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神戸大集中講義-高薮P2

神戸大集中講義 2012 Part 2担当 高薮縁 （東大大気海洋研究所）「熱帯の気候形成： 対流」• Mesoscale Convective Systems– レーダー観測– MCSの構造– MCSが環境場に与える効果

メソスケールシステムの観測
Synoptic Scale (総観規模）： ＞2000km
Ｍｅｓｏｓｃａｌｅ（メソスケール）： 2-2000km
メソαスケール 200-2000km
メソβスケール 20-200km
メソγスケール 2-20km
Convective Scale (対流スケール）：0.2-2km
Orlanski (1975)

Radar観測：対流スケールの分解能でメソスケールの広がりを捉えるのに適している。

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神戸大集中講義-高薮P2レーダー観測Radar Meteorology‘Mesoscale coverage and convective-scale resolution’• rangereflectivity
velocity component+ polarization

Noncoherent/conventional radarDoppler radar (target veolcity)
Polarimetric/multiple-polarization radar(target shape or orientation)• 波長：1-30cm 短波長ほど感度は高いが減衰がきつい
10cm(S-band)：降雨減衰が除ける最短波長~8mのパラボラアンテナが必要
5cm (C-band)，3cm (X-band): shipborne
2cm(Ku-band): satellite borne: TRMM 13.6GHz
1cm(Ka-band): satellite borne (solid phase): GPM 35.55GHz
1-8mm: 雲レーダー• スキャンタイム：2-10min• 観測レンジ： 200-400km， 定量的議論は100-200km2

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神戸大集中講義-高薮P2観測される値：時間平均(~0.01-0.1sec)パワー: radar reflectivity per unit volume of airrはレンジr   

: 一つの粒子の有効後方散乱断面積

粒子直径 D < 0.1λなので、Rayleigh散乱理論が適用できる|K|2は複素屈折率の関数で物質の特性に依存
liquid water: 0.92, ice: 0.197

レーダー反射因子：radar reflectivity factor Z : これが求められたら苦労しない

実際には散乱粒子は様々な物質で構成される： liquid, ice, melting ice, insects,…

|K|2 の値を確実に決める手段がない。
 そこで通常、Z （レーダー反射因子）の代わりに等価レーダー反射因子： equivalent radar reflectivity factor: Ze を用いる。

注意：D6で表現されるのはZであり、物理的にはZeはZに変換しなければ意味を持たない。Iceとわかっていれば、0.93/0.197を乗ずればよい。しかし、反射粒子の物質特性を完全に把握できないので、レーダーデータは通常Zeのまま用いる。

デシベル値で現すことが多い
典型的には ~-30-0: marginally detectable~0-10: drizzle, very light rain, light snow
~10-30: moderate rain, heavier snow
~30-45: melting snow
~30-60: moderate to heavy rain~60-70 or more: hail3

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神戸大集中講義-高薮P2

降水量推定法経験的にある限られた状況ではlogZ vs. logR, logZ vs. logρｑｒは線形関係にあるから=
 しかし結局ZeをZに変換しなければならず、不確実性が大きい。

特徴的なレーダーエコー

地上に落ちるまでに1-3時間：雨滴の成長に時間がある。deposition: 沈着, aggregation: 凝集

層状雨
Stratiform rain
Precipitation process in which verticalmotion is small compared to the fallveolcity of ice crystals and snoww  V iceUpward velocity normally does notexceed a few tens of cms per second

V ice ~ 1  3ms  1

対流雨
Convective rain
W ~ 1-10m/s > ViceOften rain reaches the ground within ½
hours of cloud formation
Accretion of liq. Water
衝突併合

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神戸大集中講義-高薮P2Bright Band雲クラスター5

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神戸大集中講義-高薮P2

Cloud Cluster

Accumulated Frequency
Distribution (IR)208Kの閾値で50,000km2を超えるシステ
ムは数で１％だが、総雲域の40％を占める。雲と降水との関係から総降雨量に対する貢献も40％程度と見積もられる。
For cloud clusters defined with 208K
threshold, ones with area > 50,000km2
account for only 1% in numbers, but for 40%
in total cloud area. Statistical relationsuggests that these gigantic systems also
account for 40% in precipitation amount.

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神戸大集中講義-高薮P2

MCSの構造熱帯海上の雲クラスターの概念図7

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神戸大集中講義-高薮P2

MCSの特徴的な構造 (レーダー）対流雨域：強く鉛直に伸びたコアで形成されている。
層状雨域：比較的一様で弱い雨、一部は衰退した古い対流セルから、一部は広く傾いたメソスケールの層状の上昇によって形成されている。

Precipitation structure of a squall line sysytem

GATE

スコールラインシステムの降雨構造

Bright band(Houze 1977)

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神戸大集中講義-高薮P2

5 degrees longitude

Squall line のleading edge
Propagation spd: ~50km/hr(Houze 1977)

Radar
MCSの降雨域のライフサイクル
Schematic of the life cycle of the
precipitation of a mesoscaleconvective system(Leary and Houze 1979)9

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神戸大集中講義-高薮P2

最初の数時間は対流が繰り返し立つがまだ組織化されない。降水に伴う下層の冷気プールが強まると、傾いたメソスケールの循環が発達しスコールラインシステムが出来上がってくる。

Radar& IR

前方に新しい対流雲群が形成され、最初の対流雲群の残骸が厚い乱層雲となるanvil shield
Mature stage: 5-10hr(Leary and Houze 1979)

Schematic

GATE squall line

Leary and Houze 1979b10

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神戸大集中講義-高薮P2

MCSの降雨機構③凝集しながら0℃高度に落ちてくるまでに大きな雪になる②層状性の弱い上昇域を落ちながら①対流性の強い上昇流の中でDeposition: 昇華凝結：氷晶核上への水蒸気の昇華凝結
Riming :着氷： 衝突した過冷却雲粒が凍結して雪片を成長させる
Aggregation: 凝集： 氷粒子が別の氷粒子を集めて成長する(Houze 1989)

MCSの鉛直流とレーダー反射因子コンポジット構造

Doppler radar による鉛直風とレーダー反射因子の観測(Biggerstaff and Houze 1993)11

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神戸大集中講義-高薮P2Dual Dopplerレーダー観測
1985年6月11日Kansas
squall line

上層ダウンドラフト：アップド
ラフトの両側に下向きの気圧傾度で生成される。

対流域

上昇流のピークは後方に向かって徐々に高度が上がる。対流域の強いダウンドラフトセルも観測される。
下層ダウンドラフト：激しい降水に伴って生成される。Cold pool を形成する。

(Houze 1989)

Gust Front

p*は周囲の静水圧平衡からのずれ
Gust frontと共に動く座標系、定常を仮定
h
重力流の深さh、密度ρ0＋∆ρ

p+p*
pp* =gh∆ρ

重力流のスピード：密度差と深さで決まる
水の蒸発を伴うダウンドラフト→cold pool を生成(Houze, 1993)12

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神戸大集中講義-高薮P2メソスケールの高低気圧構造
融解層の上下に生じるメソスケー
ルに広がったhighとlow

対流加熱の下Hydrostatic low

warm

cold
Wake low
乾燥して下降するリアインフローによる気温上昇

Hydrostatic gustfront high

→層状雨域のすぐ後方にsfc lowを生じる。

Radar & Air Craft

中上層の補償
下降流によって生成される
surface low(Houze et al. 1989)

中層での、図右から左への気圧降下が、層として傾斜して持ち上がる空気の流れを維持している。
(Moncrieff 1992)

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神戸大集中講義-高薮P2

MCSの相対的な流れ
リアインフローの上方の斜め上向きの流れは、対流から降る氷粒子を後方に運ぶ

下降する後方からの流入：
層状域の０℃レベルのすぐ上から入り、BB、融解層を通過して下降、最後に対流域の後方下層に入り込み対流を促進する。流入の強さはケースにより異なる。

Radar & Air Craft

Mature~old cells の強雨の中では、下層の対流スケールのダウンドラフトがガストフロントの後方からシステムの後方に向かって境界層内を広がる。

強い上昇流とその後方
中上層のダウンドラフト

Stream line: ガストフロント近くの境界層から出発し、対流域を通過して後方の層状域の中上層にゆっくり上昇しながら入っていく(Houze et al. 1989)

Air Craft

Crossover(Zipser 1977)

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神戸大集中講義-高薮P2

Zipser, Meitin, and LeMone, 1981

Airborne
Doppler Radar
TOGA COARE
33 dual-Doppler Radar
analyses from 25 different
MCS + countless single
Doppler sweeps from verticallyscanning Doppler radars• 上昇域はほとんど必ず傾斜した層状の上昇であり、明らかにダウンドラフトから形成されたcold poolの上に乗り上げる流れであった。
• 傾斜した上昇流の層の厚さは、0.5-4.5kmの範囲であり、大気境界層より明白に厚かった。
(Kingsmill and Houze 1999)15

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神戸大集中講義-高薮P2

マルチセルストーム（Browning et al. 1976)

Yang and Houze (1995a)

マルチセルMCSの重力波構造の概念図 （モデル）

Yang and Houze (1995a)

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神戸大集中講義-高薮P2

スコールラインの環境場と層状域の大気成層構造

Squall lineの環境場
層状域の観測(Zipser 1977)

スコールライン通過後に特徴的な大気成層構造
Characteristic
soundings in postsquall regions(Zipser 1977)

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神戸大集中講義-高薮P2

Radiosonde
Temperature
perturbations

Wake Low
乾燥して下降するリアインフローによる気温上昇→層状雨域のすぐ後方にsfc lowを生じる。

Water vapor
mixing-ratio
perturbations

Strong adiabatic
warming associatedwith the subsiding
rear inflow is found
immediately to therear of the strat.
precip.
→ strong positivetemperature
maximum at low
levelsSchematic
Wake Low
Johnson and Hamilton, 1988
Oklahoma-Kansas PRESTORM
experimentarrows(a) system relative sfc winds(b) Ground relative sfc winds

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神戸大集中講義-高薮P2

Mesoscale Convective Vortex (MCV)MCSに伴う中層渦

実際には、リアインフ
ローはMCVに回り込んで行くものもある。

MCV and rear inflow
Mesoscalebandpass
filtered 650hPa
winds

（注意）
層状域は定量的にもほぼよいが、対流域の現象はこのBPFでは抽出できない。
Convective
region of thesquall line

Stratiform
regionMCV(Gamache and Houze 1985)

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神戸大集中講義-高薮P2

リアインフローは、対称的なシステム(a)の風の変化に伴うものの場合と非対称なシステム（ｂ）の中層のメソスケール渦の一部である場合とがある。
(Houze et al. 1989,1990)

MCVが残る

MCVが残る20

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神戸大集中講義-高薮P2

環境場に与える効果
１．潜熱加熱(Biggerstaff and Houze 1991a)

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神戸大集中講義-高薮P2

MCSに伴う潜熱加熱(Schumacher et al. 2004)

Radar~24hr

Typically, stratiform rain contributes 20-50% to the total
precipitation in the total life cycle of MCS.

(Houze 1977)

In this case, the stratiform rain accounted for about 40%

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神戸大集中講義-高薮P2

Simulation

シミュレートされたスコールラインは時空間ともにサイズがやや小さいが感じはよく出ている。
Stratiform rain ~37%

(Tao and Simpson 1989)

Stratiform Rain Ratio(Schumacher and Houze, 2003)23

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神戸大集中講義-高薮P2TRMM SLH Q1-QR
20N-20S
Ocean

ALL 98-07
Land

Altitudes (km)Shallow-mode contribution~46.7 % for the average tropicaloceans, ~23.7 % over tropical land.
Total
~8km

Organized

Stratiform~5km

Convective~2km：
warm rain
RTH~4km
K/day(Takayabu et al.
)

Responses to deep and shallow
heatingDeep HeatingShallow HeatingShallow (congestus) heating is more effective than deep heating for the lowlevel moisture convergence (Wu 2003)24

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神戸大集中講義-高薮P2(Nicholls et al. 1991b)

環境場に与える効果
２．大気層のOVER TURNING

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神戸大集中講義-高薮P2Simulation
応答問題

Convective line域の非断熱加熱を2hr平均↓
Forcing として与えた

重力波応答として3kmの厚さのインフローが対流域に入って上昇し、中上層で出て行く流れが再現された。

(Pandya and Durran 1996)

Simulation

インフローの厚さがやや厚い（3-6km)が、ほぼPandya and Durran 1996と同じ結果(Fovell 2002)26

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神戸大集中講義-高薮P2

Simulation(Mechem et al. 2002)

Airborne
Doppler Radar
TOGA COARE
33 dual-Doppler Radar
analyses from 25 different
MCS + countless single
Doppler sweeps from verticallyscanning Doppler radars• 上昇域はほとんど必ず傾斜した層状の上昇であり、明らかにダウンドラフトから形成されたcold poolの上に乗り上げる流れであった。
• 傾斜した上昇流の層の厚さは、0.5-4.5kmの範囲であり、大気境界層より明白に厚かった。
(Kingsmill and Houze 1999)27

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神戸大集中講義-高薮P2

環境場に与える効果
３．運動量輸送

背景CMT（対流による運動量輸送）について

背景東西風uの tendency

1   uu   uv   uw 1  pu)
 (
 f vFt
yz
 x
 x
u, v, w を（ u  u  u  ） のように背景場と擾乱項に置き換えて移流項を整理（移流項） 

1   u u   u v   u w   u u    u v   u w()yzxyz
 x青：背景場による移流

茶：水平の擾乱項の相関の効果 ・・・通常小さい(Arakawa and Shubert 1974, Wu 1994)

赤：水平と鉛直の擾乱項の相関による効果 ≒ CMTの効果
Miyakawa 2010, 学位論文28

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神戸大集中講義-高薮P2

CMT（対流による運動量輸送）の要点

背景u0zu w  0u w  0

背景風 u(Moncrieff ,1992)

1   uw
 ()
z

u w

u
0z

は背景場の水平風u の時間変化に寄与する。の場合、運動量輸送が水平風の鉛直シアを強める方向に働く。
→ up gradient
Miyakawa 2010, 学位論文

LeMone 198329

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神戸大集中講義-高薮P2

スコールライン型のMCSの運動量収支30神戸大集中講義-高薮P2

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