国立防災科学技術セソター研究報告第22号

工979年10月

551・578・4：551，501．8（521．41）

長岡における降雪粒子のZ−R 関係
およぴ粒度分布の特徴

八木鶴平＊・清野I

害谷＊＊

国立防災科学技術セソター

SizeDistributio11and

Z−R

Re1atiomhip

0bservedof

S皿ow

P趾ticlesi皿Nagaoka，IBy

T8umheiYagi

andHimshiSeino

ルfゴ・ηαZRθ∫θ肌んα肋ブ伽〃∫α鮒乃w〃・・ ，J砂伽

Abstract
Observations

ユ978intheofsnow

Nagaoka，Niigata

characteristics

ofpaエticle−sizePrefecture．

size

distributions

The

distributionofpurposesnow

ofwerethepart三cles

mademderwintermonsoon，

wastoclarify

relationships

betweenobservations
and

their

th…d・…刊・・ti・ityZ・・dp…ipit・ti・・i・t…ityR，P・…il1・gi・th・di・t・i・t．
Average−sizeparticles

would

wheremelt．

DThe

distributions
isthearediameter

observed

general1yinpresented

mmofthewatercharacteristics

ofsize

by
drop

W刀＝Wo
to

distribution

州o＝3．7×103R0・57and1＝2．6児一〇・10foraggregated

and■＝2，9止0・o02forgraupels

in

mm

hr−1，

wereaggregatedsnowf1akes

and

Z＝650R1・1for

Z＝1200R1・3forThe

comparing

whereimportanceforwithobservatioml

otherRconsidering

is

the

locality

results

underinexp（＿」D）for

which

inthe

thissnowsnow

particleequationweresnownakes，and州o＝3．6×10宮Ro・98
The

Z−R

di伍erent

Z−R

relationships

obtained

graupe1s．

relationshipwassituations

snowfall．

of

discussed

at1．まえがき
レーダーにより降雪の降水強度を測定するためには，降雪粒子のレーダー反射因子Zと降水強度Rの関係を調べておく必要がある．この関係は一般にZ−R関係と呼ばれ■，雨滴に関しては数多くの観測がなされて気象条件・レーダーエコーバターソ等により整理されているが，降雪粒子については比較的観測例が少ない．以下列挙すると，Imai功αZ．（1955）は東京における雪片について，Gumand

Marsha11（1957）はMontrea1における雪片について，＊第1研究部異常気候防災研究室＊＊同（現在農林水産省九州農業試験場農業気象研究室）
一49一

国立防災科学技術セソター研究報告

Ohtakeand第22号

1979年10月

Henmi（1970）はA1askaでの雪片について，藤原・柳瀬・高橋（1972）は金沢付近のあられ・雪片について，武田ら（1972）は九州の雪片について，播磨屋（1973）と由田（1975）は札幌およびその近郊での雪片とあられについて，梶川（1978）は秋田におけるあられについて，それぞれ粒度分布を観測してZ・R関係を求めた．これらの観測結果は降雪粒子のZ・R関係が気象条件の地域による差により大きく異なることを示唆しており，単に観測例が少ないというだけではなくその多様性のために統一的に整理される段階にはないといえる．これは，雨滴の場合と違って，降雪粒子の場合は形態・密度・合水量等の相異により種々のZ・R関係が観測され，形態・密度・含水量の相異は気象条件，ひいてはその気象条件が卓越し易いという地域性の現われであると考えてよい．したがってある地域でのレーダーによる降雪強度のルーチソ観測には，むしろその地域での降雪粒子のZ・R関係を眼定的に決める方が実用的であり合理的であるといえるかも知れない．

著者らは，このような観点で，豪雪地域である新潟県長岡市において降雪粒子の観測を行い，同地での降雪粒子のZ・R関係および粒度分布の特徴を調べ，従来の他の地域との比較を行った．本報告はその序報として昭和52年度に観測した結果について述べる．

観測期間は昭和53年1月20目から2月1日である．観測にあたっては，従来一般に採用されてきた，降雪粒子の粒度を融解直径として固定する炉紙法によった．また空間粒度分布の計算に際し必要な降雪粒子の落下速度は著者らの観測地と同じ日本海側の秋田での実測値（梶川，1974およびKajikawa，1975）を用いた．

2．観測方法
降雪粒子のZ・R関係を求めるためには，レーダー反射因子が融解水滴の大きさに直した理論に基づいているため，融かして水滴とした場合の粒径（融解直径）による空間粒度分布が必要である．この観測では融解直径の固定に一般に利用されている炉紙法を用いた．この方法による観測の手順は次のようになる（図1）．あらかじめ，板に貼った黒い布（毛羽立ったビロード，B4判）にシリコソで防水処理をほどこしたものを用意しておく．この黒布を戸外で降雪に晒し，適当量の降雪粒子を受け，その露出時問を正確に計時する．これを戸内で接写した後，弱い電熱で暖められた密閉加湿箱（梶川・木場，1978）の中で，できるだけ蒸発を抑えた状態で降雪粒子を融かし水滴とする．この水滴をwaterb1ue処理した炉紙に，均一に吸収させ，青いしみとして残す．写真1aお言博◎

シエルター

露出〃

フアノ1暮

よびbはこのようにして観測した雪片およびあられ密閉加湿箱の接写とそれぞれに対応する炉紙の伊．』である．

TTqヒ十1・受雪

昭和・・年度冬期の観漠1jでは合計…枚卯紙に2．接写3．融解・帰氏

図1観測の手順．

粒度分布を固定することができたが，解析にあたっては，観測時に一部の降雪粒子が風のため黒布から一50一

長岡における降雪村1子のZ・R関係および粒度分布の特徴I一八木・a

写真1黒布に互けた崎雪粒十の凄写と融解してウォーターブルー炉紙トに残した痕跡の例．aは雪ハ．，bはあられである．

跳び出したものや，黒布Lで粒千が破壌し散閉したものなどを除く116枚について解析した．

3．解析方法レーダーで受信される電波の受信電力片は，目標が降雪でありその粒子の直径が波長に対して十分小さくレーダー近以が成立する時は，片＝Cr21（ε一1）／（ε十2）12グ1Zで表わされ，これをレーダー方程式と呼ぶ．ここでCはレーダー諸元に関わる定数，7は目標物までの距離，εとρはそれぞれ水の複素誘電率および密度である．Zは雨の強さに関係する項で前に述べたようにレーダー反射因千である．これは降雪粒了・の空問粒度分布凡と融かして水滴にした時の直径（融解直径）Dの6乗で決まり，・一／凡〃ωr1）となる．また降水強度Rは・一青／γ〃M・（2）で表わされる．ここでγは1峰雪粒了・の落下速度である．このl1寺レーダー反射因子と降水強度の関係は，Z＝朋β（3）で表現することができる．ここにBおよびβの値は降水の型や降水粒了・の種類によって決

一51一

国立防災科学技術セソター研究報告第22号

1979年10月

まる定数である．本報告の目的は新潟県長岡市で観測した降雪粒子についてのB値とβ値を求め，他の地域の観測結果と比較することである．

実際の解析にあたっては，以下の手順によった．

黒布上に受けた降雪粒子の接写写貞を実物大に焼付けて，戸紙の読み取りはそれと対照しながら行った．この検証は，大きな雪片は融解の過程で単一の水滴にならないで数個の水滴に分散し，炉紙上に隣接したいくつかの痕跡として転写される場合が多いために必要となる．

炉紙の読み取りは，1mm間隔の円定規を用いて，炉紙上の痕跡の大きさと階級ごとの個数を計数することにより行った．痕跡の大きさはあらかじめ実験的に定めた検定曲線により水滴径に変換した．炉紙上の読み取り幅は1mmであるが，融解直径に変換した読み取り幅は」D＝O．1〜O．3mmであり，D＞2mmでは」D≒0．1mmとなる．ここでは」1）を一定とするため，上記の方法で読み取った後，」D＝0．2mmとなるように個数を比例配分した．

それぞれの炉紙について得られた融解直径Dグ1）・十1Dの水滴の個数凡と露出時間τ

露出面積S（25．7cm×36．4cm），読み取り幅∠Dを用いると，直径ハ〜ハ十110の水滴の単位体積あたりの個数凡包およびレーダー反射因子，降水強度は次式のようになる．

凧凡FS川〃
凡・ハ6

Z刀、＝T・。S・γ

π凡・D｛3見、＝一6 τ・。S，

（4）
Z＝ΣZD。

（5）

，

（6）

R＝Σ見。

ここで（5）式は（1）式に，（6）式は（2）式に対応する．

以上の計算で必要な落下速度は次のように取扱った．

雪片の落下速度の観測例としてはLangleben（1954），Imai砿αZ。（1955），MagonoandNakamura（1965）などがあるが，ここでは長岡と同じく，日本海側に位置する秋田における梶川（1974）の観測結果から，雲粒付立体型結晶よりなる雪片に対する式と，雪粒付六花からなる雪片に対する式の係数を平均した次式を用いた．
1；1＝971）0・667（7）

ただし雪片と粉雪が混在するものについては，便宜上D〈O．9mmの粒子を粉雪として扱った．大部分の粉雪の融解直径はO．9mm以下であり，またこの大きさの微小な降雪粒子のほとんどが粉雪であったためである．粉雪の落下速度は形態的に近いあられの式を適用して求めた．ここでいう粉雪とは，後述の写真2のfにあるような粒状の降雪粒子をさす．
あられの落下速度は同じく秋田におけるKajikawa（1975）の観測結果から次式を用いた．

一52一

長岡における降雪粒子のZ−R関係および粒度分布の特徴I一八木・清野

地上気温が0．5℃未満の時
γ＝152Do・833（D＜2mm）

γ＝2051）o・421（D≧2mm）（8）

地上気温が0．5℃以上の時
γ＝202Do・833（Dく2mm）

γ＝269Do・421（1）≧2mm）以上の計算に用いた変数・定数は以下の単位を使った．
〈ら：mm−1・m−3，R：mm・hr1，Z：mm6・m−3，S：cm2，τ：sec，γ：cm・sec−1，D：mm．

4．結

果

4．11，2時間連続降雪のZ・R関係
持続的な降雪について約10分商隔で1時問から2時間の間，連続観測を実施した．図2の左図は1月30日22時08分から23時38分の90分間，図2の右図は1月31日16時00分から17時15分の75分問の観測例である．横軸の個々の観測実施時刻に対し，縦軸に各観測炉紙より（6）式で計算した降水強度をプロットしてある．図中Sは雪片，Gはあられ，Pは粉雪を表わし，それぞれその型の降雪があった期間を横線で示した．1月30目の例は対流性のエコーからの降雪，同31日の例は層状のエコーからの降雪である．写真2のaからjは30目の22時08分から23時38分までの10分ごとの観測の降雪粒子である．
対流性エコーからの降雪は降水強度の変動だけではなく，降雪粒子の種類も雪片，あられ，粉雪が短時間で変化して降る場合が多い．この例では観測を開始した22時08分の40分前に観測点で降雪が始まり一連の観測を終った23時38分からさらに30分持続したが，観測を継続した時間内においても22時08分から22時48分は雪片と粉雪，22時58分は粉雪だけ，23時08分から23時28分はあられを主として若干の粉雪が混り，23時38分は雪片と粉雪に再び変化した．降雪粒子の粒径も変化が激しく，たとえば22時08分の10」on．30

311978ξ
εE5一←■■■一一一一Sp一一一一一一一十P一一I一一G，P一一一一十S

p−0＝

22

図2231617h

炉紙法により観測した降雪の降水強度と降雪粒子の変化．
S：雪片，G：あられ，P：粉雪、一53一国立防災科学技術セソター研究報告第22号

1979年10月2258

写真2 1 刈2のムi凶の連続1埼雪観測における降㍗粒r・の手1亜顯の変fヒ．
一54一

長岡における降雪粒子のZ・R関係および粒度分布の特徴I一八木・清野
Zmlm32208−2338

1600−1715

Jon．301．65
Z＝1157R」on．31

1978

1．67

Z≡686R

10

10 3

△ム・

1♂

●S△Gx P．1lO

R
1．11mmh10

図3図2の持続的な降雪のZ・R関係．

雪片は大きいものは2cmを越すが，22時38分については1cm足らずである．あられについても23時18分には5から6mmの粒径が顕著で，10分前と10分後のあられより大きい．写真上の降雪粒子の個数は露出時間がそれぞれ異なるので直接降水強度に対応しない．降水強度は図2の左図にみられるようにほとんどoから5mm／hrまで刻々の変動を示した．1月31目の右図の場合は雪片と粉雪が降り続き，降水強度は0．3から10mm／hrの変動があった．

ここで示した2例の連続した降雪についてZ−R関係を求めた結果が図3の左図と右図である．縦軸にレーダー反射因子，横軸に降水強度をとり，雪片は黒点，あられは三角で表わした．粉雪だけの降雪は×印である．実線は最小白乗法で計算した回帰直線を示す．1月30

日の90分にわたる降雪は左図で，関係式Z＝BRβにおける3値は1157，β値は！．65であった．同31日の75分にわたる降雪期間の3値とβ値は，右図のとおり，それぞれ686と1．67であった．

このような持続した降雪の1時間数十分から2時間にわたる連続観測は，昭和52年度冬期の全観測期間を通じて6回実施できた．前述の2例を含めた，6例の連続観測の結果を表1に示す．一貫して雪片が降ったのは1月28日から29日にかけてと1月31目の2例で，他の4例は雪片とあられが観測された．またいずれの場合も粉雪が混り，逆に粉雪だけが1から2時問にわたり持続して降ることはなかった．6例の連続観測を通じて，B値は大体700から2000・β値は1・2から1・7であった．由田（1975）によると昭和50年現在，札幌管区気象台の札幌レーダーでは，GunnandMarsha11（1958）によるZ＝2000R…を冬期問の一55一

国立防災科学技術セソター研究報告第22号

1979年10月

表1ユ，2時間連続して観測した降雪のZ・R関係式．

年月日

観測時刻

観測回数

粒子の種類

Z・R関係式1978．1，25

1740〜1940

20

雪片・あられ・粉雪

Z＝691R1・28

雪雪

Z＝2013R1・45

片・粉2247〜0005

16

ユ．29

0520〜0705

19

雪片・あられ・粉雪

Z＝786R1・22

1．30

1340〜1507

10

雪片・あられ・粉雪

Z＝766R1・40

1，30

2208〜2338

10

雪片・あられ・粉雪

Z＝1157R1・65

ユ．31

1600〜！715

12雪

Z＝686R1・67！．27

片・粉雪

現業観測で使用していた．これに比べると今回の結果はB値とβ値の両方において全体的にノ」・さいといえる．

4．2

降雪粒子の種類別のZ・R関係

前節で述べた持続的な降雪の1から2時間にわたる連続観測の解析に使用した観測炉紙枚数は87枚である．この他，短時間の観測を含めると，2章で述べたように，116枚の有意な観測資料を取得した．これを降雪粒千の種類別に，雪片（と粉雪），あられ（と粉雪）および粉雪の三種に大別し，それぞれのZ−R関係を求めた．

雪片が観測されたのは68回で，降水強度の範囲はo．013から11mm／hrであった．図4に解析結果を示す．実線は回帰直線を表わし，Z−R関係式におけるB値は約1200でβ値は約1．3であった．

あられが観測されたのは38回である．図5に解析結果を示す．黒点は観測地点での気温10而而而ヨZS19781，25Z＝1212R．

104mm6m3Z

G

19781♂

1．12
Z昌652R．

o．

．

103

10ヨ1♂

102

一●くO．ヂC10o≧O，5oCmmlhmmh

RR1O．1−

図5あられのZ−R関係．

図4雪片のZ・R関係．

一56一10長岡における降雪粒子のZ・R関係および粒度分布の特徴I一八木・清野がO．5℃未満の時で，白点は0．5℃以上の時を表わし，（8）式の落下速度の計算式に対応する．今回の結果は，あられの場合，Z・R関係式におけるB値は約650でβ値は約1．1であった．この時の降水強度の範囲は0，058から8．1mm／hrであった．

粉雪だけの観測回数は少なく10回であった．粉雪だけが単独で降り続くことが少なかったためである．降水強度はO．0086から0．98mm／hrで，Z＝81Ro・88であった．
4．3

降雪粒子の粒度分布の特徴観測された各炉紙について計算した空lo1♂

S1978
O．6｛RN。筥

間粒度分布（凡分布）から降雪粒子の1，OoG

1978 O．5くR 1．O
N。・1．71刈Oも．12刈♂・一2・距o2舳

粒度分布の特徴を調べるため，降水強度の階級ごとに分類して相互に比較した．

一般に降雪粒子の空問粒度分布は，雨滴の場合（Marsha11andpa1mer，1948）㌔畠

1。。と同様に，！〉ら＝1V；oexp（＿！1））（9）の指数関数で表現される．個々の観測事例について，必ずしもきれいな指数関数にあてはまらない場合もあるが，第一ユ近似として（9）式を適用する．ここで，30而m

図6降水強度がO．6〜 図7 降水強度が0．5〜1．0mm／hrの時の1，0mm／hrの時の雪片のNη分布．
あられのw刀分布．

州。はD：Oを仮定した場合の凡の値であり，■は回帰直線のこう配である．

このようにして求めた雪片とあられの凡分布の一例を図6と図7に示す．この章では，粉雪については観測回数が少ないので除外した．図6は降水強度がo．6から1．omm／hrの時の雪片の凡分布である．最小白乗法で求めた州。は4．12×103，1は2．85であった．
表2雪片の降水強度別のル分布における州値と1値・Rはそれぞれの階級での平均降水強度で，各階級の降水強度の幅は観測回数がおおむね平の時の凡分布で，N。は1．71x103，！は2・57であった・均化するように定めた．
一1〜R（mm／h・）

同じく図7はあられのO．5から1．0mm／hr

降水強度の幅はこの例でも分るように，一1V；o〃

観測回数

0．01〜O．2

O．0873

6．81×1023．088

0．2〜0．4

O．283

1．27x！03

2，73

10

0．4〜0．6

O．514

5．54×！03

3，31

O，6〜1．0

O．731

4．12×1032．85

1．0〜1，5

1．19

5．65×103

2．77

1，5〜2I0 1．78

2．69×103

2．03

2．O〜3．0

2．63

5．36×10a2．25

3．0〜ユ2

5．09

9．18×1032．24

799997

定していない．雪片について表2，あられについて表3に示したように，おおむね観測回数が平均化するようにそれぞれ階級の幅を決めた．表2は雪片について降水強度を8階級に分け，それぞれの階級に対して求めた州。と■の値を表わす．同様に表3はあられの降水強度の7階級のW。と■である．Rは一57一

国立防災科学技術セソター研究報告
表3

あられ、の降水強度別のW刀分布における州。値と1値．Rはそれぞれの階級での平均降水強度で，各階級の降水強度の幅は観測回数がおおむね平均化するように定めた．
R（mm／h・），R■

11，1 観測回数

NO

7．09x102 3．38

O．05〜0．16

0．105

0．16〜0．27

0．232

1．37×103

3．32

O．27〜0．50

0．370

5．97×102

2，49

0．50〜1．00．718

1．71x103 2．57

1．O〜2．0

1．54

2．65×！03

2．0〜2．5

2．23

2．5〜9．0

4．63

1．00x104 3．07
3．38x104 3．55

2，49

4
5
76664

第22号

1979年10月

各階級の降水強度の平均値である．

図8と図9はそれぞれ雪片とあられについて，粒度分布の特徴，すなわちN・と！が降水強度の変化に対しどのように変動するかを表わしたもので，直線はそれぞれ表2と表3のN。，■のR（R）に対する回帰直線である．

雪片の場合，州・は降水強度の増加に伴って、N。＝3，7x103Ro57で増加した．一方■は■＝2．6R−0・10で減少傾向を示した．すな

わち雪片の空間粒度分布の特徴は降水強度が増加すると共に，分布の幅が広がり，全体的に個数も増加するという結果であった． 播磨屋（1973）の札幌およびその近郊の雪片の観測結果と同じ傾向である．

あられの場合は，降水強度の増加に伴って，州。＝3．6×103Ro．98の関係で増加するが，■は■＝2．9R−0−o02でほんのわずかな減少しか示さない．すなわちあられの空間粒度分布の特徴は降水強度が増加すると共に，分布のパターン（勾配）はほとんど一定で全体的に個数が増加するという傾向を示した．梶川・木場（1978）は州。が増加し勾配は小さくなって分布の幅が広くなる観測結果を得ている．著者らの結果では分布の幅の広がりは特に指摘するほどの特徴ではない．

10R．01．11

図8雪片のW刀分布（WD＝1V；。グ10R」

）の

図9

110R

あられの凡分布（WD＝N・2一）

特徴．上図はNOの，下図は1の，それぞれ降水強度Rに対する関係の特徴．上図はNOの，下図は！の，それぞれ降水強度Rに対するを表わす．

関係を表わす．

一58一

長岡における降雪粒子のZ−R関係および粒度分布の特徴I一八木・清野

5．考察

昭和52年度の観測結果では，雪片のZ・R関係式における3値およびβ値はそれぞれ約1200と約1．3であった．これと従来の他の地域の観測結果をまとめたのが表4である．

降雪粒子の主たる形態である雪片のZ−R関係は，古く1950年代，気象レーダーの実用化に伴って観測が始められている．一般に目本海側の豪雨時の大量降雪や関東の春の雪は濃密雲粒付雪片である場合が多い．また雪片を構成する個々の結晶型も多量の雪粒付着ないし部分的な融解により判別しがたいことが多い．これがより高緯度になると雲粒付着などが比較的少なく，たとえば札幌の由田（1975）やA1askaのOhtakeandHenmi（1970）のように構成結晶別の雪片についてそれぞれZ・R関係を求めることが可能となっている．したがって

表4に現われたB値についての数百から数千およびβ値についての1．1から2．7にいたる数f直の変動は，それぞれの観測地点個有の気象状況の反映である可能性が考えられる．

あられのB値およびβ値はそれぞれ約650と約1・1であった．表5は著者らの結果と他の地域の結果を表にしたものである．あられは比較的近年になり観測されだした．この表より明らかなように3値とβ値双方において比較的近い一致をみているのは，札幌およびその近郊における播磨屋（1973）と秋田の梶川・木場（1978），長岡の著者らの三者である．

表4雪片について，他の地方で観測されたZ・R関係式における3値およびβ値と長岡における著者らの観測値の比較．

出典と観測地Im・i砿αZ．（1955）

東京

Gunn

MontrealandOhtakeMarshal1（1958）

andHenmi（1970）

R（mm／h・）B
600〜2400
2000

Alaskaβ観測回数1．8

2．0

400〜3300 1．5〜2．3

藤原他（1972）
武旧他（1972）

金沢付近
英彦山（福岡）2000〜2900！．27〜1．70

300〜650

2．0〜2，7

由旧（1975）

札幌と近郊

1400

1．1

著者ら

長岡

ユ212

1．25

0，013〜1168

表5あられについて，他の地方で観測されたZ・R関係式における万値およびβ値と長岡における著老らの観測値の比較．

山典と観測地OhtakeandHenmi（1970）

R（mm／h・）B
900

Alaska藤原他（1972）

金沢付近

武ロヨ他（！972）

英彦山（福岡）播磨屋（1973）
由田（1975）
梶川・木場（1978）

札幌と近郊
札幌と近郊
秋旧

O．02〜4．0

0．02〜2．0

著者ら長岡

O．001〜2．0

β

観測回数

1．6

300〜2000 1．30〜1．66
200〜500 1．5〜2．O
110〜520 1．2〜！．5

60
35

81400

1．3

0．0025〜25793

1．25

63

0，058〜8．1652

1．1238

一59一国立防災科学技術セソター研究報告第22号

1979年10月

またこの三者は解析の基礎となった観測資料数および観測された降水強度の範囲の双方においても大体似通っているが，この中でも梶川・木場（1978）は広い範囲の降水強度で数多くの資料取得を行っており特筆される．この札幌・秋田・長岡の三地域のあられのZ・R関係の3値は数百から700〜800でβ値は1．2前後である．
このような降雪粒子のZ−R関係を求めるにあたっては，降雪粒子の落下速度が重要である．今回の観測資料の解析では比較的気象条件の似通った秋田での落下速度の測定値を用いたが，理想的には粒度分布の観測と同時に併行して落下速度を観測し，その測定値を使い解析をするのが良い．雨滴と違い，降雪粒子の場合は，雪片であれあられであれ，構成結晶型・雲粒の付着量・部分的融解の程度・密度などが降雪過程の差あるいは地域の差により大きく左右されるからである．そしてこの事は単に落下速度の取扱の仕方だけの問題でなく，レーダーで降水強度観測を実施する場合のZ−R関係式の妥当な適用の問題でもある．たとえば

著者らの観測によると，雪片の粒度分布における特徴として，4章で述べたように降水強度の増加と共にN・の増加および■の減少があったことが指摘されるが，Montrea1のGunnand

Ma・sha11（1958）はN・の減少，■の滅少を報告している．このW。の滅少・1の減少

は，降水強度の増加に伴い，雪片の付着凝集過程において小さな雪片あるいは単一結晶が減少して，それだけ大雪片が増加すると説明されている．しかし著者らの長岡における今回の観測結果は，付着凝集過程で大雪片が増加しても，なお十分に小雪片あるいは粉雪が存在したことになる．このことは冬期日本海の大気中への豊富な水蒸気供給に関係するかも知れない．あるいはこの地域の降雪過程の特殊性を表わしていると考えられるであろう．すなわち降雪粒子のZ−R関係の比較検討は降雪過程の相異あるいは地域性などに視点をおいて進める必要があると思われる．

6．

あとがき

昭和52年度冬期の観測の結果，次のようなことが明らかにされた．

（1）6回の1，2時問連続観測の結果，降雪粒子のZ−R関係式におけるB値は大体700から2000，β値は1．2から1．7の間であった．

（2）雪片についてのB値は1200，β値は1．3であった．
（3）

あられについてのB値は650，β値は1．1であった．

（4）雪片の空問粒度分布の特徴として，降水強度の増加と共に分布の幅が広がり全体として個数が増加するという傾向が観測された．

（5）

あられの空間粒度分布の特徴は，降水強度の増加に伴って分布の幅はほとんど一定であるが全体的に個数が増加するという傾向が観測された．

今回の報告は昭和52年度の観測についてである．昭和53年度の観測については次報で報告し，昭和52年度の結果と合せて考察を進める．

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長岡における降雪粒子のZ・R関係および粒度分布の特徴I一八木・謝辞

この観測を計画するにあたり，秋田大学教育学部梶川正弘氏，気象庁気象衛星セソター（現在科学技術庁研究調整局宇宙開発課）由田建勝氏，北海道大学理学部播磨屋敏生氏には有益な助言をいただいた．観測の実施にあたっては国立防災科学技術セ：■ター雪害実験研究所に様々な便宜を計っていただいた．また当研究室米谷恒春研究員（現在第1研究部主任研究官）には観測の援助，上田博研究員には有益な討論をしていただいた．それぞれ記して感謝の意を表わしたい．

本研究は特別研究促進調整費による「豪雪時における降積雪の監視システムならびに降雪過程に関する総合研究」（昭和51〜53年度）の一環として行われたものである．
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（1979年6月1目

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原稿受理）