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第 11 回成果報告会

積乱雲の雲頂から飛び上がる巻雲：Jumping Cirrus の観測と定量的解析による特徴
瀬口貴文 1, 岩崎杉紀 1, 鴨川仁 2, 岡本創 3, 石元裕史 4, 牛山朋來 5
1.防衛大, 2.学芸大, 3.九大応力研, 4.気象研, 5.土木研
１ はじめに
Jumping Cirrus (JC) とは，Fujita の飛行機観測により撮

３ 解 析
まず，夜間に撮影した写真上の星の位置情報を調べ (星影・命名された「かなとこ雲から 1-2 km ジャンプする雲」のことである 1) ．Wang et al. は，数値実験で，非断熱過程

図ソフト，ステラナビゲータ Ver.10，AstroArts 社を使用)，各ピクセルの方位角と仰角 (図 1 のグリッド線) を導出し，(重力波の砕波) により JC が発生することを示した 2) ．しかし，JC の定量的な観測がないため，その定義はおろか，発生条件や規模，頻度といった基本的な性質も分かっていない．

JC の方位角と仰角を求めた．
次に，ひまわり 8 号のデータによる近い時刻の赤外輝度
温度分布 (図 2) を確認し，図１で求めた方位角方向に存在する発達した積乱雲を特定して観測点との直線距離を

Setvák et al. は，JC の雲粒の昇華によりオーバーシュートの上の成層圏が加湿される可能性を衛星データによっ求めた．これと図１で求めた仰角を組み合わせて JC の高度を見積もることができる．ただし，JC 自体は衛星からて示した 3) ．これまでは，オーバーシュートは断熱過程が支配的なため，すぐに沈み，成層圏に物質輸送すること見えないため，最も対流が発達していると考えられる最低温度の位置を使って直線距離を求めている．

はないと考えられてきた．しかし，JC による成層圏加湿の有無がわかれば、成層圏・対流圏間の水蒸気輸送の機構が明らかになり，より正確な成層圏の水蒸気量の推定に寄与することが期待される．

最後に，茨城県つくば市館野のラジオゾンデのデータを用いて，JC 発生時付近の大気状態を確認した (図 3) ．
AnvilJumping Cirrus

本研究は，カメラ撮影により JC を観測し，その形態・特徴を定量的に理解することを目的とする．さらに，衛星やラジオゾンデ等のデータを用いて当時の大気状態を解析し，発生条件や成層圏の加湿の有無を明らかにすることを目的とする．
２ 観 測2016 年の 7・8 月の間，富士山頂と防衛大学校の屋上 (横須賀市) に 3 台ずつ可視カメラを設置して，15 秒間隔で図 1 栃木県鹿沼付近で発生した積乱雲と JC．2016 年 8 月
4 日 18 時18 分，防衛大から撮影．
この事例では方位角-3.5°定点パノラマ撮影を続けた．表 1 にカメラとレンズの仕様

方向に JC が発生．かなとこ雲から 1.3 km ジャンプして高を示す．本カメラでは，1 ピクセルのずれが，100 km 離れ

度 16.8 km に達し，図 3 に示す CPT を越えている．

ると数十 m 程度になる．観測範囲は富士山・防衛大を基点に，概ね北西 (石川県・能登半島) 方向から北東 (千葉Convective stormdeveloped県・銚子) 方向の間をカバーしている．
2016 年は合計で 19 件の JC が撮影出来た．図 1 はその一例である．両観測点から同一の JC を捉えられなかった
ため，ステレオ解析により JC の位置をピンポイントで特定することはできなかった．
2017 年の夏季には，カメラを 3 台増やして，より広範な観測を実施した．それらのデータは現在解析中である．
表 1 カメラとレンズの仕様 (USB3.0 規格)

図2 ひまわり8号による赤外帯 (13 ch, 10.4 µm) の輝度温度分布．2016 年 8 月 4 日 18 時 20 分．観測点を中心に放射状に 5°毎に方位角を付記．グリッド線は経緯度，色は温度を示す．矢印は図 1 で求めた方位角-3.5°方向．最低温度部は 210 K で観測点から 143.5 km の位置．
連絡先：瀬口貴文（Takafumi SEGUCHI） ed17002@nda.ac.jp

４ 考 察４．１ ＪＣの特徴

時間と成長速度を求める．また，ひまわり 8 号のデータは赤外帯だけでなく，可視画像も確認して JC を含む積乱雲

2016 年の 19 件の JC の空間スケールと，当時の大気状の形態を見る．JC は氷粒を含むため，3.9 µm 帯で雲相を態の平均値を表 2 に示す．JC の到達高度が 17 km を超える事例もあった．
表 2 JC の空間スケールと大気状態の平均値確認する．さらに，水蒸気吸収帯である 6.2 µm 帯と赤外帯の輝度温度の差分画像を求め，対流の上部の水蒸気の有無を調べる 3) ．
JC の発生機構としては，対流の十分な発達にかかわる断熱過程だけでなく，重力波が壊れる非断熱過程が重要であると考えられるため，風速のプロファイル及び大気安定度にも注目して解析をする予定である。

Wang et al. の報告 2) では，3D 非静力学雲モデルを使って，米中西部で 1981 年 8 月に発生した積乱雲をシミュレートした結果，JC の到達高度は約 15 km であった．本観測結果はこれとよく一致する．また，オーバーシュートがCritical Layer

沈んだ後に飛び上がる JC は，周囲の風向 (西風) に逆らってオーバーシュートした方へ向かうという報告通りの特徴を示す事例もみられた．数値実験では，水平スケールには言及してないが，どの程度の規模 (対流の強さや，かなとこ雲の大きさ) の積乱雲であれば JC が発生できるか

図 3 館野における気温 (左) と風速 (右) の鉛直分布．

は定性的にもわかっていない．
館野のゾンデの気温の鉛直分布と比較すると，3 件が対流圏界面 (DT: Dynamic Tropopause または CPT: Cold Point
Tropopause のいずれか) に達していた (図 1～3 の事例を2016 年 8 月 4 日 21 時．雲の場所とは 100 km ほど離隔．
実線・破線は DT と CPT の高度をそれぞれ示す．本事例
では，DT = 17.37 km，CPT = 16.77 km．CAPE 値は 782.3．
謝 辞含む) ．それらの事例では，CAPE が他の事例に比べて大きく，対流が活発であったと考えられる．

本研究は，認定 NPO 法人「富士山測候所を活用する会」
が富士山頂の測候所施設の一部を気象庁から借用管理運一方で，対流が弱く JC の到達高度が圏界面より低い場合でも，風速が急減している高度で JC が発生している事営している期間に行なわれた．また，本研究の一部に九州大学応用力学研究所の共同利用研究の助成を頂いた．

例が 15 件あった (図 1～3 の事例を含む) ．この場合，該当高度に存在する Critical Layer において重力波が破砕している可能性が高い．このことから JC の発生には風速の鉛直シアーが重要であると考えられる．

参考文献
1) Fujita, T. T., 1982: Principle of Stereoscopic Height
Computations and their Applications to Stratospheric Cirrus
over Severe Thunderstorms. J. Meteorol. Soc. Jpn., 60,

４．２ 大気差
地球の大気圏内を伝播する電磁波は，大気による光の屈折 (大気差) の影響を受ける．本観測に使用したカメラも例外ではなく，写った星の位置は実際より浮き上がり高い高度にあるように見えている．したがって，これを基に作成したグリッドでは観測対象が低く写る．この大気差を補正してグリッドをつけると，実際は本結果より 100 m 程度高度が高くなると予想される．当日は補正後の結果をもっ355-368.
2)3)Wang, P. K., S. H. Su, Z. Charvát, J. Št’ástka, H. M. Lin,
2011: Cross Tropopause Transport of Water byMid-Latitude Deep Convective Storms: A Review. Terr.
Atmos. Ocean. Sci., 22, 447-462.
Setvák, M., D. T. Lindsey, R. M. Rabin, P. K. Wang, A.
Demeterová, 2008: Indication of water vapor transport into
the lower stratosphere above midlatitude convective storms:て発表する予定である．

Meteosat Second Generation satellite observations and５ 今後の展望
時空間スケールの把握のため，発生から消滅までの所要

radiative transfer model simulations. Atmos. Res., 89,170-180.