2015 年度 沖縄支部研究発表会

2016 年 3 月 9 日

日本気象学会沖縄支部

予稿集

2015 年度沖縄支部研究発表会

会期：平成 28 年 3 月 9 日（水）13 時 00 分～17 時 00 分
会場：沖縄科学技術大学院大学 ミーティング・ルーム１（国頭郡恩納村字谷茶 1919-1）

プログラム

司会：當眞 辰彦（沖縄支部幹事）●開会挨拶：横山 博文（沖縄支部長）●日程及び運営説明（司会）●発表

座長：高橋 清和（沖縄支部理事）

口頭発表１ （球陽高等学校）
口頭発表２ （琉球大学大学院理工学研究科）
口頭発表３（琉球大学理学部）

口頭発表４ （沖縄気象台）
休憩
口頭発表５ （琉球大学工学部）
口頭発表６（琉球大学理学部）

口頭発表７（情報通信研究機構 沖縄電磁波技術センター）

休憩
口頭発表８

（放送大学大学院文化科学研究科）

口頭発表９（琉球大学理学部）

口頭発表 10 （琉球大学理学部）＊口頭発表は、質疑応答あわせて 15 分

●閉会挨拶：堤純一郎（沖縄支部理事）

事務局 田村 弘人（沖縄支部幹事）

1

口頭発表題目・発表者氏名
１.「太陽の黒点、雲量が紫外線量に与える影響に関する研究」
比嘉 絵野、若狹 琴乃、狩俣 蕉子、知念 ひなの、奥間 夢翔（球陽高等学校）…P3
２.「亜熱帯域における中規模渦と大気の相互作用」
山本 峻士（琉球大学理学部）……………………………………………………………P6
３.「沖縄を通過する寒冷前線の暖気側で発生する降水帯の特徴」
森田 亜弥（琉球大学理学部）……………………………………………………………P8
４.「沖縄本島地方における異常低温時の気象状況」
宮城 嗣昌（沖縄気象台）…………………………………………………………………P10
５.「沖縄県地球温暖化対策実行計画に見られる気候変動の影響と適応」
堤 純一郎（琉球大学工学部）……………………………………………………………P13
６.「東シナ海の波高におけるブイとモデルの相関関係」
島 拓也（琉球大学理学部）………………………………………………………………P14
７.「ラジオゾンデを用いた PAWR のドップラー速度測定精度検証」
岩井 宏徳（情報通信研究機構 沖縄電磁波技術センター）……………………………P16
８.「日本国内における竜巻の発生環境に関する研究」
惣慶 靖（放送大学大学院 文化科学研究科）……………………………………………P19
９.「2015 年台風第 15 号の急速な発達と内部構造の関係」
田盛 智翔也（琉球大学理学部）…………………………………………………………P21
１０.「RSMC Tokyo 台風強度予報誤差データベースの構築と環境場を用いた統計的補正」
伊藤 耕介（琉球大学理学部）……………………………………………………………P23

2

太陽の黒点、雲量が紫外線量に与える影響に関する研究
沖縄県立球陽高校
二年
比嘉絵野
奥間夢翔
狩俣蕉子
知念ひなの
若狹琴乃
１．動機・目的
現在、黒点数と紫外線量は相関の関係にあると知られている。また、雲量も紫外線量に影響している事が分かっている。しかし黒点・雲
量・紫外線量の３つの関係はあまり知られていない。そこで、私たちは黒点と雲量がどのように紫外線量に影響しているのかに興味を持ち研究対象とした。また、紫外線量を手軽に判断できる指標を提示することができるかどうか研究した。

図２ 使用した全天カメラ

２．測定方法2015 年 7 月から 12 月まで、正午～午後１時の間に雲量・紫外線量・黒点数を調査した。
道具①全天カメラ（図２）②紫外線測定器（図３）③紫外線測定器を固定する台（図４）（１）雲量
全天カメラを用いて、運動場の中央で空の様子を撮影した。
（２）紫外線紫外線測定器を用いて、東西南北、四方向の紫外線量を 10 秒おきに一分間測定した。
（３）黒点
宇宙天気情報センターのサイト内で公開されているその日の黒点数を記録した。

図３ 使用した紫外線測定器

図４ 作成した固定する台

３．解析方法（１）雲量
気象庁は雲量測定を目視で行っている。これでは個人差が大きいと考え、図５のように鉱物の色指数を測定する方法を応用して雲量を数値化した。

図１ 全天カメラで撮影した写真

3

（２）紫外線測定した東西南北の紫外線量を平均した後、合計してその日の紫外線量とした。
（３）黒点
宇宙天気情報センターの情報をそのまま使用した。
解析した雲量、紫外線、黒点の値をエクセルを使ってそれぞれグラフ化し、さらに相関係数を求め、関係性があるのかを調べた。また、厚い雲が太陽を覆っている場合と、覆っていない
場合も同様に調べた。
図８ 厚い雲が覆っている場合

図５ 雲量４８．０％の写真

４．解析結果図９ 厚い雲が覆っていない場合
紫外線量は黒点に弱い正の相関。
（図６）
紫外線量は雲量に弱い負の相関。
（図７）
厚い雲が太陽を覆っている場合、紫外線量は雲量にかなり強い負の相関があった。
（図８）
厚い雲が太陽を覆っていない場合、紫外線量は雲量にほとんど相関が無かった。
（図９）

図６ 紫外線量と黒点の変化

５．考察・結論
一般的に黒点が多いと太陽活動が活発であり、紫外線量が強くなると言われている。本研究の結果では、黒点と紫外線量は弱い相関しか確認されなかった。
一方、一般的に雲量が多い時は紫外線量は弱くなることが知られており、気象庁によると、「薄曇りの場合は、快晴時の約８～９割」、「曇りの場合は、快晴時の約６割」とある。例外として
は、「雲が比較的多くても日射しを受けていれば、快晴の場合よりも大きい UV インデックスとなることもあります」とある。しかし、本研究の結果では、明確に紫外線量が弱くなった時

図７ 紫外線量と雲量の変化

4

は、厚い雲が太陽を覆っている場合だけであった。
これらのことから、黒点と雲量は紫外線量に相関があるようだが、一般的に言われていることは実際的には大きな影響は無く、厚い雲が太陽を覆っているかどうかが紫外線量を判断する上で重要になってくると考えられる。このことは今現在の紫外線量をすぐに判断したいときに大変役に立つ。インターネットで紫外線量を調べたり、望遠鏡で太陽の黒点数を数えたりするよ
りも、太陽方向の雲の厚さに気をつけるだけで良いからだ。

5

亜熱帯域における中規模渦と大気の相互作用○山本峻士(琉球大学大学院・理工学研究科)・久木幸治(琉球大学・理学部)
キーワード：亜熱帯域・中規模渦・雲量

３．研究方法１．はじめに中規模渦がある場合の大気の状態について、

JCOPE2 海面高度データから、海面高度偏差を調べることは大気海洋の相互作用を解明する

計算し使用する。海面高度偏差データの東経

ことにおいて重要である。

135 度～150 度、北緯 22.4 度～30.0 度の範囲内

南極海において、中規模渦がある場合の大気から渦の検出を行う。その際、4 度×4 度の領の状態について調べた研究がある。その研究で域を、格子点間隔（1/12 度）ずつ順次西から東は、海水温、風、雲量、雨量が低気圧性の渦のへずらし探索する。東経 150 度まで探索した後ときは数値が低くなっており、高気圧性の渦のは、北へ格子点分（1/12 度）ずらし、再度西かときは高くなっていた(Frenger 他 2013)。

ら東へ探索させる。領域内の中心で、海面高度

中緯度帯の渦について研究をしている事例

が極大値、又は極小値となった場合、渦が検出はあるが、大気と海洋の相互作用については未されたものとする。従って領域内で複数の暖水だ不明な点が多い。

渦（冷水渦）が検出されないようになっている 。

そこで本研究では、亜熱帯域における中規模

次に気象庁データ、日別海面水温データに照渦が、大気にどのような影響があるのかを、雲らし合わせる際に、検出された渦の中心座標か

量、気温、風データ、海面水温を使用し、解析

ら半径 200km とする円内の雲量、気温、風デーする。その結果からどのような関係性があるの

タ、海面水温の解析を 6 年分行い、平均をとっかについて調べることを目的とする。

た。解析したデータが、それぞれ暖水渦と冷水渦でどのような特徴、違いがあるのかを調べ

２．データについてた。尚、解析に使う日別海面水温データについては偏差を計算し、使用している。

JCOPE2 海面高度データ、気象庁メソ数値予報

また風データを使用する際に、東西成分 u とモデル GPV (MSM) 解析データ(初期値データ)、
気象庁の北西太平洋の日別海面水温データを

南北成分 v の 2 種類の風を、使用した。解析領域は直接的に黒潮の影響を受

div＝((u(m+1,n)-u(m-1,n))/(2*⊿x))+((v(m,n+1)-

けない東経 135 度～150 度、北緯 22.4 度～30.0v(m,n-1))/(2*⊿y))と計算させ、収束発散の値を度とし、期間を 2008 年～2013 年の 6 年間とし出している。ここで m,n は格子点番号である。

ている(図 1)。

これは収束発散を表す式をもとにしている。

４．結果と考察
暖水渦について
海面水温偏差は、西側で水温が高い。暖水渦
は時計回りの回転をするため南の暖かい海水が西側を通っていくためであると考える。気温は、非対称性が見られる。これは北の冷たい海
水と、南の暖かい海水が時計回りに回転するからであると考える。収束発散値については、渦の中心部で、収束域が見られた(図 2)。下層雲

図 1.解析範囲

6

が高く、南で雲量が少ない結果となった。

量は、数値に大きな差はないが、収束域のあった中心部で雲量が少し高くなっている(図 3)。
中層・上層雲量は、共に北で雲量が高くなり、南で雲量が少なくなっている。

図 4.冷水渦における収束発散値

図 2.暖水渦における収束発散値

図 5.冷水渦における下層雲量

５．課題
冷水渦に関しても、海面高度の高さに条件をつけて解析を行い、どのようになるか見る必要があると考える。

図 3.暖水渦における下層雲量

冷水渦について中層・上層雲量に関して、なぜ暖水渦、冷水

海面水温偏差は、東側で水温が高くなってい渦ともに北で雲量が高く、南で雲量が低い結果る。これは暖水渦と同様の理由ではあるが、冷になるのかを考える必要がある。

水渦は、反時計回りの回転のため南の暖かい海
水が東側を通って北上するためであると考え参考文献

る。気温も、暖水渦と同様で、非対称性が見らFrenger, N. Gruber, R. Knutti and M.
Münnich, 2013:Imprint of Southern
Ocean eddies on winds,clouds and rainfall,
Nature Geoscience 6, 608-612,
doi:10.1038/ngeo1863.

れる。こちらも同様の理由ではあるが、回転は反時計回りのため暖水渦の等温線の傾きとは、逆となっている。収束発散値は、発散域が中心部で少し見られ、暖水渦に比べて発散域が見られている(図 4)。下層雲量は、中心部に比べて、周囲の雲量が高くなっている(図 5)。中層・上層雲量に関しては、暖水渦と同様で、北で雲量

7沖縄を通過する寒冷前線の暖気側で発生する降水帯の特徴
森田 亜弥、山田 広幸 （琉球大学理学部）
1．はじめに
日々の天気を観ると、寒冷前線通過時に複数の線状の降水帯を持っていることがある（図 1）。種子島
レーダーの観測では、低気圧に伴う前線の暖気側に 2本以上の線状の降水帯（warm-sector band, 以下WSB）を伴う事例が、1960 年 1 月～1964 年 12 月の 5 年間で 58％検出された（Nozumi and Arakawa
1968）。前線に先行して降水帯が発生するメカニズム
として、前線本体の降水に伴う冷気外出流による新
たな上昇流の形成が考えられるが、それが無い場合もある。Schultz (2005)は冷気外出流を伴わない
WSB の発生のメカニズムについて 10 種類の存在を指摘している。そのうち 4 種類は地形が関係している。沖縄域は地形の影響が少ないことにより、前線が持つ内的な要因により複数の降水帯を伴うしくみを明らかにできると期待される。本研究では、沖縄を通過する寒冷前線を抽出し、形態に基づき分類を行った。その中から WSB を持つもの（WS 型）と典型的な 1 本の降水帯を持つもの（Typical, TP 型）を比較することで、複数の降水帯の発生に関わる特徴を明らかにすることを目的とする。

られた。
WS 型では前線に先行する降水帯の通過時、気温の低下が見られる場合とそうでない場合があった。レーダー反射強度の鉛直断面（図 3、4）より、
WS 型はレーダーの反射強度の高度が高く（10km 以
上）、TP 型は低い（8km 以下）という違いが見られた。また、WS 型では対流圏上層で前方に延びるかなとこ雲（図 3 の点線）が見られ、その下に WSBが形成されるのに対し、TP 型はそれが見られなかった。同様に、MSM の鉛直断面でも WS 型でかなとこ雲を形成する風の流れが見られた。
WS 型と TP 型で前線の通過時刻（図 5a）、レーダ
ーのエコー頂高度（図 5b）、月別の発生（図 5c）において両者の差が見られた。通過時刻は WS 型では夜間の 12UTC (日本時間の 21 時)に通過する割合が多いのに対し、TP 型では午前中の 00UTC (日本時間の 09 時)に通過する割合が多かった。レーダーのエ
コー頂高度は WS 型では 11~14km が多いのに対し、TP 型では 7~8km が多かった。月別の発生は WS 型
では 3 月、TP 型では 2 月に発生が多く見られた。前線通過 6 時間前後の気温差（図 5d）、移動速度、走向には明瞭な差は見られなかった。

2．データと解析方法
本研究では気象庁糸数レーダー、情報通信研究機
構沖縄偏波降雨レーダー（COBRA）、気象学研究室
千原地上観測データ、気象庁地上天気図、気象庁メソ予報モデル（MSM）を用いた。はじめに、4 年間(2012 年 1 月～2015 年 12 月)のレーダー雨量分布図と天気図より、東経 124 度～132 度、北緯 22.5 度～
30.0 度の範囲を通過する、長さが 100km 以上で降水強度が 10mm/h 以上の線状降水帯を持つ寒冷前線を抽出・分類した（図 2）。次に、WS 型と TP 型の代表例として、表 1 に示す各 2 事例について、地上観測データ、レーダー反射強度、MSM の鉛直断面を用いて内部構造の解析を行った。さらに、2 つのタ
イプのすべての事例を用いて、出現の季節性、通過
時刻、通過前後 6 時間の気温差、レーダーのエコー
頂高度、移動速度、走向について統計的な特徴を調べた。

4． まとめと考察
前線に先行する WSB の発生時、前線本体の降水帯が上空で前方に延びるかなとこ雲の形状を伴っていた。Thorpe et al. (1982) は、前線進行方向に延び
るかなとこ雲は重力波を伝播させることを指摘している。このことより、前線に先行する 2 本目の降水帯の発生は重力波が関係している可能性がある。また、Fovell et al.(2005)はスコールラインに先行して現れる降水帯を数値シミュレーションによって再現し、対流の発生が夜間に多いことを示した。これは今回の WS 型の通過が夜間に多いことと一致している。WS 型の発生メカニズムを特定するため、高分解能のレーダーを用いたより詳しい事例解析が必要である。

謝辞：沖縄偏波降雨レーダー（COBRA）のデー
タは情報通信研究機構の岩井宏徳氏から頂きました。

3．結果
図 2 に示すように、4 年間で寒冷前線は 243 事例
抽出され、そのうち WS 型が 30 事例、TP 型が 35事例であり、WS 型は寒冷前線全体の 12％、TP 型
は 14％であった。
地上観測データより、WS 型と TP 型の両方で前線の通過時に気温の低下、風向変化、気圧上昇が見8

図２．寒冷前線の分類
表１．詳細な解析を行った事例

図１．寒冷前線通過時に２本の降水帯を伴う事例

WS型

TP型

2015年6月5日

2014年12月3日

2014年3月12日

2015年3月3日

かなとこ雲
WSB

WSB

図３．レーダー反射強度の鉛直断面図（WS 型）
一点鎖線は寒冷前線の位置を表す。

20

40

夜間

日中

WS 型

TP 型

10
0

0時

3時

6時

9時

12時

（UTC）

15時

18時

（％）

（％）

30

図４．レーダー反射強度の鉛直断面図（TP 型）

TP 型

30
20
10
0

21時

WS 型
1-2

3-4

TP 型

（％）

（％）

30

WS 型

10
0

7-8

9-10 11-12 13-14 15-16〈㎞）b) レーダーのエコー頂高度a) 前線の通過時刻

20

5-6

9月 10月 11月 12月 1月 2月 3月 4月 5月 6月 7月 8月

50
40
30
20
10
0

WS 型
TP 型
0

1

2

3

4

5

（℃）

6

7

8

d) 前線通過前後６時間の気温差c) 月別の発生
図５．WS 型（実線）と TP 型（点線）の統計解析結果
縦軸はそれぞれの総数に対する割合を示す。

9

9

10

沖縄本島地方における異常低温時の気象状況
宮城嗣昌、我如古

均、屋比久猛弥、立間啓之、石川美乃（沖縄気象台）

１．はじめに2016 年 1 月 24 日から 25 日にかけて、日本付近
は強い冬型の気圧配置となり、日本海側から九州、四国にかけて所々で大雪となった。沖縄地方でも850hPa で-6℃以下の非常に強い寒気が流れ込み、
記録的な低温を観測し、沖縄本島地方に初の低温注意報を発表した。沖縄地方において、このような低温となることは稀であり、今後の注意報運用に資することを目的に調査を行った。

3.8℃）を大きく下回り極値を更新した。
地上天気図を見ると、モンゴルには 1064hPa、華北には 1052hPa の優勢な高気圧が張り出し、日本の東にある発達した低気圧との間で冬型の気圧配置が強まっている。
第 1 表に 1 月 24 日から 25 日に観測された、沖縄本島地方の観測所における日最低気温を示す。
24 日午後から 25 日朝にかけて、各観測所で記録的な低温となり、奥で 3.1℃、渡嘉敷で 3.7℃を観測するなど、5 観測所で 5℃以下を記録し、9 観測所で日最低気温の極値を更新した。また、大陸の高気圧の張り出しに伴い、沖縄本島地方では気圧の傾きが大きくなったため、23 日午後から北または北西の風が強く吹き、宮城島では 27.1m/s、那覇では 26.8m/s、北原では 25.7m/s の最大瞬間風速を観測した。

２．調査方法低温発生時の観測値、数値予報資料を整理する。
また、過去の低温時の気象状況を把握するため、
気象庁 55 年長期再解析の 0.5 度メッシュ資料（以下、JRA-55 と表記）等を用いて特徴を整理する。
３．調査結果３．１ 総観場
第 1 図に 2016 年 1 月 24 日の 500hPa と 850hPaの高層天気図および地上天気図を示す。

第 1 表 沖縄本島地方における 2016 年 1 月 24 日～
25 日の最低気温℃（*は極値更新を示す。）
奥

渡嘉敷

糸数

粟国

宮城島

北原

3.1 *

3.7 *

4.1 *

4.9 *

4.9 *

5.1 *

久米島

伊是名

慶良間

名護

安次嶺

那覇

5.2

5.2 *

5.4 *

5.5

5.8 *

6.1

第 2 図に名瀬の高層観測による 1 月 24 日 21 時のエマグラム及び那覇における同時刻のメソ解析
値の鉛直プロファイルを示す。
名瀬のエマグラムでは、09 時には 650hPa 付近に逆転層が見られ（図略）、21 時には寒気の沈降に伴う沈降性の逆転層が 750hPa 付近まで下がっている。逆転層から下層では、対流混合層が見られた。
那覇におけるメソ解析でも、名瀬の高層観測で捉えられたような特徴が見られた。

第 1 図 高層天気図、地上天気図
上段：500hPa 左：24 日 09 時、右：24 日 21 時
下段：24 日 21 時 左：850hPa、右：地上

500hPa では、24 日 09 時にはサハリン付近および日本海に-42℃以下の寒気コアがあり、日本海か
ら華中にかけてトラフが解析されている。21 時には、トラフの東進に伴い東シナ海で-30℃以下の寒気が流入している。名瀬の高層観測では 24 日 09
時に-15.2℃（1 月の月平年値-14.7℃）、21 時には-12.6℃を観測した。850hPa では、24 日 09 時に—4.4℃、21 時には-7.4℃と平年（1 月の平年値

第 2 図 エマグラム
左：名瀬 高層観測

102016 年 1 月 24 日 21 時
右：那覇メソ解析

衛星画像（図略）では、東シナ海から沖縄地方には、寒気に伴う筋状の雲が見られ、大陸との離岸距離も短く強い寒気を表している。航空自動観測
気象報による雲底高度（第 1 層）は、久米島では
24 日は 1500～2500ft で推移し 25 日 09 時以降は3000ft 以上となった。那覇空港では 24 日は 2500ft前後で推移し、24 日夜から 1500～2500ft に下がり、25 日 11 時以降は 2500ft 以上となっている。
レーダー観測（図略）では、24 日 12 時には東シ
ナ海で散在した弱いエコーが南東進し、夜にかけて沖縄本島地方を断続的に通過した。雲頂高度は、逆転層の高度及びレーダーエコー頂高度から約 2～3km と推定される。

第4図

氷あられ

2016 年 1 月 24 日 20 時 07 分
宜野湾市 撮影：気象台職員

４．過去事例による低温発生時の特徴
1962 年 12 月末から 1963 年 3 月にかけて、沖縄
地方では強い寒気が流れ込み、平年を大きく下回
る低温を観測した。1963 年 1 月の日平均気温は、
那覇で 12.4℃（平年差-4.6℃）、久米島で 11.3℃（平年差-5.4℃）となった。この異常低温により、パインの葉やけ、裂果、鶏の産卵率の低下など農作物や家畜等への被害が各地で発生し、沿岸では魚が仮死状態で海面に浮く現象が見られた。また、各地でひょうやあられ、霜を観測した。※平年値
は 1981～2010 年を使用。
1963 年から 2015 年において、顕著な日最低気温を観測した 10 事例を、環境場の特徴や低温要因等から、“グループ 1”寒気流入（放射冷却なし）
型、“グループ 2”寒気流入＋放射冷却型の 2 パターンに分類した。
代表的な地上天気図（第 5 図）及び、500hPa 高層天気図（第 6 図）と環境場の特徴について示す。

３．２ みぞれ、あられの観測
第 3 図に名護と久米島における、気温と湿度の散布図と自動観測による現象判別の閾値を示す。
強い寒気の流れ込んだ 24 日から沖縄本島地方の各地で直径数ミリ程のあられを観測したとの情報があった（第 4 図）。また、名護と久米島の特別地
域気象観測所では、24 日夜から 25 日未明にかけて断続的にみぞれ ※ を観測した。同期間内に降水があった時間帯のうち、気温 7℃以下、湿度 70％
以下のみぞれの範囲に入った時間帯は、みぞれと判別された。
（ ※現象の判別は観測装置の自動判別による。久米島で 39 年ぶり、名護では 1966 年の統計開始以来初観測。）

第 3 図 名護と久米島における気温と湿度、自動観測による現象判別の閾値（1 月 24 日 21 時～24 時）
第 5 図 地上天気図
左：2011 年 1 月 16 日 9 時（グループ 1）
右：1963 年 3 月 1 日 9 時（グループ 2）

今回観測されたみぞれやあられについて、那覇におけるメソ解析や航空機観測から、沖縄本島付
近では、24 日 12 時過ぎから 925hPa(約 2500ft)で0℃～-1℃、850hPa（約 4500ft）では-4℃～-6℃、
逆 転 層 高 度 は 約 800hPa と な っ て お り 、 925 ～800hPa 付近で形成された雪片や氷の粒が解けずに地上まで落下したものと考える。

グループ 1 は、大陸から優勢な高気圧（1040～
1050hPa）が張り出し、日本付近は強い冬型の気圧配置となり、東シナ海まで強い寒気が南下。地上
では北よりのやや強い風が吹き、下層雲が広がり
曇りや雨の天気となった。

11

グループ 2 は、大陸高気圧の張り出しは緩み、
沖縄地方に高気圧の中心があり、地上では風が弱く晴れている。

と 925hPa の寒気移流タイミングがほぼ一致する
事例は 2 事例であった。この事例では、500hPa ではトラフは深まりながら東シナ海から沖縄付近を通過し、後面では強い寒気の沈降があることが確認出来た。タイミングが一致しなかった事例は第4 図の 2011 年 1 月の事例で、500hPa トラフの深まりが他 2 事例と比べて弱く、トラフ通過時の500hPa 気温低下が不明瞭であった。
グループ 2 では、850hPa と 925hPa では、前日00UTC 以降、気温の上昇傾向がみられ、放射冷却による沈降昇温の効果が現れていた。また、500hPa
でも上昇傾向の事例が多く、グループ 2 については、500hPa 寒気移流と地上最低気温のピークが必ずしも一致しない事例が多いことが分かった。

第 6 図 500hPa 高層天気図
左：1967 年 1 月 15 日 21 時（グループ 1）
右：1963 年 1 月 19 日 21 時（グループ 2）

両グループの事例ともに、気温低下前には
500hPa で長波のトラフが中国大陸に解析され、沖縄地方に寒気が流入しやすい場であった。気温低下時には、グループ 1 では、寒気コアが日本海まで南下し、東シナ海では低気圧性曲率が大きくなっていた。グループ 2 では、南西諸島はほぼゾー
ナル場であった。
第 7 図に東シナ海から沖縄本島付近にかけての鉛直断面図を示す。断面図では、東シナ海を南下する寒気の沈降を確認することが出来た。

第2表

顕著な低温事例についての調査で得られた特徴
グループ１・日本海に寒気コア
・東シナ海で低気圧性曲率が大きい
・大陸に優勢な高気圧がある
・日本付近は強い冬型の気圧配置
・東シナ海まで強い寒気が南下
・地上で北よりのやや強い風・下層雲が広がり曇りや雨

グループ２・寒気コアは北海道より北・沖縄地方はゾーナルまたは東谷場
・大陸の高気圧の張り出しは緩む
・沖縄地方に高気圧の中心・寒気流入のピークは過ぎた状態
・地上では風が弱く晴れている

５．まとめ2016 年 1 月 24 日から 25 日にかけて、沖縄本島
地方では、各地で日最低気温の極値を更新するな
ど記録的な低温となり、初の低温注意報を発表した。今回の異常低温に伴う顕著な災害は報告されていない。（1 月 25 日現在）
数値予想資料では、名瀬の高層観測で捉えられた特徴が、那覇のメソ解析でも見られた。また、過去調査におけるグループ 1 の特徴が一致した。
過去事例の調査では、グループ 1 およびグルー
プ 2 の事例とも、寒気コアの存在と位置による定量的検討は出来ず、500hPa 気温の平年偏差だけでは地上付近の異常な気温低下を推定することは難しい事が分かった。また、気温、鉛直流断面図より、下層寒気流入と沈降昇温が逆転層形成に関連することが確認出来た。グループ 2 の放射による最下層付近の気温低下は、モデルの解像度の問題
から、JRA-55 では表現されていない。
参考文献
琉球気象台 異常気象報告 1963：1963 年 1 月の異常寒波（昭和 38 年 1 月豪雪）
那覇測候所 沖縄縣気象年報 1917～1923

・下降流（寒色）鉛直断面図
第 7 図 上昇流（暖色）
左：2011 年 1 月 15 日 12UTC（グループ 1）
右：1963 年 2 月 28 日 12UTC（グループ 2）グループ 1 では、350hPa～550hPa には亜熱帯ジ
ェ ッ ト 気 流 に 対 応 す る 逆 転 層 が あ り 、 650hPa～
850hPa 付近に寒帯ジェット気流に対応する逆転層が見られる。他の事例においても、寒帯ジェッ
ト気流に対応する逆転層や強い沈降による寒気の南下を確認することが出来た。
グループ 2 では、沈降昇温による逆転層が850hPa～900hPa 付近に確認できた。なお、ゾンデによる高層観測値からは、地表付近で放射冷却による逆転層が形成されているが、JRA-55 では確認出来なかった。
500hPa と 850hPa、925hPa の気温時系列（図略）
をみると、グループ 1 では 850hPa と 925hPa で、
前日 00UTC 以降、気温の下降が継続し寒気流入の効果が大きいことが確認出来た。また、500 hPa

12沖縄県地球温暖化対策実行計画に見られる気候変動の影響と適応
堤	  純一郎（琉球大学工学部）
１．はじめに	  2015 年 12 月 12 日、国連気候変動枠組み条約
第 21 回締約国会議（COP21）の結論としてパリ協定が採択された。新興国を含め世界 196 カ国・地域が温室効果ガス削減の枠組みに合意する画期的な協定ができた。これは 1997 年の京都議定書以来 18 年ぶりの国際的合意である。
	  この会議は英語で United Nations Conferenceon Climate Change となっており、日本語では気候変動である。一方、日本の内閣官房には地球温暖化対策推進本部が設置されており、地球温暖化ということばが好んで使われている。
	  沖縄県でも国の方針に従い、2010 年に地球温暖化対策実行計画を定めており、温暖化ということばになっている。しかし、実際には単純な温暖化だけでなく、より複雑な気候変動であることは
近年の気象データを見れば明確である。
	  図-1 は沖縄気象台の 2016 年 1 月の気温変動であるが、日最高気温が 25℃を超える夏日が２回現れている一方、24, 25 日には全国的に大寒波が襲い、最低気温 6.1℃、6.3℃を記録している。
	  もちろん、これだけでは気候変動ではないが、このような急激な気温の変動が繰り返し出現するようになると、気候変動の影響と捉えることも考えられる。気候変動の一般化である。
	  本報は沖縄県が策定した地球温暖化対策実行
計画及びその 2016 年度改訂版における、地球温暖化の影響とその適応について紹介し、今後の気候変動を広報する上での一助としたい。

図−１	
  2016 年 1 月の沖縄気象台の気温変動
３．気候変動の影響と適応に関する記述	  2003 年の沖縄県地球温暖化対策地域推進計画には、地球温暖化の影響を表-1 のようにまとめているが、具体的な影響の記述はほとんどなく、まだ遠い将来の話として捉えられている。
	  2010 年度の沖縄県地球温暖化対策実行計画でも、まだ将来予測として温暖化の影響を捉えているが、緩和策と適応策が明確に定義され、適応策に関する記述が含まれた。現在策定中の改訂版では、定量的な影響に言及している。

表−１	
  地球温暖化の影響（2003 年版）

２．沖縄県の施策経緯	  沖縄県では地球温暖化対策として、2003 年 8月に「沖縄県地球温暖化対策地域推進計画」を策定し、CO2 排出量の目標を 2010 年度までに基準年とした 2000 年度より 8%削減とた。その後、国の地球温暖化対策推進法の改定により、都道府県
等における温暖化対策地方公共団体実行計画策
定を義務化したため、沖縄県では 2010 年度に再度、「沖縄県地球温暖化対策実行計画」を策定するに至った。その際の CO2 排出量の目標は、2006
年度に 14%増加してることを考慮し、2020 年度
を目標年度として、基準年と同じレベルに戻すこと、つまり 0%削減を基本として、それから-8%までの幅をもたせた。同時に、国の定める長期目標
である 2050 年までに 1990 年度の排出量の-80%という目標もそのまま長期目標とした。

13

東シナ海の波高におけるブイとモデルの相関関係
島拓也(琉球大学･理学部）, 久木幸治(琉球大学･理学部）を求める。 計算領域は東経 120 度から 130 度、

1．はじめに海の波がどのようになっているかということは、

北緯 22 度から 33 度までで、空間分解能は緯度、貿易や漁業などの航海や、大気海洋相互作用を解

経度ともに 0.5 度間隔である。図 2 に計算された明する上で重要な情報である。そこで、波浪推算

波高の分布図の例を示す。 そして、その中からモデルを用いて波高の観測値と予測値の相関を調モデルでブイの座標(北緯 28 度 10 分,東経 126 度

べ、より正確な予測ができるようになれば、実際

20 分)と近い座標をとって、波高及び風速の比較に直接観測ができないような場所でも波高などのを行った。

より正確な情報が得られると考えられる。
そのために、本研究では東シナ海に係留したブイによる波高の観測値とモデルと比較を行い、波浪推算モデルの検証をすることを目的とする。

2．使用したデータ
気象庁が提供している東シナ海の係留式ブイ(図 1)で観測された波高・風速・風向データを使用した。期間は 1999 年 1 月 1 日から 12 月 31 日ま

図 2．解析領域及び波高推算例

でで時間間隔は 3 時間である。海上風データとして ECMWF(European Center for

そして、ブイの欠測した時間を除いた同時系列

Medium-Range Weather Forecasts：ヨーロッパ

で月ごとに相関関係を求める。また、風との関連

中期予報センター)が提供している ERA Interim

性も調べるために、風速や風向でも同様に観測値を使用した。

との関係を調べた。その時、ブイの風速データは観測器の高さが 7.5m のため、モデルと同じ 10mの高さにするために Hsu 他 （1993）の式で補正した。
また、波高や風速･風向の観測値と予測値の二乗平均平方根（RMS)誤差をそれぞれ求めて、2つの間にはどれぐらいの差があるかも調べた。

4．結果と考察
波高について図 1．使用するブイの位置(気象庁 HP)

ブイの観測値とモデルの予測値の波高の相関の強さは、年間では R^2 =0.6965 で、1 番強い

3．研究方法月は 2 月(図 3)、低い月は 6 月(図 4)だった。各月

波浪推算はエネルギー平衡方程式（例えば磯崎・ごとの相関の強さは、1，6，7 月が 0.4 から 0.7

鈴木, 1999）から、波浪スペクトルを計算して波高の中くらいの強さで、残りの月は 0.7 以上の強い

14相関が見られた。この相関が弱い月が見られたのは、波高を求める際に計算領域外からのうねりを考慮しなかったことが原因の一つと考えられる。

図 6．風速の相関(弱い).縦軸横軸共に単位は m/s。
また、波高の相関係数と風速の相関係数の月ごと
図 3．波高の相関(強い)縦軸横軸共に単位は m。

の値は同じような強さをとり、ある程度一致しているように見られた。しかし、波高の観測値と予測値の値の誤差が大きかったことは、風向の値のばらつきが大きく、波高と風速の関係性に少しずれを生じたと考えられる。
また、相関が少し弱い月があったのは、モデルの解像度が 0.5 度と粗かったことも関係していると考えられる。

図 4．波高の相関(弱い).縦軸横軸共に単位は m。

5．課題
今後の課題としては、波浪推算の精度を上げる

風速についてために、精度の良い海上風データを使用する必要

風速でも同様に相関の強さを求めた。年間ではがある。また計算領域を拡大し、解像度を細かくR＾2＝0.7676 で、1 番強い月は 10 月(図 5)、弱いする必要がある。さらにエネルギー平衡方程式に

月は 6 月(図 6)だった。各月ごとの相関の強さは 1，

おけるソース関数のパラメーターを、他の論文な

4，6，8 月が中くらいの強さ、残りの月が強い相どを参考にして、より現実に近い値にする必要が関が見られた。

ある。

参考文献
磯崎一郎、鈴木靖 (1999).波浪の解析と予報.
東海大学出版会
S.A.Hsu, Eric A.Meindl and David
B.Glihousen(1993:) Determining thePower-Law Wind-Profile Exponent under
Near-Neutral Stability Conditions at Sea. J.
Appl. Meteor., 33, 757-765.
図 5．風速の相関(強い).縦軸横軸共に単位は m/s。

15

ラジオゾンデを用いた PAWR のドップラー速度測定精度検証＊

岩井宏徳（情報通信研究機構）、山田広幸（琉球大学）
として VhPAWR と VhSonde を比較する。
図 2 に本研究で比較に用いたラジオゾンデの飛行軌跡および高度を示す。2015 年 5 月 28 日に琉球大学千原キャンパスから、2015 年 7 月 10 日と 2016
年 1 月 21 日に NICT 沖縄センターから放球したラ
ジオゾンデの観測データと PAWR のドップラー速度の比較を行った。

１．はじめに情報通信研究機構（NICT）沖縄電磁波技術セン
ター（以下、沖縄センター）に設置されているフェーズドアレイ気象レーダ（PAWR）のドップラー
速度検証のために、沖縄本島内でラジオゾンデの放球を行った。本報告ではラジオゾンデと PAWR
で観測される水平風速の比較方法と比較結果について報告する。

２．比較方法PAWR は NICT 沖縄センターの敷地内の鉄塔に設置されている（北緯 26 度 29 分 54 秒、東経 127 度
50 分 35 秒）。PAWR は半径 60km の範囲を距離分
解能 100m（600 レンジ）、方位角分解能 1.2 度（300セクター）で、30 秒で 3 次元観測可能である。
ラジオゾンデは Vaisala RS92-SGP を用い、受信機は 2015 年 10 月以前は DigiCORA Sounding System
MW31、それ以降は MW41 を用いた。ラジオゾン
デは 2 秒ごとの位置情報（緯度、経度、高度）が保存されている。なお、MW31 での受信の場合、緯度と経度の情報は小数第 2 位までであるため、 図 1 PAWR のドップラー速度 VrPAWR とラジオゾン
線形内挿して比較に用いた。
デの東西風 uSonde、南北風 vSonde との関係。
図 1 に比較に用いる PAWR のドップラー速度
VrPAWR とラジオゾンデの東西風 uSonde、南北風 vSondeとの関係を示す。ラジオゾンデと PAWR との観測
時刻差が 1 秒以内で、PAWR の観測ビンに含まれるラジオゾンデの観測データを抽出し、東西風
uSonde と南北風 vSonde を以下の式で PAWR の方位角φの方向に投影して水平風速 VhSonde を算出する。
VhSonde  u Sonde sin   v Sonde cos (1)
一方、PAWR のドップラー速度は

VrPAWR  VhPAWR cos  w sin (2)で表され、仰角θが低い場合は右辺第二項は小さ
いのでVhPAWR  VrPAWR cos (3)として VhPAWR と VhSonde を比較する。仰角θが高い
場合は降水粒子の落下速度（w は負の値）のドップ
ラー速度 VrPAWR への寄与は無視できない。ただし、
PAWR、ラジオゾンデとも計測地点における降水粒 図 2 (a)2015 年 5 月 28 日 14 時 23 分 30 秒、(b)2015
子の落下速度を直接計測できないため、PAWR か 年 7 月 10 日 9 時 45 分 38 秒、(c)2015 年 7 月 10 日
ら東に約 150m の位置に設置されているマイクロ 13 時 11 分 21 秒、(b)2016 年 1 月 21 日 18 時 6 分 0
レインレーダ（METEK MRR-2、時間分解能 1 分、 秒に放球されたラジオゾンデの飛行軌跡および高高度分解能 100m、最大観測高度 3100m）で計測さ 度。
れる降水粒子の落下速度 w を用い、
VhPAWR  VrPAWR  w sin   cos (4)16

３．比較結果
３．１．2015 年 5 月 28 日
梅雨期の激しい対流性の降雨事例であり、沖縄
本島では竜巻注意情報が発表された。ラジオゾン
デは放球地点である琉球大学千原キャンパスから東に飛翔した。ラジオゾンデの観測データから上
空の西風は 25m/s 程度であったが、ラジオゾンデの飛行方向が PAWR の視線方向と直交に近い角度であるため（図 1a）、ドップラー速度は遅く、PAWRのドップラー速度 VrPAWR の折り返しはほぼ無かった。ラジオゾンデの位置が PAWR から 25km から30km 程度離れており、PAWR の観測仰角が 9.38 度
以下であるため、VhPAWR は式 3 を用いて算出した。
図 3 に VhPAWR と VhSonde の比較結果を示す。激しい
降水のため高度 5km でラジオゾンデの観測が終了してしまったため、サンプル数が少ないが、良い一致を示している。2015 年 7 月 10 日と 2016 年 1
月 21 日の事例と異なり、負の速度領域にも VhPAWRと VhSonde の観測値があり、良い一致を示している。

ラー速度 VrPAWR は全て折り返し補正を施している。図 4 に VhPAWR と VhSonde の比較結果を示す。水
平風速が 35m/s から 45m/s では良い一致を示しているが、その他ではばらつきが大きい。PAWRの観測点における SN 比が 15dB 以下（図 4 の赤点）の場合に大きくばらついており、SN 比が低い場合はドップラー速度の観測誤差が大きいことを示している。

図 4 2015 年 7 月 10 日 9 時 45 分 38 秒と 13 時 11
分 21 秒に NICT 沖縄センターから放球したラジオ
ゾンデの VhSonde と PAWR の VhPAWR の比較。赤点は
PAWR の SN 比が 15dB 以下、青点は SN 比が 15dB
以上かつ 20dB 以下の場合。黒点は SN 比が 20dB以上。

３．３．2016 年 1 月 21 日
冬季の層状性の降雨事例である。NICT 沖縄センターにおいてラジオゾンデの放球を行い、水平風
速が比較的弱かったため、PAWR の観測仰角が 12
度から 60 度の範囲であった。前の 2 事例と比較して観測仰角が高く、降水粒子の落下速度のドップ
ラー速度 VrPAWR への寄与は無視できない事例である。マイクロレインレーダの最大観測高度は 3100mであるため、PAWR の観測高度が 3100m 以下であった 18 時 6 分から 18 時 24 分までのマイクロレ
インレーダの計測値の平均値を降水粒子の落下速度として用いた。PAWR の観測高度が 3100m 以下
では式 4 で VhPAWR（図 5 の赤点）を算出し、3100m
以上では式 3 で VhPAWR（図 5 の青点）を算出した。
なお、観測高度 6km 以上では PAWR の感度が低下
して観測精度に問題があるため比較から除外した。
図 5 に VhPAWR と VhSonde の比較結果を示す。水平風ば
速が 5m/s から 20m/s で良い一致を示しており、

図 3 2015 年 5 月 28 日 14 時 23 分 30 秒に琉球大学から放球したラジオゾンデの VhSonde と PAWR のVhPAWR の比較。N はサンプル数、R は相関係数、
RMSD は二乗平均平方根偏差、MAE は平均絶対誤差、Slope と Intercept は回帰直線の傾きと切片を示す。

３．２．2015 年 7 月 10 日
台風第 9 号による強風の事例である。NICT 沖
縄センターにおいてラジオゾンデの放球を 2 度実施し、ラジオゾンデは北北西の方向に高速に飛翔した（図 2b と図 2c）。水平風速が非常に速く、PAWR の観測仰角が 7.18 度以下であるため、
VhPAWR は式 3 を用いて算出した。PAWR のドップ

17

らつきも小さい。図 6b に PAWR のドップラー速 風速と PAWR のドップラー速度との比較を行った。
度 VrPAWR（黒点）と水平風速 VhPAWR（赤点と青点） 比較の結果、弱風時、強風時とも良い一致を示しとの関係を示す。ラジオゾンデ放球から 10 分間程 た。ただし、SN 比が低い場合（15dB 以下）は観
度は PAWR の観測仰角（図 6a の青点）は高く、降 測誤差が大きい。また、観測仰角が高い場合（概水粒子の落下速度（図 6b の緑点）も速いため、降 ね 15 度以上）では降水粒子の落下速度を用いて水水粒子の落下速度による補正の効果（VrPAWR と 平風速 VhPAWR を算出することが有効であることを
VhPAWR との差）が大きい。PAWR の観測高度が 示した。
3100m 以上では降水粒子の落下速度を考慮していないが、PAWR の観測仰角が低い（15.18 度以下）
ため、VrPAWR と VhPAWR との差は小さい。降水粒子の落下速度を考慮していないにも関わらず、ラジオゾンデの VhSonde と PAWR の VhPAWR の差が小さいのは、観測高度が概ね融解層高度（約 4km、NICTの沖縄偏波降雨レーダの偏波間相関係数から推定、図略）以上であるため、降水粒子の落下速度が小さかったことが理由の 1 つと考えられる。

図 6 (a)2016 年 1 月 21 日 18 時 6 分 0 秒に NICT
沖縄センターから放球したラジオゾンデの高度（黒点）および PAWR の観測高度（赤点）と仰角（青点）の時間変化。(b)ラジオゾンデの水平風速
VhSonde（アスタリスク）、PAWR のドップラー速度
VrPAWR（黒点）と水平風速 VhPAWR（赤点と青点）、
PAWR の観測高度に対応する降水粒子の落下速度w（緑点）の時間変化。
図 5 2016 年 1 月 21 日 18 時 6 分 0 秒に NICT 沖縄
センターから放球したラジオゾンデの VhSonde と 謝辞
琉球大学千原キャンパスおよび NICT 沖縄セン
PAWR の VhPAWR（赤点および青点）の比較。赤点は式 4 で降水粒子の落下速度で補正した VhPAWR。 ターにおけるラジオゾンデの放球は琉球大学とNICT との共同研究に基づいて実施された。ラジオ
青点は式 3 で算出された VhPAWR。
ゾンデの放球では、琉球大学の伊藤耕介助教と学生の皆様にご協力いただいた。
４．まとめ
梅雨期の激しい対流性の降雨、台風による強風、冬期の層状性の雨の時に放球したラジオゾンデの18日本国内における竜巻の発生環境に関する研究～ストームヘリシティ（SReH）の調査から～
惣慶靖（放送大学大学院文化科学研究科）

１.はじめに日本で発生する竜巻は米国に比べて小規模であり、またその発生頻度の低さから現象の解明が進まず、具体的な竜巻への対応策を考えることは困難と言われている。竜巻の学術的な実態把握はもとより、予測技術や伝達手法の研究などが強く望まれている 1)。
竜巻の発生環境の調査には、 事例解析、統計解
析、数値実験などがあり、これらの解析を逐一蓄積していくことは極めて重要だとも言える。
櫻井・川村（2008）はゾンデ観測データと JRA-25
長期再解析データを用いて日本の竜巻発生環境場の実態を統計的に調査した。そしてシビアストーム発
生のポテンシャルを示す既存のパラメータについて，
その診断基準の日本における有効性を考察したとこ
ろ、 ストームヘリシティ（以降 SReH と称す） は
有効な指標であることを再確認している 2)。
阿保ら（2007）はウィンドプロファイラ（以降 WPRFと称す）の近くで発生した竜巻の SReH を調査して、竜巻発生時に SReH は減少傾向にあったことを報告している 3)。 しかし彼らが調査した竜巻のうち、
WPRF 局から 15ｋｍ以内に発生したそれは 1 例のみであった。そこで本研究では、WPRF 局から 15ｋｍ以内で発生した竜巻事例を調査し、SReH の時間的変化の特徴を把握することを目的とした。

ルとして回転のベクトルを示す。雷雨移動ベクトル
C はレーダーエコーの動きから求めるか、その見積もりが困難な場合には Bunkers et al.(2000）の方法を用いた 5)。これは地上から上空 6 km 間の大気密度で重み付けされた風の平均値に、地上と上空 6 kmの水平風シアーを考慮して雷雨移動ベクトルを見積もる手法である。
SReH は、ホドグラフを使って上空の風ベクトルが幾何学的に作る図形の面積を計算することで、容易に求めることができる 4)。本稿ではマイクロソフト
エクセルに計算式をプログラムして SReH を求めた。
Bunkers et al.による手法で雷雨移動ベクトルを求める場合も計算式をプログラムしたマイクロソフト
エクセルを使用した。
アメダスデータ、気象レーダーデータは気象庁のHP6）より入手した。高層気象観測データはワイオミ
ング大学の HP7）より入手した。WPRF データは気象業
務支援センターから購入した。なお気象庁竜巻等突風データベース 6）において２００２年４月から２０
１２年６月までの期間に発生した「竜巻」と認定されたものを調査対象とした。図 1 に本稿で調査した竜巻の分布を示す。

２.研究手法発生した竜巻が WPRF 局に近ければ近いほど、SReHは真の値に近いものが得られると考えられるが、
国内 WPRF 局の近くで発生した竜巻は弱いものが多い（藤田スケールＦ0～Ｆ1）。弱い竜巻なら水平スケ
ールは小さいと考えられることから、10ｋｍ程度の水平スケールなら SReH 環境場は変化しないと仮定した。しかし WPRF 局から 15ｋｍで発生したＦ2 竜巻（1 事例）に限り、これも調査対象に含めた。よって本稿では WPRF 局から 15ｋｍ以内で発生した F0～
F2 竜巻（全 19 事例）を調査した。なお SReH は次式で定義される 4)。
3𝑘𝑚

𝑆𝑅𝑒𝐻 = ∫0(𝑽 − 𝑪) ⋅ 𝒌 ×

𝜕𝑽𝜕𝑧

図 1.調査した竜巻事例の分布図（GoogleEarth にプロット）ⅆ𝑧・・・・・式（1）

ピンク色のバルーンは竜巻発生地域を示し、ｘ2、ｘ3 は同一地域で発生した複数個の竜巻を示す。

式（1）において、(𝑽 − 𝑪) は雷雨に相対的に吹き込
む風、 k×(∂V/∂z)は k を鉛直方向の単位ベクト

19SReH (m2/s2)

3.結果

竜巻発生までの時間（分）図 2 竜巻 19 事例の変化傾向

竜巻全 19 事例中、SReH が増加中または極大において竜巻が発生した場合が７例、SReH が減少中または極小において竜巻が発生した場合が 10 例、SReH
があまり変化しなかった場合が 2 例であった。
図 2 は全 19 事例を統合した竜巻発生時刻前後のSReH の時間変化である。 この図において、平均値（ＡＶＧ）を見ると、竜巻が発生する前の 10～50
分の間は、SReH は 240ｍ2/ｓ2 前後の値を示していた。竜巻発生１０分前から SReH は減少して、竜巻発
生の１０分後以降では 130ｍ2/ｓ2 前後の値を示していた。竜巻発生時の SReH は 190ｍ2/ｓ2 であり、米国における竜巻発生下限値 4)と言われる 150ｍ2/
ｓ2 を超えていた。
さらに図 2 において、竜巻発生前では偏差（ＭＡ
Ｘ－ＡＶＧ）が大きいが、竜巻発生後ではその偏差が小さくなっていたことが特徴的である。

将来的に適当な竜巻事例が増えれば本稿で行ったような統計調査の質が向上して、竜巻発生に関する
SReH の時間変化の特徴がより明らかになると思われる。
謝辞
本稿作成にあたり、ご指導下さいました放送大学客員教授吉﨑正憲先生に感謝申し上げます。
参考文献
1）田村幸雄,2007：気象研究所主催「竜巻シンポジ
ウム」報告.天気 54,895-896.
2) 櫻井渓太,川村隆一,2008：日本における竜巻発生の環境場と予測可能性.天気 55, 7-22
3）阿保敏弘,勝山健一,白野和浩,2007：ウィンドプ
ロファイラを用いた竜巻事例におけるストーム相対ヘリシティの調査.日本気象学会 2007 年春季大会予稿 B209.
4）大野久雄, 2001：雷雨とメソ気象. 東京堂出版,
220-251.
5)Bunkers,M.J.,B.A.Klimowski et al,2000:
Predicting supercell motion using a new
hodograph technique. Wea.Forcasting, 15,
61-79.
6) 気 象 庁 竜 巻 等 の 突 風 デ ー タ ベ ー ス .
http://www.data.jma.go.jp（2013.12 月アクセス）
7）ワイオミング大学:http://weather.uwyo.edu/（2013.12 月アクセス）

４.まとめ・今後の課題
SReH 統計調査により、竜巻発生時の SReH の時間変化の特徴と竜巻発生との関係が分かった。SReH の計算にマイクロソフトエクセルを使用して容易に計算できるようにして、竜巻の発生は SReH が減少期に多いことが確認できた。 発生した竜巻付近の SReH
を計算し統計調査したことで SReH および WPRF の有効性が示されたと思われるが、雷雨移動ベクトルの決定や WPRF データ欠測時の取り扱い等に対して改善点は残る。今後の課題としたい。

20

2015 年台風第 15 号の急速な発達と内部構造の関係
田盛 智翔也⁽¹⁾, 山田 広幸⁽¹⁾, 嶋田 宇大⁽²⁾(1)琉球大学理学部 (2)気象庁気象研究所
1．はじめに
15 号は、最初に二重の壁雲を伴っていた(期間Ⅰ)。
台風はしばしば、24 時間に最大風速が 15m/s
その後、内側の壁雲が消滅するとともに外側の壁以上増加するような発達をすることがあり、「急発
雲が内側に移動し眼が収縮した(期間Ⅱ)。石垣島を通過した 8 月 23 日 1300UTC 以降、眼の収縮が見達 」 (rapid intensification) と 呼 ば れ て い る
られなくなった(期間Ⅲ)。ドップラー速度から解析(Kaplan and DeMaria 2003) 。 Wang andZhou(2008)は、北西太平洋で発生する台風のうち、 された中心気圧の時間変化(図 2)は、期間ⅡとⅢを通して気圧の低下を示した。
約 37%が急発達するという統計結果を示した。同
急発達期間における壁雲の傾斜の変化を反射強様に 2015 年台風第 15 号も、八重山地方接近時に度の三次元分布より解析した結果、期間ⅡとⅢの急発達した。しかし、台風の強度は予報を上回り、
台風 15 号の壁雲の平均傾斜は約 51.2 度であった。
石垣島で観測史上最大となる 71m/s の最大瞬間風
これは、平均的な台風の壁雲の傾斜約 45 度よりも速が観測された。予報誤差の原因として、急発達急である。壁雲の細かな形状に着目すると(図 3)、期の観測による詳細な内部構造のしくみが未解明
眼の外側にへこんだ降水帯を伴う凹タイプと眼のな事が挙げられる。過去の観測において、二重壁内側に膨らんだ降水帯を伴う凸タイプでは壁雲の雲の内側の壁雲の消滅後に急発達すること（e.g,
傾斜に大きな違いが見られた。どちらのタイプにWilloughby et al. 1982）、発達期に壁雲の傾斜がも属さない normal タイプに比べ、凹タイプで傾急になる（e.g, Hazelton and Hart 2012）などの斜が急で降水強度が強く、凸タイプで傾斜が緩や内部構造の大きな変化が指摘されている。本研究かで降水強度が弱い事がわかった(図.4)。
では、気象庁石垣島レーダーのデータを用いて、期間ⅡとⅢ中での壁雲の傾斜（1 時間平均）と
台風 15 号の急速な発達と内部構造の変化の関係
中心気圧の時間変化を比較すると、凸の少ない期について調査する。
間Ⅲにおいて壁雲の傾斜が最も急な時間がある事
2．使用データと実験設定がわかった(図 5 の丸印)。
解析には、気象庁石垣島レーダーによる 2015
4.まとめと今後の課題
年台風第 15 号の強度推定結果（中心気圧、高度
台風 15 号は、Willoughby et al.(1982)の観測と2km の最大風速）、気象庁石垣島レーダーの反射
同様に二重壁雲構造の崩壊後に急発達をしていた
強度、レーダー雨量分布を使用した。解析期間は(期間Ⅰ)。また、急発達期間において中心気圧の低2015 年 8 月 22 日 1800UTC から 8 月 24 日
0000UTC までで、解析範囲は東経 122.8-126.7 度、 下時に眼が収縮する期間(期間Ⅱ)とほとんど眼が収縮しない期間(期間Ⅲ)があった。それぞれの期間
北緯 22.4-26.4 度である。
中の眼の形状・壁雲の傾斜に注目すると、期間Ⅱ急発達する台風 15 号の構造変化の特徴を解析
でのみ凸タイプが確認された。これは、Rogers et
するため、レーダー雨量分布を用いて台風の中心
al.(2013)の壁雲の内側の不安定(降水帯)に伴い眼を基準とした東西断面を時間毎に並べた東西-時が収縮するという結果と関係している可能性があ
間断面(図 1)を作成し、急発達期間の分類と眼の収る。また、期間Ⅲについて壁雲の傾斜(1 時間平均)
縮の時間変化を解析した。また、反射強度の三次が最も急な時間が確認された。これは、Hazelton
元分布より作成した台風中心からの東西および南and Hart(2013)の台風の発達に伴い壁雲の傾斜が北断面を使用し、Hazelton and Hart (2013) の測定方法を参考に壁雲の傾斜の時間変化について解急になるという結果と一致する。
析を行った。台風の中心が石垣島に最接近した期
本研究では、主に気象レーダーの降水強度の解間、中心気圧と壁雲の傾斜の解析ができなかった。 析を行った。今後は風速のデータを用いて、収縮3．結果による風速の増大などの強度変化の解析を行う。
台風 15 号の急発達期間の大きな構造変化につまた、小さなスケールの内部構造の変化が台風のいて、レーダー雨量分布の東西-時間断面と各時刻強度に大きな影響をもたらすことが分かった。今の水平分布(図 1)を示す。それぞれの構造での特徴
後は、さらに小さなスケールについても解析を行
をもとに期間を次のように 3 つに分類した。台風っていく必要がある。
21

図1

8/22,1800UTC～8/24,0000UTC における
左)レーダー雨量分布の東西-時間断面右)各時刻でのレーダー雨量分布の水平分布

凹タイプ(8/23,0545UTC)

傾斜(50 度)

図2

8/23,0000UTC～8/23,2100UTC における眼の直径と中心気圧の時間変化

凸タイプ(8/23,0435UTC)

傾斜(31 度)図 3 眼の形状による壁雲の傾斜の変化

中心気圧(実線) 眼の直径(点線)図48/23,0300UTC～8/23,1900UTC の期間で捕らえられた眼の形状と傾斜・降水強度の関係
降水強度(棒グラフ) 壁雲の傾斜(実線)22

図 5 8/23,0300UTC～8/23,1900UTC における壁雲の傾斜(1 時間平均)と中心気圧の時間変化
壁雲の傾斜（実線）中心気圧（点線）RSMC Tokyo 台風強度予報誤差データベースの構築と環境場を用いた統計的補正
伊藤耕介（琉球大学理学部）

１．はじめに気 象 庁 は 1989 年 7 月 か ら ， Regional

都大学生存圏研究所のデータベースから取得し，Specialized Meteorological Center Tokyo(以下，RSMC Tokyo)として，アジア各国の台風に関度の結果を利用している．水平風の鉛直シアは
Ueno and Kunii (2009)に基づき，850 hPa と 200
hPa における水平風ベクトルの差を GSM に現れわる防災に貢献してきた．過去 25 年間，進路予報が改善されてきたことは周知の事実だが，強度予報に関してはその実態が詳しく調べられているとは言い難い．本研究では，台風強度予報
誤差のデータベースを構築することで，基礎的な検証を行う．
また，このデータベースをもとに，環境場に対する強度予報誤差のバイアスが存在する可能性についても調査した．一般に，台風強度を数値計算で陽に再現するためには高解像度大気海
洋結合モデルの利用が望ましいが(Ito et al.
2015)，現在，気象庁では，水平格子点間隔 20km相当の GSM の結果を台風強度予報に用いており，
台風の内部コアダイナミクスを陽には表現できない．ただし，このような場合であっても，環境場に対するバイアスの存在が分かれば，統計的補正によって発表予報を改善することができる．本研究では，台風強度に関連する環境場の

海洋内部のデータは MOVE/MRI.com の 0.5 度解像た台風中心から 300 km 以内で平均したものと定義する．海面水温には MGDSST，海洋表層水温は
台風通過 2 日前における海面から水深 100 m までの深さの平均水温(T100)で代表させる．MPI
としては Emanuel (1986)が提案した EMPI と，
EMPI における海面水温を T100 で置き換えた Lin
et al. (2013)の OCPI の 2 種類を MPI として採用したが，これらは式で書くと，EMPI は下記のように表される．


最大風速の MPI：

(

2
Vmax
=
(TSST − Toutflow ) TTSST CCk kSST* − kenv
outflowD)

海面中心気圧の MPI：P
12ln V max =Vmax
Pcenter 2C pTSST

代表的な指標として，理論的な台風の到達可能強度 (MPI)，水平風の鉛直シア，海洋表層の平P
12ln envVmax+ CAPE
均水温を計算し，強度予報の補正に利用可能か =PV max 2C pTSST
どうかについても検証を行った．
２．手法
本研究では，紙媒体・デジタルデータとして
公 開 さ れ て い る 年 報 Annual Report on the
Activities of RSMC Tokyo(1989 年版のみ Annual
Activity Report; 以下, AR)を用いた．AR には，
最大風速・中心気圧の誤差の年間統計量(1989年以降)，及び，6 時間毎の個別の発表予報誤差(1992 年以降)が記録されている．本研究ではこれを元にデータベースを構築した．
環境場に対する検証は 2008 年以降に対して行う．これは現在と同じ水平格子点間隔 20 km のGSM が予報に用いられているようになったのが，2008 年以降だからである．GSM の出力結果は京23

ここで P, T , k,k * はそれぞれ，海面気圧・気温・
比エンタルピー・飽和比エンタルピーである．
強度予報改善を目的とした統計的補正モデル
としては以下の形を考える。

F ' = F + α1S + α 2 ( M - F ) + β + ε
F は補正前の台風強度の指標(中心気圧または最大風速)，F'は補正後の台風強度の指標，S は水平風の鉛直シア，M は台風強度の指標に関する
MPI である．本研究では，α1 , α 2 , β は予報時間・種別(中心気圧か最大風速か)ごとに，2008-2011年のデータを入力値として，最小二乗法により

図 1. RSMC Tokyo による台風予報の誤差(a)進路予報誤差の単純平均(b)中心気圧予報誤差の二乗平均平方根(c)最大風速予報誤差の二乗平均平方根．FT は予報時間を表す．

補正後の強度とベストトラックデータとの差( ε )が小さくなるように決定する．そして，起こる場合には，現象の見逃しが起こり，強度
予報誤差が大きくなる傾向にあることが分かっ

2012-2014 年の発表予報に，得られた係数と環境場の予報値を用いた補正をかけて，強度予報精度が向上するかどうかを確認する．

た(図 2)．
2008 年以降のデータについて，水平風の鉛直
シア，海面水温，海面表層水温，EMPI(陸上のデ３．強度予報誤差の傾向
図 1 に構築したデータベースに基づく，進路

ータを EMPIL, 海上のデータを EMPIO とする)，
OCPI の値ごとに発表予報の平均バイアスを分類した結果を図 3 に示す．この図から，鉛直シア

予報・中心気圧・最大風速の予報誤差の年平均値を示す．この図から，過去 26 年間にわたり，
進路予報は改善傾向を示しているが，中心気圧と最大風速に代表される台風強度予測誤差はほが 10 m/s を超えた場合には，発表予報は台風強度を強く出し過ぎる傾向にあり，表層海面水温が 30 度近い場合には弱く出し過ぎる傾向にある
ことが分かる．発表予報に対する MPI の偏差ご

ぼ横ばいの状態が続いていることがわかる．また，1992-2014 年の個別データをもとに，評価時とに結果を並べると，きれいに右下がりの結果となっている．これは，理論的に台風が強く(弱刻から 24 時間前までの中心気圧の変化で中心気圧の予報誤差を分類すると，急発達や急減衰がく)なるポテンシャルを秘めているにも関わらず，発表予報が強く(弱く)ならないと予報した
場合には，結局，台風は評価時刻において強く(弱く)なっていることを示している．これらの結果は，最大風速についても基本的に同様であり，予報時刻が長くなるにしたがって平均バイ
アスは大きくなる傾向にあった
４．統計的補正
3 節の結果から，環境場の物理量で分類した
場合に発表予報にバイアスが存在していることが分かった．そこで，2 節で示した水平風の鉛直
シアの予報値と台風通過前の物理量から計算した MPI を説明変数とする統計モデルに基づいて，発表予報に補正を掛け，発表予報をさらに改善することができるかどうかについて検討した．
統計的補正モデルを適用した結果，
EMPI を MPIとして採用した場合には，中心気圧(最大風速)

図 2. 中心気圧予報のバイアスを発達率別に分類したもの．FT
は予報時間を表し、鉛直に伸びる棒は標準偏差を表す．

24

図 3. 点は中心気圧予報の平均バイアスを環境場の値で分類したもの．(a) 鉛直シア (b) 海面水温 (c) 海面表層水温(d)-(f) 発表予報に対する MPI の偏差，(d) EMPIL (e) EMPIO (f) OCPI．黒は FT=24，赤は FT=48，緑は FT=72 であることを表す．鉛直に伸びる棒は標準偏差を表す．実線は各カテゴリーの事例数(数値は右軸)を表す．

の発表予報が FT=24 で 3.2 %(1.9 %)，FT=48 で4.5 % (4.6 %)，FT=72 で 3.5 % (1.6 %)改善していた．OCPI を MPI として採用した場合には，
FT=24 で 6.7 % (4.3 %)，FT=48 で 9.1 % (6.0 %)，FT=72 で 10.9 % (4.2 %)改善した．この結果は予報時間が長いほど，また，海洋の情報を取り込むほど発表予報の改善率が高いことを示している．特に，急発達や急減衰の起きている場合の改善が顕著であった(図は省略)．

成を受けて実施されたものです。データ整備に当たっては，仲田真理子さん，宮里結衣さん，宮本育利さん，善村夏実さんの協力を得ました．MOVE/MRI.com の結果は気象研究所の碓氷典久氏より提供して頂きました．

参

考

文

献

Emanuel, K. A., 1986: An air-sea interaction theoryfortropical

cyclones.

Part

I:

Steady-state

maintenance. J. Atmos. Sci., 43, 585-605.
Ito, K., T. Kuroda, K. Saito, and A. Wada, 2015:

５．まとめ
RSMC Tokyo が発表している台風強度予報誤差に関するデータベースを構築し，発達時や減衰時などに強度予報誤差が大きいことを明らかにした．また，水平風の鉛直シアや海洋表層水温，
MPI といった台風強度に重要と考えられる物理量に対して，予報のバイアスが存在しており，
統計的補正を掛けることによって発表予報の誤差を最大で 10 %程度減らせることが分かった．

Forecasting a large number of tropical cyclone
intensities around Japan using a high-resolution
atmosphere-ocean coupled model. Wea. Fore., 30(3),793-808.
Lin, I. I., and Coauthors, 2013: An ocean coupling
potential

intensity

index

for

tropical

cyclones.

Geophys. Res. Let., 40, 1878-1882.
Ueno, M., and M. Kunii, 2009: Some aspects ofazimuthal wavenumber-one structure of typhoons
represented in the JMA operational mesoscale謝analyses. J. Meteor. Soc. Jap,, 87, 615-633.

辞本研究は、科研費基盤 C 台風強度にかかわる外的要因の診断のための数値的研究」(課題番号：25400461)の助25