令和４年度 沖縄支部研究発表会

2023 年 3 月 2 日（木）日本気象学会沖縄支部

予稿集

令和４年度 沖縄支部研究発表会
会期：令和５年３月 2 日（木）13 時 00 分～17 時 00 分
場所：各発表者からオンライン会議（Zoom）による発表

プログラム
●開会挨拶

司会：西銘 勇（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 14＊1 題当たり 1５分（発表 10 分、質疑応答５分）●閉会挨拶

伊藤 耕介（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.「台風の中心付近でドロップゾンデにより観測された風と相当温位の水平分布」 ……

P2

常名 はるか・山田 広幸（琉球大学理学部）

２.「梅雨期における前線の鉛直構造と降水量の関係」……………………… P５

橋本 二千華・山田 広幸（琉大理工学研究科）

３.「沖縄本島を通過する二本の降水帯をもつ寒冷前線の観測」……………………… P８

山野 裕斗・山田 広幸（琉大理工学研究科）

４.「2022 年台風第 4 号(AERE)の事例解析」………………………

P10………………………

P13………………………

P15………………………

P18………………………

P21

渡部 太聞・山田 広幸（琉大理工学研究科）

５.「夏季の宮古島における日射量と環境場の関係」
有馬 光将・山田 広幸（琉球大学理学部）

６.「民間航空機データを用いた台風構造解析」
伊藤 耕介・山本 蓮（琉球大学理学部）

７.「いわゆる先行台風型の台風発生について」
山内 健司・伊藤 耕介（琉大理工学研究科）

8.「海面摩擦の増加が励起する台風強度及び構造の変化」
正野 涼司・伊藤 耕介（琉球大学理学部）

9.「接近・離反型の藤原効果」……………………… P24

西平 楓・伊藤 耕介（琉球大学理学部）

10.「Sea Surface Temperature Variability in the Malacca Strait; Its Unstable States
within Tidal Bore-impacted Estuaries マラッカ海峡の海面水温変動:潮汐ボアの影響を受けた河口域におけるその不安定な状態について」……………………… P27
Ulung Jantama Wisha・久木 幸治(琉球大学理工学研究科)

11.「フラット光源開発およびカメラの光学特性調査」………………………

P30

鈴木 優斗・下地 伸明（琉球大学工学部）

12.「積分器の作製と雷雲観測用アンテナシステムへの実装」……………………… P33

東福 樹・下地 伸明（琉球大学工学部）

13.「沖縄本島地方の梅雨期における中・上層北西流場での大雨警報事例の特徴」 ……… P36
鈴木 史記・渡真利 明・中西 信彦・中村 亮・宮城 ゆず(沖縄気象台)14.「観測された台風の最低気圧と最大風速の関係及び長期変化」
林 和彦(宮古島地方気象台)

1………………………

P44

台⾵の中⼼付近でドロップゾンデにより観測された⾵と相当温位の⽔平分布
常名はるか・⼭⽥広幸 （琉球⼤学理学部）
1.

を使⽤した。鉛直シアーは、先⾏研究と同様に 200

はじめに台⾵の構造と発達のメカニズムを理解するうえで、 hPa と 850 hPa の⾵ベクトルの差（𝑽)*+,- = 𝑽.// −直接観測のデータを⽤いた調査が必要とされている

𝑽01/ ）と定義した。また、ゾンデの投下位置を分類す

が、暴⾵環境での観測の難しさから台⾵の中⼼付近

る（⽬と壁雲を区別する）ため、気象衛星ひまわりにおけるデータ取得の困難な状況が続いている。⽇

8 号の⾚外画像（IR）を使⽤した。

本における航空機を⽤いた台⾵の観測プロジェクト

3.

T-PARCII では、2017 年に⾮常に強い台⾵の中⼼付

本稿では Mindulle の解析結果を中⼼に⽰す。図 2

近でドロップゾンデ観測に成功し、これまで 4 つのは移動ベクトルに相対的な接線⾵と動径⾵の分布を

台⾵について観測データを取得している（Yamada et

⽰す。これらの⾵速成分は、降下するドロップゾン

al. 2021）。このデータを使⽤し、本研究では台⾵のデが取得した鉛直プロファイルにおける最⼤値であ中⼼付近における運動場と熱⼒学場の特徴についてる。壁雲における接線⾵速の最⼤値（𝑉! -max）は、調べる。先⾏研究として Stern et al.(2016)では、台進⾏⽅向の前⽅において⼤きくなる傾向が⾒られた

⾵の進⾏⽅向に対して右側前⽅、環境場の鉛直シア（図 2𝑎）。動径⾵速の負の値の極⼤（𝑉" -min）は、進ーベクトルの⽅向に対して左側で強い⽔平⾵速が観⾏⽅向の右側で⼤きい傾向だった（図 2𝑏）。これを、測される傾向にあることを⽰している。また、

鉛直シアーベクトルに対する相対的な分布でみるとHazelton et al.(2017)と Yamada et al. (2021)は、台（図 3）、シアーベクトルの左側で接線⾵速の最⼤値、

⾵の⽬の中では周辺に対して相当温位が⾼くなる傾

シアーベクトルの⽅向（ダウンシアー側）で吹き込向について述べている。本研究においても、これら

みの最⼤となる傾向になる。先⾏研究ではシアーベの先⾏研究で⽰されている特徴に着⽬して、接線⾵

クトルの左側で接線⾵速が強まる傾向と述べており、

速（𝑉! ）、動径⾵速（𝑉" ）、および相当温位（𝜃# ）の⽔

本事例ではシアーベクトルに対する依存性が明瞭で平分布を調べた。
2.

結果と考察あることがわかる。

データと解析⽅法

図４は⾼度 500 m および 1000 m における相当温本研究では、航空機から投下された iMDS-17（ド位の分布である。壁雲における⽅位⾓に対する依存

ロップゾンデ）のデータを使⽤した。上記の観測が性は⼩さく、⽬の中で⾼く壁雲で低いという特徴が⾏われた台⾵のうち、1 ⽇あたりの壁雲と眼の中にみられた。これは先⾏研究で明らかにされた特徴とゾンデが投下された数量が多い直近の 2 つの事例と⼀致する。

して、2021 年台⾵第 16 号(Mindulle, 図 1𝑎)と 2022

Nanmadol の事例（図省略）では、壁雲で投下され

年台⾵第 14 号(Nanmadol, 図 1𝑏)を解析の対象としたドロップゾンデの接線⽅向の分布が少ないほか、た。特に、中⼼から 6 ⽅位のデータが得られている

鉛直シアーが弱かったので、⾵速の⾮軸対称分布を

前者を中⼼に解析を⾏った。台⾵の中⼼位置として調べるのが難しいが、⽬の中で相当温位が⾼くなる

気象庁のベストトラックデータを使⽤し、航空機観

傾向は Mindulle や先⾏研究と同様であった。ただし、測が⾏われた時間帯の移動ベクトル（𝑽$%&'%( ）を計

台⾵の⽬を観測したデータの中で 1 つ、周辺のもの算した。また、台⾵の環境場における鉛直シアーをと⽐較して相当温位が 10℃以上低くなるものがあ

計算するため、気象庁 55 年⻑期再解析（JRA-55）

った。

2

4.

まとめ

参考⽂献

調査の結果、Mindulle では⾵速成分の鉛直シアー

・Hazelton et al., (2017) Mon. Wea, Rev 145, 3073-

に対する依存性がみられ、先⾏研究で述べられた特3094

徴と⼀致していた。また、⽬の中で相当温位が⾼く

・Yamada et al., (2021) J. Meteor. Soc. Japan. 99,

なる傾向は、２つの事例で共通していた。今後、移1297-1327

動ベクトルやシアーベクトルに対する⾮対称構造を・Stern et al., (2016) Mon. Wea, Rev 144, 2177-2204

さらに調べるには、多くの⽅位でドロップゾンデ観
測を⾏う必要があり、航空経路の策定に⼯夫が必要だと考えられる。

図 1𝒂 2021 年台⾵第 16 号(Mindulle)における台⾵経路図
⿊⾊の実線は Mindulle が移動した際の軌跡を⽰す。
⿊⾊の点は最も南に位置する点を、熱帯低気圧が発⽣している
2021 年 9 ⽉ 23 ⽇ 09JST として、台⾵発⽣期間内の各⽇ 09JST
時点の台⾵中⼼の位置を⽰す。

図 1𝒃 2022 年台⾵第 14 号(Nanmadol)における台⾵経路図
⿊⾊の実線は Nanmadol が移動した際の軌跡を⽰す。
⿊⾊の点は最も南に位置する点を、熱帯低気圧が発⽣している 2022 年 9 ⽉ 13 ⽇ 09JST として、台⾵発⽣期間内の各⽇
09JST 時点の台⾵中⼼の位置を⽰す。

図 2𝒂 Mindulle における移動ベクトルに相対的な接線⾵速の分布
四⾓形は壁雲に投下されたゾンデを表し、丸印は⽬に投下されたゾンデを表す。
⾊は観測した⾵速を⽰す。図の上⽅が台⾵の進⾏⽅向を⽰す。
各ゾンデが接線⾵速における最⼤値𝑉! を観測した時刻のゾンデの分布を⽰す。

図 2𝒃 Mindulle における移動ベクトルに相対的な動径⾵速の分布
四⾓形は壁雲に投下されたゾンデを表し、丸印は⽬に投下されたゾンデを表す。
⾊は観測した⾵速を表す。図の上⽅が台⾵の進⾏⽅向を⽰す。
各ゾンデが動径⾵速において上空500𝑚以下で負の極⼤値𝑉" を観測した時刻のゾンデの分布を⽰す。

3

図 3𝒂
Mindulle におけるシアーベクトル⽅向に相対的な接線
⾵速の分布
四⾓形は壁雲に投下されたゾンデを表し、丸印は⽬に投下されたゾンデを表す。⾊は観測した⾵速を表す。
図の上⽅がダウンシアーの⽅向を⽰す。
各ゾンデが接線⾵速における最⼤値𝑉! を観測した時刻のゾンデの分布を⽰す。

図 3𝒃
Mindulle におけるシアーベクトル⽅向に相対的な動径
⾵速の分布
四⾓形は壁雲に投下されたゾンデを表し、丸印は⽬に投下されたゾンデを表す。⾊は観測した⾵速を表す。
図の上⽅がダウンシアーの⽅向を⽰す。
各ゾンデが動径⾵速において上空500𝑚以下で負の極⼤値𝑉" を観測した時刻のゾンデの分布を⽰す。

図 4𝒂 Mindulle における⾼度 500m 付近の相当温位の⽔平分
布
四⾓形は壁雲に投下されたゾンデを表し、丸印は⽬に投下されたゾンデを表す。
⾊は観測した位置における相当温位を⽰す。
図の上⽅が台⾵の進⾏⽅向を⽰す。各ゾンデが上空 500m 付近を降下した時の相当温位と、その時のゾンデの⽔平分布を⽰す。

図 4𝒃 Mindulle における⾼度 1000m 付近の相当温位の⽔平分
布
四⾓形は壁雲に投下されたゾンデを表し、丸印は⽬に投下されたゾンデを表す。
⾊は観測した位置における相当温位を⽰す。
図の上⽅が台⾵の進⾏⽅向を⽰す。各ゾンデが上空 1000m 付
近を降下した時の相当温位と、その時のゾンデの⽔平分布を⽰す。

4梅雨期における前線の鉛直構造と降水量の関係
橋本 二千華・山田 広幸 （琉球大学大学院理工学研究科）
１． はじめに

３． 結果と考察

平成 29 年 7 月九州北部豪雨をはじめ、近年は梅九州と沖縄における、勾配と総降水量の散布図を雨前線による集中豪雨が多発し、甚大な被害が発生

図 2 に示す。両地域とも総降水量が 400 mm を超えしている。豪雨発生時の周辺環境場の特徴は多くのる豪雨事例の多くは、水平距離 Δx が±200km の範先行研究で報告されているが、集中豪雨の発生のメ囲でみられた。また、この範囲では降水量の偏差がカニズムはまだ十分に理解できておらず、予測も難し大きかった。このため、水平距離 Δx が小さい事例だ

いのが現状である。本研究では梅雨前線の鉛直構造けに着目し、平均エコー頂高度と高度 0.2km におけに着目し、降水量との関係を調べる。一般的に、東西る相当温位(南へ 200km)、鉛直渦度、水平収束のに延びる前線は上空ほど北に傾き、対称不安定によ値を用いて比較した(図 3、4)。総降水量が多い事例って生じる上昇流は北に傾斜することが知られている。

では、相当温位の値は 340K 以上と高く、平均エコー

その平均的な勾配は、高度差 1km に対し、寒冷前線

頂 高 度 は 6.0km 以 上 と 高 く 、 鉛 直 渦 度 はでは水平 100km、温暖前線では水平 300km である

0.4~0.9 10−4 𝑠 −1 の範囲を示したが、水平収束には明(気象庁, 2020)。しかし、豪雨時の前線はほぼ直立し瞭な傾向がみられなかった。

た構造を持っていることが先行研究で報告されており、

４． まとめ上昇流の発生メカニズムを対称不安定だけでは説明

水平距離Δx が小さいと、降水量が多い事例が多できない。本研究では、まず梅雨前線の南北勾配とかったことから、降水量を多く生むには、凝結潜熱に

降水量の関係を統計的に調べ、降水量の増加に関よる浮力によって生じる鉛直な上昇気流が必要不可

わる環境場の特徴を調べた。また、地域による違いを欠であることがいえる。しかし水平距離 Δx が小さくて調べるため、九州と沖縄での事例を比較し、違いをもも降水量が少ない事例もあったことから、勾配だけがたらす要因について考察する。

降水量の大小を決める指数にはならない。相当温位

２． 使用データと解析手法と平均エコー頂高度、鉛直渦度が総降水量との相関

本研究では、気象庁全国合成レーダーGPV と客がみえたため、相当温位と平均エコー頂高度、鉛直

観解析データ(ERA5)を用いた。解析期間は 2013 年

渦度の関係(図 5)をみてみると、相当温位が高く、鉛から 2022 年までの 10 年間で、5 月から 7 月までであ

直渦度がある程度強い事例は平均エコー頂高度がる。解析範囲を図 1 に示す。GPV のデータを用いて高く、総降水量の値が大きかった。このことから、前線

降雨事例を抽出し、高度 0.2km における南北 500km

帯の南側の相当温位が高く流入し、鉛直渦度があるの相当温位の差が 20K/1000km のものを解析の対象

程度強いと、エコー頂高度が高くなり、それに伴い降とした。前線の勾配（Δz/Δx）は相当温位の南北鉛水量が多く生み出すことが示唆された。以上のように、直分布から求めた。前線帯にある相当温位の等値線

本研究では前線の鉛直構造と降水量の関係をあるを用いて、高度 1km と 5km の幅（Δz=4km）で水平距程度見出すことができたが、より明瞭な関係を得るた

離 Δx を求めた。レーダーGPV を用いて総降水量とめには、これ以外の環境場のパラメーターや他の要

エコー頂高度を、ERA5 を用いて相当温位と鉛直渦因も含めたさらなる調査が必要である。

度、水平発散を求め、前線の勾配および降水量との参考文献

関係を調べた。

・ Holton and Hakim, 2013: An Introduction to Dynamic
Meteorology Fifth Edition, pp287-290.

5

・加藤 輝之, 2017: 図解説中小規模気象学. 気象庁, pp139-

・気象庁, 2020a: 前線の定義と解析(梅雨前線以外), 基礎

156,188-191,289-293.

知識、関連知識-総観場の解析・解釈.

・北畠 尚子, 2019: 総観模気象学 応用編. 気象庁, pp160190.

図 1 解析領域
九州：東経 129°~131°, 北緯 30°~35°

図 2 散布図(水平距離 Δx vs. 総降水量)と箱ひげ図

沖縄：東経 126°~128°, 北緯 25°~27°

上段：(左)九州の事例 (右)沖縄の事例
下段：(左)南へ傾く事例 (真ん中)ほぼ直立している事例 (右)北へ傾く事例

(a)

(b)

(c)

(d)

図 3 散布図(九州の事例)(a)南へ 200km 時点の相当温位[K] (b)平均エコー頂高度[km] (c)鉛直渦度[10−4 𝑠 −1 ] (d)水平発散・収束[10−5 𝑠 −1 ]

(a)

(b)

(c)

図 4 散布図(沖縄の事例)(a)南へ 200km 時点の相当温位[K] (b)平均エコー頂高度[km] (c)鉛直渦度[10−4 𝑠 −1 ] (d)水平発散・収束[10−5 𝑠 −1 ]6(d)

図 5 散布図(九州の事例)(左)相当温位 vs.平均エコー頂高度
カラーは総降水量(右)相当温位 vs. 平均エコー頂高度
カラーは鉛直渦度

7沖縄本島を通過する二本の降水帯をもつ寒冷前線の観測山野 裕斗・山田 広幸 ( 琉球大学 理工学研究科 )1.

はじめに
沖縄本島では寒冷前線が通過する際、前線本体の降水帯に先行して、暖域側に降水帯(Warm Sector
Band=WSB)が発生する場合がある。WSB の発生メ
カニズムについては、地形による強制上昇や内部重力波の伝播など、10 種類のメカニズムが挙げられている(Schultz, 2005)。地形による影響の小さい沖縄
本島を通過する WSB の解析では、前線本体の降水域から前面に広がるアンビルの下を内部重力波が水平方向に伝播することで先行する降水帯が形成されるという Fovell et al.(2006)の示す理論による発生が示唆される(森田 2015 年卒業研究)。しかし WSBの発生メカニズムを明らかにするには詳細な大気の鉛直構造の理解が必要である。そこで本研究では、
寒冷前線に先行して WSB を伴う寒冷前線(WS 型)についてラジオゾンデによる観測データを用いて、詳
細な大気構造とそのメカニズムを調べた。
2.

使用データと解析方法
2021 年 11 月 21 日から 22 日にかけて WS 型寒冷前線が沖縄本島を通過する際(図 1)に、21 日 13UTCから 22 日 07UTC まで 2 時間毎に計 10 回の観測を行った。本研究では、このラジオゾンデ観測データ
を用い、時空間断面図などを作成し、大気の鉛直構造を解析した。時空間断面図は縦軸に高度、横軸に時刻を観測の遅い順に取ることで、観測地点における前線の通過に対する時空間変化を表すものである。
またレーダーGPV 降水強度データより、127.6°E,
26.4°N を中心に前線の走向に直交する向きに切り取り、距離―時間断面図を作成し、移動速度を推定した。また比較対象として、2022 年 11 月 29 日から 30 日にかけて沖縄本島を通過する降水帯が一つの典型的(typical)な寒冷前線(TP 型)のラジオゾンデ
観測データを使用し、環境場の解析に気象庁の局地解析(LA)のデータを使用した。
3.

結果
まず図２の距離―時間断面図より、2021 年 WS型の前線本体及び WSB の移動速度を推定した(前線本体：6.48m/s, WSB：4.17m/s)。図 3(a)の WS
型の相対湿度時空間分布を見ると、寒冷前線が沖
縄本島を通過した 03UTC に前線面の対流による
高度 4km までの湿潤域が見られ、それより前の19UTC に高度 2km まで湿潤域が広がって見られる。また前線の走向に対して直交する向きの風成分(図 3(c))を見ると、19UTC の下層に前線に対して吹き込む風成分(暖色)と前線から吹き出す風成

分(寒色)の境界があり収束場となっていることが考えられ、このことから 19UTC の同領域は WSBが形成される直前の環境場であることが示唆される。また図 3(d)の前線に相対的な風成分を見ると、19UTC では前線に対して吹き込む環境場である。
WSB は 4.17m/s の移動速度を持っていたことから、WSB は前線に吹き込む環境風より速い速度で伝播していたことが示唆される。また図 3(b)のゾンデの上昇速度から推定した鉛直流分布より、
19UTC から 03UTC 間には上昇流と下降流が混在して見え、これは図 4 に示す内部重力波が水平に伝播する際の特徴を捉えていると考えられる。
また、寒気層の厚さが 2021 年の事例より薄い
2022 年 TP 型の事例と比較した結果、相対湿度(図 5(b))より前線面上での対流による湿潤層の深さが異なることがわかった。そこから前方に広がる高度 3~4km の湿潤域の形成が内部重力波の伝播と関与していると考えられる。さらに局地解析の水平面図(図 6)より、WS 型の前線本体での対流の深さについては、上空の南西方向からの湿潤流による水蒸気供給が対流の深さに影響し、それにより上空の湿潤域が形成されることで内部重力波が水平方向に伝播しやすい環境場を形成したと考
えられる。
4.

まとめ
WSB を伴う寒冷前線についてラジオゾンデ観測
データを用いて解析を行った結果、前線面の対流から前面に広がる上空の湿潤域の下を内部重力波が水平方向に伝播することで WSB が形成されることが示唆され、Fovell et al.(2006)の数値シミュレーショ
ン結果と整合する結果が得られた。また局地解析より、上空の湿潤域の形成には上空の南西からの水蒸気供給が関与していることが示唆された。
謝辞

本研究で使用した観測データを取得する際のラジオゾンデ観測には、気象学研究室の皆様をはじめ、多くの方にご協力いただきましたこと、深く感謝申し上げます。
参考文献
・Fovell et al.(2006), Mon. Wea. Rev., 134, 3751pp
・Schultz (2005), Mon. Wea. Rev., 133, 2449-2472.

8

図1

ひまわり 8 号赤外画像とレーダーGPV 降水強度

図2

レーダーGPV 降水強度の
距離-時間断面(a) 相対湿度(b) ゾンデの上昇速度で推定した鉛直流(a) 相対湿度(c) 前線に直交する向きの風成分(d) 前線の移動に相対的な風成分(b) 相対的な鉛直流

図 3 2021 年観測データによる時空間分布 (赤線：前線通過)

図5

時空間分布 (2022 年)

相当温位

相対湿度

図4

スコールラインの対流域により励起され前方へ水平に伝播する内部重力波の模式図(Fovell et al.2006 より)9

図6

高度 1454.5m の局地解析の水平面図
黒破線：地上前線位置、黒矢印：湿潤流を示す。

2022 年台風第 4 号(AERE)の事例解析
渡部 太聞 ・ 山田 広幸 ( 琉球大学 理工学研究科 )１．はじめに2022 年台風第 4 号(AERE)は 6 月 30 日 18UTCにフィリピンの東海上で発生し、その後北上、7 月
2 日 12UTC 前後に沖縄本島地方を通過した(図 1)。
4 号が発生した 30 日には宮古海峡上空に上層寒冷低気圧(UCL)が存在し、1 日から 2 日にかけて
北西から南東へ半時計周りに 4 号を周り込むように移動した(図 2)。琉球大学気象学研究室では、気象庁気象研究所との共同観測により 30 日 00UTCから 4 日 00UTC まで 3 時間毎にラジオゾンデによる高層気象観測を実施し、2 日 12UTC に 4 号
中心付近の観測に成功した。本研究では 4 号とＵＣＬの関係に着目し、4 号の発達・衰弱過程について調べた。解析には客観解析(ERA-5)、高層観測のデータを主に使用した。4 号の渦発達過程は摩擦を考慮しない渦度方程式(式１)を用いた渦度収
支解析により評価した。ＵＣＬとの相互作用はEddy Flux Convergence (EFC) (Molinari andVollaro , 1990)(式 2)により診断した。
２．解析結果・考察
a. 4 号の渦発達過程
4 号の相対渦度 時間高度断面を図 3A、下層・中層で平均化した相対渦度の時間変化を図 3Ｂにそれぞれ示す。渦度は発生時から増加し、1 日の15ＵＴＣ前後に最大に達していた。発生から 1 日
18UTC 前後まで風の鉛直シアーはおおむね 10
m/s を超えていたため 4 号は強いシアーのある環境下で発達したことになる。
渦度方程式の発散項、鉛直移流項の時間高度断面を図 3 C、D にそれぞれ示す。渦度方程式の各項の和と渦度の時間変化
傾向はおおむね一致していた。発生 から 1 日
15UTC 前後までの期間中、下層では発散項、中上層では鉛直移流項が主に渦を強める方向に寄与していた。これは活発な対流に伴う下層収束と上昇流により渦度が強化されたことを示唆する。この期間中のひまわり 8 号による衛星画像を確認すると 4 号中心付近で活発な対流活動がみられた。

Vollaro , 1990 )。4 号の 200hPa における EFC の
距離-時間変化、距離 300-600 ㎞で平均化した EFCの時間変化を図 4、5 にそれぞれ示す。EFC は 1
日 03UTC か ら 増 加 し 、 1 日 15UTC に 約
40𝑚𝑠 −1𝑑𝑎𝑦 −1に達した(図 4,5)。この時間 UCL は
4 号の西、約 200 ㎞の位置に存在していた(図 2)
ため EFC の顕著な増加は UCL によりもたらされたと言える。4 号の渦強化と EFC 増加は時間的な一致を示しており、強いシアー環境下でも 4 号が発達できた要因として、ＥＦＣの増加が寄与した可能性が考えられる。UCL の渦度は 1 日から 2
日にかけ減少していた(図 2)。これは活発な対流の潜熱加熱による UCL の弱化を示唆している。
c. 高層観測結果から考える 4 号の衰弱要因
4 号の下層渦度は 1 日 15UTC 前後に最大となった後は、強化されることなく 3 日 00UTC 以降減少に転じた。4 号の中心を捉えた 2 日 12UTCのプロファイルを図 6、前後 24 時間の相対湿度時
間高度断面を図 7 にそれぞれに示す。この時間
600hPa 付近に明瞭な沈降性逆転層がみられた。
これは UCL によりもたらされた乾燥空気が 4 号の西象限から貫入し沈降したことにより形成されたと考えられ、対流活動を抑制し 4 号の発達を阻害した可能性がある。4 号中心 400km で平均化した CAPE の時間変化を図 8 に示す。
CAPE は 2 日
00UTC 以降減少しており、これは沈降による断熱昇温によって成層が安定したことを示唆する。
3 まとめ
本研究では 2022 年台風第 4 号(AERE)の発達、衰弱過程について調べた。4 号は UCL の東象限で発達しており、その発達には UCL に伴う発散
高度における EFC の増加が寄与した可能性が示された。また 2 日以降、UCL によりもたらされた
乾燥空気が 4 号中心付近に貫入しその後の発達を阻害したと考えられる。

ｂ. UCL との相互作用
Eddy Flux Convergence (EFC)と TC 強度の関係を調べた解析はこれまでも行われている(e.g.,
Yu and Kwon , 2005 )。EFC が正の場合、計算高度における平均的な角運動量の増加を示し( Hanley et al. , 2001 )、ＴＣの発散高度におけるＥＦＣの増加は二次循環を励起し間接的に TC の発達に寄与する可能性がある( Molinari and

謝辞：高層気象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。台風接近時の風雨の中、観測を実施された皆様に感謝します。
参考文献
Hanley et al. (2001), MWR, 129, 2570-2584.
Molinari and Vollaro (1990), JAS, 47, 1902-1918.
Yu and Kwon (2005), WAF, 20, 199-211.

10

(式 1) 渦度方程式(式 2)

r : TC 中心からの距離(km)𝑢𝐿 ′ ∶ システムに相対的な動径風速の方位角平均からの偏差v𝐿 ′ ∶ システムに相対的な接線風速の方位角平均からの偏差

北西

北東

南西

南東

沖縄本島

図1

A

図 2 4 号に相対的な UCL の移動経路図

4 号の移動経路図
黒色は JMA ベストトラック、

図の中心は 4 号の中心位置、プロットは 200

カラーは ERA-5 により推定したhPa 相対渦度最大位置から推定した UCL

4 号の推定位置を示す。

の中心位置、カラーは渦度をそれぞれ示す。

B

下層
中層

C

図3

D

A：渦度の時間高度断面図（カラーは渦度を示す）
B : 下層・中層の渦度時間変化図 ( 赤は 950-850 hPa , 青は 550-450 hPa の平均渦度を示す)
C : 渦度方程式 発散項の時間高度断面図 (カラーは発散項を示す)
D : 渦度方程式 鉛直移流項の時間高度断面図 ( カラーは鉛直移流項を示す )

11

図5

動径距離 300-600km で平均化した
EFC の時間変化図
実線は 300-600 ㎞で平均化した EFC を示す。

２日 12UTC
4 号中心からの距離(km)

図4

EFC 動径距離-時間変化図
カラーは EFC を示し、
赤色は正、
青色は負の値を示す。

600hPa図7

1 日 12UTC から 3 日 12UTC までの
相対湿度 時間-高度断面図
カラーは相対湿度を示す。

図84 号中心 400 ㎞で平均化した CAPE の
時間変化図
赤棒は CAPE を示す。

図 6 2 日 12UTC における気温、露点、
湿度プロファイル
赤色は気温、青色は露点、緑色は相対湿度をそれぞれ示す。

12

夏季の宮古島における⽇射量と環境場の関係
有⾺ 光将 ・ ⼭⽥ 広幸（琉球⼤学 理学部物質地球科学科）
境場の⾵速（図２）鉛直プロファイルを調べた。両タイプにおいて対流圏下層（850〜1000 hPa）の⾵向は南東であったが、⾵速に違いがみられた。積乱雲が発⽣した⽇（図２A, B）では下層の⾵速が 5m/s より⼩さかったのに対し、積雲が島の上で発⽣しなかった⽇（図 2C, D）では⾵速がそれより⼤きかった。
次に、環境場の成層安定性を評価するため、相当温
位の鉛直プロファイルを調べた。その結果、対流圏のほぼ全層（>150hPa）において、積雲対流が発⽣した事例の⽅がしなかった事例より約 5 K 低いことがわかった（図３）。
これらから両タイプの違いを決める要因は主に⾵速にあると考え、31 ⽇間の⽇射量と⾵速の関係を調べた（図４）。積雲対流により⽇射量が⽐較的抑えられ標準偏差が⼤きい事例は、主に⾵速 5m𝑠 !" 以下の領域に集中しているのがわかる。ただし⾵速 5m𝑠 !"以下の範囲にも後者に該当するタイプが数例含まれる。これらは、⾵向が南⻄または北東のため島の外側に雲が発⽣した事例と、⽇射計の設置していない
範囲で積雲が発⽣した事例であった。

１．はじめに
熱帯では島の地形や強い⽇射の影響により局所的に積雲対流が発⽣することが知られており、Hirose
et al.(2017)では低緯度（緯度 30 度未満）の島に関して強い⽇射に起因する⼤きな⽇周変動が現れることを報告している。この緯度帯に含まれる南⻄諸島
においても夏季の⽇中に積雲対流が発⽣することがわかっている。⽥原(2014,卒業論⽂)では地上の相当
温位が 360K 以上かつ平均⾵速が 5m𝑠 !" 以下のときに活発な積乱雲が発⽣することを明らかにした。
近年、このような熱帯・亜熱帯の⼩規模島嶼において、太陽光による再⽣可能エネルギーを効率よく利⽤してカーボンニュートラルを⽬指す試みが⾏われており、発電量を左右する主要因となる積乱雲の発⽣予測が必要となってきている。宮古島では、地域マイクログリッド構築事業における太陽光発電の予測を⽬指し、沖縄電⼒株式会社と株式会社ウェザーニューズとの共同研究が始まり、宮古島と伊良部島に合計 10 個の⽇射計が設置された。琉球⼤学理学
部気象学研究室は、宮古島の積雲に関するこれまでの調査（横⼭ 2014、東恩納 2017、伊波 2018）を応⽤して積乱雲の発⽣予測を⽬指して、2022 年度にこの共同研究に参加している。本研究では、⽇射量と環境場の関係を明らかにすることを⽬的とする。解析期間は 2022 年 8 ⽉の 1 か⽉間とし、解析には宮古島に設置された 10 地点の⽇射計データ（6 時〜18時）
、気象庁レーダー⾬量データ、ひまわり 8 号可視画像を⽤い、850〜1000hPa の平均⾵速と相当温位を客観解析（ERA5）を⽤いて計算し使⽤した。
２．解析結果・考察
8 ⽉の各⽇における 10 地点の積算⽇射量を平均した値と標準偏差の時系列を図１に⽰す（図１）。積
算⽇射量が 1.5× 10# J を超える強い地表⾯加熱があった⽇に着⽬すると、積算⽇射量が 2.2× 10# J 以上
で標準偏差の幅が⼩さい（< 0.5× 10# J）事例と、積算⽇射量がそれより⼩さく、標準偏差の幅がそれよ
り⼤きい事例の 2 タイプが存在することが分かった。
前者のタイプ（16, 24 ⽇など）では、衛星可視画像で背の低い積雲の発⽣が島の⾵下で確認されたが、島の上では⽬⽴った雲が確認されなかった。⼀⽅、後者のタイプ（5, 8 ⽇など）では、衛星可視およびレーダーの画像において降⽔を伴う積乱雲の発達が確認された。
両タイプの環境場の違いを明らかにするため、環

13

３．まとめと今後の課題
宮古島の⽇射量と環境場の⾵速および相当温位との関係を調べた結果、相当温位が常に⾼い夏季の宮
古島においては対流圏下層の⾵速が 5m𝑠 !" を下回る
場合に島の上で積乱雲が発達し、島の上での⽇射が抑えられることが⽰された。
また、積雲対流が発⽣しなかった事例の⽅が発⽣した事例よりも相当温位が上層まで⾼かったことから、島の上での積雲対流の発⽣を評価する物理量として相当温位よりも⾵速の⽅が重要であることが⽰唆された。
しかしながら、⾵向についての議論にまだ余地がある。⾵速が弱いが⽇射が抑えられなかった 20 ⽇の事例では南⻄⾵であり、島の北東の海岸で積雲が発達し、同様に 30 ⽇の事例では北東⾵であり、南⻄の海岸で積雲が発達していた。空気塊が⽇射の影響をどれだけの時間受けた時に雲が発⽣するのかを調べることで今後より精密に雲の発⽣を予測することができると考えられる。
謝辞：今回⽇射計のデータをご提供いただいた株式会社ウェザーニューズ並びに設置場所の提供をしていただいた沖縄電⼒株式会社に感謝します。
参考文献
Hirose et al, 2017: JCLI, 30, 4165‒4184.

積算⽇射量 [10! J]

積算⽇射量 [10! J]

図１．積算⽇射量の平均と標準偏差棒グラフは１０地点で平均した積算⽇射量、エラーバーはその偏差をそれぞれ⽰す
A は時系列順、B は積算⽇射量順

A

B

D

C

図２．⾵速の鉛直プロファイル
⾚線は東⻄成分、⻘線は南北成分、⿊線は⾵速をそれぞれ⽰す
A, B は積雲対流が発⽣した⽇(5, 8 ⽇)、C , D は積雲対流が発⽣しなかった⽇（16, 19 ⽇）

図３．相当温位の鉛直プロファイル

図 4．⾵速と⽇射量の分布図

⾚線は積雲対流が発⽣した事例(8 ⽇)
⻘線は積雲対流が発⽣しなかった事例(16 ⽇)

⾊は 10 地点の積算⽇射量の標準偏差を表す

14

民間航空機データを用いた台風構造解析
伊藤耕介・山本蓮(琉球大学理学部)
1. はじめに

最大風速 33 m/s を超える
「非常に強い台風」

台風の構造を現場観測に基づいて記述するの場合，台風中心から 100 km 以内で得られことは，現象の理解や予測にとって重要であた観測データの数は 200 個強であった．500

る．米軍による航空機観測が 1987 年に終了

hPa 高度より高い高度でのデータは陸上・海したあとも，T-PARCII を含めたいくつかの

上ともに得られていたが，500 hPa 高度より

プロジェクトによって航空機観測が実施され低い高度でのデータのほとんどは，陸上や陸てきたが(Hirano et al. 2022; Ito et al. 2018;

地に近い沿岸上で得られていた．これは，航Yamada et al. 2021)，残念ながら，平均的な空機の航路の特性を反映していると考えられ台風構造を記述するには十分とはいえない．

る．

特に，暖気核に代表されるような台風中心付

気候値に相対的な気温・温位偏差を定義す

近の対流圏上層の観測は，T-PARCII を除く

るため，ACARS/AMDAR の 11 年分のデーと直接観測が非常に限られている．そこで，

タを用い，緯度・経度・気圧・半旬ごとの気候

本研究では，民間航空機データの利用に基づ値を作成した．また，台風中心から 800-1200

いて台風構造を記述することが可能かどうか

km のデータの平均(以後，単に 1000 km 半

検討した．一般に，民間航空機の測る気温や径と呼ぶ) に対する気温・温位偏差も参考の

風速のデータは 10 秒～30 分の時間間隔でため計算した．

送信され，ACARS/AMDAR データとして保3. 結果と考察

管されている．そのため，もし，台風中心の近傍を航空機が飛ぶ事例が十分にあれば，そ解析の結果，暖気核に対応する温位偏差ののコンポジットを取ることにより，平均的なコンポジット平均は，200-400 hPa で大きく台風の構造を描くことができると期待される．本研究の成果は Ito and Yamamoto(2022) にまとめられている．

2. 使用データと解析設定
2010-2020 年の ACARS/AMDAR データに基づき，台風中心付近の気温と風速の構造を解析した．台風の中心位置・最大風速・サイ
ズは，RSMC Tokyo ベストトラックデータを参照した．台風中心から 1200 km 以内で得られた観測データの総数は 4.0×106 個であり
（図 1），台風中心から 100 km 以内に限って

図 1. 台風中心からの距離(50 km 刻み)，気

みても 1.0×104 個が存在していた．ただし，

圧(50 hPa 刻み)ごとの観測データ数．

15

温位偏差の極大値が大きく，温位偏差の高い領域の深さ，水平方向の広がりともに大きくなっていた．
台風強度推定への利用を想定し，1 つのレ
ベルでの温位偏差の強さから台風強度推定が可能かどうか，という点についても検討を行った．台風中心から 50 km 以内の 250-350
hPa で得られた観測を用いて気候値に対す
る温位偏差を用いて，ベストトラックに合うように回帰式を作成したところ，

Pmin = −1.900δθ + 1000.475 (hPa)

図 2. 台風中心からの距離(50 km 刻み)，気圧(50 hPa 刻み)ごとの観測データ数．

となり，残差は 7.33 hPa となった(図 3a)．また，各事例に対する 1000 km 平均の気温を

300 hPa 付近で極大を示した．気候値に相対

ERA5 に基づいて計算し，そこからの偏差を的な気温偏差と温位偏差の極大値はそれぞれ計算した場合，6.0 K と 8.4 K で，1000 km 半径の値に相対的な極大値は 4.6 K と 7.1 K であった(図 2)．

Pmin = −2.227δθ + 1002.155 (hPa)

事例ごとに暖気核の高度が異なる可能性があるため，これが暖気核の平均的な温度・温位であり，残差は 7.20 hPa となった(図 3b)．

偏差に対応するとは限らないが，ひとつの指

いずれの手法でも，ベストトラックに十分に標として活用することができよう．

整合的な値が得られたといえる．ただし，中200 hPa 高度よりも上空の外部領域では負心気圧が 960 hPa を切るような強い台風につ偏差となっており，台風発生時には対流圏界

いては，データが少ないため適用が難しいで面付近の気温が低いことが確認できる．またあろう．

300 hPa 高度を見ると，1000 km 以上離れた領域でも 2 ℃以上の気候値偏差が認められる．

風速場については，平均的には 1m/s 以上の吹込みが中心から 800 km からあり，300

台風の強度ごとに気候値に対する温位偏差をhPa 高 度 よ り も 上 空 に 見 ら れ る 吹 出 し は計算したところ，最大風速が<25 m/s，25-33

1000 km 以上に及んでいた．また，200 hPa

m/s, >33 m/s のグループでは，それぞれ，6.4

高度より高い領域には観測データはほとんど

K, 9.1 K, 14.4 K となっており，強い台風のグループほど温位偏差が大きいことが分かった．

ないものの，絶対角運動量面の傾きなどから，
外出流が最も強い高度は 200 hPa 高度よりも一方で，温位偏差の極大値が存在する高度に上空にあることが推測される．また，200hPa

大きな違いは無かった．
最大風速が 25-33 m/s

高度の中心から 1000 km 離れた領域には高となるグループに限って，強風半径のサイズ

気圧性循環があり，強い台風であるほど接線ごとに解析を行ったところ，大きい台風では16

図 3. 台風中心付近で得られた温位偏差とベストトラックにおける中心気圧の関係(a)気候値に対する偏差，(b)ERA5 に対する偏差．

風速も強くなっていた．

Clouds in Tropical Cyclone Trami (2018)
during

４．まとめ

T-PARCII

Dropsonde

Observations. J. Atmos. Sci., 79, 683-703.

民間航空機観測データを用いた台風構造解

Ito, K., and Coauthors, 2018: Analysis and析を行ったところ，多数事例の平均としての

forecast using dropsonde data from the

暖気核の強度や中心気圧との関係，風速場な

inner-core region of Tropical Cyclone Lan

どを示すことができた．一方で，非常に強い(2017) obtained during the first aircraft

台風の構造の観測事例は限られているため，

missions of T-PARCII. SOLA, 14, 105-110.

そのような台風の解析には，T-PARCII など

Ito,

K.,

and

R.

Yamamoto,

2022:のプロジェクトで得られた観測データが重要

Thermodynamic and kinematic structureになるであろう．

of tropical cyclones in the western North
Pacific based on ACARS/AMDAR, Front.

謝辞

Earth Sci. Sec. Atmospheric Science,

本研究は，ムーンショット JPMJMS2282

doi:10.3389/feart.2022.1058262.

and MEXT KAKENHI Grant JP21H04992,

Yamada, H., and Coauthors, 2021: The double

JP21K03657, and JP18H01283 の支援を受け

warm-core structure of Typhoon Lanています．

(2017) as observed through the firstJapaneseeyewall-penetrating

参考資料

reconnaissance.

Hirano, S., K. Ito, H. Yamada, S. Tsujino, K.

Meteorological Society of Japan. Ser. II.

Tsuboki, and C.-C. Wu, 2022: Deep Eye

17

Journalaircraftoftheいわゆる先行台風型の台風発生について
山内 健司・伊藤 耕介（琉球大学大学院理工学研究科）
1. はじめに

MJO のフェーズや MJO 指数には気象庁東京気候

北西太平洋での台風の発生環境場はいくつかセンターの MJO モニタリング指数、ENSO 指数とのパターンに分類されている。その一つに西～北しては気象庁の海面水温データから NINO.3（5N-

西側に位置する先行する台風の影響を受けて後5S, 150W-90W）領域のものを使用する。

発の台風が発生するとされる「先行台風型」と呼3. 結果と考察

ばれるパターンがある。この「先行台風型」の台

数値実験の結果、先行する台風を弱めても後発

風発生の仕組みとして、東～南東へのロスビー波の台風は発生し、強度にもほとんど影響はなかっ射出を後発台風発生の成因とする仮説が提案さた（図 1）。また、先行する台風からのロスビー波

れているが、データ解析や数値実験に不十分な点が見受けられる。また、既存の台風発生環境場データベースでは、客観的手法を用いてパターン分類を行っているものの、先行台風型の台風発生は
空間パターンで判定されており、物理的メカニズ
ムに基づいた判定となっていない。そこで本研究では先行台風が本当に後発の台風の発生に寄与しているのか。また、どのような環境場で発生していたかを明らかにすることを目的とした。
2. 使用データと実験設定

図 1 標準実験（赤線）と改変実験（青線）
での後発の台風の中心気圧の時間推移。

台風発生環境場データベース（Fudeyasu andYoshida 2018）で 1991 年から 2017 年に先行台風型と分類された 44 事例のうち、2013 年から 2017年に発生していた 5 事例に加え、Li et al. (2006)
で扱われていた 1 事例の計 6 事例について、NHMを用いて台風を中心とする領域で水平風、気温、比湿を平滑化する数値実験を行った。平滑化にはガウシアンフィルタを用いた。数値実験の初期位置、初期時刻は気象庁ベストトラックデータ、初期値、境界値は全球解析に基づく値を使用した。
環境場の解析については 44 事例に対して行い、
気象庁 55 年長期再解析データ（JRA-55）、海面水
温には MGDSST の遅延データを使用した。また、

18

図 2 先行する台風の発生日から後発の台風の前日までの期間で平均したエネルギー伝播ベクトル。

射出に伴うエネルギー伝播を調べると（図 2）、6り、西進する擾乱の発達する条件が整っていない

事例中 4 事例で後発の台風の方向へのエネルギー

ことで説明がつく。このように、いわゆる先行台伝播が確認できた。しかし、その強度は他の環境風型の台風発生は、多くの場合、実際には先行台場の作用に比べて微弱であり、他の事例ではその風以外の環境場の影響を受けて発生していた可ような伝播は見られなかった。そのため、先行す能性がある。

る台風よりも他の要因が後発の台風の発生に大きく影響していたと考えられる。そこで、先行台風型と分類された台風発生がどのような環境場で起きているのかを調査した。下層風を見ると、

図 4 MJO 各フェーズでの先行台風型の
台風発生数

図 3 後発の台風発生の 3 日前の位置を中心とした合成図。

後発の台風発生位置周辺では東西の広い範囲にわたって、低気圧性の東西風シア偏差が存在していた（図 3）。また、先行台風型とされた台風の発
生は他のタイプに比べて MJO のフェーズが 7 で活発な場合（図 4）や東側の海面水温が高く、エ

図 5 先行台風型の台風発生 3 日前の海面
水温の気候値偏差

ル・ニーニョ型の海面水温偏差の場合（図 5,6）に多かった。これは低緯度で西風偏差が太平洋中部まで達していたことを示している。このように先発台風の影響によって後発台風が発生したとされてきた事例に関しては、台風発生に適した環境が東西に広く分布しており、先行台風の影響を受
けずに、単に 2 つの台風が東西に並んで発生しただけである可能性が高いと考えられる。また、東側の台風発生が遅れる傾向にあることについて

図 6 ラ・ニーニャ、通常時、エル・ニー
ニョ時の先行台風型の月平均発生数。

は、北西太平洋の東部で海面水温が低いことによ

19

参考資料
Fudeyasu, H., & Yoshida, R. (2018). Western
North Pacific Tropical Cyclone Characteristics
Stratified by Genesis Environment, Monthly
Weather Review, 146(2), 435-446.
Li, T., X. Ge, B. Wang, and Y. Zhu (2006):
Tropical cyclogenesis associated with Rossby wave
energy dispersion of a preexisting typhoon. Part II:
Numerical simulations. J. Atmos. Sci., 63, 1390–
1409.

20

海面摩擦の増加が励起する台風強度及び構造の変化
正野涼司，伊藤耕介 (琉球大学理学部)

1. はじめに

2. 解析方法

台風に伴う暴風や豪雨は自然災害をしばしば本研究では気象庁非静力学モデル NHM に初期引き起こすため，人為的な改変によって，台風強値・境界値として気象庁全球解析を与えた。標準度を弱められるかどうかを検討することも有益

実 験 の 摩 擦 係 数 CD は Beljaars and Holtslag

で あ る 。 Emanuel (1986) の MPI(Maximum(1991) のものを用いている。初期時刻は 2019 年

Potential Intensity)理論に従うと，成熟期の軸対

9 月 7 日 00UTC，予報期間は 72 時間，計算領域

称的な台風の最大風速は以下の式で表される。

は北緯 30 度，東経 140 度を中心に水平格子点間

2

Ⅴ =

𝐶𝑘
(𝑇 − 𝑇𝑜𝑢𝑡 )(𝑆𝑆𝑆𝑇 − 𝑆𝑏 )𝐶𝐷 𝑏

隔 5 km で 400×400 格子とし，上端は 20 km で，

ここで，海面摩擦係数 CD は，海面応力(単位面積関東地方に被害をもたらした台風第 15 号を対象あたりの摩擦力) 𝜏 の大きさを決める係数である。

に実験を行った。台風の中心から半径 25 km・半

𝜏 = 𝜌𝐶𝐷 𝑉 2

径 50 km・半径 100 km の円内，半径 25～50 km・

一般に海面では，CD＝0.001 程度の大きさをとり，
半径 50～75 km・半径 75～100 km の円環，半径帆船など，風に対し強い抵抗を与える場合には
100 km の円内を象限分けした領域でＣＤを 3 倍にCD=1 程度となる。一方で，Emanuel (1986) の理した。これは大規模な帆船を 100 km2 あたり 40
論では，CD を定数として扱っているため，一部の隻配置することに相当する。
領域の摩擦係数を大きくすることが風速に与え3. 結果・考察
る影響はよくわかっていない。本研究では帆船にR0_50(半径 50 km 以内で CD を大きくした実
よって海面摩擦を高めた状態を想定し，どこにど験，以下同様)と R0_100 では，摩擦を強めると強れだけ摩擦を加えると，最大風速が弱くなるか，
風速域の風速が弱められ，摩擦を強める面積が大あるいは大きさや降水量などに影響が出ないか
きい方が生涯最大風速は弱くなった(図 1a-c，図を数値実験により検証した。
2a)。円環領域で摩擦を強くする実験では，最大風

21

参考文献

速半径(RMW)近傍の摩擦係数を強めた実験で最・Emanuel, K. A., 1986: An air-sea interaction theory for tropical
cyclones. Part I: Steadystate maintenance. J. Atmos. Sci., 43, 585-

大風速が非常に弱くなった。一方，R75_100 では

605.
・ Beljaars, A. C. M., and A. A. M. Holtslag, 1991: Flux

最大風速がわずかに強くなった(図 1d-g，
図 2b)。

parameterization over land surfaces for atmospheric models. J.
Appl. Meteor., 30, 327–341.

象限ごとに摩擦を強くする実験では，摩擦を強め

・Ito, K., Y. Ishikawa, Y. Miyamoto and T. Awaji, 2011: Shorttime-scale processes in a mature hurricane as a response to sea

た象限だけでなくそれ以外の象限でも風が弱く

surfaceなった。特に，風が強い北東象限で摩擦を強める

fluctuations,

J.

Atmos.

doi:10.1175/JAS-D-10-05022.1.

ことで，最も全体の風速が弱くなった(図 1h-k)。
RMW の外側で摩擦係数を大きくした R75_100 では，生涯最大風速が ctrl より若干強くなったことから，RMW が小さくなった可能性がある。また，象限ごとに摩擦を強める実験で，南東象限の摩擦を強めた実験は上陸時，
最も風速が弱くなった(図2c)。南東象限の風速が弱くなり，上陸により北東
象限と北西象限の摩擦が強められることで，南東象限の摩擦を強めた実験は最も上陸時の風速が弱くなったのではないかと考えられる。本研究により，Emanuel (1986) で予測されたとおり，最大風速領域の海面摩擦を強くすることで最大風速は弱まったほか，一部の象限の摩擦を変えるだけでもほかの象限の風速を弱められることもわかった。今後の課題として，ほかの台風事例での結果の違いの調査などがあげられる。

22

Sci.,

68(10),

2250-2272,

図 1. 31 時間後の地上風速(m/s)。扇形や円環は 摩擦を強めた領域。

Time
図 2. 地上の最大風速(m/s)の時間変化

Time

Time

23

接近・離反型の藤原効果
西平楓・伊藤耕介（琉球大学）
1.はじめに2.使用データと研究方法

藤原効果とは、２つの台風(熱帯低気圧)が接近

本研究では、2009 年 9 月 29 日に発生した台風

した場合にそれらが干渉することで通常とは異17 号(図 2)と 2009 年 9 月 30 日に発生した台なる進路をとる現象のことであり藤原咲平博士

風 18 号(図 2)の事例について研究する。

が提唱したことにちなんで名がついたものである (Fujiwhara, 1923) 。 藤 原 効 果 は 主 に 接 近(approach) したあとにそのまま併合(merge)する場合と、接近したあとに離反(escape)する場合に分けられる(図 1)。順圧非発散モデルを用いた
台風 18 号

研究によって、２つの正の渦度領域がかなり接近した場合には渦と渦の相互作用によって併合することがわかっている(Chan and Law 1995)。そ台風 17 号の一方で、接近したあとに離反する場合のメカニ
ズ ム は よ く わ か っ て い な い 。 Holland and

図 2 台風 17 号・18 号の経路

Dietachmayer (1993)は順圧非発散モデルを用いて、2 つの台風が β ジャイアの重ね合わせによ台 風 17 号 ・ 18 号 の 最 低 気 圧 は そ れ ぞ れって、接近したあと離反すると考えた。しかし、930hPa、910hPa だったが、最接近した 10 月 6

台風の移動に関わるのは、このような順圧非発散

日午前 3 時の台風 17 号・18 号の最低気圧はすモデルで説明可能なメカニズムだけではない。近でに 985hPa、940hPa になっていた。台風 17年の研究では、非断熱加熱の偏りの効果により、

号・18 号を解析するため、ERA5(ECMWF が作

渦度生成が偏在し、その効果によって台風が移動成した再解析データ)を用いた。水平格子間隔はする場合があることも示唆されている。そこで、

0.25 度、時間間隔は 3 時間とする。本研究では、

本研究は、過去の接近・離反型の藤原効果を示し移流の効果と非断熱加熱の偏りの効果を区別す

た台風事例について、その移動に関わる渦度収支

るために下記の渦度方程式を用いる。

解析を行い、移流と対流活動のどちらが卓越して

𝝏𝜻
𝝏𝒖 𝝏𝒗
= −(𝒗・𝜵)𝜻 − (𝒇 + 𝜻) ( + )
𝝏𝒕
𝝏𝒙 𝝏𝒚

いたのかを調べることを目的として実施した。

左辺は渦度の時間変化、右辺第一項は移流項、第二項は発散項を表す。台風の移動は渦度が極大になる位置の変化とみなすことができるため、渦度方程式で物理的作用の影響を診断することができる。解析には気圧座標系のデータを用い、立ち上がり項と摩擦項は十分に小さいとみなすことにする。また、本発表で台風の移動に関わることから主に議論の対象となる対流圏
中〜下層において、鉛直移流は相対的に小さい
図 1.接近(approach)、併合(merge)、離反(escape)する台風の模式図

24

(b)

ので割愛する。以後、本文中では、移流項と発(移流項)

散項のどちらの影響を受け、台風は移動しているのかを 850hPa(対流圏下層)、500hPa(対流圏中層)、200hPa(対流圏上層)に分け、接近するフェーズと離反するフェーズで確認する。本研究では、接近するフェーズとして 10 月 3 日
18UTC、離反するフェーズとして 10 月 6 日(c)15UTC を取り上げる。

(発散項)

3.結果
接近するフェーズ(図 3)では、移流項は台風
17 号を南西に移動させようとし、発散項は北に移動させようとしていたことがわかる。移流項と発散項のお互いが打ち消し合っているが、そ図 3. 接近するフェーズにおける渦度の時間変化と移流項・発散項の残差として渦度の時間変化はゆっくりと北西(2009 年 10 月 3 日 18UTC)へ進む。その一方で、台風 18 号に関しては、移1000hPa流項が西に台風を移動させようとしている一方、発散項は北に移動させようとしている。ただし、移流の効果が強いため、渦度の時間変化
は台風の西向き移動に対応していた。次に、移流項に対応する風がどのような大気現象によってもたらされたのかについて検討する。図 4 に地表面付近と対流圏中層の風を示しているが、これをみると、移流項が台風 17 号を南西に移動させようとしたのは、台風 18 号由来の風及び上500hPa空のトラフの西側に位置することに伴う下層の北東風が原因だったと考えられる。一方、移流項が台風 18 号を西に移動させようとしたのは、
太平洋高気圧の南縁に沿って流れる偏東風が影響したものと思われる。
(a)(渦度の時間変化)

図 4 10 月 3 日の風ベクトル

離反するフェーズ(図 5)では、台風 18 号の移流
項は北西に移動させようとし、発散項は北東に移動させようとしていたことがわかる。移流項と発散項の大きさはおおよそ等しかったため、その効果が重ね合わせられ、渦度の時間変化は25

台風の北進に対応したダイポールパターンにな

(c)

(発散項)

ったと考えられる。台風 17 号は停滞していたた
め、渦度の時間変化はほとんどなかった。また、台風 17 号がこの時刻において上陸していた
ことも、渦度の時間変化が不明瞭になっていたことに関係していると考えられる。先ほどと同様に、移流項に対応する風がどのような大気現象に関連していたのかについて確認した(図 6)。
その結果、移流項が台風 18 号を北西に移動させようとしたのは、台風 17 号由来の風及び太平洋

図 5. 離反するフェーズにおける渦度の時間変化と移流項・発散項

高気圧に沿って流れる南東風が影響していたも(2009 年 10 月 6 日 15UTC)

1000hPaのと考えられる。
台風 18 号については、移流項に匹敵するような大きさの発散項の偏りが見られたため、鉛直シアを確認したところ、確かに北東側に対流活動の偏りを生むような鉛直シアベクトルの向きとなっていた。また、鉛直シアベクトルが東北東向きになったのは、偏西風に接近したことと 2つの台風自身によって作られた高気圧性循環の500hPa両方が影響したためではないかと考えられる。
(a)(渦度の時間変化)

図 6 10 月 6 日の風ベクトル

今回の事例では、台風 17 号がフィリピンに衝突したことによる地形の影響を受けたため、明(b)

瞭な渦度の時間変化は見られなかった。今後(移流項)

は、地形の影響を受けていない場合の離反する台風の特徴を調べる必要があるだろう。
参考文献
Chan and Law, 1995: The Interaction of Binary Vortices in a
Barotropic Model. Meteorol. Atmos. Phys. 56,135-155.
Fujiwhara, S., 1923: On the growth and decay of vortical systems,
Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 49, 75-104.
Holland and Dietachmayer, 1993: On the interaction of tropicalcyclone-scale vortices. Ⅲ:Continuous barotropic vortices. Q. J. R.

(c)Meteorol. Soc., 119,1381-1398.

26

Sea Surface Temperature Variability in the Malacca Strait; Its Unstable Modulations within
Tidal Bore-impacted Estuaries
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
bands (412 nm to 12 um). These data were retrieved
from the Ocean Color Level-3 Global Browser, in thefollowing
webpage:https://oceancolor.gsfc.nasa.gov/. On the other hand,a monthly 10m ERA5 wind data (u- and vcomponent) was employed to determine the windvariation in the study area, with a horizontal
resolution of 0.25o. These data could be accessed via
thisfollowing
webpage:https://cds.climate.copernicus.eu/.

1.

Introduction
The Malacca Strait is an area of significance,
which it is a funnel-shaped channel connecting the
Pacific and Indian Oceans. Since it is impacted by thevariability of two primary oceans, the watercondition within the strait should be controlled by theclimate variability and the ocean-atmosphereinteractions. The recent climate change issue impacts
this area, easily detected using sea level andtemperature changes, as reported by Isa et al. (2020).
In the Malacca Strait, the variability of SST
relies on monsoon system, where the wind-driven
current plays a significant role in the SSTs
distribution. On the other hand, it is reported that theindependent climatic factors, such as IOD and ENSO
periodically affect the SST fluctuation like a“seesaw”. However, since the SST variation during
climate variability is not clearly understood, this
aspect is worthy studying.
The spatiotemporal variation of STT can beeasily approach from satellite data. However, itsvariation and mixing in the coastal and estuarine
areas in the Malacca Strait has never been reported
comprehensively. As previously introduced, that in
the eastern coast of Sumatra, there are many large
estuaries that may be impacted by the seasonalvariation of SST from the Malacca Strait (Wisha etal., 2022). Therefore, this aspect should be
investigated. This study aimed to analyze theseasonal variation of SST in the Malacca Strait andits condition within the estuarine channels in theeastern coast of Sumatra.
2.

To determine the SST modulation in theestuarine area. We employed a logger data provided
by the Ministry of Marine Affairs and Fisheries ofIndonesia, recorded in April and August 2016 in the
Kampar Estuary, based on the report of ResearchInstitute for Coastal Resources and Vulnerability(RICRV).
A regression analysis was carried out to assess
the influence of seasonal wind on SST distribution
over the Malacca Strait. Since the field data are only
recorded twice during 2016, we will assess theseasonal SST and wind data in the same period.
3.

Results and Discussion

The seasonal SST variability during 2016 isshown in Figure 1. Overall, high temperature degree
predominated the middle of the strait during SW
monsoon to the second transitional season, ranging
from 28.87 to 30.47oC. A lower temperature
distribution was detected during the NE monsoon
and the first transitional season, ranging from 28.85
to 30.96oC.

Data dan Methods

During the NE monsoon and the firsttransitional season, the higher temperature as tough“SST tongue” was observed in the western coast of

The seasonal SST data was derived from SuomiNPP/VIIRS(VisibleandInfrared
Imager/Radiometer Suite), consisting of 22 spectral

27

Peninsular Malaysia and gradually decreased toward
the Andaman Sea and the eastern coast of Sumatra.
As detected in the surface layer, the wind controls
over SST are possible. Based on the seasonal wind
patterns shown in Figure 2. During the same period,
the wind moved over the Malaysia Peninsular
Plateau toward the southwest and then turn toward
the northwest above the Malacca Strait channel, withrelatively low magnitude ranging from 1-2 m/s,
where the SST tongue was identified.

0.26, respectively. By contrast, the SST and the wind
were less correlated during the transitional seasons,with R2 values of less than 0.16. furthermore, basedon the analysis of covariance (ANOVA), these data
were statistically reliable, whereby the windvariability determined the SST distribution in the
Malacca Strait.

On the other hand, during the SW monsoon andthe second transitional season, the dominantsouthwesterly wind motion was moved toward thenortheast (Figure 2c and d). While within the
Malacca Strait channel, the wind velocity was
sufficiently higher than other seasons, ranging from
2-3 m/s. The southwesterly wind scattered the higher
SST to the entire Malacca Strait channel.

Figure 2. Seasonal wind variation in the Malacca
Strait. (a) NE Monsoon, (b) First Transitional, (c)SW Monsoon, (d) Second Transitional
Table 1. Regression analysis for intra-seasonal SST
and wind data
SeasonNE
MonsoonFirst
Transitional
SW
MonsoonSecondTransitional

Figure 1. Seasonal variation of SST in the Malacca
Strait. (a) NE Monsoon, (b) First Transitional, (c)SW Monsoon, (d) Second Transitional

Multiple
R
0.53

R2
0.28

Standard
Error
0.96

SignificanceF
3 x 10-7

0.39

0.15

0.84

2.6 x 10-4

0.51

0.26

0.62

8.4 x 10-7

0.34

0.11

0.63

2.2 x 10-3

Concerning the temperature modulation within
the estuarine channel of the Kampar Estuary, Figure
3 shows the temperature profile from the downstream
to the upstream area, recorded during April andAugust 2016. In April 2016, the SST in thesurrounding Kampar estuary ranged from 30.44 to
30.62oC. Entering the river channel at about 56 km
from the estuary mouth, the temperature was higher

To evaluate the influence of wind on SST
distribution within the Malacca Strait, we comparedthese two data in the regression analysis shown in
Table 1. Overall, the data were more correlated
during the NE and SW monsoon, with correlation
coefficient of about 0.5 and R2 values of 0.28 and28

reaching 32.5oC in the midday passage of tidal bore
(Figure 3b). Furthermore, in the upstream area (about
104 km from the mouth of the estuary, thetemperature declined by 1oC (3d).

temperature changes were not too significant, theseresult show how the tidal bore plays an important rolein the temperature mixing within the estuary.
Therefore, the analysis of other environmental
parameters is necessary to determine the influence ofa hydraulic jump on the environment.
4.

Conclusion

The SST distribution relies on the monsoon
system, where the wind controls is sufficiently
significant. The depiction of SST tongue wasobserved during the NE monsoon and the firsttransitional season when the wind moved toward thenorthwest above the Malacca Strait channel. By
contrast, a higher SST profile predominated theentire strait during the SW monsoon and the second
transitional season, with a deviation of about 2oC.
The correlation analysis between SST and the wind
showed a higher value during the NE and SW
monsoon compared to the transitional periods.
The unstable state of water temperature wasobserved within the Kampar Estuary, where it
amplified within the estuary and declined toward the
upstream area. Despite the insignificant temperaturedeviation during the midday and night passage ofbores, the unstable temperature is supposed to impact
the surrounding environment.

Figure 3. Recorded water level and temperature in
the Kampar Estuary. (a) at 22 km, (b) 56 km, (c) 98
km, (d) 104 km from the mouth of the estuary
Based on the August measurement, the SST
ranged from 29.28 to 29.44oC and in the surrounding
the mouth of the estuary (of about 22 km), thetemperature was increased by about 1 to 2oC (Figure3a). moving toward the upstream area (98 km fromthe mouth of the estuary), no significant changes intemperature was observed (Figure 3c).
The temperature modulation within the estuary
was unstable between the nigh and the midday
passage of the tidal bore in the Kampar Estuary,
wherein a sudden increase in temperature of about
less than 1oC was detected at the end of the ebb tide,followed by the passage of bores. However,temperature anomalies were also detected several
times. The unstable temperature states within theriver channel are mainly caused by the anthropogenic
sources, where many conventional industry and sandmining do exist within the estuary. Even though theReferences
Isa, N. S., Akhir, M. F., Kok, P. H., Daud, N. R.,
Khalil, I., & Roseli, N. H. (2020). Spatial andtemporal variability of sea surface temperatureduring El-Niño Southern Oscillation and Indian
Ocean Dipole in the Strait of Malacca and Andaman
Sea. Regional Studies in Marine Science, 39, 101402.
Wisha, U. J., Wijaya, Y. J., & Hisaki, Y. (2022).
Real-time properties of hydraulic jump off a tidal
bore, its generation and transport mechanisms: A
case study of the Kampar River Estuary, Indonesia.
Water, 14(16), 2561.

29

フラット光源開発およびカメラの光学特性調査*鈴 木 優 斗 (琉 球 大 工 ),1.

沖 崎 武 蔵 (琉 球 大 院 工 ), 下 地 伸 明 ( 琉 球 大 工 )はじめにドライバに接続している. また, LED 周辺にも金属メ

我々はこれまでデジタルカメラを用いた雷測光の研ッシュで覆うことでシールド対策を施した. 定電流究を行ってきた. デジタルカメラを測定器として利用

LED ドライバは PCB プリント基板上に実装した.

するため, デジタルカメラレンズの光学特性とイメー

LED の輝度は LED に流れる電流と強い相関関係があジセンサ特性を調べる必要がある.

る. LED の輝度の線形性を確認するため, LED 電流を 0

デジタルカメラを光学的観点からみるとイメージ生

mA から 20 mA の範囲で変化させ, そのときの輝度を測成のためのレンズと受光部のイメージセンサから成る.

定した. 輝度測定にはフォトセンサーを用いた.

レンズで生成されたイメージはイメージセンサで電気信号に変換されRAW データとなる. 一般的な使用では
この RAW データをカメラ内部の画像処理エンジンでデジタル処理することでデジタル写真が得られる. カメラ設定のうち, RAW データの輝度に関係するものはレンズの焦点距離 f と F 値 F/#であり, イメージセンサの露光時間 t と ISO ゲイン GISO である. これらの設定値と生成イメージの明るさの関係を明確にすることで測光の精度を高めることができる.

Fig.1 定電流 LED 光源の回路図.

前年度(2021 年度)の研究では均一輝度光源を開発しカメラのイメージセンサ特性とレンズの光学特性の調2.2. フォトセンサー査を行った. その時の光源は 25 個の高輝度白色 LED(1

光を分析するためフォトセンサーを用いた. Fig.2 に個約 7 cd)を用いており, 光源の輝度調整に時間がかか

フォトセンサーの回路図を示す. Fig.2 に示すようにフる欠点があった.

ォトセンサーは光検出部と光信号増幅部から成る. 光

本年度は光源の輝度調整およびノイズ対策に改良を

信号増幅部にはトランスインピーダンスアンプ(T-Z ア

加えることでさらに精度のよい結果を得ることを目的

ンプ)の出力にバッファを付けたものである. 受光部にとしている. 光源の輝度調整を容易にするため, 発光

は同軸ケーブル(RG174 A/U)の先端にフォトダイオー

部には超高輝度白色LED(1 個約 40 cd)を3 個用いた. まドを取り付けた受光プローブを二つ用意した. 一方はた, 発光部のノイズ対策の強化も行った. 今回改良し同軸ケーブル先端にフォトダイオード

た光源を用いてカメラのレンズ特性とイメージセンサ

SFH229(OSRAM Opto Semiconductors)を取り付け特性の追試を行った.

たもの(受光プローブ 1)であり, もう一方は同軸ケーブ
ル先端にフォトダイオード BPW34(ams OSRAM)を2.

取り付けたもの(受光プローブ 2)である. フォトセンサ

実験方法

ーは電磁ノイズに敏感なため, 光信号増幅部は PCB プ

2.1. 定電流 LED ドライバ
超高輝度 LED を用いて定電流 LED 光源を作製したリント基板上に実装し金属シールドボックスに収納し(Fig.1). LED には順方向電流 IF = 20 mA, 順方向電圧

た. 受光部と光信号増幅部の接続は同軸ケーブルで行

VF = 3.2 V で輝度 IV = 40 cd(Typ.)の特性を持つ超高った. リーク電流対策としてフォトダイオードとオペ

輝度白色 LED(Cree LED, C503D-WAN-CCbEb151)を採用しアンプそして帰還部の接続はテフロン端子で基板からた. Fig.1 の回路図は定電流 LED ドライバ, 同軸ケーブ

浮かせることで配線した.

ルそして 3 個の LED から構成されている. ノイズ対策のため, 定電流 LED ドライバはシールドボックスに収納し, 3 個の LED は同軸ケーブルを介して定電流 LED

30

ディ C9000D とズームレンズ Cf18-55 の結果を示す.
輝度の分析は RAW データを用いた. RAW データはBayer 配列(Fig.5)をしている. 本研究で使用したカメラの Bayer 配列は C9000D が RGGB, ND5600 が RGGB そして PDCGF10W は BGGR であることを確認した. 輝度分析には中心 4×4 の中の B 成分 4 個, G 成分(8 個), R 成分
(4 個)の値を取り出し色ごとに平均した. さらに同じ

Fig.2 フォトセンサーの回路図.

条件で 10 回測定を行い平均することでランダムノイズ
2.3. 積分球の除去を試みた. 本研究では中心4×4 のピクセルに注

レンズの光学特性を調べるにはフラットな光が必要

目しており周辺減光の影響を受けない. そのためシェである. LED から放射される光は指向性を持っているーディング補正は行っていない. また中心4×4 のピク

ため, そのまま利用すると光強度の偏りの影響が顕著

セルにクール/ホットピクセルがないことは予め確認に表れる. そこで, 積分球内部に LED を配置することしている.

で均一な光強度を持つフラット光を生成した. Fig.3

Table 1 使用したカメラとレンズおよびそれらの記号.

に積分球の外観と内部塗料反射率を示す.

カメラ / レンズ

積分球のフラット性の確認のため, 受光プローブ 2記号
Cameraを取り付けたフォトセンサーを用いて開口ポート表面

Canon EOS 9000D

C9000Dの光強度を計測した. 開口ポート表面の測定位置を

Nikon D5600

ND5600

Fig.4 に示す.

Panasonic Lumix DC-GF10W

PDCGF10W
Lens

Canon EF-S18-55mm F4-5.6 IS STM

Cf18-55

Canon EF-S55-250mm F4-5.6 IS STM

Cf55-250

Nikon AF-P DX NIKKOR 18-55mm f/3.5-5.6G VR

Nf18-55

Nikon AF-P DX NIKKOR 70-300mm f/4.5-6.3 G

Nf70-300

ED VR
Fig.3 (左)積分球外観と(右)積分球内部塗料反射率.

Panasonic LUMIX G VARIO 12-32mm/F3.5-F5.6

Pf12-32

ASPH./MEGA O.I.S.
Panasonic LUMIX G 25mm F1.7 ASPH.

Pf25

Fig.4 積分球開口ポートのフラット性確認のための測定位置.
中心から幅 6 mm で等間隔になるように同心円が描かれている.

Fig.5 RAW データの Bayer 配列. 一例として RGGB を示してい小さい円が測定位置であり, 81 個ある.

る.

2.4. 測光

3.

レンズの光学特性を調べるため, イメージセンサの結果と考察

3.1 測光

光感度特性(V-ILED 特性), ISO ゲイン特性(V—GISO 特性),

3 台のカメラ C9000D, ND5600, PDCGF10W のイメージ

露光時間特性(V—t 特性)を調べ, その後レンズ特性でセンサの光感度特性, 露光時間特性, ISO ゲイン特性

ある焦点距離特性(V—f 特性), F 値特性(V—F/#特性),がピクセル値 60000(16 bit)以下ではほぼ線形である

そして照度比特性(En/En+k—k 特性)を調べた. 使用しが, 60000 以上になると飽和状態になることを確認したカメラボディは 3 台であり, ズームレンズ 5 本, 単た.

焦点レンズ 1 本である(Table 1). 本報告ではカメラボ

レンズの焦点距離特性と F 値特性をそれぞれ Fig.6

31

と Fig.7 に示す. Fig.6 と Fig.7 は本来一つの図である.

Fig.7 のレンズの誤差を予め調べ補正する必要がある.

輝度 V は焦点距離 f と F 値 F/#の二変数と露光時間 t

さらに周辺減光や固定パターンノイズに関するフラッと ISO ゲイン GISO を含む 4 変数関数で表される. しかし

ト補正やダーク補正を行えば精密な測光が可能とな

ここでは, f と F/#による輝度変化を確認したいため露る.

光時間 t と ISO ゲイン GISO を一定とし f と F/#を別々の図としてプロットした.

64

Fig.6 の焦点距離特性から, レンズの焦点距離によ

16って明るさに若干のばらつきが確認できる. Fig.7 の F

4

値特性はほぼ2-k になっていることが確認できるが, これに関しても若干のばらつきが確認できる.このよう1なばらつきは単焦点レンズを除く他の 4 本のレンズで0.25も確認した. 本来同一の F 値であれば焦点距離 f が変0.0625

化しても明るさ(縦軸)は変化しないはずである. この0.015625-6

明るさのばらつきはズームレンズの設計上のものと考

-4

-2

0

2

4

6

F-number difference k

えられる. また, デジタルカメラで精密な測光を難しくしているのはこのようなばらつきが原因と考えられFig.8 レンズ Cf18-55 の放射照度比特性. カメラボディにはる.

C9000D を使用.64

B

70000

F#4

4.

F#4.5
F#5

60000

4

今回改良した定電流 LED ドライバを積分球に実装し

F#5.6
F#6.3

Pixel value V

50000

F#7.1

1
均一輝度光源としての動作確認を行った.
また, 今回

F#8
F#9

40000

0.25
改良した均一輝度光源を用いてカメラのイメージセン

F#10
F#11

30000

サ特性およびレンズ特性の追試を行った.
追試の結果
0.0625

F#13
F#14

F#16

20000

は前年度の結果とほぼ一致した.

F#18

0.015625

F#20

10000

-6
-4
-2 高速光検出回路およびイ0246
今後は高速正弦波交流光源,
F-number differencek
ンパルス発生回路[1]を作製し,イメージセンサの速

F#22
F#25
F#29

0
0

10

20

30

40

50

60

F#32

度特性を調べる予定である. また, フォトセンサーのFocal length f (mm)ようなノイズに敏感な回路の作製方法について再度検Fig.6 レンズ Cf18-55 の焦点距離特性. カメラボディには
G
70000
F#4
C9000D
を使用.
F#4.5

64

討する予定である. レンズとイメージセンサの光学特16性調査も引き続き継続する予定である.
カメラの光学

F#5

60000

F#5.6
F#6.3

70000
50000

Pixel valuePixel
V value V

16

まとめと今後の課題

特性調査が終わり次第,
実際の測光にとりかかる予定
4

F#7.1
F#8

60000
40000

である.

F#9
F#10

50000

F#11

30000

F#13

40000

F#14

20000

F#16

30000

1

謝辞

F#18

光源とフォトセンサーの作製に琉球大学工学部技術0.0625

F#20

10000

20000

F#22

部の長田克之, 玉那覇厚雄, 渡慶次高也, 大城諒士, 仲

F#25

0
10000

F#29

0

10

20

30

40

50

60

0.015625

F#32

-6
-4
-2
0
2
4
6 積分
宗根宏樹からご助言およびご協力を頂きました.
F-numberdifferencek
球内部塗料反射率は大阪産業技術研究所森ノ宮センタ

Focal length f (mm)

0
0

10

20

30

40

F-number
F/#
R

70000

ーの吉村由利香, 大江猛に測定して頂きました. 本研

F#4
F#4.5

究で使用したカメラやレンズなどは琉球大学工学部

Fig.7 レンズ Cf18-55 の F 値特性. カメラボディには C9000D
60000

0.25

F#5

F#5.6

50000
70000
を使用.

KPI 予算配分経費から購入させていただきました. 感

F#6.3

Pixel value V

F#7.1
F#8

60000
40000

謝致します.

F#9
F#10

50000
30000

k

Pixel value V

F#11
Fig.8 は放射照度比特性であり, ほぼ理論曲線
2 に一
F#13

40000

F#14

30000

F#18

参考文献

20000
致している.
この結果を用いることでデジタルカメラ
F#16[1]日高邦彦, 高電圧工学, 新・電気システム工学, 数F#20を用いた測光が理論的に示せる.
実際には
Fig.6 と
10000
F#22

20000

理工学社, 2013 年, 東京

F#25

0

10000 0

F#29

10

20

30

40

50

60

F#32

Focal length f (mm)

0
0

10

20

F-number F/#

30

40

32

積分器の作製と雷雲観測用アンテナシステムへの実装*東 福 樹 (琉 球 大 工 ),1.

下 地 伸 明 (琉 球 大 工 )はじめに側は全て内部インピーダンスは 50 Ωである. そのた

雷は身近な存在であるが, 未解明な部分が多く残る

め, アンテナと高周波計測回路の間にインピーダンス

自然現象である. また, 我々の社会生活に被害を与え整合パッド(IMP)を配置した. アンテナと IMP の接続る存在でもある. 雷のメカニズムを詳細に知ることがは同軸ケーブル S-4C-FB(75 Ω, F 型(P)-F 型(P)コネ

できれば被害を抑えることが期待できる.

クタ)を用い, 高周波回路側は全て同軸ケーブル RG-

雷雲のライフサイクルは発達期, 成熟期, 衰退期の316(50 Ω, SMA(P)-SMA(P)コネクタ)を用いた. アン

3 ステージからなり全てのステージで放電現象は観測

テナで受信した RF 信号はローパスフィルタ(LPF)とハされる[1]. また, 雷放電のほとんどは雲内放電であイパスフィルタ(HPF)で構成されるバンドパスフィル

り, 雲内で発生する放電路は数 km 以下である. そのタ(BPF)を通り低ノイズアンプ(LNA)で増幅される. 増ため, 雲内放電観測は LF 帯か MF 帯またはそれ以下の幅された信号はパワー検波器(PD)で直流に変換され,波長の電磁波観測が適切である. 我々の用いるアンテ

続いて積分器(Integ)で積分される. 積分器は PWM ジ

ナは周波数約 470—770 MHz であり長さ数メートル程度ェネレータで生成される波形でスイッチを ON/OFF さの比較的短い放電を観測することになる. このようなせた. この積分された信号はデータロガー(DL)で記録

比較的短い雲内放電を 3 ステージで観測できれば, 雲される. DL はアナログ-デジタルコンバータ(ADC)とバの成長に伴う電気活動の変化を調べることができる.

ッファ(Buff)そしてマイクロコンピュータボード

電力設備は経年劣化とともに部分放電を発生させ(MCB)から成る. MCB には Raspberry Pi 4 Model B をる. 電力設備の部分放電は HF 帯や VHF 帯の波長を多採用し, 言語は Python3 とした.

く含むが, UHF 帯で計測した報告も存在する. このような部分放電検知システムは電力設備のメンテナンスに不可欠な存在となることが予想される.
我々は雷雲観測と電力設備観測を目的として UHF 帯の電磁波を観測することにした. そのため, UHF 帯のアンテナ(約 470—770 MHz)を用いた放電検知システム

Fig.1 UHF アンテナシステム.

を構築する.
アンテナシステムの出力はパワー検波器で高周波か2.2.

積分器の開発ら直流に変換される. 前年度までは約 3 ms の間隔でアンテナシステムの構成要素の一つである積分器を

サンプリングし記録していた. 放電現象は 1 ms にも作製した. 積分器はオペアンプ(Analog Devices,

満たない短時間現象であることを考えると, これまで

OP07CPZ), スイッチ, PWM ジェネレータから成るの方法では,サンプリングの間隙で発生した放電を記(Fig.2).

録できない. そのため, サンプリング間の信号を積分

積分器のスイッチは MOSFET を使用した. スイッチ器で積分し, それをデータロガーで記録することにしには ON 状態でコンデンサの電荷が放電される. このた. そのため, 積分器を作製しアンテナシステムへ実とき突入電流が流れた場合スイッチを破損する可能性

装して動作確認を行った.

がある. そのためスイッチには 3 種類用意して実験的に確かめた(Fig.3).

2.
2.1.

実験方法

Fig.4 に PWM ジェネレータを示す[2]. PWM 波形の周アンテナシステム

期は T=50 ms, 信号期間は w=40 ms, リセット期間は

treset=10 ms とした.

雲内放電および電力設備部分放電観測用アンテナシ
ステムを Fig.1 に示す. アンテナには U146TMH(マスプ

積分回路の動作確認のため, 積分回路に 3 種類の入ロ電工)と AU5AX(日本アンテナ)を利用した. アンテナ

力(直流 1 V, 2 V, 3 V)を加えたときの積分器の出力の内部インピーダンスは 75 Ωであり一方高周波回路

波形をオシロスコープで観測した.

33

10ms であることが確認できた.
積分器に直流 1 V, 2 V, 3 V をそれぞれ入力したときの出力波形を Fig.8 に示す. この結果から読み取れるピーク値 Vp , 理論値 V, そして誤差 E(E=|V-Vp |)を Table. 1 に示す. Fig.8 と Table1 より DC 1 V 以
下では誤差は低いが, DC 2, 3 V となると誤差が大きくなっていることが分かる. これは今後の改良点となる.
Fig.2 積分器.

Fig.3 積分器のスイッチ. (左)ロードスイッチ,

Fig.5 室内観測風景. (左)東側と(右)西側.

(中)オペアンプをエラーアンプとして使用したスイッチ, (右)エラーアンプの入力側にローパスフィルタを配置したスイッチ.

Fig.6 観測場所と観測方向.(Google earth より.)Fig.4 PWM ジェネレータ回路図.
2.3.

アンテナシステムの動作確認作製した積分器をアンテナシステムに実装し動作確認を行った. 動作確認は室内と屋外で行った. 室内ではアンテナを二方向(東側と西側)に向けて観測した(Fig.5). また, 屋外観測は農学部と北口食堂の間を観測地点としテレビ電波の受信確認を行った. テレビ
電波受信確認は市販のアンテナレベルチェッカーとのFig.7 PWM ジェネレータの出力波形.

比較も行った. 観測地点と観測方向を Fig.6 に示す.
3.

結果と考察

3.1. 積分器の開発
スイッチの動作確認を行った. Fig.3 (a), (b)は若干リンギングが確認できるが Fig.3(c)では確認できなかった. そのため本研究ではスイッチは Fig.3 (c)を

Fig.8 積分器の出力波形. (a)入力 DC 1 V, (b)DC 2

用いる.

V, (c)DC 3 V.

PWM ジェネレータの出力波形(Fig.7)は信号期間(ON状態)が w= 40ms, リセット期間(OFF 状態)treset =34

は 1 V を超えることはなかった. そのため今回のアン

Table. 1 積分器のピーク値, 理論値, 誤差.

テナシステムの観測結果の誤差は小さく信頼できるも入力

観測ピーク値

理論ピーク

誤差 (mV)(V)(mV)

値 (mV)

DC 1

346

333

13

行い比較する必要がある. 特に雷雲時はアンテナシス

DC 2

626

666

40

テムの出力が増加することが予想される. このような

DC 3

679

1000

321

ことから高い出力でも誤差の少ない積分器の改良は必のと考えられる. 今後は様々な気象条件下での観測を要である.
3.2．アンテナシステムの動作確認
積分器をアンテナシステムに実装して動作確認を行った.
(室内観測)工学部二号館 5 階室内にて晴天時(気温20℃、湿度 62%)の窓側方向(空あり)と廊下側方向(空なし)の電磁波測定を行った. 東側(窓側)はピーク電圧 0.363 V/レベル 9 であり, 西側(廊下側)は 0.241
V/レベル 1 であった. 二方向のピーク電圧結果とレベルチェッカーの傾向は一致していた.
(放電観測)イグナイターをアンテナから 1 m の距離で放電させたときの出力と観測した電圧の増分を Fig.9に示す. 放電させたタイミングでピーク値が約 0.03V
高まっているので, 放電を正しくとらえていることが確認できた.
Fig.10 (上)観測方向, (中)積分された観測結果, そして(下)観測結果の増分.

Fig.9 イグナイターを放電させたときの(上)積分された結果と(下)その増分.
Fig.11 各方向のピーク値とレベルチェッカーの値.

(屋外観測)観測地点から快晴時(気温 18.2℃、湿度
謝辞50%)の大気の電磁波測定を行った. 測定ではアンテナ

LNA(Mini-Circuits)電源部分の配線に関して琉球大を工学部(A 地点), アスティーダアリーナ(B 地点),
理学部(C 地点), 教育学部(D 地点), 風樹館(E 地点),

学工学部技術部電気電子システム班の渡慶次 高也、

農学部(F 地点), 空(真上)という順番で方向を変えな

玉那覇 厚雄より技術指導して頂きました。感謝致し

がら観測した. 一例として A 地点方向の観測結果をます.

Fig.10 に示す. 増分を見ると約 0.05 V 程度である.
各観測方向の観測結果とレベルチェッカーの値を

参考文献

Fig.11 に示す. アンテナの積分ピーク値とレベルチェ[1]大気電気学会編, 大気電気学概論, コロナ社,
2003 年

ッカーの値の傾向が一致している. そのため, 積分器[2]岡村廸夫, 定本 OP アンプ回路の計, 2011 年, CQ 出を実装したアンテナシステムは正しく動作している.

版株式会社, p.379

また, 積分器の動作確認で 1 V を超えると誤差が増えることを述べたが, 晴れの状態での観測では出力電圧35沖縄本島地方の梅雨期における中・上層北西流場での大雨警報事例の特徴
鈴木史記、渡真利明、中西信彦、中村亮、宮城ゆず（沖縄気象台）

要旨昨年度（令和3年度）の 沖縄管内予 報技術検 討会 において、中・上 層が北 西流場の沖 縄本島地 方の

大雨警報事 例として 報告 された3事例（事 例1：2021年6月29日、事例2：2020年6月23日、事例3：2021
年6月15日）につい て、事例解析を 行い環境 場の 特徴を整理 した。その 結 果、いずれの 事例も上 層 での高渦位の 分布や明 瞭な 発散場、中 ・上層で の北 西～西北西 の流れ、 中層 への乾燥域 の貫入、 下層
では台湾周 りや大陸 から の暖湿気の 流入とそ の収 束など、上 層から下 層に かけての環 境場は、 類似点が多く見 られた。 これ らの特徴を 着目点と して 整理し、複 数地点で 雨量 の極値を更 新し記録 的な大雨となっ た2021年6月29日の事例を基 に概念モ デルを作成 した 。環境場 の着目点や 概念モデ ルを 活用すること により、 大雨 ポテンシャ ルをある 程度 事前に把握 すること が可 能になると 考える。
１

はじめにでは29日未明に東西にのびる線状降水帯が発生し昨年度（令和3年度）の沖縄管内予報技術検討会（第1図右図）、非常に激しい雨が降り続いたためにおいて、梅雨期の沖縄本島地方で中・上層が北（第1表）、運用開始後初めてとなる「顕著な大雨

西流場の場合に、大雨警報の発表に至った複数のに関する情報」が発表された。さらに、「50年に一事例の報告があった。通常は、トラフ通過前後の度の記録的な大雨」（粟国村対象）の気象情報も発中・上層が南西流場の大雨の発生頻度が多く、北表され、沖縄本島地方の複数地点で6月の日降水量

西流場による大雨は着目されることは少ない。本の極値を更新するなど、記録的な大雨となった。

調査では、北西流場による大雨がどのようなメカ
ニズムで発生するのか明らかにし、着目点の整理

沖縄本島

や概念モデルを作成して、現業作業での活用を目
的とする。
２

調査方法
中・上層が北西流場の大雨として報告された3事例（事例1：2021年6月29日、事例2：2020年6月
第1図 2021年6月29日の地上天気図（左図：09JST）とレーダーエコー図（右図：03JST）
右図の赤楕円は線状降水帯の雨域

23日、事例3：2021年6月15日）について事例解析を行い、環境場の特徴を整理した。追加調査として、過去の類似事例の発生状況についても併せて
調査した。
３

第1表

事例1：2021年6月29日の大雨事例（１）事例の概要
29日09時の地上天気図（第1図左図）で、沖縄本
島地方は東シナ海を東西にのびる梅雨前線の暖域内にあり、前線に流れ込む湿った空気の影響で大気の状態が非常に不安定であった。沖縄本島地方

36

解析雨量（R1）の帳票（2021年6月29日）

（２）環境場ア

奄美大島の北海上まで広がっていた。また、南北

中・上層の状況

断面図（第4図右図）では乾燥域に対応した低相当
29 日 9 時 の

温位の空気塊が中層（500hPa）を中心に貫入して200hPaの高層天おり、その先端に位置する沖縄本島地方の対流不気図（第2図上

安定を強化していた可能性がある。また、乾燥域

図）では、トラは高渦位域に対応していると考えられるため、上フが本州付近を層の高渦位の流入に対応して、中層に乾燥空気が東進しており、

流入したことが推測される。

沖縄地方はチベット高気圧との間で発散場が明瞭となっていた。
500hPaの毎時大気解析（第2図下図）では、衛星第2図 上図：高層天気図（200hPa）、下図：衛星水蒸気
画像に毎時大気解析（500hPaの風）を重ねた図（2021年6月
29日09JST）
矢印線は大気の流れを示す

第4図 メソ解析による300hPa面相対湿度（左図）と、相当温位・相対湿度の南北断面図（右図）（2021
年6月29日06JST）

水蒸気画像の暗域に対応するト
ラフが本州の南イ

を東進しており、下層の状況

29日9時のメソ解析による850hPa面の相当温位

沖縄本島地方はと毎時大気解析（風）（第5図）では、台湾南北周西北西の風が卓越していた。

りと大陸から高暖湿気（相当温位≧約350K）が沖

29日6時のメソ解析による355K等温位面渦位（第縄本島地方へ流れ込み収束する場となっていた。

3図左図）を確認すると、暗域に対応する高渦位

また、東シナ海には高気圧循環があるため、高暖（1.5PVU以上）が奄美大島の北海上や東シナ海を湿気の北上が阻まれ、沖縄本島付近で収束が継続中心に分布しており、一部が沖縄本島近海にも広しやすかったこがっている。沖縄本島を通る南北方向の渦位断面とが示唆される。

図（第3図右図）を確認すると、高渦位域の前面の29 日 3 時 の 全

300～500hPaにかけて低温化しており、沖縄本島地

球解析による方では大気の状態が不安定（潜在不安定）となっ

925hPa面の流線ていたことが示唆される。

を見ると（第6

29日6時のメソ解析による300hPa面相対湿度（第図左図）では、

4図左図）を確認すると、暗域に対応する乾燥域が台湾の南海上からの流れと大陸からの流れが沖

第5図 メソ解析による850hPa
面の相当温位と毎時大気解析（風）（2021年6月29日09JST）

縄本島近海で合流しているが、比湿差は明瞭ではない。全球解析による地上の比湿分布を見ると（第6図右図）、沖縄本島付近の南側で比湿の値がより大きくて、比湿差がやや明瞭になっている。これらの特徴は、茂木（2010）による水蒸気前線の一例（第7図）と類似しており、局地的ながら水蒸気

第3図 メソ解析による355K等温位面渦位（左図）と、気温・温位・渦位の南北断面図（右図）（2021
年6月29日06JST）

前線構造の存在が示唆される。

37

風のシアーを伴いながら宮城島付近から那覇付近へ南下したことと推測される。なお、冷気塊が形成された要因として、一般的な知見と同様、中層への乾燥空気貫入（（2）の第4図参照）に伴う雨滴の蒸発効果によって形成されたことが考えられる。
さらに、那覇の実況データを1分
値単位で詳細に確第6図 全球解析による925hPa面の流線・比湿（左図）と、地上の流線・比湿（右図）（2021年6月29日03JST）

認すると、気温は4時49分から約10分の 間 に 2.5 ℃ 低 下した。そのタイミ
ング（4時49分）に15.5m/s の 突 風 を観測し、若干遅れて瞬間的に最大降第9図 宮城島と那覇のアメダス時系列グラフ（上段から、1時間降水量、気温、風
向風速の10分値データ）（2021年6月29日00JST～
06JST）

第7図 水蒸気前線の一例（茂木（2010）より引用）
大陸性と海洋性の気塊を着色して強調。

（３）地上実況

水強度120mm（4時55分）の強雨を含
む雨が降った。加えて、最大で約2hPaの気圧上昇を記録した。これら

沖縄本島地方をの特徴は、小倉（1999）により示された冷気塊と線状降水帯が南下

ガストフロント通過時の事例の実況と類似してい中の時間帯（29日4た（図略）。

時）におけるアメ

また、那覇の気温低下の際の特徴として、一時ダス気温（高度補的に横ばいに推移し、再び気温が低下した（第10宮城島正済）を第8図に示図）。これは、Charba（1974）により示されたガスす。本島北部の気温は南部に比べて2～3℃程低く、沖
縄本島の南北で温度傾度が大きくな

那覇
第8図 アメダス気温（高度補正済み）とレーダーエコ
ー図（2021年6月29日04JST）

第10図 那覇の気温時系列グラフ（2021年6月29日04JST～06JST）※時間軸は左から右っている。このことから、線状降水帯の北側では冷気塊の存在が示唆される。
29日未明から明け方にかけての宮城島と那覇のアメダス時系列図を第9図に示す。宮城島では3～4
時の間に気温が約2℃低下し、風向が南寄りから北寄りに変わった。その後、那覇でも4～5時の間に第11図 ガストフロント通過時の時系列グラフ（Charba（1974）より引用）※時間軸は右から左

気温の低下や風向の変化がみられた。これらのことは、線状降水帯の北側に形成された冷気塊が、

38

トフロント通過時の事例の気温の振る舞いと類似しており、沖縄

していた（第11図）。これらのことから、冷気塊が本島地方で大気

那覇を通過した際には、ガストフロントを伴っての状態が不安定いたことが推測される。

となっていたことが示唆される。

４

事例2：2020年6月23日の大雨事例

23 日 3 時 の メ（１）事例の概要

ソ解析による23日09時の地上天気図（第12図左図）によると、

300hPa面相対湿

沖縄本島地方は梅雨前線の近傍で、大気の状態が度では（図略）、

非常に不安定であった。沖縄本島地方では、西北暗域に対応する

西～東南東のライン状のレーダーエコーが形成さ乾燥域が沖縄本れ（第12図右図）、名護地区では明け方に非常に激島近海まで広がしい雨が解析された（第2表）。

っていた。南北断面図（第14図右図）を確認す
第13図 上図：高層天気図（300hPa）、下図：衛星水蒸気
画像に毎時大気解析（500hPaの風）を重ねた図（2020年6月
23日09JST）
矢印線は大気の流れを示す

第12図 2020年6月23日の地上天気図（左図：09JST）と解析雨量（R1）（右図：0430JST）
第2表

ると、大気中層に乾燥した空気が貫入しており、その先端に位置する沖縄本島地
方の対流不安定

解析雨量（R1）の帳票（2020年6月23日）

を強化していた可能性がある。

（２）環境場ア

中・上層の状況

23日9時の300hPaの高層天気図（第13図上図）では、トラフが本州を東進しており、沖縄地方はチ
ベット高気圧との間で発散場が明瞭となっていた。

第14図 メソ解析による気温・温位・渦位の南北断面図と、相当温位・相対湿度の南北断面図（2020年6月23日03JST）

500hPaの毎時大気解析（第13図下図）では、衛星
水蒸気画像の暗域に対応するトラフが本州の南を東進しており、沖縄本島地方は北西の風が卓越し

イ

下層の状況

ていた。

23日03時のメソ解析による850hPa面相当温位と23日3時のメソ解析による355K等温位面渦位で毎時大気解析（風）（第15図左図）では、九州付近

は（図略）、暗域に対応する高渦位（1.5PVU以上）にある高気圧性循環によって高暖湿気が阻まれ、が沖縄本島近海に分布していた。沖縄本島を通る

台湾南北周りと大陸から高暖湿気（相当温位≧約

南北方向の渦位断面図（第14図左図）を確認する

350K）が沖縄本島地方で収束する場となっていた。

と、高渦位域の前面の250～400hPaにかけて低温化

23日3時の全球解析による地上の比湿（第15図右

39図）では、沖縄本島付近の地上の比湿差は不明瞭
で、事例1のような局地的な水蒸気前線構造の存在

５

事例3：2021年6月15日の大雨事例は見られない。

（１）事例の概要
15日09時の地上天気図（第17図左図）によると、
沖縄本島地方は梅雨前線の暖域内にあり、前線に流れ込む湿った空気の影響で、大気の状態が非常に不安定であった。沖縄本島地方では15日未明～
明け 方に 北 西～ 南東 走 向 の線 状降 水 帯が 発生 し（第17図右図）、慶良間・粟国諸島では猛烈な雨が解析された（第3表）。この大雨により、初めて「線状降水帯」のキーワードを使った情報や、「50年に第15図 メソ解析による850hPa面の相当温位・毎時大気解析（風）（左図）と、全球解析による地上の流線・比湿（右図）（2020年6月23日03JST）

一度の記録的な大雨」（座間味村対象）の気象情報が発表された。また、渡嘉敷では、6月の日降水量などの極値を更新した。

（３）地上実況

沖縄本島

沖縄本島付近をライン状のエコーが南下中の時間帯（23日4時40分）に
名護

おけるアメダス気

第17図 2021年6月15日の地上天気図（左図：09JST）と解析雨量（R1）（右図：02JST）

温（高度補正済）を第16図に示す。

那覇

本島北部の気温が南部に比べて1～2℃程低く、沖縄本
島地方の南北で温度傾度が大きくな

第3表

解析雨量（R1）の帳票（2021年6月15日）

第16図 アメダス気温（高度補正済み）とレーダーエ
コー図（2020年6月23日
0440JST）っている。このため、冷気塊の存在が示唆される。
また、名護の実況データを詳細に確認すると、気温は4時17分から約20分の間に2.6℃低下し、そ（２）環境場のタイミング（4時20分）に14.2m/sの突風を観測

ア

して、若干遅れて瞬間的に最大降水強度100mm（415日9時の300hPaの高層天気図（第18図上図）で時25分）の強雨を含む雨が降った。事例1と同様には、トラフが本州付近を東進しており、沖縄地方

小倉（1999）により示された冷気塊とガストフロ

はチベット高気圧との間で発散場が明瞭となってント通過時の事例の実況と類似していた（図略）。

いた。500hPaの毎時大気解析（第18図下図）では、

ただし、気圧上昇は最大で約0.8hPaと事例1と比較

衛星水蒸気画像の暗域に対応するトラフが沖縄地

すると顕著ではなかった。

方の東海上を東進しており、沖縄本島地方は北西

名護の気温低下の際、一時的に横ばいと再度の中・上層の状況の風が卓越していた。

緩やかな低下があり（図略）、事例1と同様にCharba

15日3時のメソ解析による355K等温位面渦位で（1974）の事例と類似していた。これらのことかは（図略）、暗域に対応する高渦位が沖縄本島近海

ら、今事例でも冷気塊の通過時はガストフロントに分布していた。沖縄本島を通る南北方向の渦位を伴っていたと推察される。

断面図（第19図左図）を確認すると、高渦位域の40

前 面 で は 、 200 ～250hPaにかけて低温化しており、沖
縄本島地方では大気の状態が不安定となっていたことが示唆される。
15 日 3 時 の メ ソ

第20図 メソ解析による850hPa面の相当温位・毎時大気解析（風）（左図）と、全球解析による地上の流線・比湿（右図）（2021年6月15日00JST 右：
03JST）

解析による300hPa
面相対湿度では（図略）、暗域に対で、事例1のような局地的な水蒸気前線構造の存在応する乾燥域が沖は見られない。

縄本島地方近海ま第18図 上図：高層天気図（300hPa）、下図：衛星水蒸気
画像に毎時大気解析（500hPaの風）を重ねた図（2021年6月
15日09JST）
矢印線は大気の流れを示す

で広がっていた。

（３）地上実況

南北断面図（第線状降水帯が発

19図右図）を確生した時間帯（15

認すると、大気日3時）におけるア

中層に乾燥した

メダス気温（高度

空気が貫入して補正済）を第21図

おり、その先端に位置する沖縄本島地方の対流不に示す。本島中南

那覇
久米島

安定を強化していた可能性がある。

部の気温が久米島に比べて2～3℃程
低く、久米島と本島中南部で温度傾第21図 アメダス気温（高度補正済み）とレーダーエ
コー図（2020年6月15日
03JST）

度が大きくなっている。このため、冷気塊の存在が示唆される。また、今事例のアメダス実況値は、事例1や事例2のような気温や風などの明瞭な変化が確認できなかった。これらのことから、今事例でも冷気塊を形成した可能性は高いと思われるが、ガストフロン

第19図 メソ解析による気温・温位・渦位の南北断面図と、相当温位・相対湿度の南北断面図（2021
年6月15日03JST）

イ

トは確認できなかった。
６

下層の状況

環境場の着目点と概念モデルの作成

15日00時のメソ解析による850hPa面相当温位と事例1～3のいずれの事例も、上層での高渦位の毎時大気解析（風）（第20図左図）では、九州付近

分布や明瞭な発散場、中・上層での北西～西北西にある高気圧性循環によって高暖湿気（相当温位の流れ、中層への乾燥域の貫入、下層では台湾周≧約350K）の北上が阻まれて、台湾南北周りと大りや大陸からの暖湿気の流入とその収束など、上陸から高暖湿気が沖縄地方で収束する場となって層から下層にかけての環境場は、類似点が多く見いた。

られた。また、梅雨前線や中層の流れに沿って出

15日3時の全球解析による地上の比湿（第20図右現したと考えられる線状化した降水域の発生につ図）では、沖縄本島付近の地上の比湿差は不明瞭

いても、共通した特徴である。加えて、冷気塊が41

形成されていた可能性が高い。衛星水蒸気画像の８まとめ暗域に対応した中層乾燥域の流入による蒸発効果

沖縄本島地方の梅雨期における中・上層北西流で形成されたことが考えられ、対流雲の発達を強場での大雨警報事例（3事例）について事例解析を化した可能性がある。これらの特徴を着目点のま行った。それらの環境場の着目点を整理し、記録とめとして、第4表に整理した。さらに、記録的な的な大雨となった2021年6月29日の事例を基に概大雨となった2021年6月29日の事例を基に概念モ念モデルを作成した。今回調査した3つの事例とも

デルを作成した（第22図）。

現業モデル（GSM・MSM）による雨量ガイダンスは

第4表

大雨の直前まで過少傾向であり、予想が難しい現着目点のまとめ

象と考えられる。概念モデルを活用することにより、大雨ポテンシャルをある程度事前に把握することが可能になると考える。
参考文献
小倉義光(1999）：一般気象学(第2版).

東京大学出版会, 207-212pp
立間啓之

他(2016)：平成27年5月28日沖縄本島

地方における大雨事例の解析.

沖縄管内調査成果報告第45号
根間幸美

他(2017)：JMA-NHMを用いた冷気塊を要因とした顕著現象調査.
７

過去の類似事例

沖縄管内調査成果報

告第46号

類似事例として、過去7年間分（2015年～2022

沖縄気象台(2021)：検討項目Ⅱ「新たな予報現年）を追加調査した。陸上に降水がかからず大雨業作業」における手法や作業の最適化.

警報に至らなかった事例もあるが、今回調査した

度沖縄管内予報技術検討会

令和3年

事例と同じ環境場だった類似事例を第5表に整理

キ ー ス ・ ブ ラ ウ ニ ン グ (1999)： 乾 燥 貫 入 (dryした。過去の類似事例を見ると、毎年1～2回程度

intrusion)とそれが温帯低気圧の前線、雲、降水は、今回調査した中・上層北西流場での大雨警報の構造に及ぼす効果.

事例と類似する現象が発生していることが分かる。
なお、2015年の類似事例は、立間他（2016）によ天気46.2.

茂 木 耕 作 (2010) ： 水 蒸 気 前 線 .

47-52
天 気 57.1.

55-56って詳細に調査されている。

栽吉信(2012)：沖縄地方の大雨の特性と実況資料及び 数値モ デル の着目 点.

第5表 過去の類似事例（2015年～2022年）※今回調査した事例も含む

沖縄 技術 ノート,77
加藤輝之(2017)：図解説中小規模気象学,

気象庁
Charba, J(1974) ： Application of Gravity
Current Model to Analysis of Squall-Line Gust
Front.
140-156

42

Monthly

Weather

Review.

102.

第22図

作成した概念モデル※2021年6月29日の事例を基に作成

43

観測された台風の最低気圧と最大風速の関係及び長期変化*林1.

和 彦 (宮 古 島 地 方 気 象 台 )はじめに可航半円）を通過するものは，同様の気圧でも風速は気象庁の風速観測では，1960 年まではロビンソン風

弱い．島を直撃する台風は，最低気圧（中心気圧）観速計が，1974 年までは三杯風速計が用いられており，

測時は眼に入り弱風なので，最大風速はより気圧が高現在よりも観測値が１～３割過大であることがわかっい場所で観測される．よって，直撃せず最大風速半径ている．一方，気圧の観測は，絶対測定のため，その精での接近が，同じ最低気圧を記録したとしても最大風度は維持されている．

速が大きくなる．以上のことから，多くの場合，気圧台風の勢力の指標として，現在では最大風速のみがに見合った最大風速は観測されにくい．逆に台風の進用いられているが，前述のように風速は統計接続がな

行する位置で風速が変わることは，強さの指標（ポテされておらず，台風の勢力の長期変化の指標として使ンシャル）として気圧をとることは有効と考えられる．

えない．そこで，精度が揃う 1975 年以降の風速と気圧が一対一に対応していることを確かめる．その上で，観第１表 各地の台風接近数と最低気圧と最大風速との相関係測された最低気圧を台風の勢力の指標として，1941 年

数からの各官署への台風接近数や沖縄地方での台風経路

台風接近数の長期変化を示す．
2.

使用したデータ

最低気圧と最大風速との相関係数

与那国島

190－0.843石垣島

194－0.807

使用したデータは，気象庁ホームページまたは日原

宮古島

195

－0.830

簿または月原簿から抽出した沖縄管内６地点（与那国

久米島

194

－0.775島，石垣島，宮古島，久米島，那覇，南大東島）にお

那覇

188

－0.756南大東島

166－0.764

ける台風接近時に観測された1000hPa未満の日最低気圧と，その時の日最大風速である．気圧が1000hPa未満であっても，天気図から梅雨前線に由来する事例は除外

4.

した．
3.

台風の接近数の長期変化

本解析では，各地点で台風由来の1000hPa未満の気圧が観測されたとき，その台風を接近台風として数える．

最低気圧と最大風速の関係

６地点のうち，１地点でも接近台風があれば，沖縄の1975年以降の各地の台風接近数（1000hPa未満の気圧

接近台風として数える．また，973hPa未満の気圧が観観測）とその時の最低気圧と最大風速との相関係数を測されれば，ドボラックの関係から「強い」台風が接示したのが第１表である．どの地点においても，最低近したとする．

気圧と最大風速は有意な負の相関がある．これは気圧1941～2020年の80年間に，沖縄への台風の接近数及が低ければ風も強い（勢力が強い）傾向があり，台風

び強い台風の接近数はそれぞれ有意に増加している（において風速の強さはほぼ気圧傾度の大きさによるこ

第２図）．各地点をみると，石垣島，宮古島及び那覇とから，最低気圧が低いときは気圧傾度も大きくなる

で接近数が増加，石垣島で「強い」台風も増加していためと推測できる．

る．南大東島では，台風の接近数に増加はみられない．

第１図に，宮古島での台風接近時の最低気圧と最大

1950年代後半に観測が始まった与那国島及び久米島で風速のプロット及び台風経路図を示す．気圧と風速のは，1961～2020年の60年間に、両地点とも接近数が増

回帰直線から外れるものは，気圧が高いが風速が強い

加しており，久米島では「強い」台風も増加している．

ものが大半で，こちらの方がドボラックの気圧・風速

全６地点が揃う1961～2020年の60年間を前期（1961

解析値[1]に近い．気圧が高いが風速が強い台風の経路～1990年）と後期（1991～2020年）に分けて，両者でを調べてみると，島（各地点）の西側（危険半円）を

月別の接近数を比較する（第３図）と，前後期とも８月進むものが多くかった．逆に，島を直撃または東側（に最も接近数が多いのは変わらないが，後期には９月

44

の接近数が有意に増加する．前期から後期への９月のていることと整合している．

接近数の増加は，有意な増加を示す久米島や有意ではないが那覇の増加が貢献している．また逆に，南大東

6.

島では，９月の接近数は減少している．

防災上の議論

台風の勢力は最大風速で決まるが，1974 年以前に観測された風速は同じ尺度ではないので，過去事例との5.

考察

勢力の比較は単純ではない．例として，第２表に宮古島

気象庁では，1951年から台風解析を開始しており，の日最低気圧の歴代６位までを記録した台風接近時の接近台風を各地点から300km以内を通過したことと定最低気圧と最大風速を示す．ドボラックの関係を満た義している．また，台風の風速解析が開始されたのはす風速は，1966 年のコラ（第２宮古島台風）と 1968 年

1977年からで，「強い」台風は最大風速が64kt以上ののデラ（第３宮古島台風）のみである．1974 年以前はものと定義している．沖縄気象台[2]によれば，1951年

風速値が過大であったこともあわせ，近年ではドボラ

以降の沖縄への台風の接近数は長期的な変化傾向はな

ック解析に基づく台風の勢力予想は観測値に比べ過大

い．さらに，1977年以降の沖縄への強い勢力の台風のとなる場合が多い．2003 年に宮古島を直撃した台風マ

接近数にも長期的な変化傾向は認められない．

エミーは，最大風速 55m/s が予想されていたが，実際気象庁の台風解析によるものと本報告による接近台に観測された最大風速は予測の７割の 38.4m/s であっ風のカウントの違いは，気象庁解析では接近台風だが，た．しかし，島では電柱 2,000 本近く，風力発電のため

本報告では気圧が1000hPa以上で接近とされない事例がの巨大風車もがなぎ倒されるような暴風となり，窓ガ多いことに起因する。このような事例は1950～1980年

ラスの損傷による負傷者も 100 名近くに上った．一概

代には10年あたり17～21事例と多いのに対し，1990年に観測された最大風速が大きければ被害が大きくなる

代以降は８～13事例と減少する．さらに，この事例111

わけではないが，マエミーの場合，官署で観測された以事例のうち，39事例が気象庁解析では南大東島のみに上の暴風が島の各地で吹き荒れ，暴風被害を大きくし接近する事例である．このことから，1980年代まで，た可能性が高い。

気象庁解析では1000hPa未満の気圧を観測しない勢力の最後に，台風マエミー襲来時に気象台のとった対応

小さな台風を（特に南大東島で）数えていることで，について触れ，今後の台風防災情報発信について議論

接近数が保たれていたといえる．また，「強い」台風

する．

の接近数についても，気象庁解析では長期変化がみられないが，本報告では有意な増加傾向がみられた．こ

第２表 宮古島の日最低気圧上位６位までの台風時の最低気のことは，1980年代以前は台風解析において勢力を過圧と最大風速大評価をしていた可能性がある．

最低AR6[3]によると，地球温暖化の進行により，今後台

年月日

台風名

風の発生数は減少すると考えられているが，本報告で

最大

気圧

風速

(hPa)

(m/s)

進路

は少なくとも沖縄の台風接近数は増加してこそすれ減

1956/08/01

ワンダ

935.9

36.0

東

少はしておらず，地球温暖化の影響とは別のシナリオ

1959/09/15

サラ

908.4

53.0

直撃

で台風の発生が制御されているのではないかと考える．

1966/09/05

コラ

928.9

60.8

直撃

なお，過去40年において「非常に強い（風速85kt以上

1968/09/23

デラ

942.5

54.3

東

）」台風の割合は増加している可能性が高いとされて

2003/09/11

マエミー

912.0

38.4

直撃

2019/09/05

レンレン

940.5

37.2

直撃

いるが，本報告では，「非常に強い」台風の接近数（
約0.4個／年）にも，全台風に占める割合（約７%）は変化がみられない．

参考文献

最近60年間のうち，前期の台風の月別主要経路は，[1] 木場ら, 1990, 研究時報, 42(2), 59—69.

７月に先島，８月に本島，９月に大東地方であったの[2] 沖縄気象台, https://www.data.jma.go.jp/okinawa/data/

が，後期では７～８月に先島，９月に本島，10月に大kiko/climate_report_okinawa.html.

東地方と経路の東遷が遅くなる傾向がみられる．これ[3] IPCC, 2021, 第６次評価報告書第１作業部会報告書．

はYamaguchi & Maeda [4]が主張する，近年は太平洋[4] Yamaguchi and Maeda, 2020, J. Meteor. Soc. Japan, 98, 775—

高気圧の張り出しが強く，台風の経路が西に寄せられ

786.

45

第１図 宮古島での台風接近時の最低気圧と最大風速のプロット及び台風経路図

第２図 沖縄各地への台風の接近数及び強い台風の接近数（1941～2020 年の 10 年ごと）

第３図 沖縄各地への最接近台風数及び強い台風の接近数の月別変化（上段：1961～1990 年、下段：1991～2020 年）
46