陽活動 27 日周期変動の成層圏への影響
発表者：榊原麻希
指導教員：久木幸治・伊藤耕介
1． はじめに
太陽放射は太陽の自転による 27 日周期変動により、紫外線帯域で数％変動する(図 1)。一方、可視光線帯域では、ほとんど変動はない(Rottman
et al. 2004)。紫外線は、特にオゾンが多い成層圏で吸収され、オゾンや気温への影響があると考図 2 季節別データのグループ分け

えられるが、その影響は定量的に評価されてこなかった。本研究では、長期再解析データを用

3．結果

いて、太陽活動 27 日周期変動に伴うオゾン量・極小期のオゾンは、10hPa の低緯度にオゾンの気温変動の空間分布を明らかにすることを目的

最大値 1.8×1010−5kg/kg が見られた（図３）。

とした。

年平均と 3 月～5 月平均では、極大期において 10～3hPa の 60°S～60°N でオゾンが 0.5%程度多かった（図 4～図 5）
。

1.10

1.02

160nm

260nm

図 1 27 日周期変動の極大期と極小期における波長ごとの放射照度比
図 3 極小期のオゾン

図 4 年平均オゾンの差2．データ・研究手法
太陽活動のデータは、紫外線の放射照度と相関が高いことが知られ、長期に観測が続いている
F10.7 を用いた(Matzke et al. 2021)。地球のオゾ
ン量・気温は、MERRA-2（NASA の全球大気再解析）を用いた。緯度 2.0°×経度 2.0°×気圧
面 42 層（高度約 60ｋｍ）であり、1989 年 1 月 1
日～2023 年 4 年 1 日の期間とした。F10.7 デー

図 5 3 月～5 月のオゾンの差

タの欠損値を前後の平均値で埋め、25 日～30 日の bandpass filter をかけた。出てきた値の日付か極小期の気温は、60°S～60°N では 1hPa 辺り

ら MERRA-2 のオゾンと気温を取り出した。値のに最大値で 270K が見られた（図 6）。年平均の上位 1000 個を極大期・下位 1000 個を極小期と

気温は、60°S～60°N 辺り・3 月～5 月平均は、した。また、季節別でデータを 4 グループに分け

40°S～40°N 辺りで極大期に気温の差が 0.2Ｋた（図 2）。

あるが変化は小さい（図 7～図 8）。また、オゾ12

ンと気温ともに、極域の変動は乱れていた。

図 9 3 月～5 月のオゾン
図 6 極小期の気温

図 7 年平均気温の差の差データ数 2 倍応答の時間差について確認した。ここでは、
内 部 現 象の 影響 等 を考慮 して北 半球 が 夏の 時
（６月～８月）のデータ数２倍にして解析を行った。太陽放射からのオゾンと気温の反応への時間差は、オゾンは 3 日後・気温は 4 日後がより

図 8 3 月～5 月の気温の差

反応が大きかった（図 10～図 13）。

4．考察とまとめ太陽からの紫外線に対し、オゾンが多く存在
する 10hPa より、少し上の 10～３hPa 辺りで応答が大きくなっていた。これは、太陽活動 27 日
周期変動で短波長ほど変化が激しく、短い波長
図 10 ６月～８月のほど高高度で大気に吸収されることが理由だと考えられる。また、低緯度～中緯度で変動が明
瞭なのは、低緯度に近いほど太陽放射時間が長

図 11 ６月～８月の

オゾンの差

気温の差

データ数２倍

データ数２倍図 12 ６月～８月の図 13 ６月～８月のかったためと考えられる。気温は、60°S～60°
N で上昇していたが、太陽放射以外の影響を受けており、時間差が生じている可能性があるため変化が小さいと考えられる。
極域の乱れや見かけの差が乗じる可能性があるため、３月～５月のデータ数を２倍にした。
結果として、データ数を２倍にした時の方が極小期のオゾン・気温の増加を減少させることができた（図 9）。また、極域での極大期と極小期

3 日後のオゾンの差

4 日後の気温の差

データ数２倍

データ数２倍の差が小さくなったため、極域で起こる急激な以上のことより、オゾン・気温ともに反応に変動現象である成層圏突然昇温の影響を強く受時間が生じる可能性があることが分かった。しけていることが分かる。

かし、オゾンの極大期の多い分布と気温の極大
期の高くなる分布では、高度・緯度ともに一致

13

していなかった点に注意が必要である。

5．今後の課題
結果の統計的有意性については、考慮しなければならない。また、３月～５月のオゾンの差では 50～10hPa 辺りで極小期の方でオゾンが増加していた。太陽活動２７日周期変動によるもの
か偶然に現れた結果によるものか、調べる価値があると思われる。

参考文献
G Rottman, L Floyd and R Viereck (2004 ) :Measurement of the Solar Ultraviolet Irradiance,
Solar Variability and Its Effects on Climate,
American Geophysical Union, 111-125pp.

14

2022 年台風第 11 号と熱帯低気圧との相互作用前後の構造・強度変化
津波古 和慶・山田 広幸 （琉球大学 理学部）
1. はじめに2022 年台風第 11 号は、この年最初のスーパー
台風で中心気圧 920hPa、最大風速 55m/s まで発達した（図 1）。

図 2. 台風の経路と糸数・石垣島レーダーからの距
離図 1. （上）中心気圧と最大風速（下）ERA5 から計算された鉛直シアー
図 3. 多良間島観測データ
内側壁雲・雲が無い領域のモート・外側壁雲を伴（上）最大風速・平均風向風速（下）気圧う 2 重壁雲構造や内側壁雲が消滅し、外側壁雲と2. データと解析方法置き換わる壁雲交換(Kanada and Nishii, 2023)、

本研究では台風構造の調査に、ひまわり 8 号に

熱帯低気圧との相互作用による接近・合体、そのよる赤外輝度温度・可視画像や気象庁レーダー

後の再発達に伴う内側・外側壁雲の再形成といっ

GPV、気象庁ドップラーレーダー3 次元格子デーた様々な構造変化があった。また本台風は、気象タを使用した。台風に相対的な接線風の調査に、庁が沖縄本島、石垣島に設置しているドップラー

気象庁メソ数値予報モデルの初期値を、環境場のレーダーから半径 150km 以内の領域を通過した

鉛直シアーの計算に ERA5 を、海面水温の調査にことで、台風本体の構造変化が直接観測された貴HIMSST を使用した。また、弊研究室が設置して重な事例であり（図 2）、弊研究室が多良間島に設いる多良間島のデータも使用した。

置している地上気象観測装置で気圧・風向・風速

3. 結果の急激な変化を観測している（図 3）。本研究では、

台風第 11 号に伴う雲域は、熱帯低気圧との合体

先行研究で未解明である熱帯低気圧との相互作用

前 8 月 30 日 2300UTC から 31 日 1100UTC まで

前後の構造や強度変化に加え、石垣島レーダーにの壁雲交換があった期間は、半径約 200km まで広接近した 9 月 3 日以降の構造変化について解析をがり、壁雲は半径約 12km だった（図 4）
。30 日

行う。

0000UTC には、台風の南 850km の位置していた
熱帯低気圧が相互作用により接近し、9 月 1 日
0000UTC には合体した(Wang et al., 2023)。合体

15

後は、半径約 600km まで拡大、壁雲も 20km まで

9 月 2 日以降、台風は北上を開始したことで、比拡大した（図 4）。

較的高い海面水温領域の通過、熱帯低気圧からの大量の水蒸気の供給により再発達し、内側壁雲は再発達し、外側壁雲は再度形成された。内側壁雲
は、半径 30km から 20km まで収縮、鉛直シアーの下流側（ダウンシアー側）で降水は強く 9 月 3
日 1100UTC 以降は同心円構造となった。
外側壁雲は、3 日 1130UTC から半径 300km 付
近のダウンシアーレフト側で発達していたレイン
バンドの軸対称化（図 6a）が進んだが、内側壁雲を完 全に囲うこ と はできな かった。そ の後、1200UTC から半径 200km 以内のダウンシアー側で発達していたレインバンドの軸対称化が進み、内側壁雲を完全に取り囲んだ。しばらくの間、内側壁雲から伸びるレインバンドが外側壁雲と繋がっていたが、2210UTC に内側壁雲と離れたことで完全に内側壁雲から切り離された第 2 壁雲とな

図 4. ひまわり赤外輝度温度の半径―時間ホフメった(図 6b)。

ラー図層状性の降水の下では接線風が加速され、進行方向右側で強く、対流がダウンシアーライト側で熱帯低気圧との相互作用により、台風の移動速強かった 1800UTC にはその下で接線風が強かっ

度が低下し、合体後の 9 月 1 日に停滞した。停滞た（図 7）。

したことで大気海洋相互作用としてエクマン湧昇aが起こり、通過後に海面水温が約４℃低下し（図5）、一時的な衰弱を引き起こした。また、衰弱による一時的な輝度温度の上昇も見られた（図 4）。

図 6a. 3 日 1255UTC レーダー反射強度

図 5. 台風通過前(３０日)から通過後(７日)の海面
水温変化量(℃)

16b

図 8. Yu et al. (2022) Fig.13. 一部加筆
図 6b. 3 日 2205UTC レーダー反射強度

第二壁雲形成の模式図
しかし、本事例では内側壁雲が発達中であったことと第 2 壁雲への発達中は内側壁雲と繋がっていたこと、熱帯低気圧との合体により、台風中心から離れた領域でも対流が活発であったことなどの異なる点も見られた。
参考文献
・Didlake et al. (2018) J. Meteor. Res., 75, 29092929.
・Kanada and Nishii (2023) SOLA, 19, 70-77.
・Wang et al. (2023) J. Meteor. Res., 37, 431-440
・Yu et al. (2022) J. Meteor. Res., 79, 1105-1125.
・気象庁 | 海水温・海流の知識 台風による水温の低下 (jma.go.jp)

図 7. 3 日 1800UTC 台風に相対的な接線風（色）と 20dBZ 以上のレーダー反射強度（等値線）
4. 考察
本事例は、Yu et al. (2022)で示されている模式図（図 8）と同様にダウンシアーライト側でレイン
バンドが発生し、ダウンシアーレフト側での層状性の降水、軸対称化し第 2 壁雲へと発達する点では同じだった。

172023 年台風第 6 号の進路と長周期流との関係
田中星音・山田広幸 (琉球大学 理学部 物質地球科学科)
1.

はじめに
台風は指向流(大規模な大気の流れ)によって移動層に内挿されてある。JRA-55 では、気圧やジオポテする。本研究の対象である 2023 年台風 6 号は特殊なンシャル高度、温度、相対湿度、(風の u,v,w)成分、経路を通った珍しいケースであり(図 1)、太平洋高

温位などのデータを取り扱っている。ここでは、フ気圧のへりに沿って移動する 7 月、8 月の特徴的なィルタ処理を行う前の環境場を作るために使用する。

移動経路とは異なる。台風進路に影響する流れはバ

この JRA-55 で得られた 10 日間から 20 日間で平ックグラウンド、マッデン・ジュリアン振動(MJO)ス

均を取った環境場にそれぞれフィルタ処理を行うこ

ケール、準隔週振動(QBW)スケール、および総観スケとで台風より長周期な流れを解析する。環境場を 20

ールの 4 成分に分解でき、それらを組み合わせるこ

日間で平均を取ったものにローパスフィルタ処理をとにより、台風の動きを説明できる(Wu et al. 2011)。

行うことで低周波成分(MJO スケール成分)を捉え、さらにモンスーントラフから形成されるモンスーン

環境場を 10 日間で平均を取ったものにローパスフ

ジャイアは台風の動きに関係している(Wu et al.

ィルタ処理を行うことで相対的に高周波成分(総観2013)。ここでいう MJO スケール、QBW スケール、モスケール)を捉える。さらに 2 つのフィルタ処理されンスーンジャイアはそれぞれ 30～60 日の周期、10～たものを環境場から引くことでバンドパスフィルタ

20 日間の周期、2 週間程度の寿命として定義してい処理を行い、それ以外の流れ(QBW スケール成分)をる。これらの台風より時間スケールの長いものを見捉える。これらの方法で今回の台風 6 号の進路に影ていくことで台風の進路決定の理解を深める。

響を与えた時間スケールの大きい流れを捉える。先行研究とは異なり台風自身の渦を消す作業をしていないため、不確実性があることに注意する必要があ
る。

3.

結果と考察
図 1 に 700hPa における 8 月 3 日 12UTC を中心に

MJO スケール成分の風場を示す。図 2 は 500hPa における 8 月 3 日 12UTC を中心に QBW スケール成分の風場を示す。図 3 は 850hPa における 8 月 2 日 12UTC を中心に総観規模の風とモンスーンジャイアの風場を示す。それぞれ先行研究と同じような特徴を持つ図になったため本事例も関係があるといえる。

図 1：JRA55 による台風 6 号(2023)の経路と700hPa における 20 日間平均をとりローパスフィル
タ処理された風場

台風が MJO スケールの渦の中心付近に位置しているときに東向きへ進路変更があった(図 1)。3 日時点

青丸は進路変更のあった時の台風中心を示す

で台風中心が MJO スケールの渦の西側にずれていた
ため北東風の影響を受け、北向きの成分が減少した

2.

データと解析方法

と考えられる。また常に台風中心が QBW スケールの本研究では、気象庁 55 年長期再解析データ(JRA-渦の中心付近に位置しており、さらに 8 月 2 日時55)を主に使用している。これは、1958 年以降の観測点では合体して同心円状の渦になっている(図 2)。

データを解析の対象とした長期再解析プロジェク

2 つの渦が合体すると渦の南東側で南西風が強化トである。解析時間間隔は 6 時間(00,06,12,18UTC)されるため(Wu et al.2011)、台風の東向きの成分をで、水平解像度は緯度 1.25 度×経度 1.25 度、鉛直強化したと考えられる。図 3 は総観規模の風とモン方向には最下層 1000hPa から最上層 1hPa までの 37

スーンジャイアが 2 日に渦と合体していることが分18

かる(図 3)。2 つの渦が合体すると西向きの成分が減くことでこの特殊な経路を通った台風 6 号について少する(Ito et al 2020)ため、台風の西向きの成分の理解が深まると考える。

が減少したと考えられる。以上のことから MJO スケ
ール成分、総観スケール成分から北西向きの成分が減少し、QBW スケール成分から東向きの成分が強化されて今回のような進路を通ったと考えられる。

図 3：10 日間平均をとりローパスフィルタ処理された 850hPa における風場
青丸はその時の台風中心を示す(上):2023 年 8 月 2 日 1200UTC(下):2023 年 8 月 3 日 1200UTC
図 2：10～20 日間平均をとりバンドパスフィルタ処理された 500hPa における風場

4.

参考文献

青い台風マークはその時の台風中心を示す

Ito K., C. Wu, K. T. F. Chan, R. Toumi, C.

(上):2023 年 8 月 2 日 1200UTC

Davis, 2020: Journal of the Meteorological(下):2023 年 8 月 3 日 1200UTC

Society of Japan.98(1), 5-17
Wu, L., H. Zong, and J. Liang, 2011: J. Atmos.

まとめSci., 68, 3012-3031.

調査の結果、それぞれのフィルタ処理した風場を見てみると先行研究述べられた特徴と一致していた。
今回は、台風の構造や台風と同じ時間スケールでの

Wu, L., H. Zong, and J. Liang, 2013:J. Atomos.
Sci., 70, 1023-1034.

現象には注目していないため今後はそれらを見てい192017 年 11 月 17 日糸満市摩文仁で発生した突風の原因推定
仲石圭吾・山田 広幸（琉球大学

1. はじめに状の降雨域を観測することができた。
（図 2）。

2017 年 11 月 17 日 19 時 15 分ごろ、糸満市摩文仁で風速約 30𝑚𝑠

理学部）

これらの結果から、突風発生時に上空を通の突風が発生過していた積乱雲は、スーパーセルであるした。沖縄気象台は、この突風の現地被害調ことがわかった。

査として、近隣住民への聞き取り調査と被図 3,4 は、糸数レーダーによって観測さ害状況確認を行った。その結果、証言と被害れた、突風発生 30 分前と突風発生時刻の状況からこの突風をもたらした現象につい

メソサイクロンのドップラー速度の鉛直断て、竜巻の可能性を示唆しつつも、「被害や面図である。突風発生 30 分前の図 3 を見

痕跡、聞き取り調査から、被害をもたらした

ると、メソサイクロンは太く浅い構造をし現象を特定できる情報が得られなかった」ている。一方、突風発生時刻の図 4 を見ると、突風の原因は不明としている。

と、メソサイクロンは柱のような形状をし本研究では、レーダーや再解析データ、局ており、細く⾧い構造をしていることがわ

地観測データを用いて、突風発生時に上空かる。この渦の伸⾧によって渦度が急増加

を通過していた活発な積乱雲の解析行い、（図 5）しながら突風発生時上空を通過し上空の状況も加味して突風の原因を推定すていた。このことから、突風の原因は竜巻る。

の可能性が高いと思われる。

2.データと解析方法

4. まとめと今後の課題

本研究では、積乱雲の解析をするために、突風発生時に上空を通過していた積乱雲

気象庁糸数レーダーの観測データを用いた。

を解析した結果、積乱雲はスーパーセルでまた、積乱雲に伴う局地前線をとらえるたあることがわかり、スーパーセル内のメソ

めに、地域気象観測システム（アメダス）のサイクロンによって竜巻が発生した可能性

データを用いた。環境場を評価するためのが高いと考えられる。本事例のメソサイク

ホドグラフの作成、積乱雲を評価するため

ロンは分裂をしており、分裂が突風発生にの SReH(Storm Relative Helicity)の計算、影響を与えている可能性は高いと考えられ

ス ト ー ム モ ー シ ョ ン の 計 算 に は 、 ERA5

る。このことから、メソサイクロンの分裂（ECMWF Reanalysis 5）のデータを用いてのメカニズムについては今後研究していくいる。

価値が十分にあるだろう。

2. 結果

参考文献

ドップラー速度から、高度 1.0km に低気・Edwin J. Adlerman, KelvinK.

圧性の循環を持ったメソサイクロンを観測

Droegemeier, and Robert Davies-Jones,

することができた（図 1）。このメソサイク

1999: A Numerical Simulation of Cyclic

ロンは、分裂をしながら 1755JST~2055JST

Mesocyclogenesis. J. Atmos. Sci.,56 2045-の３時間の間構造を維持した。反射強度分

2069

布からは、フックエコーと呼ばれる、フック

・Maddox, R. A, 1976: An evaluation of20

tornado proximity wind and stability date.
Mon. Wea. Rev., 104, 133-142
・Trapp, R. J., G. J. Stumpf and K. L.
Manross,2005: A reassessment of thepercentage of tornadic mesocyclones. Wea.
Forecasting, 20, 680-687
・気象庁, 2017: 現地災害調査報告 平
成 29 年 11 月 17 日に沖縄県糸満市及び南図 3. 突風発生 30 分前のメソサイクロン

城市で発生した突風についての鉛直断面図

https://www.data.jma.go.jp/okinawa/home/pdf/2017/1117_toppu_houkoku.pdf
・日本気象学会 気象研究ノート第 243 号
竜巻を識る 1-18, 47

図 4. 突風発生時のメソサイクロンの鉛直断面図

図 1. ドップラー速度（風速を示す）

図 5. 渦度の急増化

図 2. 反射強度分布（降雨域を示す）

21

二重偏波レーダー・ラジオゾンデ・Rainscope を用いた
2023 年 6 月 14 日の沖縄県での大雨事例の解析
渡邉朱里・山田広幸（琉球大学 理学部物質地球科学科）
1.

研究の動機・目的
豪雨や台風等によってもたらされる自然災害への対応は喫緊の課題となっている。気象庁では、線状降水帯の予測精度向上に向けた数値予報技術の開発を進めている。豪雨予測において重要なことの一つは、雲の微物理過程、特に降水粒子の雲物理過程での力学、熱力学的フィードバックの再現性である。しかし現段階では雲物理に関する観測が少なく、観測データを基にした雲の中の構造や現象理解は十分でない。そのため数値モデル
による再現も難しい。そこで本研究では、二重偏波レーダー、ラジオゾンデ、Rainscope のデータが揃った大雨事例の解析を行い、降水粒子の鉛直分布を明らかにする。また各データの対応関係を調査することも目的とする。
2.

データと解析方法
主なデータは気象庁糸数レーダーで取得された二重偏波パラメータの反射因子差𝑍𝑑𝑟と偏波間
相関係数𝜌ℎ𝑣、ラジオゾンデの気圧、気温、湿度、Rainscope で取得した粒子画像である。Rainscopeのデータが取得できた放球後約 30 分について、
その他のデータも含め詳細に解析した。雨滴の大きさの計測には、「ビデオゾンデ画像解析処理ソ
フトウェア『雨滴ちゃん』」を用いた。

3.

結果と考察
Rainscope の 観 測 は 2023 年 6 月 14 日
16:30~17:00JST で行われた。この時、梅雨前線は
沖縄本島のすぐ南に停滞しており、下層での南からの暖湿気の流入や、上空の寒気の影響で、那覇では 24 時間の雨量が 144.5 mm(6 月の月平均降水量の約半分)を記録した。また 16:00~17:00 頃には雷も記録された。
観測の結果、Rainscope では 387 個(雨滴 363 個、融解粒子 24 個)の降水粒子を捉えることができた。
図 1 からはラジオゾンデ観測による気温 0℃高度が約 5500m に存在し、この高度より上空で融解粒子が撮像できたことが分かる。
糸数レーダーの偏波間相関係数𝜌ℎ𝑣からは融解層の存在を示唆するリング状のブライトバンドが確認できた(図 2)。ブライトバンドの高度を計算すると 4482～5336m であり、0℃高度よりも低い高度から 0℃高度付近まで約 900m の厚みがあった。実際にブライトバンド高度に存在していた粒子の画像を図 3.b)に示した。今回の観測では、
ブライトバンド高度の粒子は全て球形か楕円形の液体粒子であり、融解粒子と判別できるものは存在しなかった。
ラジオゾンデ、Rainscope、二重偏波レーダーの比較から、ラジオゾンデが観測した気温 0℃高度よりも上空で Rainscope は「固体粒子が部分的に融けた固体に近い融解粒子」を捉えていたのに対し、二重偏波レーダーは「表面が水膜で覆われ大きくなった、液体に近い融解粒子」を捉えていたと考えられる。

観測データなし

0℃高度

図 1.(左)6 月 14 日 07:30 放球ゾンデの SkewT-logP ダイヤグラム。赤実線が気温、赤破線が露点温度。 (右)降水粒子の直径と高度の分布図

22気象庁ではブライトバンドについて、気温が 0度となる高度付近の、みぞれ(雪が融けて雨と雪が混ざったもの)が存在している領域で、それよ
りも上層・下層と比べて局所的に強いエコーが気象レーダーによって観測されたものと説明している。しかしながら、今回の観測でブライトバン
ドの高度にみぞれは存在していなかった。このことから、二重偏波レーダーは融解粒子より下層に存在する大雨滴で強いエコーを示し、融解層の高度を低高度に示す可能性が考えられる。
次に降水粒子の鉛直分布については、地上から
気温 0℃高度までは雨滴が存在し、0℃高度より上
空では融解粒子が確認できた。空間に分布していた雨滴サイズごとの頻度分布は図 4 に示した。雨滴の数は高度 2~3km が最も多く、次いで 4.5km 付
近も多くの粒子が存在していた可能性があった。
また高度 2~4km では直径 1.5~2.0mm の雨滴が多いと分かった。1mm を超えた大きい雨粒は併合過程 によ る成長 が主 となる こと から、 特に 高度
2~4km は凝結過程より併合過程が顕著だったと考えられる。地上に近づくにつれ、大きい雨滴よ
りも小さい雨滴の割合が大きくなることも解析
結果からは判明しており、これは雲底高度の推定から鑑みて、雨滴の蒸発の影響だと考えられる。
また融解粒子が確認できたことから、それより上
空での氷晶等の固体粒子の存在も示唆され雷の記録とも整合的であった。
最後に、本事例と同様、梅雨前線が沖縄付近に位置していた 2011 年 6 月 1 日の観測事例(Suzuki
et al., 2012)と比較をする。雨滴が存在する最高高度は一致していたが、雨滴が存在する限界の気温は本事例の方が 3.5℃ほど高かった。高度ごとの分布については、2~3km に捕捉された雨滴数が最も多く、上空に行くほど雨滴数が減っていくとい

図 2. 偏波間相関係数𝜌ℎ𝑣▲は糸数レーダーの位置、★は 07:55UTC における Rainscope の位置。Rainscope の高度はブライトバンドの高度とほぼ一致している。

図 3. Rainscope で取得した粒子画像

図 4. 各高度での雨滴サイズごとの頻度分布

23う傾向はどちらの事例にも共通していた。しかし、Suzuki et al. (2012) では 2~4.5km まで直径 3mm 程度の雨滴が存在していたのに対し、本事例では3~4km は約 2mm 以下の雨滴しか存在していないという相違点もあった。
また 2 つの観測結果で大きく異なる点として、
0.5mm 以下の粒子の捕捉数が挙げられる。Suzuki
et al. (2012) では直径 0.3mm 以下の粒子だけでも20 個以上観測されていたが、本研究で観測された
0.5mm 以下の粒子は 2 個だった。ビデオゾンデを用いた観測事例(大石ら 2019, 渡邉ら 2013)の結果を確認しても 0.3mm 以下の粒子が 20 個以上観測された一方、Suzuki et al. (2023)で Rainscope を用いて観測された結果では本観測と同様、0.5mm以下の粒子はほとんど捕捉されていなかった。このことから、Suzuki et al. (2012)と本観測で 0.5mm以下の粒子の捕捉数が大きく異なっていた要因
は、観測器の違いがあったことも考えられ、ビデ
オゾンデと Rainscope の粒径のデータを比較する
際は観測器の特性の違いについて注意が必要で
ある。

24

4.

まとめ
3 種類のデータの対応関係については融解層高度を軸に調査を進めた。ラジオゾンデで観測された気温 0℃高度に対し、Rainscope の融解粒子画像はやや上空で撮像されていた。一方で二重偏波レ
ーダーのブライトバンドは 0℃高度よりも低い高度から 0℃高度付近まで約 900m の厚みの融解層を捉えていた。粒子画像と比較すると、レーダー
は融解粒子より下層の大雨滴で強いエコーを示し、融解層の高度を低高度に示す可能性がある。
降水粒子の鉛直分布については、地上から気温0℃高度までは雨滴が存在し、0℃高度より上空は融解粒子が確認できた。雨滴の大きさは地上に近いほど小さく、これは蒸発の影響と考えられる。
撮像された雨滴の数は 2~3km が最も多かった。また高高度で融解粒子が確認できたことから、それより上空での固体粒子の存在も示唆され雷の記録とも整合的であった。
引用文献
Suzuki et al. (2012), SOLA, 8, 1-4.
Suzuki et al. (2023), SOLA, 19, 261-268.
大石ら(2019), 土木学会論文集 B1 (水工学), 75(2),I_1177-I_1182.
渡邉ら(2013), 水文・水資源学会研究発表会要旨集
水文・水資源学会 2013 年度研究発表会, 106.

2023 年台風第 6 号通過後に発生した那覇空港の低シーリングと海面水温との関係
鈴木竜馬、仲井間憲李（那覇航空測候所）
１

はじめに

8 月 10 日朝はシーリングが顕著に低下し、一時那覇空港では、2023 年台風第 6 号が通過し雨が100ft を観測した。MSM で当時の状況を確認する

止んだ後に、シーリング（雲量 5 オクタス以上のと、那覇空港上空の 950hPa 付近には安定層があっ雲底高度）が 1,000ft 未満の状態（以下、低シーて、安定層の下では湿度 95％以上、850hPa より上

リングという）が、断続的に数日続いた。このこでは湿度 80％未満で相対的に乾燥している構造とは、飛行場予報作成の基礎資料であるガイダンが見られた。これらはワークシートの判定条件をスでも予想されていなかった。本調査の目的は、おおむね満たしていた。さらに、台風周辺の中上低シーリングの事例解析及びガイダンスで予想で層雲が那覇空港上空から過ぎ去っていて、St の雲

きなかった要因を明らかにすることである。

頂からの放射冷却が効いたことが、シーリングの顕著な低下に寄与したと考えられる。

２

事例の概要及び解析
那覇空港における台風通過前後のシーリング及３

ガイダンスの予測

び降水の有無を第 1 図に示す。那覇空港では台風

MSM 雲ガイダンスの予測では、7 日 15UTC 初期

本体の雨域から抜けた 8 月 7 日朝から 8 月 10 日値までは低シーリングを予測できなかったが、7朝にかけて断続的に低シーリングとなった。予報日 18UTC 初期値以降ではシーリング 1,000ft 前後

現業で活用している低シーリングのワークシート

を予測し実況に近くなった。MSM の 15UTC 初期値

では、海面水温と地上露点温度の差を判定条件のでは前日（6 日）に解析された海面水温が使用さ一つとしている。地上露点温度は台風通過前後でれ、18UTC 初期値では当日（7 日）に解析された海

26℃程度とおおむね一定だったが、海面水温は沖面水温が使用されている。両日の海面水温解析値

縄周辺海域で台風通過後に 2～4℃ほど低下し（第を比 較す る と、 ７日 の 解 析値 は東 シ ナ海 南部 で２図）、台風通過後の海面水温と地上露点温度の差

１℃低下していた。このことが、モデル内での大は沖縄地方の広い範囲で 2℃以下となった（第３気下層の気温や湿度の表現に影響し、低シーリン

図）。このことが、台風通過後に発生した低シーリ

グ予測の有無を分けたと考えられる。

ングの主な要因と考えられる。

第１図

台風通過前後の那覇空港のシーリング及び降水有無の観測
日付ラベル位置が 00UTC（日本時間 9 時）を示す

25

４海面水温解析値の妥当性
東シナ海南部における海面水温解析値（HIMSST）と台風中心からの距離を第４図に示す。海面水温低下が台風による強風に引き起こされることを考慮すると、台風接近前から最接近にかけて水温がほぼ変化しないことは不自然である。最接近の後、台風中心からの距離が約 500km に離れたときに水温は低下を示している。約 500km という距離は、
台風の雲域の半径に対応していた。海面水温解析に用いる衛星観測の特性上、厚い雲域や強風・強雨域では海面水温の測定ができないことから、台風の雲域の下での水温変化が解析値に反映されて第３図いなかったと考えられる。
沖縄周辺海域のアルゴフロート（海洋観測機器）

海面水温と地上露点温度の差（SST-Td）

8 月 10 日 6 時の予想(MSM18UTC 初期値 FT=3)の観測値と海面水温解析値を比較すると、台風の雲域の下では解析値より観測値の方が低い傾向がみられた（第５図）。よって、台風の雲域の下での実際の水温は、解析値より低かったと考えられる。
５

まとめと課題2023 年台風第 6 号の雨雲が沖縄本島を通過した

後、那覇空港では低シーリングが断続的に数日続いた。低シーリングの主な要因は、台風による海面水温の低下とみられる。8 月 7 日 15UTC 初期値
までの MSM 雲ガイダンスが低シーリングを全く予想できなかった要因は、海面水温解析値が台風の第４図雲域の下での水温低下を十分反映していなかった

海面水温解析値と台風中心位置の変化

位置は東シナ海南部（27N,125E）

ためだと考えられる。アルゴフロートの観測デー
タから、台風の雲域の下での実際の水温は、解析
値より低かったと考えられる。
今後の調査としては、過去に同様のケース（台風通過後に低シーリングとなる）があったかどうかを調べる予定である。

第５図

海面水温解析値とアルゴフロートの観測

位置は沖縄の南（24.5N,129E の±1 度の領域）
解析値は折れ線が領域内平均、エラーバーが領域内の最小・最大値を示す
第２図

8 月 9 日の日別海面水温平年差

26

那覇空港ドップラーレーダーの二重偏波情報を利用した発雷有無の調査
赤嶺拡、島拓也、儀間英斗（那覇航空測候所）
１

はじめに

３

那覇空港周辺で観測される積乱雲について、環

結果（１）発雷なし事例：2023 年 6 月 14 日

境場として発雷のポテンシャルが高い状況であっ

6 月 14 日の沖縄本島地ても発雷しない事例も多い。本調査では、那覇空

方は、梅雨前線の影響で

港気象ドップラーレーダー（以下、那覇 DRAW）の中南部を中心に非常に激

二重偏波情報を利用し、那覇空港周辺で観測されしい雨が降っていた。発た積乱雲を対象に発雷する場合と発雷しない場合

雷確率は、GSM で 40％をの特徴を捉えることで、実況監視の強化及び直近

超え（MSM は 20％超）、発予報への反映に資することを目的とする。

雷の可能性が高い環境場であった。那覇空港周辺

２

調査方法

では頂高度 13km を超

2023 年 5 月から 9 月までの期間、那覇空港周辺

える強いエコーがで観測された積乱雲を対象に発雷あり事例と発雷観測されたが、なし事例の積乱雲内部の特徴を調査した。調査に

LIDEN 検知はなかっは、那覇 DRAW の表示端末でリアルタイムに確認た(第 1 図)。

できる二重偏波情報の画像を利用した。本調査で第 2 図に 14 時 25

利用する各二重偏波情報の特性は以下のとおり。

分の那覇 DRAW によ①水平偏波（Zhh）： 従来型の単偏波レーダーからる鉛直断面（RHI）観利用されている水平偏波の反射強度。

第 1 図 14 時 25 分
降水強度 5 分と LIDEN 実況

測結果を示す。Zhh、②反射因子差（Zdr）：降水粒子の形態判別が得ら

ρhv、Zdr ともに約れ、扁平になるほど値が大きくなる。

5,000 ｍ 付 近 に 融 解③偏波間相関係数（ρhv）：降水粒子のふぞろいの層（09 時の名瀬高層度合いを表し、1 に近いほど一様性が高い。

観 測 で は 高 度④偏波間位相差変化率（Kdp）：降雨による減衰の4,847m で 1.8℃）に影響が少ないため高精度な降水強度が得られ、対応したラインが強雨域で値が大きい。

確認できる。Zhh で

なお、降水粒子判別や二重偏波情報の詳細な特は融解層に抑えられ性については、小池哲司(2021)を参照し、雨・霰るように融解層以（あられ）・雹の判別は第１表に則って解析した。

下 で 雨 ( 強 ) の40dBZ(橙色)以上が第 1 表 ベイズ分類を用いた二重偏波気象ドップ
ラーレーダーによる降水種別判別（一部抜粋）

第 2 図 鉛直断面(RHI)観測結果
6 月 14 日 14 時 25 分
上段 Zhh、中段 ρhv、下段 Zdr

存在している。
Zdr は融解層より下層に 1.0～2.5 の正の値の領域を確認できており、Kdp（図略）でも 1.0～5.0まで確認できる。これらの結果から、積乱雲内部（融解層より下層）には扁平な大粒の雨が存在していることを示唆しているが、発雷に重要なあられの存在は示唆されなかった。

27

（２）発雷あり事例：2023 年 7 月 23 日
7 月 23 日の沖縄本島
地方は、太平洋高気圧に覆われておおむね晴れていたが、局地的に対流雲が発達していた。本部半島付近では、南東風が収束した影響で 16 時
頃から強いエコーが観測され、16 時 40 分か

第 3 図 17 時 25 分
降水強度 5 分と LIDEN 実況

ら LIDEN で発雷を検知し 18 時 00 分まで続いた(第 3 図)。
第 4 図に 17 時 25 分の那覇 DRAW による鉛直断面（RHI）観測を示す。名瀬の高層観測から推定される融解層より高い高度で、Zhh が 35dBZ（黄色）以上の領域を確認でき、-10℃面（約 7,000ｍ）にも達している。同じ領域においてρhv は 0.96～
1.0、Zdr は 0.0～2.0、Kdp は 0.0～2.0（図省略）
であり、「雨/あられ」や「雨/雹」の混在領域の判定条件（第 1 表）を満たしていた。このため、発雷に重要なあられの存在が示唆された。ρhv では
融解層は不明瞭であり、下層から 7,000m 付近まで
0.96 以下の低い値が確認できることから、高い高度まで液体と固体が混合されていると推測できる。
Zdr は下層から 7,000ｍ付近まで正の値が柱状に
第 4 図 鉛直断面(RHI)観測
7 月 23 日 17 時 25 分
上段 Zhh、中断ρhv、下段 Zdr

連なっていた。Snyder ら(2015)によると、このような構造は Zdr カラムと呼ばれる。扁平な過冷却
水滴が強い上昇流によって融解層より上層に持ち一方、2023 年 7 月 23 日の発雷ありの事例では、上がることで形成されると考えられているため、融解層は不明瞭で、-10℃面高度付近までの積乱雲

上昇流と強い相関があるとされている。

内部において、あられの存在が示唆された。また、

7 月 23 日の発雷事例の特徴をまとめると次の三Zdr カラムも確認できたことから、強い上昇流のつとなる。①融解層を超える高度において Zhh の存在も示唆され、LIDEN 検知されたことと整合し反射強度が 35dBZ を超える領域の存在、②融解層ている。

が不明瞭、③Zdr カラムの存在である。これらのこれらの結果から、那覇空港周辺で観測される特徴は強い上昇流の存在とそれに伴うあられの形

積乱雲の発雷について、那覇 DRAW の二重偏波情成を示唆しており、LIDEN 検知との対応が良いと報を利用することにより、ある程度の精度で判別考える。

が可能になると考える。事例を蓄積して、更なる特徴を見出したい。

４

まとめ
2023 年 6 月 14 日の発雷なしの事例では、融解層が明瞭で、融解層より下層の積乱雲内部には扁
平な大粒の雨の存在が示唆された。

28

ここ数年の那覇の夏の蒸し暑さについて藤川
1.

典 久 (沖 縄 気 象 台 )

はじめに

4.

那覇で夏を２回過ごしたが、夏の蒸し暑さは、エアコン無しでは耐え難いほどのものだった。特に2022年の7で小野ら(2014)の式をもちいて推定した那覇の15時の月後半は、露点が27℃を超える晴れの日が続き、日没後

WBGTの経年変化を示す。1990年代のWBGTは、気温と同様のランニングも大量の汗をかいた。その頃、沖縄をテーにほぼ横ばいかやや低下し、2000年頃の低極の後、急激マとした朝ドラが放映されていたが、1960年代の沖縄の夏は、エアコン無しでも、それほど暑そうには見えず、
夜は涼しそうにさえ見えた。ということで、那覇の夏のに上昇を始めている。５年移動平均値を2021年と2002年で比較すると、気温は0.4℃しか上昇していないが、
WBGTは1.6も上昇しているとともに、WBGT31以上の危険

蒸し暑さについて、その経年変化、WBGTからみた人体（運動原則禁止）とされる日は、数日あるかないかだっへの影響の変化、それらの経年変化をもたらした気候

たのが、ここ数年は年間30日前後と大幅に増加してお的要因について調べた結果を報告する。
2.

那覇の15時のWBGTの経年変化

図２に、時別の全天日射量が利用できる1989年以降

り、水蒸気圧の増加がWBGTを大幅に引き上げ、人体への使用したデータ等負荷を高めていることがわかる（なお、那覇では2018年

・那覇の地上気象観測値

から黒球温度計を用いたWBGTの観測が実施されており、*1・WBGTの計算は、小野ら(2014)の式 を使用。

その観測値は推定値より0.3程度小さくなっているの・全球大気データは、気象庁第３次長期再解析JRA-3Q

で、観測値によるWBGT31以上の日数とは異なることに・海面水温は、COBE-SST2

注意が必要）。

・対流活動の指標は、NOAA-OLR
3.

那覇の水蒸気圧の経年変化

地球温暖化において、温室効果ガスの増加とともに、気温は上昇するが、相対湿度はほとんど変化しないと言われている。戦後、1980年代半ばまでは、十年規模変動の影響もあって、気温はほぼ横ばいで、水蒸気圧も横ばいだった（相対湿度も変化せず）が、1980年代半ば以
降、気温は上昇する一方で、水蒸気圧は2010年代半ばまで横ばい（2000年代に減少）と続けたのち、2010年代半
ばから急激に上昇した。年平均水蒸気圧のこのような

図２ 那覇15時の７〜９月平均のWBGTとWBGT31以上の危険日数の経年変化

変化は、図１に示す７〜９月の３か月平均でみられる
ように主に盛夏期の変動が反映されたものであった。

5.

水蒸気圧の増加をもたらした背景場の変化

最初に、那覇の水蒸気圧の経年変化をJRA-3Qの近隣
格子がちゃんと表現しているかを確認した。期間前半
はJRA-3Qに正のバイアスがあるが、衛星による水蒸気観測等が充実してきた1990年代以降はよく一致していることがわかる（図３）。このため、1991年以降のデータを用いて背景場の変化を確認するが、10年規模の変動が明瞭なことから、水蒸気圧が多くなった最近10年（2014〜2023年）と少なかった2000年代（2000〜2009年）の10年の差を用いて、背景場の違いを確認した。
図１ 那覇の７〜９月平均の水蒸気圧の経年変化

29

図４ 地上比湿の最近10年の平年差（上）と2000年
代10年との差の検定（下：90％有意に陰影付加）

図３ 那覇の観測値とJRA-3Q近隣格子の経年変化（上）と値の比較（下）地上比湿は、熱帯域では全体的に有意に増加しており、特にフィリピン〜日本列島に沿っての増加が顕著であり、那覇の近年の水蒸気圧の増加を裏付けている（図４）。
このフィリピン〜日本列島に沿っての水蒸気圧の増
加は、南からの水蒸気フラックスの増加（図略）に伴うものであり、これはフィリピン付近〜日本の南東海上における下層高気圧性循環が強かったことと整合的である（図５、なお、両10年の差で有意な領域が見られなかったので、2000年代10年の平年差も表示）。
対流活動は、アラビア海〜インドで活発になる一方、
ベンガル湾〜南シナ海〜ニューギニアの北にかけてが不活発となっており（図６）、アジアモンスーンの活動が北西側で活発、南東側で不活発になっていることが見受けられる。
海面水温は、多くの海域で有意に上昇し、北太平洋では太平洋十年規模変動の第２モード（NPGO: Di Lorenzo

図５ 850hPa流線関数の最近10年の平年差（上）と2000年代10年との差の検定（中）および2000年
代10年の平年差（下）et al.(2008)）的なパターンが顕著である一方、インド
洋〜北西太平洋ではNPGOの符号とは逆に、昇温トレンドが明瞭である（図７）。

30の応答が変化してきている可能性も考えられる。

図８ 黒枠海域平均SSTと850hPa流線関数の回帰係
数分布（90%有意な領域に陰影付加）
インド洋北部の海面水温が高い場合に、どのように大気が応答するのかの模式図が、Xie et al (2009)などを参考に気象庁HPで示されている（図９）。本稿で示した
両年の差は、この模式図と概ね一致していることから、
図６ OLRの最近10年の平年差（上）と2000年代10年との差の検定（下：90％有意に陰影付加）

このメカニズムが最近10年に頻繁に生じ、その結果、那覇の水蒸気圧が、地球温暖化に伴って増加すると見込
まれるよりも大幅に増加したものと考えられる。

図９ インド洋熱帯域の海洋変動の日本の天候への影響（気象庁HP*3より）
インド洋北部の高い海面水温→対流活動がアラビア海〜インド付近で活発→赤道付近で熱源応答としてケルビン波が東進→亜熱帯域から低気圧に向けて風が吹き込む→亜熱帯域は下層発散場となり高気圧性循環が強化

図７ SSTの最近10年の平年差（上）と2000年代10年との差の検定（下：90％有意に陰影付加）
6.

考察

参考文献

最近10年と2000年代の10年の大気、海洋の状況を比*1 小野雅司, 登内道彦(2014) : 通常観測気象要素を用較したところ、フィリピン周辺での高気圧性循環の強化が水蒸気圧の増加に寄与しており、その背景にはアジアモンスーン循環の変化があることがわかった。図８は、1986年以降でのインド洋北部〜フィリピン周辺の領域平均海面水温と850hPa流線関数の回帰分析の結果であるが、この海域の海面水温が高いほど、フィリピン周辺の下層高気圧性循環が強いことが示されている。
なお、1947〜1985年には、このような特徴は見られない（図略）ことから、数十年を超える長周期の変動、あるいは地球温暖化に伴ってインド洋の海面水温への大気

31

いたWBGTの推定, 日生気誌, 50: 147-157.
*2 Xie, S.-P., K. Hu, J. Hafner, H. Tokinaga, Y. Du, G.Huang,
and T. Sampe, 2009: Indian Ocean capacitor effect on
Indo-western Pacific climate during the summer following
El Niño. J. Climate, 22, 730-747.
*3 https://www.data.jma.go.jp/cpd/data/elnino/learning/faq/
whatiselnino3.html*4 Di Lorenzo, E., N. Schneider, K. M. Cobb, P. J. S. Franks,
K. Chhak, A. J. Miller, J. C. McWilliams, S. J. Bograd, H.
Arango, E. Curchitser, T. M. Powell and P. Riviére (2008) :North Pacific Gyre Oscillation links ocean climate andecosystem change; Geophys. Res. Lett., Vol.35, L08607.

那覇空港付近の大気解析における航空機データとラジオゾンデデータの比較
上村 亮太 ・ 山田 広幸 ( 琉球大学 理学部 )１．はじめに航空機の安全運航には、その航空路における気象現象の予測が重要で、その予測のために上空の気象データの取得が大事である。そこで、この研究では民間航空機が行っている航空機観測というものに着目した。この航空機観測は、「航空機自動観測」といい、通称、「ACARS」と呼ばれている。
ACARS は航空路における気象データを取得できることから、このデータを用いて航空路上の大気状態を解析し、その情報を後続機に知らせること
で、航空機の安全運航への貢献が期待できる。この研究では、ACARS データを用いた解析の結果とラジオゾンデ観測データを用いた解析の結果を比較し、ACARS データの有用性を検証することを目的とする。

3．結果・考察
VWS の解析結果は、航空機が飛行をしている場
所によって捉える風が異なることもあるため、
ACARS による解析結果にばらつきがあるものの、
ラジオゾンデデータの VWS 値と ACARS の VWS
値は大きな違いはあまりなかった。(図 3A)。また、
乱気流指標に着目すると、3000m 近傍、もしくは4000m 近傍に並程度の乱気流が予想される高度帯(VWS がおおよそ 6kt/1000ft 以上となる高度帯)を ACARS、ラジオゾンデ共に検出していることからも、両者のデータが概ね一致していることを示している。また、同一高度で比べた両者のVWS 値の、高度 1000m 以上の rms 誤差は、3.29であった。この 6 月 14 日は大気の状態が不安定
で風速が変化しやすい状況であったこと、また、
ACARS の風ベクトル rms 誤差が(1.6~2.5m/s)である(Benjamin et al.,1999)ことを考慮すると、今回求めた VWS の rms 誤差は比較的小さい値を表しており、ACARS データを用いた VWS の解析結果とラジオゾンデデータを用いた VWS の解析結
果は、近い値を示すことが示唆された。天気が晴
れの日の 6 月 30 日のほぼ同じ時間帯における両者の VWS 値を比較してみると、より一致する結果となった(図 3B)。また、このときの rms 誤差
は 2.2 程度と、ACARS、ラジオゾンデ両者の VWS
値がより一致する結果となった。

２．使用データと解析方法
本研究で使用した ACARS データは、那覇空港を中心とした緯度・経度方向に±0.5°の範囲内(図1)の航空機データから抽出した。また、ラジオ
ゾンデ観測データは、気象庁との共同研究の枠組みで実施したラジオゾンデ観測のデータを使用した。比較検証を行った日付は、沖縄で大雨事例が発生し大気の状態が不安定であった 2023 年 6 月
14 日である。また、気象条件による違いを調べるため、晴天であった 2023 年 6 月 30 日においても比較をした。
上記のデータを使用して、まず、ACARS デー
タとラジオゾンデ観測データの気温、風速について比較をした。その結果、ACARS データはばらつきが多く、データ品質に問題があることが示唆されたため、品質管理を行った。品質管理の方法
は、ACARS のデータにおいて、1 時間ごと、また 1000m ごとに、風速、気温の平均を求め、風速は平均値から±3σ の範囲のデータを抽出した。
気温については、気温減率を 10℃/㎞と仮定して平均値から大幅に外れている値を除去した。図2A,B は品質管理前と品質管理後の ACARS デー
タとラジオゾンデデータの比較である。
次に、ラジオゾンデデータおよび品質管理を施した後の ACARS データを用いて、フライトごとに風の鉛直シアー(VWS)を 300m ごとに計算した。ACARS データでは必要に応じて線形補間を行い、300m ごとのデータを抽出して VWS を計算した。表 1 は、石崎(1972)を参考にした
VWS の値による乱気流強度の指標である。

4．まとめ
ACARS データとラジオゾンデデータの VWS
値は概ね一致することから、ACARS データによる VWS の解析は有用性があると判断できる。しかし、実際に乱気流が発生したかが定かではない
ため、PIREP との相互検証が必要である。
また、ACARS の気温データも用いたリチャー
ドソン数の解析も行ったが、上手くいかなかった
ため、今後は ACARS の気温データも活用した解析法を確立し、ACARS データの航空機の安全運
航におけるさらなる有用性を示すことが課題である。
謝辞：本研究は、気象庁気象研究所との共同研究で実施したラジオゾンデ観測データを使用しています。琉球大学気象学研究室の皆様をはじめ、観測を実施された皆様に感謝申し上げます。
参考文献
Benjamin et al. (1999), Wea. Forecast. 14, 1032–1038.
石崎 (1972), 天気, 19, 331-342

32

鉛直シアー(VWS)(knot/feet)

指標
乱気流の強さ6~10 /1000

並～強10/1000強

15/1000

強～激

表 1. 乱気流指標の閾値(参考：石崎 1972)
図 1. ACARS データ抽出範囲
那覇空港
A

B
品質管理前
品質管理前

図 2.

品質管理後

06:00~06:59(UTC)における ACARS データ(+印)と 06:00(UTC)放球のラジオゾンデデータ(実線)の、気温と風速の比較
A: 品質管理前 B: 品質管理後

33

A

B

図 3. 鉛直シアー(VWS)
A: 2023 年 06 月 14 日 06UTC B: 2023 年 06 月 30 日 05UTC

34

2022 年台風第 4 号(Aere)の盛衰に対する上層切離低気圧の役割
渡部 太聞 ・ 山田 広幸 (琉球大学大学院 理工学研究科)
1. はじめに

2. 解析方法

台風は熱帯・亜熱帯の海上で発生する積乱雲

渦度の時間変化を定量的に評価するため絶対が組織化された低気圧であるが、上層切離低気渦度収支解析を行った。UCL との相互作用は圧(UCL)などの中緯度大気の影響を強く受けEddy Flux Convergence of Angular Momentum

る場合があることが知られており、日本に上陸(EFC)[2] (式 1)により診断した。最後に UCLする台風の 20%が UCL 近傍で発生しているこの接近に伴う第 4 号の接線風の spin-up についとが統計的に明らかになっている[1]。UCL はて平均接線風運動量収支解析[4]を用いて調査

上層発散、非軸対称運動量強制[2]による二次循した。

環の強化により台風の発達に寄与する一方で、風の鉛直シアーの増加を介して発達を抑制する

Eddy Flux Convergence of Angular Momentum

側面も持つことが分かっているが[3]、北西太平(EFC) : Molinari and Vollaro (1990)

洋において UCL 近傍で発達する弱い台風に着𝟏

𝝏

𝑬𝑭𝑪 = − 𝒓𝟐 𝝏𝒓 𝒓𝟐 𝒖𝑳 ′ 𝒗𝑳 ′ 式 1）

目した解析は少ない。本研究は、UCL の南東象限で発達し、2022 年 7 月 2 日に沖縄本島地方を通過した台風第 4 号(Aere)(図 1a, b)の発達・

3. 解析結果・考察

衰弱過程に着目し、再解析(ERA5)および琉球大

図 2a, b は台風中心からは 200 ㎞以内の領域

学千原キャンパスで行ったラジオゾンデ高層観で平均した絶対渦度の時間-高度(hPa)、中心か測データを用いて、第 4 号の発達・衰弱に対すら半径 300 から 600 km 以内の領域で平均した

る UCL の力学・熱力学的な役割について事例

200 hPa における EFC および第 4 号と UCL の解析を行った。

水平距離(km)の時間変化をそれぞれ示す。

a

a

b

絶対渦度 時間-高度(hPa)断面

200 hPa EFC 時系列図b

図 2 (a) : 台風の中心から半径 200 km 以内の
図 1 (a) : 2022 年 7 月 1 日 1500UTC におけ

領域で平均した絶対渦度の時間-高度(hPa)断るひまわり 8 号赤外画像。黄色の実線は ERA5面図。(b) : 台風の中心から半径 300 から 600から推定した第 4 号の移動経路を示す。(b) :km 以内の領域で平均した 200 hPa における

同時刻における 200 hPa 渦位水平分布図。赤

EFC(赤色実線)、第 4 号と UCL の水平距離

色の四角は UCL の中心位置を示す。

(km)(青色破線)の時系列図。

35

b

a

時間

時間

図 3 (a) : 200 hPa における EFC の半径-時間

図 3 (b) : 200 hPa における動径風の半径-時

ホ フ メ ラ ー 図 。 シ ェ ー ド はEFC

間ホフメラー図。シェードは動径風(m s−1 )、(m s−1 day−1 )、黒色の実線は第 4 号と UCL の黒色破線は台風が発達していた 2 日

水平距離(㎞)を示す。黒色破線は台風が発達

0000UTC ま で の 期 間 を そ れ ぞ れ 示 して おしていた 2 日 0000UTC までの期間を示す。

り、青色が outflow に対応した領域である。

7 月 2 日まで見られた渦度の強化には、発散項化された要因として、非軸対称運動量強制の応および鉛直移流項が寄与しており、台風の発達

答[2]および対流圏中層における台風と UCL のにおいて対流活動が重要であったことを示唆す

渦併合が考えられる。

る。また、渦度が強化されていた 7 月 2 日までの期間、UCL の接近に伴い EFC が増加していることから第 4 号は UCL との相互作用中に発達していたと考えられる。
図 3a, b は 200 hPa における EFC と動径風の半径-時間ホフメラー図をそれぞれ示す。UCLの接近に伴う EFC の増加と outflow の強化が対応しており、これは UCL の接近に伴う非軸対
称運動量強制の応答として outflow が強化されたことを示唆する。図 4 は EFC が増加していた期間にあたる 7 月 1 日 1500UTC における平均接線風運動量収支解析の平均渦度フラックス(MVF)項の半径 -高度(hPa)分布図を示してい図4る。この時間、対流圏中層の inflow の強化に伴

動量収支解析における平均渦度フラックス

う MVF 項が中層の接線風の spin-up に寄与し(MVF)項の半径-高度(hPa)分布図。破線はていたことを示唆している。中層の inflow が強inflow、実線は outflow を示す。

36

7 月 1 日 1500UTC における接線風運

第 4 号が沖縄本島に最接近した 7 月 2 日

4. まとめ1200UTC における高層観測では 600 hPa 付近

解析により示唆された第 4 号の発達過程に対に明瞭な沈降逆転層が観測された(図５)。これする UCL の役割を示した模式図(図 7)に示す。

は UCL の接近により西象限から侵入した乾燥

本事例解析は、中心付近の対流活動に加え、こ空気により台風中心付近の成層状態が安定化し、れまであまり着目されてこなかった UCL 近傍

対流活動が抑制されたことを示唆する(図 6)。

で発達する弱い台風に対する、UCL の対流圏中～上層の力学的強制の重要性を示すものである。
今後、さらに事例解析を蓄積することで多様性に満ちた相互作用や弱い台風による大雨の発生機構の解明に繋がることが期待される。

Outflow

Inflow
600 hPa

図5

第 4 号の中心付近を観測した 7 月 2 日

図71200UTC における SkewT-logP ダイアグラ

解析から示唆された第 4 号の発達過程における UCL の役割を示した模式図。

ム。赤・青色の実線は気温(℃)、露点温度(℃)
をそれぞれ示す。

謝辞
高層観測は気象研究所が主体となる「線状降水帯の機構解明及び予測技術向上に資する研究」の一環として行われました。また、本研究は科研費補助金(新学術領域, 22H04490)の助成を受
けました。
参考文献
[1] Fudeyasu and Yoshida (2019), JMSJ, 97(2),439-451.
[2] Molinari and Vollaro (1990), JAS,47(15),1902-1918.
[3] Peirano et al. (2016), GRL , 42(10), 5509-5515.
[4] Persing et al. (2002), MWR , 130(2), 298-317.

図６

7 月 2 日 1200UTC における 500 hPa
第 4 号と上層切離低気圧の 3 次元渦位分布の動画 。

の相対湿度(%)の水平分布図。赤色の四角はUCL の中心位置、黒色の太等値線は相対湿度
が 50%以下の領域を示す。

37

Estimated Morphological Alteration in the Tidal Bore-Impacted Estuary of Kampar, Riau
Province, Indonesia
Ulung J. WISHA1,2 and Yukiharu HISAKI1
1. Physical Oceanography Laboratory, Department of Physics and Earth Sciences, University of
the Ryukyus, Nishihara, 903-0213 Japan
2. Research Center for Oceanography, National Research and Innovation Agency (BRIN), Jakarta,
14430 Indonesia
1.

The flexible mesh was generated from unstructured
triangular grids, set up with the shoreline andbathymetry data, considering open and closed
boundary, characterized by tidal constituents andrecorded water level. The bathymetry data wascollected from Geospatial Agency of Indonesia,
webpage:https://tanahair.indonesia.go.id/demnas/#/batnas,
combined with filed measurement previously
reported by Wisha et al. (2022). A NAO99b tidal
model was also simulated to supply tidal water
forcing during the simulation. On the other hand, therecord of water level data provided by the Agency ofRegional River of Sumatra III Pekanbaru was also
used.

Introduction

In Indonesia, a tidal bore exists in the Kampar
Estuary in the Pelalawan Regency, Riau Province.
The tidal bore passages are very destructive, as
shown by unstable shoreline erosion throughout theriver (Putra et al., 2017). The tidal-generated bore inthis area significantly controls the sediment transport
and turbulence, as Wisha et al. (2022) reported.
According to locals, the eroded riverbank areas varydepending on season and wind direction.
This unstable and underestimated sediment
movement and behavior could threaten the local
community and settlement since they tremendously
rely on the riverbanks of the Kampar Estuary.
Therefore, a study estimating seasonal shoreline
erosion is crucial. A few studies predict the erosion
sedimentation in the area affected by a tidal bore, andthis aspect should be investigated. In this study, wehypothesize that aside from being generated by asudden change in water level during the displacementof ebb-flood tides, the other factors should play asignificant role in the propagation of tidal bores, suchas the monsoon system with respect to surface windenergy transfers, thereby impacting the unstable
shoreline change in the study area. This study aims
to model the seasonal variability of tidal bore featuresand estimate the possible eroded area throughout the
Kampar Estuary.
2.

Table 1. model validation using surface elevation data.
Observed area
Estuarymouth
Estuary
River body
Upstream

RMSE
0.33 mR2
0.89

Significance F
0.001

0.038 m0.17 m0.11 m

0.96
0.87
0.91

<0.05
<0.05
<0.05

A monthly 10m ERA5 wind data (u- and vcomponent) was employed to determine the windvariation in the study area and included within themodel simulation, with a horizontal resolution of
0.25o. These data could be accessed via thisfollowing
webpage:https://cds.climate.copernicus.eu/.

Materials and Methods

An integrated MIKE21 modeling system was used toapproximate the tidal bore features. A flow modelwith a flexible mesh was chosen, considering thedepth-integrated Saint-Venant equation (Madsen etal., 2005).

The model simulated should be validated before
using it further. In this case, we validated the modelusing a field measured tidal bore data previously
established by Wisha et al. (2022), employing a rootmeans square error (RMSE) and linear regression-38

associated ANOVA (analysis of variance), shown in
Table 1.
3.

Results

The Kampar estuary is predominated by the mixedtide with prevailing semidiurnal, where within 24
hours, there will be two floods and two ebbs
oscillating upstream, with different surface
elevations within one flood-ebb cycle. This state
impacts the tidal bore generation that exists in thisestuarine zone. Therefore, two bore passages
propagate upstream in one day, as shown in Figure 1.
In the estuarine zone (Figure 1A), the estimated tidal
bore height reaches 2.72 m during the first passage
and about 4.32 m during the second. The rapidtransitional change in velocity is also observed at theend of the ebb tide. The longitudinal velocity
declines up to -0.45 m/s, indicating that the tidal bore
passage has commenced propagating upstream (flowreversal). Meanwhile, the horizontal transverse
velocityshows the same state whereby a rapid
reversal flow occurs with a magnitude reaching -5
m/s, indicating higher turbulence in the southernriver shoreline (riverbank).

Figure 1. The estimated tidal bore features within one
flood-ebb cycle in the estuary area (A), river body (B),upstream (C), and the decay area (D)The tidal bore height considerably decreases after
propagating about 46.12 m upstream byapproximately 1.75 m for the first bore passage and2.71 m for the second propagation (Figure 1B) —therapid declines in longitudinal velocity
andhorizontal transverse velocity
reaching -0.5 m/s
and -0.3 m/s, respectively. The magnitude was about
0.2 m/s lower during the first passage.

The last area of observation is the place of tidal bore
decay. The tidal bore height is less than one meter,
and the turbulent velocity is very weak, ranging from
-0.11 to 0.2 m/s (Figure 1D).
Since the study area is situated near the equatorialline, where the trade winds take place, apart from thesignificant tidal bore influence, the monsoonal
variation of the wind regime could control theerosion-sedimentation of the bottom morphology of
the Kampar Estuary. During the northeast monsoon,
the northeasterly wind predominantly moves toward
the southwest (ranging from 0 to 8 m/s) and viceversa during the southwest monsoon (ranging from 0
to 5 m/s) (Figure 2).

In the upstream area (approximately 50 km from theestuarine zone), the tidal bore is no longer significant,and the wave height is about 1 m during the two
passages (Figure 1C). The sudden increase in thevelocity magnitude does not reflect the hydraulicjump anymore. The longitudinal velocity ranges
from -0.2 to 0.1 m/s, and the horizontal transverse
velocity ranges from -0.1 to 0.2 m/s. This state
indicates that the bore propagation is decayed due toan upstream super shallow bottom morphology,
increasing the bottom friction, and hampering thebore flow.

Based on the hydrodynamic modeling approach,simulated for 90 days, the sedimentation is observedin the surrounding estuarine zones and upstream
during the northeast monsoon, with the bed levelchange ranging from 0.5 to 4.9 m. At the same time,the erosion is estimated in the eastern boundary,

39

behind Muda Island, and around the river body, witha magnitude ranging from -1.6 to -4.9 m (Figure 2A).

(2018), the river body of the Kampar estuary is
predominated by a compacted coarse sediment type,which is arduous to resuspend and be scoured by thebore front.
4.

Conclusion

With an arbitrarily turbulent velocity, the tidal boreheight decreases by about 1.5 m every 20 km
upstream. The sharp increase in the longitudinal andhorizontal transverse velocities is still observed up to
46 km upstream, with a gradual decrease of about one
m/s per 20 km upstream. Aside from the significant
influence of the tidal bore passages, the monsoon
system also plays a significant role in the bottom
morphological alteration in the study area, whereby
higher sedimentation occurs during the northwest
monsoon with a deviation of approximately 1 mwithin 90 days of simulation. Significant erosion isestimated on the eastern Mendol Island and behind
Muda Island. The stable bed level change isidentified in the river body, indicating a lesssignificant mixing and turbulence characterized bycompacted coarse sediment deposition.
References

Figure 2. The estimated bed level changes during thenortheast monsoon (A) and the southwest monsoon (B).

Gemilang, W. A., Wisha, U. J., & Rahmawan, G. A.
(2018). Particle Size Characteritics of Riverbed
Sediments Transported by Tidal Bore ‘BONO’ in
Kampar Estuary, Riau-Indonesia. Marine ResearchinIndonesia,
43(1),
25–35.
https://doi.org/10.14203/mri.v43i1.293

A different sediment movement is identified during
the southwest monsoon (Figure 2B). Even though the
bed level change is lower than in the other seasons,the erosion-sedimentation pattern is almost the same.
The most noticeable significant augmentation of bed
level is identified in the front of Ketam Island,
reaching 3.85 m for 90 days of simulation. The otherbed level augmentation is observed in the northernmodel boundary and the upstream area, ranging from
0.3 to 2.1 m. The erosion is found in the southeasternmodel boundary, reaching -4 m. More interestingly,
the bed level change in the river body is not
significant during all seasons, ranging from -0.5 to
0.5 m. This state indicates no significant sediment
mixing and turbulence in this area. This state isconsistent with the lower tendency of the estimatedhorizontal transverse velocity, reflecting lessshoreline erosion. According to Gemilang et al.

Madsen, P. A., Simonsen, H. J., & Pan, C. H. (2005).
Numerical simulation of tidal bores and hydraulicjumps.
CoastalEngineering,52(5).
https://doi.org/10.1016/j.coastaleng.2004.12.007
Putra, A., Wisha, U. J., & Kusumah, G. (2017). Spatial
Analysis of the River Line and Land Cover Changes
in the Kampar River Estuary: The Influence of theBono Tidal Bore Phenomenon. Forum Geografi,
31(2). https://doi.org/10.23917/forgeo.v31i2.5290
Wisha, U. J., Wijaya, Y. J., & Hisaki, Y. (2022). RealTime Properties of Hydraulic Jump off a Tidal Bore,Its Generation and Transport Mechanisms: A Case
Study of the Kampar River Estuary, Indonesia.
Water(Switzerland),
14(16),
2651.
https://doi.org/https://doi.org/10.3390/w14162561

40

黒潮大蛇行によって引き起こされる熊野における潮位偏差の変動
河内亨太・久木幸治（琉球大学 理学部）
１．

はじめに

久野，2022）。潮位偏差・海面気圧は共に以下の

黒潮は北太平洋亜熱帯循環の西岸境界流で、常使用期間とした。蛇行期

2017/9/1に一定の流路を流れず直進流路と大蛇行流路を形

1:00JST~2019/12/25 23:00JST、直進期成する（関根，2007）。黒潮が大蛇行する際に遠2014/9/1 1:00JST~2016/12/25 23:00JST 黒潮流

州灘と熊野灘では低圧性の冷水渦が生じ、反流が軸データは海上保安庁海洋情報部の経度毎流軸通渦の北側と北西側で流れることが分かっている

過緯度情報を用いた。

３．

（図１）
。この反流において地衡流の関係が近似的結果と考察に成り立つことで海面高度が上昇し、異常潮位の直進期と蛇行期における熊野検潮所での潮位偏原因となっている可能性があるが、このことを示差の違いについては、表 1 のようになり、蛇行期

唆する論文は少ない（例えば久野，2022）。そこは直進期と比べて平均値も中央値も約 6 ㎝高くなで本研究では、第一に「黒潮が直進流路を形成しることが分かった。直進期と蛇行期のヒストグラている期間」と「黒潮が蛇行流路を形成しているム（図 3）をみると、直進期は蛇行期に比べて潮期間」での潮位偏差の違いについて統計的に解析

位偏差が－5 ㎝以下の値を取る日が少なく、潮位し、直進流路期と蛇行期との間で統計的に違いが偏差が+10 ㎝以上の値を取る日が直進期に比べて見いだせるか検証した。第二に熊野検潮所・冷水多いことが分かった。熊野・渦中心間距離と熊野渦中心間の距離を計測し、これと熊野での潮位偏の潮位偏差の散布図（図 4）をみると、やや右上差との間で統計的な関係があるか検証した。まがりの傾向が見て取れ（相関係数が約 0.3）、渦中

た、黒潮流軸と渦中心間との距離を計測し冷水渦心が熊野から 100 ㎞離れると熊野の潮位偏差が約の凡その半径を見積もり、これが沿岸の潮位と関9 ㎝上昇する傾向にあることが分かった。これは係しているかについても検証する。

冷水渦が熊野から離れるほど熊野の潮位偏差が高データと研究法

くなる傾向があるといえる（図 5，6）
。黒潮流軸

２．

本研究では、冷水渦の中心を海面高度で捉えと渦中心間距離に関する統計量は表 2 のようになるために、気象庁気象研究所の日本沿岸海洋再解り、黒潮流軸・渦中心間距離の平均値・中央値は

析データセット MOVE/MRI.COM-JPN Dataset

約 130 ㎞となった。黒潮流軸・渦中心間距離と熊を用いた（広瀬他，2020）。気象庁と海上保安庁

野の潮位偏差との散布図では相関関係は見いだせ

は 2017 年 8 月下旬から黒潮が大蛇行しているとなかった。

発表しており、これに準拠するため用いるデータ

４．

今後の課題

本研究では、熊野灘に面した熊野検潮所での潮期間を 2017/9/1~2019/12/31 とした。得られた
渦中心の座標は google earth にプロットしてい

位偏差のデータのみ使用したが、遠州灘に面したき、熊野検潮所との距離を計測した（図 2）。熊野赤羽根検潮所でも同様の結果を得られるか調べるの潮位偏差は気象庁

潮汐観測資料からダウンロ必要がある。また本研究では、冷水渦と沿岸の潮ードして用いた。潮位偏差は実測潮位と天文潮位

位偏差との間に統計的な結果は出たもの、高水温との差である。また、潮位偏差の値を気圧補正すの海水が沿岸に流入したことで潮位偏差が高くなる為に使用した毎時海面気圧は、気象庁

尾鷲のったのか、地衡流により海面高度と繋がって上昇

毎時海面気圧のデータを用いた（吉田他，2014、したのかという力学的な解析には踏み込めておら41

ず、さらなる検証が必要となる。

５．

参考文献

黒潮流路の蛇行状態と黒潮内側反流，松本孝治，1985、統計的手法を用いた黒潮流路変動解
析，吉田次郎ほか，2014、黒潮大蛇行の継続期間と三重県沿岸の潮位変動，久野正博，2022、日本
沿岸海況監視予測システム 10 年再解析値，広瀬

図 3：直進期と蛇行期の潮位偏差のヒストグラム

他，2020

縦軸は個数、横軸は補正された潮位偏差（㎝）

冷水渦
表 1：直進期と蛇行期の熊野における潮位偏差の基本統計量
図 1：MOVE/MRI.COM-JPN Dataset 海面高度 2019年 9 月 26 日

図 2：google earth にプロットされた渦中心
表 2：黒潮流軸・渦中心間距離の基本統計量42図 4：熊野・渦中心間距離と熊野の潮位偏差の散布図
縦軸は一日平均の補正済み潮位偏差（㎝）、横軸は
熊野・渦中心間距離（㎞）

図 5：MOVE/MRI.COM-JPN Dataset
2016 年 3 月 19 日

海面高度

点線は図 6 の断面を表している。

図 6：冷水渦の中心が熊野から離れている模式図

43

MIROC-ES2L で計算された北⻄太平洋亜熱帯⽔温の過去現在未来
シェリフ多⽥野 サム
琉球⼤学 理学部
1. はじめにこのモデルを⽤いて⾏われた 7 つの時

北⻄太平洋亜熱帯域では⽔温が上昇傾代の実験結果を解析する。これらの実験向にあり、将来的な昇温が気候モデルでは、最終間氷期(12 万 7 千年前)、最終氷

予測されている。⽔温上昇は沖縄の気温期最盛期(2 万年前)、完新世中期(6 千年

のみならず、台⾵強度やサンゴ礁にも影前)、過去千年、Historical、SSP-585、

響を与える。将来の⽔温予測の信頼度をSSP-126 である。全ての実験が上げる上で、現在や過去の⽔温変化を気CMIP6/PMIP4 で定められている設定に候モデルが再現可能か検証することは重要である。
本研究では最新の全球気候モデルで⾏われた過去 12 万年の時代の数値実験を解析する。特に夏季の⽔温変化に着⽬し、観測や古環境復元との⽐較を⾏う。
これにより気候モデルが放射強制(⽇射、温室効果気体、⽕⼭噴⽕)に対する⽔温変化を再現可能かを検証する。最終
的には過去から将来にかけての⽔温変化メカニズムの類似点や相違点を明らかにすることが⽬的である。本発表では初期解析結果として、現代気候の⽔温再現性と過去 12 万年の⽔温変化の⽐較を紹介する。
2. 使⽤データ
気候モデル MIROC-ES2L で⾏われた数
値実験結果を解析する. MIROC-ES2L はMIROC5.2 と同様の物理場を有し、⼤気

図 1 年平均北⻄太平洋亜熱帯⽔温の空が約 2.8˚、海洋が約 1.0˚の⽔平解像度を間分布. (a) モデル(MIROC-ES2L), (b)観もつ。加えて物質循環モデルが結合され測(World Ocean Atlas) and (c) Biasている地球システムモデルである(MIROC minus WOA). (a)の⿊四⾓は図(Hajima et al. 2020)。

2 の領域平均箇所を⽰す.

44基づいて⾏われている(Ohgaito et al.

⻄太平洋亜熱帯域の⽔温変動について７2021)。北⻄太平洋亜熱帯域 (120˚-

つの時代の時系列をまとめたものを図 2

150˚E, 10˚-30˚N)に着⽬した解析結果をに⽰す。1850 年からの偏差で⽰してい主に紹介する。

る。まず現代気候再現実験(Historical)では、近年の⽔温上昇傾向を概ねよく再現

3. 結果と議論できている。また 1997 年の⾼⽔温偏差

3-1 現代の⽔温バイアスに関しては、頻度は異なるが似たような

MIROC-ES2L は北⻄太平洋亜熱帯⽔温

⾼偏差イベントがモデルでも検出されてを観測よりも 2˚C 程度低くシミュレートいる(図 1, 3)。温暖化下の⽔温についすることがわかった(図 1)。この低温バて、全球気温の昇温が+2˚C に抑えられイアスは世界中のモデルで共通のものでた SSP-126 シナリオでも⽔温上昇がある(Zhu et al. 2020)。また⽔温バイア

1.5˚C 以上平均的に上昇する予測となっスは年間を通して持続していた。

ている。⽔温場だけで⾒ると、1997 年

⼤気モデルにおける海⾯熱フラックスの⾼⽔温偏差のような環境が平均的に続の解析から、短波放射反射と海⾯潜熱フくことが⽰唆され、サンゴ礁への影響がラックスが過剰であることが影響してい懸念される。

ることがわかった。短波放射に関しては

過去の時代のシミュレーション結果と夏季の雲アルベドの影響が⼤きく、潜熱

⽐較すると、このモデルでは最近 20 年

フラックスに関しては冬の北⾵によるこの⽔温は過去 12 万年の中で最⼤であるとが明らかになった。

ことが⽰唆されている(図 3)。これについては今後他のモデルや古環境復元との3-2 過去から将来への⽔温変化⽐較を通し、検証を進めていく必要があ

MIROC-ES2L でシミュレートされた北る。

図 2. 北⻄太平洋亜熱帯⽔温の時系列変化(120˚-150˚E, 10˚-30˚N). 8 ⽉平均を⽰す.
⿊, ⾚, ⻘はモデル結果を⽰し, オレンジは現代の観測⽔温(COBE SST)を⽰す

45図 3. 8 ⽉⽔温の密度(頻度)分布. 左は現代気候のモデル(グレー)と観測(オレンジ)を⽐較. 右はモデルにおける現代(グレー)と過去 1000 年(紫)を⽐較.
J.Climate, https://doi.org/10.1175/JCLI-D-

4. まとめと今後の課題

22-0221.1, 2023.

MIROC-ES2L では Historical の⽔温を4.

Zhu, Y. et al. J. Climate,

観測よりも 2˚C 程度低くシミュレートすhttps://doi.org/10.1175/JCLI-D-19-0654.1,

る⼀⽅で、近年の⽔温上昇トレンドは概2020.

ね再現している。パラメタ感度実験などを通し(Sherriﬀ-Tadano et al. 2023)、雲などの取り扱いがバイアスに与える影響を定量的に評価する必要がある。
⽔温変化を議論する上では⿊潮の扱いも重要となる。解像度の問題から
MIROC-ES2L では⿊潮の詳細な変動を表現できていないため、⾼解像度海洋モ
デルの結果などを⽤い、⿊潮の役割も考慮していく必要がある。
5. 引⽤⽂献
1.

Hajima, T. et al. Geosci. Model Dev.,
https://doi.org/10.5194/gmd-13-2197-2020,
2020.

2.

Ohgaito, R. et al. Geosci. Model Dev.,
https://doi.org/10.5194/gmd-14-1195-2021,
2021.

3.

Sherriff-Tadano, S. et al.

46

沖縄県周辺の台風経過に伴う波高の変化と、風浪とうねりとの関係性
発表者 203275K 阿部優樹
指導教員 久木幸治
1.はじめに浪とうねりの関係については、沖縄周辺で Tapah 接近

2023 年 8 月に台風 6 号「Khanun」が沖縄を襲った。

時は風浪成分がうねり成分を常に上回る状況になってい本台風は⾧期間停滞したため、海路や空路に大きな影響た。

を与え、品薄・欠品が続いた。今回は海路に着目し、台4.考察

風による波高の変化はどのように起きているかについて調べ、被害をある程度予測することを目的として本研究

Nowphas で見られた全体的な減少傾向は、ERA5 ではを行った。先行研究として、「2018 年夏期に観測された見られなかったため、Tapah の通過した際の Nowphas

台風に伴う高波浪について」（馬場 2019）では、2018のデータは、正確に得ることが出来なかったといえる。

年の台風 20 号,21 号,24 号の接近時に観測された高波浪

台風が沖縄本島付近を通過した直後に波高も弱まってい条件に至った背景について観測データに基づいて検討さることから、台風が陸に近づいたことが原因であるといれた。波高や、風浪、うねりの時間変化に伴う全体的なえる。

動きについては解析されていなかったため、本研究で5.まとめと今後の課題

は、その全体的な時間変化を中心に解析を行った。

データの収集や表示はできているが、まだ考察しきれ2.データと解析方法ていない部分が多い。波高の弱まりは陸への接近による本研究では、ERA5 と Nowphas のデータを使用し、影響ではないかと考察したが、試しに表示してみた今年

台風が通過した際の波高の時間変化について調査を行っの Khanun のデータと比較してみたところ、Khanun でた。台風自体の進路や性質に関するデータの解析には気はその傾向が見られなかった。本研究の現象を究明する

象庁のデータを使用した。また、有義波高は風浪とうねには、Tapah の性質自体を詳しく調べる必要があり、本りから算出されるため、風浪とうねりに関しても時間変研究では ERA5 のデータのみの解析となってしまったた化を調査し、それらのデータの関係性について調べた。

め、他のデータとも照らし合わせる必要がある。また、他の台風でも今回のような現象が他の台風にもみられるの

3.結果か確認し、波高や風速以外にも海面圧力や総降水量など

ERA5 におけるうねりのデータは、うねりに関連するのまだ調べきれていないデータについても検討する必要

表層の海、海の波の最大 3 分の 1 の平均高さを表したもがある。風浪とうねりからの考察や風向との関係性につので、これは波の頂上と波の谷の間の垂直距離を表す。

いての考察もまだまだ不十分であるといえる。

うねりとは、風によって異なる場所と時間に発生した波のことを表す。風浪のデータは、局地的な風によって生成される表層の海洋、海の波の最も高い 3 分の 1 の平均高さを表したもので、これはうねりと同様に波の頂上と波の谷の間の垂直距離を表す。
結果として、Nowphas のデータによると那覇では台風が通過しているにもかかわらず、有義波高に多少の減少傾向がみられた。ERA5 のデータでも 21 日の 06UTCに一度波高が低くなり、その後再び高くなっていた。風47

＜那覇の Nowphas データ＞

＜平良沖の Nowphas データ＞

＜6 時間ごとの波高データ＞＜00UTC~03UTC の波高データ＞＜06UTC~09UTC の波高データ＞＜Tapah の中心気圧の変化＞＜風浪データ＞＜うねりデータ＞

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