京都大学防災研究所年報 第 59 号 B 平成 28 年 6 月
Annuals of Disas. Prev. Res. Inst., Kyoto Univ., No. 59 B, 2016

豪雨の「種」を捉えるための都市気象 LES モデルの開発と積雲の生成に関する研究
Basic Development of Urban Meteorological Model Based on Large-Eddy Simulation for Investigation on
Convection Genesis

山口弘誠・高見和弥(1)・井上実・須崎純一(2)・相馬一義(3)・中北英一
Kosei YAMAGUCHI, Kazuya TAKAMI(1), Minoru INOUE, Junichi SUSAKI(2),
Kazuyoshi SOUMA(3),and Eiichi NAKAKITA(1) 公益財団法人鉄道総合技術研究所(2) 京都大学大学院工学研究科(3) 山梨大学(1) Railway Technical Research Institute, Tokyo, Japan(2) Graduate School of Engineering, Kyoto University, Japan(2) Yamanashi University, Yamanashi, Japan

Synopsis
Localized torrential rainfall disasters in rainy season is called as “Guerrilla-heavy-rainfall disasters” inJapanese media. This kind of rainfall disaster is caused by single or multi isolated cumulonimbus clouds
that grow rapidly within one hour since its generation. Nakakita et al. (2014) found that it is important
to detect the clouds at its “baby-cell” stage earlier using X-band weather radar, and to predict the risk ofdisaster by vertical vorticity in a cumulonimbus cloud at its developing stage. However, the radar cannot
detect the “convection genesis”, i.e. air motion of thermal without precipitation particles. This trigger ofgenerating baby-cell is concerned to be much affected by urban area. So the purpose of this study is todevelop an urban meteorological model based on large-eddy simulation (LES) intended to clarify theconvection genesis.
キーワード: ゲリラ豪雨，LES,

ヒートアイランド

Keywords: Guerrilla-heavy-rainfall, LES, heat island

1.

研究の背景と目的

1.1― 256 ―

研究の背景

近年局地的豪雨（ゲリラ豪雨）はその時間・空間スケ

えられている渦の生成，発達の仕方やその影響の詳しい

ールの小ささが予測を困難にすることから都市に重大なメカニズムについても依然未解明である．この観測，モ

被害をもたらしている．特に数 10 分から 1 時間の間に

デルのどちらにおいても知見の少ない豪雨のタマゴの起発生，急激に発達し地上に被害をもたらす時間スケール

源に関して，本研究では豪雨の「種」と呼びその解明をの小ささは，避難，対策が間に合わず被害を発生させる目的とする．

大きな要因となっている．2008 年の都賀川豪雨では短

この豪雨の「種」に関して都市の影響がしばしば指摘

時間で河川が急激に増水し，人命が失われる悲惨な事故されている．大気が潜在的に不安定な時に何らかのきっとなった．ゲリラ豪雨をもたらす孤立的に発達する積乱かけで上昇気流が生起すると強い浮力が働いて上昇気流

雲は，台風や前線による集中豪雨のものと異なり気象モの加速が引き起こされる．このきっかけとして都市の影

デルによる予測が難しい．この時間・空間スケールの小響が大きく寄与するとされている．藤部（2004）は都市

さい豪雨の予測に対し，中北ら（2013）は豪雨をもたらの降水に影響する因子として以下の点を挙げている．

す積乱雲の発達過程のうち気象レーダによって発見でき（1）地上の高温に伴う静的安定度の減少

る最早単位を豪雨のタマゴと呼び，国土交通省が 2010

（2）局地循環（ヒートアイランド循環）による地上風

年から導入している XRAIN（X バンド偏波レーダネッの収束

トワーク網）を用いて豪雨をもたらす積乱雲の早期探知（3）大気汚染に伴う凝結核の増加を試みてきた．孤立積乱雲の一生は大きく分けて発達（4）地表面摩擦の増加による強制上昇
このうち対流性の強い豪雨に関してはヒートアイラン

期，成熟期，衰退期の 3 つに分類され，発生から 30 分
ほどで成熟期となり地上に豪雨をもたらす（Figure1）．

ドの影響を重視し，（2）の収束の効果が注目されている．ヒートアイランド循環は，ヒートアイランドによってもたらされる都市内外の気圧差で生じる海陸風に似た局地循環であり，郊外から都市へ収束する風を伴う．この収束風によって都市周囲の水蒸気が汲み上げられ，また（1）によって郊外より発達した混合層が下層の水蒸
気の多い空気を上空まで持ち上げ積雲発達のトリガーとなることが予想される．また，上に挙げた都市の大きなスケールの効果に加え小さなスケールの効果，都市の建物や熱の分布のムラによる乱れの効果も降水に対する影響として考慮すべき要因である．神田ら（2014）は東京

Figure1 The growth of isolated culmuloninbus

を対象として 4 重ネストグリッドを用いた（最小格子サ

cloud （白石，2009）

イズは 300m）メソスケールモデルによる計算に，都市ゲリラ豪雨の被害を減らすためには，発生から地上にキャノピーモデル，ゼロ面変位，人工排熱を考慮するこ

降雨がもたらされるこの短い時間の間に 5 分，10 分でとで都市によるメソ前線の遅延効果を示している．このも早く積乱雲の発生を探知し，危険性を評価することが遅延効果として，メソ前線の進行が都市域で停滞し，運至上の命題となると考え，中北らは豪雨のタマゴに対し動量・熱が滞留する滞留効果と，水平流が都市域で分てドップラー風速から得られる渦度の関係に着目するこ流・迂回し風下で再収束と上昇流を生み出す障壁効果をとで早期に危険性を予測する手法を開発した（中北ら，挙げている．このように通常の数 km 解像度の計算では

2013）
．

現れない，高解像度で建物高さを考慮することで初めてさて，ゲリラ豪雨の予測に関して，これまで気象レー示される都市の小スケールの効果も，都市の降水に対す

ダやビデオゾンデなどを用いた積乱雲発生後に雲中の上る影響を議論する上で欠かすことができないものであ

空で降水粒子が生成される段階である豪雨のタマゴ，まる．

たタマゴからの成長時に焦点をあてた研究・観測が行わ

豪雨の「種」となる現象は観測においても依然未解明れてきた．その研究の新たなステージとして，積乱雲のな部分が多い．例えば都市内のフラックスの観測に関し発生する前の段階，タマゴの起源について新たな着眼点ては，都市域では建物群による乱れが高高度に及ぶこととなっている．しかし，雲粒を伴わない水蒸気から雲のや，建物群によって固定化された流れの存在によって計発生に至るプロセス，またその水蒸気を持ち上げる上昇

測値に大きな偏りが生じることで，観測に多くの制約が流は上で述べたようにレーダではとらえることができなあり都市キャノピーを代表する値を観測することが難しい現象である．また，積乱雲の発達に影響していると考くなっている．また，積乱雲の発生初期では湿った空気― 257 ―

が上昇し凝結することで雲粒になるが，この出来たばか

程式は非圧縮形のものを用いている．このことから積雲りの雲粒や，さらに前の段階である都市の熱による上昇の生成や降水といった境界層上部や境界層を超えて起こ流が上空に水蒸気を運んでいく過程などは気象レーダでる深いスケールの現象を扱うには適さない．

は捉えることができない現象である．豪雨の「種」に対上述の 2 つのモデルはそのスケールギャップによりそする観測からのアプローチとしては，エアロゾルなどのれぞれ独自に開発が行われてきたが，計算機の性能向上

微粒子を捉えることで熱プルームの捕捉ができる境界層とともに解像度の差は年々埋まりつつあることで，近年

レーダによる観測や，さらに上空ではミリ波レーダによその融合が試みられている．特に都市気象は 2 つのモデって従来のセンチ波を用いた気象レーダによるより早い

ルの対象が重なる部分であり，それらを組み合わせた研段階の現象の観測が試みられている．このような観測か究が盛んに行われている（Takemi et al., 2006, 田村ら,らのアプローチに加え，観測では得られない情報を補完

2008 など）．しかし，二つのモデルの融合には方程式できるモデル計算からのアプローチが必要となる．豪雨

系やスキームの違い，接続の方法などに依然多くの課題の「種」となる現象をモデルで捉えるためには都市の建を残しており，都市気象モデルの開発においていまだ確物群の形状をできるだけ陽に解像し，上昇流と渦の関係立されたスキームはない．そのためこの領域を対象としや建物群から生じる乱れの効果を詳細に解ける乱流モデて今後研究を行うために独自に都市気象モデルを開発す

ルを用い，また都市キャノピー内部から積雲が生成する

ることは，柔軟に新たなスキームを導入できるという点

境界層上空までシームレスに扱えることが必要となる．

で大きな強みとなるだろう．
以上のことから，既往のモデルでは豪雨の「種」の解

1.2

研究の目的

明についてのモデル計算からのアプローチにとって極め

一般に降水の予測に用いられるメソ気象モデルにおいて不十分である．本研究が対象とするゲリラ豪雨の発生て，都市は単に土地利用の種別の一つとして扱われるに対する都市の影響を高分解能の LES で評価するモデ

か，上で挙げたようなキャノピーモデルやゼロ面変位，ルとして十分なもの未だ無く，研究途上の分野において人工排熱の分布を与えることで表現され，建物を直接解

雨後のタケノコのように提案される手法を柔軟に取り込像はしていない．また，乱流のモデル化に関して，多くめるという点でも都市気象 LES モデルを独自に開発すのメソ気象モデルで用いられているRANS（Reynolds-

る必要があると考える．よって建物群を出来るだけ陽に

Averaged Navier-Stokes equations）は，モデル化される乱扱い，非定常な乱流を解ける LES を用い，また都市内流のスケールが格子スケールに比べ十分小さいという条部から境界層上空の降水につながるところまで一気通貫件のもとになりたっている．しかしながら，都市は他のに計算できる都市気象 LES モデルの開発を本研究の目

地表面に比べ粗度が非常に大きく，建物が乱流構造に影的とする．

響を及ぼすラフネス層が高い．この乱流構造が運動量・本研究で開発するモデルの対象は積雲の生成であり，スカラーの輸送に占める割合は非常に大きく「種」を発また現象の理解を目的とするため雲物理モデルには暖か生させる一因となるであろう都市による強制上昇を表現

い雨のバルクを用い降水量の定量的な予測までは至らなするためには乱流を格子スケールで陽に解けるLES

い．ただし，将来的には積雲の発達まで扱い，またより（Large-Eddy-Simulation）によるモデル化が必要であ

広領域の計算をすることで定量的な降雨予測などにも適る．近年の計算機の性能向上による気象モデルの高解像用することも考えられる．ゲリラ豪雨をもたらす積乱雲度化に伴い，上述した乱流のスケールと格子スケールがについて最も影響が大きい要因は山地の強制上昇，都市

近づき，Large Eddy Simulationを用いた気象モデルの開の熱，風速のシアーのいずれなのか，または乱流が最も発が行われ始めている（西澤ら，2013など）．しかしこ

支配的で予測は不可能なのか，このゲリラ豪雨予測にあれらの目的は多くが雲物理の詳細な理解等にあり，都市

たっての最大の疑問を解決することが将来的な大目標でなど地表面の詳細化を行う研究は少ない．

ある．

一方土木・建築分野では，一つ一つの建物周りの風や

2.

熱の移流を陽に扱う CFD（Computational-FluidDynamics）において LES を用いたものが開発されている．
（田村ら, 2005, 小野ら, 2013 など）．これらは都市の建物群を数 m～数 10m で解像し微細な起伏や建物形状による乱れを LES を用いて詳細に表現し，建物周辺の熱環境などを再現することを目的としている．しかし，これらの対象領域は基本的に都市境界層内部であり，方― 258 ―

都市気象LESモデルの開発

Table1

本研究では山口ら(2016)で開発したモデルに都市や地

Schemes of model

形の効果を導入したTable1に示すモデルの開発を行った．本章では開発したモデルの基礎方程式や手法について述べる．1節では高解像度で，なおかつ降水につながる高度まで解くことを強く意識した気象モデルとして，非静力準圧縮系でのLESモデルの大気の計算部分の開発について述べる．また，都市の効果の導入に関して2節，3節ではそれぞれ都市の形状の効果，熱の効果について述べる．
なお，気象モデルの開発において，気象研究ノート第196号；非静力学モデル（斉藤ら，1999），気象研究ノート第219号；ラージ・エディ・シミュレーションの気象への応用と検証（藤吉ら，2008），CReSSユーザーズ

・連続の式d  0 u j

dt
x j

(2.1.6)

ガイド第2版（坪木ら，2001），乱流の数値シミュレー
・運動方程式ション（梶島，1999）等を参考にした．表2.1がモデル概要である．山口ら(2016)で開発したモデルに地形の効果を加えている．

(2.1.7)

2.1 基礎方程式とスキーム
2.1.1 非静力準圧縮の基礎方程式

・温位の方程式

予報変数は風速の 3 成分 ui  i  1, 2,3 [m/s] ，圧力P  hpa  ，温位   K  ，水蒸気，雲水，雨水の混合比
qv ， qc ， qr である．絶対温度を T [K] ，エクスナー関
数を  とすると温位は，以下のように定義される．
   P / 1000 

R/Cp(2.1.1)(2.1.2) T / R は気体定数  J/kg  K  ， C p は定圧比熱  J/kg  K  である．

0  Adv.0  Diff .0  0 Src.
t [kg/m3 ] については以下の静力学平衡・水蒸気・水物質の混合比の方程式

0 qv(2.1.9)  Adv.o qv  Diff .0 qv  0 Src.qv
t
0 qx  Adv.0 qx  Diff .0 qx  0 Src.qx  Fall.qx
t(2.1.10)
温位と水蒸気の式にある生成・消滅項 Src と落下項

(2.1.3) 'qv 'q ' qx P'B   '/ 0   g  

 v

2
  qv 0
1  qv 0  0 0 Csに従う水平一様の基本場 0 と，そこからの偏差  ' に分けて取り扱われる．

(2.1.11)圧力の基本場は状態方程式P0  0
Rd Tv

気圧偏差の方程式は．連続の式(2.1.6)と，状態方程式(2.1.4)1  qv 0 / 
1  qv 0  P / Rd T を用いて
 u
 1 v P '  Adv.  Cs 2 0 j  0 Cs 2 

t
x j
 v t より診断的に求める． Tv 0 は仮温位の基本場の値でTv 0  T0(2.1.8)

Fall ，また移流項 Adv. と拡散項 Diff . については後述する． f c はコリオリパラメータである．浮力 B は，
Cs を音速として

圧力，温位，水蒸気の混合比と湿潤大気密度Po  o gzo uiP '  Adv.0 u  Diff 0ui  0 f c i 3k uk  B i 3
txi(2.1.5)2.1.2(2.1.12)

SGS モデル

本モデルでは乱流モデルとして LES を用いており，

 は水蒸気と乾燥空気の分子量の比である．以下に非静サブグリッドスケールの乱流をグリッドスケールの基本

力準圧縮の基礎方程式を示す．

変数で近似する必要がある．モデル化には Smagorinsky-― 259 ―

Lilly モデル（Smagorinsky, 1963; Lilly, 1966）を用いた．

分類される．考慮する微物理過程は Figure2 に表すように， CN vc ：凝結による水蒸気から雲水への変換，

EVcv ：蒸発による雲水から水蒸気への変換， EVrv ：蒸発による雨水から水蒸気への変換， CN cr ：併合成長による雲水から雨水への変換， CLcr ：衝突併合による雲
水から雨水への変換，である．水蒸気が直接雨水に凝結される過程は無視される．
(2.1.8)～(2.1.10)の式中に現れる生成・消滅項は以下のように表される． Lv は水の蒸発の潜熱である．

Src. Figure2 Cloud physics of warm rain
運動方程式の拡散項 Turb.0 ui は以下のように示されLv
 CNvc  EVcv  EVrv Cp(2.1.19)

Src.qv    CNvc  EVcv  EVrv (2.1.20)

Src.qc  CNvc - EVcv  CNcr  CLcr

(2.1.21)

Src.qr  CNcr  CLcr  EVrv

(2.1.22)る．

Turb.0 ui   0 ij 
x j

(2.1.13)

(2.1.14)13

 ij  2 sgs  Sij  Skk  ij 
1  u u 
Sij   i  j 
2  x j xi  sgs   Cs  

22Sij Sij 

雲水と雨水の間の変換と，雨水の蒸発は，以下のように表される．

CNcr  0.001 qc  0.001

(2.1.23)

CLcr  2.2qc qr 0.875(2.1.24)(2.1.15)gN 2
Pr(2.1.16)



Cs はモデル定数， Sij は速度の歪みテンソル， Pr は乱る．また，温位，水蒸気，水物質の式中に現れる拡散項

Turb.0i は，

   j   sgs

Pr x j

水蒸気と雲水の間の変換には Soong and Ogura (1973）に従って湿潤飽和調整法を用い，凝結・蒸発による潜熱と温位の変化が釣り合うよう繰り返し計算を行う．雨水の(2.1.17)

落下項については， 0U r qr z(2.1.26)

 1.225  2
0.1364U r  14.14164   0 qr  0 

(2.1.27)

Fall.qr (2.1.18)となる．同じ渦粘性モデルとして，気象モデルでよく用いられる RANS がエネルギー保有渦を含め乱流をすべてモデル化してしまうのに対し，LES は格子幅によって格子幅によって長さスケールを定義し，そのスケールより小さい乱流渦のみをモデル化している．

2.1.3

0.2946(2.1.25)

流プラントル数， N はブラント・バイサラ振動数であTurb.    j x j

 0 qr 1 1  qv / qvst  1.6  30.3922  0 qr 
EVrv 
46
02.03  10  9.5846  10 /  P qvst とする．水物質の落下は雨水のみに考慮され，雲水では無視される．
本研究では積雲の生成の部分に焦点をあてているため
暖かい雨のバルクを導入したが，将来的には発達まで扱うために冷たい雨のバルクやビン法等の導入が望まれる．

雲物理モデル本モデルでは雲物理モデルとして氷相過程を考慮しな
い暖かい雨のバルク（Kesller, 1969）を用いている．水物質は粒径 100 μm 以下の雲水とそれより大きい雨水に

2.1.4 境界条件
境界条件としては上下面境界は固定壁または free-slip
条件を選択する．側面境界は周期境界，ディリクレ条― 260 ―

0.525

件，ノイマン条件，free-slip 条件，放射境界が選択でき方程式を用いているため，音波の特殊な扱いが必要とな

る．変数はスタッガード格子で配置されるため境界上にる．本モデルでは音波関連項を鉛直方向に関して陰解法

は法線方向の風速が配置されるが，流入境界で圧力にデに，それ以外を陽解法で解く HE-VI 法（Horizontallyィリクレ条件を与える場合は境界の場所を半格子ずらす

Explicit -Vertically Implicit scheme）を用いた．鉛直格子ことで圧力を固定する．上空と側面境界にはスポンジ層

間隔を可変とし，地表面付近で格子間隔を小さくとる場（Klemp and Lilly，1977）を設置することができる．

合，陽解法では時間間隔が大きく制限されるが HE-VI 法

地表面，壁面の運動量，温位および水蒸気混合比のフラを採用することでその制限を除くことができる．(2.1.7)

ックスは以下のバルク式で見積もられる．

と(2.1.12)に関して，速度 3 成分と圧力の強制項を F と x j  0Cm | Vb | uib(2.1.28)i  j  0Ch | Vb | b  sfc (2.1.29)

 q j  0Ch | Vb |  qvb  qvsfc (2.1.30)v

b はそれぞれの変数の地表面，壁面再近傍グリッドの値， | V | は境界に水平な風速の絶対値である． Cm ．

Ch はバルク係数で Louis et al. (1979)に従って以下のように計算される．

して，

0 ui
P '

 Fui
t
xi

 i  1, 2

(2.1.35)

0 w  g    2  P '  Fwt
 z Cs (2.1.36)

0 u jP '
 Cs 2
 Fp
t
x j

(2.1.37)

水平速度(2.1.35)に関しては陽解法で解かれ，鉛直速度(2.1.36)と圧力の偏差(2.1.37)の左辺に関して陰解法で解かれる．また，(2.1.8)～(2.1.10)と各強制項については長

Cm   / log  z / z0 m   Fm  z / z0 m , Rb 
2

(2.1.31)Ch   / log  z / z0 m    / log  z / z0 h   Fh  z / z0 m , z / z0 h , Rb 
(2.1.32)

9.4 Rb

2
0.5
1 
0.5
 1  7.4  9.8  / log  z / z0 m    z / z0 m  | Rb |Fm  
 9.4 Rb 1  4.9 Rb 2


Rb  0い時間間隔 t で，速度と圧力に関しては短い時間間隔 で解くモード別時間分割法を用いている．長い時間間隔の積分には 2 次精度 Adams-Bashforsh 法を用いる．
以上，開発したモデルの大気部分のソルバーで用いた基礎方程式，スキームについて述べた．次いで，開発したモデルへの都市の効果の導入について述べる．

2.2 地形，都市形状の表現

Rb  0

関西の都市域は，関東平野を中心に広がっている東京
周辺の都市域に比べ起伏に富んだ地形を特徴とする．特(2.1.33)

9.4Rb
1  1  5.3  9.8  / log z / z  / log z / z z / z 0.5 | Rb |0.5 Rb  0
  0m    0h   0h Fh  
 9.4Rb
Rb  0 1  4.9Rb 2
(2.1.34)に，本研究が対象とする神戸の都市は海と六甲山に挟まれた数 km の範囲に都市域が集中している．よって，神戸市に関して都市の降水に与える効果を議論するためには，地形の勾配と都市の形状の双方を表現することが必要となる．前者はメソ気象モデルにおいて一般に地形追従の鉛直座標系を用いて表現される．後者は土木・建築分野の CFD において直角直交格子で建物周辺の高分解能を必要とする箇所に格子間隔を寄せる，重合格子を用

z0m ， z0h は粗度， Rb はバルクリチャードソン数であいる等の方法で計算されることが多い．本研究では都市る．

の形状を出来るだけ詳細に再現しながら積雲の生成への影響を調べるために，土木・建築分野の CFD でとられ

2.1.5

離散化

るような計算領域に比べ広範囲かつ高高度まで計算を行

空間の離散化は有限差分により，移流項に河村・桑原

う必要がある．よって座標系は直角直交格子を採用し，スキーム（Kawamura and Kuwahara, 1984）の 3 次精度風

かつ地形を表現するために FAVOR 法（Fractional Area

上差分，それ以外に 2 次精度中心差分を用いた．時間積Obstacle Representation Method）(C.W.Hirt, 1992)を導入し分に関しては，位相速度が速い音波を解に含む弾性系のた．また将来的には双方向ネィティング等を行うことで― 261 ―

都市内部を数 m～10m 程度の解像度で詳細な建物形状を解くことが望ましいが，使用できる計算機や計算時間を考慮し本研究では都市内部も数 10m のグリッドで都市形状を表現する．
・水蒸気・水物質の混合比の式

2.2.1.

0V f qx

FAVOR法t  0 Ax j u j

FAVOR法では複雑境界上の流れにおいて，流体と固qx Ax  q x  V f  0 Src.qx  Fall.qx x j x j j x j

体が混在するグリッドを考え，格子の体積のうち流体の(2.2.4)

占める体積率を V f ，また xi 方向に垂直な断面において境界条件に関して，1 節で述べたように地表面，壁面

流体の占める開口率を Axi とおくことで地形の形状を表の境界条件として運動量，温位および水蒸気混合比のフ現する（Figure3）．

ラックスがバルク式で見積もられる．この時，バルク定

体積力は V f に比例し，断面を通る運動量の輸送は Axi に

数は  / log  z / z0  として壁面，地表面からの距離 z を比例する．1節で述べた基礎方程式は，体積率，面積率

用いるがこれを体積率，面積率を用いることで以下のもを用いて以下のように表すことができる．

のに代える．

z '  z  Az / V f 
2.2.3(2.2.5)

標高，都市形状のデータ

標高データは国土地理院の基盤地図情報 10m メッシ
ュ DEM（Figure4）を用いた.10m メッシュ DEM は，2.5
万分 1 の等高線から 0.4 秒（約 10m）メッシュの中心点の標高値に内挿処理して作成されている．都市形状デー
タは GIS データ（「Zmap TownII 2013/14 年度」兵庫県
株式会社ゼンリン）より作成する． GIS データには建Figure3 Direction of area ratio

物の二次元座標や階数のデータが含まれている．本研究ではこれを 10m メッシュで区切り，建物があると判定

・連続の式

d V fdt



されたグリッドにおいて平均建物階数と建蔽率を求たも0 Ax j u j(2.2.1)

x jの（Figure4）を使用する．Figure4 のように 10m，もしくはそれ以上の細かさで都市を解像することで道路等が再現できる．将来的にはこの解像度で都市を扱うことが・運動方程式

望ましいが先に述べたように今回はこれを数 10m の格

0V f ui
t

 p

u 
  o Ax j u j i 
Ax  ij  V f    0 fc i 3k uk  B i 3 
x j x j j

x
 i






(2.2.2)

t

類で分類する．このうち都市については六甲山以南の標
高 100m 以下の部分とする．Figure5，Figure6 は 4 において水平解像度 60m で行う，計算の対象領域で設定した土地利用と標高，建蔽率である．個々の建物は解像で・温位の方程式

0V f 

子で表現する．また，土地利用は山地，都市，海の 3 種

きていないが，大きな建物や幹線道路，建物の粗密は表  0 Ax j u jAx j   x j  0V f Src.
x j x j



現できていることが分かる．都市内部は Figure6 に表した建物の面積率と，それを除いた道路の面積率が 1 つの(2.2.3)

グリッドに混在して表現される．

― 262 ―

Figure290m DEM of Kobe city

Figure5 Land use

Figure4

GIS data of floor number

Figure6 Altitude and buildings converge ratio― 263 ―

2.3

熱的効果の表現

前節では都市の気象に与える影響のうち建物形状によ

2.3.1

表面温度

前節で述べたように本研究では土地利用を山地，都市る効果の表現について述べた．次いで都市の熱による効と海で分類し，都市内は建物と道路を面積率で表現して果の表現について述べる．
都市の気象に与える影響として最もよく議論されるのいる．そのため，被覆ごとの表面温度として，屋根面温がヒートアイランドによる熱的効果である．都市の熱的度，壁面温度，路面温度，葉面温度，水面温度の 5 つが効果としては，アスファルトやコンクリートなどによっ必要となる．将来的には表面温度の計算もモデル内で行て表面温度が上がる人工土地被覆の効果と，空調や自動

われることが望ましいが，本研究では典型的な夏季晴天

車などからの人工排熱の効果を考慮する必要がある．相日の表面温度を被覆ごとの時系列で与える．Figure7 は馬ら（2012）はメソ気象モデルと陸面モデルの結合モデ

気象庁天気図及び神戸・大阪・姫路の日照時間から選択

ルによってこれらの効果し，東京雑司ヶ谷付近の豪雨事された夏季晴天日（2012 年 8 月 3 日）について，大気例に関して陸面過程の変化が降水のピーク時刻や強度に

陸面結合モデル CReSiBUC（Souma et al., 2013）で人工影響していることを確認している．本節では都市の熱的排熱を除いた計算結果より，東経 134～136 度，北緯 34

効果を表現する表面温度と人工排熱の扱いについて述べ～36 度で被覆ごとの領域平均値をとったものである．

る．

335

325

315

K

屋根面
壁面

305

路面
葉面

295

海面

285

0:00
1:00
2:00
3:00
4:00
5:00
6:00
7:00
8:00
9:00
10:00
11:00
12:00
13:00
14:00
15:00
16:00
17:00
18:00
19:00
20:00
21:00
22:00
23:00
0:00

275

Figure7 Changes of surface temperature at a typical summer day
本研究では Figure7 の温度変化に，本研究の計算開始
時間の気象庁メソ客観解析データについて地表面付近の値を東経 134～136 度，北緯 34～36 度で平均をとり，
CReSiBUC の地表面付近の値の領域平均との差を引くことで修正したものを用いて被覆ごとの表面温度の時間変化を与える．また，都市内部の上向きの表面温度に関してはグリッド内の屋根面と道路面の割合を屋根面，道路面の表面温度にかけることで計算される（Figure8）.

― 264 ―

れた人工排熱顕熱量分布（Souma et al.，2015）を用いる．国土数値情報平成 21 年度土地利用メッシュにおいて建物用地あるいは道路が 4 次メッシュ内に存在する場
合に推定は行われれ，平成 17 年国勢調査に基づく地域
メッシュ統計人口に経済産業省資源エネルギー庁による「平成 25 年度エネルギーに関する年次報告」（エネルギ
ー白書 2014）の最終エネルギー消費の構成比（2012 年度）及び総務省統計局による「日本の統計 2015」の総人口（2012 年度）より算出された全国平均一人当たり
部門別エネルギー消費量をかけて各部門ごとの排熱量が算出されている。民生家庭部門は一ノ瀬ら（1994）による 1 時間ごとの熱負荷（戸建住宅・冷房），業務・産業部門は関西電力による 2012 年について平均した時間帯
別電力消費量，交通運輸部門は平成 22 年度道路交通セ
Figure8 Surface temperature calculated from

ンサスによる神戸市での時間帯別交通量調査結果を用い

roof and road surface temperature（10:00）て 1 時間毎の値にされている．Figure9 は上記の推定値

2.3.2

人工排熱

の空間分布に対し，Figure5 の土地利用において都市と本研究では人工排熱として部門別（民生家庭部門，業
務・産業部門，交通運輸部門）にわけて時系列で推定さ判定される領域で平均をとった，人工排熱の日中の分野
別時間変化である．

30
25

W/m2

20
household15

bussinesses

10

trafic50Figure9 Changes of anthropogenic heats― 265 ―

Figure102Distribution of anthropogenic heat (L)from roof，(R)from road [W/m ] （10:00）

本研究では Figure9 の時間変化を用いて人工排熱を表現

研究で行う数値実験の対象範囲である神戸市の建物形状

する．都市内は建物と道路の 2 種類で区別されためを用いた数値実験について述べる．

Figure9 の民生家庭部門，業務・産業部門の合計を建物
由来の人工排熱，交通運輸部門を道路由来の人工排熱と3.1

して温位の方程式に対し，

0V f t F 

AHSbuild Aroof
C p V

水蒸気の輸送，凝結に関する検証実験

構築した気象 LES モデルの妥当性を検証するため，

AHSroad Araod
C p V

境界層積雲に関する既往研究の数値実験を適用した．
(2.2.1)

Siebsma et al.（2003）はカリブ海沖の境界層積雲を対象に 10 の研究機関で開発された LES モデルの比較実験を

AHSbuild ：建物由来の人工排熱  W/m2  ， AHSroad ：2
道路由来の人工排熱  W/m  ，
Aroof ， Aroad ：グリッド内の屋根面，路面の表面面積[m 2 ] ， V ：グリッド内の流体の体積 [m3 ]行っている．この実験設定と同様の計算条件で構築したモデルによる計算を行い妥当性を示す．
本実験では，雲水と雨水の区別を行わず，水物質の混合比を ql とする．また，水蒸気と水物質の混合比の和として人工排熱による加熱項を加える．Figure10 は午前

を qt ，液水温位を  l とする．格子間隔は 100m×100m

10 時の対象領域の都市部における建物由来，道路由来

×40m，格子数は 64×64×75 で，水平方向に周期境界の人工排熱の水平分布である．

条件とした．初期条件は Figure13 のように与える．
海面からの運動量フラックス ui ' w ' と，顕熱フラックス

3.

w ' ' ，潜熱フラックス w ' qt ' を以下のように固定すモデルの検証る．
本章では開発したモデルを用いた検証実験について述べる．1節では水蒸気の輸送・凝結に関して既往研究を

ui
[m/s]
|V |

(3.1.1)w ' '  8.0 103 [Km/s](3.1.2)w ' qt '  5.2 105 [m/s](3.1.3)ui ' w '  0.282

適用した数値計算について述べる．2節では上昇流と渦の関係について開発したモデルで表現できることを示すためにウォームバブルの実験について述べる．3節では都市の形状を粗い解像度で捉えられるか調べるため，本― 266 ―

強制力として，コリオリ力を
0.376  10  v  0 

4
3

 0.376  10 u   10  1.8  10 z 4Figure12 の左側が本モデルでの計算結果，右側がSiebsma et al.(2003)の結果である．また，(a)が水物質のfor u

 for v

(3.1.4)混合比の鉛直分布，(b)が雲の存在するグリッドの面積率の鉛直分布であり，core と表記されるものは雲のあるグのように加え，大規模沈降流 w ，長波放射 Qr と水蒸気の水平移流   qt / t  を外力項として Table2 のように与える．擾乱を高度 1600m より下層に l  0.1 K  ，

qv  0.025g/kg  のように与え，この条件下で時間間
隔   0.1 ， t  0.5 で 6 時間の時間積分を行った．

リッドのうち，正の浮力を持つものの面積率である．
Siebsma et al.(2003)らは 10 の研究機関のモデルの結果を比較しており，実線が平均値，陰影がモデル間のばらつきである．左側の本モデルの計算結果はおおよそこのばらつきの間に収まっている．このように，開発したモデ計算終了 1 時間前からの時間平均，水平平均を行った鉛

ルを，水蒸気の輸送，凝結に関する既往研究に適用した

直分布について，Siebsma et al. (2003)の結果と比較を行

数値実験により妥当性が示された．

った．

Table2

Figure11

Initial condition（Siebsma et al. , 2003）― 267 ―

Forcing（Siebsma et al. , 2003)

(a)

(b)

this model
Figure123.2

Siebsma et al. (2003)

Calculation result

上昇流と渦の関係(a)Water mixing ratio，(b)Cloud cover
関係について調べる．.L.Weisman and J.B.Klemp(1984)の

中北ら（2016）は X バンド MP レーダのドップラー速

数値実験を参考に実験を行う．計算領域は度を用いた解析により， Joseph B, Klemp(1989)などで挙80km×80km×20km で，格子間隔は水平が 500m，鉛直がげられるスーパーセルの発達初期に見られる渦管の立ち

250m である．時間間隔は t  0.5 s ，   0.1 s と上がりと同様の構造がゲリラ豪雨をもたらす積乱雲におした．東西風，温位，水蒸気混合比を Figure3.3.3 のよういても確認できることを示した．本研究で開発するモデに与え，高度 1.5km に最大 1.5K のウォームバブルを設ルの目的の一つが，このゲリラ豪雨をもたらす積乱雲の置する．また，乱流を駆動させるために速度にランダム発生時における上昇流と渦の関係について観測で得られな微小擾乱をあたえた．境界条件は側面は放射境界，上ない，雨粒を伴わない気流の情報を補完することにあ

下面は free-slip とする．コリオリ力は考慮しない．

る．本節ではウォームバブルの実験を行い上昇流と渦の― 268 ―



Figure13

Figure14

Initial condition

Cloud and rain water mixing ratio at 40min

Figure14 は計算開始 40 分後の雲水・雨水混合比の和である．高度 10km を超えて強い積乱雲が発達しており，地上に激しい降水をもたらしている．この積乱雲の生成について，レーダ反射強度，上昇流，鉛直渦度，Q 値に着目する．レーダ反射強度は以下の Kessler(1969)とRogers and Yau(1989)の方法を用いてモデル内で計算された雨水混合比より得られる．

Z  10log10   0.286 qr 

1.74



*17300  1

1
WijWij  Sij Sij 2(3.2.2)

1  u u 
Wij   j  i 
2  xi x j 

(3.2.3)1  u u 
Sij   i  j 
2  xi x j 

(3.2.4)Q

(3.2.1)

また，Q 値は以下のように定義される― 269 ―

Wij 及び Sij は流体の回転運動とひずみを表し，Q 値が正の場合，ひずみに対して回転運動が大きいことを表す．

以下の Figure16～Figure20 に計算開始 5 分後～25 分後のまた，一定密度の圧力のポアソン方程式を考えるとレーダ反射強度，鉛直速度，鉛直渦度，Q 値を示す．
Figure16 では Q 値がバブルを設置した場所の周辺にみら

2 P
Q
2 0

(3.2.5)れる．これは U の鉛直シアによって生じる水平渦がバブルに引っ張られ回転運動が強化されているためであとなり，Q が正ならば圧力勾配は下に凸となり低圧力渦る．Figure17 で 2m/s の上昇流が見られると，上昇流に管を抽出することができる（Figure15）．この Q 値は乱引っ張られた渦管がより顕著に表れるようになる．

流解析において回転運動を伴った渦構造を抽出するのしFigure18 では降水がレーダによって初めて観測され，まばしば用いられている(宮内ら，2000 など)．

た持ち上げられた渦管による鉛直渦度も確認できる．中北ら（2013）の豪雨のタマゴはこの段階で探知することができる．その後，Figure19，3.2.10 で積乱雲が発達するとともに，渦管が伸びていく様子が確認でき，上昇流を挟み込むように発達する渦管が見られる．これは中北ら（2016）で得られた知見と一致するものである．
このように本モデルを用いた計算によって，レーダで発見できる豪雨のタマゴより前の段階の上昇流と渦の関係や，積乱雲の発達において観測で得られない周囲の気Figure15Low pressure eddy when Q>0流等の様子を再現することが期待できる．

― 270 ―

(a)

(b)

(c)

(d)

Figure16(a)radar reflected intensity，(b)vertical velocity，(c)Vertical vorticity，(d)Q at 5min

― 271 ―

(a)

(b)

(c)

(d)

Figure17(a)radar reflected intensity，(b)vertical velocity，(c)Vertical vorticity，(d)Q at 10min― 272 ―

(a)

(b)

(c)

(d)

Figure18(a)radar reflected intensity，(b)vertical velocity，(c)Vertical vorticity，(d)Q at 15min― 273 ―

(a)

(b)

(c)

(d)

Figure19(a)radar reflected intensity，(b)vertical velocity，(c)Vertical vorticity，(d)Q at 20min― 274 ―

(a)

(b)

(c)

(d)

Figure20(a)radar reflected intensity，(b)vertical velocity，(c)Vertical vorticity，(d)Q at 25min― 275 ―

4.

六甲山・神戸市を対象とした数値実験

界層レーダは鉛直 1 次元の観測であり 3 次元でのプルームの分布や渦のつながりを追うことは困難である．これ

4.1 豪雨の種」とタマゴらに関してモデル計算により知見を得ることが最終的な豪雨の「種」とタマゴに関して観測では得られない情目的である．本章では開発したモデルを用いた計算を行報をモデルからのアプローチで補完することが本研究でい，都市上空での熱プルームについて調べるとともに，開発したモデルの目的である．Figure21 は Figure1 の白

豪雨の「種」・タマゴに関して観測では得られない渦の石(2009)の積乱雲の一生に関して豪雨のタマゴと「種」

情報が見られることを確認する．

を示したものである．中北ら（2013）ではレーダの観測により，鉛直渦度に着目することで豪雨のタマゴの早期

4.2

神戸市・六甲山における降雨

探知，危険性評価を行う手法を開発した．また，中北ら

神戸市付近ではしばしば強い降水をもたらす積乱雲が（2016）では 3 章で述べたように，ゲリラ豪雨をもたら発生，発達する．積雲が発生しやすい原因として下層のす孤立積乱雲において，スーパーセルの発達初期に見ら

紀伊水道から入る湿った南寄りの風が六甲山の地形によれるような正負の渦管のペアーが確認された．しかし，り強制上昇し，中層の瀬戸内の西寄りの風と収束するこ

渦管と積乱雲の発達に関する詳しいメカニズムは未だ解とが考えられる．この南寄りの風は海側から神戸市街を明されておらず，またレーダによる観測では降水粒子を通り六甲山にぶつかるが，この際都市からもたらされる

伴わない気流の渦については観測することができない．

熱や乱れの影響を受けていることが予想される．

加えて，豪雨のタマゴの前の段階である豪雨の「種」とFigure22は2014年8月23日の午前11時頃に六甲山上空で積なるであろう都市上空の熱による上昇流（プルーム）に雲が急激に発生，発達した事例である．本章ではついてもレーダでは観測できない現象である．こちらはFigure22の事例を参考に数値実験を行う．

ドップラーライダーや境界層レーダによる観測が試みられているが，ドップラーライダーは 2 次元平面での，境Figure21

Convection genesis（白石,2009 より引用）― 276 ―

Figure22

Rain rate from radar observation

4.3 実験の設定

し，湿潤な空気の侵入を表現するため南北風速の初期値

Figure24 に示した計算範囲で都市の条件を変えて比較で用いた MSM-GPV の点の水蒸気混合比の鉛直分布実験を行う．格子間隔は水平は 60m，鉛直は 4m～60m（Figure21.2）を流入値として用いる． また，乱流を駆でストレッチさせた．格子数は 165×330×100 で最上端動させるために温位に 0.1 K の擾乱をあたえた．

が 4871m である．時間間隔は t  0.3[s] ，Table3 のパラメータは近藤（2000），一ノ瀬ら（1997）   0.06[s] とする．対象日の午前 10 時を初期値としなどを参考に設定した．熱・混合比の粗度長 z0h は海面て，2 時間の計算を行う．初期条件は温位，水蒸気に気では運動量の粗度長 z0h と等しいとし，陸面においては

象庁 MSM-GPV の初期値を時間・空間平均した午前 10

Garatt and Francey(1978)より， log  z0 m / z0 h   2 の関係時における水平一様の値を与え，南北風に計算領域の南から与えられる．表面温度，人工排熱については側に位置する MSM-GPV の点の初期値を時間平均したもFigure2.3.1，2.3.3 の 10 時から 12 時の時間変化を与えのについて高度 1km の値を 1km 以上は一定，それよりた．計算結果は 30低い場所では 1/7 乗則に従うとして与えた（Figure23）．

章の計算領域の標高と建物階数分布（最高は 50 階），建

境界条件は東西が free-slip，南側が流入境界，北側が放蔽率である．建物階数は一階 4m で計算される

射境界とした．南側の流入境界では南北風，圧力を固定― 277 ―s ごとに出力される．Figure24 は本

Figure23

Initial and boundary condition

Table3

Surface parameterLand use

Roughness length z0m

Efficiency of evapotranspiration 

Urban

0.01

0.05

Mountain

0.5

0.3

Sea

0.0001

1― 278 ―

Figure24

Altitude and floor number(L) , Converge ratio（R）at 60m grid4.4 実験結果

3 次元の画像を用いて示す．3 次元の図に関して画像作実験結果について，熱プルームによる混合層の発達

成ソフトの仕様上，画像手前の神戸空港が海面のようにと，豪雨の「種」
・タマゴと渦の関係についてそれぞれ描かれているが計算上は陸面として扱っている．

― 279 ―

Figure25

Vertical velocity and water mixing ratio at 20 min― 280 ―

Figure26

Vertical velocity and water mixing ratio at 30 min― 281 ―

Figure27

Vertical velocity and water mixing ratio at 60 min― 282 ―

4.4.1

4.4.2

都市上空で発達する熱プルーム

豪雨の「種」・タマゴと渦管の発達

Figure25～4.4.3 に計算開始後 20 分後，30 分後，60 分

Figure28～4.4.7 に，計算開始 15 分後，21 分後，25 分

後の上昇流と雲水・雨水混合比の和について 3 次元の分

後，45 分後の雲水混合比，雨水混合比から求めるレー布を示した．それぞれの時刻は熱プルームが発生し，そダ反射強度，鉛直渦度，渦管（Q 値）について 3 次元ののうちのいくつかが雲を発生させる高度まで届き，熱プ

Figure を示した．それぞれの時刻では，渦管が立ち上がルーム群が混合層を押し上げ都市上空での降雨を降らせり，雲水が凝結し，レーダ反射強度が現れ，発達した雲る様子について示している．計算開始 20 分後のが都市に降水をもたらす様子を示している．Figure21 に

Figure25 では都市上空にいくつかのプルームが立ち始め示した「種」とタマゴの成長 Figure について，ている様子が見られる．この時雲・雨はまだ発生していFigure28，4.4.5 は豪雨の「種」の段階，Figure30 が豪雨

ない．計算開始 30 分後の Figure26 ではいくつかの熱プのタマゴ，Figure31 が積乱雲の成熟期にあたる．

ルームが上空に伸び，雲が発生していることが確認でき

Figure28 の計算開始 15 分後都市上空で渦管がいくつか

る．Figure27 の計算開始 60 分後になると熱プルーム群

立ち上がる様子が見られる．Figure29 の計算開始 21 分のが上空に伸びており，雲・雨が広がっている様子が見

後では渦が上空にのび雲が凝結している．この時，鉛直られる．このように都市上空で都市の熱により発達する渦度の正負のペアーも確認できる．Figure28，4.4.5 では

熱プルームは全てが同じように発達するのではなく，まレーダ反射強度はまだ確認できず，気象レーダによってずいくつかの熱プルームが雲を凝結させる高度まで届

豪雨のタマゴとして捉えられる前の段階で正負の渦のペき，その後に発達した熱プルーム群により混合層が押し

アーが捉えられていることが分かる．Figure30 の計算開上げられ都市上空で広く雨を降らせることが分かる．こ始 25 分後において，初めてレーダ反射強度が確認でのような都市上空で立ち上がる熱プルーム群の発達の 3

き，正負の鉛直渦度も見られる．これがレーダで観測で次元分布は観測では得られない，またこの解像度で都市きる豪雨のタマゴにあたるが，この時渦管をみるとレーを表現することで計算で初めて捉えられた現象である．

ダ反射強度が見られるより低い高度に渦管が確認でき，
これはレーダでは捉えられない情報である．このように本研究で開発したモデルを用いることによって，豪雨の「種」やタマゴについて観測では得られない知見を得られることが示された．

― 283 ―

(a)

(b)

(c)

(d)

Figure28(a)Cloud woter mixing ratio，(b)Radar reflected intensity(c)Vertical velocity，(d)Vortex tube（Q）at 15 min― 284 ―

(a)

(b)

(c)

(d)

Figure29(a)Cloud woter mixing ratio，(b)Radar reflected intensity(c)Vertical velocity，(d)Vortex tube（Q）at 21 min― 285 ―

(a)

(b)

(c)

(d)

Figure30(a)Cloud woter mixing ratio，(b)Radar reflected intensity(c)Vertical velocity，(d)Vortex tube（Q）at 25 min― 286 ―

(a)

(b)

(c)

(d)

Figure31(a)Cloud woter mixing ratio，(b)Radar reflected intensity(c)Vertical velocity，(d)Vortex tube（Q）at 45 min― 287 ―

4.4.3

まとめ実験を行い積雲の生成に関する都市の影響を示す．

本章では神戸市・六甲山を対象とした理想化した大気

Table4の4つの実験設定を用いて比較実験を行った．実場での数値実験を行い，本研究で開発したモデルによっ験①は前章で行った実験であり，これを本章では基本とて豪雨の「種」，タマゴに関する観測では得られない情して比較を行う．実験②では都市全体としての効果を調報が得られることを示した．特に熱プルームの 3 次元的べるために都市を草地に変え，人工排熱も考慮しない．

な分布を捉えられたこと，また豪雨のタマゴより速い段

実験③では都市の不均一性の効果を調べるため，建物階階で渦を捉えられたことが大きな成果である．今後はよ数，屋根面・道路面による表面温度と人工排熱を平均しり都市を詳細に表現し，また現実に近い大気場での計算て均一に与えた．実験④は都市の形状の効果のみをなくを行うこと，また観測との比較を行うことが必要となる

し，建物の高さを考慮しない．表面温度，人工排熱は実と考える．

験①で用いたものと同様の屋根面面積，道路面積分布を

次章では本章の実験について都市の条件を変えて比較用いて最下層に与える．また都市部において粗度長は同実験を行い，積雲の生成に関する都市の影響について調様に屋根面面積，道路面積分布を用いてTable5の建物用

べる．

地と道路の値から求められる．Table5は表4.1.3に実験④で用いる建物用地と道路用地を加えたものである．実験

5.

積雲の生成に対する都市の影響③では建物階数として領域内の平均階数3.3階が全ての建物に与えられる．以下，行った4つの実験に関して比5.1

比較実験の設定較を行い，雲の生成に関する都市の効果について検証を行う．また，本研究では鉛直方向に格子間隔をストレッ

前章では開発したモデルを用いて神戸市，六甲山を対象とした数値実験を行い豪雨の「種」・タマゴに関しチしているため，高度に関して有効数字2桁で記述すて開発したモデルから得られる知見に関して述べた．本る．

章では前章で行った計算に関して都市の条件を変え比較
Table4

Setting of calculation
建物形状を考慮①都市 base

人工排熱，都市表面温度分布あり
都市を草地に変更②都市 erase

人工排熱なし建物階数を平均する（3.3 階）③都市 uniform

人工排熱，都市表面温度を平均
建物形状を考慮しない④都市 0 height

人工排熱，都市表面温度分布あり
Table5

Buildings

Surface parameters

Land use

Roughness length z0m

Efficiency of evapotranspiration 

Urban

0.01

0.05

Mountain

0.5

0.3

Sea

0.0001

1

Glass

0.01

0.3

（only Case④）

1

0.05

0.01

0.05

Road （only Case④）

5.2

実験結果の比較と考察

る．計算領域北に位置する六甲山（領域内の最高高度

Figure32 は温位の水平平均の鉛直分布，Figure33 は水800m）の影響で高度 1km から 2km において温位の低い

蒸気混合比の水平平均の鉛直分布について初期値とそれ空気が持ち上がっている．このうち実験②は都市が草地

ぞれの実験の計算開始 2 時間後の値を示したものであに置き換わっているため下層 1km において他より温位― 288 ―

が低い．また，水蒸気については下層の水蒸気の流入とにおいて都市の上空で雲・雨が増加している．実験④は潜熱によりどの計算でも下層で水蒸気が増加している．

最も雲・雨が多く，実験①と③に比べると特に山地に南

5

4

3
km

実験①
実験②
実験③

2

実験④
初期値
1

0
295

300

305

310

315

320

K
Figure32 Horizontal averaged potential temperature at initial and 2h
このうち，特に実験②で水蒸気が増加しているが，これからの風がぶつかる場所で雲・雨の増加が顕著である．

は草地の蒸発効率が都市より高いこと，都市部での下層

また，実験①は実験③と④に比べて雲，雨の場所が西側

風の減速がないことから潜熱が高いためであると考えらにかたよっている．Figure32 の温位の鉛直分布では山のれる．以降，本節では計算結開始 1 時間後から 2 時間後影響が支配的であるが，1km 以下の低層の条件を変えるまでに出力された値の時間平均を行ったものを用いて解だけで雲の生成に大きく影響することが分かる． 以析を行う．Figure34 にそれぞれの実験の鉛直積算した雲下，上で挙げたような違いがなぜ出るのか詳しく述べ

水・雨水混合比の和を示す．実験①，③，④では都市をる．

草地に変えた実験②に比べ，雲・雨の増加が明瞭にみられる．雲・雨の多い場所については特に実験①と実験③

5

km

4
実験①

3

実験②

2

実験③

1

実験④

0

初期値
0

5

10

15

20

g/kg
Figure33

Horizontal averaged water mixing ratio at initial and 2h― 289 ―

25

実験①

base

実験② erase

実験③ uniform

実験④ 0height

Figure34

Vertical integrated Cloud and rain water mixing ratio― 290 ―

g/kg

5.2.1

都市による雲の増加と場所の変化

Figure36 には高度 1km における実験①，②それぞれの水実験①と実験②を比較することで都市による降水の増

平風と収発散を示した．水平風は東西風を 5 倍して強調

加について検証する．先述したように水平平均場では実し，また暖色系が発散，寒色系が収束を示している．都験②が下層で水蒸気が他の実験より多いが，温位は低

市上空で強い鉛直風が生まれ，また建物群による水平風

い．Figure35 の左図は雲水・雨水混合比の和の鉛直積算の変化によって上空で収発散が強くなっている様子が見に関して実験①から実験②を引いた差を示したものであられる．このようにわずか下層数 100m にみたない都市

る．下層の水蒸気は実験②の方が多いが雲・雨の量は実の建物群によって熱プルームが発達し，また都市上空に

験①が，特に都市上空で多いことが分かる．また，おける水平風の収発散に影響を与え，雲・雨を変化させ

Figure35 の右図は鉛直風の高度 1km までの鉛直積算の実ていることが分かる．

験①から実験②を引いた差 を示したものである．

Figure35

Different between ① and ②of vertical Integrated(L)Cloud and rain water mixing ratio[g/kg](R) vertical velocity [m/s]（from 1km high）― 291 ―

Figure36

Vertical velocity[m/s] and diffusion[/s]of (L)①，(R)③ (intensified horizontal velocity)

5.2.2

都市の高層建築による障壁効果

回するような流れができるが，実験③ではこれが表現さ

実験①と実験③を比較することで，都市の建物高さのれていないことが分かる．それに伴って高層建物群の両分布が与える影響について検証する．Figure37 の左図は脇における雲・雨の位置に変化が生じている．本研究で雲水雨水混合比の和を鉛直積算した値について実験①かは東西境界は free-slip としているため，実験①で迂回しら実験③を引いた差を示している．雲・雨の量に大きなた流れが境界にぶつかり西側で雲・雨の多い領域ができ違いはないが，位置がずれていることが分かる．また，ている．実際の神戸，六甲付近の雨に着いても，しばし

右図は Figure24 に示した建物階数分布に関して，高層建

ば六甲山や最も都市が発達する神戸市の上でなくその西物群が集まる場所を示した．実験③では建物階数を平均側で積乱雲ができることが確認されている．その再現のしているためこのような建物の高さ分布は再現されなためにはこのような都市の不均一性を詳細に表現する必い．そこで，Figure36 に高度 1km における実験①，③そ

要があると考えられる．今後，広領域かつ高分解能でのれぞれの水平風と収発散を示した．水平風は東西風を 5

計算かつより現実に即した大気場での計算で確認してい倍して強調し，また暖色系が発散，寒色系が収束を示しく必要があるだろう．

ている．実験①では建物群が障壁となり風速が減衰し迂― 292 ―

Figure37(L) )Different between ① to ②of vertical integrated Cloud and rain water mixing
ratio[g/kg](R) Distribution of Floor number
する際に地表面から受ける熱は，バルク式から高く見積

5.2.3

都市の粗度効果もられるためより高い顕熱が与えられる．これが山際で実験①と実験④を比較することで都市の建物形状による効果について検証する．Figure37 の左図は雲水雨水混

急上昇して高高度に達し，雲・雨を生むことで実験①との差ができていることが確認できる．

合比の和の鉛直積算値について，右図は高度 1km までの鉛直風の鉛直積算値について実験 ①から実験④を引5.2.4

いた差である．実験④は実験①に比べ山際で上昇流が発

本章では開発したモデルを用いて都市の積雲の生成に関達し雲・雨が非常に強くなっている．実験④は実験②とする影響を調べるための比較実験を行った．対象とした異なり都市の被覆による熱効果及び人工排熱を考慮して

六甲山，神戸市は都市が海と山に挟まれた領域にあり，いるため，最下層の都市形状に妨げられない風が，都市

流れ場は山からの影響が支配的であるが，地表面付近のから熱をうけて山にぶつかり強制的に持ち上げられるこ

ごく薄い層のみを占める都市についての条件を変えるだとで雲・雨が増えていると考えられる．そこで，実験④けで積雲の生成に影響することが分かった．都市の効果と実験①の差の大きい場所，特に実験①ではほとんど雲として，熱による混合層の発達が雲・雨の量を増やし，が生じていない x=4.2km について y-z 断面を Figure40 に

建物群による流れ場の変化がその位置を変えていることとった．前節で述べたように実験①ではこの断面の y=8が確認された．本研究では夏季の不安定日を仮定した理～10km に高層建物群があり，風速の減衰が見られる．

想大気場による数値実験を行ったが，今後はより広領

Figure22.7 は y-z 断面での実験①から実験④を引いた風域，高高度で，なおかつ都市の表現を精緻化し，より現速，温位と雲水・雨水混合比の鉛直積算値の差である．

実に近いシミュレーションを行うことが必要であると考上に述べたように，実験④では高度 1km より下で建物える．

群に邪魔されない南北風が y=8～10km の都市域を通過― 293 ―

まとめ

Figure37

Different between ① and ④of vertical Integrated(L)Cloud and rain water mixing ratio[g/kg](R) vertical velocity [m/s]（from 1km high）― 294 ―

(a)

(b)

(c)

(d)

Figure40

Different between ① and ④ of (a)south-north wind velocity[m/s](b)vertical velocity[m/s]，(c)Potential temperature[K]，(d)Cloud and rain water mixing ratio[g/kg]
at x=4.2km

6.

まとめと結論

今後の課題として，まず都市の表現のさらなる精緻化があげられる．このためにはより高解像度の計算を行う

研究では豪雨の「種」の解明に対し，モデル計算からこと，陸面モデルを導入することで都市内部の熱の変動のアプローチを行うために，都市気象LESモデルを独自をより現実に近い形で計算することが必要となる．またに構築し検証実験，数値実験を行った．数値実験の結果

雲物理モデルとして，本研究では暖かい雨のバルクを用についての検証により，開発したモデルによって都市のいているが，これに代えて冷たい雨のバルクやビン法を豪雨に対する影響を評価し，豪雨の「種」について新た導入し，積雲の発達まで解けるようにすることも必要でな知見を得られる可能性が示唆された．

あろう．さらなるモデルの開発により，豪雨を降らしに― 295 ―

くい都市計画などが行えることを願って本論文の結語と西澤誠也，佐藤陽祐，八代尚，宮本佳明，吉田龍二，富する．

田浩文，and TEAM SCALE(2013)：広領域・高解像度

なお，本研究では東京大学空間情報科学研究センター

実験のための気象LESモデルの開発，ながれ，32.2,の研究用空間データ（研究番号 392）を利用した．

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