〔論文〕

109406（森林小流域；積雪）

積雪のある森林小流域における熱収支の評価＊

山崎

剛＊1・田口文明＊2・近藤純正＊3
要旨

積雪のある森林小流域（山形県釜淵）における熱収支を評価した．融雪モデルと流出モデルを組み合わせ，融雪過程と流出過程を再現した．その際，森林内の積雪直上の放射条件に対する植被の影響を考慮した．また，森林小流域を巨視的に，それぞれ一層の植被層と積雪層からなる系と考えることによって，森林から大気への顕熱フラックスを見積もった．その結果，枝葉上に雪がなければ真冬の2月下旬でも40〜60Wm−2の顕熱フラックスが大気へ供給され，大気は加熱されることがわかった．さらに熱収支の様子が，植被の有無によってどのように変わるかについても調べた．

1．はじめに失わないようにしながら，簡略化されており，モデル

本研究の目的は森林を含む積雪地域の熱収支をモデルにより多面的にとらえることである．森林の熱収支同士を組み合わせて計算したり，パラメータを変えて何度も計算するのに適している．

観測は，樹高が高いと1点での観測でも労力がいる．

本研究ではそれらの研究成果をもとに，実際に農林広い流域になると，平均的な熱収支を大気側での直接省林業試験場（現森林総合研究所）の釜淵森林理水試観測から求めることは困難な状況である．そこで，モ験地における釜淵1号沢を例に，融雪流出解析を行う．

デルによる熱収支の推定や水収支的な手法との併用がこの流域は山形県最上郡真室川町釜淵に位置し，流域行われている．

面積が0．031km2の急勾配の小流域で，1939年から筆者らはこれまでに，積雪面や森林などの個々の地表面の熱収支を計算するモデルを開発してきた．たとえば，積雪の熱収支を解いて融雪量を計算するモデル（KondoandYamazaki，1990）や，・森林の熱収支を計算するモデル（Yamazaki6！α1，1992；Kondo

and1978年まで降水量と流出量の水文データが測定されていた（たとえば東北支場山形試験地，1980）．

以下に述べる解析方法によって，森林内の融雪，流域からの流出，および森林と大気の熱交換を同時に評価する．解析において，流出量や熱フラックスの冬か

Watanabe，1992）などである．また，熱収支を精度良ら春への季節変化に注目し，特に積雪流域は真冬に大く計算するために，流域の流出量を計算する流出モデ気を加熱できるかどうかについて調べる．

ル（近藤・渡辺・中園，1992）も開発した．これらの個々のモデルは，できるだけ現象の重要な物理過程を

2．解析方法第1図に示したように，積雪のある森林小流域を，＊Estimation

coveredtheforested＊1Takeshi＊2Jmseiofheatbalancecatchmentinasmallsnow−basin．

Yamazaki，東北大学理学部．

Kondo，東北大学理学部．

＊3Bunmei

Taguchi，東北大学理学部（現：㈱三菱総1993年4月30日受領
1993年8月30日受理
1994

考える．本研究では植被層への着雪はないものとする．

そうすると，この系全体が受けとる正味の放射エネル
ギーRnf。，estは，森林から大気への顕熱，顕熱フラッ
クスHf。，est，1Ef。，est，融雪に使われるエネルギーGsn。w，研）．

◎それぞれ一層の植被層（樹冠）と積雪層からなる系と日本気象学会

1994年2月

植被の貯熱量Gf。，e、tの和に等しい．つまり，Rnf。rest＝Hf。rest十1Ef。reSt十Gsn。w十Gf。rest（1）

ここで，熱収支の日平均値を考えることにより植被の3

積雪のある森林小流域における熱収支の評価

72
E∫。re5オ

Rη∫。Tε5オSη∫。re3オ

ZE∫。rε3オ

加∫。re5オ合α！，、∫sls！α，η。ωXθxslL！4×4
植

被層Gヲ。r，5f

●1． ．
』．1．

σ5η。ω＝：Rπ5η。ω一Eεη。ω一ZE3η。ω

．1．．

植積

第1図

雪層

被つ・』

・・1ロ・ロロ．1

11

1●・1・ロ．1

1・・

1．

．1．

Xθslα，η。ωXθsl・

1．．

1ゼ．

層ほ』 ．
・卜 ・

森林小流域の熱収支の概念図．

。 1． 1・1・X五！．Ll4

貯熱量は無視できる．さらに寒冷期の植被と大気の潜熱交換は小さくて無視できるとすると，積雪からの潜〃／鷺／／雪／／丹熱フラックスIE、．。wが，そのまま系からの潜熱フラッ／クスIEf。，，，tになる．したがって，系から大気への顕熱フラックスはHf。rest二Rnf。rest−1ESn。w−Gsn。w

第2図

植被による放射の射出，減衰．

（2）として求まる．植被と大気の潜熱交換を無視する仮定を考慮する．ここで，Xは等方的に進む放射（反射さは，林学の分野の木の幹の樹液の動きを測定するヒーれた短波放射，および長波放射）に対する透過率，Xθ

トパルス法により，12月から2月までは蒸散活動が止は直達放射に対する透過率で次のように書ける．

まっているという観測例に基づいた（Honda，1993）．

モデルは森林モデル，融雪モデル，流出モデルの3X＝exp（一f・LAI・secθ）（3）

Xθニexp（一f・LAI・secθ）（4）

つを組み合わせて使った（2．1〜2．3節）．解析の概要は

ここで，LAIは森林の葉面積指数，fは葉の傾きを表次の通りである．

すファクター，θは太陽天頂角，secθ

1．森林モデルによって，植被による放射の射出，は散光因子（diffusivityfactor）と呼ばれるものである．fは今回減衰を考慮して，森林内で積雪面に入射する放の計算では0．5（葉の向きがランダムな場合）で一定と射を計算する．

し，secθは1．66とした．

2．1で求めた森林内の放射と，積雪直上の気温，短波放射についてはSlは森林上端での水平面日射

湿度，風速より，融雪モデルによって融雪エネ量，α1e、f，α，。。wはそれぞれ，葉の多重散乱による植被ルギーG，n。w，融雪量，積雪から大気への潜熱のアルベード，積雪面のアルベードである．本研究でlE，。。wを計算する．

は簡単のため，α1e、fを0とし，また積雪面で上向きに3．降水量のうち雨と判断されたものと，2で求め反射された放射が，植被によって再び下向きに反射さた融雪量を入力として，流出モデルによって流れるような，積雪面と植被の間の多重散乱は無視した．

出量を計算し，実測データと較べて熱収支が正しく計算されたかどうか検証する．

4．3で実測データと合う流出量が計算されたときのG，n。wと1Es。。wから，式（2）によって顕熱フラックスHf。，e、tを見積もる．

以下，用いたモデルについて説明する．

2．1森林モデル

長波放射については，Llは森林上端での下向き大気放射量で，Llは積雪面から上向きに射出される長波放射，Ll（Ll）は植被から大気（積雪面）へ，上向きに（下向きに）射出される長波放射であり，LlニLl二（1−X）σTき

ここで，T。は植被の温度であるが，簡単のため気温に等しいとした．

森林のモデルとしては簡単な一層の植被を考え，第2．2融雪モデル

2図に示したような植被による放射の射出，減衰のみ

積雪の熱収支の計算は，融雪モデル

4（5）（Kondo
天気41．2．

and積雪のある森林小流域における熱収支の評価

73

Yamazaki，1990）によって行った．このモデルでは，栗谷沢の風速データがもともと小さかったので，補正

融雪期に特徴的な積雪の温度と含水率の鉛直プロファはしなかった．各々のデータについては次の通りであイルを仮定して計算を簡単にしている．入力として，る．

ある基準高度での気象条件（日射量，下向き大気放射日射量量，気温，比湿，風速，降水量）を与え，厚さ無限小

栗谷沢における日照時間のデータから，近藤・三浦（1983）の実験式より日積算日射量を推の積雪表面の熱平衡と積雪全層のエネルギー保存を考定し，晴天日の典型的な日変化パターンで毎時に慮することにより，表面温度，凍結深，融雪量を得る．

割り振ったものを用いた．

なお積雪面のアルベードは，付録に示した実験式によって与えた．積雪温度の鉛直分布は伝導熱に反映さ大気放射量れるが，積雪面の熱収支において伝導熱の項は小さい

気温

日平均気温，日積算日射量から近藤ほか（1991）の実験式で推定したものを与えた．

栗谷沢における最高，最低気温データから晴天ため，このモデルでは，融雪期に限らず寒冷期の熱収日の典型的な日変化パターンで割り振ったものを支も妥当に計算できることがわかっている（田口ほか，用いた．

1994）．

湿度2．3流出モデル
流出モデルとしては，近藤ほか（1992）による指数

新庄における日平均水蒸気圧を用い，日変化はなしとした．

風速

積雪期の融雪量の計算には，栗谷沢の風速デー関数型貯留量のタンクモデルを用いる．このモデルはタを補正せずに用いた．また，無雪期の遮断蒸発もともと，流域の水収支から蒸発散量と土壌水分の季量の計算には山形における気候値を用いた．

節変化を同時に表現する目的で開発されたものであ

降水量

る．まず，与えられた気象条件（入力放射量，気温湿度，降水量）から熱収支法により蒸発散量（二蒸散量＋釜淵の露場における降水量データを流域の代表値として用いた．

3．2

葉面積指数

遮断蒸発量）を計算し，地中に仮想的な貯留タンクを

釜淵1号沢の流域内はスギと広葉樹が混生してい考えて，林床での降水量（二降水量一遮断蒸発量）かる．第M月の森林の葉面積指数LAIを次のように与えら流出量を計算する．このタンクモデルは3つのパラた．

メータk。，Am、、，Bm、、で記述されている．これらのパラメータは無雪期において，流出量の実測値がモデルによる流出量の計算値と合うように決めた．その結果，

LAI＝4．5十1．5cos［2π（M−8）／12］（6）

LAIは2月に最小値3，8月に最大値6となる．
実際に解析流域の釜淵1号沢で，日射の透過率を測

kc二2．9×10−2mm−1d−1，Amaxニ300mm，Bmax：＝25．7mm

ることによって，冬期のLAIがどれぐらいの値であるが最適値として得られた．

かを推定した．1992年12月6日の12：50〜13：55の間，釜淵1号沢付近の開地で日射量を測定し，その間に別

3．解析対象の日射計を持って沢の中を歩きながら森林内の日射を3．1測った．落葉樹の葉はすでに落ちていたので，このとデータ流出の計算および観測値との比較のために釜淵1号
ゆ沢（標高145m）における降水量，流出量データ（東開地における日射量をS。一en，森林内における日射量を北支場山形試験地，1980）を用いた．また融雪量，蒸Sf。廃、tとすると，次式が成り立つ．

発散量を計算するために栗谷沢（標高100m），新庄（同94m）における気象データと山形地方気象台（標高151

きのLAIは冬期（積雪期）のLAIと同じとみなせる．

Sf。麗stS↓2Xθ二exp（一f●LAI●secθ）（7）

openm）における気象要素の5年分の月平均値から作成し最も日射が透過しやすいこの時期でも，日射の透過率た気候値を用いた．釜淵1号沢と各地点の位置関係は，（Sf。毒st／S。詠en）は，0．28だった．ここでf＝0．5とし，栗谷沢は南方向へ約5km，新庄は南南東方向へ約20kmである．なお森林の中と外での気象条件は，放射θとして冬至における南中時の値を与えると，LAI二2．3（8）と風速は大きく異なり，気温と湿度はそれほど変わらという値を得る．森林内の日射の測り方に精度の粗さないことが観測的に知られている（橋本ほか，1992）．

はあるものの，目安として式（6）のLAIの与え方が妥当

ここで放射については，2．1節の森林モデルにより，そであることがわかる．の違いを考慮したが，風速については，解析に用いた

1994年2月

5積雪のある森林小流域における熱収支の評価

74
ハ目

150

旦20瑚蜘1972

ベラ躍o0309060120150180−R伍，5，甲￡郷螂
一・一G3 o擢

蓑50
雨
雪

60

一卜ノしヘワヤヘ
ち．ダ，

1然，ノー，撤、盆︶40

目

㌧、ノタ

始爆グ／・∠：：蓄）︑︑

ハ
目

砺、卵

0ノこヘン・レ、ノ瑚
煮

一50

童20

100

030

ハ押

0Sn5ξ，。

03060

90

120

150

…一一1∫5180

R・一一…計算値

ハ目

一50

昌60

炉．●
㌔亀，0、幅、30

咽…ヨ碑．！〜．ノ、，ノ、，、器、、

一ノ＿一・，、︑︑︑︑

一観測値

ow

戸融こ諦ぜハ、．、．．譲、

匁。
8090

JE5ηo即一・一Ln5 ow

ζ

100

60！、

60

90

1月1日からの日数

第4図 森林（上段）と積雪（下段）の熱収支各40項の時間変化．上段のRnf。，，、t（実線）は爆

森林が受け取る正味放射，Hf。，est（破線），20

lEf。，，、t（点線）はそれぞれ森林から大気へ、

0030

6090︑︑t
し，、、、、、、

120

150の顕熱と潜熱，G，。。w（一点鎖線）は積雪に与えられるエネルギー．下段のSn，n。w

ノ

180（実線），Ln，。。w（一点鎖線）は積雪面での1月1日からの日数正味の日射量および長波放射，H，。。w（破線），IEs。。w（点線）は積雪から出る顕熱第3図 日単位の融雪量，降水量，流出量の計算
結果（1972年）．降水量の図で雨（黒）と雪（白）を区別してある．と潜熱．5日の移動平均をかけてある．

4．結果て行った．しかし，流出量の計算値と観測データ

熱収支の計算は，1971年1月1日から1973年6月30を較べて，明らかに雨と雪の判別が間違っている
ところは修正し再計算した．

日まで通年で行った．

4．1流出量

融雪量，降水量，流出量の計算結果の一例として，1972

本研究では，流出量の計算を観測値と合わせること年のものを第3図に示した．計算の上では92日（4月が主目的ではなく，熱収支を検証するために流出量1日）に消雪によって融雪量は0になっている．流出データを用いている．流出量の計算において，さらに量の計算値と観測値はよく一致しているめで，熱収支次の2つのことを考慮した．
積雪面め熱収支によって計算される融雪量のほか

4．2に，土壌からの伝導熱による積雪下面での融雪を植被と積雪の系（以後森林と呼ぶ）が合わせて受け熱収支各項考慮した．下面融雪は融雪期の表面付近の融雪にとる正味放射量Rnf。，e、t，積雪が受けとるエネルギー比べると1桁小さいが，厳冬期には相対的に重要G、。。w，森林から大気への顕熱フラックスHf。，estを第になる．KojimaandMotoyama（1985）などを4図に示した．あわせて積雪が受けとるエネルギーの参考にして，下面融雪量を1，2月に1mmd−1（相各要素（正味短波放射量

当熱量

Ln，。。w，積雪面から上向きに輸送される顕熱，潜熱フ

3．9Wm−2），3月から積雪が消えるまで0．5mmdヨ（同1．9Wm『2）とした．

2．雨雪判別の修正
降水が雨か雪かの判別は，平均気温0。Cを境とし6も正しく計算されていると考えることができる．その熱収支各項を次に示す．

1．下面融雪の考慮

Sn、n。w，正味長波放射量

ラックスH，．。w，1E，．。w）も示した．フラックスの細かい時間変化をならすために，日平均値にさらに5日間の移動平均をかけた．
天気41．2．

積雪のある森林小流域における熱収支の評価
30

君ハ斧一観測値

1972

一一一計算値（森林なし）

100 1972

，。

畑ノノ蓑

一△
ゆ、Aいゲ＼、，、盆o、、

壬［10へ爆、、、」

ll，ヤ螢

膨N
306090120

ブ150180

1月1日からの日数
第5図

一50、

銀7、ノ、・、 J〆、ちぽもごrノ」

−、

〈ヘノ｝

へ！

卜、㌧

ノヤ、、モ

ハ！

，6へ、ン

一一一一協rε3∫

一一計算値（森林あり）

ε2000−Rπプbr85∫

森林あり

植被がある場合とない場合の流出量の比
較．実線が実測値．破線は植被がない場合の計算値．一点鎖線は植被がある場合の計算値．10日の移動平均をかけてある．

0100
ハ㌣

30

森林なし

鞠rε3

マ緊。
、．、，

糠一｝

0が起きる時期を除くと，正味放射はほとんど顕熱に分大100Wm−2程度の顕熱が大気へ輸送される．3月に第6図、鮨｝，・・30一・・、り一幅、一∠

1月1日からの日数

1月はRnf。，e，tがほとんど0のため，大気へ正の顕配され，5日問平均で40〜60Wm−2，日平均値では最一Rn血，，，，葦，。

一50

熱は供給されない．ところが，2月には部分的に融雪

60

！幅＼〆

60

植被がある場合（上段）とない場合（下段）の熱フラックスの比較．実線：正味放射，破線：顕熱輸送量．植被がない場
合，Rnf。rest二Rnsn。w，Hf。restニHsn。wである．

入ると日射が増え，Rnf。，e、tも大きくなるが，同時に融雪に消費されるエネルギーG，。。wも増えてくるので，5．まとめと課題

最も融雪が進む3月下旬よりも3月上旬の方が顕熱の以上より，植被がなく積雪面があらわになっている

値は大きい．このような傾向は，時期の細かなずれは

場合は，3月になって正味放射が増えてきても，地表あるものの，他の年についても同じようにみられる．

面は大気を加熱できないが，植生がある積雪流域は，4．3植被の効果真冬でも大気を加熱できることがわかった．枝葉上に4．1節，4．2節で示した流出量と熱収支各項が，植被雪がないとき輸送される顕熱フラックスの大きさは，の有無によってどのように違ってくるかを調べる．

まず，流出量について第5図に示す．流出量には10

2月下旬に森林から大気へ，5日間平均値にして40〜60Wm−2である．Yamazaki andKondo（1992）は日程度の移動平均をかけてある．植被がないとした場

モデルによって融雪期の森林での大気加熱を見積もっ合（破線），つまり積雪面があらわになっている場合のたが，今回の結果は現実条件についてもその見積が妥

計算では，60日目〜80日目に流出のピークが見られ，当であったことを示している．

融雪が実際（実線）より早く起きることがわかる．
ゆまた，熱フラックスについて，第6図に示した．植いていないと仮定した点である．着雪があると植被が被がない場合（下段）は植被がある場合（上段）と違っ受ける日射量が減少するほか，着雪の昇華蒸発，融解て，1月，2月の寒冷期には正味放射はほとんど0以が生じる．このうち蒸発については，常緑針葉樹林（ト本研究の熱収支評価の最大の問題は植被層に雪がっ下になっている．これは積雪の高いアルベードにより，ドマツ）では1mmd−1（33Wm−2）以上である可能性日射が吸収できないためである．3月になって積雪のが指摘されている（中井ほか，1993）．したがって，一着アルベードの値が低くなるとRnf。，estは正になるが，雪時の熱収支はかなり様相が異なると考えられ，本研増えた分と同じだけのエネルギーが融雪に使われるの究で得られた大気への顕熱輸送は最大値と解釈すべきで，顕熱（破線）は依然として負のままになっている．

である．着雪の蒸発，融解，落下の割合は，気象要素つまり，植被がなく積雪があらわになっているときは，のほか樹木の構造，積雪の性質にも依存するであろう．

顕熱は常に大気から積雪へ輸送され，地表面は大気を今後は着雪を考慮した研究が必要である．

加熱することができない．これは植被がある場合の顕熱（上段の破線）と比べてみると対照的である．

1994年2月

最後に，釜淵における日射の透過率の測定に際しては，防災科学技術研究所新庄雪氷防災研究支所の佐藤

7

76

積雪のある森林小流域における熱収支の評価
11▲▲

O

▲

上ム0・8

●●o．謁鱒

o

ぎ

●●艦O

▲

避Ooo◎◎●90
●

1O▲

マ＝ミー

●
0．8▲

▲

10mm≦PrO
一10日平均気温

第7図

▲

0実測値

●
●

一計算値

O▲

O−5●

●

ト0・6

▲

Pr＜3mm●●●ミ●

3mm≦Pr＜10mm

謹o・4

●

1マ●

脚●

●

＝▲

ト0・6eロ

孟●・●、●・●●・。●

O●

0，451月丁吻，、．（。C）

第8図

降雪日のアルベード．降水量によって印を替えてある．実線は式（10）を示す．

2月

3月

4月

1986年のアルベードの実測値（黒丸）と実験式による計算値（実線）

威博士の協力をいただいた．本研究の一部は河川整備の点を考慮して，データを参考にしながら次のような基金（代表者：東北大学工学部澤本正樹教授）によっ関数形を与えた．
αmax二一〇．12Tmean十〇．76（Tmean≧一1．0。C）て行った．ここに謝意を表します．

＝0．88（Tmean≦一1．0。C）

付録＝アルベードの実験式（10）αmaxは気温が低いとき0．88で一定となるが，気温が高北海道大学低温科学研究所（以後北大低温研と呼ぶ）くなると小さなαmaxをとるようになっている．αmax

による1984〜1988年の放射量測定データ（石川ほか，の実測データをTme、。に対して整理したものと式（1①1984〜1987；見玉・石川，1988）をもとに，日平均気による計算値を第7図に示した．

温，日降水量から，日平均アルベードを計算する実験

一方，kについては，アルベードの計算値が実測デー式をつくった．まず，アルベードが時間の経過によっタと5年間平均として最もよく一致するよう試行錯誤て低下していく様子を，次のように指数関数で表現しにより，次のような関数形を与えた．
k二一4．9Tmean十4．5（Tme、n≦0．1。C）

た．

＝・4．0（Tmean≧0．1。C）

α0＝＝αmax
αn＝（αn＿1一αmin）exp（一1／k）十αmin（9）

ここで，α．は降雪があった日よりn日経過した日の日（11〉kについても気温が高いときはk；4．0で一定だが，気温が低くなると大きな値をとってアルベードの低下が平均アルベード，αmax，αmi。はアルベードのとり得るおそくなるようにした．アルベードの実測値と式（9），最大値，最小値，kはアルベードの低下の速さを表す（1①，（1Dによる計算値を，1986年の札幌を例にとって第パラメータである．kは積雪内に蓄積されている混濁8図に示した．

物質（主に鉱物粒子）の量と含水率などにタって変化

この実験式は，2つの未知パラメータαm、Xとkの日し，値が小さいほどアルベードは速く低下する．計算

平均気温に対する関数形を，札幌のデータに合わせては以下の様に行う．

決めているので，札幌以外の場所で実測値を正しく再1．日降水量をPr，日平均気温をTm．、．として，Pr現できる保証はない．しかし，本研究で解析を行った

mmかっTmean≦2．0。Cのとき降雪があっ釜淵1号沢の葉面積指数は，日射がほとんど林床に届たものとし，降雪があった日のアルベードはかないほどの大きさなので，アルベードの実験式の精α0＝αmaxとする．

度は熱収支の計算にはあまり効かない．

≧3．O

2．次の降雪日まで日平均アルバードは指数関数的

参考文献にαminに向かって低下する．
ここでαmi。はデータより0．40とした．そうすると計橋本哲，太田岳史，石橋秀弘，1992：落葉樹林が表層融算上の未知変数はαm、、とkの2つになる．降雪日のア雪量に与える影響に関する熱収支的検討．雪氷，54，

ルベードαm、Xは，寒冷期には高く，融雪期の気温の高131−143．

いときに降る湿った雪ではそれほど高くない．これら

8

Honda，E．A．，1993：寒冷地における樹木蒸散量に関す

天気41．2．

77

積雪のある森林小流域における熱収支の評価

Kondo，J．and

る研究．修士論文，岩手大学．

石川信敬，本山秀明，1986：1986年積雪期の札幌における放射量測定．低温科学，物理篇，45，資料集，17−23．

石川信敬，小島賢治，本山秀明，山田芳則，1984：1983−84

年積雪期の札幌における放射量測定．低温科学，物理石川信敬，小島賢治，本山秀明，1985：1985年積雪期の札幌における放射量測定低温科学，物理篇，44，資
石川信敬，見玉裕二，本山秀明，浜田和雄，中谷千春，

1987：1987年積雪期の札幌における放射量測定．低温

る放射量測定．低温科学，物理篇，47，資料集，27−33．

Kojima，K．andofH．Motoyama，1985：Melting
atthebottomofasnowandcover．

近藤純正，三浦章，1983：地表面日射量の実験式と日射

transfer

withaaheat

prediction

temperaturebalanceandmethod．J．

ApP1．Meteor．，29，375−384．

近藤純正，中村亘，山崎剛，1991：日射量および下向き近藤純正，渡辺力，中園信，1992：日本各地の森林蒸発
散量の熱収支的評価．天気，39，685−695．

T．Watanabe，1992：Studies

oncoefficientssurfacemultilayer

energy1993：森林における降雪の遮断蒸発．日本林学会誌，
75，

191−200．

over

定について．雪氷，56，印刷中．

東北支場山形試験地1980：釜淵森林理水試験地観測報
告，1・2号沢試験流域（1959年1月〜1978年12月）．
林業試験場研究報告，129−188．

abudgetvegetatedheatbalance

J．Kondo，1992：The

insnow−coveredsnowmeltforestedandareas．」．

ApPl．Meteor．，31，1322−1327．

量をチェックする簡便な方法．天気，30，25−32．
bulk

using

Yamazaki，T．and

Glacio1．，6，276−277．

Kondo，J．and

depth

surface

田口文明，山崎剛，近藤純正，1994：積雪表面温度の推科学，46，資料集，11−18．

児玉裕二，石川信敬，1988：1988年積雪期の札幌におけAnnals

freezing

T．Yamazaki，1990：A

snowmelt，snow

中井裕一郎，北原曜，坂本知巳，斉藤武史，寺嶋智巳，

料集，39−45．

exchangefor

大気放射量の推定．天気，38，41−48．

篇43，資料集，51−57．

heatmodel

themodel．J．Atmos．

Yamazaki，T．，」．Kondo，T．WatanabeandT．Sato，

1992：Aheat−balancemodel

withacanopy

oforlayers

application

tofield

experi−twoandits

onements．J．ApP1．Meteor．，31，86−103．

Sci．，49，2183−2199．

1994年度春季大会シンポジウムのお知らせ
1．日 時 1994年5月25日（水） 13：00〜14：50
2．場 所 お茶の水スクエア
3．テーマ 酸性雨一地球環境問題として一4．司 会 藤田慎一（電力中央研究所）
宏（公衆衛生院）
5．講演者 原「酸性雨とは一定義とその生成機構」
井川学（神奈川大）「酸性霧と森林衰退」
佐藤純次（気象研）

6．解 説：「酸性雨」が「地球環境問題」として再び脚光を浴びている．従来の，工場や自動車排気ガスなどの発生源近くに起こる大気汚染，光化学スモッグなどと違うのだろうか？

「酸性雨」とは何か？

「酸性霧」による植物被害の実態は？

国境を越える汚染としての「酸性雨」とは？

それらの点に着目して，最近の第一線の研究を照会しながら討論を行いたい．

「酸性雨と輸送モデル」

1994年2月

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