京都大学防災研究所年報 第 58 号 B 平成 27 年 6 月
Annuals of Disas. Prev. Res. Inst., Kyoto Univ., No. 58 B, 2015

都市近郊における大気境界層の観測―不安定時と中立に近い時の乱流構造の比較―
Observations of the Atmospheric Boundary Layer in the Suburbs of the City
‒Comparison of Turbulence Structures under Unstable and Near-Neutral Conditions‒

堀口光章
Mitsuaki HORIGUCHI
Synopsis
Observations of the turbulence in the atmospheric boundary layer have been made in
the summer season 2013 using sonic anemometer-thermometers on a meteorologicaltower (55-m tall) of the Observation and Analysis System for Local Unusual Weather
and a Doppler lidar in the Ujigawa Open Laboratory. Here, turbulence structures under
unstable and near-neutral conditions during one day are compared. Ascendinglarge-scale turbulence structures with the time scale of more than 100 s were detectedunder unstable conditions. In the afternoon during the daytime, strong winds wereobserved in the boundary layer. In the evening of the same day, large-scale structures
were not detected under near-neutral conditions.

キーワード: 大気境界層，不安定状態，中立状態，乱流構造，ドップラーライダー
Keywords: atmospheric boundary layer, unstable condition, near-neutral condition,
turbulence structure, Doppler lidar

1.

2014），今回は接地層における安定度が不安定な時

はじめにと中立に近い時の乱流構造を比較した結果などを報
科学研究費挑戦的萌芽研究「上空の強風層の降下

告する．

に よる地上 での災害 の発生と その予測 に関する 研究」（平成24～25年度）の一環として，防災研究所

2.

観測の概要

宇治川オープンラボラトリーにおいて日中には浮力による乱流の生成が大きく不安定な状態が主となる観測については，京都大学防災研究所宇治川オー2013年夏季（6～7月）に大気境界層乱流の観測を行

プンラボラトリー（京都市伏見区横大路下三栖東ノった．

口）（北緯34.9°，東経135.7°）において行った．今

今回の観測の主な目的は，上空の強く吹く風の運回の観測では，この場所に建てられている観測鉄塔

動量が地表に向かって輸送される過程に関係して，の高さ25 mと40 mに設置された超音波風速温度計

地表付近で風が変動する（強い風が吹く）現象を調（カイジョー製，DA-600）（Photo 1）に加えて，新べることである．観測場所は京都盆地の中央部に位たに波長1.54 μmのレーザーを使用したドップラー

置し，南西側は大阪方面に開けている．また京都市

ライダー（Leosphere社製WINDCUBE WLS7）を設置

近郊に位置していて，北方面は建物や道路などが京し（Photo 2），上空40 mから200 mまで20 mおきの高都市街中心部へと続き，乱流の性状への地表面粗度

さにおける風速3成分を約4秒おきに測定した．この物体の影響が考えられる．

型のドップラーライダーは，レーザパルスを天頂か観測結果の一部はすでに報告しているが（堀口，ら約15度傾けられた上空4方向に発射し，空気中の粒― 146 ―

子（エアロゾルなど）によって後方散乱された光の元々の風速3成分についてのデータではS/N比（信号ドップラー変位から，各高度における風の一様性をのノイズに対する比率）が良くない時に欠測とされ仮定して風速3成分を求めている．なお，超音波風速

る処理がなされているが，視線方向の風速成分デー

温度計について，以降は単に超音波風速計と呼ぶこ

タはその時でも記録されており，そのデータから風とにする．

速3成分を求めることが出来る．ただし，風速3成分についてのデータが欠測とされる時には風速値の測定精度が良くないので，その取り扱いには十分に注意を払う必要がある．

N

また，このドップラーライダーについて，そのサ

sonic anemometer(25 m, 40 m）

ンプリング間隔が普通より長い場合が時々混じっている．詳細は不明であるが，これは測器が自動的に調整を行っているためであると考えられる．そこで，等時間間隔データについての解析を行う後で述べる
ウェイブレット解析の際に必要となるため，オリジ
ナルの記録データより0.1秒間隔で内挿したデータを作成して使用する．
このドップラーライダーでは上空の広い空間での風の一様性を仮定しているので，原理的にそれより小さな空間スケールの風速変動を正確に捉えること

Photo 1 Sonic anemometers on the tower. “N” denotesはできない．上空ほど各レーザー発射方向におけるthe direction to the north

測定空間の水平方向での位置の違いは大きくなるので，測定できる風速変動のスケールも高度に伴い変化する．また，測定空間内における風（水平方向，鉛直方向）の非一様性が実際には存在するために，
このドップラーライダーによって測定される風速変動にはそのための影響が現れる可能性がある．実際，
水平風速のパワースペクトルを超音波風速計によるものと比較すると，0.004～0.2 Hzの周波数帯でドップラーライダーによるパワーの方が大きくなっている解析例が報告されている（Cañadillas et al., 2011)．
接地層での安定度については，その指標z/L（例：Kaimal and Finnigan, 1994）を鉄塔に設置されている
高さ40 mの超音波風速計による測定から評価する．

Photo 2 Doppler lidar (WINDCUBE WLS7)

ここで，zは測定高度，LはObukhovの長さである．このz/Lの値は，乱流による熱フラックスが下向きになる上空の方が温位の高い安定成層時にはプラスの値，

ドップラーライダーについて，風速の測定空間（サ熱フラックスが上向きになる不安定成層時にはマインプルボリューム）は各設定高度のプラスマイナス

ナスの値，熱フラックスによる寄与が小さい時（中13mの高度幅を持ち，レーザーパルス発射角度は天立に近い時）にはゼロに近くなる（Stull, 1988）．な

頂より（上記の通り）約15度傾けられ，約1秒ごとにお，このz/Lの値を求める際の運動量と熱のフラック

北，東，南，西方向のサンプリングを行って，これスの計算においては，平均流が厳密には水平面よりが繰り返される．風速データについて，直近の測定

上向き（吹き上げ）あるいは下向き（吹き降ろし）をもとに約1秒ごとに風速3成分が出力されるが，4になっている可能性を考慮して，平均流方向を含む

方向のサンプリングで一組のデータが計算されるの鉛直断面内で平均流ベクトルに直交する方向へのフで，風速データの実質的な測定時間間隔は約4秒であラックスを計算している．

る．なお，今回は，計算された風速3成分のデータとこの場所での超音波風速計は，水平風速変動を測共に記録されている視線方向（レーザーパルス発射

定する2組のプローブヘッドと鉛直風速変動を測定

方向）の風速成分データをもとに風速3成分を計算すする1組のプローブヘッドが支柱から同じ側に取りる（4方向から一組のデータ）処理を観測後に行った．

付けられている主風向限定型のプローブ（TR-61A）― 147 ―

を使用しており，これが北方向に向けて設置されてた．

いる．また，鉄塔の上下2段の各デッキ北西端に超音

この日の天候は，京都地方気象台（京都市中京区

波風速計は設置されており，南寄りと東寄りの風の西 ノ京笠殿 町 38）の 記録（気 象庁ホー ムページ ，場合には，プローブの支柱以外にも鉄塔の塔体やデ

http://www.data.jma.go.jp/obd/stats/etrn/index.php参照）

ッキからの影響を受ける（Photo 1参照）．そこで，によれば，9時と15時は薄曇，21時には晴という天気

乱流統計量についての平均化時間を30分とし，そのであった．またこの日は北寄りの風が続き，観測鉄間での平均風向が北からプラスマイナス60度以内の塔（宇治川オープンラボラトリー）高さ55 mの風車

場合のみを解析対象としている．なお，この平均化

型風向風速計による10分間ごとの風向（毎秒の16方

時間30分のデータを1パートとも呼ぶことにする．

位に分けた風向から10分間での最多風向）は，西北

なお，地表面粗度物体による風速分布への影響を

西から北の範囲であった．風の強さについては，日表す指標として地表の粗度長は，0.1～1.7 mという値

中午後から夕方にかけて強くなるという変化をしてが2012年12月から2013年3月にかけて行った中立におり，これについては後で議論する．

近い状態での接地層乱流の観測例より平均風速につFig. 1に，7月19日の一日間における30分間ごとにいての対数則鉛直分布を仮定することにより求めら求めた安定度の指標z/L，摩擦速度u*（高度40 mでのれている（堀口・辰己，2013）．ここで，中立に近測定より），および高度40 mと25 mにおける（水平い状態の基準として，z/Lの大きさが0.2未満という条

面内）平均流方向風速成分（u）を示す．なお，高度件を用いている．この粗度長を求めた観測例につい25 mでは，高度40 mでの（水平面内）平均流方向とて，風向は上記と同じ条件を満たしている北寄りの同 じ 方 向 に u 成 分 を 取 っ て い る ． 摩 擦 速 度 u*

風の場合を選んでいるが，観測例の間で大きなばらつきがある．

[()]（ = − u'w' 0

1/ 2）は，運動量輸送量から求められる接地層における特徴的な速度の大きさである．ここ3.

不安定時と中立に近い時の乱流構造の比較

で，wは鉛直方向風速成分，′ は変動成分，‾ は時間平均であり，添え字0 は地上での値を示しているが，不安定な状態と中立に近い状態での乱流構造を比較するために，その両方の状態が一日間のうちに存

ここでは高度40 mでの超音波風速計による測定値よ
り求めている．

u (ms-1) u* (ms-1)

z/L

在した2013年7月19日における観測データを解析し

A

1
0
-1
-2
-3
-4
-5

B

1.0

0.5
0.0
10

40m
25m

5
0
0000

0400

0800

1200

1600

2000

2400

Time (LST)
Fig. 1 z/L, friction velocity (u ∗), and u velocity components at 40 m and 25 m on July 19, 2013. Periods for the analysis(case A: 1130‒1500, case B: 1930‒2300) are also shown― 148 ―

Fig. 1を見ると，接地層における安定度は，夜間に大きさを示し，下方への運動量輸送の変化に対応す

ほぼ中立に近い状態（z/Lの大きさが0.2未満）であっる摩擦速度（u∗）の値は，ケースAで0.38～0.49 m s−1，

たのが日中は不安定（z/L < −0.2）になり，その後，ケースBで0.31～0.49 m s−1と違いは少なかった．しか夕方から夜になって再び中立に近い状態となっていし，高さ40mで乱れの強さ（uの標準偏差の平均値にる．

対する比）はケースAで0.25～0.42，ケースBで0.19

この日のうち，日中に不安定な状態（z/L = −1.8～−0.5）であった11時30分から15時までの時間帯（ケ～0.25であり，不安定時の方が乱れは大きいという特徴がある．

ースAとする）と，夕方から夜にかけて中立に近い状

ドップラーライダーによる10分間ごとの平均風速

態（z/L = −0.1～0.0）となった19時30分から23時まで（水平風速の平均）の一日のうちの時間変化を見るの時間帯（ケースBとする）を選び，乱流構造の出現と（Fig. 2），日中，強風域が時々短い時間出現して状況を比較する．不安定なケースについては，中立いる状態であったのが，午後おそく（15時半頃）かに近い状態との比較のためにその不安定さの程度がら全層で風が急に強くなり，この強風が夕方18時頃

大きい（z/L ≤ −2.0）時は除いて，最もz/Lの値の7パまで継続している．Fig. 2に示すようにこの時間付近

ートにおける平均が小さい期間であり，中立に近いで，ドップラーライダー観測の最上層は欠測となっケースは，最もz/Lの絶対値の（7パートにおける）ているが，いったん弱くなった強風層がまた19時頃

平均がゼロに近い期間である．

に上空（高さ60 m程度より上）に出現し，一時弱く

ここで，30分間の1パートが7回続く，すなわち合なることがあるものの，21時ごろまで確認すること

計3時間30分と長い時間の観測を一つのケースとしができる．強風層の中でも最も大きな平均風速値は，て扱っているのは，一つのケースで大きな規模の乱

16時20分からの10分間の平均として高度80 mで9.2流構造もある程度の個数含み，その間での平均的な

m s−1が観測されている．
上空の強風層の出現に伴い，地上近くでの超音波状況を把握できるようにするためである．
高さ40mの超音波風速計による平均流方向風速成

風速計（高さ40 m）によっても15時から30分間での分uの30分間での平均風速は，不安定時のケースA（11

平均流方向風速成分uの平均が4.4 m s−1であったのが−1

時30分～15時）で3.8 m s から4.2 m s の範囲，中立

15時30分からの30分間では5.4 m s−1へ，さらにその後に近い時のケースB（19時30分～23時）では5.0 m s−1

16時から30分間では6.1 m s−1へと増加している（Fig.

（19時30分～20時）から2.8 m s−1（22時30分～23時）

1参照）．

−1

へと変化していた．接地層における特徴的な速度のHeight (m)Horizontal
Wind Speed(ms-1)
200
180
160
140
120
100
80
60
40
20
0

0

2

4

6

8

10
12
14
Time (LST)

16

18

20

22

24

19 July, 2013

Fig. 2 Time‒height cross section of average horizontal wind speeds observed by the Doppler lidar― 149 ―

8.8
8.2
7.6
7
6.4
5.8
5.2
4.6
4
3.4
2.8
2.2

この日の午後の風速の増大は，昼間における混合と鉛直方向風速成分w（図の下段）の時間変化を示す．

層の発達により，上空の強く吹く風の運動量が乱流

ドップラーライダーについては時間高度断面図，超により下方へ輸送され境界層下層でも風速が強くな

音波風速計についてはその下の折れ線グラフで示しり，その影響が夜まで残ったのではないかと推測さている．なお，ドップラーライダーについては，測れる．京都周辺で日中，真昼の頃以降に，南西から

定高度40 mの（水平面内）平均流方向に各高度での風が吹くことがあり，局地風である海風の侵入ある

風速成分uを取っている．

いは広域海風によるものと考えられた（堀口，2006）．

Fig. 3（上段）では，地表近くから上空200 m付近

この局地風による影響については，風向が北寄りでまで上向き鉛直風速を示す大きな構造が時々見られ，あることからこの日については当てはまらないと考地表付近の大気が暖められることにより生じた上昇

えられる．ここで，広域海陸風は，地表面の加熱に流域であるプリュームの構造（例: Kaimal andよる熱的低気圧（高気圧）や海陸風と山谷風の結合，Businger, 1970）と考えられる．なお，上昇流の強さ

一般風の効果などにより，通常の海陸風より広い領は11時51分頃に見られる上昇流域について，高度100域で強く吹く風系である．

mで2.6 m s−1に達し，高さ40 mでの超音波風速計では

なお，風速が急に強くなった午後おそくの時間帯

鉛直風速4.8 m s−1が観測されている．この上昇流域のに気象擾乱による影響がなかったかどうかについて

通過直後，平均流方向風速成分（Fig. 3下段）では，は，参考資料として宇治川オープンラボラトリーのあまり大きくはないが地表付近から上空まで拡がっ

露場内に設置して上空，やや北方向に向けて撮影した強風域が見られる．この上昇流域の前，11時37分ていたタイムラプスカメラによる画像で，積雲や積から38分頃の別の上昇流域（高さ40 mの超音波風速

乱雲の通過は見られなかった．

計では上昇流があまりはっきりしない）では，そのFig. 3に不安定時（ケースA）の11時30分から30分

通過後に平均流方向風速成分が大きい領域がドップ

間のドップラーライダーと超音波風速計（高さ40 m）

ラーライダー，超音波風速計の両方のデータに現れ，による（水平面内）平均流方向風速成分u（図の上段）

長く継続している．

w (ms-1)

u (ms-1) Height (m) w(ms-1) Height (m)

200
160
120
80
540
0 0
-5

2.4
2
1.6
1.2
0.8
0.4
0
-0.4
-0.8
-1.2
-1.6
-2
-2.4
-2.8

u (ms-1)

200
160
120
80
1040
5
0 0

1130

Time (LST)1200
July 19, 2013

15
13.5
12
10.5
9
7.5
6
4.5
3
1.5
0
-1.5
-3

Fig. 3 Streamwise (u) and vertical (w) velocity components observed by the Doppler lidar (time‒height cross sections)and the sonic anemometer at 40 m (graphs). The data are obtained during 1130‒1200 on July 19, 2013

― 150 ―

Fig. 4には，中立に近い時（ケースB）の19時30分

トルでは横軸に時間スケールを取り，右側に行くほから30分間のデータを示す．なお，ドップラーライ

ど大きな時間スケール，すなわち大きな規模の乱流ダーによる風速成分uとwの等値線の色分けはFig. 3

変動を表している．ここでは，目安として100秒以上とは異なっており，この時間帯での各風速成分の変の時間スケールを「大きな時間スケール」とし，そ動幅に合わせている．そのため，風速の変動が見やのスケールにスペクトルでのピーク（解析する時間

すくなっている．Fig. 4上段のドップラーライダーに

スケール4～352秒での最大，あるいは最も大きくはよる鉛直方向風速成分データを見ると，時間としてないが極大となるピーク）が存在する場合，大きな

長く継続する，あるいは鉛直方向に拡がった大きな規模の乱流構造が卓越して存在していることを示し

構造は見られなくなっている．上昇流の強さも，最ている．

も上向きの大きな値が高度60 mでの1.0 m s−1というFig. 5を見ると，風速成分uに対するピークは200秒程度である．平均流方向風速成分（Fig. 4下段）につの時間スケール，wに対する最も大きなスケールでのいても，あまり大きな構造は見られない．この傾向（極大の）ピークは160秒に位置している．これらのは，超音波風速計による風速成分uとwのデータでもうちwに対するピークは，Fig. 3で見た上昇流域（プ

見られる（Fig. 4上段と下段の折れ線グラフ）．

リュームの構造）に対応していると考えられる．u

各ケースで全時間にわたる風速成分uとwに対して
Mexican Hat函数を用いた連続ウェイブレット変換をについてのピークも，上昇流域に伴って出現した強風域に対応していることが考えられる．

行い，ウェイブレット分散スペクトルから卓越する中立に近い状態の時間帯（19時30分～23時，ケー

乱流構造の時間スケールを調べる．この時間スケー

スB）でも風速成分uに対する（極大の）ピークが96

ルは，Mexican Hat函数のウェイブレットがプラスの秒の比較的大きな時間スケールに見られるが（Fig.

値となる長さに相当し，風速変動の規模に対応して

6），不安定な状態の時間帯でのピークの方が顕著でいる．

ある（Fig. 5）．また，中立に近い状態では風速成分

Fig. 5は不安定な状態にあった時間帯（11時30分～

wに対して大きなスケールにピークは見られず，夜に15時，ケースA）について，高さ40 mの超音波風速

なってプリュームの大きな規模の構造がもはや出現計による風速成分u，wに対するウェイブレット分散

しなくなったことに対応していると考えられる．

スペクトルである．このウェイブレット分散スペク

w (ms-1)

u (ms-1) Height (m) w(ms-1) Height (m)

200
160
120
80
540
0 0

1.1
0.9
0.7
0.5
0.3
0.1
-0.1
-0.3
-0.5
-0.7
-0.9
-1.1
-1.3

-5
200
160
120
80
1040
5
0 0

1930

u (ms-1)

Time (LST)2000
July 19, 2013

10.2
9.4
8.6
7.8
7
6.2
5.4
4.6
3.8
3
2.2

Fig. 4 Streamwise (u) and vertical (w) velocity components observed by the Doppler lidar (time‒height cross sections)and the sonic anemometer at 40 m (graphs). The data are obtained during 1930‒2000 on July 19, 2013

― 151 ―

Wavelet Variance

1.0
0.8

u

0.6
0.4
0.2
0.0
1

w
10

100

1000

Time Scale (s)Fig. 5 Wavelet variance spectra for the u and w velocity components measured by the sonic anemometer (40-m height).

Wavelet Variance

An unstable case during 1130‒1500 on July 19, 2013 is examined

1.0
0.8
0.6
0.4

u

0.2
0.0
1

10

100

Time Scale (s)

w

1000

Fig. 6 Wavelet variance spectra for the u and w velocity components measured by the sonic anemometer (40-m height).
A near-neutral case during 1930‒2300 on July 19, 2013 is examined

ドップラーライダーによる観測での風速成分uに同じ40 mの高さでも超音波風速計とドップラーラ

ついて，超音波風速計データと同様にウェイブレッ

イダーではスペクトルの形が異なり，ドップラーラ

ト解析を行う．Fig. 7に不安定な状態にあった時間帯

イダーによるスペクトルの方が大きな時間スケール（11時30分～15時，ケースA）についてドップラーラ

でのピークが超音波風速計によるスペクトルでのピイダー各高度の風速成分uに対するウェイブレットークに比べて低くなっている．これについては，第2分散スペクトルを示す．なお，Fig. 7においては，線章で述べたように，ドップラーライダーでは測定空が混み合って判読しづらくなるため，一つおきの測間での風の一様性を仮定していることによる影響が定高度に対してのみスペクトルを示している．この考えられる．

解析の結果によれば，高度120 m以下では大きな時間

ドップラーライダー観測による風速成分wについスケール（100秒以上の時間スケール）にピーク（最てのウェイブレット分散スペクトルでは，140 m以上

大あるいは極大）が見られ，40 m高度では168秒に位の高度で大きな時間スケールにピークが見られ，高置している．これは，超音波風速計（高さ40 m）デ

度200 mでは時間スケール232秒に極大のピークが位ータについての結果（Fig. 5）に対応したものと考え置している（Fig. 8）．高度40 mではピークは見られられる．一方，さらに上空の140 m以上の高度についず，風速成分uと同様に超音波風速計によるスペクトては，大きな時間スケールにピークは見られない．

ルとは異なる形になっている．

― 152 ―

Wavelet Variance

1.0
0.8
0.6
0.4

200m
160m
120m
80m
40m

0.2
0.0
1

10

100

Time Scale (s)1000

Fig. 7 Wavelet variance spectra for the u velocity component measured by the Doppler lidar. An unstable case during

Wavelet Variance1130‒1500 on July 19, 2013 is examined. Graphs are depicted for the spectra every 40-m level

1.0
0.8
0.6
0.4

200m
160m
120m
80m
40m

0.2
0.0
1

10

100

Time Scale (s)1000

Fig. 8 Wavelet variance spectra for the w velocity component measured by the Doppler lidar. An unstable case during1130‒1500 on July 19, 2013 is examined. Graphs are depicted for the spectra every 40-m level

なお，この日の観測データについては，160 m以上

えられる．

の高度でS/N比（信号のノイズに対する比）が良くな

次いで，Fig. 9に中立に近い状態の時間帯（19時30

く，観測データでは風速3成分が時々欠測になってい分～23時，ケースB）について，ドップラーライダー

る（上空ほど欠測が多い）．しかし，観測データフ

による風速成分uに対するウェイブレット分散スペ

ァイルに視線方向風速成分データは残されており，

クトルを示す．不安定な時に見られた下層での大きそれから風速3成分を計算する処理を行っている（第な時間スケールにおけるピークがはっきりしなくな

2章参照）．データの精度について多少の問題はあるっている．上層でも大きな時間スケールでの変動はが，低い高度のデータによるウェイブレット分散の

大きくなく，相対的に小さな風速変動が卓越してい形と大きく異なることはないので，風速構造の大きる．これについては，中立に近い状態でプリューム

さについてのここでの議論には使用できるものと考の構造が見られなくなったことと関係していると考― 153 ―

えられる．

で時間スケール204秒に小さな極大のピークが見ら

ドップラーライダー観測による風速成分wについWavelet Varianceてのウェイブレット分散スペクトルでも，高度120 m

1.0
0.8
0.6
0.4

れる以外，その他の高度で大きな時間スケールにピークは見られない（Fig. 10）．

200m
160m
120m
80m
40m

0.2
0.0
1

10

100

1000

Time Scale (s)Fig. 9 Wavelet variance spectra for the u velocity component measured by the Doppler lidar. A near-neutral case during

Wavelet Variance1930‒2300 on July 19, 2013 is examined. Graphs are depicted for the spectra every 40-m level

1.0

200m
160m
120m
80m
40m

0.8
0.6
0.4
0.2
0.0
1

10

100

Time Scale (s)1000

Fig. 10 Wavelet variance spectra for the w velocity component measured by the Doppler lidar. A near-neutral caseduring 1930‒2300 on July 19, 2013 is examined. Graphs are depicted for the spectra every 40-m level― 154 ―

4.

日中午後に見られる風速の急増

いる．
Fig. 12には風速が急増した時間付近からその後の第3章で見たように，2013年7月19日のドップラー

時間帯である15時30分から30分間のドップラーライ

ライダーによる10分間ごとの平均風速の時間変化よ

ダーと超音波風速計による風速成分uとwの時間変化

り（Fig. 2），この日の午後おそく（15時半頃）に地を示す．なお，Fig. 11とFig. 12を通じて，ドップラー

表近くから上空にわたり，風速が急に強くなっていライダーによる風速成分uとwの等値線の色分けは同た．そして，これは混合層の発達により，上空の強じにしてあり，風速の変化を見やすくしている．こく吹く風の運動量が乱流により下方へ輸送され，観の時間帯での安定度も不安定（z/L = −0.5）であるが，測高度（200 m）以下でも風速が強くなったのではな

次 第に中立 に近い値 へと変化 していく 過程にあ る

いかと推測した．ここでは，前章で解析した不安定（Fig. 1参照）．

な状態の11時30分から15時までの時間帯（ケースA）

Fig. 12（上段）によれば，上昇流域が15時42～44と中立に近い状態の19時30分から23時までの時間帯

分頃に見られるが，その後はあまり大きな上昇流域（ケースB）の間に風速が急増したことから，この現は見られない．平均流方向風速成分（Fig. 12下段）

象が起きた時間前後での観測結果を調べる．

については，15時35分頃以降，風の強い領域が広く

Fig. 11に風速が急増した時間付近より少し前から継続して見られている．

の時間帯である15時から30分間のドップラーライダ

以上のように，風速の急増については，実際にはーと超音波風速計（高さ40 m）による平均流方向風

上昇流域や強風域の出現を伴いながら，次第に変化

速成分uと鉛直方向風速成分wの時間変化を示す．こしていく現象であることが分かる．

の時間帯での安定度は不安定（z/L = −0.7）であり，北寄りの風の場合における日中午後の境界層下層

風速成分wのドップラーライダーによる時間高度断での風速の急増は，今回の観測期間中の別の日にお面図（Fig. 11上段）において，地表近くから上空200

いても起きていることが確かめられている．ドップ

mまで拡がった上昇流域（プリュームの構造）が見

ラーライダーでは観測できていない200 mより上空られる．平均流方向風速成分（Fig. 11下段）を見るの高さでの風の状況が不明であり，混合層の発達とと，15時20分頃のかなり大きな（長い時間の）上昇

風速の急増との詳細な関係は今後のラジオゾンデを流域の出現後に風速の強い領域が断続的に出現して用いた観測や数値実験により調べる必要がある．

w (ms-1)

u (ms-1) Height (m) w(ms-1) Height (m)

200
160
120
80
540
0 0

2.2
1.8
1.4
1
0.6
0.2
-0.2
-0.6
-1
-1.4
-1.8
-2.2

-5
200
160
120
80
1040
5
0 0

1500

u (ms-1)

Time (LST)

1530
July 19, 2013

13
11.5
10
8.5
7
5.5
4
2.5
1
-0.5
-2

Fig. 11 Streamwise (u) and vertical (w) velocity components observed by the Doppler lidar (time‒height cross sections)and the sonic anemometer at 40 m (graphs). The data are obtained during 1500‒1530 on July 19, 2013

― 155 ―

w (ms-1)

u (ms-1) Height (m) w(ms-1) Height (m)

200
160
120
80
540
0 0

2.2
1.8
1.4
1
0.6
0.2
-0.2
-0.6
-1
-1.4
-1.8
-2.2

-5
200
160
120
80
1040
5
0 0

u (ms-1)

1530

1600
July 19, 2013

Time (LST)

13
11.5
10
8.5
7
5.5
4
2.5
1
-0.5
-2

Fig. 12 Streamwise (u) and vertical (w) velocity components observed by the Doppler lidar (time‒height cross sections)and the sonic anemometer at 40 m (graphs). The data are obtained during 1530‒1600 on July 19, 2013

5.

参考文献

おわりに
中立に近い時と比較して，不安定時に大きな規模

堀口光章（2006）：都市近郊における大気境界層の観の乱流構造が地表近くの風の変化に影響している例

測，京都大学防災研究所年報，第 49 号 B，pp.

を調べた．今後，地表近くでの強風の発生への乱流

451-458.

構造の影響，特に都市近郊での境界層における特性

堀口光章（2014）：都市近郊における大気境界層の観に注目し，解析を進める予定である．観測について

測―不安定時の乱流構造―，京都大学防災研究所年は，今回と同様に，上空の風を観測できるリモート報，第 57 号 B，pp. 239-247.

センシングの機器を使用した研究を今後も進める予

堀口光章・辰己賢一（2013）：都市近郊における大気定である．

境界層の観測―接地層における乱流の性状―，京都大学防災研究所年報，第 56 号 B，pp. 291-298.

謝Cañadillas, B., Westerhellweg, A. and Neumann, T.

辞(2011): Testing the performance of a ground-based
本研究はJSPS科研費24651208の助成を受けたもの

wind lidar system, DEWI Magazin, No. 38, pp. 58-64.

である．また，宇治川オープンラボラトリーでの観Kaimal, J.C. and Businger, J.A. (1970): Case studies of a

測については，京都大学防災研究所附属流域災害研

convective plume and a dust devil, Jour. Appl.

究センター，気象・水象災害研究部門，技術室の方々

Meteorol., Vol. 9, pp. 612-620.

のご協力，ご支援によるものである．ここに記してKaimal, J.C. and Finnigan, J.J. (1994): Atmospheric

謝意を表する．

Boundary Layer Flows, Oxford University Press, 289
pp.
Stull, R.B. (1988): An Introduction to Boundary Layer
Meteorology, Kluwer Academic Publishers, 670 pp.

（論文受理日：2015年6月11日）― 156 ―