木星大気の雲対流杉山耕一朗1), 中島健介2), 小高正嗣3), 倉本圭3,6),
石渡正樹3,6), 西澤誠也5), 高橋芳幸5,6), 林祥介5,6)
1) JAXA 宇宙研, 2) 九大理,
3)北大理, 4)神戸大理, 5) 理研, 6) CPS

木星大気・雲• 雲で覆われた惑星‒ 模様の変動

覚書: 間欠的現象の絵が必要か?	

ガリレオ探査機が大赤斑の北西で観測した対流雲の擬似カラー画像．対流雲のスケールは
約 1000 km (Vasavada and Showman,2005)

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対流雲

• 背の高い対流雲と思われる雲が存在‒ 雷発光を伴う‒ 時間・空間スケール• 平均寿命 3.5 日• 1000〜4000 km,'!, :0MMM G* ;@ :0MMM G* )% JM G* % 0 +)(2 ,4 &41!'(,)4(@ $3!,%( , 7,1($' $7 (+$. D4 $'6!' ($ %&##3@ (2)% 8&)60 &#+!33)45 7';!3$+ )% '!H&)'!60 %)41! (2! $>!'3,@)45 '!5)$4 )% %(,;3@ %(',()A!6 ,+$&36 4$( ;! !"#!1(!6 ($ 6!%1!46. B4$(2!' 7!,(&'! $7 (2! 3$1,3 84!,' (2! %($'* )% (2! $11&''!41! $7 >$'()1)(@ $7 ;$(2 %)54%0 )*#3@(2,( ;$(2 1@13$4)1 ,46 ,4()1@13$4)1 !66)!% ,'! ;!)45 5!4!',(!6(2! %($'*/.
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対流雲の観測• 縞で観測される‒ 下降流域と考えられてきた領域. Why?

鉛直構造

鉛直一次元平衡平衡雲凝結モデル	

Radio occultation	

IRIS	• 鉛直一次元の熱平衡計算(ECCM)によって推定‒ 断熱的に上昇する気塊中の化学熱平衡を仮定すること
上昇域ではまだしも,上昇域・下降域も含めた大気全体で, 平均的な温度・物質分布を得るの平均構造は,ECCMの結果と一致する保証は無い	

ガリレオプローブの観測• 雲のない領域に落下‒ ホットスポット

落下点	

• 大気は非常に乾燥• 代表性には疑問が持たれている‒ 局所的な下降域?

観測結果	

熱平衡計算	
NH3
NH3

H2O

H2S

H2O
H2S

4.8µmの波長で撮影した熱放射

http://spaceprojects.arc.nasa.gov/Space_Projects/galileo_probe/htmls/IR_view.html

太陽組成	

太陽組成	

ミリ波・サブミリ波観測
444

J. Gibson et al. / Icaru• アンモニア蒸気の鉛直分布• 0.6 bar < p < 2 bar において,NH3 混合比の平均値は太陽組成の半分以下‒ 熱平衡で説明するのは難しい.
1 つの H2S が 10 個の NH3を消費するような化学反応?

(a)Fig. 2. These figures are adapted from de Pater et al. (2001). The left shows therelative humidities of 100 and 30% and the layer with 0.6 bar < P < 2 bar witshows the temperature–pressure curve (TP) and the spectral weighting functionprofile derived by dPGal; the dotted line is the best fit to the WMAP values, andvalues. The NH3 solar abundance is indicated. The solid NH3 profile follows tfor H2 O and H2 S.

ammonia distribution divides naturally into two layers. For
P < 0.6 bar, it will be maximally bounded by the saturation curve given in the equation above. For P > 0.6 bar it isexpected to be more uniformly mixed. This break in distrib-

雲対流計算の必要性• 探査機の観測を経た現在でも, 木星大気の平均的な大気構造はよくわかっていない• 本来, 平均的な大気構造は, 放射対流平衡状態として決まるものであり, 熱平衡計算で良いはずはない• 本研究では, 流体計算を行い, 流れ場とそれによる雲・凝結性成分気体の鉛直分布を得る.
‒ 大気の運動を考慮することで, 平均的大気構造が鉛直一次元の熱平衡計算(ECCM)の結果からどの程度変化し得るか把握する.
‒ 木星大気の不確定なパラメタに対する雲対流構造の依存性を把握する.

これまでの雲対流計算• １つの雲の生成消滅のシミュレーション– Yair et al. (1992, 1995)– Hueso and Sanchez-Lavega (2000)• 多数の雲の生成消滅が繰り返された結果として決まる大気構造– Nakajima et al. (2000)• H2O の凝結のみ考慮– Sugiyama et al. (2009, 2011, 2013 submitted)• H2O と NH3 の凝結, NH4SH 生成反応を考慮

本研究の目的• 雲対流計算を実行し, 多数の雲の生成消滅が繰り返された結果として決まる大気構造を調べる.
‒ 大気の運動を考慮することで, 平均的大気構造が鉛直一次元の熱平衡計算(ECCM)の結果からどの程度変化し得るか把握する.

• 木星大気の不確定なパラメタに対する雲対流構造の応答を調べる.
‒ 雲微物理過程の雲から雨への変換の時定数を桁で変化させた計算‒ 凝結性成分の存在度を太陽系形成論から予想される範囲で変化させた計算

モデルの概要• 水平鉛直 2 次元の準圧縮方程式系 (Klemp and Wilhelmson,1978)‒ 運動方程式, 連続の式, 熱の式, 物質の保存式• 熱の式: 潜熱と反応熱を考慮• 物質の保存式: 3 種類の凝結性成分と 3 種類の凝結物• 放射過程‒ 放射は陽に解かず, 水平一様かつ時間変化しない強制を与える.

• 雲微物理過程‒ 暖かい雨のパラメタリゼーション(Kessler, 1969).

モデルの定式化• 状態方程式• 運動方程式• 圧力方程式• 熱の式• 凝縮性成分の保存式

系の設定
• 冷却層

1024 km (Δx =2 km)

雲層	

300 Km (Δz = 2 km)

相対湿度
75 %
T= 160K(0.6 bar)

300km
200km

0.1bar
冷却層
Q = -0.01, 0.1 K/day
140km

T=490 K

初期温位（θ）	

‒ 高度と強度はガリレ
オプローブの観測を参照• 境界条件2 bar‒ 水平境界地球大気との違い• 周期境界条件

上部境界
地面 ‒(海面)がない• 応力なし凝結物質が重い•w=0
凝結成分が多いほど密度が
H2S NH3 H2O• 断熱壁
大きく、浮力を得難い
30 bar‒ 下部境界放射冷却層が対流層上層• 応力なし
初期混合比(太陽組成の 0.1, 1, 3, 10倍)	
•w=0• 温度と混合比を初期値に固定

標準実験 (CTRL) の結果

計算結果	

対流活動の時間変化	
• 対流活動は間欠的.
‒ 活発期(A): 積雲の発達. 雲層上部で 3 種類の雲の混合.
‒ 静穏期(Q): 対流活動が弱く, 複数の凝結物の鉛直混合はあまり生じない.
‒ 活発期では, 積雲が続けざまに生じるため, 温度が上昇.
水平平均した凝結物の混合比	

水平平均した仮温位	

対流構造の時間変化

平均的大気構造• 積雲に伴う鉛直輸送によって, 鉛直 1 次元の熱平衡計算の結果から大きく変化‒ H2O と NH4SH 雲粒は NH3 凝結高度の上空にまで上昇‒ 凝結性成分気体は, それぞれの凝結高度ではなくH2O 凝結高度から高度と共に減少を始める.

実線: 平均点線: 熱平衡計算	

対流構造：分子量効果による境界• 境界として作用する理由‒ 凝結が生じると, 乾燥成分 (H2, He) に比べて相対的に重い凝結性成分 (H2O, NH3, H2S) が気塊から抜ける.
‒ 凝結高度付近が安定成層
鉛直速度の自乗平均	

活発期	(m/s)	

静穏期	(m/s)	

パラメタ実験

パラメタ◯ 間欠性有り×	 間欠性無し	

雲から雨への変換の時定数 (100 sec)	
熱強制(-0.01K/day)	

1倍	
1倍	

10倍	

100倍	

◯	 ◯	 ◯		

凝結成分の存在度 (solar)
0.1倍	
熱強制(-0.01K/day)	

1倍	
10倍	
100倍	

0.3倍	

1.0倍	

3.0倍	 10.0倍	◯	×	 ×	 ◯	 ◯	 ◯	×	CTRL	雲から雨への変換の時定数• 大気構造は, 凝結物の分布を除けば,変換の時定数に強く依存しない.
• 領域全体が曇る理由‒ 鉛直移流のタイムスケール< 変換の時定数• τaactive = 80,000/50 = 1,600 sec• τaquiet = 40,000/10 = 4,000 sec• τ= 10,000 sec (C100)
C100	

雲から雨への変換の時定数• 平均的大気構造も, 凝結物の分布を除けば, 変換の時定数に強く依存しない.

凝結性成分
• Q = -0.1 K/day であることに注意.

• 間欠性の周期は凝結性成分の存在度に概ね比例.
‒ 活発期の凝結物混合比の最大値,温度変化分も概ね比例.

• R10S01 では, H2O 凝結高度は弱い「境界」

凝結性成分• 凝結物混合比の平均値はほぼ同じ‒ 活発期での平均混合比および間欠性の周期が凝結成分存在度に比例するため.

• 凝結性成分が多いほど, 各凝結高度が「境界」として働き易い.

議論: 間欠性のメカニズム

Quiet period	

活発期の開始：雨がトリガー

連続的な雲の発生 ➡ 雲底高度の下降

Active period	

雲底高度 (雨の落下高度) ＜ 凝結高度

凝結高度をまたぐ流れが生じる. 雨によって駆動．

雲層の温度上昇Active period	

活発期の終了	

雲層の温度上昇

浮力が得られず, 積雲は発達できない

活発期の終了の定量的考察• 終了の条件: 雲仕事関数 A がほぼゼロ‒ H2O 凝結高度付近で受ける負の浮力による仕事と,その上空で受ける正の浮力による仕事が釣り合う.
‒ 負の浮力: 凝結成分気体の分子量効果・凝結物の荷重効果．

*A = ∫ ρg (Tv − Tv ) /Tv dz(Arakawa and Schubert, 1974) 	

活発期開始時	 活発期終了時	

‒ 温度変化: ΔT = 0.25 K (in ~ 2days ) vs 熱強制: Q = 0.01 K/day

C100	

‒ H2O 凝結高度が安定成層でも, 雲が発生.

• 不安定が解消されるまで (A = 0), 次々と積雲が発生し続ける.
• 結果として, 雲層の平均温度は上昇

放射冷却	
CTRL	

• 上層から冷やされるため, 活発期の直前
では, 下層の H2O に富む気塊に対して,大きな潜在不安定.
• 雨の落下が不安定を解消するトリガー.

高度	間欠性H2O 凝結高度	

潜熱加熱	

• そのような大気構造になるのは, 雲底下の大気が膨大, かつ, 上から冷やされる系であるため.
仮温位	

間欠性の周期• 潜熱による温度上昇幅 ΔT を, 放射冷却 Qrad で緩和するのに必要な時間として見積もれる

∫
周期 ≈∫

p topp cloudp top

p radc p ΔT /g dp

ΔT pcloud≈c p Qrad /g dp Qrad prad

温度上昇

凝結成分の存在度

Table 2: Summary of the period of cloud activity

€
Case

€

Averaged pe-

H2 O

riod of inter-base (Pa)mittency

cloud

Mean

tem-

Estimated

peratureperiod based

deviation ∆Ton Eq.

(K)

(day)

CTRL

38

3.90.2447

C1051

3.90.359C100623.90.478R3183.90.2818R108.43.90.397.6

R10S3194.71.024R10S101315.84.9142??

凝結成分存在度
Cp: 比熱,g: 重力加速度, p: 圧力,ptop: 対流圏界面,pcloud: H2O 雲底高度,
prad: 放射強制の効く下端
圧力 	

観測への示唆 & まとめ

まとめ• 木星大気の「平均的」な大気構造を調べることを目的とした, 長時間の雲対流の数値計算.
• H2O 凝結高度から対流圏界面にまで達する強い積雲が間欠的に発生する‒ 間欠性の周期は概ね凝結性成分の存在度に比例.

• 強い積雲に伴う鉛直輸送によって, 雲と凝結成分気体の鉛直分布は鉛直一次元の熱平衡計算の結果から変化しうる.
‒ 凝結成分気体の分布はそれぞれの凝結高度ではなく H2O 凝結高度から高度と共に減少‒ H2O と NH4SH の雲粒が対流圏界面まで上昇

まとめ• NH3 蒸気の鉛直分布は従来の電波観測で得られた分布と整合的‒ 観測: NH3 凝結高度よりも深い領域の 0.6 bar < p < 2bar において NH3 混合比の平均値が太陽組成の約半分‒ 雲層内で NH3 蒸気と凝結性成分気体に乏しい気体の鉛直混合によって説明可能.

• H2O 存在度はガリレオプローブの結果と整合的でない‒ 大気深部まで非常に少ないというガリレオプローブの観測結果は再現されなかった.
‒ ガリレオの観測した乾燥した状態を説明するためには,雲対流以外の効果 (例えば全球規模の擾乱) を考慮する必要があるだろう.

まとめ• 積雲が間欠的に生じるメカニズム‒ 上から冷やされる系‒ 活発期の開始時：潜在不安定 & H2O 凝結高度より下方への雨の落下がトリガー‒ 活発期の終了時：雲仕事関数 A がほぼゼロ‒ 活発期の雲が続けざまに生じる結果, 雲層の温度は上昇.
‒ 温度上昇分を熱強制で緩和すると, 次の活発期へ.

• 現実の木星・土星では, 積雲活動に関係すると考えられてExploring the Giant Saturnian Storm
いる数年から数十年スケールの変動が見られる. このようCheng Li (cli@gps.caltech.
な現象のメカニズムを考察する手がかりになるかもしれ
Division of Geological and Planetary Scienceない.

Giant Saturnian storm (2010 年末)