地球環境研究，Vol.19（2017）

ドップラーライダー観測による大気境界層高度算出の試み
中

村

祐

輔＊

渡

来

靖＊＊

中

川

清

隆＊＊

キーワード：大気境界層高度、ドップラーライダー、晴天日、立正大学熊谷キャンパス

１ ．はじめに高度が上昇すると共にエアロゾル濃度が急激に低下する。
一般に PBL 内で発生した汚染物質は PBL 内に捕捉さ地表面から高度約１～２km までの大気最下層は大気れ続けるため、hPBL は汚染物質が拡散する容積を決定し、境界層（以降 PBL）と呼ばれ、地表面からの摩擦や熱的

大気汚染濃度に大きく影響する。そのため、hPBL の発達な影響を直接的に受けるため、上層の自由大気とは大き過程を把握することは大気汚染物質の輸送予測などに非く異なる性質を有する。図１は、好天日における理想的常に重要である。さらに、hPBL は大気の熱容量に大きくな陸上境界層構造の日変化を示す（Garratt，1992）。日

寄与するため、都市ヒートアイランド強度に対しても密出後の地表面加熱に伴う熱的混合によって混合層が形成

接に関係する（中川，2011）。また、高橋ほか（2014）はされ始め、PBL 高度（以降 hPBL）は時間とともに急激に都市ヒートアイランド現象の過程を解明するためには、増加し、太陽南中後の日最高気温出現時頃に最大層厚に都市 PBL の発達過程や大気安定度の時間変化について、達する。日没後、日射による熱供給が無くなるとともにさらなる観測的調査が必要であることを示唆している。

地表面の放射冷却により大気が冷やされ、地表面付近か以上のように、PBL 発達の調査は都市気候学分野においら安定層が形成される。ただし、日中の混合層はすぐにても非常に重要な研究テーマの一つである。

は消滅せず、日没後も残存層として安定層の上に残る。

hPBL の観測は、従来、ラジオゾンデや塔などによって

また、PBL の日変化に伴い、エアロゾル濃度も大きく日行われてきた。しかしながら、それらの観測は時間や場変化する。一般に、日中に発達する混合層内において各所が限られており、例えば関東地方で得られるラジオゾ

時刻のエアロゾル濃度は鉛直方向に均一であるが、夜間

ンデのルーチン観測データは、館野における９時およびの安定層内では上層より下層においてエアロゾル濃度が21時（日本時間）のみである。一方、近年ではリモート高い。そして、混合層や安定層の境界面付近においては、

センシング装置によって時空間的に高解像度の観測が可能となってきている。hPBL の観測に用いられるリモート
センシング装置は、音波を発射し大気中の温度勾配による散乱強度を利用するソーダー（例えば、Lokoshchenko,
2002；Liu and Liang, 2010）、電波から大気の揺らぎを利用するウィンドプロファイラーやドップラーレーダー（例えば、Angevine et al., 1994；Quan et al., 2013）、電波より波長の短い光波からエアロゾルまたは大気分子を利用するライダーやシーロメーター（例えば、Davis et al.,
2000；Barlow et al., 2011）の３つに分類される。その中でも光波を用いて hPBL を算出した例として、Hennemuthand Lammert（2006）はラジオゾンデを用いた算出方法

図１

好 天日における理想的な陸上境界層構造の日変化（Garratt，1992）。SNR の鉛直減率が大きいと想定される領域を斜線で加筆した

＊		 立正大学大学院 ・ 地球環境科学研究科 ・ 博士後期課程＊＊
立正大学 ・ 地球環境科学部との比較を実施した。その結果、算出方法の違いによって生じる hPBL の差は±200ｍ以内であることを示している。また、Sicard et al.（2006）は夏季のバルセロナにお73ドップラーライダー観測による大気境界層高度算出の試み（中村・渡来・中川）

いて、相対的に冷涼な海風の侵入により hPBL の発達が妨げられていることを示唆している。このように、リモー
トセンシング装置は hPBL やその発達過程を調査する上で非常に有用であると判断できる。しかしながら、hPBL の発達過程やその季節変化にまで踏み込んだ研究例は未だ

表１

本研究で使用したドップラーライダーの設定

観測範囲

視線方向データ（ドップラー速度，
SNR）、３次元風データ（VAD 法）
150～3000m

送信パルス幅1000ns

距離分解能

150m

レンジ数

20

観測モード

PPI 観測ビーム仰角69°, 90°

平均間隔

１分

出力パラメータに少なく、特に日本国内を対象とした例は非常に限られる（例えば、森脇ほか，2003；泉ほか，2016）。
そこで本研究では、立正大学熊谷キャンパスにおいてドップラーライダー（以降 DL）を用いた PBL 観測を2016
年８月および11月に各３日間実施し、hPBL の算出を試みた。さらに、その結果を熊谷地方気象台に設置されてい本研究では、2016年８月４～６日および11月16～18日

るウィンドプロファイラーのデータと比較することで、の期間において、hPBL の算出を目的とした DL 観測を実hPBL 算出における両データの有用性についても検討した。

施した。表１に、本研究の観測で使用した DL の設定を示す。一般に、日中の hPBL は１～２ km 程度まで発達す

２ ．研究手法
2.1

観測概要

るため、観測範囲は150～3000ｍに設定した。観測モード
は PPI（Plan Position Indicator）走査とし、ビーム仰角
69°および90°の２仰角での観測を交互に実施した。各高DL は、近赤外のパルスレーザーを大気中に向けて発度における観測データの平均間隔は約１分である。ただ射して、浮遊するエアロゾルからの後方散乱光を受信し、し、本観測では２号機の観測値に欠測が多く生じたため、エアロゾルの移動方向や速度を風向風速として計測する

１号機のみのデータを利用して解析をおこなった。

機器である。ただし、この測定原理のため、エアロゾル

本研究では hPBL 算出のために、信号対雑音比（Signal-

が大気中に十分に存在していない場合や、より下層に多to-noise ratio：以降 SNR）を用いる。SNR とは、信号量のエアロゾルが存在する場合には、受信される後方散（signal）と雑音（noise）の比であり、次式⑴で示され乱強度が小さくなる。そのため、一般に下層よりもエアる。

ロゾル量が少ない上空ほどデータの検出率は低下する。

⑴

2015年度より、立正大学熊谷キャンパスのユニデンス
屋上（地上高約45ｍ）に、３次元コヒーレント DL（三菱

ここで、PS は信号電力、PN は雑音電力を示す。SNR の電機：LR－S1D2GA）を設置している。立正大学熊谷

単位はデシベル（dB）である。通常、SNR は視線風速のキャンパスは、埼玉県熊谷市の南部に位置しており、そ異常値と正常値の判定のために用いられ、SNR が大きくの周辺は主に樹木や畑などが多く広がる郊外である。LR

なれば信号が明瞭、SNR が小さければ不明瞭である。上－S1D2GA は、走査型ライダーで最大180°の水平走査が述のように、DL はエアロゾルによる後方散乱光を受信可能である。立正大学の DL システムでは、２台の LR－するため、その SNR の大小はエアロゾルの空間分布に大S1D2GA を北西方向（１号機）と南東方向（２号機）にきく依存する。本研究ではその特性を利用して hPBL の算向けて配置することで全天をカバーしている。また、LR出をおこなう。本研究における hPBL 算出方法については、－S1D2GA は観測範囲を30～600ｍ（パルス幅：200ns）、

3.3節で詳細に記述する。

75～1500ｍ（500ns）、150～3000ｍ（1000ns）から設定でまた、地上気象観測データとして、熊谷地方気象台おきる。観測範囲を広げる場合、遠方に存在するエアロゾ

よび立正大学熊谷キャンパス内に設置されている気象観

ルから反射した信号を受信する必要がある。ただし、遠測露場（以降立正大露場）における観測データを使用し方になるほど信号は弱まり、解析に十分なデータを得る

た。

ためには機器の出力を高めるか送信パルス幅を広げなければならない。LR－S1D2GA は、パルス幅を調整するこ

2.2

観測対象日の天気概況とで観測範囲を広くしているが、それにしたがって距離観測を実施した2016年８月４～６日および11月16～18

分解能が粗くなる。その他、立正大学の DL システムの日の９時における、地上天気図を図２に示す。８月４～詳細に関しては、高咲ほか（2016）を参照されたい。

６日の３日間は、本州付近が概ね高気圧に覆われており、

74

地球環境研究，Vol.19（2017）

図２

 016年 ８ 月 ４ ～ ６ 日および11月16～18日における ９ 時の地上天気図。⒜ ８ 月 ４ 日 ９ 時、⒝ ８ 月 ５ 日 ９ 時、⒞ ８2
月 ６ 日 ９ 時、⒟ 11月16日 ９ 時、⒠ 11月17日 ９ 時、⒡ 11月18日 ９ 時

比較的安定した総観場であった（図２ａ，ｂ，ｃ）。熊谷地（図３ａおよび図４ａ）。気温は日出頃から上昇し、15～方気象台における観測値では、３日間を通して無降水か

16時にかけて日最高気温が出現する。その後、日没時刻

つ日積算日照時間が連日11時間以上であり、３日間の平まで急激に低下し、日最低気温が出現する日出前まで徐々均気温は29.9℃（８月の平年値は26.8℃）であった。一に低下する。風速は日中に大きく、夜間に小さい傾向を方、2016年11月16～18日は、本州付近が移動性高気圧の示している。風向は、夜間において西～北寄りであるが支配下であり、総観場の日変動が８月と比較して大きい

日出後東寄りに変化し、16時以降はほぼ一定した南寄り

（図２ｄ，
ｅ，
ｆ）
。ただし、これは秋季に出現しやすい気の風が吹く。

圧配置である。熊谷地方気象台では、３日間を通して無11月16～18日における気温の日変化は、日出 ・ 日没時

降水かつ日積算日照時間が連日８時間以上であり、３日刻による差はあるものの、８月の日変化と類似している

間の平均気温は10.7℃（11月の平年値は11.2℃）であっ（図３ｂ）。一方、風向 ・ 風速の日変化に関しては各日にた。以上より、８月４～６日および11月16～18日の期間

よる差が大きく、特に風速においてその傾向が顕著であはそれぞれ、概ね晴天日であったと判断し解析を実施しる（図４ｂ）。風速は、16日の午前および17日の日没前後

た。

の時間帯において比較的大きく、それぞれ時間帯が共通していないことから総観規模の気圧傾度によるものと推

３ ．結
3.1

果

地上気象観測データ

測される。
3.2

SNR の日変化

図３および図４は、観測期間における気温 ・ 日照時間

本節では、DL の観測項目の中から仰角90°の観測から

および風向 ・ 風速の時系列を示す。８月４～６日におけ得られた、SNR の日変化について検討する。図５には、る各項目の日変化は、３日間を通して概ね類似している

2016年８月５日および11月18日の１時00分～24時00分に75

ドップラーライダー観測による大気境界層高度算出の試み（中村・渡来・中川）

図３

熊 谷地方気象台（Kumagaya station）における気温および立正大露場（Rissho Univ.）における気温 ・ 日
射量の時系列。⒜ 2016年 ８ 月 ４ ～ ６ 日、⒝ 11月16～18日

図４ 谷地方気象台（Kumagaya station）および立正大露場（Rissho Univ.）における風速 ・ 風向の時系列。
熊⒜ 2016年 ８ 月 ４ ～ ６ 日、⒝ 11月16～18日

図５

2016年 ⒜ ８ 月 ５ 日および ⒝ 11月18日の １ 時00分～24時00分における DL 仰角90°の SNR の時間－高度断面図

おける、SNR の時間－高度断面図を示す。両日は、８月両日ともに、SNR が15dB を超える領域は日出後から

および11月において観測された３日間の中で、熊谷地方

上層へ発達、15～16時において最大高度を示しており、気象台および立正大露場における日平均風速が最も小さ

図１に示した日中における大気境界層発達過程に類似すい日であった。ちなみに、SNR は前10分を平均した値をる。ただし、最大高度は８月５日が約2000ｍであるのに使用している。

対し11月18日が約1500ｍであり、500ｍの差が生じてい76地球環境研究，Vol.19（2017）

図６

 016年 ⒜ ８ 月 ５ 日および ⒝ 11月18日における立正大露場の下向き ・ 上向き長波放射、下向き短波放射の時間2変化。使用機器は CPR-CNR1（Kipp&Zonen 社）、測定高度は0.45m である

る。それに加えて、最大高度出現後の時間変化に関しても両日は大きく異なっており、８月５日は17時頃から地上～500ｍおよび1200～1500ｍの２層において SNR が大
きい領域が示されるが、11月18日はそのような傾向が認められず日没とともに高度が低下している。８月５日における２層構造について、日出から発達した2000ｍ程度の層の下層部に、17時頃を境に突如として別の境界層が出現しているように見られる。以上より、両日の SNR は
日出～16時頃において上層へ発達する傾向は同様である
が、その後の時刻に関しては異なった時間変化傾向が示されることが明らかとなった。
また、８月５日２～４時（高度500ｍ付近）、20～21時（高度2700ｍ前後）、11月18日17～20時（高度1000ｍ前後）の３つの時間帯には、SNR が30dB 以上の値が示されており、その他の時間帯と比較しても非常に大きい値であることが分かる。そこで、８月５日および11月18日における立正大露場の下向き長波放射量の時間変化を見ると、
この３つの時間帯は前後の時間と比較して値が急激に大きくなっていることが確認された（図６）。これらより、

図７

８ 月 ５ 日 ９ 時00分および21時00分における SNRの鉛直プロファイル

上記時間帯において下層雲が発生、あるいは移流していたものと判断できる。

做せる。図１には、高度が上昇すると共に SNR が急激に低下すると考えられる領域を示している。エアロゾルの

3.3

hPBL の日変化

鉛直勾配を用いた hPBL の算出方法は「勾配法」と呼ばれライダーを用いて hPBL を算出した既往研究では、後方ており、本研究においても SNR に対して勾配法を用いる

散乱強度や SNR（Hayden et al., 1997、Haeffelin et al.,ことで hPBL の算出を行なう。ただし、勾配法を用いる場

2012）、鉛直風速の分散（Barlow et al., 2011）によって合、高時間分解能で hPBL を算出した際にしばしば誤った

その発達過程が明瞭に捉えられている。その中で、Hayden

高度を算出してしまうことが報告されている（Lammert

et al.（1997）は混合層上端でエアロゾルの量が大きく異and Bosenberg, 2006）。そこで本研究では、レーザー出なる特性を利用し、SNR の鉛直勾配より hPBL を算出して力や乱流によって生じる細かな変動による hPBL の誤算出いる。後方散乱が増加すれば DL の SNR も大きくなるたを低減するため、hPBL 算出に対して前30分間を平均した

め、その鉛直勾配はエアロゾル濃度勾配に対応すると見SNR を用いることとした。
77

ドップラーライダー観測による大気境界層高度算出の試み（中村・渡来・中川）

図７は、８月５日９時00分および21時00分における
SNR の鉛直プロファイルを示す。９時00分では、高度450ｍにおいて最大の SNR が現れ、高度600ｍでは値が10dB以上低下している。21時00分では、高度300ｍで最大の
SNR が現れるが、値の勾配が大きいのは450～600ｍおよび1950～2100ｍである。SNR の鉛直勾配ΔSNR を次式⑵のように求める。
⑵
ここで、i は DL のレンジビン番号、zi、SNRi はそれぞ
れ i の高度および SNR である。ΔSNR の鉛直プロファ
イルは、９時00分では高度450ｍ、21時00分では高度450ｍおよび1950ｍにおいて負の極大値を示す（図８）。本研
究では、このようなΔSNR が負の極大を示す高度を hTOPと定義した。解析期間内におけるΔSNR は、おおよそ－0.02～－0.10dB/m の範囲で示された。しかしながら、
3.2節で記述した下層雲が発生した領域では、－0.20dB/

図９m 以下の非常に大きな負の勾配が示された。そのため本研究では、hTOP 算出の際にΔSNR が－0.20dB/m 以下の負の勾配を示した場合を除外した。

2 016年 ⒜ ８ 月 ４ ～ ６ 日および ⒝ 11月16～18日
における ℎTOP の時間変化。点線が日出時刻、破線が日没時刻を示す。ただし、 ８ 月は日中上昇するℎTOP を SⅠ、日没前から下層に出現する ℎTOP を S
Ⅱと区別して示す

図９は、2016年８月４～６日および11月16～18日における hTOP の時系列を示す。ただし、８月における SNR の出現する hTOP をＳⅡとして示している（図９ａ）。３日

観測結果では、16時以降において SNR 鉛直勾配に２つの間を通して、ＳⅠは日出から徐々に高度が増加し16時頃

ピークが示された（図５ａ）。そのため、８月の hTOP はに最高高度（1800～2000ｍ）が示され、それ以降の時刻

日出から徐々に上昇する hTOP をＳⅠ、16時頃から下層にはほぼ一定した高度（1500～2000ｍ）を示している。一方、ＳⅡは日没前後に出現しほぼ一定の高度（300～500ｍ）を示している。
11月の３日間における hTOP は、17日を除いて、日出から16時頃にかけて hTOP が上昇しており８月のＳⅠの結果と整合的である（図９ｂ）。一方、それ以降の時刻は８月と異なり、日没とともに hTOP が徐々に低下している。また、８月と比較して日最高高度が低く（３日間平均で1190ｍ）、最も高い18日の16時00分においても1400ｍであった。
以上の結果より、本研究で用いた方法により算出した
hTOP は、日中において図１に示した hPBL の時間変化と概ね類似していることから、熱的混合によって生じる混合層の上端を捉えていると判断できる。一方で、８月の16時～夜間においては、hTOP が２箇所示されており、SNR
のみではどちらの高度が hPBL であるかの判断が困難であることが示唆された。

図８78

８ 月 ５ 日 ９ 時00分および21時00分におけるΔSNRの鉛直プロファイル

3.4

ウィンドプロファイラーによる hPBL との比較

本節では、DL によって算出された hPBL と、熊谷地方

地球環境研究，Vol.19（2017）

回の結果が有意な差であるとは判断できない。

４ ．考

察

DL によって捉えられた hPBL の日変化に関して、８月と11月で大きな違いが見られた特徴は以下の２点である。
すなわち、① hPBL の日最高高度、②日最高高度出現後～
夜間における hPBL の時間変化である。①に関して、各月の観測期間における hPBL 日最高高度の平均値は、８月が1840ｍ、11月が1190ｍであり、８月の日最高高度が650ｍ高い。また②に関して、８月の hPBL 日最高高度出現後～
夜間における時刻に、下層（500ｍ程度）と上層（1500ｍ
程度）の２層に SNR の極大値が認められた。一方、11月の同時刻にはそのような特徴は認められず、日没とともに徐々に高度が低下した。
図10 2 016年 ⒜ ８ 月 ４ ～ ６ 日および ⒝ 11月16～18日
における WP および DL によって算出された ℎPBLの時系列①の要因の一つとして、両期間における日射量の違いが挙げられる。特に、日中における hPBL は地表面からの熱的混合によって最高高度が決定されるため、日射量の違いは hPBL の日最高高度に大きく寄与することが予想さ気象台に設置されているウィンドプロファイラー（以降れる。そこで、立正大露場における両月３日間の日出かWP）によって算出される hPBL を比較する。両観測点のら hPBL 最高高度出現時刻までの積算日射量を算出した。

水平距離は、約4.5km である。WP は、電磁波を発射し両月における積算日射量は、８月が平均23.56MJ/㎡、11大気の屈折率のゆらぎによって生じる電波の散乱（ブラッ

月が平均12.09MJ/㎡であり、hPBL の日最高高度の高い８グ散乱）を受信することによって、上空の風向 ・ 風速を月の積算日射量が11.47MJ/㎡大きいことが示された。混測定する装置である（加藤ほか，2003）。大気の屈折率は合層高度 h［m］の目安として、それが日出からの積算日

気温 ・ 気圧 ・ 水蒸気量の関数であるが、この空気屈折率

射量 I［cal/cm ］の1/2乗に比例する次の半理論式
2の鉛直勾配が大きいほど電磁波は多く散乱される。その⑶

ため WP の SNR は、自由大気との間に空気密度の差が大きい混合層上端で最大となることが知られているがしばしば用いられる（横山，1982；鵜野 ・ 光本，1994）。

（Angevine et al., 1994）。ただし、WP はデータの検出率

ここで、εは地点や時間によって変化する係数である。

が非常に低く、特に夜間にその傾向が顕著である。そのε=１と仮定して式⑶に上述の積算日射量を代入して hため、ここでは日出から日没までのデータのみを比較しを見積もると、８月は1811ｍ、11月は1298ｍとなり、DLた。WP の SNR は DL と同様に、前30分間のデータを平の結果と比べると８月は約30ｍ過小、11月は約100ｍ過大

均して使用した。

であるが両者はおおよそ一致した。したがって、８月と図10は、観測期間における WP と DL によって算出された hPBL の時系列を示す。hPBL の日変化に関して、両者11月の違いは積算日射量（すなわち混合層内へ流入した
積算顕熱量）の違いで概ね説明できる。

に大きな位相差は認められなかった。そして、８月およ

また、②に関しては移流の効果を検討する。観測期間

び11月の３日間における両者の平均高度では DL よりもにおける８月の地上風は、16時頃から風速が大きくなり、WP の高度が高く、８月では31.5ｍ（最大差383ｍ）、11

21時頃まで風向も南寄りの一定の値を示した（図４ａ）。

月では108.9ｍ（最大差515ｍ）の差が生じていた。両装

このことから、大気下層に異なる空気塊が移流したこと

置による hPBL の差の要因として、設置されている周辺土が考えられる。そこで、仰角69°の PPI 観測データをも地利用の違いが挙げられる。しかしながら、WP はパルとに水平風の時間－高度分布を求めて調査する。水平風

ス幅が2000ns に設定され距離分解能300ｍであるのに対算出には、Browning and Wexler（1968）によって提案

し、DL はパルス幅1000ns で分解能150ｍであるため、今された Velocity Azimuth Display（VAD）法が用いられ
79

ドップラーライダー観測による大気境界層高度算出の試み（中村・渡来・中川）た。今回用いた LR－S1D2GA は、データの品質管理の水平風の時間－高度断面図を示す。hPBL の日最高高度出ため、測定値の SNR が７ dB 以下の場合は視線方向風速

現以降の時刻に着目すると、16～22時頃の大気下層部にを出力しない。さらに本研究では、渡来ほか（2017）とおいて風速が大きく風向が南寄りでほぼ一定の領域が見同様に、走査円上で取得されたデータ数が50個未満であっられる。この強い南風は高度およそ600ｍ以下の層のみでた水平風については使用しないこととして、水平風の前示され、それより上層の風は風向が東寄りで風速も非常

30分平均値の算出を行なった。

に小さい。大和ほか（2011）では、熊谷周辺地域におけ

図11は、仰角69°の PPI 観測から得られた８月５日のる夏季の同時刻において、太平洋側からの海風前線の到達が示唆されている。そこで図12には、2016年８月５日
９時00分～18時00分の関東地方の気象庁アメダスにおける地上風を示す。正午前には、東京湾～北関東内陸部における南寄りの強い海風は沿岸付近のみで吹いている（図12a）。その後、海風は時間経過とともに内陸へ吹走し、
15～18時頃に熊谷周辺へ到達している（図12ｃ，ｄ）。こ
れらの結果より、立正大学熊谷キャンパスにおける８月の PBL 発達過程においては、地表面からの熱的混合によって形成された混合層の下層部に、海風が侵入することによって新しい境界層が形成されたため、500ｍ前後お図11 2 016年 ８ 月 ５ 日における DL 仰角90°の SNR および仰角69°の水平風の時間－高度断面図

よび1500ｍ前後の２高度に SNR の極大値が示されたものと推測される。

図12 2 016年 ８ 月 ５ 日 ９ 時00分～18時00分までの関東地方の気象庁アメダスにおける地上風および標高。⒜ ９ 時00
分、⒝ 12時00分、⒞ 15時00分、⒟ 18時00分
80

地球環境研究，Vol.19（2017）
Meteorology, 68, 375-385.

ただし、本研究において観測されたのは両月において３日間のみであり、特に11月における hPBL の日変化は各

Barlow, J. F., Dunbar, T. M., Nemitz, E. G., Wood, C. R., Gallagher, M. W., Davies, F., O’Connor, E., and Harrison, R. M.,

日の違いが大きい。そのため、PBL 発達過程における季2011：Boundary layer dynamics over London, UK, as

節的な違いを議論するためには、さらなる観測事例の蓄

observed using Doppler lidar during REPARTEE-II.

積が必要であると考えられる。

Atmospheric Chemistry and Physics, 11, 2111-2125.
Browning, K. A., and Wexler, R., 1968：The determination ofkinematic properties of a wind field using Doppler radar.

５ ．まとめ本研究では、立正大学熊谷キャンパスの2016年８月４

Journal of Applied Meteorology, 7, 105-113.
Davis, K. J., Gamage, N., Hagelberg, C. R., Kiemle, C., Lenschow, D. H., and Sullivan, P. P., 2000：An objective～６日および11月16～18日の期間において DL を用いた

method for deriving atmospheric structure from airborne

PBL 観測を実施し、hPBL の算出を試みた。DL 観測で得lidar observations. Journal of Atmospheric and Oceanic

られた SNR の鉛直勾配を用いて hPBL を算出した結果、日中における両月の hPBL の時間変化は、好天日におけるTechnology, 17, 1455-1468.
Garratt, J. R., 1992：The Atmospheric Boundary Layer．

理想的な陸上境界層上面の時間変化と概ね類似しており、熱的混合によって形成された混合層の上端を捉えている

Cambridge University Press, 316P.
Haeffelin, M., Angelini, F., Morille, Y., Martucci, G., Frey, S.,
Gobbi, G. P., Lolli, S., O’Down, C. D., Sauvage, L., Xueref-

ものと判断できる。さらに、DL によって算出された日

Remy, I., Wastine, B., and Feist, D. G., 2012：Evaluation of

中の hPBL を、WP の SNR を用いて算出した同時刻の hPBL

mixing-height retrievals from automatic profiling lidarsと比較した。両装置においては、距離分解能や設置されand ceilometers in view of future integrated networks inている周辺土地利用の違いから定量的な差の議論は困難

Europe. Boundary-Layer Meteorology, 143, 49-75.

であるが、日中における hPBL の時間変化において大きなHayden, K. L., Anlauf, K. G., Hoff, R. M., Strapp, J. W., Bot-

位相差が生じていなかったことから、両装置が PBL 発達

tenheim, J. W., Wiebe, H. A., Froude, F. A., Martin, J. B.,

過程を捉えることが可能であることが示唆された。

Steyn, D. G., & McKendry, I. G., 1997：The vertical chemical and meteorological structure of the boundary layer in

一方、日没前から夜間における hPBL の時間変化は、両the Lower Fraser Valley during Pacific’93. Atmospheric

月において異なる傾向が示された。特に、８月の結果からは地上500ｍ前後および1500ｍ前後の２高度に SNR の極大値が認められ、SNR のみでは hPBL の判別が困難な場

Environment, 31, 2089-2105.
Hennemuth, B., and Lammert, A., 2006：Determination of
the atmospheric boundary layer height from radiosonde

合があることが示唆された。しかしながら、８月の場合

and lidar backscatter. Boundary-Layer Meteorology, 120,181-200.

は DL によって得られる上層の水平風と合わせて解析することにより、大気下層に海風が移流したことで新たな境界層が形成されていることが明らかとなった。以上の結果より、hPBL の算出には SNR の鉛直勾配に合わせて、
水平風速の鉛直プロファイルを用いた風速シアの考慮が重要であることが明らかとなった。

泉

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謝辞本研究を進めるにあたり、環境システム学科の鈴木パー

カー明日香助教には貴重な議論およびご助言を頂いた。
また、匿名査読者には本稿改良において大変有益なご指摘およびご助言を賜りました。記して謝意を表します。

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An attempt in estimating planetary boundary layer heightby Doppler lidar
NAKAMURA Yusuke ＊ , WATARAI Yasushi ＊＊ and NAKAGAWA Kiyotaka ＊＊＊Graduate School of Geo-environmental Science, Rissho University＊＊
Faculty of Geo-environmental Science, Rissho University

Abstract:
Since the planetary boundary layer height（hPBL）greatly affects the atmospheric heat capacity and the transportof pollutants, it is important to capture its developmental process. In this study, an attempt was made to estimate
the hPBL by Doppler lidar observation at Kumagaya campus of Rissho University on August and November 2016.
Aerosol amount decreases significantly at the top of the planetary boundary layer, resulting in local minima in vertical gradient（ΔSNR）of the signal-to-noise ratio（SNR）. In this study, hPBL is estimated by the local minima in ΔSNR
observed by Dopper lidar. Daytime temporal evolution of the estimated hPBL followed that of ideal planetary boundary layer development over land during sunny days. The estimated hPBL was almost comparable with the Wind Profiler observation. These findings suggest that it can be judged that the estimated hPBL at daytime captures the upper
end of the mixed layer formed by thermal mixing from the ground surface. However, it is difficult to decide the h PBL
by only SNR when negative ΔSNR shows a bimodal vertical distribution. Analysis of upper level winds showedthat a new planetary boundary layer was formed by sea breeze invasion in the afternoon in August. These findings
suggest that it is necessary to consider the wind shear using the vertical profile of horizontal wind in addition to
ΔSNR to estimate the hPBL.
Key words:	Height of planetary boundary layer, Doppler lidar, Sunny day,
Kumagaya campus of Rissho University

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