第22号

国立防災科学技術セソター研究報告

1979年10月

551．51：551．1：524．：551．558

地表の高温域による大気成層の変質とそれが対流雲の発達に及ぽす影響
米

谷

恒

数値実験

春＊

国立防災科学技術セソター

Tm皿sformatio皿ofAtmospheric

Strati丘catio］1Ca11sea

by

L㏄a11yHigh

Temperature

a皿d

to

the

Deve1opme皿t

of

Its

Contributions

Co皿▼㏄tive

C1u011ds

By

Tsuneham

Yo皿eta皿iル肋ηαZR鮒ακんC・η加ブ∫・ザDク∫肋・肋ηθ〃・η，JψαηAbstmct

Anumerica1experimentwascarriedouttoseehowaheatislandphenomenon
contributes

to

the

developmentofconvectiYe

Four

local

circulations

weresimulatedonthesurface

one

case

丘eld

temperature

ture

at

area

the

was

of

cases

with

local1y1ow

hightemperature−1．5oCwascaused，and

the

a

the

high

initia1state．Thewasradius，andThe

was1，OoC（case1），1．『C（case2），2．OoC（case3）andlargerinlocal1yin

loca1circulation

shape，4．25km

atemperature丘eld．

centerta11ercircularatempera・

the

a

three

with

surface（case4）higher
surface，theandclouds．

ontemperature

convective

d冊erence

on

the

was

triggeredinwassuperimposed

cloudcases2and3．
The
on

the

that
of

convective

cloud

modi丘ed

by

the

local

circulation

was

locallytemperature

makes

the

strati6cationadevelopment

convective

cation1．

ofstrati丘cation

h1gh

of

a

cloud，whileadisturbancelocal1ylowtemperature

at

which

simulated．The

favorable

thesurfaceformakes

results

theshow

deve1opment

thestrat而一

unfavorable．

The

numerical

experimenttheislan（1somodi丘esheatisland

than

which

initiatesaoversuggests

strat冊cation

theconvective

surrounding

that
that

the
a

area，andlocal

circulation

convective
the

local

cloud

induceddevelops

circulation

can

by

the

heat

better

over

the

be

a

triggercloud．

まえがき

都市域ではその周辺地域より降水量が多くなると言われている． 古くは，Landsberg（1957）＊第1研究音嗜一63一

国立防災科学技術セソター研究報告第22号

1979年10月

がそれまでの調査・研究をまとめて，典型的な工業都市において都市域周辺に対する降水量の増加率は10％という値を挙げている．その後も都市域における降水量の増加を示す報告が数多くある（Cha㎎n㎝，1968；Kheman
Schickdan。，1974；Hamack

and

and

Murty，1973；Cha㎎non

and

Hu氏1973；

Landsberg，1975；Changnon，1977など）．アメリカ合衆

国セソトルイスをフィールドにしておこなわれたプロジェクトMETROMEXの結果によると，都市の影響が最も強く現われる領域において降水量は30％〜35％増加したと評価されている（HuH

andVoge1．1978）。

降水に及ぼす都市の影響は次の二つが関係すると考えられている．一つは都心を中心とする高温域，ヒートアイラソドの存在であり，他の一つは汚染物質の排出と集積に伴う多量の凝結核の存在である．ヒートアイラソドは力学的過程を通して，また多量の凝結核は雲物理学的過程を通して降水量に影響を及ぼすことになる．しかし，この事柄について具体的に調べられていないようである．ところで，都市が降水に及ぼす影響は，スケールの点から考えて，都市と同程度のスケールをもつ積雲対流において最も顕著であろう．なお，都市域では対流活動が活発になることを示す報告もある（Atkinson，1971；P・incipa1investigators
Projectof

METROMEX，1976）．

さて，都市域で降水量の増加が認められないという報告もあり（たとえばLoweryandProba1d，1978），都市の降水に及ぼす影響についてはまだ結論がでているとは言えず・今後の研究にまつと言うのが一般的な意見である（吉野，1977）．そこで，この報告では，ヒー

トアイラソドが対流雲の発達に及ぼす影響を理論的な面から検討する第1段階として，地表において高温域が存在したとき，引き起こされた局地循環が大気の鉛直構造をどのように変え，そして大気成層の変質が対流雲の発達にどの程度の影響を及ぼすかを数値実験の手法により調べる．まず，地表において高温域を与えたとき運動場と大気成層が時間と共にどのよ

うに変化するかを見る．そして条件が整えば対流雲が形成されることを示す．次に，高温域が変質させた大気成層は対流雲が発達しやすい状態にあるかどうかを，対流雲の初期じょう
乱を与えたとき雲が最終的にどの程度発達するかをシミュレイトして調べる．
2．

数値モデル

2．1仮

定

なされた主な仮定は次のとおりである．

1）一般風の影響は考えない．したがって現象は軸対称となる．また系は閉じているとす
る．

2）運動量・熱・水蒸気および対流雲が存在するときには雲水の拡散係数を同一とし，さらに時間空間に対して定数とする．この値を50m2／secとする．

3）対流雲の氷晶過程は取り扱わない．雲物理学的過程はKesslerのパラメタライゼイシ

ー64一地表の高温域による大気成層の変質とそれが対流雲の発達に及ぼす影響一数値実験一米谷
ヨソで表わす．

2．2基本式
方程式系は積雲対流の数値実験などにもよく用いられている非弾性方程式系（OgUra

andPhi11ips，1962）を使用する．方程式系は円柱座標を用いると次のように書ける．なお，用いられる記号は以下の意味を有している．

oP定圧比熱，9重力加速度，工色水の気化熱，P気圧，Q。雲水量，α液水の量（＝ρ。
十ργ），Q。雨水量，Q丘水の全量（＝ρ十Q。十Q。），ρ。水蒸気量，恥飽和混合比，7水平距離，凡気体常数，丁気温，乃仮温度，左時間，〃水平速度，w雨水の平均対気速度，〃
上昇速度，2鉛直距離，11。乾燥断熱減率，η渦度，リ拡散係数，ρ密度，ψ流線関数，また記号の上に一を施したものは初期の一般場の値である．
運動方程式は（1），（2），連続の方程式は（3）で表される．

音一一峠一唯一÷τ・廿舌1晋・÷去（ρ二ζ）一刈（1）㌢一一・㌢一・鴛・・（㌃LΦ一P云p）一÷∂（㌃p）叫篶・÷ヱ（屯／∂（・）∂万（榊）十τ（刷＝0（3）（1）〜（3）から，（4）式を満たす流線関数ψが存在することがわかり，渦度ηを（5）式で定義すると渦度方程式（6）を得る．

一∂ψ7ρ〃＝一一一7ρ〃＝一，

∂2

∂ψ

（4）

∂グ

1一繁一㌢一÷1芸・二（÷答）（5）㌻一一・寡一・老・（㍗・チ）（1イ）・舳晋
一ぺ（癸一Φ）・繋㌘・廿去（4）・÷去（由一ナ／（6）

実際の計算手順としては（1）〜（3）式を用いず，（6）式からηを求め，（5）式からψを求め，（4）式から〃と〃を求める．

水の保存式は
∂ρo

∂チ

∂ρε

∂Q＾

1

∂

＝一〃 一〃 十＝一（ρηρτ）十D（ρ。十ρ。）∂グ∂2 ρ∂z（7）となる．右辺第3珂ヰ対気速度Wを持った雨水の落下による変化であり，第4項は水蒸気と雲水の拡散を示している．任意の物理量1の拡散項D（1）は（8）式である．

一65一

国立防災科学技術セソター研究報告第22号

1979年10月

・（∫）一廿（・芸）・÷去（ρ芸）1（8）

気温および水蒸気量の変化は（9）式と（10）式で表される．

㌘一・ちチー・（晋・几）ヤ・・（・）・未飽和域（9−1）

一／一呼一・（晋・＾）・台（一峰一峰・肌））・・（τ）／／（・・、捺）・飽和域
∂ρ也

∂ρ田

∂ρ

∂チ

∂7

∂2

一＝一〃

一〃

十R＋D（Q仙），

未飽和域

∂恥
＝一，
∂

飽和域

（9−2）

（10

1）

（10・3）（9−1）式と（10−1）式の右辺第3項のRは未飽和域に雲水または雨水が運ばれてきた時の蒸発による変化を表わしている．（9−2）式の右辺第3項は水蒸気の移流による水蒸気の蒸発または凝結の影響を示している．

雲水量の変化は（11）式で表わされ，雨水量は（12）式から求めた．
∂Qo

∂Qo

∂

∂7

一＝一〃

一〃

∂Qo
十Prp、十D（Qo）∂2

ρゲ＝Qrρ田一Q。

（11）

（12）

（11）式のRは雲水が生成（R＞0）または蒸発（R〈0）する割合で，P・は雲水が雨水になる割合である．P。はKesslerの式を用い（13）で表わされる．
P、＝たI（ρ。一10−3）十2．2・Q。・ρヅo・875（13）

ただし，ρ。≦10−3のときん1：0，Q。＞10．3のときん、＝10−3である．以上は雲（飽和域）がある場合を考慮した系であるが，雲が形成されていない局地循環は（1）〜（8）および（9−1），（10−1）で表される．

2．3

境界条件・計算方式

境界条件は〃と〃従ってψとηにだけ設け，気温・水蒸気量・雲水量・雨水量に対しては境界条件を設けず，直接計算して求めた．ただしその際，7＝0以外の境界における拡散項の計算は，横軸（〆軸）に垂直な境界においてはグ方向の差分を0，縦軸（2軸）に垂直な境界においては2方向の差分を0とした．〃と〃の境界条件は，zの下端と上端で（14）式，γの外側の境界で（15）式とした．

∂剛∂2＝0．，
〃＝0，

〃＝O

（14）

∂〃／∂γ＝0（15）

7＝Oでは対称軸であることから（16）式と（17）式が成立する．〃，ψ，ηは（16）式を境界条件に，〃は（17）式を用いて変形した（18）式から求めた．

一66一

地表の高温域による大気成層の変質とそれが対流雲の発達に及ぼす影響一数値実験一米谷
〃＝0・

ψ＝O，

η＝0

（16）

∂〃／∂κ1尚＝o（17）舳・）一一÷÷糺一一÷糺（・・）（14）〜（16）よりψとηは全ての境界でψ＝O，η＝0となる．

格子問隔と積分の時間間隔は，局地循環だけを調べるときは水平方向，

方向ル＝100m，＝250m，鉛直＝10秒とし，対流雲の発達をシミュレイトするときには＝250m，」2：200m，〃＝6秒とした．積分領域は前者のときが水平方向にO〜12．5km，鉛直方向にO〜5km，後者のときが水平方向は同じで鉛直方向はO〜10kmとした．計算方式は，移流項については風上方式，拡散項については中央差分を用いている．

2．4初期条件
数値実験は四つの場合について行なった．・ase1〜・・se3は，同一の一般場に同じ広さの高温域を与えた場合で，高温域における一般場との気温差だけが異なっている．case4は比較のために行なったもので，低温域を与えた場合である．低温域の広さは高温域のときと同じとした．

一般場の初期状態は館野高層気象台で得られた高層データを参考にして決めた．つまり館野の観測によると7月や8月の9時の平均的な成層状態は，地表で気温約24℃湿度80％

以上・900mbの高度はほぼ1kmであり，気温は19℃前後，湿度は80％を越えることが多い・また500mbの高度は約5．8km，気温は一5℃前後，湿度は50％程度である（た
とえばl

Japan

Meteorologica1Agency，1978）．ところで，活発な対流活動が生じるときは

地表の気温は高い．また上層には寒気が入っていることが多く500mbの気温は一10．C以下のことが多い．そこで，ここでは図1に示

二㌫ぷ㍍㍍㌶ふ加レ伽㌻1藁20とした．湿度は高度1．4km以下の層で80％

丁〔．c〕
図1

高度1．4kmより上層では7．5％／kmの割

80

RH｛0

0

ム．25

〕

『｛㎞〕

初期条作の図示．一般場の気温（T）の合で低下している．この一般場の500mbの鉛直分布と湿度（RH）の鉛直分布（左図），中心域での地表気温と水平分布

高度は約5．8km，気温は約一9℃，湿度はの値（右表）．

（右凶），および各ケースにおける変数

Fig．1

ほぼ47％である．
κ＜4．25kmの地表において気温を一般場より高くした．気温差の分布は，対流雲の数値実験の初期じょう乱によく与えられる型，

一67一

Schematic

descr1ptionof

initialcon−ditions：Vertica1pro丘1esoftemperature

and

in

genera1丘eld

relative（1eft），and

humidityhorizontal

pro制etemperature（right）．The
and

1τ㎜

are

tabulated．

ofsurfacevaluesofハ国立防災科学技術セソター研究報告第22号

1979年10月」ハ＝∠ム（1−72／4，252）で与えた．」τ肌は各ケースで異なっており，case1でL0℃，case2で1．5℃，case3で2．0oC，case4で一115℃である．高温域における水蒸気量は一般場と同一とした．したがって湿度は気温が高くなった分だけ低下している．

高温域の大きさと気温差は次のことを参考にして決めた．中小都市におけるヒートアイラ
ソドの発現状況や構造を調べたそれまでの研究をまとめた結果によると（菊地，1974），大きな気温差が生じた例として，調査地域が約2．5km×2．5kmであった埼玉県熊谷市での，都市内外の温度差が1〜4．Cの場合を挙げることができる．規模が約2km四方の都市で平均的な気温差は1℃前後である．また，人工的排熱などにより0，2ca1／cm2・minだけ都市域
において大気が余計に加熱されるとする，東京の現状にほぼ相当する仮定をした計算によると（科学技術庁資源調査会，1976），都市を一辺10kmの正方形としたとき都心の昇温は2．4℃，一辺20kmの正方形とすると都心の昇温は3．8℃という結果を得ている．以上

一＝60のことから，高温域の半径4．25kmで気温差の最大を1〜2℃とした．

。！flllllll

3．高温域による大気成層の変質

2 』40

この節では初期条件として与えた地表における気温差が引き起こした局地循環が大気成層をどのように変えるかを調べる．なお，全ケースの一般場は高度が増すにつれて温位が

E

−l

N

高くなっており，安定な成層をしている．

（1）

tキ・…1㌦帖，

case1の結果

時間，オ＝0における7＝0での地表の温位は一般場の温位より1．0呪高い300．㍗Kでε
さl

あつて，高度2＝O．4kmの温位が300．6呪，

N

2＝0．5kmの温位が300．9．Kであるから，0

グ＝Oの地表の温位はほぼ高度0．4kmの温

2

4

6

r｛km）

図2case1の高度2km以下の層におりる位と等しくなっている．

：20分，40分，60分での速度場．
矢を付していない地点は，速度の鉛直

時間が20分，40分，60分での2≦2km

成分〃および水平成分〃の両方がにおける速度場の状態を図2に示す．ある高度における上昇速度の極大は，必ずしもオ＝0

O．04m／sを越えない所である．
Fig．2

における地表気温の最も高い位置の上層に形成されるとは限らないが（De1ageandTay1or，
1970；木村他，1975；Kimura，1975），この一68一

Velocity丘elds

in

km−height

case1at20minutes，

in

the

layer

below2

40minutes and60minutes．Dots indi−cate that both vertical compent andhorizontal component of velocity are
1ess than0．04m／s．

地表の高温域による大気成層の変質とそれが対流雲の発達に及ぼす影響一数値実験一米谷

ケースではκ＝0で上昇速度は極大をとってい

｛＝60
30

る．

＝20分における状態は次のようである．プ

E

−1

N

＝0において，上昇速度〃はz＝0．4kmで『oo・5一一一一

1

300・ム

コOO

o．16m／sなる最大を示し，2＝o．8kmでo，10i＝40m／s，2＝1．4kmでo．oom／sと徐々に減速している．慣性等の効果により，局地循環は地上の温位と等温位となる高度より上層にまで及んで

E

−1

N

いる．地表の高温域の全てで上昇流が形成されt＝20ているわけではなく，7≧3．5kmで補償的な下降流が生じている．また速度の水平成分，〃を

30

∈
ユ1

見ると，ほぼz＝O．4kmを境として下層ではN

中心に向って風が流れ込んでおり，上層では流0れ出ている．

4

6

r｛km〕

図3case1の高度2km以下の層におチ＝40分になると上昇速度の最大値は7＝O，

2＝O．4kmで0．47m／sと2けるテ＝20分，40分，60分での温位場．温位の単位は呪で細線＝20分のときの約

の点線は
示す．

3倍の大きさになった．一方中心軸で上昇流が形成されている領域はz＜1．1kmと低くなり，

Fig．3＝O分のときの状態をPotential

temperature〃の向きの変わる高度も2＝0．3kmと0．4km

of．K

in

heightinの間へと低くなっている．オ＝60分になると，〃

mimtesat

initialseen

度の大きさであるが，対流の及んでいる高度は

in

unit

below2km−

case1at20minutes，40

and60minutes．Thin

dotted1inesの最大値はo．50m／sとオ＝40分のときと同程

fieldsthe1ayer

show

the

state．

at40mimtes

distribution

Cross

over

is

md60minutes．

さらに低くなり，中心軸でも高度0．9kmまでには達していない．

図3にチ＝20分，40分，60分における温位場の状態を示す．時問変化の傾向として，地表における高温域の縮小と上層における低温位域の形成がみられる．

地表で温位が300．ポKと300．0Wの位置は，＝0分のときにはほぼ7＝1．75kmと〆＝3．35kmであったが，≠＝20分にはそれぞれほぼ仁1．2kmとγ＝3．Okmと地表における高温域は締小している．時問が経つと高温域はさらに縮小し，温位が300Wを越えているのはチ＝40分では7≦2．3km，オ＝60分では7≦1．5kmとなっている．
中心部上層における状態は，ま＝20分では高度ほぼO．4kmより下層で高温域が形成されており，2＞0．5kmでは成層の乱れは明らかでない．

＝40分になると地表における高温域の影響はz＝1km近くまで及んでいる．またτ＝0分のとき300．9呪あったz＝0．5kmの温位は，この時問に7＝0kmでは300．8WとO．1W低下し，プ≧3kmでは301．0呪
以上とO・PK以上上昇している．都市気温の特徴の一つである，高温域の上層で周囲より
一69一

国立防災科学技術セソター研究報告第22号

1979年10月

気温が低くなるクロスオーバー現象が認められる．工＝60分も工＝40分の状態に似ている．

温位成層の乱れは高度1km以上では明白でなく，高度0．5km周辺でクロスオーバーが生じている．地表における高温域の縮小
304kmまでの温位がほぼ300．がKとなっ

E
き1

ている．

．N

12

303
302

14
16

書、ぐ一…一一一一一一一二：7〆パ・・一一一一一一一一

300

18

τ＝40分と60分でみられた，高度

一．：．、■300．卜20

O．5km周辺における中心部外側で61300・3・一

40

60

80

t（min）

図4case1の高度2km以下の層における7＝0＝0分のときより気温が上昇しているでの温位（太線，単位は呪）と水蒸気量（細線，単位は9／kg）の時間変化．

ことは，中心部外側の下層全般で見られることである．安定層において下降

10

305

に伴って7＝Oでは地表から2：0．4

Fig．4

Time

variations

11nes，in

流が引き起こされると昇温が生じる．

中心部外側の下層では補償流としての

unit

of

potentialof．K）andtemperature（thickwate工vapor

content（thi・li…，i…

it・fg／㎏）・fth・…t・・1

axis1nbelow2km・height

下降流が引き起こされているので，この領域

the

layer

t・6g
2「：．

における昇温は下降流に関係したものである

incase1．

．…
．。。

（i．
E l・ ・と考えられる．

7＝Oにおける温位と水蒸気量の時間変化を図4に示す．f＝20分までは地表から高度一

言㌻：1∴：・二111：
O』」＿＿＿」＿＿＿＿＿一＿＿」＿、．．＿j＿＿二．、＿＿ユ＿＿二L」＿＿二一一」一0．4kmまでの層において温位は急な変化を一・40

しており，初期条件として与えた大気成層の不安定が解消され，混合層が形成されていく過程が卓越している．オ＝20分以降になると，㌣∴∵二二二、下層では周囲大気の流入の影響がきいてきoL二二二ニユニユニエニエニーL⊥」一て，地表周辺における温位は徐々に低下してt、。。…1㌧

いき，新しい成層が形成されていく様子が認

2F

u｛n

1

められる．

5，

．．．．．．、1（「

左：0では高温域も周囲と同じとした水蒸
気量は，気塊の運動に伴って輸送され，高度隻1！111111111：1：1

）

■

。

．

1km以下の層において60分頃までは時間

．

。

。

亡

・

OL」二i一ニニ．二．1］L一．．工一＝．．ユ」二一．L．二⊥

0

2

4

図5

（2）case2の結果
case2は中心部の地表の気温がcase1よ

6

r｛km〕

とともに増加している．

りも高く，プ＝Oにおける温位が一般場より．

Nl：．：，，．、．．、

図2に同じ．ただしcase2の場合でf＝40分と60分に積雲（陰を施した部分）が形成されている．

Fig．5

1．5呪高い301，2呪とした場合である．こ

一70一

Same

as

areas

show

the

local1yFig．2butforcase2．Dottedthecumulustriggeredheatedsurface、by地表の高温域による大気成層の変質とそれが対流雲の発達に及ぼす影響一数値実験一米谷の温位は高度0．6km以下での温位より高く，高度O．7km以上での温位より低い．case2では小さい積雲が高温域の上層に形成される．

図5にチ＝20分，40分，60分における速度場の状態と積雲の形状を示した．オ＝20分では，7＝oz＝o．5kmで〃は最大値o．29m／sとなり，7＝oz＝1．0kmで〃＝o．11m／sとなった．同時刻のcase1では，〃の最大値がo．16m／sで，〃＝o．10m／sとなった高度は0．8kmであったから，case2ではより活発なじょう乱が引き起こされている．≠＝40分には高度0．7km〜1．Okmに半径O．5kmの積雲が形成されている．〃の最大値は■＝O＝O．5kmの1．8m／sである．ωが最大となった高度はz

二20分のときと同じで，積雲の雲底より下層にある．また，高度0．5kmより上層では中心部は発散域になっている．工＝60には積雲の厚さはz＝O．6kmからz＝1．1kmまでのO．5kmとチ＝40分のときより厚くなったが，半径はO．5kmに満たず小さくなっている．上昇速度の最大値は雲中7＝O

z＝0．9kmでの1．7m／sである．中心部における収束域は2〈o．4kmの領域にあり，高度o．5km
から1．1kmまでは発散域になっており，雲は発散域に在ることになる．

図6に＝20分，40分，60分における温位の分布を示す．≠二20分に，300．9呪以上でほぼ301．O呪以下の温位の均一な気塊がグ≦1．25km，2≦O．5kmの領域に形成されている．チ＝0分のときに301．6呪であった高度018kmの温位は，7＝Oで301．5呪と011呪低下し，7≧2．75kmで301．7呪と0．PK上昇しており，＝20分にはcase1で明瞭でなかったクロスオーバーが認められる．気温で

2t；60
E

ヨ03

11

示せば，高度0．8km〜O．9kmでの7＝OにN

おける気温は周囲より0．2℃以上低くなっている．チ＝40分と60分では積雲が形成された

t、。oこともあって，中心部における温位の水平方

刈E

向の変化は大きい．チ＝40分における雲中のN

温位は周囲の温／立よりも低く，また温位成層の乱れも高度1．5kmより上層では明らかでな
i≡20

し・．

地表における高温域はcase1のときと同じE1ように縮小している．温位が300．K以上の領

N

域は・ま＝40分で7≦2・25kml工＝60分では

0

7≦1．25kmとなり，これらの値はcase1と「｛㎞）
図6 図3に同じ．ただしcase2の場
合で，陰を施した部分は積雲を示

ほとんど同じ値である・

図7に7＝Oにおける温位と水蒸気量および

2

，

6

している
Fig．6

雲中であった領域の時間変化を示す．温位場と

Same

as

Fig．3butD．tt．d。。e。。。h．w

一71一

for

case2．

th。。。m．1。。．

国立防災科学技術セソター研究報告

305

質的な相異はない．ほぼ工＝20分まで

30
12

；1
1

303

4

302

・一一．

N

1979年10月

水蒸気量の変化はcase1のときと本

1

2

第22号

一一一一一一・＝＝…＊㌶は地表から高度0．5kmまでの層にお

一
6

が

・

301

一一一

一．．・一

＾OO．3・一一

18

0
図7

、、

20

40

t（min）

60 60

80
80

図4に同じ．ただしcase2の場合で，陰を

る．
Same

as

期条件として与えた大気成層の不安定が解消している．これ以降，地表の温位は徐々に低下し，新しい成層が形成施した部分は積雲が存在した領域を示していFig．7

ける温位が顕著な変化をしており，初．o︐o︑．．390・5

されつつあることが認められる．雲頂
Fig．4butforcase2．

Dottedarea，h．w，th、、、gi。、wh、、、th，cumulu，c1．ud

eXiStS．

周辺において温位が相対的に低くなっているが，これは雲水の蒸発によって生じたものである．また水蒸気量の場は，2≦1kmにおいて大きく変化している．オ＝O分に水

蒸気量が16g／kgに満たなかった高度o．5kmでは＝40分に189／kgと増加している．

図中陰を施した部分が積雲の存在した領域である．積雲は36分〜70分の34分問の寿命で，ほとんど発達せず降水も生じなかった．積雲が最初に形成された位置は＝36分頃に高度0．8km周辺である．すでに記したように，case2は地表の温位が最も高い7＝0でも301．7呪で，この温位に等しい高度は約0．65kmである．ま：40分に，積雲は発散域にあり（図5），また雲中の温位は周囲より低かった（図6）．case2では積雲は慣性などの効果
によって安定な成層中に形成されたが，その
二昌4p
2「．．l

後の発達はみられなかった．

（3）ll：：：：lllニギ∴∴

case3の結果

case3は〆＝0，2＝0における気温がcase2よりも0．5℃高く，周囲大気より2℃高くした場合である．プ＝O，2＝Oにおける温位
；1L
1

一＝20，

は301．7呪で，ほぼ高度0．8kmの温位に

u

…

5，

等しい．case3では高温域の上層に対流雲が形成された．この対流雲は良く発達し，f：54
分には地表に降水がもたらされ，上昇速度の

E
N

きl

最大値は7．5m／sとなった．その後上昇速度

2

4

図8

リードリッヒ・ルーイの安定条件を破り計算

6

r（km）

はさらに大きくなり，ついにはクーラソ・フ

図2に同じ．ただしcase3の場合で，陰を施した部分は対流雲を示している．

不安定を生じたので，対流雲の一生をシミュ
Fig．8

レイトできず，．途巾で計算を打ち切った．

図8にτ：20分と千0分における速度場の状態を示す．図中に対流雲の形状を陰を施し

一72一

Same

as

盆rea

shows

gered

by

Numfrical
ofFig．2butthethe

locallysimu1ation

computatioml

forcase3．Dottedconvective

cloud

heatedisceasedinstability．

tr1g−

surface．

because地表の高温域による大気成層の変質とそれが対流雲の発達に一及ぼす影饗一数値実験一米谷て示してある．

＝20分では，〃の最大値は0，38m／sとなり，その位置は7＝o．4km，z＝o．5km

2t＝40

E

ヨoヨ

−

3．

となった．case1とcase2のときにはωの最

）1

珊

303

N

大値は7＝Oの中心軸で記録されており，case3km﹃では様相が異なっている．ただし，高度1．O

洲
○
t≡20

；05

より上層では水平方向の〃の極大値はγ＝0でにまで及んだ．ω＝o．10m／sとなった高度は1．2隻1一kmで，case1より0．4km，case2より0．2km
高くなっている．中心部では2≦0．4kmが収束域，2≧0，5kmで発散域となっており，

＝20

ヨ03

1

生じている．局地循環は高度1．0kmより上層

コo．一，■一一一・1・，，一一．1301．ヨ＝・；
I一＿＿＿＿＿ 一・

一

一

一

■一一・．

・

30

O

2

4rlkm〕

r

lkm〕

o〇一
6

図9 図3に同じ．ただしca・e3の場
合で，陰を施した部分は対流雲を示している．

分における収束域と発散域との境界高度はCaSe Fig．9 Same as Fig．3but for case3．
1やcase2とほぼ1司じで，高温域と周辺との温Dotted「egi㎝shOws
tiVe C10ud．

度差によらないようである．

thecOnvec＝20分には高度O．7km〜1．5kmに半径1kmを越える対流雲が形成されている．雲底
高度O．7kmは・ase2と同じである．このことは，地表の高温域以外の温度場と水蒸気量の場とがcase2とcase3とで同一であることに対応している．〃の最大値は7＝02＝0．8kmの雲中での4．5m／sである．雲底周辺では部分的に収束域になっているが，その外側は局地循環の影響で発散域となっている．

図gにτ＝20分と40分における温位の分布を示す．≠＝20分に温位301呪以上約301．ポK
以下の高温域が中心部に作られている．≠＝0分のとき301．6呪であった高度O．8kmの温位は，7＝Oで301．5呪とO．1呪低下し，7＝5kmで301．8呪とO．2呪昇温し，0，3呪（気温でO．2℃以上）中心軸の方が低くなっている．気温がO．2℃以上中心軸の方が低く

2
？

』1

なった高度は0．8km〜1．2kmで，case2のとき
二．畑
307 よりクロスオーパーが生じている高度は上へ広がっ

1。

305
304
湖

12

ている．τ＝40分の温位場は活発な積雲対流の活動

302

高圭二＝ニゴ讐二＝301 16
！一

3。・

坐二；1κ

0

20

一1

1≡．；8ζ
300

ミ、t（mi・）

なっており正の浮力が生じている．また雲頂周辺で40

は，雲中で加速された気塊の安定層への侵入と雲」水

図10図2に同じ．ただしcase3の蒸発が低温位を形成している．

の場合で，陰を施した部分

は対流雲の存在した領域を示している．
Fi㌫10S．m。。。Fig．4b，tf。。。。。。

3．Dotted「egiOn
where

the

convective

・・i・t・．

を反映している．つまり，雲の中、こ・部では高温域に

is

the

a「ea

図10に7＝Oにおける温位と水蒸気量の時間変化を示す．図中陰を施した部分は対流雲の存在した領域である．温位の状態から，他のケースと同じよcloud

うに初期の段階において，初期条件として与えた大一73一

国立防災科学技術セソター研究報告第22号

1979年10月

気成層の不安定を解消する過程が卓越していることが分かる．

＝40分以降発達した対流雲の影響，雲頂周辺における気温の低下，雲中における高温域の形成，＝50分以降の降水が引き起こした下層での気温の急激な低下，がみられる．水蒸気量の変化には他のケースと本質的な相異はない．

対流雲は玄＝33分頃高度O．9kmを中心に形成された．雲が形成された時点では温度は周囲大気より低くなっているが，すぐに雲中の気温は周囲大気より高温に転じている．温度が100％に満たない未飽和域には雲水は存在できないで直ちに蒸発する．このため雲が形成された当初は気温が低くなっている．一方活発な局地循環が生じているので，下層から湿った暖かい気塊が補給されて雲中で正の浮力を生じ，対流雲は発達した．

（4）

case4の結果

case3までは地表に高温域が存在した場合にっいて調べた．対比のために，最後にcase4

で地表に低温域が存在した場合を調べる．一般場は，高度1kmより下層の気温場をcase
1〜case3のときと違えて8．5．c／kmとやや大きな値とした．7＝o2＝oにおける気温は一

般場より1．5℃低い27．0℃である．地表における温位は，7；≧4・25kmで301・2呪・7＝0

で299．7呪である．2＝0．1kmにおける温位は301．3呪で上層にいくほど温位は高くなっているので，低温域も一般場も大気成層は安定である．

図11にf＝20分，40分，60分における速度場の状態を示す．中心部が高温域であった
場合と逆向きの局地循環が下層に生
i＝6021111．、1

じている．

：：：1：二11二11二ニニ1：：：1＝20分ではほぼ7≦4km，2≦O・4

言111111111三三三三三三≡三1111；kmの領域が〃＞O，〃＜Oなる発散？

。

1三三三三三三三三三三三三三三三1111場になっている・〃の最大値は7＝4km2＝o．1kmのo．98m／sで2t・40あり，上昇速度の最大値は7＝4．75？

1H二ニニ1二二：：二

−1

■

．

．

．

．

・

km，2：0．3km周辺での0．19m／s．

高11111111∵lll：1二．

である．下降速度の最大値は・。・・。、：ll1二二二二二ニニニニニニニ＝・・／・であるが，下降流〃方向の速t，20…1㌧
2

u

…

．．．．．

；1
N

度分布はゆるやかな変化をしている

I．、．．、lll1111111111：

l

l

．

l

l＝

＾領域が特に広く，・一〇．4km7≦2．25．．

kmの領域で記録されている．チ＝40

1二二二：：1o0

分になると，〃＞0〃＜Oなる発散場

・・一一一一一一． 」一山一」一」一一」
2
4
6
8
1◎
rいm〕
図11 図2に同じ．ただしcase4の場合．
Fig．11S・m… Fig．2b・t f・・・… 4．

一74一

はほほ

〆≦525km2≦；04kmとチ＝20分のときよりγ方向にだけ
1．25km広がっている．〃の最大値

地表の高温域による大気成層の変質とそれが対流雲の発達に及ぼす影響一数値実験一米谷

は7二5．25km2＝0．1kmでの1．2

t＝60m／s，上昇速度の最大値は7：6km

E）1

2＝o，4kmでのo．20m／sである．

N

下降速度の最大値は2＝0．4km7≦1．25kmの広い領域におけるO．15

t＝40m／sとなっている．オ＝60・分では〃
ε＞0〃＜0なる発散場はさらに7方』1N向に広がり，ほぼグ≦6．75km，2≦O．4kmの領域を占めた．〃の最｛＝20

大値は7＝6．75km2＝O．1kmでのE

1．2m／s，上昇速度の最大値は7＝7．5

コN

km，2＝o．3km周辺でのo．16m／s

0

2

図12
Fig．12

4

r｛km）

6

8

10

である．

図3に同じ．ただしcase4の場合．
Same

as

Fig．3butである．下降流の最大値は0．11m／s

fos

case4．

温位場の状態をみると（図12参照），地表近辺における低温域の拡大がみられる．7＝0において温位が301呪の高度は，＝0分のときは011kmより下層であったが，≠＝20分には高度0．2kmとO．3kmの間へと移動し，以後は変化していない．
一方地表周辺においては低温域は時間が経つにつれて中心より遠方へと広がっている．2＝0

で温位が301呪である地点は，チ＝O分のとき7＝4kmであったが，＝20分では7＝4．5km，オ＝40分では7＝5．75km，左：60分では7＝7kmと中心より遠のいている．またクロ
スオーバーと類似の現象がみられる．つまりz＝O．5km周辺の温位は，地表の低温域の上層における方がその周辺，特に上昇流が生じている領域の値より高くなっている．

中心部に低温域が存在して局地循環が引き起こされたときは，局地循環の水平スケールの時間変化は顕著であるが，〃やωの最大値とか温位場の時間変化は，高温域によるときと比してノ」・さい．

4．

対流雲の発達にとっての状態

高温域が大気成層を変質させて行く過程において，case2では対流雲が形成され，・ase3では形成された対流雲が良く発達した．このことからも地表における高温域が対流雲の発達に都合の良い大気成層を作り出していると考えられるが，その程度はどれほどであろうか．

この節では，case1と同じ初期条件が引き起こした大気状態についてこの点を調べる．方法

として，ある時間に，中心域O≦κ≦2kmで高度1km≦z≦3kmの領域に湿度100％，周囲大気との気温差が（19）式で表わされる初期じょう乱を与えたとき，最終的にどれだけ発

一75一

国立防災科学技術セソター研究報告第22号

1979年10月

達するかを見る．

〃＝o．2（1−72／22）｛1一（z−2）2｝（19）

対流雲の発達を調べるのに適するように，境界の上1眼を10kmにする．このため，計算機の容量などの制限により第3節で100mとした鉛直方向の格子間隔ルをこの節では200mとする．そこで，この節ではル＝100mとしたときとル＝200mとしたときとで，高温域が大気成層を変質させていく過程にどのような差異が生じるかをまず調べておく．調ぺるケースの初期条件はcase1と同一で，これをcase1oとする．
（1）
O．6」zが異なる場合の比較．oa5elO．…

＼

1caSe1ε0．3

叱う・瑳。．。

事

図13case1O（ル＝0．2km）と

、ミ、
、ミ、
、
、

case1（42＝0．1km）とでの7＝0における上昇速
度の1時間変化．
Fig．13

、、、一

0

20

1＝40

40

t｛min〕

60

Time

var1ations
cal・一■■1昴

ofve1ocity

verにi一
at

z

of

7＝0

1。。。。。10。。d。。。。1．

ルを100mとしたcase1と200mとしたcase

一＝60

10の，中心軸における上昇速度の時間変化を図13
εに，6＝40分と60分における〃の分布を図14

N
W｛m

0．5
S〕

W〔wls〕O．5

姜Olし＿虻＿＿に示す．ま＝20分以前に明瞭な差異は生じていない

ことが図13から分かる．各高度における最大値はcase1の方が大きく，時間に対する変化はcase1の方が大きくなっている．図14の空間分布からも同様なことが言える．つまり，各高度における最大値はcase1の方が大きく，周辺ではcase10の方が大きな値となっている．鉛直方向の格子間隔が短いcase1の方がcase10よりも時間的・空間的に
図14

case10（実練）とcase1（破線）とでのま＝40分（左図）と ＝60分（右図）における上昇速度の水平分布（下段）と7＝0における鉛直分布（上段図）．
Fig．14 Horizontal pro冊es（1ower）andvertica1

p1＝o冊es（upPer）

verticalvelocヨtyat（1eft）

andminutesminutes（right）in（solid（broken

of

＝40

f＝60

case10li・e・）and…e1
lines）．

激しい変化をしていることが分かる．一方，オ＝60分

頃までcase1で〃＞Oの領域はcase1Oでもほぼ〃＞0となっている．また地表の高温域が弓1き起
こした対流の到達高度もほぼ同じで，局地循環の型については顕著な差異は生じていない．

図15に2＝40分と60分における温位の分布を示す．温位は全体的にcase1Oの方がcase1より荷くなっている．

＝40分での差の最大は地表7＝1〜2kmでの0．12呪，左＝60分では地表7＝1km周

一76一

地表の高温域による大気成層の変質とそれが対流雲の発達に及ぽす影響一数値実験一米谷

辺でのO．18呪である．なおま＝20分にも差異は

t＝60

こ3Dl．5…。。1生じているが，温位差は高々O．05呪である．温位

2

300．5

場の型も速度場と同様case1とcase10とで本質．国

τ300・5、一Φ

的な差は生じていない．例えば，τ＝40分では地表

一300．ヨ◎ユ300

周辺γ≦4kmで両ケースとも高温域となっており，
一1

z＝O．6kmとO．8kmでは7≦4kmで低温域となっO＾301，5

】301
ξ

ている．

2。。α。

以上のことからも理解されるように，case10と扁一箏300−5
I＝

CaSe1とで局地循環の定性的な特徴に差異は生じて

Φ

一ヨoo

o

o．

0

4

r｛krn〕

812も，深さ1km内外の局地循環の特徴を正しくシミ

図15case10（実線）とca・e1（破線）とでのチ＝40分と左＝60分における温位の水平分布．
Fig．15

Horizonta1promesof

aけ＝40mimtes（lower）

チ：60

minutescase10（solidlines）

and（upPer）in

and

case

1

（brokenュレイトしていると考えられる．

（2）対流雲の発達結果

potential

temperatureいない．」2＝200mとやや大きな格子間隔を用いて

case1Oのある時間における大気状態に対流雲の初期じょう乱を与え，その後の発達をシミュレイト

1ines）．

した．対流雲の発達程度をここでは7＝O，z＝Oにおける降水■量で示した．

case1Oの初期状態は，高度1kmで気温が20℃，高度1kmより下屑での気温減率が7．c／kmであるが，z＝o7≦；4．25kmの領域では気温が高くなっており，グ＝oでは周囲の気温より1℃だけ高い28℃であった．2＝0における気温分布だけをcase10と変えて一様とし，その値をcase10の7＝0における値と同じ28℃としたときで，対流雲の初期じょう乱を与えた場合をcase11とする．case10の初期状態に対流雲の初期じよう舌Lを与えた場合をcase1O−0，局地循環が生じているτ＝20分の状態に対流雲の初期じょう乱を与えた場合をcase10−2，＝40分の状態に対流雲の初期じょう乱を与えた場合をcase1O−4，f＝60分の状態に初期じよう乱を与えた場合をcase1O−6とする．

それぞれの場合の，初期状態の地表における7＝0と7＝4．25kmとの気温差，および初期じょう乱が発達し消滅する間にz＝0κ：0にもたらされた降水量を表1に示す．地表の気温を一様に28℃としたcase11では2．5mmの降水があった．一方，高温域の中心だけが28℃であったcase1O−0では2．7mmで，case11よりわずかであるが多い．case11
表1初期状態の地表での7＝0と7＝4．25kmとの気温差∬，
および7＝02＝0における総降水量．
11CaSe
1τ（oC）

総降水量（mm）

O

2．5

10−0

10−2

10−4

！0−6

ユ．0

1．0

0．9

0．9

2・7

3・6

6・7

7・7

一77一

国立防災科学技術セソター研究報告第22号

1979年10月とc・se10−Oの静的安定度を単純に比較するとcase1O−Oの方が安定である．しかしながら
地上気温が不均一であったcase10−Oでは，水平方向の運動が生じやすい状態であるので，静的安定度から期待される以上の降水がもたらされた．

case1O−2でもたらされた降水量は3．6mmでcase1O−OのときよりO．9mmだけ多いにすぎない．しかし・ase1O−4では6．7mmとcase10−0のときの2．5倍に，case10−6
では7．7mmとcase10−Oのときの3倍近くに達している．地表における高温域が時間とともに対流雲の発達しやすい状態を作り出しているが，case10−2とcase1O−4とで降水量の差が著しい．ところで地表の高温域がもたらした局地循環は，case1の結果で示したように（図4参照），オ＝20分までは初期条件として与えた大気成層の不安定を解消する過程が卓越している．したがって，安定成層における地表の高温域が変質させた大気成層としては，

τ＝30分もしくは40分以降の状態が適したものと考えられる．

地表の気温差の最大が1．5℃としたcase2に対応する場合の結果を表2に示す．この場

合は積雲が形成されたが，このことは無視してcase1Oと同様に取り扱った．caseの番号の付け方はcase10のときと同様で，例えばcase20−4とは局地循環により変質している
表2初期状態の地表での7＝0と7＝4・25kmとの気
温差〃，および7＝02＝Oにおける総降水量．
20−0

20−2

1τ（oC）

1．5

1．4

！．4

1．0

総降水量（mm）

2．7

6，7

15，4

13．4

CaSe

20−4

20−6

＝40分の状態に対流雲の初期じよう舌Lを与えた場合である．この場合もcase20−4以降と以前とでは総降水量の変化の様子が違っている．初期状態の高温域と周辺との気温差はCaSe

20−6でcase20−4よりも小さくなっていて，それに対応して降水量も少なくなっている．

caee20−0の降水量，これはcase10−Oと同じ値であるが，と比較して，case20−4は5倍
以ヒ，case20−6はほぼ5倍の降水量がもたらされており，case10の場合よりも差は一層明瞭になっている．

次に，中心部を低温域としたcase40についての結果を表3に示す．・ase40の大気成層

はcase4と同じで，またcaseの番号のつけ方もcase10，case20の場合と同様である．
表3γ＝02＝0にもたらされた総降水量．
CaSe

40−0

40−2

40−4

40−6

総降水量（mm）

4．0

3．9

3．4

3．4

case40−2とcase40−4との間で降水量は不連続白勺に変化している．地表の高温域による場合と同じように，低温域が引き起こした大気成層は，

一78一＝20分までと＝40分以降とでは

地表の高温域による大気成層の変質とそれが対流雲の発達に及ぽす影響一数値実験一米谷

質的に異なっていると考えられる．ところで，表1で示したcase1Oの一連の数値実験の結果と比較すると，case40−0〜case40−6の降水量の変化は小さい．低温域が存在する場合，形成された局地循環によって大気成層は対流雲の発達にとって好ましくない状態へと変質している．しかしその程度は高温域による場合ほど顕著ではない．これは，case4の解析で示されたように（図12参照）温位場等の時間変化が小さいことに対応していよう．
5・

まとめと考察郊外より都市域で降水量が多くなることを説明する1因として，都市域のヒートアイラソ
ド現象が挙げられている．本報告では，高温域の存在による大気成層の変質と対流雲の形成や活動との関係について数値実験の手法により調べた．数値実験は大きく二つに分けることができる．一つは地表気温の不均一がもたらす局地循環と対流雲の形成に関するものである．

他の一つは局地循環により変質した大気成層が積雲対流の活動に及ぼす影響を調べるものである．

初期条件として地表に高温域を与えると，早い時期に混合層が形成された．局地循環の及ぶ高度は，温位が地表の温位と等しい高度より上屑になる．時間がたつにつれ，高温域における地表の気温は徐々に低下した．したがって混合層も薄くなり局地循環の及ぶ高度も低くなった．ヒートアイラソドの温度場の特徴の一つにク1コスオーバーがある．この現象は高温域上層での安定層中への慣性による気塊の侵入と粘性によって説明されている．これに加えて，高温域外での安定層において補償的な下降流による昇温の効果もあることが示された．

高温域と周囲大気との地表気温差の大小は局地循環の様相を変えた．局地循環の及ぶ高度で言えば，例えば＝20分における〃＝0・1m／sとなる上層側の高度はcase1では，0．8

km，case2では1・0kmと1．1kmの間，case3では1．2kmと差異が生じた．個々の気塊について見れば，図5，図8，図11の水蒸気量の時間変化から理解されるように，気温差が大きいほど上層まで到達することができる．ところで，ヒートアイラ：■ドによって生じる対流の性質を定常状態の場合について調べた結果によると（木村他，1975；Kimu・a，1975），

局地循環の及ぶ高度は周囲大気と高温域との気温差にあまり依存しないことが示されている．ここでの結果は上記の結果と一致しているとは言い難い．これは一般場の大気の安定度の相異が一因であると考えられる．つまり，ここで取り扱ったように不安定に近い安定成層

では，運動エネルギーが異なる気塊の到達高度の差異は，より安定な成層中における到達高度の差異より大きくなる．

地表での高温域が変質せしめた大気成層は，系が全ての物理量に対して閉じているという境界条件で熱の出入はなかったにもかかわらず，高温域で対流雲が非常に発達しやすい状態となった．これはただ単に地表の気温が高いために大気成層の安定が悪くなっているということではない．中心部下層における水蒸気量の集積と混合層の形成とが対流雲の発達に大き一79一

国立防災科学技術セソター研究報告第22号

1979年10月

く影響していることを示している．

局地循環のおよんだ高度は高々1kmであり，中心域の高度1km周辺は発散場になっていた．速度場の状態が対流雲の発達に及ぼす影響は，対流雲の雲底高度を1kmとしたから，収束域における対流雲の発達を理論的に調べるときに取り扱われているように，（たとえばKitade，1972；AsaiandNakasuji，1977），雲中の上昇流が局地循環による上昇流分だけ増すという単純なモデルでは説明できない．

地表で高温域または低温域が形成されているとき，これに伴う局地循環が生じていて，上層の状態も高温域または低温域とその周辺とで異なっている．上層で変質が生じていないとする仮想的な場合と比較して，局地循環は大気成層を次のように変質していることが，CaSe

1O，case20およびcase40の一連の数値実験から分かる．（1）高温域では対流雲の発達にとってかなり好都合な大気成層になっている．（2）低温域では，その程度は高温域の場合ほどではないが，対流雲の発達しにくい成層になっている．このことより，高温域ではその周辺より対流雲の発達にとってより好ましい大気成層が形成されていると考えられる．結局，

ヒートアイラソドが生じている都市が，対流雲を引き起こすひき金の役をする可能性は充分にある．また，対流雲を形成するまでにはいたらなくても，ヒートアイラソドに伴う局地循

環が，都市が無かった場合または郊外と比較して，対流雲の発達により好ましい状態へと大気を変質していることはほぼ間違い無いと考えられる．ただしその程度については，case1Oとcase20の一連の数値実験から分るように，条件の相異によってかなり変動することが予想される．この点に関して，高温域の大きさや気温差の違い，一般風の影響については今後の課題としたい．

数値実験は，第4研究部のご協力を得て，当セソターのACOS−600を用いて行なった．
メモリー量は41kwであった．記して謝意を表します．

参考文献
1）

Asai，T．ana

ditionany

I．Nakasuji（1977）：

unstableOnthepreferred

mode

of

cllmulus

convection

in

a

con−

atmosphere．∫M物or．306．Jψ伽，55，ユ51＿！67．

2）Atkins㎝，B．W．（1971）：The

e肝ect

of

an

urban

area㎝theprecipitation

from

a

movi㎎

weatheranoma1y−factor丘ction．B〃〃．A〃κブ。

Laagain：A

newanoma11yP

of

heat

is1andcasesofthunderstorm．∫λ〃1．M肋oブ．，10，47＿55．
3）

Changnon，S．A．Jr．（1968）：

The

La

Porte

ハ4セエ60ザ．8oc．49，4−11．

4）Changnon，S．A．Jr．and

F．A．Huff（1977）：Porte

月〃〃．λ閉6r．

ル伽τビor．8oc．，58．1069−1072．

5）

Delage，Y・and

1二α＝y3r

6）

by
7）

P・A．Taylor（！970）1

Hamack，R・P．and

theNumerical

studiescirculations・Bo〃ηゐび・！、4；εfθoブ．，1，201−226．

metropolitan

Huff，F．A．and

H．E．Landsberg（1975）：

area

of

Selected

convective

precipitation

causedWashi㎎ton，D．C．∫助μ．M油oブ．，14．1050−1060．

J．L．Voge1（1978）：Urban，toporgraphic

−80一

and

diumaleHectsonrainfa1l

inthe地表の高温域による大気成層の変質とそれが対流雲の発達に及ぼす影響
St．Louis
8︶
9︶

10）

Japan

region．

数値実験一米谷J．ノψψ1．Mθ加01．．17，565＿577．

Meteorological

Agency（1978）：Aerologica1Data

of

Japan

July1977，42−43．

科学技術庁資源調査会（1976）：我が国におけるエネルギー消費と気象に関する調査報告．57−63．
Khemani，L．T．and

B．V．R．Murty（1973）＝Ra1nfall

variations

in

an

urban

industrial

region．

∫．助μ．M伽oブ．，12，187−194．
11）

菊地弘明（1974）都市気候の調査
26，

12）

札幌市における人口の増加と都市温度との関係研究時報，

417−423．

Kimura，R．（1975）：

Dymmicsofsteadyconvections

over

heat

and

cool

islands．

．1．ルτ〃ω1I．

30c．Jαクα〃，53，440＿457．
13）

木村竜治・三沢信彦・坂上治郎・国井利泰（1975）：都市のヒートアイラソド効果に伴う対流の特性について．天気．22，186−196．

14）

Kita（1e，T．（1972）：

motion．J．〃；θ〃01
15）

On

the

convectioninaconditiomlly

undtable

atmosphere

with

mean

vertical．8oo．Jαク伽，50，243＿258．

Landsberg，H．E．（1957）：

Reviewofclimatology，1951＿1955．Mθ〃oroZo虹ωZ

Moηog閉クん，3，

An

a

1＿43．

16）

Lowery，W・P・and

F．Proba1d（1978）l

precipitation

amounts1n

17）

Ogura，Y，and

N1A．Phillips（1962）：

Centralattempt

todetectthee肝ectsofsteel

works㎝

Hungary．ノ、A〃Z．M砿ωブ．，17，964＿975．

Scaleanalysis

of

deep

and

sha1low

convection

in

the

atmosphere．∫．Af1〃03．8d．，19，173＿179．
18）

Principal

investigatorsofproject

METROMEX（1976）：METROMEX

update．肋〃．A〃ぴ．

Mθτθ01・．3oc．，57，304−308．
19）

Schickedanz，P．T．（1974）＝

Inadvertent

rain

modi行cationasindicatedbysurfaceraince11s．．1．

助μ一M肋or．，13，891−900．
20）吉野正敏（1977）：敏都市気候の分布の実態3．降水量，気象研究ノート，133，44−47．
（1979年6月9目

一81一

原稿受理）