2016年度春季大会講演予稿集

会期： 2016年5月18日（水），19日（木），20日（金），21日（土）会場：国立オリンピック記念青少年総合センタ ー（東京都渋谷区代々木神園町3-1)

109

2016年5月

象

会

気

学

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センサ感部から帯状のレ ー ザビ
ームを発生し 、 通過する水滴を確実に捉え 、 速度とサイズを電気信号に変換します。

重量式雨量計「プル ー ビオ2」
高精度で完全に密閉されたロ ー ドセルにより微少の降雨やゲリラ豪‘雨を正確にリアルタイムで計測することができます。従来の 転倒ます＇
方式 に比較してメンテナンスいらずで、秤量原理により雨量を直接重量計測しますので計測誤差が少なく、―25~45℃の環境下で分解能0.01mm、雨量強度12~1,SOOmm/h、精度士0.1mm を実現しました。

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日本気象学会2016年度春季大会
出展・協賛・協力企業・団体等 一 覧
今大会の開催に当り ， 以下の企業・団体からご出展・ご協賛・ご協力を頂きました (2016年3 月 25 日現在；

50音順）． 厚く御礼申し上げます．

く出展・協賛・協力＞
株式会社アイ・ア ー ル ・ システム ＊株式会社朝倉書店
有限会社イ ー オー ア ー ル＊
英弘精機株式会社 ＊ExelisVIS 株式会社＊
学術図書出版大空社
オフィス気象キャスタ ー株式会社
サイバネットシステム株式会社＊
全日本空輸株式会社
ダイヤモンドエアサ ー ビス株式会社
日本気象株式会社 ＊一般財団法人日本気象協会 ＊日本無線株式会社＊
株式会社ニュ ーテック ＊株式会社日立パワ ー ソリュ ー ションズ＊
株式会社フィー ルドジョイ ＊株式会社フィ ー ルドプロ ＊株式会社プリ ー ド＊
三菱電機株式会社＊（五十音順）＊

はポスタ ー会場内に併設されるプースにて展示を行う予定の企業・団体です．

-I-日本気象学会2016年度春季大会
会期： 2016年5月18日（水） ~21日（土）会場：国立オリンピック記念青少年総合センタ ー （東京都渋谷区代々木神園町3-1)(http://nyc.niye.go.jp/)
大会実行委員会担当機関：気象庁
大会委員長：隈 健一 （気象庁観測部）
当日の会場への連絡先：大会実行委員会事務局（国立オリンピック記念青少年総合センタ ー415会議室（センタ ー棟4F))
TEL 080-3589-9716 (大会期間中のみ有効）※大会参加者への伝言は， 受付付近の掲示板に掲示します．
取り次ぎはいたしませんのでご承知おき願います．
会場案内図

参宮橋からの［歩道撰］を使った経路

井ノ頭通り

国立オリンピック記念青少年総合センタ ー ホ ー ムペー ジより

交通の案内
0 小田急線．
新宿駅から各駅停車 約3分「参宮橋」駅下車徒歩約7分〇 地下鉄千代田線：「代々木公園」駅下車徒歩約10分〇 京王バス

新宿駅西口16番より
渋谷駅西口14番より「代々木5丁目」下車「代々木5丁目」下車-2-

国立青少年教育振興機構本部

大会行事予定：セミナーホ ール417 (センタ ー棟 4F)： 309会議室（センタ ー棟 3F)：31経這喜室（センタ ー棟 3F)：311会議室（センタ ー棟 3F)
ポスタ ー会場：401•402·403·405会議室（センタ ー棟 4F)（企業展示会場・リクルー トブー ス併設）

A会場
B 会場
C 会場
D 会場

5 月 18 日（水）

10:00~
11:30
11:30~
12:30
13:30~
17:00

5 月 19 日（木）

5 月 20 日（金）

5 月 21 日（土）

09:30~
11:30
11:30~
12:30
13:30~
15:20
15:30~
17:�0
18:15~
20:15
09:30~
11:30
11:30~
12:30
13:30~
17:00
09:30~
11:30
11:30~
12:30
13:30~
17:00

総会・記念講演・シンポジウム：大ホ ール（カルチャ ー棟）： 416会議室（センタ ー棟 4F)
受付
大会事務局 ： 415会議室 （センタ ー棟 4F)：レセプションホ ール（国際交流棟）
懇親会

C会場

相互作用

D会場
環境気象・気象教育

降水システム1I

気象予報・データ同化

大気力学

気候システム m

降水システム m

熱帯・台風 I ・

観測手法 I

ポスタ ー ・セッション(34,P201~P234)

熱帯・台風I[

観測手法 n熱帯・台風m

観測手法 m

A会場
気候システム I

B 会場
降水システム I

ポスタ ー ・セッション(36,PlOl ~P136)

気候システム n(6, A101~Al06)(14, A151~A164)(8, A20I~A208)(6,B101~B106)(15,B151~B165)(8,B201~B208)(5, ClOl~ClOS)(13, C151~C163)(8, C201~C208)(6,D101~D106)(13,D151~D163)(7,D201~D207)

総会
学会賞•藤原賞·岸保賞受賞記念講演
懇親会
気候システムW

降水システムW

ポスタ ー ・セッション(35,P301~P335)(9, A301~A309)(8,B301~B308)(8, C301~C308)(7,D301~D307)

シンポジウム「竜巻の観測・予測の現状と将来」
気中( 高 緯度 大~ A
6,A401406)

放射(8,B401~B408)(8,C401~C408)

ポスタ ー ・セッション (6,P401~P406)
ジュニアセッション (10:30~12:30)
公開気象講演会
物質循環専門分科会(13,C451~C463)(13, B45I~B463)「台風災害 ～ 台風ダl
島でどう生き延びるの 「雷放電の理解とそのか？ ～ 」
応用」(6,D401~0勾6)

大気境界層(10,D451~D460)

発表件数： 316件（専門分科会 13, 口頭発表192, ポスタ ー 1i1)
当大会予稿集に掲載された著作物については， 以下の規程「日本気象学会の刊行物に掲載された著作物の利用について(http://www.metsoc.jp/teikan/MSJ_kitei_copyrightpolicy.pdf)」に準じます．
本プログラムの記載内容に関する問い合わせは，〒 305-0052茨城県つくば市長峰1-1気象研究所予報研究部内講演企画委員会(E-mail: konmlfilralnt?Ol6s@mri-jma.gojp) まで；-3-

講演の方法
一般口頭発表・専門分科会• 一 般口頭発表の講演1件あたりの持ち時間は旦公（講演IO分質疑3分）です．
専門分科会の発表時間についてはコンビー ナーからの指示に従ってください．
講演にはPCプロジェクタ ー を使用できます．
・ 講演にあたり，予め以下の点をご了承ください．
✓ パソコンは各自で準備して下さい．会場にはプロジェ
クタ ーおよび接続ケー ブルのみを準備します．
✓ セッション開始前の休憩時間などを利用して，必ず接続の確認を行っておいて下さいまた接続が不安な場
合は，セッション開始前に会場係に申し出て下さい．
✓ 突然の故障や接続の際のトラブルが発生した場合，座長の判断で発表順の繰り下げなどの対応をすることがあります．携帯用メディアによるバックアップファ
イルの準備など，トラブルヘの備えは講演者自身で行って頂くようにお願いします．
ポスタ ー発表・ 講演者はポスタ ーに表題と著者名を明記して下さい
ポスタ ー発表の一人当たり使用可能面積は，縦lSOcmx横騒となっています．
ポスタ ーを掲示する際には画鋲をお使い下さい 画鋲は各自でご用意下さいなお，テ ープは使用することができません．
ポスタ ーの掲示可能時間は，大会第1~3日目は09:00~
17:30, 大会第4日目は09:00~14:00です．会場の都合上，特に撤収は毎日時間厳守でお願いします．
ポスタ ー 会場での機器の使用は，講演申し込み時に予め申し出ていたもの以外は原則として認められません．
ポスタ ー会場では電源は使用できません．

シンポジウム「竜巻の観測·予測の現状と将来」
日時：大会第3日(S月20日） 13:30~17:00
会場：国立オリンピック記念青少年総合センタ ー 大ホ ール（カルチャ ー 棟）
司会：鈴木修（気象庁気象研究所）

趣旨：

2006年は，北海道佐呂間町と宮崎県延岡市において2つの顕著な竜巻被害が発生し，竜巻を含む突風に対する気象庁の対応や多くの竜巻関連研究のきっかけとなった年である． この10年間で，わが国おける竜巻の観測・予測は大きな進歩を遂げた．
気象庁では， ドップラ ー レ ー ダーの全国展開，竜巻発生後の機動調査班による現地調査など鏡測·調査体制を強化するとともに，竜巻注意情報，竜巻発生確度ナウキャストなど情報の提供も開始された．また，従来の藤田スケ ー ルに代わる新たなスケ ールの開発，高解像度な数値予報モデルにより再現されたスー パー セルや竜巻状渦の研究，地球温暖化に伴う発生頻度が寓まる可能性を指摘する研究なども進んでいる．
しかし，竜巻に対する予測精度や実態解明の現状は，社会の期待に答えるためには，まだ大きな課題がある段階であるのが実状である．本シンポジウムでは，10年の節目を迎え，竜巻の観測・調査や予測・情報提供の現状と研究の最前
線の取り組みを概観し，将来を展望する．

プログラム：
1)
公，

3)

I I

4)
5)
6)

「気象庁における竜巻等突風に関わる業務の概要」
中里真久 （気象庁予報部予報課）「日本版改良藤田スケ ール(JEFスケ ール）の策定」
田村幸雄 （東京工芸大学）「竜巻観測の現状と課題」
小林文明 （防衛大学校）「数値シミュレー ションを用いた竜巻の発生機構に関する研究」
益子渉（気象庁気象研究所）「竜巻ーその環境場の理解と予測可能性にむけて 一 」（東京大学大気海洋研究所）
新野宏「総合討論」＇（東京大学大気海洋研究所）
司会：新野宏※各講演時間は質疑応答込で30分です．
問い合わせ先：安部俊司（気象庁観測部計画課情報管理室）, TEL: 03-3212-8341(内線4154)
E-mail: sambe@met.kishou.go.jp

-4-

Ii

総 会
日時：大会第2日(5月19日） 13:30~15:20
会場：国立オリンピック記念青少年総合センタ ー

大ホ ー ル（カルチャ ー棟）

議事次第
1.
開会
2.
議長選出
3. 理事長挨拶
4. 2016年度日本気象学会賞授与
5. 2016年度藤原賞授与
6. 2016年度岸保賞授与
7. 2015年 気象集誌論文賞及びSOIJ遠曾文賞授与報告8.
議事(1)2015年度事業報告(2)2015年度収支決算報告(3)2015年度監査報告(4)第39期役員の選任について
9. 報告(1)2016年度 事業計画
(2)2016年度収支予算(3)その他
10. 議事録署名人の指名
11. 議長解任
f2. 閉会

専門分科会の概要紹介
2016年度春季大会では下記の通り， 1件の専門分科会が開かれます．

雷放電の理解とその応用

日時：大会第4日(5月21日） 13:30~17:00
場所：B会場
趣旨：雷放電の理解を目的として積乱雲内の電荷分離機構
や雷放電過程などに着目した最新の 研究の集約を行う．
さらに応用分野として雷放電デ ー タの利活用など幅広＜雷放電·雷活動も取り上げ，議論を行う． 具体的には
以下の テー マを主に取り上げる．
(1) 積乱雲内の電荷分離機構に関する研究：気象レ ー ダ
ーと雷観測デ ー タを用いた事例解析，精乱雲シミュ

レ ー ションを用いた雷放電の 研究．
(2)雷放電の 進展過程に関する研究：ステップトリー ダー，リター ンストロ ー クなど雷放電諸過程に関する研究．
(3)雷放電デ ー タの利活用：雷放電デ ー タの航空分野への応用， 雷活動の 予測手法など．
コンビ ー ナ ー ：吉田智（気象研究所）， 林修吾（気象研究所），角村悟（気象研究所），森本健志（近畿大学），牛尾知雄（大阪大学）※公

ムヘの参加は事， 込みが必 です． しくは公 気象
ム参加登録のペー ジ(http://www.metsoc.ip/?p=6906)を ご覧下さい． 参加は無料です．

日時：2016 年 5 月 21 日（土）（大会第4日） 13:30~17:00
場所：国立オリンピック記念青少年総合センター セミナ
ーホ ー ル417 ( 大会A会場）
テ ー マ：「台風災害 ～台風列島でどう生き延びるの か？
～」
主催：公益社団法人日本気象学会 教育と普及委員会
後援： 一般社団法人日本気象予報士会
趣旨 ：日本気象学会 2016 年度春季大会の開催に併せて，
一般市民の方々に気象に関する最近の 研究成果や関心の深い事柄について解説することを目的として公開気象購演会を開催します． 今回は， 「 台風災害」を 取り上げます．我が 国では，1959 年 の伊勢湾台風以降，台風観
測網や防災整備そして予報技術の開発を国家政策とし-5-て推し進めてきました． その結果，台風による災害は半世紀前と比べて大幅に減少 しています．しかし，平成23年台風第12号により死者・行方不明者 90名以上，昨年の台風第17 号と第18 号接近時では記録的な大雨により鬼怒川堤防は決壊と，今もなお甚大な被害は起き続けています．科学技術が これだけ進展した現在においても，台風の脅威からの が れ ることはできないの でしょうか？そこで今回の講演会では，これまでの台風被害や現在の台風観測・ 予報をふりかえり，未来の台風予報や社会に伝える災害リスク情報，これからの報道や気象キャスター の使命について，一 般の 方々にも分かりやすくご紹介します． ふるってご参加下さるようお願いします．
この台風列島で， 君は生き延びることができるか？

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公開気象講演会のお知らせテ ー マおよび講演者：
1.
「歴史に残る台風と防災力の向上」
大西晴夫 （日本気象予報士会）
2.
「鬼怒川決攘をもたらした豪雨のしくみ」
津口裕茂 （気象研究所）
3.
「台風観測 ・ 予報のいま」
室井ちあし （気象庁）
4.
「みらいの台風予報」
吉田龍二 （理化学研究所計算科学研究機構）「気象情報から災害リスク情報へ」5.

竹見哲也（京都大学防災研究所）
6.
「台風報道のいまとみらい」
南 利幸（お天気キャスタ ー）
7.
「パネルディスカッション」
司会：筆保弘徳（横浜国立大学）
総合司会 小田真祐子（気象研究所）

・

問い合わせ先：筆保弘徳（教育と普及委員会）

TEL: 045-339-3346 (横浜国立大学教育人間科学部）
E-mail: msj-ed_20l6@metsoc.jp

ジュニアセッションのお知らせ
関係者の大会参加は無料です．

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申し込み方法：申し込みは日本気象学会ホ ー ムペ ー ジ
から 2016 年 1 月 11日 から同年 4 月 5 日 に行われました．必要事項を記入した所定の「参加申込書」の他，
発表内容を要約した予稿 (A-4 判 1 枚） が必要です．
受理通知は同年4月中にメ ー ルでお知らせします．
参加特典：
1. 発表者の全員に対し，学会発表認定証を発行します．
2. 日本気象学会ホ ー ムペ ー ジに発表者や発表要旨などを掲載し，顕彰します．
3. 春季大会における各種セッション，シンポジウ
ム，講演等を無料聴講できます．
4. 発表者は，専門家による質疑やコメントを通じて，研究の要領やヒントを得たり，また参加者間の交流を深めたりすることができます．
問い合わせ先：公益社団法人日本気象学会 教育と普及委員会
東京都千代田区大手町 1-3-4 気象庁内

日時： 2016年 5月21日（土）（大会第 4日） 10:30~12:30
場所：国立オリンピック記念青少年総合センタ ー 401 ・
402• 403• 405会議室（大会ポスタ ー 会場）
主催：公益社団法人日本気象学会 教育と普及委員会 ・ 講
演企画委員会
趣旨：時々刻々変化し，人々の生活に大きな影響を及
ぼす気象若い人たちにとっても，興味は尽きないことでしょう．日本気象学会は，主として高校生世代を対象に， 「 ジュニアセッション」を開催しています．
この企画は，生徒たちが自ら行った気象や大気に関する調査 ・ 研究の成果を専門家の前で発表体験することを主な目的としています．競技ではありませんので，発表内容の優劣評価は行いません．気象や大気に対する生徒たちの興味や探究心が高まることで，より豊かな社会の招来に繋がることを期待しています．
発表資格：高等学校（新卒者含む），高等専門学校生(1~3 学年） の個人または団体（グル ー プ） としま
す．また，中学生の発表も可とします．
発表内容・形態：発表形態はポスタ ー ・セッションとします．気象 ・ 気候や大気科学の観測 ・ 研究に関することであれば，広く発表を認めます．

TEL: 03-3216-4403 FAX: 03-3216-4401
E-mail: msj-ed 2016@metsoc.jp_

研究会のお知らせ何れも参加は無料・事前の申込も不要ですので，興味のある方はご自由にご参加下さい．

第9回気象庁数値モデル研究会’第45回メソ気象研究会 ・ 第2回観測システム ・ 予測可能性研究連絡会
日時：2016年5月17日(!k) (大会前日） 13:30~17:30
場所：気象庁購堂償び蒲阻=-f-t田区大手町1-3-4)
テーマ：「アンサンブル予報の発展と展望」
コンビ ー ナ ー：佐藤芳昭（気象庁数値予報課） ，加藤輝之（気象研究所），榎本剛偉：都大学防災研究所）
内容：気象庁では現在，アンサンプル予報を，週間天気予報
から季節予報に現業利用しています．これらのアンサンプ
ル予報資料の活用を目指す試みは，気象庁のみならず他の機関でも進められていますが，そのような試みは，まだまだ限定的です．一方，これまで決定論的予測に頼ってきた
メソ現象の予測についても，アンサンブル技術を活用した
予測可能性の向上に向けた取り組みが進められています．
しかしながら，その開発や結果の活用方法については，さらなる検討が必要な状況です．このため，アンサンプル技
術のメソ予報等短期予報への適用に当たり，気象庁数値モ
デル研究会，メソ現象の予測に知見のあるメソ気象研究連
絡会，及びアンサンプル予測技術に知見のある観測システ
ム予測可能性研究連絡会と共同で，本研究会を開催することにしました．本研究会では気象庁のメソアンサンブル予報システム，週間アンサンブル予報システムについての開発状況の紹介に 加えて，関連する研究活動を行っている方-6-

に講演を依頼し，話題提供をしていただくことにしました
多くの方々のご参加と今後の連携点や活用に関する議論をお願いいたします．
プログラム：
13:30-13:40 開会挨拶
13:40-14:05 「気象庁週間アンサンプル予報システムの現状と展望」
太田洋 一郎（気象庁数値予報課）
14:05-14:30 「アンサンプル予報デー タを用いた成層圏周極
渦変動の予測可能性研究」
野口峻佑ほ［都大学防災研究所）
14:30-14:55 「北極海のラジオゾンデ観測デー タが冬の中緯度で生じる寒波の予報精度に与える影響」
佐藤和敏（極地研究所）
14:55-15:20 「アンサンブル予報デー タベー スを用いた予測可能性研究」
松枝未遠（筑波大学計算科学研究センター／オック
スフォ ード大学物理学部）
休憩
15:35-16:00 「気象庁メソアンサンブル予報システムの開発」
小野耕介（気象庁数値予報課）
16:00-16:25 「メソアンサンブル予報を利用した顕著現象の解析」
國井勝・横田祥（気象研究所）
16:25-16:50 「再生可能エネルギ ー発電出力量予測のためのメソアンサンブル予測」
野原大輔（電力中央研究所）
16:50-17:15 「WRF-LETKFを用いたアンサンプル洪水予測の開発， 鬼怒川事例への適用」
牛山朋来（土木研究所 水災害・リスクマネジメン
ト国際センター）17:15-17:30 総合討論
世話人：坪木和久（名大地球水循環）， 加藤輝之（気象研究所）， 小倉義光償U大大気海洋研）
連絡先：加藤輝之（気象研究所）
E-mail: tkato@mヰjma.go.jp
注意事項：講堂でのご飲食はご遠慮ください．トイレは1Fをご利用ください（名札を提示されるとゲー トを通してもらえます）．

極域・寒冷域研究連絡会

日時：2016年5月 18日（水） （大会第1日）
セッション終了後~2時間程度
場所：309会議室（センタ ー棟3F) (大会B 会場）
テ ー マ：極域における気象庁客観解析デー タの再現性と利用
趣旨：現代では，世界各国の気象機関によって数値解析予報
システムに基づく大気再解析が実施され，長期間に渡るほぼ均質な大気 デー タが提供されており，極域の気候・気象研究においても欠かせないデー タとなっています．最近多くの再解析デ ー タがありますが，気象庁では電力中央研究所と共同でJRA-.25が開発され， その後JRA-55とバー ジョ
ンを重ねられて， 現在は次期のJRA-3Q (Three Quarters ofa century) が計画されています. JRA-55はJRA-25に比べて放射スキ ームやデー タ同化手法， 解像度などが改良され，期間が延長されました． 極域では取A-2s でみられた成層

圏の気温バイアスがJRA-55では解消されて品質が上がっています．一方，海氷の扱い方による対流圏下層の気温バ
イアスは依然残り，積雪深のバグが報告されるなど，利用する上での注意点もあります．今回は，JRA 長期再解析や現業客観解析などの気象庁モデルがベ ー スとなっている
デー タの極域における再現性と利用について，開発者と利用者の両方から話題を提供していただき，情報共有の機会としたいと思います．また，関連す る話題をお持ちの方の飛ぴ入りの発表を歓迎します（スライド1, 2枚の発表など）．
1. 「趣旨説明」 堀正岳（海洋研究開発機構）
2. 「JRA55の問賑点と次期再解析に向けて」 釜堀弘隆（気象研究所）
3. 「気象研究所における海洋•海氷デー タ同化システムの開発」 豊田隆寛（気象研究所）
4. 「GTMIP入カデー タセット作成を目的とした北極陸域再解析デ ー タ比較」 森淳子（国立極地研究所・海洋研究開発機構） ，斉藤和之，宮崎真，末吉哲雄，GTMIPグループ.5. 「北ユ ー ラシアの降水比較」 廣田渚郎（東京大学）
問い合わせ先：大島和裕（海洋研究開発機構）
TEL: 046-867-9261
E-mail: kazuhiroo@jamstec.go.jp

オゾン研究連絡会

日時：2016年5月 20日（金） （大会第3日）
18:00~20:00
場所：309会議室（センター棟3F) (大会B会場）
テ ー マ ： 「静止衛星からの大気化学観測の新時代」
内容：2018 年，韓国の静止衛星搭載センサ ー GEMS が打ち上げられる予定である. GEMS は OMI と同様の紫外可視分光計であり， オゾン， 二酸化窒素などの化学種とエアロゾルがその観測対象である．観測範囲は日本を含む
東アジアから南アジアまでを網羅しており，経済発展に伴う深刻な大気汚染地域の現状を把握できると期待されている． 同時期に米国ではTEMPO,欧州では Sentinel5Pが打ち上げ予定である， 北半球の主要な地域の大気中の化学種が静止衛星から観測される時代がまもなく到来する． 静止衛星からの利点は，同じ箇所を継続的に観測することができることにある． このため，周回軌道
衛星からの 1 日:t回程度 の観測では把握することが難し い短寿命化学種の日内変動なども観測できるようになるであろう． 静止衛星から得られた反応性化学種の
時々刻々の変動の様子は，おそらく我々がまだ見たことのない未知の 世界を見 せてくれるであろう． 現在，韓国の研究者からは日本の研究者の GEMS 計画への参加 ・協力が期待されているが，日本が観測範囲に含まれているにも関わらず， いまだ日韓の協力は不十分である．今回の研究会では， これまで GEMS の サイエンスチ ー ム
会議に参加した経験のある 3 人の講演者から，GEMS 計
画の概要紹介， 対流圏下層オゾン観測の可能性，ェアロ
ゾル観測の可能性について話題を提供してもらい，参加者で討議を行う予定である．今回の研究会が気象学会会員の GEMS 計画への関心につながれば幸いである．
「GEMS 計画の概要」入江仁士「衛星から観る中国オゾン汚染」林田佐智子「ひまわり8号が捉えたエアロゾルイベント」弓本桂也
連絡先：林田佐智子（奈良女子大学）-7-

E-mail: sachiko@ics.nara-wu.acJp

惑星大気研究連絡会

日時：2016年5月21日（土） （大会第4日）
18:00~21:00 (予定）
場所：国立オリンピック記念青少年総合センタ ー ス ポー ツ棟
第1研修室
テ ー マ： 「あかつきの 現況と今後」
内容：昨年の12月7日に気象衛星「あかつき」の金星周回軌道投入が成功しました．順調に各カメラによる金星大気の観測が始まっています．色々な波長による撮像により雲の動きをとらえ，それにより3次元的な風速分布を明らかにするのが「あかつき」の目的です． 雲の動きか
ら風速場を推定するなど従来の気象学と問題を共有しています． 「 あかつき」の成果により金星気象学が豊富な観測に立脚して本格的に展開することが期待されます．
今回の研究連絡会は時間が限られていますので，金星大気の観測を中心として議論をしたいと思います．研究発表など，参加に興味のある方はご連絡をお願いします．
詳細は決まり次第ymnetなどで案内します．以下のWeb
ペ ー ジをご覧ください. http://wtk.gfd-dennou.org/
当日の研究会には惑星気象に従来から興味をお持ちの方は勿論，「あかつき」の成功を契機に金星大気に関心を持たれた方も歓迎いたします．
連絡先：松田佳久償OR学芸大学自然科学系）
E-mail: 叩-stafi@gfd-dennou.org

大会期間中の保育支援について
大会実行委員会では，大会中の保育施設利用料の 一 部補助を行います．保育支援を希望される方は，2016年4月
14 日（木）までに下記担当者までご連絡下さい．それ以降の問い合わせにも極力対応させて頂きます．

I.

連絡先：浅野準一 （気象庁）
E-mail: jasano@met.kishou.go.jp.

リクルー トブー スの設置について!

ポスタ ー 発表が行われる場所に隣接して，会場内にリクル ー トブ ー スを設ける予定です．これは，民間企業から適職に出会うための機会を提供して頂き，気象学会に所属する大学院生や有期雇用研究者との間での情報交換を通じて，彼らのキャリア形成をサポー トすることが目的です．参加予約手続きは不要です．ブ ー スでは，ポスタ
一発表時間および昼休みにのみ，企業担当者が対応します．，
リクルートブ ー スに出展予定の企業は以下の通りです(2016年3月2 5日現在）．＊の企業は5月20日（金）と12 日（土），それ以外の企業は18日（水）と19日（木）の開設を予定しています．
いであ株式会社
株式会社ウェザ ー ニュ ー ズ＊
オフィス気象キャスタ ー 株式会社＊株式会社サーフレジェンド＊
日本気象株式会社
一
般財団法人日本気象協会（五十音順））

秋季大会の予告2016年度秋季大会は，2016年10月26日（水）~28日（金）に名古屋大学で開催される予定 です．

-8-

大会第1日〔5月18日（水）〕10:00-11:30

一般口頭発表A会場
気候システムI
座長 ： 小林ちあき（気象研）

AlOl

黒田友二（気象研）亜熱帯ジェットの変動特性（短周期変動）

A102

齊藤

直彬（気象研）気象庁季節予測システムにおけるNAOおよびAOの予測可能性

A103

竹村 和人（気象庁気候情報）冬後半におけるエルニー ニョ現象に伴う東西波数1成分の卓越と負
の北極振動

A104

尾瀬

智昭（気象研）多様なENSOと東アジアの冬季モンス ー ン

AlOS

塩崎

公大偉大院理）極東域におけるEINiiioの冬季気候への影響

A106

小林

ちあき（気象研） 日本付近の季節変化に対するENSOの影響-9-

大会第1日〔5月18日（水）〕10:00-11:30

一般口頭発表B会場
降水システムI
座長：荒木健太郎（気象研）
·BlOl
B102
B103

荒木 健太郎（気象研） 南岸低気圧に伴う関東大雪時の下層低温化の要因に関する統計解析
荒木 健太郎（気象研） 門岸低気圧に伴う関東平野の雪と雨の総観スケ ー ル環境場の違い
宮島 亜希子(NTI平�コモ） ＼ 高密度地上気象観測による関東大雪時のCold-AirD皿皿ing形成・強化過

程の解析

B104

岸

BlOS

中城

Bl06

為良（名大院環境） 2014年12月17-18日の名古屋における大雪に関する気象学的研究

智之（福井工大） 福井平野における西風時の降雨分布に対する下層風の影響
重 尚 （京大院理） 長期TRMM衛星デ ー タを用いたアジアモンス ー ン沿岸域地形性降雨の日周期変化・季節内変動の解析
ー-10-大会第1日10:00-11:30〔5月18日（水）〕一般口頭発表C会場
相互作用
座長 ： 篠田太郎（名大宇地研）

波列に起因する南極海氷の季節内変動

ClOl

神山

翼（ワシントン大大気） 大気ロスピ

C102

庭野

匡思（気象研）融雪期の札幌の雪面熱収支に対する雲の影響

ー

C103

坂

C104

篠田 太郎（名大宇地研） 高層気象観測とアルゴフロ ー トを用いた非静力学大気海洋結合モデル
CReSS-NHOESの検証

泰志（三重大院生物資源） 三四半球をめぐる北半球起源の大気海洋間強制の東進連鎖

ClOS

上野
程

健一 （生命環境系） インド亜大陸・中東部でのMCS発生に対する季節内変動に応じた陸面過-11-

大会第1日〔5月18日（水）〕10:00-11:30

一般口頭発表D会場
環境気象
座長 ： 板橋 秀 一 （電中研）
D101
D102
D103

板橋 秀 一 （電中研）2000-2011年の中国の排出量変化が東アジア域の降水成分濃度に及ぼした影響
大竹 秀明（産総研）気象データを用いた次々世代の電カシステムの在り方 ~JSTCREST
HARPSの取り組み～小池 佳奈（エムティ ー アイ） フェ ー ズドアレイ気象レー ダの3次元デ ータ配信スマホアプリによる実証実験結果

気象教育
座長 ：名越利幸（岩大教育）D104

奥村 政佳（横浜国大）未就学児童に対する気象・防災教育の取り組み ～科学絵本とタプレット端
末の比較～

D105

名越 利幸（岩大教育）中学生版気象数値実験教材「Web-CReSS for Education」の開発 ー 「台風」の数値実験に関する公立中での実践を通して 一

D106

関

隆則（気象予報士会）温室効果気体の赤外線放射実験-12-

大会第1日〔5月18日（水）〕13:30-17:00

一般口頭発表A会場
気候システム11
座長 ： 林 未知也（東大大気海洋研）
Al51
A152

釜堀
釜堀

弘隆（気象研）最新の再解析における熱帯低気圧の再現性
弘隆（気象研）高解像度 SST 再解析 JRA-55CHS --—再解析システムと SST--—A154

林 未知也（東大大気海洋研） 西風イベントと東風イベントの環境場依存性と非対称性
安田 珠幾（気象庁気候情報） 2014-16年のエルニ ー ニョ現象

A155

卜部 佑介（気象庁気候情報） 2014年以降における全球平均海面水温の顕著な上昇

A153

A156

廣田

Al57

松本 健吾（岡山大院教育） 梅雨最盛期と盛夏期の東日本における大雨日の降水特性と総観場の気候学的解析（降水域の南北の広がりにも注目して）渚郎（極地研） CMIPS 気候モデルにおける陸上の降水日変動

座長 ： 廣田渚郎（極地研）

A158

藤部

A159

槌田 知恭（岡山大教育） 日本の盛夏期の降水特性と大気場に関する総観気候学的解析加藤 内蔵進（岡大 ・ 教育 ・ 理科） 広域季節サイクルの中でみたドイツの冬における日々の気温変動と大気場（アイスランド低気圧の関わりに注目して）加藤 内蔵進（岡大 ・ 教育 ・ 理科） ドイツの冬から春への季節進行と「冬の追い出し」に関連する
季節感（東アジアとの比較の視点でみた学際的連携へ向けて）

A160
A161

文昭（首都大都市環境） 落雷死者数の長期変動および雷日数との関係

A162

山内恭（極地研；総研大） GRENE 北極気候変動研究プロジェクトにおける雲観測A163

星 一平（新潟大） 北極海氷域変動が及ぼす成層圏対流圏結合への影響
谷田貝 亜紀代（東大大気海洋研） ファブリ ・ ペロー干渉計により観測されたアジア ・ オセアニア＇地域の夜間熱圏風の気候場

Al64

-13-

大会第1日〔5月18日（水）〕一般口頭発表13:30-17:00

B会場
降水システムII
座長 ： 楠 研 一 （気象研）
Bl51
B152

佐藤 香枝（明星電気） ダウンバースト発生時の地上穂密観測値の変化と特徴
岩下 久人（明星電気） 地上稲密気象観測デー タを利用した突風予報システムの開発

Bl53

岩井 宏徳(NICT) PAWRとドップラ ー ライダ ー で観測された海上竜巻

B154

佐藤 晋介(NICT)

沖縄PAWRで観測されたメソサイクロンの3次元詳細構造Bl55

足立 透（気象研）
Cloudの関係

フェ ーズドアレイレ ー ダー で観測されたメソサイクロンの立体的動態とWall

B156

足立 透（気象研）
スキャン観測フェー ズドアレイレ ー ダー を用いた線状降水帯における対流セルの超高速立体

Bl57

楠 研 ー （気象研） フェーズドアレ・イレー ダー のための竜巻渦3次元探知 ・ 追跡アルゴリズム
ー初期動作試験 一
楠 研 ー （気象研） 突風をもたらす渦探知 ・ 追跡アルゴリズムヘのDRAWデ ー タの適用実験-2015年9月に千葉県で発生した突風への適用 ー

B158

座長 ： 鈴木B159
B160

真 一 （防災科研）

鈴木 真 一 （防災科研） X-NET及びXRAINのレー ダー で2015年8月17日に観測された南関東の積乱雲中の渦について
南雲 信宏（気象研） 2015年8月12日に観測されたメソサイクロンの構造と雲物理的特徴

B161, B162

栃本 英伍（東大大気海洋研） 竜巻を生ずる温帯低気圧の構造と環境場
石川 朗子（東京学芸大自然科学） 地上大気電場とXバンドMPレ ー ダを用いた雷雲内電荷分布推定と降雹予測可能性

B163
B164

鈴木 智幸（東京学芸大自然科学） 富士山から見た巨大ジェットの特徴
小名木 すみれ（東京学芸大自然科学） 冬季スプライト光学観測と親雷電波観測によるスプライト
形状と親雷放電経路
高橋 周作（東京学芸大自然科学） 高エネルギ ー 制動X線検知時における冬季雷雲内電荷領域の推
定

B165

-14-

大会第1日〔5月18日（水）〕一般口頭発表13:30-17:00

C会場
気象予報・デー タ同化
座長 ：

国井

勝（気象研）C151

岡本 幸三（気象研）領域数値予報システムを用いた， ひまわり8号の曇天域赤外輝度温度同化

C152

国井 勝（気象研）NHM-LETKFを用いたひまわり8号高頻度大気追跡風デ ー タの大雨事例へのイン
パクト実験

C153

本田

匠（理研計算科学）ひまわり8号輝度温度観測のデ ー タ同化研究：台風Soudelor (2015)事例

C154

青梨

和正（気象研） 次世代のマイクロ波イメ ー ジャ降水リトリ ー バルアルゴリズム開発（その4)C155

青梨 和正（気象研） Neighboring Ensembleに基づく変分同化法を使った2014年台風11号事例への衛星雲・降水観測デ ー タの同化実験（その3)

C156

瀬古

弘（気象研）可搬型水蒸気ライダ ーデ ー タの同化実験

C157

前島

康光（理研計算科学）局地的豪雨予測における高頻度地上観測デー タ同化のインパクト

座長 ： 大塚ーー

成徳（理研計算科学）

ダを用いた三次元降水補外予測の実時間実Cl58

大塚 成徳（理研計算科学） フェ
行に向けた検討Cl59

小槻 峻司（理研AICS)
化実験

Cl60

近藤 圭 一 （理研計算科学）10240メンバーのアンサンブルデ ー タ同化実験に基づいた大気の非ガ
ウス性の調査Cl61

横田祥（気象研）稲密な実観測デ ー タの同化によるLETKFとEnVARの比較

Cl62

石橋

俊之（気象研）観測誤差共分散構造の診断とその利用

Cl63

石橋

俊之（気象研）大気海洋結合同化システムの開発

ズドアレイ気象レ

NICAM-LETKFを用いた全球降水マップGSMaPのアンサンブルデ ー タ同-15-

大会第1日〔5月18日（水）〕13:30-17:00

一般口頭発表D会場
大気力学
座長 ： 堀之内武（北大院地球環境）

D151

今村 剛（宇宙研）金星に到着した 探査機「あかつき」の現状

D152
D153
D154

高木 征弘（京産大・理）金星気象学のための「あかつき」デ ー タの紹介
高木 征弘（京産大・理）金星大気の熱潮汐波 ，
堀之内 武（北大院地球環境） 金星探査機「あかつき」のデ ー タを用いた雲追跡について

D155

安藤 紘基(ISAS/JA兄I\.)雲解像モデルを用いた金星大気重力波の2次元数値実験

D156

竹広 真 一 （京大数理研）潮汐固定されたガス惑星の大気大循環の多様性＿＿
入射中心星放射強度に対する依存性—

D157
D158

佐々木 洋平（京大院理） 高速回転する薄い球殻内の熱対流により生成される表層縞状構造へのカ
学的境界条件の影響
齋藤 泉（名工大院エ） 回転球面上の二次元乱流からの帯状流形成に関する準保存量について

D159

岩山

隆寛（神戸大院理） a乱流におけるエンストロフィ ー 慣性領域の力学

D160

板野 稔久（防衛大地球海洋） 円筒形の渦sheet上の非軸対称擾乱の最適励起(II)D161"

相木 秀則（名大ISEE) 中緯度惑星波と赤道波のエネルギ ーフラックスの全球シ ー ムレス解析に向
けて

D162

野田 彰（気象研） 一 般化された変換Euler平均(GTEM)から見た平均子午面循環(II)絶対角運動量保存とEliassen-Palmフラックス
原田 やよい（気象研） JRA-55を用いた北半球冬季の惑星規模波動の伝播特性解析（第3報）~2013/14年北半球冬季に見られた東西波数2の卓越に着目して ～

D163

-16-

大会第2日〔5月19日（木）〕9:30-11:30

一般口頭発表A会場
気候システム m
座長 ：望月崇 (JAMSTEC)

崇 (JAMSTEC)

四次元変分法結合デー タ同化システムを用いた数年先までの気候予測塩竃秀夫（環境研）

気温と降水戴の極端現象の記録更新に関する要因分析鈴木健太郎（東大大気海洋研）

A204

小畑

淳（気象研）

A205

新藤 永樹（気象研） 気象研究所全球気候モデルの物理過程の改良

A206

小倉

A201

望月

A202
A203

全球平均降雨量の気候変化におけるエアロゾルの寄与

地球システムモデルの検証：巨大火山噴火の硫酸エアロゾル

知夫（環境研） 雲の速い応答の不確実性と瞬時放射強制力

A207

川合

秀明（気象研） 下層雲に関わる安定度指標と下層雲の将来変化

A208

八木

綾子（ウェザ ー ニュ ー ズ）

ドップラ ー ライダーで観測された雲底の鉛直速度の確率密度分布-17-

大会第2日〔5月19日（木）〕一般口頭発表9:30-11:30
B会場

降水システム m
座長 ： 牛山朋来（土研!CHARM)

B201

中村

雄飛（東大大気海洋研）

B202

津口

裕茂（気象研）「平成27年9月関東・東北豪雨」の発生要因について
平成27年9 月関東・東北豪雨に関連した総観場の特徴

B203

北畠

尚子（気象研）

B204

牛山

朋来（土研!CHARM)

B205

加藤 輝之（気象研）
化親測結果～B206横山
響

千恵（東大大気海洋研）

B207

二宮

洸三（無所属）B208

柳瀬 亘（東大大気海洋研）

平成27年9 月関東・東北豪雨をもたらした降水帯の生成要因

W即-LETKFを用いた 2015 年鬼怒川洪水のアンサンプル予測実験

2014/2015 年梅雨期の下層水蒸気の動向～名瀬・南大東島での高層ゾンデ強梅雨期の降雨特性に対する亜熱帯ジェットと下層対流不安定度の影

東シナ海域の寒気内 meso-scale低気圧 (PMC)の発生期と発達期の環境場
オホ ー ツク海上のPolar Lowの気候学への取り組み-18-

大会第2日〔5月19日（木）〕9:30-11:30

一般口頭発表C会場
熱帯・台風I
座長 ： 吉田龍二（理研計算科学）

C202

稲津 牌（北大院理） 北太平洋における海面水温が台風経路に及ぼす影響吉田 龍二（理研計算科学） 台風発生環境場に特徴的な流れ場パタ ー ンの分布について

C203

嶋田

宇大（気象研） GSMaP から算出した台風の軸対称度と強度変化の関係の調査

C204

山口

宗彦（気象研）衛星解析と全球アンサンプル予報を利用した台風発生予報

C205

山崎

聖太（横浜国大院） 台風アンサンブルシミュレ ー ションを用いた新たな台風防災情報

C206

吉岡 大秋（京大院理） アンサンブルダウンスケ ー ル実験における台風発生の初期値依存性に関す
る解析ー2013 年台風4 号の事例一

C207

堀口

C208

金井 惇平（三重大院生物資源） 日本の南海部で急激に衰弱した1997年台風13 号

C201

桃子（三重大院生物資源） 2011年台風6 号がUタ ー ンした理由とはその 2-19-

大会第2日〔5月19日（木）〕9:30-11:30

一般口頭発表D会場
観測手法I
座長 ： 小司D201

禎教（気象研）山本 哲（気象研） 地上気温観測における日射／放射影響の評価ーマイクロ波放射計輝度温度利用
の検討一

D202

志藤 文武（気象研） 東京大手町露場の気温分布と風速との関係
D203 小司 禎教（気象研） 国土地理院GNSS観測網と地上比湿を用いた水蒸気3次元構造の推定

D206

川村 誠治(NICT) 地上デジタル放送波を用いた水蒸気観測手法の研究開発 ー 反射波を用いた初期観測結果 一工藤 玲（気象研） スカイラジオメ ー タによる雲， ェアロゾル， 水蒸気， オゾンの推定
西澤 智明（環境研） 多波長Mie-Ramanライダ ー によるエアロゾル地上ネットワ ーク観測

D207

乙部

D204
D205

直人（福大理） 地上／火星用小型LIDARの開発と風洞試験

-20-

iii

大会第3日〔5月20日（金）〕9:30-11:30

一般口頭発表A会場
気候システムIV
座長 ： 長谷川
A301

鈴木

A302

杉

香寿恵（統数研） ISM禅I率台風モデルの開発ー

聡（土研!CHARM)

その2-

正人（気象研） 将来温暖化時の確率降水量マップの作成(2)
聡（土研!CHARM) 比較SPIを用いた将来の降水量変化の評価
亜紀代（東大大気海洋研） 日本付近のAtmospheric Riverの出現特性

A303

長谷川

A304

谷田貝

A305

谷貝 勇（元気象大） 地球温暖化が影響する日本の冷夏と暑夏について（その8)でのみ起こった梅雨明けの遅れ」の原因について 一

A306

楠

A307

岡田

A308

遠藤 洋和（気象研） アンサンブル気候予測データベース(d4PDF)における東アジアの極端降水の
将来変化

A309

堀之内
モデル

-「東北地方昌司（気象研） 地球温暖化による梅雨の将来変化
靖子（京大防災研）領域気候d4PDFデータによる梅雨降水の温暖化時将来変化

武（北大院地球環境） 夏季の大陸東岸から洋上にかけての降水帯とその日々の分布の概念-21-

大会第3日〔5月20日（金）〕9:30-11:30

一般口頭発表B会場
降水システムW
座長 ： 橋本明弘（気象研）ー大西 領(JAMSTEC)

B305

橋本

B306

鈴木

賢士（山口大農） 固体降水地上直接観測による融解層内の降水相変化と密度特性

B307

田尻

拓也（気象研）鉱物ダスト粒子氷晶核能の温度依存性

B308

村上 正隆（気象研） 乾燥・半乾燥地域における降水強化に関する先端的研究

乱流が雲粒子の衝突成長を促進する効果のレイノルズ数依存性

I

B304

B302

II

B303

道端 拓朗（九大院総理工） A-Train衛星観測デ タを活用した気候モデルにおける暖かい雨の雲微
物理過程の評価中村 晃三(JAMSTEC/DSEP) ビン法雲微物理モデルを使った積雲境界層の再現実験（凝結核の活性化スキ ー ムと関連して）
久芳 奈遠美（東大大気海洋研） 暖かい雨に対する雲物理スキ ー ム比較実験

B301

明弘（気象研） JMA-NHM氷飽和調節適用の影響評価
I-22-

大会第3日〔5月20日（金）〕9:30-11:30

一般口頭発表C会場
熱帯・台風1I
座長 ： 村田
C301
C302
C303
C304
C305

文絵（高知大理）

加藤 雅也（名大宇地研）CReSS-NHOESを用いた伊勢湾台風の大気海洋結合実験
金田 幸恵（名大ISEE) 21世紀末を想定した擬似温暖化実験による伊勢湾台風の将来最大強度推定
竹見 哲也（京大防災研）伊勢湾台風の強さは地球温暖化時にどのように変わるのか？
伊東 瑠衣（京大防災研）高緯度地域まで北上する台風がもたらす強風ハザ ー ドヘの温暖化の影響
神山 翼（ワシントン大大気）大気太陰潮汐による降雨微小変動現象の検出およびそれを用いた相
対湿度に対する熱帯降雨の感度の推定

C306

小寺 邦彦（名大・宇地研）2007年ジャワ島洪水における大循環変動の役割

C307

村田

C308

小柴 厚（筑波大院生命環境） JRA-55速度ポテンシャルによる熱帯東西循環の評価

文絵（高知大理）インド・チェラプンジにおける活発期の特徴-23-

大会第3日〔5月20日（金）〕9:30-11:30

一般口頭発表D会場
観測手法1I
座長 ： 前坂ーD303

星野 俊介（高層台）測風ライダ を用いた火山灰の粒径分布推定の試み
佐藤 英 一 （気象研）気象レ ー ダ ー を用いた噴煙高度の確率的推定手法について
真木 雅之（地域防災教育研究センタ ー）火山噴煙のZ-RA関係式

D304

森 昂志（京大生存研） 小型無人航空機·MUレ ー ダ ー 同時観測実験

D305

大野 裕 ー (NICT)地上雲レ ー ダ観測による鉛直ドップラ速度の統計解析

D306

前坂

剛（防災科研）雲レ ー ダ ー を用いた積乱雲へ成長する積雲の観測

D307

民田

睛也（名大宇地研） 降雪粒子の立体形状とフラクタル次元

D301
D302

-24-

剛（防災科研）大会第4日〔5月21日（土）〕9:30-11:30

一般口頭発表A会場
中高緯度大気座長 ： 平沢A401

平沢尚彦（極地研）A402

鈴木香寿恵（統数研）. A403

森岡

優志(JAMSTEC/APL)

A404

山崎

哲 (JAMSTEC)

A405

平田

英隆（九大院理）A406佐藤

尚毅（学芸大）尚彦（極地研）2012/13 年夏に南極氷床表面に残された氷の形成過程

南極域における降雪をもたらす雲パタ ー ン検出手法の検討
Role of Weddell Sea ice variability in southern African climate

新潟での里雪・山雪と偏西風蛇行パタ ー ン
暖流域からの顕熱供給が温帯低気圧の急発達へ果たす役割
MIO の位相が南岸低気圧に与える影響-25-

大会第4日〔5月21日（土）〕9:30-11:30

一般口頭発表B会場
放射
座長 ：山崎B401
B402

明宏（気象研）竹中 栄晶 (JAXA) ひまわり 8 号2.5 分観測値を用いた日射量及び太陽光発電出力の準リアルタイム
解析及び短時間予測手法の開発
関口 美保（海洋大）雲エアロゾル相互作用の港湾•海岸地域における特性について

B404

藤川 雅大（九大応力研）多視野角 ・ 多重散乱ライダ ー による大気中の粒子タイプ識別手法の開発
太田 晃平（九大応力研）衛星 ・ 地上型アクティブセンサの複合利用によるニ ー オ ー ルスンの雲特
性の解析

B405

疇可織（九大応力研）衛星搭載アクティブセンサを用いた北極域の雲特性解析

B406

岡本 創（九大応力研） CloudSat-CALIPSO-AIRSの複合利用による氷粒子微物理特性の形成メカニ
ズムの全球解析

B407

青木 輝夫（気象研） グリー ンランド氷床の衛星抽出雪氷物理量に対する雲検知アルゴリズムとMODI 這度経年変化の影響
山崎 明宏（気象研） 分光型日射計による精密放射観測装置の開発

B403

B408

-26-

大会第4日〔5月21日（土）〕9:30-11:30

一般口頭発表C会場
熱帯・台風m
座長： 荻野 慎也(JAMSTEC)
C401

勝俣

昌己(JAMSTEC) インドネシア海洋大陸域における海陸集中観測"Pre-YMC"

C402

横井

覚(JAMSTEC)海陸同期ラジオゾンデ観測でとらえたスマトラ島西岸域の日変化

C403

安永

数明（富山大院理工）

C404

C407

伍 培明(JAMSTEC/DCOP) MJOに伴う対流活発な位相通過時にスマトラ島で観測された対流シ
ステムの特徴那須野 智江(JAMSTEC) 2015年11-12月の海大陸集中観測を対象とする全球非静力学数値計算
末松環（東大院） Zonal SST difference as a potential environmental factor supporting
the realization of the Madden-Julian Oscillation
荻野 慎也(JAMSTEC)熱帯域における沿岸降水気候学

C408

山中

C405
C406

「みらい」MR.15-04で観測された下層霙と上層雲の日変動

大学(JAMSTEC) 日射起漉の水平（強制）対流に関する統一 的再考-27-

大会第4日〔5月21日（土）〕9:30-11:30

一般口頭発表D会場
観測手法1II
座長 ： 瀬戸
D401
D402

心太（長大院エ）渡邊 武志（東海大TRIC) 衛星観測から推定された雲特性量を用いた地表面日射量変動の推定手法
岩渕 弘信（東北大院理） ひまわり8号の高頻度観測デー タを用いた雲の解析

D405

山本 雄平（京大院理） ひまわり8号デ ー タを用いた地表面温度の算出
小山 亮（気象研） 衛星マイクロ波探査計ATMSを用いた台風中心気圧推定法の開発及ぴ検証
瀬戸 心太（長大院エ） GPMのマイクロ波放射計に適用する陸上降雨判定デ ー タベ ー スの作成

D406

弓場

D403
D404

良樹（近大理工） GSMaPのアルゴリズム別推定降水量比較-28-

大会第4日〔5月21日（土）〕13:30-17:00

専門分科会

B会場
雷放電の理解とその応用
座長 ： 吉田智（気象研）

B451

呉

B452

吉田 智（気象研）積乱雲内の鉛直流と雲放電電荷構造の関連
大石 哲（神戸大都市安全）偏波ドップラ ー レー ダ ー と雷探知装置を用いた雷雲内電荷電場推定手法に関する研究諸田 雪江（ウェザ ー ・サ ー ビス） 雲解像モデルを用いた雷シミュレ ー ションにおける中和電荷分
配方法の検討 ～三次元標定観測デ ー タとの比較～

B453
B454
B455
B456

亭（阪大院エ）New 3-D Lightning Location Results of BOLT

加藤 雅也（名大宇地研）雲解像モデルを用いた北陸冬季雷雲の電荷蓄積過程の解析
小林 文明（防大地球）積乱雲タレットの発達と落雷開始の関係 (Convection initiationとCG
initiation)

休憩座長 ： 林 修吾（気象研）
B457

櫻井 南海子（防災科研）関東の暖候期に発生する積乱雲に対する上昇流情報を用いた発雷指標の
比較検討

B458

林 修吾（気象研）高解像度モデルによる2015年夏季の再現実験結果

B459

芳原

B460

B462

道本 光一 郎（ウェザ ー ・サ ー ビス）フェ ー ズドアレイ気象レ ー ダ ー (PAWR) を利用した極端気象現象（落雷， 降雹等のシビアハザ ー ド）予測に関する研究
吉川 栄 一 (JAXA) 避雷飛行支援システムの開発に向けた庄内空港周辺における冬季雷観測森本 健志（近畿大）ISS/JEM-GLIMSミッションによる雷放電の電波および光学観測B463

岩崎 博之（群馬大教育）落雷エネルギ ーと極性に注目した東日本における春期落雷の特徴

B461

容英（電通大）日本トー タル雷ネットワ ー クを用いた極端気象の初期解析結果-29-

大会第4日〔5月21日（土）〕13:30-17:00

一般口頭発表C会場
物質循環
座長 ： 林田
C451

佐智子（奈良女子大・理）

石戸谷 重之（産総研）飛騨高山森林サイトにおける大気中酸素濃度観測に基づく 20052015年の全球炭素収支

C452
C453

柴田 泰邦（首都大システムデザイン）大気境界層内CO2濃度高度分布のライダ ー 連続観測佐伯 田鶴 (JAMSTEC) Influence of Fossil Fuel Emissions on CO2 Flux Estimates by
Atmospheric Inversions

C454

林田 佐智子（奈良女子大・理） 中国中東部におけるオゾン増加：衛星観測とモデルシミュレ ー ショ
ンの比較

C455

出牛真（気象研）都市ヒ ー トアイランドによる局地循環の変化がオゾン分布に及ぼす影響C457

鶴田 治雄 (RESTEC) 大気環境常時測定局で使用済みテ ー プろ紙の分析による福島第 一原子力発
電所事故直後における東日本での大気中放射性セシウムの時空間分布（その2): 高濃度現象とその気
象場の解析

C458

渡邊

C456

廣岡

俊彦（九大院理）衛星デ ー タから見たオゾン量の経年変動と力学場の関係（頂）明（共生システム理工学類）放射性Csの沈着速度について
座長 ： 青木

C459

及川

C461

青木

C460
C462
C463

一

真（富山大院理工）ー

栄治（環境研） ライダ 観測のためのエアロゾル粒子モデルの作成
朴 祥緒（九大応力研）衛星搭載UV-Visibleセンサ ー でのエアロゾルの有効高度算出
一真（富山大院理工）北海道における太陽放射観測から得られたエアロゾルの光学的特性

金谷 有剛 (JAMSTEC) 福江島における大気中ブラックカ ー ボン質量濃度の長期観測20092015: 湿性除去過程の統計的解析

甲斐 憲次（名大院環境） モンゴル国ダランザドガドにおけるアジアダストのシ ー ロメ ー タ ー観
測： 2015年4月に観測された二重ダスト構造の解析-30-

大会第4日〔5月21日（土）〕13:30-17:00

一般口頭発表D会場
大気境界層
座長 ：稲垣 厚至（東工大）
D451
D452

河合 慶（名大院環境）2015年5 月におけるゴビ砂漠でのパイバル観測土方 基由（東工大院理工）Thermal Image Velocimetryのヘリコプタ ー 観測への適用
一

日最低•最高気温の決定要

D453

重田
因一

D454

荻原 悠季（立正大地球環境）長野市を対象とした夏季の温熱環境調査 (2) ー 熱中症リスクの評価

D455

中村 祐輔（立正大院地球）熊谷地方気象台における地上気温の空間代表性の調査

D456

座長 ：重田 祥範（鳥環大院）
高咲 良規（立正大地球環境）立正大学熊谷キャンパスにおける晴天日で弱風日のドップラ ー ライ
ダによる水平風の観測

祥範（鳥環大院）長野市を対象とした夏季の温熱環境調査(1)吉田 敏哉（京大院理）実在都市における境界層乱流の時空間構造の解析
D458 ' 稲垣 厚至（東工大）格子ボルツマン法LES を用いた都市気流の大規模計算
D457
D459

北村 祐二（気象研）移流項の差分化によって生じるエネルギ ー 散逸率の推定

D460

米原 仁（気象庁数値予報）気象庁全球モデルにおけるEDMF型境界層スキー ムの開発-31-

〔5月18日（水））大会第1日

11:30-12:30ポスタ ー ・セッション

PlOl

永田

P102

宇賀神

P103

荒井

建伍（富山大院理工）主成分解析を用いた北陸地域における冬季の降水分布の特徴

P104

村田

， 地域気候アンサンプル実験における日本付近の極端な降水量の将来予測
昭彦（気象研）PlOS

田中 実（無所属）夏の小笠原高気圧とBermuda高気圧の季節変化
堀 正岳(JAMSTEC/IACE) バレンツ ・ カラ海を起点とするユ ーラシア大陸上の寒気の季節内変動とその経年変化Pl06

玲奈（無所属）日本の夏季降水量に見られる季節進行の長期変動(1901~2000年）
惇⑥涸県立大院生物資源）

日本の暑夏年・冷夏年における下部成層圏の大気場の特徴

P107

馬場 賢治償濃：大環境）冬季南極海における海氷密接度の季節内変動とENSOおよびSAMイベン
トとの関係について

P108

村崎 万代（気象研）JRA-SSCHSを境界条件に用いたNHMによる大気応答その2梅雨期東シナ海での黒潮上での対流活動

P109

大和田

浩美（気象研）台風強度予報に向けた統計力学モデ；レSHIPSの開発

PllO

阿部

Plll

村上 樹（東北大院理）太平洋北西部における大気工アロゾルの種類と鉛直分布

学(JAMSTEC)

将来の地域降水量変化におけるエアロゾル排出量シナリオヘの依存性

P112

片岡

良太（東京理科大院理）富士山における新粒子生成の発生要因

Pl13

中島

健促防けさ理工）平均放射温度評価手法における誤差要因の定量把握

P114

大西 将徳（神戸大院理）Line-by-line放射計算による湿潤大気の2つの圏界面レジー ム
Jeong HanByeol (PKNり Study on the barotropic instability of steady Rossby-Haurwitz wave

Pl15
P116

大島

和裕(JAMSTEC/IACE)

P117

伊藤

純至（気象研）台風全域ラ ー ジ・エディ ・ンミュレー ションで再現された壁雲内の組織構造

夏季太平洋側北極海における海上気象の予報精度

P118

古澤

文江（名大宇地研）TRMM衛星とGPM衛星の陸面マイクロ波射出率分布

P119

山本

真之(NICT)P120

磯田総子(NICT) フェ ー ズドアレイ気象レー ダ ーのデ ー タ品質管理～ビッグデー タ同化に向けて

P121

松井

貴裕（千葉工大院エ）船舶レー ダ ー による降雨鉛直観測の試み

P122

梶野

瑞王（気象研）雲微物理過程のエアロゾル均 一核形成の不確定性に対する感度

P123

山岸

孝輝(RIST)P124

山田

芳則（気象研）P125

湯浅

惣 一 郎（高知大院理）高速度カメラが捉えた雨滴や雪片の形状

P126

大東

忠保（名大宇地研）一 層の混相域をもつ北極域混相雲とその環境場の鉛直プロファイル

P127

濱田

篤（東大大気海洋研）

P128

青木

翔太（立正大地球環境）WRl遠？用いた那須おろしの立体構造の解析

ウィンドプロファイラ用デジタル受信機の開発

雲解像モデルCReSS雲物理過程のGPUへの適用性について
Kuバンドレ ー ダー による降雪雲の観測

夏季日本域の極端降水・極端対流イベントに関わる環境場の違い

P129

春日 悟（新大院）寒冷渦・竜巻間の階層構造

Pl30加藤 亮平（防災科研）局地的短時間強雨に対する気象庁高解像度降水ナウキャストの予測精度検証ーFractions Skill Scoreによる評価ー

P131

武村

P132

平野 竜貴（防衛大地球海洋）都市域の二酸化炭素輸送に寄与する乱流渦スケ ー ル、

一史（京大院理）重合格子法における補間法による保存性の検証-32-

大会第1日〔5月18日（水）〕11:30-12:30ポスタ ー ・セッション

P133

中島 虹（首都大院都市環境） 東京タワ ーの気温を用いた睛天弱風日の夜間における温位鉛直分布
の特徴

P134

萩野谷

P135

菅原

成徳（気象研） 気象デ ー タの時別長期平均と地形特徴
広史（防大）都市内樹林における二酸化炭素フラックスの季節変化

P136

佐藤

陽祐（理研計算科学） 関東地方における夏季を対象とした緑化効果の地域特性に関する考察-33-

大会第2日(5月19日（木））11:30-12:30ポスタ ー ・セッション

P201

友近

全志（富山大院理工）冬季北陸地域における降水量の変動

P202

若月

泰孝（筑波大アイソ）高解像RCM実験情報を利用した統計的ダウンスケ-リング

P203

稲津 牌（北大院理）北海道東部における年最大土壌凍結深の将来予測
幸政（桜美林大自然科学系）東京における降水量の経年変化

P204

坪田

P205

仲江川

P206

鈴木パ ー カ ー、P207

川崎 健太（三重大院生物資源） The role of the cold Okhotsk Sea in the strengthening
the Pacific subtropical high and Baiu precipitation

敏之（気象研）日雨量グリッドデ ー タを用いたパナマの雨季の入りと明け平年日の推定
明日香（立正大地球環境）暑熱による労働時間制限の将来予測

P208

宮崎

P209

1青野

駿（横浜国大）関東・東北豪雨を対象にした擬似温暖化実験
憲史（東北大院理）風蒸発が台風の組織化に及ぼす影響

P210

深堀

正志（気象大）携帯型分光放射計を用いた大気エ ーロゾルの偏光分光観測

P211

芦田 裕子（気象大）太陽放射スペクトル観測から得られた酸素Aバンドと Bバンドの光学特性

P212

清水

P213

大和 昂貴（山梨大生命環境）デニュ ーダ・フィルター パック法によるエアロゾル及びガス状有機
態窒素成分の測定

P214

河野恭佑（千葉工大院エ）千葉工業大学津田沼キャンバスにおけるWBGT分布と高度変化

P215

小田

真祐子（気象研）

P216

藤原

圭太（九大理）流跡線解析による台風の水蒸気コンベアベルトの形成過程の考察

P217

高野

雄紀（東大・理）北西太平洋域におけるフィラメント状の水蒸気輸送

P218

落合

啓(NICT)

P219

橋口

浩之（京大生存研）MUレ ー ダ ー 実時間アダプティブクラッタ ー 抑圧システムの開発

P220

岩井

宏徳(NICT) PAWRのドップラ ー 速度測定精度検証ーラジオゾンデとの比較一

P221

青木

誠(NICT) PAWRのドップラ ー 速度測定精度検証ードップラ ー ライダー との比較一

P222

高橋

直也（東北大院理）東西熱帯太平洋における降水と雲物理特性の関係

P223

佐藤 陽祐但靭f計算科学）ビン法雲モデルとDownscalingを用いた雲・エアロゾル相互作用に関する数値実験～その1:航空機観測と衛星観測を用いたモデルの妥当性評価～

P224

中井

専人（防災科研・雪氷） レ ー ダ ー・降雪粒子同時観測に基づくZe-Rとその誤差要因

P225

山下

克也（防災科研・雪氷）雪崩を引き起こしやすい角板結晶の粒径ー落下速度関係

P226

小林 和貴（京大院理）熱帯域と中緯度における層状性降水の鉛直プロファイルの違い

P227

鵜沼 昂（京大防災研）日本の暖候期に発生する準停滞性降水系の組織構造に対する水平風の鉛直
シア ーの役割

P228

瀬古 弘（気象研）

LETKFを利用した平成26年 8月19~20日の広島豪雨の再現実験

P229

林

「 一 発雷」の発生頻度と季節変化

P230

大塚 道子（気象研）ひまわり8号高頻度大気追跡風のデ ー タ同化実験

P231

姜 絃達(PKNU) A scalable High-order Spherical Laplacian Implicit Filter for the
Cubed-sphere Spectral Element Dynamical Core

P232

板倉

厚（環境研）2波長偏光ライダ ー による黄砂時のエアロゾル光学特性分類

修吾（気象研）渦ロスビ ー 波と重力波との相互作用のメカニズム

サブミリ波帯衛星））ムサウンディングによる中層大気観測の構想 ．

拓哉(J.!I!科大理工）人体の温熱感覚器を用いた都市熱環境評価に関する実験的検討-34-

大会第2日

P233
P234

荒木

〔5月19日（木））沙耶（防衛大地球海洋）

早崎 将光 CTI 境研）
度時の気温逆転層

11:30-12:30ポスタ ー ・セッション

都市域の熱フラックスと人工排熱に関する考察

冬季·春季日本における粒子状物質広域高濃度時の気象条件（第2報）

-35-

：高濃

大会第3日〔5月20日（金））11:30-12:30ポスタ ー ・セッション

P301

荒川

理（筑波大生命環境）アジアモンス ーン水循環に対する地形解像度の影響

P302

足立

幸穂（理研計算科学）関西地域の夏季降水を対象としたSCALEによる将来変化予測（その1)

P303

福田

崇文（高知大理） 四国平野部における降雪の地域特性

P304

杉本

志織(JAMSTEC) 水平解像度および積雲対流スキ ームが熱帯陸域の降水特性に及ぼす影響

P305

山森 美穂（都留文大）ラジオゾンデデ ータとスペクトル解析に基づく南極昭和基地における対流
圏水平風変動の特性

P306

山口

文彬（気象大） 北半球における海洋前線の強化と温帯低気圧活動の変化

P307

吉田

聡(JAMSTEC/AP L)

P308

大和田

P309

原

P310

財前 祐二（気象研）冬季つくばにおけるエアロゾル吸湿特性(ic) の変化の特徴

P311

梶野

瑞王（気象研）エアロゾル湿性除去過程に関する物理・化学同時観測

P312

久慈

誠（奈良女子大理）奈良におけるエアロゾルの微物理特性と気象要素の関係

P313

太田

芳文（気象研）随伴放射伝達解法を用いた線形放射モデルの開発

P314

須長 智洋（筑波大院生命環境）自己組織化マップ( S OM)を用いたAOとNAOの違いについて
の解析

P315

西田

侑加（九大院総理工）金星下層、大気が中層大気ス ー パ ー ロ ーテ ー ションに与える影響

P316

角

ゆかり（名大院環境）衛星観測および再解析デ ータを用いた準二日振動の鉛直モ ー ド展開

P317

石田 春磨（気象研）SVMを応用した雲判定アルゴリズムにおける誤判定修正及び特徴量選択方法
の構築

P318

加藤

万莉絵（三菱電機）交互送信交互受信時の送信時間ずれが観測デ ータに与える影響

P319

箕輪

昌裕（古野電気）マルチレ ーダー ネットワ ー クによる3次元風速場解析

P320

北西太平洋海面水温前線に対する大気応答実験

浩美（気象研）ひまわり8号の領域3観測による台風周辺の大気追跡風デ ータの利用

由香里（九大応力研）多波長ミ ー ・ラマンライダー から得られたエアロゾル光学特性と混合状

足立 アホロ（気象研）＇自己整合法に基づく粒径分布抽出手法のC-band二重偏波レ ーダー のP PI 観i則への利用P321

山田芳則（気象研）氷相two-momentバルク微物理モデルの開発

P322

齋藤

翼（防衛大地球海洋）シーディング手法を用いた降水抑制シミュレ ー ション

P323

越田

智喜（いであ（株））レ ーダ雨量計を用いた降雪量の定量観測精度向上

P324

平沢

尚彦（極地研）陸別で降雪量を観測している測器の特性と課題

P325

若月

泰孝（筑波大アイソ）理想化数値実験による梅雨前線帯の降水システムの構造解析

P326

大元

和秀（九大院理）広島豪雨をもたらした線状降水帯の数値シミュレ ー ション

P327

宇河

拓末（航空自衛隊）WP囮えび数値シミュレ ー ションを用いた乱気流遭遇事例の解析

P328

益子

渉（気象研） 超高解像度数値シミュレ ー ションによる竜巻の詳細構造の解析 （第3報）

P329

寺崎

康児（理研計算化学）NICAM- LETKFシステムを使った全球28kmデ ータ同化実験

P330

今井 弘二（宇宙研）アクティブラ ー ニングを提供するウェブサ ー ビスーCross-Cutting
Comparisons(C3)一

P331

山森

賢也（東京理科大院理工）被験者実験に基づくフラクタル日除けの快適性評価-36-

大会第3日〔5月20日（金）〕11:30-12:30ポスタ ー ・セッション

P332

田中 清敬（東京理科大院理）東京スカイツリ ー を用いた2015年の東京における地表と上空の粒子の挙動について

P333

金子

P334

渡邊

貴典（首都大院都市環境） 気象要素の年々変動が森林のオゾン吸収量に与える影響

P335

宮下

敦（成誤気象観測所）観測開始から90年を経過した成誤気象観測所

凌（東京理科大院理）海風流れに及ぼす都市幾何の影響評価-37-

大会第4日〔5月21日（土）〕

P401

岩崎

杉紀（防衛大地球海洋）

P402

関根

一夫（久慈川のシガ研究会）

P403

水瀬

正雄（長岡市）P404

田村 美奈（筑波大院生命環境）
ついての研究P405

村山昌平（産総研）

P406

高野
解析

哲夫（気象予報士会）

11:30-12:30ポスタ ー ・セッション

富士山測候所で観測された積乱雲の雲頂からジャンプする雲
久慈川の水温測定によるシガ（晶氷）発生予測と観光への活用

東京における大気圏外の太陽輻射量と気温の日別平滑平年値の関係について
北半球の自然変動が十年スケ ールの地上気温変動に及ぼす影響に

南鳥島における大気中二酸化炭素の安定同位体比の観測
ニュ ー ラルネットワ ー クを用いた山形県内の冬季降水域・気温分布の-38-

講演者索引
<A>
AbeManabu(阿部学）

PllO

Adachi Ahoro(足立アホロ）

P320

Adachi Sachiho(足立幸穂）

P302

Adachi Toru(足立透）

B155

Adachi Torn(足立透）

B156

AikiHiden血（相木秀則）

0161

Ando Hiroki(安藤紘基）

DISSAoki Kazuma(青木一真）Aoki Makoto(青木誠）

C461
P221

HijilcataMotoyuki(土方基由）

D452

KangHyun-gyu(姜絃達）P231

Hirano Tatsuki(平野竜貴）

Pl32

Kasuga Satoru(春日悟）

P129

HirasawaNaohilco(平沢尚彦）

A401

KataokaRyota(片岡良太）

Pll2

HirasawaNaohilco(平沢尚彦）

P324

Kato Kuranosbin(加藤内蔵進）

A160
A161

HirataHidetaka(平 田英隆）

A405

Kato Kuranoshin(加藤内蔵進）

Hiraoka Toshihiko(廣岡俊彦）

C456

KatoMarie(加藤万莉絵）

P318

HirotaNagio(廣田渚郎）

A156

KatoMasaya(加藤雅也）

B45S

Hobara Yas曲ide(芳原容英）

B459

KatoMasaya(加藤雅也）

C301

Honda Takumi(本田匠）

C153

KatoRyohei(加藤亮平）

Pl30

HoriMasatake(堀正岳）

P106

Kato Teruyuki(加藤輝之）

B205

HoriguchiMomoko(堀口桃子）

C207

KatsumataMasaki(勝俣昌己）

C401

Horinoucbi Takesbi(堀之内武）

A309

KawaiHideaki(川合秀明）

A207

Ho.rinouchi Takeshi(堀之内武）

D154

KawaiKei(河合慶）

D451

Hoshi Kazuhira(星 一 平）

Al63

Kawamura Seiji(川村誠治）

D204

Hoshino Shunsuke(星野俊介）

D301

KawanoKyousuke(河野恭佑）

P214

Aoki Shota(青 木翔太）

P128

Aoki Teruo(青木輝夫）

B407

AonashiKff71lm和（青梨和正）

C154

AonashiKan1m四（青梨和正）

Cl55

AonoKenji(青野憲史）

P209

AraiKengo(荒井建伍）

P103

Arakaswa Osamu(荒川理）P301

ImaiKoji(今井弘二）

P330

ArakiKentaro(荒木健太郎）·BlOl

Imamura Takeshi(今村剛）

D151

ArakiKentaro(荒木健太郎）

B102

Inagaki Atsushi(稲垣厚至）

D458

Araki Saya(荒木沙耶）

P233

InatsuMaseru(稲津牌）C201

Ashida Yuko(芦田裕 子）

P211

InatsuMasaru(稲津勝）P203

Ishibashi Toshiyuki(石橋俊之）

Cl62

<B>
Baba K.enji(馬場賢治）

P107

<D>
DeushiMakoto(出牛真）

C455

<E>
EndoHirokazu(遠藤洋和）

A308

<F>

<I>

Ishibashi Toshiyuki(石橋俊之）

Cl63

IshidaHaruma(石田 春磨）

P317

lshidoya Shigeyuki(石戸谷重之）

C451

Ishikawa Akiko(石川朗子）

Bl62

Isoda Fusako(磯田総子）

P120
）

D101

Itakura Takuya(板倉拓哉）

P232

Itano Toshihisa(板野稔久）

D160

Itahashi Syuichi(·板 橋秀一

Ito Junshi(伊藤純至）

Pll7

Ito Rui(伊東瑠衣）

C304

IwabuchiHironobu(岩渕弘信）

D402

Fujibe Fumiaki(藤部文昭）

Al58

IwaiHironori (岩井宏徳）

B153

FujilcawaMasahiro(藤川雅大）

B403

IwaiHironori(岩井宏徳）

P220

FujiwaraKeila(藤原圭太）

P216

IwasakiHiroyuki(岩崎博之）

B463

Fukabori Masashi(深堀正志）

P210

Iwasaki Suginori(岩崎杉紀）

P401

Fukuda Takafumi(福田崇文）

P303

IwashitaHisato(岩下久人）

B152

Furuzawa Fumie(古欅文江）

P118

lwayama Takahiro(岩山隆寛）

D159.

<H>

<J>

Haginoya Sbigenori(萩野谷成徳） Pl34

JeongHanbyeol

Hamada Atsushi(濱田篤）

P127

Pll5

<K>

Hara Yukari(原由香里）

P309

Harada Yayoi(原田やよい）

D163

Hasegawa Akira(長谷川聡）

A303

Hashiguchi Hiroyuki(橋口浩之）

P219

KajinoMizuo(梶野瑞王）

Hashimoto Akihiro(橋本明弘）

B305

HayasakiM邸amitsu(早崎将光）

P234

Hayashi Michiya(林未知也）

A153

Hayashi Syugo(林修吾）

B458

Hayashi Syugo(林修吾）

P229

Hayashida Sachiko(林田佐智子）

C454

KawasakiKenta(川崎健太）

P207

Kishi Sadayoshi(岸為良）

B104

Kitaba祉eNaoko(北畠尚子）

B203

Kitamura Yuji(北村祐二）

D459

Kobayashi Chiaki (小林ちあき）

A106

Kobayashi Fumiaki(小林文明）

B456

Kobayashi Kazuki(小林和貴）

P226

KoderaKunihko(小寺邦彦）

C306

Kohyama Tsubasa(神山翼）

C!Ol

Kohyama Tsubasa(神山翼）

C305

KoikeKana(小池佳奈）

D103

ー

）

C160

Koshiba Atsushi(小柴厚）

C308

KondoKeiichi(近藤圭Koshida Tomoki(越田智喜）

P323·Kotsuki Shunji(小槻峻司）

Cl59

KubaNaomi(久 芳奈 遠美）

B303

KudoRei(工藤玲）

D20S

KujiMakoto(久慈誠）

P312

KuniiM邸aru(国井勝）

Cl52

Kuroda Yuhji(黒田友二）

AIOI

ー

Bl57

KUS11noki Kenichi(楠研 ）

ー

Bl58

Kusunoki Shoji(楠昌司）

A306

Kuwano-yoshida Akira(吉田聡）

P307

KusunokiKenichi(楠研 ）<M>Maejima Yasumitsu(前島康光）

Cl57

Maesaka Takeshi(前坂剛）

D306

MakiMasayuki(真木雅之）

D303

Mashiko Wataru(益子渉）

P328

KaiKenji(甲斐憲次）

C463

Matsui Takahiro(松井貴裕）

Pl21

KajinoMizuo(梶野瑞王）

Pl22

MatsumotoKengo(松本健吾）

A157

P311

M;ichibata Takuro(道端拓朗）

B301

KamahoriHirotaka(釜堀弘隆）

AISI

MichimotoKoichiro(道本光KamahoriHirotaka(釜堀弘隆）

A152

Kanada Sachie(金田幸恵）

C302

Kanai Jumpei(金井惇平）

C208

Kanaya Yugo(金谷有剛）

C462

KanekoRyo(金子．凌）

P333

-39-

一

郎） B460

MindaHaruya(民田晴也）

D307

MinowaMasahiro(箕輪昌裕）

P319

Miyajima Akiko(宮島亜希子）

B103

Miyashita Atsushi(官下敦）

P335

Miyazaki Shun(宮崎駿）

P208

B307

P403

OtsukaMichiko(大塚道子）

P230

Tajiri Takuya(田尻拓也）

Mochizuki Takashi(望月崇）

A201

Otsuka Shigenori(大塚成徳）

Cl58

TakagiMasahiro(高木征弘）

D152

Mori Takashi(森昂志）

D304

Owada Hiromi(大和田浩美）

P109

TakagiMasabiro(高木征弘）

D153

Morimoto Takeshi(森本健志）

B462

Owada Hiromi(大和田浩美）

P308

TfllfflhMhi Naoya(高橋直也）

Morioka Yushi(森岡優志）

A403

OyamaRyo(小山亮）

D404

Talfaha,hi Syusaku(高橋周作）

B165

Moroda Yukie(諸田雪江）

B454

P406

Murakami Itsuki(村上 樹）

Plll

<P>

Talcano Tetsuo(高野哲夫）

MurakamiM呻由（村上正隆 ）B308

Park Sang Seo(朴祥緒）

MizuseMasao(水瀬正雄）

Murata Akihiko(村田昭彦）

P104

Murata Fumie(村田文絵）

C307

Murayama Sbobei(村山昌平）

P405

MurazakiKazuyo(村崎万代）

Pl08

<N>
NagataRena(永田玲奈）

PlOl

Nagosbi Toshiyuki(名越利幸）

D10S

NagumoNobuhiro(南雲信宏）

B160

Nakaegawa Tosiyuki(仲江川敏之）P20S
Nakai Sento(中井専人）

P224

NakajimaKo(中島虹）Pl33

Nakajo Tomoyuki(中城智之）

B105

NakamuraKozo(中村晃三）

B302

Nakamura Yuhi(中村雄飛）

B201

Nakamura Yusuke(中村祐輔）

D45S·

Nflkfl�himfl Takeshi(中島健）

P113

Nasuno Tomoe(那須野智江）

C40S

NinomiyaKozo(二宮洸三）
Nishida Yuka(西田侑加）

B207
P315

Nishizawa Tomoaki(西揮智明） D206
NiwanoMasashi(庭野匡思）

Cl02

NodaA!dra(野田彰）

D162

く

O>

C460

<S>
C453

Saito Izumi(齋藤泉）

D158

SaitoNaoaki(齊藤直彬）

Al02

Saito Tsubasa(齋藤翼）

P322

Saka Taishi(坂泰志）

C103

SakuraiNamiko(櫻井南海子）

B457

Sasaki Youhei(佐々木洋平）

D1S7

SatoEiichi(佐藤英

ー

D302

）

SatoKae(佐藤香枝）

Bl51

Sato Kaori(佐藤可織）

B405

SatoNaoki(佐藤尚毅）

A406

Sato Yousulce(佐藤陽祐）

Pl36
P223

Sato Yousuke(佐藤陽祐）
Satoh Shinsulce(佐藤晋介）'B154

Seki Talcanori(関隆則）

D106

SekiguchiM加（関口美保）

B402

Sekine Kazuo(関根

一

P402

夫）

TanakaKiyotaka(田中 清敬）

P332

TanakaMinoru(田中実）

Pl05

TerasakiKoji(寺崎康児）

P329

TochimotoEigo(栃本英伍）

Bl61

TomochikaMasashi(友近全志）

P201

Tsubota Yukimasa(坪田幸政）

P204

Tsuchida Tomoyasu(槌田知恭） Al59
Tsuguti Hirosbige(津口裕茂）、

B202

Tsuruta Haruo(鶴田治雄）

C457

<U>
）

ClOS

UgajinAtsusbi(宇賀神惇）

P102

UenoKenichi(上野健

ー

C452

Ushiyama Tomoki(牛山朋末）

B204

）

B106

<W>

D453

W血四lei Y asutaka (若月泰孝）

P202

Wakazuld Yasutaka(若月泰孝）

P325

P215

Shimizu Atsushi(清水厚）

P212

D454

ShindoEiki(新藤 永樹）

A205

C203

WatanabeAkira(渡邊明）

C4S8

Watanabe Takanori(渡邊貴典）

P334
D401

Shinoda Taro(篠田 太郎）

Cl04

Watanabe Takeshi(渡邊武志）

Sbiogama Hideo(塩鼈秀 夫）

A202

WuPeiming(伍培明）

C404

SbiozakiMasabiro(塩崎公大）

AIOS

Wu Ting(呉亭）

B451

Shoji Yoshinori(小司禎教）

D203

S加mat!!ll Tamaki(末松環）

C406

<Y>

C459

Sugawara Hirofumi(菅原広史）

P135

Oishi Satoru(大石哲）

B453

SugiMasato(杉正 人）

A302

Yagai Isamu(谷貝勇）Okada Yasuko(岡田靖子）

A307

Su帥noto Shiori(杉本 志織）

P304

Okamoto Hajime(岡本創）

B406

Sumi Yulcari(角ゆかり）

P316

OkamotoKozo(岡本幸三）

Cl51

Sunaga Tomohiro(須長智洋）

P314

OkumuraMasayoshi(奥村 政佳） D104

S匹ukiKazue(鈴木香寿恵）

A301

P326

S匹ukiKazue(鈴木香寿恵）

A402

Ohtake Hideald(大竹秀明）

D102

OikawaEiji(及川栄治 ）Omotp Kazuhide(大元和秀）

B306

Onagi Sumire(小名木すみれ）

B164

SuzukiKenji(鈴木賢士）

Onishi Masanori(大西将徳）

P114

SuzukiKentaroh(鈴木健太郎）

OnishiRyo(大西領）

B304

Suzuki Shin-ichi(鈴木真Ose Tomoaki(尾瀬智昭）

A104

Suzuki Tomoyuki(鈴木智幸）

B163

Oshima Kazuhiro(大島 和裕）

P116

Suzuki-parker Asuka(鈴木ハ ーカ ーP206

OtaKohei(太田晃平）

細Ota Yoshifumi(太田芳文）

P313

OtobeNaobito(乙部直人）

D207

B401
P404

D202

Ogihara Yuki(荻原悠季）

D305

TamuraMina(田村美奈）

Shido Fumitake(志藤文武）

OdaMayuko(小田真祐子）

）

A103

Takenaka Hideaki(竹中栄晶）

Shibata Yasukuni(柴田泰邦）

Shimftoft Udai(嶋田宇大）一

Takemura Kazuto(竹村 和人）

A155

P218

Ohno Yuichi(大野 裕

Pl31

一

Urabe Yusuke(卜部佑介）

Seto Shinta(瀬戸心太）

Ochiai Satoshi(落合啓）

Pl26

C303

史）

Takemura Kazushi(武村D405

Seko Hiromu(瀬古弘）

Shigeta Yosbinori(重田祥範）

Ohigashi Tadayasu(大東忠保）

Dl56

一

P327

A204

C407

）

Takehiro Shin-ichi(竹広真

P227

Obata Atsushi(小畑淳）

A206

D456

Unuma Takashi(鵜沼昂）

CIS6
P228

ー

Ogura Tomoo(小倉知夫）

P217

Takasaki Yosbinori(高咲良規）

Ukawa Takumi(宇河拓未）

Seko Hiromu(瀬古弘）

Shige Shoichi(重尚Ogino Shin-ya(荻野慎也）

Takano Yuki(高野雄紀）

Takemi Tetsuya(竹見哲也）

Saeki Tazu(佐伯田鶴）

P222

一

）

゜

明日香）

A203
B159

Yagi Ayako(八木綾子）, A305
A208

Yamada Yoshinori(山田芳則）

P124

Yamada Yosbinori(山田芳則）

P321

Yffmffei�hi Takateru (山岸孝輝）

P123

Yamaguchi Fumiaki(山口文彬）

P306

Yamaguchi Munebiko(山口宗彦） C204
YamamorlKenya(山森賢也）

P331

YamamoriM加（山森美穂）

P305

YamamotoAkira(山本哲）

D201

YamamotoM邸ayuld(山本真之） P119
Yamamoto Yuhei(山本雄平）

D仰3

Yftmftn由ManabuD.(山中大学） C408

<T>

-40-

Yamanouchi Takashi (山内恭）

A162

Yarnasaki Shota(山崎聖太）

C205

P225

Yamashita Katsuya(山下克也）
Yamato Koki(大和昂貴）

P213

Yftmfl'l'ftlri Akihiro(山崎明宏）

B408

Yftmft'l'fflri Akira(山崎哲）

A404
B208

. , Yanase Wataru (柳瀬亘）·

Yasuda Tamaki(安田珠幾）

Al54

yasunaga Kazuaki(安永数明）

C仰3

Yatagai Akiyo(谷田貝亜紀代）

A164

Yatagai Akiyo(谷田貝亜紀代）

A304

YokoiSatoru(横井覚）

C402

YokotaSho(横田祥）

Cl61

Yokoyama Chie(横山千恵）

B206

Yonehara Hitosbi(米原仁）

D460

YoshidaRyuji(吉田龍二）

C202

Yoshida Satoru(吉田智）

B452

Yoshida Toshiya(吉田敏哉）

D4S1

）

B461

Yoshioka Hiroaki(吉岡大秋）

C206

Yoshikawa Eiichi(吉川栄YuasaSoichiro(湯浅惣

一

一

郎）

Yuba Yoshiki(弓場良樹）

P125
D仰6

<Z>
Zaizen Yuji(財前祐二）

P310

-41-

会

第 1

前

大

日

A101

亜熱帯ジェットの変動特性（短周期変動）
黒田友二（気象研究所）
1、 はじめに対流圏の亜熱帯域に存在する強風域は亜熱帯ジェットとよばれ、 中緯度域の気象現象や気候変動に 一 年を通じて強い影響を及ぼ している。 ジェット及びハドレー 循環の形成と変動には、 熱帯積
雲活動のみならず波動が大きな影響を与えている。
昨年の学会ではジェットの気候学的形成原因について報告した。 今回は、 特に北半球冬季のジェットの短周期的特性について報告したい。
2、 データと解析方法
解析するデー タは再解析デ ー タ ERA-I の 1989
~2009 年の6時間ごとのデー タである。 摩擦や非断熱加熱は、6 時間ごとのデータを 3 次元のプリミ
ティプ方程式に当てはめその残差として求めた。
各波動は時間フィルタ ー により抽出している。
解析手法としては、 昨年の学会で示した、 帯状平均プリミティブ方程式の東西風の加速項の右辺を各強制（波動による波加速、 非断熱加熱、 摩擦等）によるものに分解する手法を用いた。 この手法の利点は、 非線形項込みで各項が強制となる加速度等を線形分解できることである。 この手法を用い、 各強制ごとの加速の時間変化を調べることによって、 現実のジェットの揺らぎが何に依っているか等が明らかにできる。
3、結果

冬季におけるジェット軸の気候学的な場所は 30N、200hPa である。 そこで、 この軸上の風速変化について調べた。 図の黒線は 1991/2 年冬季における上述の位置における風速の時間変化を示したものである。 この冬は 12 月には平均風速は 35m/s 程度であったものが、 冬季の期間中次第に風速が増大
し、 2 月には平均風速が 50m/s を超えるほどまでに加速していた。そこで各日ごとの加速を調べた。
各日ごとの加速度は青線で示されている。 それに
対して赤線では全波動による加速度を示す。 図より明瞭にわかることは、 赤線と青線は非常に似ているということである。 つまりジェットの短周期の変動はほぼ波動が作っている。 実際 20 冬DJFの両者の日相関は 0.86 にも及んでいた。次にこの変動はどのような波動が担っているかについて調べた。その結果、この変動はほぼ総観規模波動と「低周波波動と停滞性波動の合成波動」の干渉で良く説明されることが分かった。 実際全波動による加速度との日相関は 20 冬DJFで 0. 72 もあった。 つまりジェ 、又卜強度の日変動は総観規模波動とそれより低周波の波の干渉に依っているということが分かった。 またこの冬季の風速の増加トレンドであるが、停滞性波動の加速に依っていた。
参考： Kuroda (2016) JGR, submitted

U & dU/dt (30N, 200hPa)

60
55
50
45
40
35

4

゜

2

-2
-4

lDEC

1991

16DEC

!JAN

1992

16JAN

!FEB ·

16FEB

図、 1991 年 12 月 1 日 ~1992 年2 月 28 日までの亜熱帯ジェット軸 (30N、 200hPa) 上の風速の日変化（黒線）および日平均加速度（青線）。赤線は波動単独で駆動する加速度。単位は速度はm/s、加速度はm/s/day。

-45-

A102

気象庁季節予測システムにおけるNAOおよびAOの予測可能性＊齊藤直彬,. 前田修平 ’ ・仲江川敏之 ’ ・今田由紀子,. 高谷祐平 2 . 松川知紘 2(1: 気象研究所、2: 気象庁気候情報課）
1 . はじめに局の冬のNAOのFR は約0.2で、 ACC(0 .62)がFRを
ルニーニョ現象など熱帯域の海洋

大きく上回っている。） 最も ACCが扁い 2~4月平均のの季節～年スケ ー ルの変動に伴う大気の変動を主なシグ

NAO Indexの予測値と解析値の時系列を図 2に示す。 ア

現在の季節予報は、エナルとしている。 一方、 北大西洋振動(NAO)あるいはンサンブル平均 が 解析値の変動をある程度捉えているこ

北極振動(AO)は大気の内部変動的な性質が強く 、 予測とが分かる(ACCは0.65)。 これらの結果は AO Index

可能性が低いと考えられてきた。 ところが 、 Scaife te al.

についても同様である （圏略）。

(2014)は、英国気象局の季節予測システムGloSea5によ

次に、 同じく3ヶ月平均 した等圧面高度のFRおよびり 、 冬(12~2月）のNAOを精度良く長期 予測できた（予ACCの時間鉛直断而図（帯状平均 、 60N·90N平均） を報と解析の相関係数 が 0.62)とし、 その要因として、 商

図3に示す。 こちら もFRとACCが大きさ・構造ともにい海洋分解能に加えて成層圏の精緻な表現などを挙げて良く対応している。また 、 冬後半に は成層圏に予測可能性いる。 そこで本研究は、 昨年更新された気象庁の新季節予が大きい領域が存在 し、 その後地上付近でも予測可能 な領測システムにおけるNAOおよび AOの予報成績や予測 可域が見られる。 このことから 、 成恩圏を介した何らかのプ能性について、 成層四との関連にも注目して解析を行った。

ロセスが働いていることが推測 される。

2解析結果

3考察

気象庁の新季節予測システムにおけるNAO Indexの予報成績（アンサンプル平均と解析値の相関係数；以下 ACC)

冬後半の成居圏の高い予測 精度 は、 対流圏から上方伝播
するロスビ ー 波の影孵の季節変化に起因すると考えられおよびその期待される上限（以下FR;R は潜在的予測可る。また 、 成層圏から対流圏へのングナルの下降メカニズ能性） の季節依存性を図1に示す。 ただし、 NAO Index

controlが働いている可能性 がある。
ムとして、 downwardは3ヶ月平均、 予報はリ ー ドタイム 0 ヶ月 、 アンサンプ
ル数は10個 、 解析 期間は1981~2010年である。 季節予

詳細は発表にて述べる。
3

測システムのハインドキャストデー タおよび気象庁長期再解析 (JRA-55)を用いた。 まず 、 ACCがFRと関連 して季節変化 している ことが分かる。 また 、 冬 (12~2月）における予報成績は高くな い が、 冬後半から春先( 2~4
月 、 3~5月） は成績が高くなっている。（なお、 英国気象-:i

図2 2~4月平均のNAO Indexの予測値と解析値の時系
列。 予報の初期値 は1月 。 白抜き丸：アンサンプルメンバ

0.7

ー 、 点線：アンサンプル平均 、 実線：解析値 。

-

0.6 ,
0.5 -

g g
ooog
g

。
10

11

12

1

=J, al. 山�J. .i. 山玉lir"JPI讐囀�囀冒

図1

気象庁の新季節予測システムにおけるNAO Index 図3 気象庁の新季節予測システムにおける等圧面高度のの予報成績 ( ACC; グレ ー） およびその期待される上限 FR(左）とACC(右）の時間·鉛直断面図（帯状平均、60N·90N( FR; 黒） の季節変化。 横軸は3ヶ月平均の1ヶ月目 。

平均）。 横軸は3ヶ月平均の1ヶ月目、 左端は10 月。

-46-

A103
冬後半におけるエルニー ニョ現象に伴う東西波数1成分の卓越と負の北極振動＊竹村和人（気象庁気候情報課）、 前田修平（気象庁気象研究所）
エ ルニー ニョ現象の発生は、 全球の大気循環場

対応して、 対流圏中緯度域から成恩圏に向かってや世界の天候に大 きな影陛を及ぼす。最近の研究

伝播する東西波数lのプラネタリ ー波が平年と比では、 冬季北半球の成層図における循環場との関べて強まり、 下部成恩圏高緯度域での収束偏差が連についても着目されており、対流固•成層圏の相みられた（第1圏）。この結果は、 ENSOと成屈互作用を通して対流圏高緯度における循環場に

圏極うずの強さ、 および成層画突然昇温の発生頻も影態することが指摘されている。本解析では、度との関連について示した先行研究（たとえば先行研究の解析結果を踏まえつつ、エ ルニー ニョ

Taguchi and Hartmann 2006)と整合する。

現象発生時にみられる冬後半の循環場と北極振

成層圏高緯度におけるプラネタリ ー波の砕波

動(AO)との関連について統計解析を行った。

は、 極夜ジェットの減速、 低渦位大気の極向きフ

大気循環場のデー

タには、 1958~ 201 2年の期間に お け る気 象庁 55 年長期再解 析 デーラックスと対応し、 下部成層圏極域における下降タ流の卓越とそれに伴う断熱昇温がみられる。成層(JRA-55) を用い、 1~3月の3か月平均値を対圏におけるこのような特徴に伴って対流圏界面象とした。55年平均値からの偏差について、気象

高度が低下し、 対流圏の極域における高度や地表庁の定義に従って抽出した エ ルニ ー ニョ現象発面気圧の正偏差（負のAO)に寄与すると考えら

生年における合成図解析を行った。

れる（第2図）。これらの結果はAmbaum andエルニー

Hoskins (2002)で提唱されているプロセスと整合

ニョ現象発生年で合成した3 00hPa高—ン

しており、 成屈圏高緯度へのプラネタリ ー波の伝に対応した大円状の波列パタ ー ンやオホ ー ツク

播や成層圏 —対流圏の相互作用が、 エ ルニー ニョ現海付近でトラフが深まる傾向があり、 平年と比べ象の発生に伴う東西波数 1 の変動の卓越と負のて東西波数1の変動が卓越していた。’このこととAOが関連している可能性を示唆している。

度をみると、 正の太平洋 北米(PNA)パター

E-P flux & div E-P Wn l

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第1因 エルニー ニョ現象発生年の1~3月で合成した 、 東西
波数1成分のE·Pフラックス（矢印 、 単位はkg/s2)とその収束発散の偏差（等値線、 O.lm/s/day問隔 、 収束偏差は破線）。
陰影は収束発散が統計的に有意な領域を示す。
-47-

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第2図 エルニー ニョ現象発生年の1~3月で合成した 、 帯状平均 (a) 高度 、 (b)海面気圧（等値線）。 (a)の陰影と (b)の色線は統計的に有意な領域を示す。

A104

多様なENSOと東アジアの冬季モンス ーン
尾瀬智昭（気象研究所）, . はじめに回帰および相開の図である。 ここでは、 正の降水星

ENSO はそれ自身が高い季節予測可能性を示すため、 これに対する大気の応答は、 季節予測の根拠と偏差は日付変更線の東で、典型的なエルニ ー ニョの場合よりさらに東側に中心をもって分布し 、 逆に日して冬季東アジアの季節予測に対しても利用されて付変更線付近まで負の降水量偏差が広がる。 これにいる。ENSOの予測は、 すでに現業数値予報として成功しているので、次のステップとして、 個々のENSO

対応して、 東にシフトした循環偏差と気温偏差が見られる。

の特徴を予測することが期待される。

4. まとめ2. 方法

実際のENSOはこれらのEOFの合成であり、海面水

経験的直交関数(EOF)解析を、 12-2月平均の赤湿偏差の多様な経度分布は、 降水最偏差および赤道道域の海面水温年々変動の規格化偏差に対して適用

波の大気応答の経度分布に影響し、 束アジアの冬季した。範囲は、 インド洋（東経 50度）から東太平洋

気候変動はこれに敏感である。

（西経 9 0度）、 南緯10度から北緯15度の赤道域、
期間は、

Reg_T850sd Psi850 on DJF 1980-2004 eqSSTsd EOF1
・ゞ凸ザ�L

1980/81-2003/ 04の 25年問。

—,--..-�
鴫

赤道域海面水温EOFと関連する気候場甲（海面
水温、 降水量、850hPa気温、850hPaの流線関数）の変動を、 線形回帰により評価した。
3. 結果
1番目のEOF (EOFl)は42. 5%の寄与率で、 典型的
なエルニ

ー

JOE

60E

120E

90£

11,11贔II

ニョを表現する。 図1は、EOFlと関連す

180

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150W

120W

90W

!11111',I",_-o., ...., •.,•.•る 850hPa 気温規格化偏差 （相関係数） （等値線は

図1850hPa流線関数偏差の回帰）を示す。 東太平洋の海回帰（相関係数）。 等値線は850hPa流線関数偏差の面水温正偏差の両半球側には低気圧性の循深偏差が回帰(*106 釘s)。

明瞭で、さらに北太平洋の中緯度側には別の低気圧

影は、EOFlによる850hPa気温規格化偏差の

Reg_T850sd Psi850 on DJF 1980-2004_eqSSTsd_EOF2

性の循環偏差が確認できる。 西太平洋、 特に北西太平洋の負の降水量偏差を中心に高気圧性偏差が広がり、 そのさらに北側には弱いながらも別の裔気圧性偏差が確認できる。850hPaの気温偏差は、流線関数で表現される水平風からおおむね理解できるように見える。
寄与率15. 7%のEOF2は、中央太平洋中心のENSO(CP-ENSOまたはModiki ; Ashok他、 2007)の特徴-を示す。 赤道太平洋の正の降水量偏差は、EOF2では

図2- gを持つ。 図2は、EOF2に対する回帰 （および相関）g

性循環偏差、 閾気圧性循環偏差と気温偏差が EOFl

皿
11

。
ー
直

化して見ることもできるかもしれない。
EOF3は 13. 1%で、西太平洋海面水温の負偏差が日gに比べて西に40 度程度移動している として単純

一

日付変更線の西側に位置し、 関係する 一 連の低気圧

90£

120E

11111111"--o.,

付変更線まで迫っていて、 東太平洋中心の ENSO
(EPENSO)の特徴を示す。 図3は、 EOF3 に対する

JOE

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160

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I紬1,1,hl,I

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図3 EOF3による回帰で、 内容は図1と同じ。

-48-

90W

A105
極東域におけるEl Ninoの冬季気候への影轡
＊塩崎公大（京都大学大学院理学研究科地球惑星科学専攻）、 高谷康太郎（京都産業大学理学部）、
榎本剛（京都大学防災研究所気象•水象災害 研究部門災害気候 研究分野）

1

はじめに及び目的と、 またEl NinoやLa Nina の影閤が冬季の季節内で熱帯のSST は、 熱帯大気の対流活動を通じて全球の 一様でないことが示唆される。具体的には、初冬では日大気循環に大きな影響を及ぽしている。 そのため、熱帯 本付近でElNino (LaNina)なら暖冬（寒冬）という凶のSST の変動の大気への影評 は、 熱帯だけにとどまらず中高緯度にまで及ぶ。

式が当てはまる傾向にあるが、 真冬· 晩冬ではそれが当てはまらない傾向にあることが分かる。可能であれば発表では2014/15年の冬、2015/16年の冬までの解析結果

日本の冬の気候とENSO (ElNino/Southern Oscilla­tion)の関係として経験則的にElNino時には暖冬に、 を提示する予定である。
LaNii'ia時には寒冬になる傾向があるとされており、 季
節予報の指標として利用されている。しかしながら、実はその力学的メカニズムについてはそれほ ど明確ではない。 またENSO が中高緯度大気に及ぽす影嬰の研究
では季節平均（冬の場合、12月、1月、2月の3ヶ月平均） を取り扱っていることがほとんどで、月ごとの特徴や時間変化に注目した研究はほとんどない。 そこ で本研
究は、Takaya皿dNakamura (2013)のように対流圏上層の循環変動（偏西風の蛇行） に注目しながら、月ごとにElNino現象やLaNina現象 が極東域の冬季気候に対してどのような影響を及ぼすかについて明らかにすることを目的とする。
2

Fig. 1: ElNino時の12月(20 °N以北） の250hPa面の高度場偏差（等値線）と925 hPa面の気温場偏差（彩） 。
極東域に強い循環 変動が見られる。

解析方法

Feb anomalies

E!Nii'ioやLaNii'ia発生時において、 冬季北半球の対流圏上層にどのような大気循環偏差が卓越するかについて、 極東域への影評という視点から調査を行う。 そのために、 気象庁より提供された1979年1月~ 2013年6月のJRA/JCDAS再解析デ ー タを用いて、 冬季3ヶ月
平均、 及び、12~2月の各月毎の合成図解析を行った。
3

結果
合成図解析の結果から、以下のことが判明した。冬季

3ヶ月平均場においては、E!Nii'io時に暖冬、LaNii'ia時に寒冬という傾向は中緯度極東域には見られなかった。 Fig. 2: Fig. 1 と同様、ただし2月。極東域の変動は弱い。
（図省略）。 しかしながら、 初冬(12月） にはWestern Pa­
参考文献
cific (WP)パター ンが卓越し極束域の対流圏下層の温度場に大きな変動が見られ、 日本付近ではE!Nii'io なら暖冬という図式が当てはまる傾向にある(Fig. 1)。 対
照的に、 真冬(1月；図省略） 、 晩冬(2月；Fig. 2)にはPacific/North American (PNA)パター ンが卓越するよ
うになり、3ヶ月平均場とよく似た様相となる。 こ のと[l] Takaya, K. and H.Nakamura: Interann叫variabil­
ity of the East Asian winter monsoon and related
modulations of the planetary waves. J.Climate, 26,
2013, 9445-9461

き極東域の対流圏下層の温度場には大きな変動が見られ [2] Wallace, J.M., and D.S. Gutzler: Teleconnectionsin the geopotential height field during theNorthern
ないことが重要である。
Hemisphere winter.Mon. Wea. Rev., 109, 784-812.
したがって、ElNino (La Nina)なら暖冬（寒冬）という単純な図式は冬季3ヶ月平均では当てはまらないこ

1981

-49-

A106
日本付近の季節変化に対する ENSO の影響
小林ちあき前田修平（気象研究所）竹村和人（気象庁気候情報課）
3. 結果
1 . はじめにエルニ ー ニョ現象やラニ ー ニャ現象は、 日本
図1は日本付近(30-40N, 130-140E平均） のの天候に影態を与える重要な要因の一 つである。 2m気温の時系列であり、 夏から冬にかけての季
エ ルニ ー ニョ現象発生時には、 冷夏、 暖冬傾向
節変化を示す。 エ ルニ ー ニョ時は、 夏から初秋にかけて平年より低めに推移するが11月下旬にとなることはよく知られており、 この傾向は、逆転し、平年よりも馬い傾向に変化しているこ
気湿の年間の季節変化の振福を小さくする傾向
として理解することができる。 このことから、とが確認できる。 ただし、2015年の場合はエ ル
ニ ー ニョ合成より大きな差で進行し、 平年値と春季や秋季において、 前半に季節の進みが早く、後半にはおそい傾向があることが推測される。
の逆転の時期も早かった。 図2は、130-140E平
均した200hPa東西風の平年値季節変化と、 エ ル
2015年は、 エ ルニ ー ニョ現象が発生しており、
ニ ー ニョ合成の平年偏差であり、 夏季から冬季
日本では9月に低温傾向、11月に高温傾向となにかけての日本付近の亜熱帯ジェットの南下のり、 秋の訪れが早く、 冬の訪れがおそい、 とい＇‘様子を示している。平年では9月に40N 付近にう 秋が長い 傾向が顕著であった。 また、 10ある亜熱帯ジェットの強風軸が、 季節進行とと月の日照時間が記録的に多かった一 方、11月はもに強度を上げながら南下し、12月のはじめに多雨となり、 秋季前半と後半のコント ラストがは35N付近まで達している。 エルニ ー ニョ時は、顕著だった。このようなENSOと日本の天候の季
9月から10月にかけて、平年の強風軸付近から節進行との関係を確認し、 循環場との関係につ
北側で風が弱く、 南側で強い傾向があり、 日本
いて調査を行った。
2 デー タと方法
付近のジェットの南下が早まる様子がみられる
が、11月になると、 平年の強風軸付近で風が弱季節進行の時間スケ ールに着目するため、 まい傾向になっている。
ず、JRA-55 の6 時間値から格子点毎に日別値を
このように、 エ ルニ ー ニョ時の日本付近の 秋作成し、 60 日のロ ー パスフィルタ ー をかけたーの気温変化は、 冷夏、 暖冬傾向から推測される
1981年から 2010 年までの累年日別デ タを作
季節変化となることが確認できた。 循環場にお成した。 日別平年値は、 この各日付の30年平均
いても、 エ ルニ ー ニョ時には、9月10月に亜熱値である。ENSOの影響を見るため、1981年から
帯ジェットの南下が早い傾向があり、 季節進行
2010年の10月が気象庁定義のENSO発生期間にに影孵がみられる。 なぜ、 このような季節進行
含まれる年のコンポジット（合成）解析を行っへの影響がみられるのか、 今後、 循環場の他のた 。 エ ルニ ー ニョ年は 1982, 1986, 1987,1991,
1997,2002,2009年、ラニ ー ニャ年は、1984,1988,
要素やLBMなどを用いて調べる予定である。
1995, 1998, 1999,2005,2007,2010年である。
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図1日本付近(30-40N, 130-140E 平均）の 2m気温と平年偏差の季節変化(60日のロ ー パスフィルタ
ー デ ー タ）太実線：1981年から2010年の平年値。
細実線：エルニー ニョ 合成、細破線：ラニー ニャ
合成、細点線：2015年の推移。 月名ラベルの位晋は各月1日。 偏差の目盛りは右軸。

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図2130-140E 平均した200hPa東西風の季節変化（太線コンタ ー ）とエルニー ニョ年合成の平年偏差（細線とシェー ド） 。 いずれも60日のロ ー パ
スフィルターデ ー タ。 平年値は1981年から2010年の平均。 ハ ッチは統計的有意な領域。

-50-

B101

南岸低気圧に伴う関東大雪時の下層低温化の要因に関する統計解析＊

荒木健太郎 ．加藤輝之．北畠尚子（気象研究所）
1.

はじめに

2.

データと統計解析手法に地上気温が低下し，
では南岸低気圧に伴う降雪前
関東平野
冷た い北寄りの風が吹くことが知られている ． この低温な空（滞留） 寒気」「寒気プール」等と呼ばれてきたが，気は「下層
こ れはCold-Air Damming ( C AD)という現象で， 地形が関係する力学や 降水粒子の相変化 よる 非断熱冷却 が重要であると指摘されている（荒木2015 a). 荒木ほか(2015) は南岸低気圧による 東京の降雪事例を統計解析し， 顕著な大雪事例では北日本への強い下層寒気吹き出しや上層ジェット・低気圧 と降水の相互作用などがCADや 沿岸前 線（荒木2015b)を形成・強化
させる環境場を維持していると報告した本研究では，関東
降雪のメソスケール環境場 やその要因の把握を目的に， 関東
平野の下層低温化 の要因に着目 して統計解析を行った ．

は大気最下居で地 表面温度より大気温度が低くなった ために境界層過程で正の混位変化をしていた ． 下恩1kmに見られる 昇華冷
却と高湿化 の大きい部分は対応している ． 移流による 下層低温位化 は， 関東北部 の低温位
域 から関東南部にかけての北寄りの風の地
域で顕著だった（図略）．一方， 85·10では高で境界層過程による 高温位化
度 500m 以下は見られたが，移流 ， 氷粒子の融解 ，昇華，雨の蒸発等 が ST/-lh~ST/+5 h の低温化に寄与していた（図略） • ST/·6hでは東京付近の
地上気湿がS25では85·10 より約 1℃低い
程 度
で， どちらも 0℃高度は約 500mだったが， 85·10 はST/Oh までは0℃高度が ほぼ変わらなかった のに対し， 825ではST/+3hにかけて0℃高度が低下し， 地 上に達していた ．
こ れは，82 5では降水粒子の相変化に伴う非断熱冷却（氷粒子の昇華）に加えて， 降雪開始
前の移流 も 関東平野の下暦低温化に大きく寄与していた ことが要因である ． こ の下層低温化 が，顕著な大雪時には雪の降りやすい熱力学的環境場を整える だけ
でなく， 降雪雲形成に重要 な CAD· 沿岸前線 の形成・強化にも 寄与していると考えられる．

6,(a) 相対温度・気温

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3. 降雪前環境場と下層低温化の要因

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荒木ほか(2015)と同様に， 1958~2015年の南岸低気圧による東京の総降雪量5cm以上の事例 の総降雪量 · 降雪期間を抽出し， 総降雪はによってカテゴリ化したここでは85-10 ( 総
降雪量5~9cm; 22例） ， 82 5 ( 同25cm以上； 5例）に着目する ．
各事例 の降雪開始時刻(ST) の6時間前(ST/-6h, 以後時刻を同様に表記） から終了時刻6 時間後までを対象に， JRA-55モデ
ル面デー タを初期値・境界値として気象庁非静力学モデルによる 数値実験を行った． 水平解像度は2km, 計算領域は関東
甲信地方を投う1,400km四方とした数値実験結果からカテ
ゴリ別に ST/-6h~ST/+6h の環境場を時刻毎にコンポジット
解析し， 顕著な大雪のメソスケー ル環境場 の特徴を把握する ． (km)i
下層低温化 の要因を理解する ため ， 温位の時間変化率
を物理 1.5
過程 毎に解析した．温位時間変化率は， 移流（水平・鉛直） ，境
界層過程による乱流に伴う 熱輸送 ， 雲物理過程による 水物質 0.5の相変化（凝結·蒸発・昇華・ 融解） ，放射過程（短波 ・長波）に-6
よる も のの総和として扱える ． カテゴリ毎のコンポジット場
から， 各過程 の低温化 への寄与の時 空間 変化を統計解析した ．

0 1 2 3 4 5 6%)(Hour from ST)((b) 温位時閻変化率・温位,,,,,...

1

数 値 実 験 結果に よ る環境場 のコンポ ヽノット解 析から，
ST/-6h~ST/Oh では関東平野の大気下層(~500m) は 825,
0%未満であっ 0.5
85-10とも乾燥しており，82 5では相対湿度6
た．乾燥域 は関東平野～東北地方東海上に広がっていた（図略） ．
825 は大陸から北日本への下層寒気吹き出しが強く， 高圧 部の張り出しとともに日本海上の大気下居で低温な北西風が吹いていた が，85·10では寒気が弱く日本海上の風向も 北～北東だった82 5では低湿な北西風が東日本の山地を越え， 下層
乾燥域を形成 していたことが考えられる. ST/-6h~ST/+6hでで1~2℃気温が下が り， 825
8 5-10 では朋東平野の大気下層
では4℃
以上低湿化 していた こ れと同時に，825, 85-10ともに関東平野のCADと沿岸前線の特徴 が明瞭化 していた ．
東京を含む20km四方の領域 平均の相対湿度の高度時間断面図から， 825と 85-10ともに8T/-6h~8T/Ohに1km以下で上空 から高湿化 ・ 低温化 が顕著に見られた（図a). こ の層は825, 85-10ともに北寄りの風で， その上空では南寄りの風に 図S25での東京付近におけるST/·6h~ST/+6hの(a)相対湿度· 気温（℃）と (b)温位時間変化率（総和 ，なっており， 典型的 なCADの鉛直椙造を持っていた
移流 ， 氷粒子の昇華）・温位(K)の高度時間断面 ．
矢羽は各高度の水平風 ．
温位時間変化率の総和は， 825では8T/-6h~8T/-3h,8T/-2 h，2015a: Cold·Air Damming.天気 ．
~8T/+3hに東京上空 約1km以下で負だった（図b). 前者は移 参考文献荒木荒木 ， 2015b: 沿岸前線．天気．
流 ， 後者は氷粒子の昇華冷却が支配的で， 8T/+4 h-8T/+6hに 荒木ほか， 2015: 日本気象学会2015年度秋 ， A208.

-51-

B102

南岸低気圧に伴う関東平野の雪と雨の総観スケ ー ル環境場の違い＊

荒木健太郎 ， 北畠尚子， 加藤輝之（気象研究所）
1. はじめにu(E E)�>fL墜 甜

2. データと統計解析手法

00 0 0 0 0 0 0 0
87 6 5 4 3 2 1

冬季に南岸低気圧の通過に伴って関東平野では雪や雨がもたらされるが， 関東平野では少しの積雪 も都市域を 中
心に甚大な影響を及ぼす． また ， 関東甲信地方の内陸部では雪でも平野部では雨となることもあり， 雪か雨かの予報が難しいといわれている 一 方 ， これまで南岸低気圧が八丈島の南を通ると関東平野では雪， 北を通ると雨という報告があり ， 予報現場の経験則として広く認識されてきた．
本研究では ， 関東平野で雪もしくは雨を もたらす南岸低気圧の特性と， それらの事例における総観スケ ー ル環境場の違いを把握することを目的として統計解析を行った．

でも下暦の低温域に対応してSNOWのほうが1~3℃程度低温となっていたものの（図略），
上層のトラフ ・ ジェットの力学構造や南岸低気圧の構造は概ね同じであった これより ，
南岸低気圧による関東平野での雪と雨の環境場では， 力学構造はほぼ同じであり ， 特に下層気温場の大きな違いが降水相の違いを もたらしているということがわかった
鳥鳥

八丈鳥

!! I

東京

40

益郡

2

，

荒木ほか(2015)と 同様に， 19 58~20 15年に南岸低気圧に伴って東京と甲府でそれぞれ総降雪品1cm 以上の事例の総降雪鼠・降雪期間を抽出した 東京 で総降雪量5cm以
30 31 32 -33 34 35 36 37 38
140'E通過時の南岸低気圧の緯度('N)
上の41事例をSNOWとし ， これに加えて東京で1cm未満・甲府で1cm以上かつ東京で総降水砧5mm以上の76
第1図 南岸低気圧の通過緯度と総降水位（左事例をRAINと分類した. RAINでは東京で雨· みぞれが
軸：RAIN), 総降雪量（右軸：SNOW)の関係
SON
観測された期間を 降雨期 間とした． 次に各 事例の降雪· 降
雨開始6時間前(ST/-6h)から終了6時間後(EN/+6h)まで，
6時間毎に気象庁地上天気図で解析されている南岸低気圧
゜
の中心位附を解像度0. 2 5 で読み取り ， それに対応する低゜
気圧中心の緯度経度と中心示度をJRA-55 ( 解像度0.5 ）か°ら求めた南岸低気圧の特性として， 1 40Eにおける南岸゜
゜
低気圧の緯度， 130 E- 1 45 E間における最大発達率と平均移動速度を求め， SNOWとRAINの違いや東京の総降雪
拭・総降水量による違いを調べたまた， ST/-6h~EN/+6hJ5Nの各時刻でコンポジット解析を行い， SNOWとRAIN の
環境場の違いを調べた．

3. 南岸低気圧の進路•最大発達率•平均移動速度°

140 E通過時の南岸低気圧の緯度（第1 図）はSNOW·°
RAINとも29~36 Nで様々な値をとっており ， 有意水準
5%のt検定を行ってもカテゴリ間に統計的に有意な差は見られなかった総降雪量・ 総降水醤でSNOWとRAINを分類しても同様であり ， 低気圧の最大発達率や平均移動速度についても有意な差は見られなかった． このことは，
南岸低気圧の進路や最大発達率 ， 移動速度等の特性が単独して関東平野の総降雪最や雨よる総降水星に関係しているわけではないことを意味している．

30N
SON

45N

40N

4. 関東平野の雷と雨の総観スケール環境場

関東平野で雪と雨の環境場の違いを理解するため ， 時刻
毎にコンポジットした場を解析した降雪開始6時間後( ST/+6h)のSNOWの環境場を確認すると， 地上では南岸
低気圧が発達しながら北東進しており， メソスケ ー ル環境場としてCold-Air Dammingや沿岸前線（荒木2015ab)に対応する 特徴が見られた（第2図a). この特徴はRAINでも同様で ， 低気圧中心もほぼ同じ位置だった（図略）． しかし， それらの差を 見ると， SNOWはRAIN に比べて日本海を中心に2 hPa以上海面気圧が高く ， 地上 ~850hPaの大気下層で2~3℃以上低温となっていた． また， 500hPa
-52-

30N

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第2図 ST/+6hにおける地上気温（℃; 陰影）と海而気圧( hPa; 等値線）の平均場. (a)はSNOW, (b)はSNOWのRAINからの差分
参考文献荒木ほか， 2015: 日本気象学会2015年度秋季大会 ， A208.
荒木，2015a: Cold-A立Damming. 天気，545·547.
荒木， 2015b: 沿岸前線． 天気， 541·543.

B103
高密度地上気象観測による関東大雪時の Cold-Air Damming 形成・強化過程の解析
荒木健太郎＼宮島亜希子 *2, 古田衰子 2
1: 気象研究所，2:NTTドコモ
1. はじめに冬季 ， 南岸低気圧による関東平野の降雪に関わるメソスケ
ル環境場として ， Cold-Air Damming ( CAD ; 流木2015a)
や沿岸前線（荒木2015b) が重要であることが指摘されている. CADは中部山地に沿ってU字型に海面気圧の等値線が南偏し ， 関東平野部で冷たい北寄りの風が吹く現象である. CADの形成・強化には地形や南北気圧傾度が関係する力学と降水
粒子の相変化に伴う非断熱冷却が重要であるが ， CADに着目した研究例は多くはなく ， 実態が良くわかっていない ． そこで ， 本研究では，関東甲信地方で顕藩な大雪となった2014年
2月14~15日の事例(Araki andMurakami2015)を対象に，高密度地上気象観測結果をもとにCADを客観的に抽出し ， CADの時間発展とそのメカニズムを把握することを目的とする ．
ー

2. データと解析手法

まず ， 地上気象観測からCADを客観的に抽出する. Bailey etal. (2003)を参考に，海面気圧(p)と地上温位(0)を変数xとして ，
ラプラシアン▽ 2x=( (X匁- / d1-2)/( ( dz_3+d口）23 ）/ d2-3 ー(x2x1)/ ) を求める ． ここで，添え字は気象官署の］：銚子 ， 2: 秩父 ， 3 : 高田
で，dは地点間の距離である ． ▽ 2µ が負に大きいほど秩父での海面気圧が高く ， CADが強い ． また，▽ 2 9が正に大きいほど
CADの冷気が強いことを意味する．▽ 2µ が負 ， ▽ 29が正であり ， かつ静岡秩父 ， 福島の順に海面気圧が裔いときにCADが存在していると判断した ． ▽ 2µ と▽ 20の時問変化を調査し ，
CADの時間発展を把握する．次に ， 気象庁アメダスの地上気
温・風観測 ， 気象官署の相対湿度観測に加え ， NITドコモ環
境センサ ー ネットワ ー クと環境省大気汚染物質広域監視シス
テム「そらまめ君」の気温・相対湿度観測結果を用いて ， CADの空間的な時間発展を調べた ． 従来の気象官署デ ー タに加えて上記デ ー タを用いることで，高密度な地上気温・相対涅度を得ることが可能となり ， 関東平野降雪時の下層低温化やCADの詳細な時空問変化を明らかにできることが期待される．

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度の値で推移していたが ， 14日18時から
21 時にかけて急激に負値が大きくなって
おり ， CADが強化されていることがわかる ．
この時刻にはレ ー ダ ー 硯測による降水域
は関東甲信地方に広くかかっている状況
が継続しており ， 熊谷の地上気温や相対湿度にはほとんど変化が見られなかった
次に， 14日9時と21時の前 3時間地上気温差と海面気圧の水平分布を第2図に示す前者はCAD形成期，後者はCAD強化期に対応している．海面気圧の等値線を見ると ， 9時には 103lbPaの等値線がU字型になりつつあり，
21時では 1025hPaの等値線が明瞭なU字型になってCADが強化されていることが見てとれる. 6 ~9時の地上
気温は関東平野部を中心に 2℃以上低下しており，降水エコ ーの広がりや相対湿度の増大域とも対応していた（略） ． 一方， 18~
21 時では地上気温に大きな変化は見られないが，21時には特に関東南岸で9時に比べて海面気圧の等値線が混んでおり ， 南北の気圧傾度が増大している ． これは南岸低気圧の接近とともに発現していた
これらのことから，本事例においては，
降水粒子 の 相 変 化による非断 熱 冷 却 がCAD形成に重要であり ， 南岸低気圧の接近に 伴 う南 北気 圧 傾 度 の 増 大 が 力 学的にCADを強化していたと考えられる ．

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2014年2月14日
15日(JSD
第 1図 ( a)'v 2p(104 hPa km·2)と▽ 29(I炉K Jan2- ), (b)熊谷における地上気温（実線；左軸）と相対湿度（破線；右軸）の時間変化 ．

3. Cold-Air Damming の形成・強化とそのメカニズム2014年2月13~15日の▽ 2p, ▽洩熊谷の地上気温・相対浬度の時間変化を第 1図に示す. CADは▽ ipが負，▽ 2 9が正となる 14日6時半(JST)頃に形成されていることがわかる ． 気
象庁レ ーダー観測から，14日 3時頃に関東甲信地方の南岸に
ェコ ー がかかり始め，この時刻には内陸部までエコ ー が広がっていた（図略）．これとほぼ同じ時刻に ， 熊谷の地上気温は約2℃急低下して 0℃程度になり，相対湿度も 50%から90%以上にまで急増していたその 後，▽ 2Pば2~0X 104 hPa km·2程-53-

第2図 14日9時と21時の前 3時間地上気温差（ ℃）と海面気圧(hPa). 矢羽は水平風 ．
参考文献荒木，2015a: Cold-Air Damming.天気．
荒木， 2015b: 沿岸前線天気
Araki ru1d Murak皿i, 2015: WGNE Blue Book.
Bailey et al., 2003: Weather and Forecasting.

B104
2014年12月17-18日の名古屋における大雪に関する気象学的研究＊岸 為良（名古屋大・院・環境g現1.

日本気象協会）・ 甲斐憲次（名古屋大・院・環境）が生じ、 雪雲が発生• 発達し、 850hPa面

はじめに
2014年12月17日から18日にかけて、の風によって濃尾平野まで達した。 地上は浪尾平野で降雪があり、 名古屋では積雪量

内陸部で気温が 0℃以下、 若狭湾沿岸で北23cmの大雪を記録した。本研究ではこの事

西風、 関ヶ原で西風であり、 寒気が濃尾平例について、アメダス等の観測結果の解析、野に流入しやすい風の場であった。

領域気象モデルWRFを用いた気象場の再現 を行い、 名古屋市で大雪となった原因の4. 考察

解明を目指した。

今回の事例における名古屋の大雪は、 3章で述べた気象場に加え、 都市域の地上付

2. 名古屋の降雷の特微近で吹いていた南西風が周囲の風と長時間

名古屋は、 太平洋側の都市であるにも関にわたって収束し、 上昇流が生じ続け、 雪

わらず、 西高東低の気圧配置時に雪が降り雲が存在し続けたことが原因であると考えやすい。 1985年から30年間の降雪回数をられた。

大阪・名古屋・東京で比較すると、 名古屋
は最も回数が多かった。 また、‘降雪時の気

5.

まとめ

圧配置を比較してみると、 東京では南岸低2014年12月17日から18日にかけて、

気圧の通過時にのみ降雪があったことに比名古屋で積雪量23cm を記録する大雪が降べ、 名古屋は8割以上が西高東低の気圧配った。 観測結果と領域気象モデルWRFに置時における降雪であった。 このように名よるシミュレ ー ションの結果から、 名古屋

古屋は冬型の気圧配懺時に雪が降りやすいでの大雪の原因は、 都市域の地上付近で吹

都市ではあるが、 20cm以上の降雪は過去いていた南西風が、 周囲の風と長時間にわ

30年で二度しか起こっていなかった。

たって収束し、 上昇流が生じ続け、 雪雲が存在し続けたことと結論付けた。

3. 観測と WRF シミュレー ションの結果
WRFを用いたシミュレ ー ションでは地上及び高層の気象場の特徴を良く再現することができた。 また、 名古屋に近い格子点について、 観測結果と比較した場合、 多少の差異はあるものの、 全体的な特徴を捉えることができた。
観測とシミュレ ー ションの結果より、 日
本海側では高度500hPa面まで強い寒気が存在し、 700hPa面まではその寒気が太平洋側まで南下していた。また、高度850hPaの北西季節風に沿って若狭湾から湿潤な空気が流入していた。 若狭湾沿岸の地上付近で吹いていた北西風が山地の影態で上昇流
-54-

図1

本事例のモデル図B105
福井平野における西風時の降雨分布に対する下層風の影響
中城智之（福井工業大学），山本真之（情報通信研究機構），橋口浩之（京都大学生存圏研究所）

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1. 序
近年 ， 裟雨被害の低減のため ， 降雨予測の精度向上が求められている。筆者らは福井平野における下層風と地形性
降雨の関係に関する統計的調査を ， 福井平野上のウィンド
プロファイラ（以下， WPR)と気象レ ー ダー（以下， WR)のデータ比較に基づいて進めている。WPRは福井平野中央のWINDAS福井局と北部海岸沿いの福井工大WPRの2台のデ ー タを用いており ， 局地的な風の差異と降雨の局地性の関係を検討可能である。これまでの統計解析では， 高度l-2kmの下層が西風となる時 ， 福井平野北部の高度1km以下で局地的に強い風が発生しており，福井平野北部で降雨の発生頻度が上昇することを報告している[l]。このような下層の西風の降雨分布に対する影嬰をより明確にすることを目的として， 本研究では ， より詳細な統計解析を実施した。 また ， (a)商度I-2kmの下層が西風で，(b)福井平
野で強い降雨が発生した事例を抽出し，地上天気固および
気象庁メソスケ ールモデルの解析値を参照し ， 総観規模の気象状況との関係を調査した。
2. 西風時の地形性降雨分布の統計的特徴
2 013年4月1 日から1 0月31日までの7か月間において， 福井工大WPRで蜆測された馬度l-2kmにおける平均風
向が西北西(270-315度） および西南西(225-270度） の場合の梢算雨量を図lに示す。両者とも山岳部を中心に降雨が発生しており ， 地形性降雨の特徴を強く示している。
一方 ， 下層風向が西南西の場合は福井平野北部の平野部と山岳部の境界付近で ， 西北西の場合は福井市南東部および南部の山岳部で降雨が多くなっており，下層のわずかな風向の違いが降雨分布に影智を与えることを示している。
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図1: 高度l-2kmの下屈風向が西北西（左）と西南西（右）の場
合の租算雨最。
3. 事例解析
本節では 2. 節で述べた統計的特徴が明瞭に現れた観測事例について述べる。
3-1下層 風 向が南 西から 西 南 西に変化 す る 場合
(2013/ 04/0610:00 - 04/0716:00 [JST])(1)降雨と下層風の発生状況
本事例では， 6日を通じWPRでは下恩で強い南風が ， WR
では南西方向から広範囲に流入する降雨域が観測された。
福井平野近傍では，福井県南部の山岳部と日本海上で降雨が多く発生し，福井平野では比較的降雨が少ない状況であった。その後，7日 0時頃からIVPRでは西寄りの風に変わり始め ， 1 時以降 ， 商度1km付近で平野北部に強い西風が卓越する状況が継続した。この下層風向の変化に呼応するようにして， WR では福井県南部の山岳部と日本海上の降雨域が消失し ， 概ね図1(右）の降雨分布が4時以降継続して観測された。
(2)総観規模の気象状況
6日から7日にかけて ， 中心気圧980hPaの低気圧が日本海上を北東方向に進んだ。WPRで観測された下層風向の変化は， この低気圧の通過に対応している。 水蒸気の流入は低気圧の前面の南風の領域で強く生じているが ， 福井県
近傍では ， 6日2 0時から西風が卓越する7日3時にかけ°て裔度1km以下の下層で比湿がヒ ー クとなっていた。また，相当温位は7日 0時以降，高度1km以下で中立の状況となっており ， 7日4時以降の強い降雨は1 時以降に発生した
強い西風に起因する地形性降雨であると考えられる。
3-2下層 風 向 が西北西 と 西 南 西 の間で変化する 場 合(2 103/07/1309:00 - 07/1 40 4:00 [JSTJ)(1)降雨と下恩風の発生状況
本事例では ， 高度l-2kmではほぼ西寄りの風が継続した
が， 面度1km以下の下層で風向変化がより明確であり ， 13
日9時から15時まで西南西 ，15時から21 時まで西北西 ，
22 時から14日3時まで南西寄りに変化した。この変化に伴い， 降雨分布の傾向が概ね図1(右） ， （左） ， （右）の順に変化した。 特に，13日19時30分から22 時までの間若狭湾で発達した降雨が陸地に到達して強化され ， 福井市から東南東の方角にかけて強い降雨をもたらした。
(2)総観規模の気象状況
日本の東の低気圧から伸びる梅雨前線が東北から日本
海にかけて東西方向に停滞し， 太平洋高気圧により東シナ
海から南西風が北陸地方に吹き込む状況が継続した。\VPR
で観測された風向はこの風向にほぼ 一 致する。福井県近傍の比湿は ， 13日6時以降 ， 高度1km以下で1 8g/kgを超える一 方， 600hPaより高い高度では5g/kgと比較的乾燥した状態であった。また相当温位は700hPaから600hPa高度にかけて低く ， 条件付不安定の状態であった。
4. 結論
福井平野における西風が日本海上の低気圧の通過および太平洋面気圧の影醤による事 ， 降雨発生前に西風による下層への水蒸気の流入があった事を確認した。このとき，
下層風向が西南西と西北西の場合とで降雨域が異なる結果が得られた。 下層風向が西南西の場合 ， 主に平野北部の平野部と山岳部の境界付近で地形性降雨が発生するが，高度 1km 以下で平野北部に強い風が発生している事が多く（図は割愛） ， 地形性降雨との強い関連が示唆された。これに対して西北西の場合 ， 福井市南東部および南部の山岳部での降雨が増加し ， 7月13日の事例では ， 高度1km以下の風向によって降雨域が変化する傾向が見られた。以上の事から，地形性降雨の分布は概ね高度l-2kmの風向で決定されるが ， 詳細な降雨域は面度1km以下の下層風が重要な役割を果たしており，降雨予測の改善のためにはこの高度の風速の詳細な観測が重要である事が示された。
謝辞

本研究はJSPS科研費（研究課超番号： 25350509)の助成を受けて実施されました。関係各位に感謝致します。
参考文献[l]中城他 ， 気象学会2015年度秋季大会予稿集 ， p, 201, 2015.

-55-

B106

長期TRMM衛星デー タを用いたアジアモンス ー ン沿岸域地形性降雨の日周期変化・季節内変動の解析
中野雄揮・重尚ー＊ ・山本宗尚（京都大院・理）1

はじめに
1997 年に高空間分解能の熱帯降雨観測衛星 TRMM
が打ち上げられ ， 2014 年にその 17 年にわたる運用を終えた。TRMM に搭載されている降雨レー ダー (PR)は世界初の衛星搭載降雨観測レ ー ダー であり，赤外放射輝度温度からは正確に推定できない地形性降雨も正確に観測できる。TRMM は太陽非同期軌道をとっており，長期間のデー タを用いることで ， 地域毎，時
問毎の降雨観測が可能になり ， 降水の時間変化の理解は進んでいる。また ， デー タの蓄稼が増えてきたことで，環境場等に応じて降水システムの特性を見ることもできるようになってきた。そこで本研究では ， アジ
アモンス ー ン域でも特に降水量の多い中規模山岳域で見られる降水極大と日周期変化， 季節内変動に着目して解析をおこなった。
使用デー タと解析手法
本研究では ， 降水歴デー タとして TRMM 2A25 を，大気哀境場の デ ー タ と し て ， 再解 析 デ ー タ のERA-interim を， 季節内振動のデー タとして BSISO
index (Ifiluchi et al. 2012) を用いた。解析期間は ，1998 年から 2013 年の 6,7,8 月である。周期性の強さの指標として ， 調和解析を用いた。
2

結果
降水極大に脆して，Xie et al. (2006) の結果とは異なり，ベンガル湾北東部での降水極大は岸のほぼ真上にあるということがわかった。これについて詳細に解析したところ， Xie et al. (2006) の結果は西に 0.5 度
ずれて図示されている事がわかった。実際は降水極大は海洋上ではなく，ほぼ岸上である。
日周期に関して ， 一般に陸上では午後に雨が多く，陸の近海では午前に雨が多いということが知られている。TRMM PR を用いてアジアモンス ー ン域を解析すると ， 降水量の非常に多い沿岸の中規模山岳域で日周期の弱まりが見られた。この要因を，地形性降雨をもたらす風の強さに応じて解析した結果 ， 上流の風が強い時には ， 顕著に日周期が弱まっていることがわかった。時間毎に見てみると ， 山岳斜面上では昼過ぎと深夜に2度の降水のピー クが現れている。この2つの°゜
降水ヒ ー クの内 ， 深夜の降水ヒ ー クは風の強さが強い
時には山岳斜面上にあるが ， 風が弱い時には風上の海洋上に現れることがわかった（固1)。
季節内振動に関してはインド亜大陸において降水が増大している Phase が異なることがわかった（図2)。これは降水が増加している領域が低気圧性の水平

風アノマリ ー をともなって北方へ伝播するために ， 地
形性降水が大きく影聡を受けるためだと考えられる。
また季節内振動にともなって，風の強さが変化することから， 日周期の強弱も変化する。

固 1 : 1998-2013 年 6,7,8 月の TRMM PR によるインド亜大陸西岸の平均降水強度(mm/h)。上：地形(km)。
左：風の弱い時のコンポジット。右：風の強い時のコン
ポジット

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図 2 : 1998-2013 年 6,7,8 月の TRMM-PR による降水
強度を季節内振動の 8 Phase についてコンポジットし，
閥和解析した位相 (Phase)。

参考文献

Kikuchi, K., B. Wang, and Y. Kajikawa, 2012:
Bimodal representation of the tropicalmtraseasonal oscillation. Clim. Dyn., 38,
1989-2000, doi:10.1007/s00382-0ll-ll59-l..
Xie, S.-P., H. Xu, N. H. Saji, Y. Wang, and W. T. Liu,
2006: Role of narrow mountains in large-scaleorganization of Asian monsoon convection. J
aりm., 19, 3420-3429, doi:10.1175/JCLI3777.l.

-56-

C101

大気ロスビ ー 波列に起因する南極海氷の季節内変動＊神山翼 1 ·Dennis L. Hartmann 1(1: ワシントン大・大気科学科）

1. はじめに海氷は ， 大気海洋境界の断熱やアルベドの変動により気候系に影響を及ぼすが ， 海氷変動を制御する物理は未解明な点も多い。本研究では，南極海氷の大気波動に対する応答を ， 特に季節内変動に注目して記述する。

分散が説明されるかの指標を与える。Co炉は20-40日
周期において最大になっており ， この結果は大気と海氷が季節内変動で最も物理的関係が強いことを示唆する。
ゆえに ， 次節ではその周波数領域に着目したバンドパス
フィルタ（図la実線）を用いて背後にある物理を探る。

2. デ ー タと解析手法

4. 海氷域面積の季節内変動のメカニズム

NASA Cryosphere Science Laboratoryの海氷域面積（海域別） ， ERA Interim再解析(4.5度間隔）のジオポテンシャル(500および1000 hPa面）， 南北風(1000hPa面）， 温度(1000 hPa面）， NOAA/NSIDCの海氷密度(75 km間隔）の 1979-2012年における日平均デ ータを使用し，クロススペクトル解析とラグ相関解析を行った。

3. 大気波動と海氷変動のコヒ ー レンス
図l(a)上段に，5つの海域における海氷域面積偏差時
系列と ， 代表地点における 500 hPa面ジオポテンシャル
嵩度偏差時系列の 2乗コヒ ー レンス(Co尼）スペクトルを示す。Co炉は，各フ ー リエ周期においてジオポテン
シャル嵩度との線型関係によって，海氷域密度の何％のa) Coh2スペクトルとバンドパスフィルタ
Period (day)
40 20
5
10
50
-Weddell Sea
Indian Ocean-Western Pacific―Ross Sea
ーBA Seas

固l(b)に， Bellingshausen-Amundsen海の海氷域而積に対する各変数のラグ回帰図を示した。 ジオポテン
シャル高度と南北風の間には地衡風の関係が見られ，いわゆるPacific South-American (PSA)パタ ー ンのようなロスビ ー 波列が ， 南北風偏差にともない気温と海氷密度を変動させる様子が見える。 海氷偏差が最大になる4日前に大気側の偏差が最大になっていることは， 因果関係として大気から海氷に影響を及ぽすことを示唆する。

5. まとめ
本研究は， 季節内変動の時間スケ ー ルにおいて大気海
氷間の線型関係が最も強くなること ， および海氷変動がロスビ ー 波列への応答として説明されることを示した。

b)大気波動に対する南極海氷の応答-12days-8days-4dayssimultaneous

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図1 (a)上： 5つの海域における海氷域面積偏差と， 代表点における500hPa面ジオポテンシャル高度偏差の2乗コヒ ー レンス(Co尼）スペクトル。 下：フィルタの応答関数。(b)Bellingshausen-Amundsen海の海氷域面積
偏差(1標準偏差で規格化）に対する各変数偏差のラグ回帰図。左段から ， ラグが-12日 ， -8日 ， 4日 ， 0日 ， 4日―
（負のラグは海氷域面積の遅れ）。 上段から ， ジオポテンシャル高度（等値線5mごと），南北風(0.4 ms 1 ごと） ，
気温(0.25Kごと） ， 海氷密度（％） の時間微分 ， 海氷密度。 気象変数は1000hPa面上で ， ゼロの等値線は省略。

-57-

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C102

融雪期の札幌の雪面熱収支に対する雲の影響＊庭野匡思， 青木輝夫， 朽木勝幸（気象研）， 的場澄人（北大），
兒玉裕二（極地研）， 谷川朋範（気象研）

1. はじめに

Nghiem et al., 2012: GRL, doi:10.1029/2012GLOS361 l.
Niwano et al., 2015: The Cryosphere, doi:10.5194ltc-9-971-2015.

.

Van Tricht et al., 2016: Nat. Commun., doi:10.1038/nccmmsl0266.

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向き短波放射，下向き長波放射，気温・湿度，風速，
地上気圧， 及び土壌表面伝導熱）を用いて積雪変質
モデル SMAPの最新版 (Niwano et al., 2015) を駆動し，得られた3月の日平均値を解析した．雲量デー タ
は， 札幌管区気象台において1日7回目視により測定されている観測結果を用い， それらを平均して日平
均値 を得た．

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°

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°

11~4月の気象デー タの30分値（積雪深，下向き・上『 i2005 年から2015 年にかけて北大低温研露場(43 0S'N, 141 21'E, ts m a.s.l.) において取得された, 『会 ） 80U8.I.III
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2. データと熱収支計算方法

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参考文献
Aoki et al., 2014: BGR, doi: I 0.5331/bgr.32.3.

” " IO近年の雪氷贈における急激な表面融解の進行に伴って， 雲の存在に起因する雪氷面長波加熱の効果に注目が集まってきている．例えば，Niwano et al. (2015)
は， 2012年にグリ ー ンランド氷床で発生した記録的な表面融解イベント (Nghiem et al., 2012) 時に北西
グリ ーンランドSIGMA-A サイト (Aoki et al., 2014)
で観測された表面融解に対して， 暖気を伴った下層雲の流入に伴う下向き長波放射の増加が重要な影響を与えたことを示した．また，Van Tricht et al. (2016)
は， 夏期のグリ ーンランド氷床上の雲に起因する夜間の長波加熱が融解水の再凍結を阻害して質量損失を加速させている，＇と指摘した． 本研究では， 2005
年から2015年にかけての融雪期の札幌におげる雪面
熱収支に対する雲の影響を調べた．

お，図1に示した通り，日平均雪面熱収支が正かつ快晴であった日は非常に稀(1%)であったので図2には快睛条件下の結果は表示していない． この結果，
札幌においては， 雪面加熱が引きこされた日の99%において雲の存在が認められ， 雲量の違いによって
主に短波・長波放射収支の絶対値に明瞭な差が認められたものの， 雲量の増加が正味雪面加熱量の増加を引き起こすわけではないことが明らかになった．

100”

3. 結果と考察

40 20 0

ぐEMmu白這ぷ〗

まず， 積雪変質モデルによる雪面熱収支計算の妥当性を， 計算された雪面温度 (30 分値 ）を観測値と比較することにより調べた． 得られた平均誤差は0.4 ℃, 2乗平均平方根誤差は1.6 ℃であり， 十分な精度が確認された．
図1に， 3月の札幌における日平均雲量出現頻度を示す． 冬期の札幌には寒気を伴う北西の季節風が頻繁に流入することから曇りの日（雲量： 0.9以上）の出現頻度が高い (47%). 一方で，快睛の日（雲量：0.1以下） の出現頻度は非常に稀 (1%)であり， 晴
れの日が残りの52%を占めていた． なお， 10年間の各年における3月の月平均雲量は0.7あるいは0.8であり， 明瞭な年々変動は見られなかった．
次に，3月の日平均雪面熱収支が正の値（雪面加熱に対応）であった日を晴れで雲量が0.4 以下の日， 晴
れで雲量0.5以上の日，及び曇りの日に分類し，各条
件下における雪面熱収支の違いを調べた （図2). な

噸

噸I I

9.3鵞/

0.2<=叫<=OA

43.4賢
OJI <•clf <=O.S

Cloud fraction

48.31●11>=11.9

図 2:2006 年から 2015 年にかけての 3 月の札幌において雪面加熱が起きていた日の日平均短波放射収支(S,,.、），
長波放射収支(£..,), 顕熱(Hs), 惜熱(HL), 降水による供給熱(HR), 及び雪中伝導熱(He;)と雪面熱収支(Q..,)の日平均雲量(clO別平均値の比較．各雲彙カテゴリ ーの出現頻度（％）を合わせて示す．

-58-

C103

三四半球をめぐる北半球起源の
大気海洋間強制の東進連鎖＊坂泰志 I, 2, 立花義裕 I, 3, 小木雅世3, 小寺邦彦 1, 4 , 山崎孝治 I, 2, 51 )三重大院生物資源， 2 )極地研， 3)マニトバ大， 4)名大STE研， 5) 北大

1. 研究背景
近年 ， 冬季東アジアの寒気は， 地球温暖化に伴う北極の海氷減少や熱帯からの強制によるものであるとしばしば言われている。しかし，冬季中緯度の海洋が大気に影製を与えることで ， 東アジアに寒気を引き起こすことはあまり知られていない ． 木研究では初冬12月の北太平洋に着目し， 統計的に大気循環が東アジアに寒気を及ぼすメカニズムを明らかにすることを目的とする．
2. 解析手法a tg

大気場データはJRA-55再解析デ ー タ， 海面水温
(SST)データはHadlSSTデ ー タを使用した (1960~2014) . 大気場デー タとSSTには地球温暖化による上昇トレンドが存在する このトレンドによる影響を取り除くため ， 線形トレンドとして除去しだ
さらに ， エルニー ニョ ・ 南方振動(ENSO)などの経年変動を取り除くため ， あらかじめ7年移動平均を施した1960 年から2014年の12月と］月の合計2
カ月間を解析対象とした ． 上記解析期間においてHotspotである12月のメキシコ湾流上でSST を領域平均した指数を作成したそれと全球のSSTとの相関を計箕すると ， 北太平洋の南北に高温， 低温領域が存在する この2つの領域を対象とし， 新たに
北太平洋南北勾配指数(NPO-index)を作成したこの指数が1標準偏差を超え， 且つ—l様準偏差を下回るような8ケ ースを抽出したただし， 抽出する際にENSO年は選んでいないものとする これらの合成偏差図を作成し， 解析・考察を行った ．

この結果から， ジェットの強化により南北で高低
気圧の強化が示された．
北太平洋上ジェットの強化によるロスビ ー 波の伝播を考察したすると， 擾乱活動強化領域でロスビー波が発散しユ ーラシアまで波伝播が見られた（図2b) . これより， 東アジアが寒冷化傾向であることが分かった ． さらに， 1月になるとこの寒冷化傾向は維持する形をとっていることも分かった
これらの結果から， 12月の北太平洋上SST南北
勾配が大きいことで擾乱活動を強化し， ここからロ
スピー 波 の伝播が東アジアまで及び， 寒気を引き起
こす． また ， 1月もこの寒気を維持する傾向にある ． （図3)

�_L,」。

,� ,\, 患図I 12月NPO-indcxによる熱フラックス(w/mりの合成偏差図。
（色は偏差を表し ， 実線は正偏差 ， 破線は負偏差を示す）．

3. 結果・考察
a)大気が海に及ぼす影響
12月NPO-indexによる熱フラックスの合成偏差固から， 北太平洋のSSTが暖かい領域に対応して， 熱が大気から海に輸送されていることがわかる（図］）． これより， 大気が海に影響を及ぼし， 海が大気によって， より暖められる傾向になる ．
b)大気循環による影響
12月の大気場は， 南北勾配が大きいことで北太平洋のSSTが暖かい， 冷たい領域において約
30 0hPaまで高温， 低温傾向である（図2a) . これから， 南北での温度傾度強化により傾圧不安定が起
こり， 移動性擾乱活動が強化される ． さらに， 移動性擾乱発達による平均場へのフィ ー ドバック強制を考察するため. £-vectorの計算を行った (H oskins etal.,1983). 南北勾配が大きいことで， 西風の時間
平均流の加速を示した

図2 (a) 12月NPO-indexによる180から220Wにおいて経度平均した温度（℃）の緯度断面の合成偏差図. (b) 12月NPO-indexによる30011Pa面における高度の波活動度Flux (m 2 /s 2 ) (Takaya and Nakamura 2001), ジオポ
テンシャル品度 (m). (色は偏差を表し， 実線は正偏差 ， 破線は負偏差， ベ クトルは波活動度Fluxを示す）

-59-

,..,,

図3 12月NPO-mdexによる1カ月後の1月における925!JPa面温度（℃)のラグ合成偏差図（色は偏差を表し ， 実線
は正偏差 ， 破線は負偏差を示す）

C104

高層気象観測とアルゴフロ ー トを用いた
非静力学大気海洋結合モデルCReSS·NHOESの検証＊篠田太郎 (I)• 相木秀則(1•2). 吉岡真由美 (I)• 加藤雅也 (I)• 坪木和久 (I•2)(I)名古屋大学 宇宙地球環境研究所(2浦；洋研究開発機構
1. はじめに名古屋大学宇宙地球環境研究所気象学研究室では、
非静力学大気海洋結合モデルCReSS·NHOES を用
いてさまざまな実験を行っている。 しかしながら、その再現性の検証は未だ実施されていない。本研究では、 高層気象観測とアルゴフロー トによる観測結果と CReSS·NHOESを用いた実験結果を比較する
ことにより、その精度を評価することを目的とすaる。
2. 数値モデルの設定と検証手法
台風T1013 (Megi )を対象とした再現実験の結果を用いて検証を行う。計算領域は、北緯7.00度から27.48度、 東経110.0度から150.96度の範囲で、水平格子間隔は0.02度である。 大気側は鉛直64層で上端高度は28.5km、海洋側は鉛直100層で深度100mまで2m毎の鉛直格子間隔でとっている。実験は2010年10月14日00時 か ら21日00時までの7日間にわたって実施した。 大気 側の初期値と境界値はGSMを、 海洋側の初期値と境界値は海洋研
究開発機構より提供さ れたJCOPE2 を使用した。
大気側の検証は、領域内のGuam、石垣島、Kings
Park (香港）、La g aspi 、 Mactan、Tanay (フィリピン）の6 地点の高層気象観測デ ー タを用いて行った。各観測地点の気圧高度における東西風・南北風・
温位・水蒸気混合 比・高度の観測結果と、 高度方向に内挿した実験結果を比較した。海洋側の検証は、
実験期間中の全82本のアルゴフロー トによる観測
デ ー タを用いて行った。 各深度における水温と塩分の観測結果と、 深度方向に内挿した実験結果を比較した。
3. 検証結果
高層気象観測点で、実験結果と観測結果の鉛直プ
ロファイルを比較したところ、 これらの高度変化の傾向は良い一 致を示した（図略）。その上で、 各高度における観測値と高度方向に内挿した実験結果の値
で散布図を作成し、 比較を行った。 このうち、 東西
風と湿位の散布図を図に示す。温位は両者間の対応が非常に良く、平均二乗誤差(RMSE)は1.69 K と小さな値である。 一方、 東西風については、 両者間のばらつきが大きく、RMSE は5.93misと大きな値となっている。 この原因が、 実験における台風の進路のずれにより、 フィリピンの観測点における観測値と実験値の相違に起因していることを確認した。

海洋についても、アルゴフロー トによる観測結果と実験結果を比較したところ、 水温と塩分の深度変化の傾向は良い一 致を示した（図略）。各深度における水温と塩分の散布図を図に示す。 水温 ・塩分とも両者間の対応は良く、 水温のRMSE は0.92℃、塩分のRMSEもO.OlPSUと小さな値であった。水温の差が3℃以上の大きな乖離を示している観測点の値は、海洋混合層下端の深度の再現性に起因していることを確認した。
4. まとめ台風Tl013 (M�gi)を対象として、CReSS-NHOES
を用いて実施した再現実験の結果について、 高層気
象観測とアルゴフロー ト観測の結果と比較することで、 その再現性を検討した。CReSS-NHOESによる
大気海洋環境場については、 観測結果と実験結果の間め差異が小さく、 非常に良い再現性を有していることを確認した。
麒壁 本研究は文部科学省気侯変動リスク情報創生プロ
グラムテ ー マCの研究として実施しています。検証に用いる高層気象観測デ ー タはワイオミング大学のサイ ト
Atmospheric Soundings、アルゴフロ ー トのデ ー タは海洋研究開発機構のサイトより取得しました。

30

図(a)東西風、(b)温位についての高層気象観測の結果（横軸）とCReSSの出力結果 （縦軸）の散布図、および、(c)海水温、(d)塩分についてのアルゴプロ‘ ー ドの観測結果（横軸）とNHOESの出力結果（縦軸）の散布図。

-60-

C105

インド亜大陸・中東部でのMCS発生に対する
季節内変動に応じた陸面過程
上野健一（筑波大学生命環境系）， 金子峻也（筑波大学生命環境科学研究科）
杉本志織 (JAMSTECシームレス環境予測研究分野）
1. はじめにいる場で、雲域が逆行する様相は興味深い。 日をさモ ンスーン期中に発生するメソ対流系(MCS )は、 かのぼって下層モンス ーンと MCS の発現の対応を
亜大陸規模で降水量の増減に寄与する重要な擾乱 調べたところ、 イ ン ド亜大陸中東部には7月11日である。MCS が組織化されるためには陸面と大気の から既に下恩湿潤モ ンス ーンが ア ラビ ア 海から流様々な環境場が重要な役割を果たしている(Houze, 入を開始しており、10日の午後から連日して同領
91 93)。 ア ジア に注目すると、Koster(2004)はイン 域内にMCS の発生が確認された。 これらのMCS は、
ド亜大陸・中部域で降水と陸面過程の相互作用に強 いずれも東ガー ツ山脈の東縁に沿った平野部で発い結合があることを示し、Pa thak et a l. (2014)は 生し、日付が進行するにしたがって発生地点は北上
降水祉に対する再循環過程の寄与が大きい事も示 した。 14日のMCS はこれらの中で最大規模に成長している。モ ンス ーン期におけるMCS 発生地点をみ した事例となる。
ると、やはり中東部(80-87 E , 20-25N)で日中(
14-18
7月8日から10日にかけてモンス ーン低気圧がLoc al Time) に発生が集中している事がわかる。 本 北部を西進し、これに伴う降水が亜大陸中部まで発研究では、この領域で発生する MCS と亜大陸規模の 生している。 7月
11 日以降は ア ラビ ア 海上でのモー陸面加熱の関係を分析した。
ンス ーン気流の北上に伴い、西ガツ山脈からイ ン
ド亜大陸中部・南部にかけて晴天域が広がった。13
2. MCS発生時の下層水蒸気の流入パタ ー ン
日以降は地上で日中に広域の低圧部が南部で解析
2008年~2010年の CEOP-AEGI S プロジェクト期間 された。この 低圧部は気圧および渦度の断面図を見内に発生したMCS の期日と場所を、 Evans a nd
る限り背が低く、熱的な低気圧であると考えられる。
Shemo(1996)の方法に準拠し、NCE P/ C PC 4kmGlobal AMS R-Eによる土壌水分は大陸中南部で乾燥状態を
merged IRデータを用いて決定した。 JRA55で解析 示した。MCS 発生地点近傍でのゾンデデータを見る
された対流圏下層 (850hPa ) におけるイ ン ド亜大陸 と、 地上付近で やや低温な南西風が観測された。
周辺でのq*Vベクトル分布および気圧場から、 MCS
以上から、モンス ーンブレーク期に発生する亜大発生日の特異的な循環パターンを5つに分類した。 陸規模での加熱が大陸北東域で下層の東風成分を同領域で M CS が発生する日には、 ア ラビ ア 海からイ 日中に引き起こし、これと対流不安定な西からのモン ド亜大陸北部を東進して水蒸気が流入するパタ
ンス ー ン気流が収束することが MCS の発生の要因
ーンが34%を占め、次に同領域近傍でモ ンス ーン低 と考えた。今後は、 領域気候モデルにより MCS を再気圧が存在するパターンが 25%となった。 モンスー 現し、 陸面過程に関する感度実験を行うことで、上ン低気圧がその南西一西域に顕著なメソ対流活動
記のメカニズムを検証していく予定である。
を伴う事は予てから指摘されており(Yoon a nd Chen、2005)、 今回の MCS発生の環境場としても寄与していることは十分考えられる。一方、同地域は ア ラビ
ア 海からの水蒸気流入に対しては亜大陸の風下域
�ONに位置し、西岸の西ガー ツ山脈で卓越するようなモーン
35N
気流に対する地形性降水のみでは説明がンスつかない。対象の3年間で同パターンが出現した日
JON·は、Jos eph a n d Sijikumar (2004)が規定するイ ン
25N
ドモ ンス ーンのプレーク期にまとまって出現した。
そこで、 MCS が日中に発生発達した典型事例に関し20Nて、 詳細な解析を行った。
15N・:·叩"

3. MCS発生に関する事例解析
今回注目した事例は 2008年7月14日の 18LTに認識された MCS である。MCS に付随する雲域は南南西に拡大し、 22LTに 1 7.6万km2に到達後、 24LT
図1 IR分布上で、2008年7月14日18LTに解析されたに消滅した。下層モ ンス ーン気流が西から流入して 複数のMCSに伴う雲域（図中、 楕円で示す）
-61-

D101
2000-2011年の中国の排出量変化が東アジア域の降水成分濃度に及ぼした影響＊板橋秀 一．， 速水洋， 藤田慎一 （ 電力中央研究所）， 鵜野伊津志（九州大学応用力学研究所）

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，

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結果， 2005年から2011年までの中国にお けるNOx
排出量増加とS02 排出量減少の双方がほぼ同等に，ー
中国のみならず韓国と日本のN03 "/nss-SO/ 比の増加傾向に影響していることを明らかとした[5].
先行研究では， 中国の観測デ ータが中国中央部と—南部に限られており，N03"/nss-SO/ 比の地理的分布等については検証が不十分であった． 本研究では，
北京周辺の地上観測デ ー タも合わせる ことで ，N釘/nss-SO{比の動態の解明をさらに進める． 図 2には， 北京周辺の全5地点 を平均した地上観測デー
タの結果を示す． 北京においても2008 年から2010
一
年の3年間でNO計nss-SO/比は0.36から0.43へと増加したことが明らかとなった．本発表においては，
数値モデルによる結果も合わせた考察を行う．
around Beijing

5国再邑 d UOf
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近年， 中国の人為起源大気汚染物質の排出量は大きく変化してきている． 二酸化硫黄(S02 ) は第11次5カ年計画下の脱硫装置の普及のため，2005年あ°たりをヒ ー クに減少傾向に転じた[l]. この間， 窒素
酸化物(NOx)は増加の一 途をたどっていたが，2011
年をピ ー クに増加傾向が鈍化し ， 減少傾向にあることが衛星観測から示唆されている[2]. このような排出量変化は， 大気汚染物質の大気中濃度のほか， 降
水中の成分濃度にも影響を及ぼすものと考えられる．
しかし， 降水中の成分濃度そのものは， 降水量との間におおよそ反比例の関係を有し， 降水量の影響を無視できない． したがって， 降水 の酸性化に及ぼすS02由来の硫酸塩（非海塩起源硫酸塩，nss-S042") とNOx由来の硝酸塩(N03·) の影響を評価する際に，・これらの濃度比( No3·/nss-SO/比）が有用となる[3].
東アジアモニタリングネットワ ー ク(BANET) による観測が行われている中国4地点（重慶， 西安，珠海，腐門）， 韓国3 地点（江華島，任実，済州島），
日本10 地点と，電力中央研究所による長崎県五島列
島および東京都狛江市の観測デ ー タ， および気象庁が長年にわたり実施している岩手県綾里における観・
測デー タについて，降水中のN03./nss-SO/ 比の経年変化をまとめた ものを図1 に示す． 合わせて， 排出量インベントリREAS[4]により推計された各国の・
so辻NOxの排出量比も示す. N03./nss-SO/ 比の変化は，前駆体であるNOx/SO� 排出量比と対応することが想定されるが，韓国の排出葦比は2005年をピ ークとした変化を， 日本の排出量比は単調減少の傾向にある．中国，韓国，日本のいずれにも見られる 200 6・年以降のN03·/nss-sol 比の増加傾向は，中国の排出量比の傾向 とよく対応しており， 中国の排出量変化が東アジアスケ ールで降水成分の経年変化に影響を及ぼしていることが示唆される．
地上観測データのみを用いてこれらの解析を進めることは難しいことから， 数値モデルを用いて・No3·/nss-SO/ 比の経年変化の要因を解析した． その

0.7
0.6

図2 北京周辺の5地点の地上観測デ ー タを平一均した N03"/nss-SO/ 比の2008年から2010年ま
での変化．

0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0.0

2008

2009

2010

year

参考文献）
[1] Itahashi et al., Atmos. Chem. Phys. (2014)[2] Krotkov et al., Atmos. Chem. Phys. Discuss. (2015)[3 ]藤田， 大気環境学会誌(2013 )[4] Kurokawa et al., Atmos. Chem. Phys. (2013 )[5] ltahashi et al., Atmos. Env. (2015)
謝辞）
北京における降水成分の地上観測デ ー タは中国科学院大気物理研究所のY.Pan准教授に提供していただ
きました． ここに記して感謝申し上げます．

・

図l中国， 韓国， 日本における（上段） 地上観測デ ー クによるN03"/nss-sol 比（平均値と標準偏差），（下段） 排出量インベントリで推計されたNOx/S02排出量比の2000年から2011年までの経年変化．

-62-

D102
気象データを用いた次々世代の電カシステムの在り方---...,JST CREST EMS HARPSの取り組み～＊大竹秀明1,2 , 宇野史睦1, 2 , 山田芳則 2 . 山口順之3. 井村順一4
1. 産業技術総合研究所，2. 気象庁気象研究所，3. 東京理科大学， 4. 東京工業大学と，苦電池の充電・放電をコントロ ー ルし，どの程科学技術振興機構戦略的創造研究推進事業(JST
度空き容晶を確保しておくべきかを検討することがCREST )の研究領域「分散協調型エネルギ ー 管理シ
可能となる。また，送電Uでは送電線の送電容量のステム構築のための理論及び基盤技術の創出と融合
計算に気温や風向，風速の情報が送電線の安定維持展開」の中で，研究課題「太陽光発電予測に基づく
調和型電力系統制御のためのシステ ム理論構築」（送電温度の管理）のために重要である。 このよう(System Theor y for Harmonized Power Systemに ， 個々の分野において気象観測情報や気象予報情
Control Based on Photovoltaic Power Prediction,報を利用した試みが ， このHARPSの中では様々な形で利用され始めている。
HARPS) ( 研究代表者 井村順 一 東工大教授）がまた，これらの各ユニットの連携を強化するため実施されている（平成27年4月～平成32年3月）。
に 東京理科大学に 電カコラボレ ー ションルームを
HARPS では再生可能エネルギ ー ，特に太陽光発電
設置し，これまで異分野として連携していなかった
システムが大量に尊入された状況下の次々世代の電カシステムの将来について，制御工学 ， 茜電池制御，分野同士のシミュレ ー ションモデルや各種データのやりとりを行い，新たなデ ータ利用の価値を見出す
電力需給， 電力需要，社会経済，送電・配電，気象学の各専門家が集まり，太陽光発電の森入シナリオを試みが 2016年度より段階的に開始される （図1)。
想定した電カシステムの在り方について理論構築を
また，企業との連携を図るための研究会を今年4月より立ちあげ， ユー ザ側のニ ー ズも考慮した取り
目指している[1]。
組みも開始しようとしている。
同プロジェクトでは，気象観測・予測情報を中心
本稿では，CREST EMS HARPSの取り組みの紹として扱う予測ユニット (U) のほか，電力需給U,
介と今後の研究の方向性についても議論したい。
需要家制御 u, 送配電 U などの電力側のユニットに加えて ， 基盤Uの5つのユニットで構成されてい謝辞：本研究はJSTCREST「太陽光発誼予測に基づく調和型電る。電力需給 u, 需要家制御U, 送配電Uにおいカ系統制御のためのシステム理論構築」において産総研と気象研ては，これまで気象予測や発電予測を考慮した研究との共同研究の中で実施された。気象庁データ利川には，気象庁は行われていなかったが，太陽光発電が大量に尊入
予報部数値予報課，気象研予報ー研の皆様にも支援を1頁いた。
された場合を想定し気象予測を利用した異分野融合研究が開始されている。基盤Uでは，それらの電力
参考文献[l] JSTCRESTHARPSホームベージシステムを束ねるアグリゲータのような役割を担う
http://www.cyb.mei.titech.ac.jp/crestlindex.php
機関の制度設計を行う。
電力需給U では，
太陽光発電が翌日ど
HARPS OASIS·ACCEPTの構成イメ ー ジ（�の程度発電するのか，< HARPS ACCEPT>
またはしないのかと
異分野コラポ< HARPS OASIS>
いう予測の情報を用
レ ー ション
いて，最適な火力発
ル ー ムの構築
電所や揚水発電所の運用計画を行い，高額な燃料費の節約に努める研究が進められている。需要家U
では，電力需要は気
温などの気象要素によってエアコンや暖房などの電力設備の利用星が高い相関で変動することから，予測情報はこれらの需要を把握する上でl蕊雰重要である。蓄電池の制御では，翌日に
囮1 . CREST HARPSで東京理科大に構築している電カコラボレ ー ションIレ ー ムの構
太陽光発電がどの程度期待できるかが把築イメ ー ジ。
握することができる

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-63-

D103

フェーズドアレイ気象レーダの3次元データ配信スマホアプリによる実証実験＊小池佳奈 、 福島崇 、 小川晋 、 大山果織 、 石垣信和 、 島田侑治 、 杉本雅広 、 生田久美子（（株）エムティ ーアイ） 、
佐藤晋介(NICT) 、 岩本裕之 、 三浦裕司（いであ株式会社）
1 . はじめにフェ ーズドアレイ気象レーダ（以下 、 PAWR)では 、 世界でも類を見ない 30秒毎の詳細な3次元観測を実現している。これまで主に研究目的として限定されていた PAWR観測データを 、 一般にも広く利用してもらいたいと考えていた情報通信研究機構(NICT) と 年、々増加するゲリラ豪雨の情報をより高い精度で提供したいと考えていた （株） エムティ ーアイは 、2015年4月 より共同研究を開始し 、 同社が運営するサ ー ビス『ライフレンジャー』のスマー トフォン向けゲリラ
豪雨検知アプリ『3D 雨雲ウォッチ～フェ ーズドアレイレーダ～』を開発した。スマー トフォン端末で3D描画で雨雲の中を見せる技術は 、本アプリが初めての試みであり 、 今回は大阪大学吹田キャンパスに設置されたレー ダの観測範囲である大阪府 、 兵庫県、 京都府 、奈良県の 一 部の地域の方々に無料で利用してもらい 、 今までにない3次元のレーダ表示と豪雨の可能性情報を配信する実証実験を行った。豪雨発生に関する情報の提供は 、 PAWR から得られる上空の雨水塁など各パラメータ情報や 、 積乱雲の発達状況などを元に発生可能性を判定し 、 『ライフレンジャー』の情報提供元である←
民間気象予報会社のいであ （株）が担当した。本研究では 、 この実
証実験の結果を紹介し 、 利用者より得られた意見を合わせて 、 今
後の将来展望についても言及したい。

り64 インデックスに分け、 上空での豪雨検知をもとに 、 地上での豪雨の可能性情報を PUSH 通知で配信した。上記各 イ ン デックス
1( 0km格子）の中をさらに500mメッシュに細分化し 、 全400 格子のうち1つでも豪雨の可能性ありと判定された場合 、 その1インデック
スに現在地情報が紐付くユ ーザー にPUSH通知で情報が配信される仕組みとした。なお 、 各格子点において 「 豪雨の可能性あり」とする判定条件として 、 VILの最大値；；；；3. 5かつVILの前30秒変化量；；；； .
0 8と定義した。
この定若で 、2015年の7月21日~10月25日の精度検証を行なった結果、 的中 80.1% 、 空振り9.7%、 見逃し10.2%となった。また 、図21ま 、 アプリ利用者に実際にPUSH通知が届いてから 、 豪雨となるまでのリードタイムを示した。その結果、2.5 分前に届いた事例が最も多くなった。来夏はさらにリー ドタイムを延長できるように改善していく。
2015年(7/21 -10/28)事例リードタイム
200
180

l自

'"

I鉛

120
100
菖墨鯵

2スマー トフォンで30秒毎の3D降水分布の描画
本アプリではWebGL技術を使い 、 雲の中の雨粒が上空から地上に落ちてくる様子を 3D描画で 30秒毎にスマー トフォン上で閲覧出来るようになった（図1)。これまで 、 雨雲情報の発信の主流は 、 「2次元マップで雨雲レー ダを見せ 、 降水強度別に雨雲の水平方向の広がりを知らせる」に留まっていたが 、 本アプリでは上空での雨粒の動きを視覚的に表現している為 、 地上にいる自分にふりかかる
豪雨の可能性を 、 これまで以上に実感できるようになっている。

図1

スマー トフォン上で表示される雨粒の3D描画の例

3豪雨可能性情報と精度検証結果
吹田から80kmx80kmの観測範囲内を 、10kmメッシュごとに区切

60
60

2QO,

9釦真

° ヽ9 ヽ 、''� ら•' . ゞ ら ，�. も�'ゃ も 、， ． ．、’、＾＆’o.o,

リ ドタイム(lt)—4. 利用者による意見収集結果
利用者から、 PUSH通知と3D雨雲レーダに関する意見収集をおこなった。その結果、 PUSH 通知へのハズレ感は 24%に抑えられ｀さらに既存の2 次元の雨雲レー ダよりも 、 3Dレーダの方が、 「 雨雲の発達をよりリアルに感じることが出来た」という回答が6 割近くになった。また 、 本アプリによる豪雨への注意喚起を受け取ることで、実際に豪雨対策の行動まで実施した割合が過半数となった。
5まとめ・将来展望
豪雨で命を落とされる方を一 人でも減らすことを目的に 、 上空にある雲の中で何が起こっているのかをリアルタイムに確認できることで 、 より危機感を伝えられるような気象情報の表現方法の開発に取り組んだ。その結果 、 アプリ利用者の過半数が豪雨への対策をとってくれたことは 、 大きな収穫であった。来夏に向けて 、 今回頂いた利用者の声を踏まえアプリの品質改善を図るとともに、神戸 ・ 沖
縄のフェ ーズドアレイ気象レーダの観測データ導入により対象範囲を拡大して 、 さらに豪雨の被害を受ける人を少しでも多く減らしてい
く。

-64-

D104
未就学児童に対する気象・防災教育の取り組み～科学絵本とタブレット端末の比較～＊奥村政佳（横浜国立大学大学院）・筆保弘徳（横浜国立大学）
1

本研究の背景と目的
筆者は 2015年度秋季大会で、未就学児童が保育所の生活場面において気象現象をどう認識するのか、さらに保育者が継続的に気象現象の話題を提供することで 、 メディアによる天気予報を空間的な情報として認識し、 自らの観測により気象の変化を予想して実際に行動に移す様子を調査して報告した。
近年 、 子どもたちの科学への興味• 関心を高める
期待することができることから、 科学絵本の役割が改めて評価されてきている（瀧川、2010)。 一方、タ
ブレット端末は安価かつ高性能なものが出回るようになり、 ICT教育に資する教材として、 リアルタイ
ムで気象情報を提供している。 両者は、 気象・防災
教育にとって有効な教材になり得るが、 未就学児童に対する実践的な調査や研究は少ない。
本研究では、 保育所において科学絵本とタブレッ
ト端末を活用して、 未就学児童が気象学の初歩や簡単な気象・防災情報をどのように捉えるか、 その教育的効果を比較することで、 それぞれの教材のメリット ・デメリットを実践的な視点で報告する。
2

研究手法
前回と同じく、横浜市にある認可外保育施設の未就学児クラス18名（年少児5名、年中児5名、年長児8名） を調査対象とする。 ①科学絵本の読み聞かせと②タブレットを利用した気象情報の観察の姿を 、
参与観察法とビデオ記録によりプロトコルを分析する。
3 結果
3. 1 気象に関する科学絵本の読み聞かせ「ほら あめだ! j (作・フランクリン M. プラン
リ ー 絵・ ジェ ー ムス・グラハム・ヘイル 訳・やすなりてっぺい 福音館書店発行） を題材とし、 物語全体を約30分かけて読み聞かせた。
科学絵本を読み聞かせる中で、 年長児から絵本の内容を発展させた疑問や考えについて、 保育者との双方向のやり取りが繰り返され、 徐々に大気中の水循環の概念を理解してゆく様子が見られた。 一方 、年中児の 一 部に関しては、 「 雲」の概念がまだ形成されていないと思われる発言もあった。
3.2 タブレットを利用した気象情報の観察
温暖前線が保育時間中に保育所付近を通過した際、園児がタブレット端末の気象情報を観察する様子をビデオに記録した。2015年12月11日に関東付近を通過した温暖前線は、 園児が登園した直後に横浜市付近を通過し、時間雨星換算で50mm/h以上のエコ ーの通過、 風速と風向の急変、 気温の上昇や天気の変化をもたらした。 園児にはタブレットで国土交通省
MPバンドXレ ー ダー 画像を見せて 、 気象現象の捉え方や着目点をビデオで記録し分析した。
その結果、 年少児は大雨に輿味を示し、 雨の中に手を差し出したりして感覚を楽しむ様子が見られる。
一方 、 年長児や年中児の 一 部はMPバンドXレ ー ダーのリアルタイムデ ー タに典味を持ち、 実際の天気の変化と対応させながら直近の予想をするなど 、 気
象情報と外の降雨の様子について関心を持って観察する様子が見られた。
4

まとめと今後の展開
本研究により、 教材としての科学絵本は、 園児の理解のペースに合わせて読み進めることが出来るため、 概念的な事柄を理解させることができる（メリット）。 しかし、園児から質問が多く発せられること
により、 答える保育者のスキルが問われることがわ
かった（デメリット）。 加えて 、 3次元の現象に関して理解することが難しい。
一方、 タブレット端末を利用した取り組みはリア
ルタイムの気象情報と空の様子が対応するため、 園児が実際の現象に興味を持って取り組む意欲がみられた（メリット）。 しかし 、 気象情報の捉え方に関して、 色やアイコンでは認識できるが、 漢字が読めな
いことが大きな壁となることがわかった（デメリット）。
今後の展開として、気象庁で平成 23年より試験配信を行っている気象庁防災情報XMLフォ ー マットを利用し 、 科学絵本とタブレット端末のそれぞれのメ
リットを生かしたアプリケ ー ションを開発する（圏1)。 未就学児でも防災上重要な注意報や菩報を捉えやすいよう、 アイコンやひらがなを多く用いる。 将
来 、 このアプリケ ー ションを使って 、 保育者や園児が普段の保育所の生活の中で気象情報を自発的に利活用できるように設計したい。
あしたの ’ よこはまJのてんきは？

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図1

-65-

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未就学児童向けの気象予報・防災情報表示
アプリケ ー ションの画面

D105

中学生版気象数値実験教材「Web-CReSS for Education 」の開発
「台風」の数値実験に関する公立中での実践を通して 一
0名越利幸•藤原 俊（岩大教育），

加藤雅也·吉岡兵由美・坪木和久（名大地球水循環）

1 . はじめにンタ ーで開 された
名古屋大学水環境研究
I
雲解像モデルCReSSを，中学生が使用できる
ように ， 入カインタ ー フェ ースを開発し ， 生徒が入力後， 計算を実行，その結果を水平面図と鉛直断面図で簡単に見ることができるようにパッ ケ ー ジ化した「Web·CReSSfor Education」。
そこで ， 公立中の生徒を対象に，通常の発 授業内で操作し，結果を考察できるのかを試行してみたので，以下報告する。
2 授 実践における教材構成
PC( mouse computer LB·T504B, Inteh7,
セ
内蔵メモリ ー 8GB), プログラム及び出力結果
保存用外付けUSBメモリ ーステック(32GB)を準備する。MS-Windows上でLINUXの仮想マシンを実行するための環境を構築するフリ ーのVMウェアプレ ー ヤ ー を用いる。
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として中学校の通常授業2時間 2( 日で2駒）で実践可能な授業計画を立てた。その理由は，計算実行実時間が6時間を要した為である。
3. 1実験の設定
入カインタ ー フェ ー ス画面で ， 格子間隔 ， スター
ト時間 ， 計算時間，環境条件を設定後 ， 自動で
格子 とタイムステップを求め ， 実行し始める。
3.2盛岡市立U中学校での研究授
学習指迎要領に沿った「天気の学習」が終了した生徒4クラス（約160名）に対して授業実践を実施した。授業者は本学の大学院生，授業の前後に，プレ ・ ポストテスト，事後に感想を含めた
アンケ ー ト調査を実施した。
3. 3プレ ・ ポストテストの検定
業
危険率5% (信頼度95%)で、t検定を行った。
数
全クラスで授業前後で，有意差有りであった。
材の有効性が検証された。
3.4アンケ ー ト調査の結果
調査は ， 15項目の設問に対する選択回答形式 ，
自由記述による感想を取った。CS及びKHCoderによる分析の結果， 値実験を用いて，仮想的な教
条件下における台風の変化について考察することで，生徒たちは台風が・ 退するメカニズ
ムについて考察することができた。
4. おわりに
公立中の通常授業枠で実践できた。今後 ， 防災 育への展開や全国への普及が期待できる。

誓 庄

教
達
衰

2015年7月158(18:00)

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図2. 計算領域と生徒に示す水平面図及び鉛直断面図

図3. 実験結果（海水面温度士10℃の地表面降水豆）
謝辞：聡中電 CTI の榊原舘志氏のグル ー プには ， プログラム

開発に関して懇切丁寧に御対応頂いた記して感謝します。 本

研究は ， 科研費（基盤C26350!81)によった。

-66-

D106
温室効果気体の赤外線放射実験
関隆則（日本気象予報士会）
1. はじめに
空気は温室効果気体を含むことで 赤外線に よる熱の出し入れができるようになることを実感するには 、 赤外線の吸収と放射の実験が有効である。2015年秋季大会では赤外
線吸収を確認する実験を報告した。 今回はもう 一 方の赤外線放射に関する実験を報告する。 実験装置は熱源を除いて前回の赤外線吸収と同じで 、 熱源には氷水を用い、 実験対象の空気が放射冷却をする状況を作り 、 回転するシャッタ
で赤外線を周期的に放射させることで 、 放射による気温低下に伴う微小な気圧変化を明瞭に確認することができた。
実験装四の構成と 、 乾燥空気 、 湿潤吸気 、 二酸化炭素混合
空気についての測定結果について報告する。
2. 実験の目的�囮2-

冷熱源（氷水） 、 シャッタ 、 容器台 、 容器
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(1)温室効果気体を含む空気は赤外線を吸収・放射する性質があることを確認する。(2)乾燥空気とC的混合気体 、 湿
潤空気の赤外線の放射を比較する。

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3. 実験装置の動作

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図3

差動増幅器とコンデンサマイク

6. 実験結果

二酸化炭素と水蒸気で明瞭な気圧変化が確認できた。
図4 、 囮5は温室効果気体の混合前後の気圧変化を示す。
水蒸気は容器に注水し 、 蒸発を待って水を捨てて飽和状態を作る。 波形の中心線の揺らぎは周辺気圧の変動よる。
気圧変化は10%二酸化炭素でl. 4Pa。
約10%の二骰化炭索混合乾燥空気（ンリカゲルで除湿）（容器350mlに35mlを注入）-<>.•'--― -·- -―..,,

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図4 二酸化炭素混合による気圧変化（室温21℃)（ポリエJ·v

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乾媒空気（シリカゲルで除湿）

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炭酸ガスを含む
空気を人れてある

実験装置の構成

3. 実験装置の詳細

図2は試料容器から赤外線を放射する機構を示す。 シャッタを駆動する部分から容器に振動が伝わらないようそ
れぞれの基板を分けている。
4. 実験装置の特性

装置のパラメ ー タはマイク感度： 14Pa/V。
冷却の強さは容器の壁面を通して冷熱源の放射温度で 、シャッタ開： 15. l℃、 シャッタ閉： 18. I℃。（冷熱源の湿度：約2℃、 気温：20℃にて）

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図5

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水蒸気混合による気圧変化（室温21℃)

5. まとめと今後の課題
・放射による冷却は吸収の加熱とほぼ同じ応答であることが確認できた。・周辺の気圧変動の影靱低減。・教材化の検
討。

-67-

P101
日本の夏季降水量に見られる季節進行の長期変動(1901,.....,2000年）＼

永田玲奈（無所属）
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I. はじめに

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図）． ① 各地点について年ごとに32~48半旬(6月初旬~8月下旬）の 17半旬分の降水量を 1~ 17位 までランク

4l

梅雨期における前線や降水量の季節進行に近年変化が見られることが先行研究により指摘されているが(Satoand Takahaslli 200l ;Endo 2011; 高橋2009など），過去100
年における夏季降水量の季節進行の変化については明らかにされていない． 本研究では ， 梅雨期を含めた日本の
夏季降水量の季節進行を示す指数(Seasonal Evolution
Index; SET)を作成し，20世紀における季節進行の長期的な変化について明らかにする
2. デー タと解析方法
本研究では，1901~2000年における日本の気象官署(51地点）の日降水醤デー タより算出した半旬降水量を使用する ． 夏季降水量の季節進行を示す指数である Seasonal
Evolution Index(SEr)の定義は以下の通りである（第l

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第l固 SE! 定義の模式図（大分の 1903年の例） ． 横軸は半旬 ，
縦軸は半旬降水量の順位(32~48半旬の17半旬の降水
品を1~17位までランク付けしたもの） • 39半旬が32~48半旬の中で1番降水量が多く17位となっている(SEI 0)/直は0. 309). 太線は確率密度関汝を示す ．

付けを行う ． ②①の降水量のJI厠立を縦軸に・半旬を横軸とするヒストグラムを考え， デー タ分布の対称性を示す
歪度を計算するこの歪度の値をSEIと定義する. SE!
は値が大きいと季節進行が早く， 小さいと遅くなることを示す ．
3.SEIの長期傾向
第2図a にSETの19 01~2000年におけるMann-Kendall
検定の結果を示した(Kendall 1938). 関東i胞方を中心に有意な正のトレンドが見られ， これらの地点で夏季降水.,量の季節進行が早まっていることがわかる有意な正のトレンドを示した地点について， 降水星のランキング(「2.
デー タと解析方法」の①に示した32~48半旬の降水埜を

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!~17位までランク付けしたもの）を前半50年(pre50)と後半50年(post50)で比較したところ，最近50年は夏季 前半に順位が上がり ， 後半に下がるという季節進行の早まりが見られることがわかった 一方，北海道と沖縄,@

0:-0.2-0.1•:-0.1-0•: 0-0.1●: 0.1 -0.2
□Sigi1ilicant at the l0% levelク

第2図SE! の(a)トレンドと，(b)post50とpre50の偏差四角は有意水準10"/oで有意な地点を示す ．

では有意な負のトレンドを示す地点が見られ，季節進行が遅くなっているまた ， post50とpre50のSEl偏差においても�2図b)' トレンドと同様の傾向が見られた
4.SETと北太平洋高気圧との関係
第3 図に永田・三上( 2012)が定義した北太平洋高気圧の南北変動を示す指数(NPSHl-M )とSEIとの相関係数を示した . pt℃50には有意な地点はほとんど見られないが ， post50 には本州～九州にかけて有意な正相関，南西

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諸島で有意な負相関が確認できる． 正相関の地点では ，高気圧が北（南）にシフトすると降水韮の季節進行が早まり（遅くなり）， 負相関の地点ではその逆となる以上の結果から ， 北太平洋高気圧と夏季降水羹の季節進行との関係が最近50年に変化していることがわかった,

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0 :-0..l -0• :0-0.3•:0.3-0.6□Significant at the 5% level

第3図 SE! とNPSI-U-Mとの相関係数 (a)_Ete50, (b)post50.
四角は有意水準5%で有意な地点をホす．

-68-

P102
日本の暑夏年・冷夏年における下部成層圏の大気場の特徴＊宇賀神惇 I• 井上誠I・山川修治2(1: 秋田県立大学、 2: 日本大学文理学部）
いく予定である。

1. はじめ に

ベット高気圧の張り出しの特徴を調べる。

(a)北日本日本海側
55 5

日本の干ばつや冷夏の発生には、対流圏の太平
洋高気圧やオホ ー ツク海高気圧だけでなく、上部対流圏から下部成層圏に発達するチベット高気
圧も関わっていることが指摘されている（例えば、若原•藤川，1997; 西森，1999) 。 本研究では、 過去35年の気象デ ー タを用いて、 日本が暑夏・冷夏となる年の下部成層圏における大気場、特にチm

2. 使用したデ ー タと解析手法-JO

本研究では、 日本を北日本日本海側、北日本太平洋側、 東日本、 西日本、 南西諸島北西部、 南西

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30

(b)東日本諸島南西部の6地域に分けて解析を行った。解析
期間は1980~20
14年の夏季(6~8月）とする。
気象庁のデー タを用いて35年間の気温の時間変動図を作成し、 そのうち高温であった10年を暑
夏年、 低温であった10年を冷夏年と定義した。
NCEP/NCAR再解析デー タを用いて、 高度場や気湿、降水最、鉛直p速度などの分布固を作成し、各地域の暑夏年・冷夏年の特徴を調べた。暑夏年と冷夏年における各物理量の差の有意性の検定＇にはウェルチのT検定を用い、 偏差が95%で有

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(c)南西諸島南西部意である領域を分布図に示した。
3. 結果・考察
北日本日本海側と東日本、南西諸島南西部の解析結果を図1に示す。 150hPa高度分布図から、
暑夏年に日本上空で有意な高圧偏差になってい
ることがわかる。特に、北日本で有意な高圧偏差であることがわかった。これは暑夏年の方が冷夏
年よりもチベット高気圧の日本への張り出しが強かったためであると考えられる（図1a)。 また、

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図 1. (a)北日本日本海側、 (b)東日本、 (c) 南西諸島
南西部の暑夏年における夏の150hPaの高度偏差単位はm. 濃い線内は偏差が95%で統計的

束日本、南西諸島南西部の解析結果でも暑夏の年に150hPaでは有意な高圧偏差となっていた（図に有意な領域lb,c)。 以上の結果から日本の各地域における干参考文献
西森基貴 ， 1999: 日本における冷夏・暑夏の出現特性に関する解析， 天気， 46, 269-280.
若原勝二，藤川典久，1997: 1993年冷夏と1994年
暑夏の日本の天候と循環場の特徴 ， 気象研究ノート，189, 2-69.

ばつの発生には太平洋高気圧だけでなくチベッ

ト高気圧の日本への張り出しも重要であると考えられる。今後、 降水量や子午面循環の解析も行うことによって大気循環の特徴を詳しく調べて

-69-

P103

主成分解析を用いた北陸地域における冬季の降水分布の特徴
1)富山大院

1.

荒井

建伍 1)

理工学教育部

安永 数明 2)2)富山大学理工学研究部／海洋研究開発機構

研究概要と異なり、 新潟県内陸部で値が小さくなった。一方
日本海側では、冬 季に季節風による多抵の降雪がもー
M2 のパター ンは殆ど変わらなかっt½ 寄与率に関したらされる。降雪のパタ ンには、 内陸部で相対的にて、 元の解折の寄与率と比較すると、Mlの寄与率は多く降る山雪型と、沿岸の平野で相対的に多く降る里
降水の領域が広くなるにしたがって徐々に小さくなり、
雪型が知られている。
60%以I:は20%未満となった。反対にM2はやや大き
本研究では北陸地方の降雪分布の傾向をみるため
い値を示し、10%前後となった。またM2に関しては、に、雨拭データに対し主成分解析を行っt;:-.,. その結果、領域平均を引いた時系列データに対して行った解析で最もよく現れる降水パターン（第1却戎分） は平均降第1主成分として抽出される ことが分かった。以上の水量の分布と類似しt:'..o第2主成分は、沿岸と内陸のー
コン トラストが強く現れ、先行研究のAkiyama(1981) 事から、M2 として抽出されるパタ ンは、 人工的なものでなく、 実際に冬季の北陸地域によく現れる降水と同様の山雪型や里雪型を表すパター ンとなった（図ー
パタンの 1 つであると考えられる。
1 )。 第 1主成分と第 2主成分（以降ではそれぞれ
またM2の係数の時系列に注目すると、M2が短時
Ml、M2 とよぶ） の寄与率は、Mlが 37%、M2が間で正から負になる、 つ まり里雪型（図2左） から山8%ほどであった。 これらの結果については、 前回の雪型（図2右） に移り変わるという例が複数見られ、気象学会(2015年秋期大会） で報告した。
ー
寒気を伴う低気圧が冬型を強化しながら抜けていく過
一方で、この解析では無降水の時間帯のデ タも含程で、 風向きが西寄りから北寄りに変化するという先まれるために、Mlの寄与率が過大評価されているこ行研究と整合的な結果が得られた。 ただしその変化はと、Mlとの直気生の条件からM2が人工的に抽出さ数時間という短時間で生じる場合が多かった。
れた可能性がある、等といった問題点があった。そのため本研究では、更にさ まざまな条件を設定して主成
分解析を行い、 結果に変化があるか調べた。 また元の琴勿嘴析において、 山雪型・里雪型を表していると考えられるM2に注目し、これが卓越する場合の気象
状況や時間変化について、北陸西部を含めながら調べた。
屹Ol,S,006-20,J,,-,

2. 解析手法

図 1: 冬季の北陸地方の平均降水の分布（左上）。
主成分解析によって求められた第1 主成分（右上）、第2主成分（左下）、 第3主成分（右下）。
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3. 結果・考察

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解析の結果、 いずれの解析でも元の解析と大きな差は見られなかった3 しかし解析領域の40、60、 80%以上の領域で降水がある場合のみを抜き出した解析において、Mlのパタ ーンは元の解析で抽出されたMlr
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本研究では時間解像度1時間、空間解像度1km.2のレーダーアメダス1劉升雨晶データを用いた。1附術i範囲
は富山県を中心とした日本海沿岸域で 、 解析期間は20 0 7年~2013年の冬期(12~2月） である。ただし計第時間短縮のため、空間解像度を4km叫こ落として解析を行った。
解析は最初に行った分散共分散行列による主成分
解析の他に、 相関係数や、 領域平均を引いたデータ、また降水が見られる領域の広さが一定の割合以上の時間帯を抜き出したデータを用い、それぞれに主成分解析を行った。

図2:2011年 1月5日18時の北陸it!I;方のレーダー
アメダス解析雨温姑う。図2の 9時間後のレーダー
アメダス解析 雨藷（右）。
-70-

P104

地域気候アンサンブル実験における日本付近の極端な降水量の将来予測＊

村田昭彦 ，佐々木秀孝川瀬宏明，野坂真也（気象研究所）

謝辞：利用したデ ータセットは「平成25年度 環境省
地球温暖化影響の理解のための気候変動予測等実施
委託業務」において、気象庁及び文部科学省創生プロ
グラムの協力のもと、気象庁気象研究所開発の気候モデルを利用して作成・提供されたものである。
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J.
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2. 戴値実験の設定
使用した地域気候モデルは格子間隔20 kmの非静力学地域気候モデル(NHRCM)で、日本全域を覆う
計算領域を設定している。現在気候実験、将来気候実
験の積分期間はそれぞれ20 年間で、前者が1984年9月から2004年8月まで、後 者が2080年9 月から2100
年8月までとなっている。境界条件として、水平解像
度約60 kmの気象庁全球モデルの計算結果が使用された。現在及び将来気候実験において、それぞれ境界
条件を変えた8及び18メンバ ー のアンサンブル実験が実施された。ただし、将来気候実験のうち本研究で使用したのはRCP8.5シナリオの9 メンバー(3種類の積雲対流パラメタリゼ ー ションX 3種類の海面温度パタ ーン）である。

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1. はじめに
201 4年度秋季大会(P367)において、地域気候モ
デルを用いたアンサンプル実験デ ー タ（環境省地域
気候予測デ ー タ （協力：気象庁））による日本付近の
極端な降水量の再現性について報告した。その結果、
年降水量の99パー センタイル値などの極端な降水量
は、年降水量などの平均的な降水量と同程度 に良く再現されていることが分かった。今回は、このデ ー タを用いた日本付近の極端な降水量の将来予測について
報告する。

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3. 糎端な降水量の将来予瓢各格子点、各月において、日降水量の（少ない方か
ら数えて）99パーセンタイル値の現在から将来への変化率を求めた。ここで、変化率はlOOX (将来／現在-1) [%]と定義した。変化率の大きい季節・地域の一っとして、冬季の中部太平洋側（静岡県付近）が挙げられる（図 は省略）。そこで、冬季の静岡県付近の領域に絞って、極端な降水量が将来に増加する原因を調べることにした。

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地.l:.水蒸気フラックス収束[1炉 S―']

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4. 下層水蒸氣フラックス収束との調偏
まず下層の水蒸気フラックス収束と降水量との関係を調べた。 ここでは、地上水蒸気フラックス収束を
下層の水蒸気フラックス収束の指標とした。 前述した
極端な降水量の将来変化分布を参考に静岡県付近に特定領域を設定し、日降水量の99パー センタイル値
及び同じ日の地上水蒸気フラックス収束を求めた。両者の関係を月毎にプロットしたものが図1 である。ただし、デ ー タ数を増やすために99パーセンタイルの前後のデ ータも使用した。
図1から、どの月においても地上水蒸気フラックス
収束が大きくなるほど日降水量の99パー センクイル
値も大きくなる傾向にあることが分かる。ただし、月によって比例関係の程度が異なるように見える。そこで、今後は月による違いに着目しながら、極端な降水量が増加する物理的メカニズムを調べる予定である。

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地上水蒸気スラックス収東[10-1 s―']

図1静岡県付近における、(a) 12月、(b) 1月、(c) 2月の日
降水量の99パ＿センタイル値と地上水蒸気フラックス収束との関係。現在気候3メンバー（図中の白丸）、将来気候9メン
バー（図中の黒丸）の計12メンバーのデータを使用。なお、99
パ＿センタイル値のみならず前後のパーセンタイル値をも使用して、デ＿夕を通常の3倍に増やしている。

-71-

P105

夏の小笠原高気圧とBermuda高気圧の季節変化
田中実（無所属、 土浦市西根西1-6-21)てBennuda高気圧は南北の季節変化がほとんど無い。赤道付近の海面水温も小笠原高気圧の季節変化に影響している。北インド洋では5月に水温が高く 7• 8月はモンス ー ンにより水温が下がる。インド洋の水温が高いと対流による加熱で西太平洋の赤道にケルビン波が伝搬し小笠原高気
圧が 南下するCapaciter効果は良くしられている。
6月の南方の小笠原高気圧はこの影響もある。

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図1 6月（上）と8月（下）の200hPa高度19 81-20 10年の平均（気象庁
ホ ー ムペ ージより）... ... ,... ,....... ,.... ,.... .,., "" -...------..::r·-·.... 一霰'"''"ー......_..,-----..

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1•はじめに日本付近では夏に小笠原高気圧と呼ばれている背の高い温暖高気圧が観測される。北アメリカ
東沖でも同様なBermuda高気圧が存在することが知られている。これらの高気圧は東アジアと北
アメリカ東部に蒸し暑い夏の気候をもた らしている。 そこでこれらの高気圧の発生から消滅までの季節変化を調査した。
2. 資料
日本の気象庁ホ ー ムペ ージのJRA-55の図表類と200hPa、500hPa高度はNC£Pの再解
析デ ー タを利用した。
3. 温暖高気圧の定義
本調査では850hPaと200hPaで高度の尾根がほぼ重なる場所に温暖高気圧が存在すると定義した。つまり対流圏全体で周辺より高度が高い高気圧である。図1と図2に6月（上）と8月（下）の200hPaと 850hPa高度を示す。 6月は25N、1 50E付近 、 8月は30
N、150E付近を中心に東西に小笠原高気圧が存在する。Bermuda高気圧は 8月のみに30 N,6
ow 付近を中心に存在する。
4. 温暖高気圧の季節変化
6·8月以外のデ ー タも使用してこれらの温
暖高気圧の季節変化の調査を行った。小笠原高気圧は6月から10月まで存在し6月に25N、150E付近で発漣し梅雨の水蒸気を日本にもたらす。 8月にかけ て北上し梅雨明けと夏の小乾期のあと9月に東に退き、10月に6月とほぼ同じ位置に南下し秋緑の水蒸気を日本にもたらす。
Bermuda高気圧は7•8月のみ30N、 60E付近に存在し、 南北の季節変化を示さない。 北アメリカで 梅雨と 秋諜が無いのはこの ためである。
5. 2つの温暖高気圧の季節変化の違いの原因
これらの温暖高気圧はアジア と北アメリカ大
陸の夏のモンス ー ンによる加熱によるチベット
高気圧とメキシコ高気圧と太平洋と大西洋のト
ラフとの東西循環に伴つ て存在する。 200h
Paのアジアの高気圧は5月に東南アジアで発生
し、7·8月にチベット高原まで北上し10月に東南アジアまで南下する季節変化をする。これに伴い小笠原高気圧も南北の季節変化をする。北アメリカではモンス ー ンの規模が小さく7• 8月
のみ高度の尾根を伴う高気圧が出来る。したがつ霰...

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図2

-72-

同上但し850hPa高度P106

バレンツ・カラ海を起点とするユ ー ラシア大陸上の寒気の
季節内変動とその経年変化＊堀正岳l
北極探境変動総合研究センタ ー

.

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1: 海洋研究開発機構

・et al. 2011) と 、 バレンツ海の海氷変動にともなう低気圧経

32

路の変化およびシベリア高気圧の強化プロセスであるwarm­

1

Arctic cold-Siberiaパタ ーン(Inoue et al. 2012) は季節内

0

目さ れている。

gの時間スケ ー ルでは寒気がユ ーラシア大陸西側に菩積し、 その後日本を含む東アジア域に流出する周期的な現象として注•2014),

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バレンツ海の気圧変動にともなう寒気の蓄積・移流過程(Hori」・一一函1

461み,... 1,●11•2如Ie

1. はじめに

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1995

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図2: バレンツ・カラ海を起点とする寒波の数の経年変化

1971-1990年頃 、 この寒気の流出はNAOと強い相関を持
つユ ーラシアの昇温パタ ーン(Hurrel 1996)に連動していたが、 近年ではユ ーラシア大陸の北極海沿岸におけるシベリア。
高気圧の強調とより強く相関をもつようになった（図省略）
本研究ではそうしたバレンツ ・ カラ海を起点とする寒気を季節内のタイムスケ ー ルで判別し 、 その経年変化が近年のユ ー
ラシア大陸中緯度の寒冷化に及ぼしている影響を調べる。

2. デー タおよび結果
本研究では日平均のJRA55 データにおける地表面気温と海
面更正気圧を利用 し 、 JO月~3月を寒候期として寒波を判別する。バレンツ・カラ海における昇温シグナル(Arcticインデックス）として 70-80"N、 30-70'Eで領域平均した気温を用い 、中緯度に蓄積する寒気の指標として 30-50'N、 30-70"E (中緯度インデックス）の領域平均を用いる。
図］の経年変化によ れば、 1970-1980年代に弱い負の相関が存在し 、 近年においては北極側の強い昇温に伴う中緯度側の寒冷化の傾向がみえる。

2014年 (14年間）における数と等しい。
これら96事例の寒波についてそのピ ー クに対して合成図解析を行い 、 季節内における寒波の調整と寒気の流出過程を

季節内での寒波の数と強さを測定するために 、 10月 - 3月

図3に示す。 寒波のビ ー クに6日問先行 してバレンツ ・ カラの日平均 デ ータにおいて紅cticインデックスが+l. 度以上温

海の昇温が開始し 、 ユ ーラシア大陸沿岸の高圧偏差の成長にかく、 15日間の移動相関係数において-0.61 (95%有意）以ともなって中緯度カスピ海からチベット高原の北側にかけて上の事例を寒波流出の事例として抽出した。

一

寒気の蓄稽がみられる。 寒気の蓄積はビ ー クから4-6日で東近年における中緯度の寒冷化はこの寒波の数と相関して
おり 、 1971-2000年 (30年間）における寒波の数は 2001Sum匹 Tempe国ur<>
OJF 1971•2014

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1980

本講演ではバレンツ ・ カラ海の昇温の影響を過去の デ ータと近年で比較し、 寒波の数と強さが近年のトレンドを生み出しているメカニズムについて解説する。
Hori, M.E., et al., Recurrence of lntraseasonal Cold Air
Outbreal during the 2009/2010 Winter in Japan and its Ties
to the Atmospheric Condition over the Barents-Kara Sea,
SOLA, 2011, Vol. 7, 025-028, doi:10.2151/sola.2011-007
Hurrell, J. (1996). Influence of variations in extratropicalwintertime teleconnections on Northern Hemispheretemperature. Geophysical Research Letters, 23(6), 665668.

11

1970

に移動し 、 東アジアの寒冷化が生じている。

1990
Year

2000

2010

図1 : DJF平均のArcticインデックスと中緯度インデックスの経年変動

Inoue, J., Hori, M. E., & Takaya, K. (2012). The Role ofBarents Sea Ice in the Wintertime Cyclone Track andEmergence of a Warm-ArcticCold-Siberian Anomaly, 25(7),2561-2568. http://doi.org/doi: 10.1175/JCLI-D-11-00449.1

―7
- 3-

P107
冬季南極海における海氷密接度の季節内変動とENSOおよびSAMイベントとの関係について
嗚懺賢治儲農哨園大学，VictoriaUnivers切ofWellington)
James Renwick (VictoriaUnivers切ofWellington)
1. はじめに南極海における大気場と海氷の季節内変動として，
Babaand Waka1suchi(2001沢Babaet al. (2006)によって東進伝播を伴う変動が確認されている． ここでは， 一
般的な傾向を示し, ENSOやSAM(AAO)などのイベン
トについて考慮しなかった． そこで，今回はそれらのイベントについて考慮した上で， この領域の季節内変動について解析を行った．
2. データおよび解析識°
海氷データは， 1/4 daily OISSTに収録されている
゜
海氷密接度をlXl に修正ぽlj用したまた， 大気デ゜ータは日毎ECMWFの2X:Z を用い，30Sから9 0Sの範囲における地上気圧，2m気温及び，10m風速を利用した． 解析期間は1995年から 2014年までの20年の冬季(7-9月）である．
ENSOと SAM (.MO)については，NOAA/National
Weather Serviceにより提供されたインデックスを用い，それぞれ土0.5 を圃直とした．その分類を基に，5-60日のバンドパスを施し, EOF解析を行った． その後， 回帰分析した．

4. 園帰分析結果
海氷密接度のPCを用いて大気場のデータに回帰を行った（図2は SLP). 空間波数 3であり， 西南極を中心に振幅が大きい様子が現れた. ENSO イベント時には， 空間位相は各々東西にシフトしており， 海氷の位相とで整合性が認められた.SAMイベントについても
疇の結果力鳴られた． 何れも西南極海域芍鰯国が大きいことが確認された．
5. まとめ太平洋セクターである西南極海域を中心に振幅が大きく, ENSOや訊Mの影響による大気循環場が海
氷密接度の季節内変動に寄与していることが示唆された． 今回の解析から， 東進伝播だけではなく， 定在波
も海氷変動の一端をなしていることが明らかになった．
長周期帯を扱った先行研究と同様，ENSOのテレコネクションにより， 西南極の海氷変動に大きな影響を与えること因歯則しやすいが，SAMによっても同淘痴於影響されることは今後の課題となる．

‘、

3. EOFの結果
20年間の海氷密接度のEOF解析の結果は，EOFl(寄与率 7.4%)および同2 (同5.90/o) について，空間的な疇3カ湘詠縁を中心に 明瞭に現れ， 且つ， 西南極海域において振幅が大きいことが示された（図）．この形状を基にENSOと SAMイベントとの比較を行った．
ENSOイベント晰我k下は歴べる. ElNino時において，EOFIの寄与率は1 0.6%と大きくなり，空間位相分
布は波数3であり，20年間と比較すると若干東にずれていた. EOF2 (8.5%)と寄与率の大きさが似ているた
め，伝播性か否かを確認するために ， それぞれの時間関数のPCについてパワ ースペクトルを計算したその結果ほぼ一致するピークと独立したピークの双方の周期が検出された．ほぼ一致するピークは， 先行研
究同様の伝播性の波を補足していることが推測できる．
LaNina時において, EOFt寄与率は 12.2% (EOF2:
10.1%)であり，空間位相分布は概ね反転していた．パ
ワ ースペクトルの結果は，EINino時と周期は異なるが似た傾向が示された．
一方，SAMイベントについて次に示す. SAM+において, EOFIの寄与率は11 .00/o (EOF2 : 7.3%)であり，概ね20年間と同様な空間分布であった. SAM-においては，EOFlで同 8.5% (EOF2 : 6.5%) であり，空間位
相は20年間と比べ，反転していた．両者ともに パワ ーースペクトルの結果は， ピークの一致と独立の周期帯が確認された．

図1●'!1'"1!!f-ii' ��:Ji 11·''t 1"1�
1995-2014年における海氷密接度EOFl(a)と同2(b),図2螂熊鍍PCsを基にSIPへ回帰. (a)PCl, (b)PC2.

-74-

P108

JRA-55CHSを境界条件に用いたNHMによる大気応答その2
梅雨期東シナ海での黒潮上での対流活動＊

村崎万代 、 釜堀弘隆、 行本誠史、 小林ちあき（気象研究所）

J2N

Tsrf HS-CNTL(degree C} JUN 2004

30N

29N
28N

126E

127E

128E

129E

130E

131E

132E

囮l 2004 年 6 月平均地表面気温の差(HS-CNTLrun)
OMG HS-CNTL(hPo/h) 126E-129E JUN 2004

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100

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且：：
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結果

固1はNHMによる2004年6月の地表面気温の差 (HS-CNTL run)を示している。 SSTが高分解能化することにより黒潮が陽に表現され、南西諸島の東側に高温偏差が現れた。 図1中ABに沿った鉛直断面をとり、 上昇流の違いを見てみると、 地上気温の差の ピ ー ク付近で、 対流圏
中上層にまで上昇流に差が見られることがわかる。 これは、 Sasaki et al. (2013)の解析と整合性がある。同じAB上での6月降水量を見ると、上昇流が強化される位置で降水量の正のシグナ
ルが見られた。 このことは、 高解像度モデルでのダウンスケ ー リング結果は外側の境界条件に強く依存していること意味し、 日本付近の海流の大気への影響を考慮した細かい客観解析値の重要性を示唆している。 今後、 積分期間を延ばし、 結果を注意深く比較しながら解析を進めていく予定である。

9 6 7 8 9 9

＿-―-n

はじめに
近年、 日本周辺域における低気圧及び前線
活動は周辺の海面水温(SST)分布と密接に関係していることが観測、 モデルによる研究から明らかになり つつある (Miyama et al, 2012,
Nakamura et al, 2012)。 東シナ海は梅雨期において大気海洋間の相互作用が活発に行われている海域であり、 黒潮上では梅雨降水帯の対流活動が強化され深い対流が引き起こされることが報告されている(Xu et al. 2011, Sasaki et al.
2013)。
本研究では黒潮をある程度表現できる高解°像度SST(MGDSST: 分解能約0.25 )を使って作成した全球客観解析プロダクト(JRA-55CHS)を境界条件として使用し、 さらに高分解能なNHMをネスティングすることにより、海流による日本域の対流活動への影響を調査することを目的とする。
実験の設定
実験期間： 1ヶ月間 2004年6月
計算：タイムスライス(1BUTC初期値の30時
間積分で最初の6時間をスピンアップとし、その後の24時間について解析）
モデル：JMA-NHM水平分解能5km
CNTL-run (コントロ ー ルラン）：側面、 下部
境界条件はJRA-55C (COBE-SST版）を使用。
HS-run (高分解能SSTラン）：側面、 下部境
界条件はJRA-55CHSを使用。

図2 2004年6月上昇流の差(HS-CN丁L run)。
上向きが負を表す。

I

Precipitation HS-CNTL(mm/month) 126E-129E JUN 2004
goo
800

I

700
600
500

400
300

200
100

贔A

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-20

図3

―-75-

127E

12BE

129£

2004年6月月降水量の差(HS-CNTL run)P109
台風強度予報に向けた統計力学モデルSHIPSの開発＊大和田浩美、嶋田宇大 、山口宗彦、沢田雅洋（気象研究所）
1. 背景
台風進路予報については、数値 予報システムの改良等に伴い 精度が着実に向上している一 方、台
風強度予報については、目立った改善が見ら れ な
い 。この傾向は、 北西太平洋海域に限らず全海城
で共通しており、台風 予報の大きな課題となっている。こうした状況を踏まえ、気象 庁では
台風強度予報ガイダンスの開発を進めてい る。強度予報
ガイダンスは複数のモデルの強度予測の組み合わせで作成される予定であり、そのうちの1つ が
米 国 で 開 発 された統計力学モデ ル SHIPS(DeMaria and Kaplan1994)である。気象 研究所
では、米国のSHIPS開発関 係者との協力のもと 、
気象庁全球モデル(GSM)の 予 測 値を使った
SHIPSの開発を開始した。

4.

今後の予定
現在の 4つの説明変数を使 ったSIDPS で最大風速の予測を行い、GSMや発表予報 の最大風速と比較した精度評価を行 う 。併せて 、 説明変数の数を増やした際のインパクト、 気象衛星 「 ひまわり」 などから得ら れ る観測デー タ に基づく説明変数を追加した際のインパクト、お よび最適な説明
変数の組み合わせ などを調査する。
3 3

2 . SHIPSSHIPS は、台風の発達に関する気候学 的な物理量 （ 予報の初期時刻や台風の初期強度など）、発達の持続傾向(12時間前からの強度変化量）、および数値予報モデルの予測値に基づく 物理量 （鉛直シアなど）を説明変数 として 、各予測対象時間における強度変化量を重線形回帰式で求めるモデルである。現時点では、単独の利用では最も強度予測の精度 が 高い予測システムの1つと考えられている。
回帰式の 係数の決定 には、 重回帰分析用の充分な量のデー タセット（以降、単にデー タセットとする） が必要となるが 、 現時点では2000 年から2012 年までの気象庁ベストトラックデー タと気
象庁 55 年長期再解析の大気解析値から作成 したを利用した。これは、国立ハリケー
デー タセット
ンセンタ ー(NHC)のDeMaria博士から提供を受けた北西太平洋海域用の デー タセット （期間は2000年 から 2012年で 、 米軍合同台風警報センターが作成したベストトラックと米国環境予測センタ ーの大気解析値より作成）と同様に作成したものである。

係数をJMAとし 、DeM紅ia博士から提供を受け
たデ ー タセットから作成 した係数を NHCとした。
係数は標準偏回帰係数であり、絶対値で1 に近いほど影響力 があるとみなすことができる。 どち らの係数 も、 予測対象時間が短い段階ではPERの影響力が強く、予測対象時間が長くなるほど POTの影 響 力 が 強く な るこ と が わ かる 。 こ れは
DeMaria and Kaplan(l994)の結果と整合的である。ま た、JMAとNHCの 係数のふるまいが似ていることから 、 今回作成したデー タセットの妥当性を確認することができた。

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図1: 予測対象時間によるSHIPSの各回帰係数の値の変化。今回作成したデー タセットから作成した係数をJMA、DeMaria博士から提供を受けたデ ー タセットから作成した係数をNHCとした。
謝辞
気象研究所 におけるSffiPS の開発を進めるにあたり、ソ ー ス コー ドの提供や技術的な支援をいた
だいた米国海軍研究所のBuck Sampson博士、 コ
ロラド州立大学のKate Musgrave博士、国立ハ
リケ ーンセン タ ー のM紅k DeMaria 博士に感謝
いたし ま す 。

3. 説明変数の選択
米国で運用されているSHIPS の説明変数は、定期的に見直しが行われている。2013年の時点
では24個の変数が 説明変数 として 使用されている。気象研究所でのSHIPSの開発 にあたっては、
まず寄与率の高い4つの変数のみにしぼり、回帰
参考文献
式を決定することにした。これらの変数は、 「 初DeMaria, M., and J. Kaplan,1994: A statistical
期時刻における12時間前からの 最大風速の変化
hurricane intensity prediction scheme
量 (PER)」、「850 ·200 hPa の鉛直シアの大きさ
for the Atlantic basin. 節a.
(SffiPS)(SHDC)」、 「 ポテンシャル強度と 初期時刻におけ
Forecasting,
9, 20 9·2 20 .
「の差(POT)」、 850hPa の接線風速
る最大風速 との変化量(TWAT)」である。
図1は6時間から120時間までの予測対象時間
ごとに 、各回帰係数の値をプロットした図である。
図では今回準備したデー タセットから作成した

-76-

P110
将来の地域降水量変化におけるエアロゾル排出量シナリオヘの依存性

阿部

STE C ), 藤森真 一 郎（国環研）， 塩竃秀夫（国環研）， 川瀬宏明（気象研）
学(JAM

はじめに
PC
I C第5次報告書で用い られた 、気候モデルを使っ た 将 来気 候変 化 予 測 実 験 は 、 RCPs
(Representative ConcentrationPathways)とい
う 4つのシナリオを基にして行われた。4つのシナリオ ではエアロゾルやその前駆物質の 排出量につ いては将来十分に削減されることが期待されるというシナリオ条件のもとで作成さ れ 、 21
世紀半までに大きく削減される。 その た め、RCPを用いた将来予測実験 ではエアロゾルの効果が小さくなっている。しかし 、将来の エアロゾル排出量の 削減には大き な不確定性があり、必ずしも削減されるという わけではな い。また、エアロ
ゾル量の違いによ って、 温暖化に伴う降水量変化 が 異なるという研究結果があり、 パタ ー ンス
ケ ーリングを用いた将来の降水量変化の予測 にとっても、 エアロゾル条件の違いによる降水量
変化やその地域特性への影響を検証する必要がある。
以上のことから、本研究では、RCPの条件 とは異なる 、 将来の S02排出量変化を用いた 将来予測の実験を行い 、降水量変化 を中心に RCP 実験と比較を行った。

の 1℃上昇に対するPRの変化率は，RCP6.0に比べると小さく、 エアロゾルの条件の違いにより 、将来の全球平均気温1℃上昇あたりの 降水変化
量が異なることがわかる。
発表では、降水量変化の地理分布につ いても、実験間の違いを示し、将来の地域降水量変化予測とエアロゾルの関係を議論した い。

19-I.........
==

18

R80h802

RCP4.5

RCPS,S
RCP>.6
RCP6,0

17
16
15

＂

2010

2020

2030

2040

2050
2060
YEAR

2070

2080

2函

2100

國1. 全球年平均地表気温の時系列。舅IROC-ESMで行ったRCP実験とR60hS02実験。 すぺてアンサンブル平均値。 単位： [°C]。

実験条件と使用したモデル
環境研が開発している統合評価モデル A IMを用いて、将来の放射強制力を6.0とし 、S02排出量の 削減率が低いというシナリオ条件で、
S02排出量の将来変化 を求めた。RCP6.0の実験を基に、
S02 排出量のみを今回求めた排出量変化 に置き換えた 将来気候予測実験を MIROC-ESMを用いて行 った（実験名をR60hS02とする）。5 つのアンサ
ンブルメンバ ーを用意した。

2.84
2,80
2010

2020

203()

200>

2050

＂碑

2060

2070

2080

2090

2100

図2. 全球年平均降水量の時系列。MIROO-ESMで行ったRCP実験とR60hS02実験。すぺてアンサンブル平均値。単位： [mu/day]。
ASATvsAPR
10

二全二Z品2●4k )dビ d'g

結果
図1に、MIROC-ESMで行ったRCP実験とR60hS02
実験における 全球年平均地表気温(SAT)の時系列を示す。RCP6.0 に比べると、R60h S02実験のSATの上昇率は小さ
く、RCP6.0とR60h S02のSATの差は、2050年くらい から大きくなり始め、2100
゜
年 での差は約0.5 Cである。その ため、2100年で
はRC
P
6.0
より もRCP4.5の値に近い。
のSAT
図 2に全球年平均 降水量(PR)の時系列を図 1と同様に示す。SAT同様 、PRの増加率はRCP6.0に比べると、R60h S02 は小さく、 2100 年の差は約0 .05nnn/day である。また 、2100年では、R60hS02の PR はRCP4.5 より も小さい。
図3に、RCP6.0とR60hS02におけるSATの変化
量 とPRの変化量の関係を示す。R60h S02の SAT

SAT timeseries

℃

20

1 .0

1 .5

2.0
del_T2[K)

2.0

l.O

l.5

4.0

園3. 全球年平均地表気温[K]と全球年平均降水量変化[%]の調係。赤： RCP6.0, 青：R60hS02。直線、破線は回帰直線。

-77-

P111
太平洋北西部における大気エアロゾルの種類と鈴直分布＊村上樹

早坂忠裕（東北大院理）1. はじめに
太平洋北西部は黄砂などの土壌粒子と人為起源の
大気汚染粒子の両方が混在する地域である。 また、
大気 エ アロゾル粒子は太陽光を吸収・散乱する効果を持ち、放射過程を通して地球の気候に大きく影響している(Huangetal., 2006)。 しかしエ アロゾルの鉛直分布やそれによる放射特性の違いなど未解明な点が多 い。 そこで、 本研究ではCALIPSO衛星搭
載のライダー を用いて、 太平洋北西部における大気
エ アロゾル粒子の鉛直分布による放射特性の違いを解明することを目的とする。 今回は大気エアロゾル
粒子の種類、 鉛直分布、 光学的厚さなどの光学特性について解析を行い、 その違いをもたらす要因について考察をした。
2. 手法とデータ
本研究ではエ アロゾル粒子の種類、鉛庫分布は
CALIPSO衛星搭載のライダーCALIOPのVertical
Feature Mask(VFM)を用い、消散係数などの光学特性についてはAerosolLayer Productのデ ー タを用
いて解析を行った。対象領域は北緯30度から45度、
東経140度から180度とし、 期間は2014年の1年間とした。 また、 エ アロゾルの由来を調べるために
NOAAの後方流跡線と気象庁の天気図を使用した。
8. 結果・考察
図1に春(MAM)、夏(JJA)、秋( SON)、冬(DJF)のそれぞれの期間で平均した夜間の エ アロゾルの種
類別の鉛直分布を示す。 縦軸は高度で横軸は
CALIOPが粒子を検知した割合、グレ ー スケ ー ルでェアロゾルの種類を表す。 図1より、 エ アロゾルは
春、 夏は高度12km. まで検知され、 秋、 冬は高度10km. まで検知されており、 対流圏界面付近までエアロゾルが分布していることがわかった。 どの季節においても高度が高くなるにつれて海塩粒子を検知する割合が減少し、 高度4km以上ではダストと大気汚染粒子のみが検知された。 春は高度5km付近においてのダストなどの粒子を検知した割合が他の期間と比べて多くなっている。 後方流跡線の結果から、 中国の砂漠地域から飛来してきた粒子の影響を受けたと考えられる。
先行研究では、CALIOPは太陽光によるノイズのためにエ アロゾルを検知できない可能性が示唆されており(Meyer etal., 2013)、 本研究においても日中に高度5km. 以上ではエ アロゾルはほとんど検知されなかった。

4. 終わりに
今後はエ アロゾルが雲上にある場合とない場合、ェアロゾルのみがある場合で大気・地表面系に放射過程にどのような影響があるかを調べる予定である。

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図1. CALIOPによる各期間の夜間のエアロゾルの鉛直分布＇

NOAA HYSPUT MODEL

一畑枷加油sending at 1500 UTC 12 May 14
GDAS珈砿皿切t.alDala

図2.5月12日14:00北緯30度、東経156度における後方流跡線(ht畑//ready.arlnoaa.gov/HYSPLIT.php)
参考文献
Huang et al. ioos : Proc. Natl Acad. Sci. U. S. A, 103(12),4371―4376
Meyer.et al. 2013: J.Geophys.ATMOS, VOL. 118, 4801-4815

-78-

P112
富士山における新粒子生成の発生要因
片岡良太 ， 監物友幸 ， 須藤俊明 ， 川口尚輝 ， 岩本洋子， 三浦和彦（東京理科大学）

がったと考えられる。

程は新粒子生成(NewParticle Formation.NPF)と呼ばれ、《5. 謝辞》本観則はNPO法人「富士山測候所を活用する会」が宮士山頂

ナノ粒子の生成源となる重要な過程である。NPFの発生メカの測痴所施設の→祁を気象庁から借用筍国信営している期間に行われた。

ニズムは未解明な点が多く、様々な場所で観測を行う必要

本研究の一部よ科研費基盤研究C (24340017)の助曲こより行われた。

がある。富士山頂は自由対流圏内に位置すること が多く、 ア《参考文献》 1) Kulmala et al., On咋formation, gro咄1 andジア大陸や海洋からの物質の長距離輸送やバックグラウンド

composition of nucleation mode particle, Tellus, 53B, 479-490, 2001
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間に減少する傾向があり、夜間にNPFイベントの発生頻度は

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1281（ 灰2
固夜間の発生頻度 のほうが高かった。CSは日中に増加し、夜180す。 富士山頂では 日中·夜間を問わず頻繁にNPFが発生し、

品のNPFイベントの合計回数と、CSの時間ごとの平均値を示

5《3. 結果考察》圏1 に 2014、2015年夏季の富士山頂

1800
8
10

るため、谷風のトレ ーサーとしてラドン濃度を用いた。

[
Eu
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a
i
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E8
0 t¥き姜 A

用いて測定した。山頂で測定する風向は地形の影響を受け

100

ドン娘核種測定装置(JREC ES-7267またはES-7420)を

' Q·

0

ベントと定義した。また、前駆ガスの既存粒子への吸着のし

〗二

10 5

jg!

果から、20nm以下の粒子が高濃度になる時間帯をNPFイ

いほどNPFは起きやすいと考えられる。大気ラドン濃度はラ�子計数器(OPC, RION KC-01E)を用いて測定した。その結やすさを表す Condensation Sink (CS ) 1Jを求めた。CSが低．n"u 冷 14回
数．
•― ― も 20．

ー

測定器(SMPS, TSI 3034 または 3936N75)と光散乱式粒』で行った。エアロゾルの個数粒径分布を走査型移動度粒径

2N, 138.80 E)
138.73 E)及び山腹の太郎坊(12 90m,35.33

0.00お

0
2

《2. 方法》大気観 測は富士山 頂( 3776 m, 35.36 N,

5
2[回]謳回0ム八＜ャ ,ldN

夏季集中観測の結果をもとに、NPF発生要因を考察した。

ニピし。ニ

大気を 観測することに優れている。本研究では 富士山での．ー《1. はじめに》前駆ガスからエアロゾル粒子が生成する過増加した。つまり、夜間のほうがNPFの起きやすい環境であ」

太郎坊では谷風のあった8時から 17 時 の間にNPFイベン
ト が観測され、谷風による前駆ガスの輸送 が NPFの原因とa匹は ラドン濃度の増加が観測されたため、谷風によって前駆ガ

0000

スや既存粒子が輸送され、NPFイベントや CSの増加が起きたと考えられる。 CSがピークに達する 14 時頃にはNPFイベ
ントは収束し、 CSが減少した 20 時頃になって再度NPFが発生した。CSの相対的な減少 が夜間の イベント発生につな

g

'
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22 時にNPF イベント が発生した（図3)。日中 の イベント時に

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゜

考えられる（図2 )。山頂では 11 時から13 時と、20時から

100

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1
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ったと言える。図2、3に2015年8月12日の例を示す。

0:00

8/12

6:00

12:00

16:00

0:00

8/13

図3 8/12山頂について上図は粒径分布、下図はCS(実線）・ラドン談度（破線）。黒枠はNPFイベントを 、黒点はモー ド径を表す。

-79-

P113

平均放射温度測定手法における誤差要因の定量把握拿中島健 （東京理科大学大学院理工学研究科）
1. はじめに
平均放射温度(MRT}は新標準有効温度(SET')をはじめとした快適性評価指標の入力値として使用されており，
熱環境を考える上では非常に重要な意味を持つ．特に，都市の複雑な熱環境を考える上ではMRTをマクロスケールで把握することが肝要である．
現在に至るまでいくつかのMRT評価手法が 提案されてきた．しかしなが ら， それらの精度を包括的に検証した例は少ない．本研究では，現在提案されている種々のMRT評価手法について同時測定を行い， それらの性能について検討したので報告する．
2. 研究方法
MRT評価手法として， まず長短波放射測定器を用いた手法がある．この測定器を3 つ用いて上下，．東西，南北の6方向からの長短波放射を測定した手法と上下2 方向のみにする代わりに直達日射計を用いた手法とがある．
さらにグロ ー プ温度計を用いた手法も存在する．一 般的な黒球の温度計ではなく，灰色に塗装されたグローブ
温度計に加えて気温 ，風速計を用いた手法である．
6方向の放射測定と灰色グロ ー プ温度計とはThorsson(2007)によって，直達日射計を用いた2方向の放射測定は渡邊堀越(2012)によって示されている．
これらの計3 手法を用いて，東京理科大学野田キャンパス5号館（北緯35度55分7.6 秒，東経139度54分
31.7秒）の屋上に観測機器を設置し夏観測として2015年
9月22日に，冬観測として2016年1月25日に観測を行った．
また今回用いたすべての手法で人体のアルベドと射出率はそれぞれ0.3, 0.97と設定し，球に入る放射を想定している．
3. 結果と考察
夏観測，冬観測の結果をそれぞれ園1, 國2に 示す．
長短波放射測定器を用いた手法では季節によらず概ね同様の傾向が見られ，直達日射計を用いた2方向の放射測
定では正午を対称軸とした線対称に 近い滑らかな曲線を示した．それとかなり近い挙動を示したのが 6方向の放射測定である．ほとんどの範囲で2方向の放射測定と比
べて0~3℃過大評価した値であり，一番大きな差がある
ところでも5℃の過大評価にとどまった. 11時ごろに小さくへこむのが 特徴的で， その時には3℃の過小評価となった．
灰色グロ ー プ温度計を用いた測定では変動が大きいものの先の2つと比較しても概略は一 致しており，ほとん
どの範囲で差の絶対値は5℃に収まっている．しかし，夏季と冬季とでそれぞれ特徴的な差が みられた．夏季では正午から日の入りにかけて過大評価する傾向にあり，一番大きいところで15℃であった．一方，冬季では全体的に過小評価の傾向にあることが 挙げられ，特に夜間では過小評価が大きく，差がIO℃を超える瞬間も しばしば見うけられる．
以上のことから長短波放射測定器を用いた手法では，
季節問わず精度よくMRTを算出できることが分かった．反面，灰色グロ ー プ温度計を用いた場合は，夏季には午後の過大評価，冬季には夜間の過小評価がIO℃を超

仲吉信人（東京理科大学理工学部）

えてしまうことも分かった．
さらに ，灰色グロ ー ブ温度計を使う際には，ばらつきが大きいという問題点も生じている．この問題はグロ ー
プ温度計の応答性の悪さにある．これはグロ ー プ温度計の原理上仕方ない部分もあるが ， ばらつきを抑える方法はある．本研究では． グロ ー ブ球として塗装されたピンポン球を用い，1秒間隔で得られたデ ー タを1分平均することで結果を得たが，より小さいグロ ー ブ球の採用や
デ ー タ平均化の間隔を広げることでばらつきを抑えることができる．
4.

まとめ
長短波放射測定器を用いた測定では6方向の放射測定の場合に11 時ごろの過小評価が見られるが，概ね精度ょ
MRTを算出できることが分かった．
一方で，灰色グロ ー ブ 温度計を用いた手法では夏季には午後の過大評価，冬季には夜間の過小評価が目立った．また，測器の応答性の問題による測定値のばらつきもみられた．

<

謝辞
本研究はJSPS科研費26889057の助成を受けたものである．ここに謝意を示す．

，

参考文献
1. SThorsson, F Lindberg, I EliassonB Holmer: Different
methods for estimating the mean radiant temperature in an
outdoor urban setting, JnterScience, volume 27, issue 14,
p.1983-1993, 2007
2. 渡邊慎一 ，堀越哲美：測定に基づいた屋外における平均放射温度の算出方法，生気象学会雑誌，vol. 49,
No. 2, p. 49-59, 201280''-----··------·----

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Time
園1 夏観瓢の結果

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18:00
Time
國2 冬観測の結果

24:00

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P114
Line·by·line放射計算による湿潤大気の2つの圏界面レジ ー ム＊大西将徳しはしもとじょ ー じ 2 , 倉本圭3, 高橋芳幸 1 , 石渡正樹 3, 高橋康人 3 , 林祥介 l1神戸大学大学院理学研究科，2岡山大学大学院自然科学研究科，3北海道大学理学院
1.

はじめに
ハビタプル ゾ ー ンの内側境界は，暴走湿
室限界と水損失限界で特徴付けられ，Kastinetg al.I
( 993),
Kopparapuet
al.(2013)
は1次元モデルを用いて暴走温室限界，水損失限界を推定した ． これらの先行研究は
灰色大気による成層園温度の見積もりを参考に200K等温成層圏を仮定しているが，水損失限界の値はcoldtrapの温度に大きく左右される．
Kast inget
al.2( 015)は1次元放射対流平, , 恥〇を大気に衡モデルを用いて，N 2CO2も つ 惑星の温度プロファイルを推定した．
その結果，彼等はハビタブルゾ ー ンの推定には成層圏の温度を!SOKとすべきと結論
al.
(2013), Wolf&
している ． またLeconteet
Toon 2( 015)は3次元モデルを用いて鉛直
プロファイルを計算し，成層圏は1 40~!SOK程度と推定された． これらのモデルはk分布法を用いており，成層圏温度が灰色
大気を参考にした200Kよりも低く見積もられたのは，非灰色の効果による. ( econ
L
te
et
al.2
( 013))
Ark ing & Gros s m
a n (1972 )は理想的な吸つ 大気を考え，放射平収線形の吸収線を持衡にある大気の温度を推定した ． その結果
灰色大気に比べ，非灰色大気では上空の温度が下がることを示した．さらに波数による吸収断面積の違いが大きいほど上空の温度は低下し，L orentz線形の場合，太陽加熱がなければ，圧力=0 Paの極限で，湿度はOKとなると述べている ． この結果は，圧力の低い大気の温度の推定には，波数による吸収断面積の違いを慎重に扱う必要がある
ことを示している ．
Kastinetg al.2
( 015)などで推定された温度プロファイルでは，圏界面の圧力は，地表面温度によって1000Pa~ Pa付近と推I定されており，現在の地球と比較してかな
り低い圧力に圏界面が現れる．一方でそれらの先行研究は地球モデルを拡張した放射モデルを用いており，低い圧力の圏界面の温度が正しく評価できているか検討の余地
低い圧力の圏界而温度
がある ． 本研究では，を推定するために，吸収断面積の波数ごとの違いを十分表現できる l nei-by-li
放射ne
モデルにより圏界面温度(coltd rap)を推定することを目的とする ．

2.

モデル
本モデルでは，吸収線形にvo
i
gt線形を
仮定した
.voi
gt線形では，小波数領域では圧力広がり，大波数領域ではドップラ ー 広
がりにより吸収線幅が決まるため，小波数領域で吸収線幅の圧力依存性が大きい． つまり小波数領域ほど，低圧では吸収線幅が細くなり，高分解能な計算が求められる ．
本モデルの波数分解能は，
0 -3000 cm·1で2 m·1 であ
4 m·,1 3m· 以上で10-c
01 -c
000 c1る ． しかしこのような高波数分解能放射モ
デルでの放射対流平衡計箕は難しいため，成層圏は等温の温度プロファイルを仮定し，成層圏混度を変化させた場合の圏界面の放射加熱率の変化から圏界面温度を推定する．
大気は窒素(I bar)と水蒸気を含み，対流圏では飽和，成層臨の水蒸気混合比は 一 定とする ． 吸収断面積はHITRAN2008, MT
CKD連続吸収 モデルを用いており，放府伝
達は2流近似(Toonet
al.1( 989 ))を用いて計算する ．
3. 結果
図1 に圏界面の加熱率の正負の結果と，そこから推定される圏界面温度の範囲を示
す.0 は圏界面冷却，X は圏界面加熱を示している この結果から灰色の領域に圏界面の存在が示唆される ． 地表面温度によって，2つの圏界面レジ ー ムが実現すると考えられる ． 低温固界面は120K程 ）ir であり，このとき成屈幽水蒸気混合比は非常に小さ5 程度を超えるい ． 一方地表面湿度が34Kと高温圏界面が存在し，成層圏の混合比は高くなる ． 本研究で低湿圏界面が120Kと先行研究より低く推定されたことの要囚は，先行研究の波数解像度の問題，もしくは先行研究で含まれているCO2の影幣が考え
られる ．
220
0
0
0
図1圏界面の-;;;-ー20000
二9
加熱率の正負 ．
�芭 18000〇：圏界而冷却00
又圏界面加熱0000
灰色の領域に
0

王

に

100

-81-

300

320

圏界面の存在が示唆される340

surface temperature [Kl

360

P115
Study on the barotropic instability of steady Rossby-Haurwitz wave
*Han-Byeol Jeong, Hyeong-Bin Cheong, Hyun-Gyu Kang and M証Geun Jin(Department of environmental atmospheric sciences, Pukyong national university, Busan, Korea)

2. Method
The super-rotating zonal flow has no impact on thestability of the即wave, hence, the strength ofzonal flow
here is set to make it stationary for convenience. The non­divergent barotropic vorticity equation on the sphere islinearized with respect to the steady RI-i wave as:atcos0 QA,
I

誕-Vs--Vcos0 QA,,a(f+ら）

90N
SON
30N
EQ
30S
60S
90S
90N

(1)

60W

60E

1 20E

180

120W

60W

60N

EQ
30S

90S

゜

Figure 1 A steady Rossby-Haurwitz wave solution of thenon-divergent b紅otropic vorticity equation analyzed inthis study: The stJ·eainfunction (upper panel) and thevorticity (lower panel).
10.0
'ii

5.0

．コ 0.02000

The RH wave analyzed in this study is

対 mode (Fig.

I), whlch is used as a test case [I] for tlie shallow waterequations on the sphere. The eigenvalues of the linear
system are shown in Fig. 2, which ru·e divided into tlu·ee
gi·oups: Neutral, stable, and unstable groups. Eigenvectorsof the most unstable mode is presented in Fig. 3. It was
revealed that when the amplitude of出e asynunetric p紅tof RH wave exceeds a certain value, the stationary
unstable mode emerges. On出e other hand, when it is
weak enough only neutral modes exist. The stability of the
RH wave will be cliscussed ih the context of the test caseoftl1e shallow water models on the sphere (1,2).
4. References(I) Williamson, D. L., J.B. Drake, J. J. Hack, R. Jakob,
and P. N. Swarztrauber, 1992: A standard test set
for numerical approximation to the shallow water

1000

2000

3000 3721

Mode number

Mode number

3. Result and discussion

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1000

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2
”

1

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3

·-� -5.0

00 血
0
9

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a:

。
。
。

spectJ·al coefficients, and Q is a real-valued squarematrix. The eigensolution of the matrix is solved using amathematical package provided in Mathematica software.

120W

10 ⑮
0
0

aJ is the frequency, � is a column vector for the180{E ••t6•E long g06W

arranged into the matrix equation 成= Q�, where the

120E

呵

80
80
where/ is the Coriolis parameter, the subscript Sand theprime indicate means tl1e basic state皿d the pertw·bation,
respectively. The dependent variables are expanded withwave solution whose spatial structure is expressed by thespherical harmonic functions. Then, Eq. (I) can be

60E

30N

60S

＇

゜

゜

笠＝一土竺＿二竺equations in spherical geomeny. J. Comput. Phys.,I 02, 211-224[2] Skiba, Y. N, 2008: Nonlinear and linear instabilityon the Rossby-Haurwitz wave. J. Math. Sci., 149,
1708-1725.

゜

1. Introduction
Rossby-Haurwitz waves (RH waves) are known to be
the normal modes of the nonlinear vo11icity equation on
the sphere, which are composed of the zonally-symmetric(super-rotating part) part and asymmetric (wave) part. RH
waves can be either steady or unsteady depending on thestrength of the super-rotating zonal flow. They may beunstable if the amplitude of the wave becomes large dueto the strong shear. Stability of RH waves has been
investigated by many authors, but, mainly based on
numerical si.tnulations. In this study, the stability of the
RH waves is examined with the normal mode method,
assuming small-amplitude perturbed motions, to get
detailed information on the unstable modes.

Figure 2 Eigenvalues of the linear system on Eq.(l ), i.e.,the steady Rossby-Haurwitz wave solution in Fig. I: Realpart (a), imaginary part (b).
90N
60N
JON
EQ
30S
60S
60E

120E

180

120W

60W

0

Figure 3 Eigenvectors of the linear system: The most
unstable mode (vorticity)

-82-

P116
夏季太平洋側北極海における海上気象の予報精度
大島和裕 1 , JI/合義美 ！ ，堀正岳 1 , 猪上淳丸佐藤和敏 ？ ，西野茂人 1
l : 海洋研究開発機構，2: 国立極地研究所
背景
21世紀に入ってから全球平均気温は横ばいの状態が続
き ， 地麟暖化のハイエイタスと呼ばれて活発な研究が行われている(Kosaka and Xie 20l3, Watanabe et al. 2014など）。その主要因として地球幽援化の昇温と熱帯太平洋のラニーニャ的な自然変動が相殺したことが指摘されている。一方で気温の観測精度についても検討されている。
北極は全球で最も昇温が大きいものの， 現地観測データが少なく不確実性が高いため，長期変化傾向の把握が困難な地域である。また， より短時問スケールの現象である低気圧や海上風といった気象の予測に対する北極の高恩気象観測の重要性が最近報皆されている(Yamazakietal.
2015, lnoue et al.2015)。これらのことから北極海上の現地
気象観測は， 北極域における気候変動と気象の監視にとって重要な役割を果たしていると言える。
2015年みらい北極航海
海洋地球研究船「みらい」は ， 2015年の海氷面租が最少となる9 月に，北極海太平洋側のチュクチ海・ボー フ
ォ ー ト海において，各種海洋観測および気象観測を実施
しt-=., これらの観測は海氷や波浪の状況に依存するため，
みらいでは気象庁全球数値予報モデル(GPV)の予報データとAMSR2 の海氷データを参照しながら， 現場で翌日以降の観測計画を検討する。特にCl'Dや係留系設樅な
どの海洋観測は波の影響を大きく受けるため， 風速の正確な予報が求められる。また海上風ば悔氷の動きにも影
磐!i:-るため重要な情報である。
正確な天気予報には ， 高度な数値モデルとデータ同化
手法に加えて精度の高い初期値が必要であり ， 初期値の検証と改善には現地観測データが必須である。みらいの観測データはGTS(Global Teleconnection System)へ配信
しており，初期値の作成に利用されて天気予報に反映されると共に， 大気再解析データにも利用され，限られた期間と場所ではあるものの観測空白域である北極の気候
変動と気象の監視に役V.てられている。2015年9月の観測期間の前半から中盤(9/6~9123)にはバロ ー沖においてボー フォ ー ト高気圧の縁辺での強風と高気圧の静穏な状態が観測され，終盤(9/24以降） にはチュクチ海上を通過する低気圧に伴う前線と低気圧の中心が観測された。
図1 2015年9月のチュク 15
チ海におけるSLPの予報：；
誤差。縦軸は平均二乗誤差：；(RMSE)の領域平均(70° :~80°N, 180° ~140°W)':
横軸は予報日数。灰色線は：
日々のRMSE( 30 日分） ，黒線は30日間の平均。 ',14

ラジオゾンデやドップラー レー ダー観測から， これらの北極海上の日々の気象の時空間変化を捉えられた。 しかし， GPVの予報では低知王と海上風が弱い印象を受けた3
2015年9月の予報精度
チュクチ海の海面気圧(SLP )についてGPVの予報値と解析値を比較すると，1日後や2日後の予報は解析値とほぽ一致していたが， 3日予報には解析値とのずれがみられ，それ以降の予報でぱ徐々にずれが大きくなっていた（図I)。9月28日の低気圧がみらいに近づいた事例では，2日予報（図2上） と解析値の差は小さいが ， 5日予報（図2下）では低知王と周囲の高気圧の位置がずれていi� 結
果として海上風も解析値とは位置関係がずれた予報となっていt;::., このような総観場のずれは他の日においても 3日より長い予報でみられ， 現場観測での印象と整合して
おり ， 予報値には系統的なバイアスであると考えられる。
09/26 12UTC+2心,... ,�.�.,＾固2 2015年9月 2 8
日12Zにチュクチ海上で観測された低気圧とその予報誤差。等値線
はSLPの解析値で，陰影は予報値と解析値の差。上図は2日前の26日12Z, 下図は5日前の23日12Zをそれぞれ初期値とした予報と解析値の差。X印
はみらいの位置。
予報初期値の再現性
みらいの現地観測データは GTS吋配信しているため，
GPVの1鞘斤値は観測値に近くなると期待されるが，これまでの我々の解析から地表付近や境界層圏界面付近で両者にずれがみられることが分かっている。 これらの再現性には，観測データが同化データとして採用されるかどうか，境界条件の取り 扱い方， 地表付近では特に極域を樹敗づける雪氷プロセスの扱い方による影響， また圏
界面と境界層ではモデルの鉛直解像度が影靱しているのではないかと考えられる。これらの解析値のばらつきは
初期値のばらつきとして上記のような予報の不確実性に関係すると予想される。
今後は TIGGE (THORPEX nI teractive Grand Global
Ensemble )による世界各国の気象機関によるf慨斤値と予報値む僻析し， みらいで同様の観測を行った 2013年と2014年の解析や他地域との比較を予定している。
謝辞 みらいの観測実施にあたっては船長 ， 乗組員，
GOD! とMWJの観測技術員の方々にお世話になりました。

-83-

P117
―

台風全域ラ ー ジ ・ エディ ・ シ 、ュレ ー ソョンで再現された壁雲内の組織構造＊伊藤純至（気象研・東大大気海洋研）、 大泉伝（海洋開発研究機構）、 新野宏（東大大気海洋研）
l. はじめに「京」スー パ ー コンビュー タを利用した気象庁非乱流過程(Deardrofl'1970)を遥入する。

静力学モデルの大規模並列計算により、 台風全域を風を発達させる。台風が十分発達した120時間後のカバーする広い 領域を設定しながら、 水平解像度を計算結果を線形内挿し、 水平解像度 100mのLES

高めた 「台風全域ラ ー ジ・エディ ・ シミュレー ショの初期値とした。

はじめに水平解像度2 Ianのランで初期渦から台ン(LES)」を実現し、地表面に近い境界層内の組織構造についてこれまで発表した（伊藤ら、 気象学会

3. 壁雲内の組織構造

2014年秋、 2015年秋など）。LESで再現された台ー

風換界層内では、 ロ ル構造が顕在化しており、 壁がある半径において、 大まかに壁雲に沿うような、雲の直下の境界層内では最大）恥墾半径より外側に、円錐表面上の鉛直断面における鉛直速度をみた（図動径風とほぼ平行な軸をもっロ ルと、 最大風速半2)。高度1km以下の境界層内にロ ール楠造に対応

径よりやや内側では接線風とほぼ平行な軸をもっロする鉛直速度の振幅がみられる一方、 より高い高度ー

ルがみつかった。

においても鉛直方向に連続した鉛直流のパター ンが一あることがわかる。

ーI

図lにみられる筋状の構造を抽出するため、 壁雲

方で、 台）乱全体の構造を示すために作成した水物質分布の3次元分布では、 ・境界層より上の壁雲表

そのようなパター ン は境界層内のロ ール構造と比面に筋状のパター ンがみえる（図1)。本発表ではこ較して、 波長が2倍程度長い。位相は高度が高くなのような境界層より上の壁雲内にみられる組織構造

るほど遅れている。 壁雲付近では、 周平均の鉛直流に注目する。

は上昇流となるが、 各高度の水平断面でみると、 上
昇流域と下降流域が図2 のパター ンに沿って並んで

2.

「台風全域 LES 」の実験設定

いた。

大泉ら（気象学会2014年春）によって 「京」向けに
チュ ー ニングされた気象庁非静力学モデルを用いる。

謝辞

水平解像度は100 m、 鉛直格子は60層で、 高度と饂文の結果は、理化字麟所のスー パーコンビュ
ータ「京」を利用して得られた（課題番号：hpl20282 、

一

ともに 定のストレッチをかけるが、 境界層内の鉛直解像度は100m程度を維持する。側面は2重周期

課題代表者：斉藤和雄）。 本研究の実施にあたり、 文である。領域は2000 ]anx2000 l<1nx24 l血である。

部科学省のI-IPCI戦略プログラムの助成を受けた。

1モー メントバルク法の雲物理(qc,qr,qs,qci,qg) と
10000

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)
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0

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Q.:!'-lll

図2:

図1 : 再現された台風の3次元可視化結果。台

-1.5

0

-84-

3

4,5

周方向に展開した壁雲に沿う鉛直

疇i内の鉛「麟渡。

風中心付近の水物質分布。

1.5

(mis
)

6

P118

TRMM衛星とGPM衛星の陸面マイクロ波射出率分布＊古澤（秋元）文江・増永浩彦（名古屋大学地球水循環研究センタ

1

はじめに

2

方法と結果

熱帯降雨観 測衛星 (TRMM) と全球降 水 観 測 計画
(GPM)の主衛星に搭載されているマイクロ波観測装
置(TMI/GMI)の輝度温度から、 陸面マイクロ波射出率cの分布を尊出した。 この研究はGPMのマイクロ波放射計の陸域 降水推定精度の 向上を目指したアルゴ
リズム開発プロジェクトの一 貫であり、 降雨レ ー ダでー
無降水と判定された領域の€の瞬時値デ タセットを作成している。 降水判定のためには 、 TR.NIMの場合
は降雨レ ー ダ( PR)を 、 GPMの場合はTR.MMとの連ー続性を確保するため 、 2周波降雨レ ダ(DPR)のうちTRMMと同じKu帯の降雨レ ー ダを使用し独自に降水が確実にないという判定を行いcの瞬時値を計算した。
GPMによってTRMM では得られなかった37度よリ
高緯度の€を得ることができた。
さらに 、 瞬時値デー タセットから月平均のcを作成し 、ー
TRMMについては199 8~2012年の15年デ タセッ
トからトレンド分布を導出した。GPMの結果は、TMIの周波数と近い9チャンネルの輝度温度から計算した€からの連続性を調べた。 また 、 輝度温度は共通で 、 大気ー
情報として長期再解析JRA-25/JCDASデ タとERA­ーを比較した。
タから導出した場合の€など
Interimデ
その結果 、 各デ ー タセットの短所が推測できた。
TRMM-cの無降水域陸面 瞬時値デ タベ スは、 0.2
度格子のTMIの9チャンネルの輝度温度から放射計算を行ない瞬時値を浮出したものである(TRMM v7使用）[1]。TRMM-PRがTMIとほぽ同時（約1 分） に同じ領域を観測していることを利用し 、 降水の有無を PRを使って判定することによリ、 無降水域を選んでいる。
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PRは降水が確実にあるという判定（閾値3u)に加え 、全くないという判定(1.28u)がなされておリ、 本解析では後者を使用した。 放射については期再解析JRA25/JCDASデ ー タやERA-Interimを使用し[2] を参考に 計算した。
GPM-€のデ ー タベースは 、 降水の有無をDPR-Kuを使って判定し、GM! の輝度温度(LlB)から導出 した(GPM v03)。DPR-KuはTRMM-PRと 同じ周波数であるが 、 感度が格段に 向上しており[3] 、 降水判定精度の向上が予想される。そこ で、DPRのKu帯レ ー ダでは 、 降水が確実にあるという判定(3u)しかない。そのため 、 TRMMとの連続性を確保するため独自に降水が確実にないという判定を行い、€の瞬時値を計算した。
判定方法は 、 各 angle bin毎にclutter free bottomよリ上空においてl.28uを越えるrange binの数 Nを調べ、0.2度格子内のNのangle bin平均値xが 5より小さい場合とした。閾値を入れる前の結果 を図1に示す(x=5の結果は略）。TRMMとの同時観測をした 2014
年 8月のcの分布を引算して頻度 分布を求めた結果 、 半
値幅が~0.1のほぽ対象な 分布となっていることを確認した（図 2)。
J恥-25/JCDASとE恥-Interimからそれぞれ求めた
TR.MM-€の月平均 分布を比較し 、 違いの原因は温度の過小評価によるものであると考えられた。他の寄与についても調査したが全9チャンネルに共通して大き くはなかった。cと地表面温度の積を比べて確認した所 、
全9チャンネルともにお互いに近い値となった。 つまリ、 違いの原因はERA-Interimの夜のチペット高原周
辺 、 JRA-25の昼のアフリカ大陸南部などでの温度の過小評価によるものであると 結論付けられた。
さらに、各格子毎に 月毎の変動を調べ 、 トレンド分布を作成した[4]。10GHzの水平偏波の結果を図3に示すー( J恥25の結果）。scaleの単位は［年 l jである。JRA25
やERA-Interimから出したトレンドの共通の特徴を明かにした。

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P119

ウィントプロファイラ用デジタル受信機の開発＊山本真之 1 . 川村誠治 1. 西村耕司 2
1NICT, 2 極地研

研究の背景

ウィンドプロファイラ(WPR)は、睛天域の風速3成分（鉛直流・東西風・南北風）の高度プロファイルを計測する。また、WPRは、大気乱流等に伴う気温や水蒸気変動により生成される電波散乱（晴天エ コー ）を受信する。そのため、WPRは大気乱流の観測手段としても有用である。
近年、レーダイメ ー ジング技術の開発が進んでいる。レンジイメ ー ジング (RIM) は、多周波切替え送信と適応信号処理を用いることで、WPRの鉛直分解能を向上させる。コ ヒー レントレ ー ダイメ ー ジング (CRI)
は、多チャンネル受信と適応信号処理を用いること
で、WPR の角度分解能を向上させる。また、複数のサプアレイから得られる受信信号を用いた適応信号処理を行うことで、アダプティプなクラッタ抑圧が可能である。
レー ダイメー ジングを含むWPRの技術開発には、
リアルタイムデー タ 処理の機能変更・追加が容易な受信機が必要である。そのため、NICTでは、柔軟に
リアルタイムデー タ処理を構成できるデジタル受信機の開発に取り組んでいる。

デジタル受信機の特徴

受信機のシステムを構築している。デジタル受信機の特徴は以下の通りである。
(1)複数チャンネルの同時デー タ取得が可能である。
レーダ本体との同期のため、 1 つのチャンネルでトリガ信号を受信する。他のチャンネルは、主アンテナあるいはサブアレイからの中間周波数(IF)信号を受信する。図は、アダプティブクラッタ抑圧に用いる、主アンテナと3基のサプアレイを用いたデジタル受信機の構成例を示す。
(2)多チャンネル受信に要求される高速デ ー タ転送のため、10ギガビット・イー サネットのインタフェースを持つUSRPX310を用いている。
(3) OpenMP を用いたマルチスレッド処理により、ワークステー ションにおけるリアルタイムデー タ処理を高速化している。
講演では、デジタル受信機の構成及びリアルタイム
信号処理の詳細を述べる。

崖

本研究課題は、科研費挑戦的萌芽研究（課題番号25610138)・科研費基盤研究B (26281008)の助成を受けて実施されている。

NICT の有するWPR(LQ-13)を用いて、デジタル
Trigger

Main
Antenna

Subarray#1

Subarray#2

Subarray#3:i
auJa4:i
W :i
1
qe61
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USRPX310．．

Data Taking Thread＇＇•ー●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●ニニ —―ー一•• - COiiect data from USRPs.
; - Perform ranging.

．l

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I

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Signal Processing Thread.......●●ー一●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●●: - Execute filtering in range.
II - Deoode phase-modulated• received signals.
- Average data In timeI
II (coherent integration).
; - store data to a hard disk.
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SharedMemory

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Workstation

図：デジタル受信機の構成例。
-86-

P120
フェ ー ズドアレイ気象レ ー ダ ー のデ ー タ品質管理～ビッグデ ー タ同化に向けて ～＊磯田総子 、 佐藤晋介、 花土弘(NICT) 牛尾知雄（大阪大）三好建正（理研）

1. はじめに
我々はゲリラ豪雨に代表される局地的な現象に対して 、 フェ ーズドアレイ気象レ ー ダ ー (PAWR) (牛尾ほか，2012) と京 ンピュ ー タを用いた「ビッグデ ー タ同化」により 、 100m メッシュで 30 秒ごとに 30 分のリー
ドタイムで数値予測するプロジェクトに取り組んでいる (Miyoshi et al.,2016) 。 精度の良い予測を行うためには同化する観測デ ータの品質管理が重要であり 、
例えば 、 反射強度デ ータからは地表面クラッタ等の非ー降水を判別し 、 ドップラー 速度からはさまざまな原因のノイズデ ータを削除する必要がある。 本研究では 、 PAWR で観測される反射強度とドップラー 速度について 、 ビッグデータ同化のための高速なリアルタ
イム品質管理のアルゴリズム開発を目的とする。
コ

合は最初から計算しないとすることもできる。さらに 、
層状性降水に対してほとんど効果がないパラメー タも存在する。 このような検討を進めてエ ー の形状によコーって利用しないパラメー タを設定することで 、
形状判定の計算を含めても、 品質管理に要するト ー タルの計罫時間が短縮できると考えている。 さらに 、 計
算速度の高速化に関しては 、 OpenMP を利用して計算する区域を分けた上で 、 各パラメー タを並列に計算する予定である。
コエエコ

2. 従来の品質管理手法
これま でのビッグデ ー タ 同 化実験に お い ては 、
PAWR のデ ータ品質管理は Ruiz et al., (2015)のアル
ゴリズムを使用してきた。 そこでは 、 地表面クラッタ
エコ ーの特徴を表すいくつかのバラメ ー タの条件つき確率分布関数から 、 降水エコ ー か非降水エ ー でないかを単純ベイズ分類法で統計的に判断している。 非降°
水エ ー と判断するパラメー タとして、 あるヒ クセル
周りにおけるエコ ー の分散（分散が大きければ非降水ェコ ーの可能性が大きい） 、 ドップラー 速度の平均（地ーの時間的変表面クラッタでは速度が0となる） 、動（大きければ非降水エコ ー である可能性が高い） 、 反
射強度の高度による減少率（地表面クラッタは高度が増えるにつれて反射強度が急激に減少する）を用いて 、°
粂件付確率の積としてそのヒ クセルが降水エコ ー によるものかどうかを判断している。 また 、 これらの統計的手法の前に 、 地形の影響によるプロッキングの除去 、
およぴスペックルフィルタを用いた斑状の細かいノイズデ ー タの除去を行っている。 これまでの方法では 30
秒以上の処理時間が必要で 、 そのままリアルタイム処理を行うのは困難であった。
コ

4. 汎用性のある品質管理
今後のリアルタイム 30 秒デ ー タ同化で扱う様々なタイプの降水に対応できるように 、 これまで観測された多くの事例を使って 、 各パラメータの条件つき確率
頻度分布を改定するとともに、 対流性・層状性、 その他の降水システムで用いるパラメー タの検討を進めている。 条件つき確率頻度分布は組織化された降水シス
テムと孤立和乱雲の場合では異なると考えられるが 、その扱いがベイズ法でうまく処理できるかも確認する必要があると考える。 なお 、 品質管理の結果はクオリ
テイ ントロー ル(QC)フラグファイルとして作成
して 、 それを Level2 デ ータとともに供給する。
コ

コ

エコ

600

Suita_150817-010005 EL No. 3

400.
EnN afiue1::1

3. 品質管理の高速化
本研究では。 まず Ruiz et al., (2015)のアルゴリズム
における課題であった計算速度の高速化に取り組む。
前述の品質管理のパラメータの有効性はエ ー の形状（屑状性・対流性） に大きく左右されるため、 本研究
では、 層状性・対流性降水の判別を行ったのちに 、 利
用するパラメータの選択を検討する， 図lは反射強度の芯度方向の変化率によるパラメータを用いて地表面
クラッタを判別した結果であり 、 図の黒い部分が非降°
水エコ ー と判別されたヒ クセルである。 特に丸で囲まれた部分では 、 水平断面で見る限りは明らかに降水工ーと考えられるが 、 このバラメ ータでは非降水 コーと判別された領域である。 対流性エコ ー であれば、同度によって反射強度が増大していくことも多いが、層状性では高度によって反射強度が減少することが多く 、 この例のようにその減少率が大きいと非降ー
水と判断されることがある。 このような場合がどのような事例でどの程度出現するかは詳しく調べる必要があるが 、 このパラメータ計箕は層状性降水の場

5. まとめ本研究では 、 リアルタイムのデ ータ同化に向けて 、
10 秒以内の高速なデ ータ品質管理を行うことができるアルゴリズム開発を目指している。 今後 、 さまざまな事例に対してパラメータの有効性を確認しながら 、
品質管理手法の高速化を進めていきたい。

200

20

コ

エコ ー

エコ

咤£

-600
-600

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エ

コ

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200

400

600

Ze

囮1 : 層状性降水において高度による反射強度の減少
゜率を用いて非降水エ ー と判断されたヒ クセル（黒い部分）。 3 番目の仰角の PPI 面。
コ

本研究は JST CREST の支援を受けたものである。
［参考文献］
牛尾 、 ほか 、 2012 秋季大会予稿集 Bll7
Miyoshi, et al. 2016 : BAMS (in press).
Ruiz, et al.,2015: SOLA, vol.11,48-52.

-87-

船舶レ ー ダ ー による降雨鉛直観測の試み＊松井貴裕・小田僚子 （千菓工業大学）• 藤吉康志（北海道大学）

F

P121

1 . はじめに首都圏ではゲリラ豪雨とも称される局地的大雨の発生による都市水害が深刻化しているしかしながら ， 降雨が地上に到達するまで の上空の乱流変動については観測事例が少ないことから不明な点が多い．
そこで本研究では， 降雨プロセスの詳細な時空間挙図ー1 観測地点

動（鉛直断面）を捉える目的 で ， 気象レ ーダ ーに比べ

図 ー2 船舶レ ー ダ ーの外観て設置が容易かつはるかに高い時間・空間分解能で雨雲を捉えることが可能な船舶レ ーダ ー を東京湾沿岸部に設置したここでは ， 複雑な降雨プロセスを示した対流性降雨の事例について紹介する ．
2. 観測概要
東京湾沿岸部にある千葉工業大学新習志野キャン
パスの建物屋上に ， Xバンド( 9,410M[-lz)の船舶レー

ダ ーと複合気象装置を設置し ，2015年4月より銀測を開始した （図 ー1). アンテナを縦向きに取り付けることで， 高い時間・空間分解能（約2秒，12m分解能）で降雨の鉛直分布を捉えることが可能である（図 ー2参照）． なお ， 南北断面の降雨を捉える設定とし ， 観測範囲は鉛直方向 に約4NM (約7.4km ,INM=l.852 km), 水平（南北）方向に約2NM(約3.7
km )である（図 ー1中の白線）． 複合気象装樅では降
雨品 ，気温， 混合比， 風向， 風速，気圧を測定している．
3 対流性降雨の鉛直構造
図 ー 3は 2015年6月 23日19:25~20:50において観測された降雨の鉛直構造である． 白色が濃いほど降雨エコ ー強度が強いことを意味する． 降雨エコ ーはー

3
観測地点の南側から発生していた（図 (a)中の表記参照）• 19:25 には上昇流によって雨が巻き上がって3. 19:00の地上風分いる様子が確認できる（図 (a))
ー

布では観測地点に風が収束してお り， 19:30~20:00にかけて気温が急激に低下していることから冷たい空気塊が流入していることが考えられる19:50には降雨エコーが強まり複合気象装憫でも 10 分間降水品

3. 20:I6では南側では強12mmを親測した （図ー(b))
い降雨エコ

ー

を示しているのに対し北側では

一

時的

3
それと対応してに降雨が弱まっており（図 ー(c)),
20:30の 10分間降水最は 2.51runと急激に減少していたその後再度降雨エコーが強まった後徐々に弱3い降雨に変わっていく様子が観測された（図 ー (d)).

-150
図 ー 3 2015年6月23日19:25~20:
対流性降雨の鉛直構造

晶直鷹閃れた高さ 3.5km付近に融解屈に見られるプライトバンドが確認できるが， 明瞭なバンド構造になっていない
ことから，上空の粒子があられであったことが分かる ． 降雨エコ ーが短い時間で発生•発達し終息する複
雑な降雨形態を示した．
4. 今後の展望
気象レ ーダ ー として通常では使用しない船舶レ ーダ ー を使用し ， アンテナを鉛直方向に
本研究では ，

回転させることで降雨の鉛直分布を捉えることを試みた ． その結果 ， 降雨の発生•発達から終息していく
一連の降雨プロセスを観測することができた ． また ，

降雨時間 中に風向 が変化し 一 時的に降雨が弱まる様子も観測された今後はライダ ーによる下居風硯測も同期することで ， 降雨発生前から発生後の大気乱流状態の変化も併せて 解析・考察していきたいと考
えている

-88-

P122
雲微物理過程のエアロゾル均一核形成の不確定性に対する感度0梶野瑞王（気象研究所、 理研計算科学）＜佐藤陽祐（理研計算科学、 気象研究所）
雲凝結核 (CCN, cloud condensation nuclei) として

Kuang et al. (2008) は、世界の各地点における均一

働く エ アロゾルは、 雲形成時に初期雲粒数密度に変核生成速度の観測値は、 硫酸ガス猿度の関数として化をもたらすため、 その後の雲の成長、 降水、

良く近似できるが、消滅

パ ラメー タの幅は3桁程度変化

過程に影響を及ぼすと考えられるが、 エ アロゾルのし得るとした。 そこで、 本研究ではその3桁の幅が影響は雲システムによって降水を強める方向にも弱どの程度、 雲の性状に変化をもたらすのかを調べる

め る方向にも働き、ために、定最的な評価が容易ではない(Rosenfeld et al., 2008) 。 これまでモデルによってエ図に warm bubble 実験の結果を 一 例として示す

アロゾルの雲・降水過程への影饗は大きいことが示（左は 対流セル中心部の水平鉛直断面のスナップシ

されては来たものの、 雲微物理過程のモデリングはョット、 右は 対流セル中心部の地上降水強度の時系

不確定性が大きく、雲微物理過程の解法が異なれば、列）。領域は水平 40X40 km、 高さ 20km、 △ x = △y

予測される雲・降水の性質も大きく変わり得ること＝ △ z = 500 m である。 積分時問は 1 時間で、 30 分が示された (Sato et al., 2015) 。 また、 CCN の数濃度後に地上降水強度は最大となる。 エ アロゾルの初期を決定するエアロゾルの粒径分布についてもまた不濃度は 10 /cm3 とし、 均 一核形成のパラメー タを2確定性が高く、エ アロゾルの数談度予測もまた簡単

桁変化させたときの地上降水強度の違いを右図に2(Liu et al., 2012) 。 さらに エ アロゾルの数本の線で示している。 Warm bubble 理想実験においエ アロゾIレの均 一 核形成についてては、 均 一核形成が速く、 雲凝結核濃度が多くなる

は、 メカニズム自体はいまだ十分明らかにされては場合（矢印付）は、 降水の開始時刻が遅れて降水強しヽなVヽ゜

度のヒ ークは弛くなる傾向が見られた。 発表では、ではない濃度を決定する、°

初期 エ アロゾlレ猿度、 均 一核形成速度、 エ アロゾlレ

形成の不確定性が、 雲微物理過程に及ぼす影幣を調

吸湿性、 雲微物理サブモデルを変えた実験を、 感度べるために、 ラ

ー ジエ ディ ー シミュレ ーション LES

＼

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核形成、プラウン凝集、凝縮成長過程を粒径1 runか

3

寄
滋 2

．
．

を用いた。 均 一

5 △
,
'c

ー メントビン法 (Kajino et al., 2013)

·
.
、 ヽ
9

および貿易風稜雲の再現実験(BOMEXプ

ロジェクト）を行った。 エ アロゾルモデルは、 3モ

.
‘
,．ヽ

を用いて、 理想実験 (warm

叫 5 ,4 団 ~・ょC

bubble)する。

33 2 E S ^ 3 ヵ 2 "2015; Sato et al., 2015)の大きさを比較して、 各 パ ラメ ー タの重要性を評価

ーを実装した気象モデル SCALE-LES (Nishizawa et al.,

＿
..
＿＿＿
|
＇

以上の背最から本研究では、 エ アロゾIレの均 一核らダイナミカルに解くことが出来る。 エ アロゾIレの図．（左） 対流中心部の 22 分後の相 対湿度の水平・動力学過程は、 気相・粒子相の化学反応と密接に関

鉛直断面図、（右）対流中心部の地上降水強度(mm/h)。

ーー

連しているため、 通常数百のオ ダ の化学反応を考慮して計箕される (Kajino et al., 2012) 。 ここでは参考文献

詳述は避けるが、 化学種を吸湿性いこ縮約し、 化学

Kajino M. ctal., 2012, doi:I0.5194/acp-1211833-2012.

反応の結果生じる凝縮性物質の生成速度を、 粒子のKajino M. etal., 2013, doi:10.1002/jgrd.50685.
Kuang et al., 2008, doi:10.I 029/200710009253.

凝縮（蒸発）率として外部境界条件として与えるこ

Liu X. etal., 2012, doi:10.5194/gmd-5-709-2012.

とにより、 化学反応を解かなくても エ アロゾIレの動Nishizawa S. et al., 2015, doi:10.1054/gmd-8-3393-2015.

力学を考慮できる仕組みを確立している。

Sato, Y. etal., 2015, doi:IO.ll86/s40645-015-0053-6
Rosenfold, D. etal., 2008, doi:10.1126/science.1160606.

-89-

P123

雲解像モデルCReSS雲物理過程のGPUへの適用性について
山岸孝輝•井上孝洋（高度情報科学技術A形芍紺肯）、坪木和久（名古屋大学宇宙i胆斑慰寛研究所）
1. はじめにグラフィック処理用の GPU(GraphicsProcessingUnit)はその高い演箕性能、 プロセッサ ーメモリ間 での裔
いデー タ転送速度に加え、 裔い電力効率かつ低 コ ストといった利点があり、 数値シミュレー ションヘの適用が広＜且つ急速に進められている。
我々は雲解像モデルCReSSの高速且つ高解像度 での実行を 低コストにて実現すること、 並びに気象・気候モデ
JレのGPU への適用にて求められる知見の蓄積を目標として、CReSSのGPUへの適用と最適化を行っており、これまでに雲物理過程 へ適用した結果を紹介した（山岸他、 2015年秋季大会）。 本発表では、 適用した結果を詳細に解析した結果を紹介する。
2. GPUによる並列化の特徴と最適化
東京工業大学のTSUBAME2.5にも採用されている最新のGPUは、2668個もの演算 コ アを持ち、 それらが並列に動作すること で高い演算性能を 実現する（図 1 )。 このような構造で効率 的に計算を行うには、 「豊富なデー
夕並列性」 「メモリヘの連続したアクセス」 「 同 一命令の連続したデー タに対して発行」 「メモリアクセスの局所性」らが基本として求められる。 これらの基本に基づいてCReSSの雲物理過程のGPUへの適用と最適化を行った 。 そ の 際 、 CReSS 本 体 のコ ー ド(CPU 版 ） へ
Ope nACC の指示行を挿入する手法で進めており、 コードの修正は最小限に留めかつCPU版と同様に利用出来る仕様となっている。

サブルー チン毎の高速化のばらつきは、 コ ー ドの計算特性に依るものと考える。 一般に数値モデルを GPUにて実行する際、「演算景の割合」 「メモリアクセスの頻度」「メモリアクセスの局所性」 「 if文に よる分I皮発生の頻度とパターン」 「命令レベルの並列性の存在」などが実効性能に影響を与える要因として挙げられる。CReSSの雲物理過程は冷たい雨のバルク法を 用いており、 性質の異なる複数の物理過程のパラメタリゼ ー ションで構成される。 数
値計算の コー ドとしての特徴は、 「特殊関数や除算を 多く含むなど、 各ルー プ内の演算量が力学過程などに比べて多いこと」 「 水平面でのメモリアクセスは無く、 全て鉛直方向のみのアクセスに限られること（図2)」「変数の数が多くその結果レジスタ、 キャッシュやメモリヘのアクセ
ス頻度が多いこと」らが挙げられる。 これらの特徴が、上に挙げた実効性能に影響を与える要因に対してどの程度関連を持つかを詳細に分析していく。
結果がCPU·GPUで良い一致を示した要因としては、ー
雲物理過程 でのスレッド並列化はCPU·GPU共にデ夕並列化 であること、 また総和計算のような並列化の粒度と演算の順序に依存するアルゴリズムは雲物理過程に含まれていないこと。 加えて、現行のGPUの浮動小数
点演算は CPU で の 浮動 小 数 点演 算 と同様、IEEE
754-2008という浮動小数点数の計算 で最も広く採用されている標準規格に完全に準拠していることも挙げられる。

data(i,j, k)

GPU● CPU core

GPU cores

AAAAAAA

ロロロ日直曰曰口↓ ↓ .a. .a. .a. ↓ ↓ ↓単 ーコアが順番にデ ー タを処理
(do loop処理に相当）

複数コアが同時に複数デ ー タ
を処理

ロロロロロロロロ ロロロロロロロロ

図1 実行モデルの違い CPUとGPU
3. 結果と考察
過去に発生した竜巻の再現実験を 時間間隔0.5秒で7200ステップ(3600秒）行い、 その性能と結果をGPU(NVIDIA GeForceGTX TITAN) とCPU
(和jitsu
SPARC VIII6 £x4 )にて比較を行った。 GPUでの実行は、CPUよりも経過時間の比較で 6.3倍高速となり、 サブル
ーチン毎の比較では2倍強から13倍強とばらつきが存在する。代表的な変数（速度場、温位、圧力 、降水）には、
GPU·CPU実行結果問の誤差が小数点以下6桁まで零

図 2 雲物理過程のメモリアクセス概念図
4. 今後得られた結果を 基に、 力学過程も含めたCR.eSS全体をGPUにて高速かつ高解 像にて実行すること、 また気
象・気候モデルのGPU移植で必要とされる知見の蓄積を目指していく。 発表では、 さらに具体 的な プログラミング手法やポー タビリティの問題等を 含めて、 気象・気候モデル ヘのGPUの適用性について幅広く識論した
し\となることを確認した)

-90-

P124
Kuバンドレ ー ダーによる降雪雲の観測＊山田芳則（気象研）、牛尾知雄（大阪大）、藤吉康志（北大低温研）
Vcrlicnl Cross Section
I 15737―•マ r�.,. r·-—呼3. 「151025
北西 1157 JST

―-一
南東

1

謝辞：本研究は、 JSPS科研費26242036の 助成を受けたものです。Kuバンドレ ー ダー観測は、北海道電カ総合研究所から多大なご協力とご支援をいただいて実施しています。また、千貝健博士（北大低温研）と大井正行氏（北大低温研）には Kuバンドレー ダーのネットワ ー ク構築や観測において支援をいただいています。渡追達博氏（北大低温研）には、Kuバン
ドレー ダーデー タの読み出しプログラムの作成でご協力をいただきました。Kuバンドレー ダーデー タのファイル変換には、気象研究所で開発されたdraftを使用しました。今井克之氏（住友電工） からは機器の設定等でご助言をいただいています。

，

2

2降雪雲の解析事例
図lは、札幌で初雪が観測された日(2015年
1 0月25日）に出現したバンド状降雷雲内において、セルと考えられる領域の反射強度の時間変化を示す鉛直断面図である。このバンド状降雪雲は北西一南東の走向をもち、石狩湾から札幌付近に伸びていた。この図 は、日本時間11時57分から
12 時00 分までの間に観測された反射強度のデ ー
タから作成した CAPPIに基づいている。CAPPI解析では、水平方向と鉛直方向の解像度を 0.2 kmとし、最低高度はレー ダ ー 上空 0.05 kmとした。
水平スケー ルが約1 - 2 kmと小さく、 エコー
頂高度が2 - 2.5 km程度のセル状エコ ー の構造の時間変化が Kuバンドレ ー ダーでよく捉えられている。降雪強度がそ の他の降雪雲については、
講演時に紹介する予定である。

(
Eェご q85 H

1. はじめに寒気吹き出し時に石狩湾や石狩平野に出現す
る降雪雲に伴う降雪量の予測精度を向上させる
ためには、降雪雲の実体を解明に基づいて数値モデルを改良・開発 することが必要である。石狩湾や石狩平野上の降雪雲の構造については研究が行われてきてはいるが、降雪雲の構造が十分に解明されているとはいえない。降雪雲の対流スケー
ルの構造を明らかにするために 、時間空間分解能が高いKu バンドレ ー ダーを北海道電力総合研究所（江別市）の屋上（地上から 約24 m)に設置
して観測を実施している。 Ku バンドレー ダー は、波長が約 2 cm, ビ ー ム方向の空間分解能が2. 3m, 方位角方向と仰角方向の解像度がいずれ も0゜
3 'また仰角〇 から 90 ゜ までの三次元走査を約1分で完了する。最大探知距離はおよそ19 kmである。
．本発表では、Kuバンドレー ダー が捉えた降雪雲の構造の 一 例を紹介する。

1.0
l!onzonlal Distance (km)\'crlicul Cross-Scclion
15 I―
025-''�I·
I I 5A-11
ZP· • ·I'
3. r
I北 西 1158 JST,一． 南東rー・ L —'--�Jtorizonlul Distance (km)Verlie"! Cross-Section
3
25-,JJ5V45 r� ユ←—ャ
r
1159
JST
西
北
10

lr

，

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南東

I
1.0
1-lorizonlol Oislanoc (km)Vcrlicol Cross-Section..
0. 0.0'�ご゜贔，ロ ー→ ｀

,:;,
t: 2.

i,

2.4 km-----------+

llorizontel Distance (km)___i,_ :1.0

図1 Kuバンドレ ー ダーで観測された降雪
雲の鉛直断面内における反射強度の時間変化(1分間隔）。陰影は3 dBZごと。等値線に反射強度の値を付す。

-91-

P125

高速度カメラが捉えた雨滴や雪片の形状＊湯浅惣 一 郎（高知大院理），佐々浩司（高知大理）
1 . はじめに降水粒子の計測器として、 光学式ディスドロメ ー
タ(1)や 2Dビデオディスドロメ ー タ(2DVD)<2lが用いられている。 特に降水粒子の形状を捉えるものとして2DVDは有用であるが、商価であり入手しづらい。
一方、 落下中の降水粒子の形状について 、 一 般に紹介されているものは縦型風洞実験で撮影されたもの(3) であり、実際の降水粒子を捉えたものは少ない。
そこで、 2DVD に比べ比較的安価に降水粒子の形状を捉えることができる高速度カメラを用い、 自然状態の降水粒子が落下する様子を撮影して粒径の測定を試みた。
2 解析方法
撮 影 に は 、 Photron 製裔速 度 カラ ー カ メ ラ(FASTCAM Mini UX50)を用い た。 雨 粒の 場 合は3000fps以上（解像度1280 X720pixel)で、 雪片の場合
は2000fps( 解像度1280 X1024pixel)で撮影した。雨滴や雪片の粒径は、 画像から求めた。
高速度カメラで撮影した降水粒子との比較検証するため、 本学から9km東の五台山（牧野植物園）設置の光学式ディスドロメ ー タ (OTT社製Parsivei2)のデー タを使用した。 更に、 撮影時の降水状況を知るため本学設罹の物部・朝倉XバンドMPドップラ ー
レ ーダー デー タを用いた。
3. 解析結果
降水の 一 例として 、 2015年12月11日深夜に発達した低気圧が高知県上空を通過する際の強雨を示す。
図la の物部レ ーダー 画像に示すように、 反射強度
40dBZ以上の南南西から北北西の走向をもつ線状の強雨域が高知平野を通過していた様子が伺える。 こ

こでは示していないが、 朝倉レ ーダー デー タにより
強エコ ー 域西側の領域は降雨減衰していたことがわかった。本学から6km北北東に位置するアメダス では雨滴撮影時間に近い 01:50JSTに、 20.5 mm/hを記録していることから、 強雨であったことがわかる。
雨滴が水而に落下する様子を 図2a に示す。落下速度
は6.7 m/s、 粒径はおよそ2.1 mmであった。 この雨粒が水面衝突後に、1白さ1cm直径 1 5cmほどのクラウ.
ン の形成が見られた（図2a-2 )。その後、クラウン上部
がやや内側に収縮するような様子が見られた後、 水
面下に消えていった（図2a-3,4)。 そして、 クラウン中央部 に集中した波により高さ1.2cmほどの水柱が形成され（図2a-5)、再び水面下に消えていった。粒径およそ1 8. mm、落下速度5 m/s ほどの雨滴では、水柱の先端が分離して小さな水滴が現れる様子が見られた。
1000フレ ー ム間に 13個確認した雨滴の平均粒径は1.8 mm で あ り 、 Parsivei2 で観測され た粒径（平均2.2 mm; I :40-1 :50 JST)に近い値であった。
一方、 2016年l月18日深夜から高知市内で降雪が 一 昼夜続いた。 このときのレ ーダー 反射強度を
図lb に示す。 レ ーダー 反射強度が 20dBZと弱いエ
コ ーが高知平野の一 部 に見られていた（図lb)。 高
速度カメラで捉えた雪片 （図 2b) は 3mm-16 mm でおよそ1.3m/s で落下していた。 また、 撮影範囲内では、 多くの雪片は大きな回転を示さず、 横長で空気抵抗を受けやすい状態で静かに降下 している様子が
見られた。

参考文献

I) Daniele Hauser, ct al. (1984), J. Atmos. Oceanic Tcchnol., 1, 256-269
2)知ton Kruger, et al. (2002), J. Atmos. Oceanic Technol., 19,602-617
3) Pruppacher, H. R., et al. (1970), Q. J. R. Meteorol. Soc、, 96. 247-256

Re fle ctivity [dBZ](b)g. ) 。
図1物部レ ーダー反射強度（仰角3.0de(a)強雨時、 2015年12月11日OJ :40JST.
(b) 降雪時、 2016年01月19日10 :0SJST.

二

図2 商速度カメラが捉えた粒子。 (a): 雨滴、2015年
12月11日、 (b)雪片、 2016年01月19日．

-92-

P126

一層の混相域をもつ北極域混相雲とその環境場の鉛直プロファイル＊大東忠保（名古屋大学宇宙地球環境研究所）
Pavlas Kollias, Wanda Szyrmer (McGill University)

1. はじめに北極域では、 高度数百mから2km程度の逆転
屈付近に雲頂をもち 、 過冷却水滴が存在する雲が頻繁に観測される。 通常、 過冷却水滴存在域は固体粒子と共存しており、 そのような雲を混相雲とよぶ。 本研究では、 過冷却水摘恩が 一 囲のみ存在
する混相雲を対象とする。 一層の混相域をもつ北極域混相雲は、 雲頂部に液水が存在することによる強い放射冷却によって駆動されていると考えられており、 長い時には数日にわたって維持されることが知られている。 本発表では、 この混相雲の鉛直プロファイルを調べることによって粒子の成長の特徴を明らかにする。 また、 どのような環境場で形成されていたかについて調べる。

⑫ "
― ―
―
-0.6
-0.6

-I

-0.2

0

0.2

0.4

0.6

0.6

I

Vd (m ,·•)

1.2

1.4

1.6

1.6

2

―1

図1 ドップラ 速度(m 8 ) の鉛直プロファイル。
鉛直座標は混相域の下端を0 、 上端を1、 レ ー ダ ー 最下層（高度101m)をー1として規格化した。 グレ ーの実線は1時間平均値 、 太実線は全プロファイルの平均値。 点線はLWP <100g cm-2 、 破線は100g
cm-2 < LWP < 200g cm-2、一点鎖線は200g cm-2 <LWP <300g cm-2、 二点鎖線はLWP >300g cm-2の範囲の平均値。
ー

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固1 にドップラー速度の鉛直プロファイルを示す。1時間平均したドップラー速度は粒子の終端落
下速度を表していると考える。 鉛直座標は規格化してある（キャプション参照）。 個々のプロファイ
ル、 鉛直積算液水量(LWP)の量ごとに区分けして平均したプロファイルともに、 混相域上端から0.2付近まで急激に値が増大する。 これは粒子の成長が、 この高度で急激に起こることを示している。
それ以下の高度では落下速度の増加は小さくなり、
粒子はほとんど成長していない。 大きなLWP領域における大きな落下速度を示す粒子として、 前
回（大東ほか、2015年秋季大会）の発表で雲粒付き粒子の他にドリズルの可能性が指摘された。 ドリ
ズルの場合、 混相域よりも下層で水に対して未飽和の状態になるため、 急激な蒸発が起こり、 これに伴って落下速度は急激に小さくなると予想される。 しかしながら、 実際には混相域より 下層での急激な速度の減少は見られない。 したがって、 大
きな終端落下速度は雲粒付き粒子である可能性が
高い。

0.6

...

。

3. 結果と考察

0.6⑫

アメリカ合衆国エネルギ ー 省ARM facilityの、
アラスカ州バロ ー North Slope of Alaska観測点における鉛直Ka帯レ ー ダ ー 、 シーロメ ー タ、 マイク
ロ波放射計を使用した。 シー ロメー タの後方散乱係数を利用して混相域の下端を、Ka帯レ ー ダーの
レ ー ダ ー 反射強度を利用して上端を定義した。 一層のみの混相域が継続して存在していることを1
時間ごとに目視で確認し、 2011年1 0月から2014
年12月のうち、46日間にわたる553時間分の1 時間平均値を作成した。 また、 原則 一 日 2 回実施されているラジオゾンデデ ー タを時間内挿し、 同時間における環境場の鉛直プロファイルを作成した。

謝辞本研究は北極環境研究若手派遣支援事業の支
援を受けました。

•H P•'ll"8 aoZ
1乏B1

2. データと解析方法

図2はLWPの大きさごとの温度の鉛直プロファ
イルを示している。 事例数の多いLWPの小さな範囲では、 一般に全層で温度が低くなっていた。 この温度は南よりの風によってもらたらされていた。
一方で、 大きな落下速度をも つ粒子の形成時には、
暖かい北風が吹いており水蒸気混合比も大きかった。 この違いをもたらす総観規模パタ ーンについて今後調べる必要がある。

-2'
-26

-I

100

200

300

LWP (、町）,oo

600

図2 LWP(g m-2)の大きさごとの 、 温度(OC)の鉛
直プロファイル。 鉛直座標は図1と同様の方法で規格化されている。

-93-

P127

夏季日本域の極端降水・極端対流イベントに関わる環境場の違い＊濱田篤 ・ 廣田渚郎 ・ 高薮縁（東京大学大気海洋研究所）
序Hamada et al. (2015, Nature Comm.; H15)は，熱帯降雨観測衛星(TRMM)による降雨レ ー
ダ(PR)長期観測から定義した熱帯 ・ 亜熱帯各地の極端降水 ・ 極端対流イベントの違いについて解析し，極端降水イベントの発生環境場は極端対流イベントに比べて相対的に安定であり，また特に対流圏中上層が湿潤であることを示した いっぽう，Hirotaet al. (2016, MWR)は，平成2 6年8月広島豪雨に対して数値モデルによる感度実験を行い，いわゆるatmospheric rive (AR)による対流
圏中上層の湿潤化が，豪雨の発生に重要な役割を果たしていることを指摘した. Horinouchi (2014,
JMSJ)は，夏季の東アジア ～ 北西太平洋域において，アジアジェットに沿った上層の大気擾乱が下層水蒸気輸送および降水に影押を与えていることを示した．
本講演では，特に対流圏中上層に着目して， 夏季日本域の極端降水 ・ 極端対流イベントに関わる大規模場の特徴を統計的に示すことを目的とした解析の結果を報告する ．
使用デ ー タ
極端降水 ・ 極端対流イベントは，H15の手法に基づき，TRMM/PR2A25バ ー ジョン7プロダク
トの2001年9月ー2014年8月(13年間）のデ ー タから抽出した．本稿ではこのうち8月の事例だけを扱う． 事例数は極端降水イベントが74, 極端対流
イベントが193 である ． 大気デ ー タにはJRA-55
再解析(1.25 ° '6時間）を用いた ． 各日 ・ 時刻ごとの13年平均値をKZフィルタ(9日 ・ 3回）で 平滑化して気候値とし，そこからの偏差場を求めた．
45N

Ronly (Aug, 土OOh)

結果
図1左は，8月の1 27 ° -140 ° E, 27 °-37 ° Nで発生した極端降水イベントに対する，800-100 hPaで積算した水蒸気塁および 水蒸気フラックスの偏差
合成図である ． 極端降水イベントでは，中国南部
から日本域上空にかかる帯状の正偏差が明瞭である ． この正偏差域を事例別に見ると，多くの事例
では中国南部 ～ ベンガル湾付近を起源として，蛇行した亜熱帯ジェットに沿って細く伸びる，ARに似た構造が認められる ． いっぽう，極端対流イベ
ントの環境場には，このような水蒸気量の強い正偏差は見られない（図1右）．
下層（地表ー800 hPa)にも，中上層に似た構造を持つ水蒸気フラックス偏差が存在するが，水蒸気量偏差は小さい（図略）． 中上層の水蒸気址偏差は，
極端降水発生域では全可降水量偏差の5-7割 ， その西側では7割以上を占めており， ARによる大気の深い湿澗化が極端降水イベントの発生に重要な役割を果たしていることを示している ． これはHirota et al. (2016)および高野 ・ 高薮（本大会）の結果と整合的である ．
上層のトラフは極端降水イベントの方が日本域に近く，やや深い ． また，インドシナ半島～中国
南部における中上層の水蒸気量偏差は，極端降水イベントでは正，極端対流イベントでは負と対照的である．これらの違いは，
日本域の極端降水・
極端対流イベントの発生に，熱帯から中緯度にわたる様々な擾乱が複雑に関係していることを示唆しており典味深い．
謝辞

本研究はJAXAPMM研究および環境省推進翌2-1503の支援により実施された ．

IWV.,,,,10.,,,, 1 .SPVU 匹

15N
lOOE

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1 OOE

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100

100

図1: TR.MM/PR極端降水イベント（左図），極端対流イベント（右囮）に対する，800-100 hPaで積箕した水蒸気量（単位mm, 等値線，1以上に陰影，黒点はt検定で95%有意な領域）および水蒸気フラック
ス（単位mm ms →)の偏差合成図 ． イベント発生直前のJRA-55デ ー タから作成. 40 ° N付近の太実線は350 K等温位面でのl.SPVU等値線 ．
-94-

P128

WRF を用いた那須おろしの立体構造の解析＊青木翔太， 渡来靖（立正大地球環境）
1.はじめに

ms I

日本各地では ， 西高東低の冬型の気圧配置のもとで頻28

繁に「おろし」と呼ばれる強い局地風が発達する． 栃木県

24

北部の那須地方や福島県南部の白河地域でも， 「那須おろし」と呼ばれる北ないし北西の強い局地風が存在し ， 那須

20

" ........,. ,. '―野ヶ原地域は那須地方の中でも特に風の強い地域となっている小園(1983)は， 偏形樹や屋敷森の形態からおろし
風の風向風速を推定し ， 那須野ヶ原を北両から南東へ流れる�JII・蛇尾川両渓谷から吹き出す強風を明らかにした
しかしながら， 局地的な強風の成因を理解するにはその三次元的な構造調べる必要があるが ， 那須おろしに閑しては調べられていないそこで本研究では，那須おろしに関して ， 地上風系とそれに対応した那須おろしの立体構
造を， 数値モデルを用いて明らかにする．

16
12

゜

図 1. モデル第 2 領域における 2015/03/10 0400JST の風
速分布（陰影） ． 等値線は標高 (100m 間隔） を示す． 破線 AB
は鞍部， 破線 CD は尾根部の測線 （図 2) を示す．

(a)2. モデル計算設定
数値計算には WRF モデルの Version3.2.l を用いた． 鉛
直層数は 55 層で ，2 段階ネスティングを行い ， 第 1 領域

を格子間隔 2500m, 関東から南東北までを含んだ格子数
150X 150に設定し ， 第2領域を格子間隔500m, 栃木県北900

部から福島県南部を含む格子数 121X 121 の領域（固 1)に1000設定した計算時間は典型的な那須おろしが見られた ，A

2015/03/09 09JST~2015/03/10 09JST に設定した初期値・境界値デー

盆B•

タはMSMおよびFNLを用いた ．

込結堡

図 1 におろし風が吹送していた 2015/3/10 0400JST 地

上風速分布を示す圏 1 を見ると， 山を挟んで南東側（下流側）に強風が吹いていることがわかる． いずれも西から北寄りの風であり ， 最大で 28rns-1の風が吹いている ． ま―た，尾根部の山の風下側斜面では 15rns 1 以I:.の強風域が山麓（おおよそ標志 500m 等高線に沿った地域）を境に途切れているのに対して ， 鞍部の下流側は山麗から下流側に強風域が長く伸びていることがわかる特に測線 AB に沿った強風域は， 山館から約 20km 風ドに伸びている． この原因を特定するため ， 図 l 中の測線 AB(鞍部）上と測線
CD(尾根部）上の鉛直断面図をそれぞれ図 2 に示したこ

図 2. (a) 測線 AB, (b) 測線 CD に沿った鉛直断面図等
値線は温位 (lK 間隔）， 矢印は断面に沿った風を示す．

イドロリックジャンプ

m
1900
1700
1500
1300
1100

が ， 尾根部の風下の地上に強風域が現れない原因である

900

れ らを比較すると， 鞍部では下流側まで強風域が継続しているのに対し ， 尾根部では山の風下側斜面で風速が大
きいが ， 山麓を境に風下側で風速が急激に小さくなり， 等
温位線が上に跳ね上がる，

ハ

イドロリックジャンプが起こっていることがわかる． このハと考えられる． 図3は第2領域での地上風の流線を示している． これをみると， 風速の強い鞍部の風下では地上風は発散しており ， 風速の比較的弱い尾根の風下では， 地上風は収束していることが分かる ． さらにこの収束している
領域は大気下層の上昇流域 ， 発散がみられた領域は下降流域とよく対応していた

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図 3. モデル第 2 領域における 2015/03/10 0400JST の地
上付近の流線図．

-95-

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P129

寒冷渦・竜巻間の階層構造

�2015 年 4月 15 日の事例～

春日悟1、 本田明治2,3、 浮田甚郎2,3、 岩本勉之4
1新潟大学大学院自然科学研究科 2. 新潟大学自然科学系
3.新潟大学災害・復興科学研究所 4. 国立極地研究所
1、 はじめに寒冷渦とは、 偏西風ジェットの蛇行が本流から切り離れた寒気のことを指し、 対流圏中上層に寒気を伴った低気圧として解析される(Palmen and N ewton,
1969; 小倉1984)。北半球の中で東アジア域は最も発生頻度の多い場所の 一つであり(Nieto et al., 2005)、
日本周辺を通過した寒冷渦に関しても多くの事例解析が行われている(Nakajima, 1966; Fukao et al., 1989;
坪木と小倉 ， 1999; Sakamoto and Takahashi, 2005)。
しかし寒冷渦と竜巻のように時空間スケ ー ルが異なる現象との力学的相互作用に関して注目される事は稀である。時空間スケ ールの異なる現象の相互作用を説明した例として、 Ninomiya and Akiyama (1992)の梅雨前線における異なる時空間スケ ー ルの降水システム同士に階層構造を形成するというモデルがある。もし寒冷渦・竜巻間に力学的な階層構造があるならば、 寒冷
渦が引き起こす気象災害や竜巻発生の予報精度の向上の一助になる事と期待される。2015年4月15日の事例
は、 寒冷渦の 日本上空を通過 する際に複数の竜巻（長野県佐久市に13時30分、 静岡県静岡市14時00分）が発生した事例であり、 衛星画像によると線状に配置した雲列を複数確認でき、 寒冷渦と竜巻の中間的なスケ ー
ルの現象を推測できるものであった（図略）。よって本研究では2015年4月15日の事例をもとに寒冷渦・竜巻間の階層構造を明らかにする事を目的とし、 今回は特に線状の降水帯と寒冷渦の関係について示す。
2、 使用デ ー タ
気象庁全国合成レ ー ダ ー と気象庁メソ数値予報
GPV(MSM)を用い、 竜巻発生時刻の前後の大気場を3次元的に解析した。
3、 結果
竜巻発生前15日12時、 MSMの500hPa面気温・高度には27 ° c前後の強い寒気を伴った低気圧、 いわゆる寒冷渦が日本上空に位置していた（図1a)。同時刻の全

国合成レ ー ダー には線状の降水帯が複数観測されており（図1b破線）、 図1bの実線で囲まれた降水帯が竜巻発
生時刻に佐久と静岡の上空を通過していた。この線状
降水帯は移流されながらバックビルディング的形成によって成長していた（図略）。複数の降水帯（図1b破線）
は同時刻、 MSMの500hPa面相対湿度の湿域と整合的であり（図1c濃色域）、 またそ の2つの湿域の間には線状に乾燥大気が位置しており（図1c破線）、 寒冷渦の外縁に線状の乾燥域が巻き込まれながら移流してきているように時間発展していた（図略）。
4、 今後の課題
上記の乾燥域はそれ自体が線状である事や、 集中的に線状降水帯が発生していた2つの領域に挟まれたような位置関係であった事より、 乾燥域と降水帯とが互いに関係している事が推測される。 加えて、 この乾燥域が寒冷渦を取り巻くように移流していた事より、 この乾燥帯と寒冷渦の関係や乾燥帯と線状降水帯の関係をより詳細に解明する事が、 寒冷渦・竜巻間の階層構造を把握する上で不可欠である。また、 降水帯と竜巻の関係など、 より細かい時空間スケ ー ルの構造に関しては数値計算を行う予定である。

参考文献
Fukao et al., 1989, PAGEOPH, 130, 463-479.
Palmen and Newton 1969, Academic Press, 603pp
Nakajima, 1966, Geop hys. Ins., Kyoto Univ. 6, 27-37
Nieto et al., 2005, J. Clim. 18, 3085-3103
Ninomiya and Akiyama, 1992, J. Meteor. Soc. Japan, 70,
467-495
Sakamoto and Takahashi, 2005, J. Meteor. Soc. Jap an,
83, 817-834.
小倉 ， 1984, 東京大学出版会308pp
坪木と小倉 ， 1999, 天気46, 453-459.

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図1(a): 気象庁メソ数値予報GPV(MSM) 2015年4月15日12時の線が500hPa等高度[m]、 影は気温-25° C以下の領域。(b) : 気象庁全国合成レ ー ダー2015年4月15日12時の10分間降水量が3mm以上の領域。中央の2つの黒点は北が佐久、 南が静岡の竜巻発生場所。実線は竜巻をも たらした線状降水帯。破線は線状降水帯の集中域。(c): 気象庁メソ数値予報GPV(MSM) 2015年4月15日12時の影は500hPa相対湿度が50%以上の領域。破線は線状の乾燥域。

-96-

P130

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ここで，NはFSSの評価領域に対する全格子数である。FSS
は0から1の値をとり，1が最良の予測となる。Roberts andLean(2008)は予測が有用となる下限値FSS usefulを提案しており, FSS useful=(l+f'.。) /2と定義される。ここで，r.は評価領域内で観測された降水が閾値を越える格子の割合を示す。
を記録
FSSの評価領域は，ある事例に対してPlhが最大値°°した地点をおおよその中心とする緯度・経度が 1 X 1=の領域とした。Fractionの計算はL lkm~41km四方の領域
に対して行い(n= l ~41), 各々のLに対するFSSを求めた。
計算手順としては，高解像度降水ナウキャストの初期値を真値とし，各事例の各予測時間の予測に対して5分毎にFSSを計算し，評価期間で平均することで，各事例に対する
FSSと予測時間の関係を求めた。ここで，評価期間は，Plh.1:;50mmをもたらした積乱雲群が発生し消滅するまでとし，
そのうちこれらの積乱雲群が評価領域内に存在する期間とした。この評価期間は事例により異なり，2時間から5時間40分となった。このようにして求めた各事例のFSSを局
地的短時間強雨23事例に対して平均した．

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3.FSSによる予濶精度の検証手法
FSSはneighborhood verificationによる予測精度指標の1つであり，観測に対する予測の見た目の近さを検証する指標である。具体的にFSSは，ある格子(i,j}を中心とする格子数nXnの領域対して観測された降水が閾値以上となる格子の割合(fraction) O(i, j}と予測された降水が閾
値以上となる格子の割合M(i,j} を計算し，これら用いて
以下のように定義される。
2
如凶[0(1,J) - M(i,J")]
FSS=l如江O(i,j) 2 +が：， I1M(i,j) 2 '4-

1. はじめに
防災科学技術研究所ではSIP (謝辞参照）の一環として
時間外挿をベ ー スとしたナウキャストによる予測と雲解
像数値モデルによる予測を併合させたプレンディング手法による 局地的短時間強雨の予測手法を開発して いる。
前回の発表（加藤ら，2015,気象学会秋季大会）では，ブレンディングモデル開発の事前準備として，ブレンディング手法で採用するナウキャストデ ー クの一 侯補である気象庁高解像度降水ナウキャストの予測精度の検証を23事例の局地的短時間強雨に対して行った。CSl(Critical Succ
ess Index)等の指標を用いて検証した結果，強雨の予測精度は数十分の短時間で急激に低下することを示した。
CSI等の指標は予測を有用であると判断する閾値が不明なため，有用な予測時間について 定量的な議論ができなかった。本発表では，有用な予測となる閾値が定義されている指標であるFSS(Fractions Skill Score; Roberts an
d Lean 2008,MWR)を用い，有用な予測時間について議論する。さらにFSSを用いることで，水平スケ ー ル毎に有用な予測時間がわかるため，グリッドスケ ー ルの予測や，強雨
城の位置ずれを許容した予測に対する有用な予測時間をv議論する。
2.データと事例の柚出
気象庁高解像度降水ナウキャストの降水強度を用い予測精度を検証した。デ ー タの予測期間は60分で時間間隔は5分である。水平格子間隔は30分までの予測に対して250m,35分から60分までは1kmである。250mのデー タは近傍4点内挿で1kmにしFSSの計算を行った。解析対象は2014
年8月 8日から9月30日までの54日間に，関東・中部・近畿の国交省XバンドMPレー ダーの定量観測範囲内（半径約60km) にあり，1時間積算降水嚢(Plb)が50mmを超える局地
的短時間強雨23事例である。事例の抽出方法の詳細は加藤ら(2015,非静力学モデルに関するWS)を参照されたい。

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＊加藤亮平，清水慎吾，下瀬健 一 ，前坂剛，岩波越（防災科学技術研究所）
中垣壽（日本気象協会）

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局地的短時間強雨に対する気象庁高解像度降水ナウキャストの予測精度検証-Fractions Skill Sc�reによる評価―

P131
重合格子法における補間法による保存性の検証＊武村 一 史，重尚 ー は瀦砂碍学大学院理学研究科）
1. はじめに
近年、計算機の発達に伴い気象モデルの高解像度化が進み急竣・複雑な地形が解像可能となった。 従来の地形表現法の地形準拠座標系では複雑・急峻な地形上では格子が大きくゆがみ誤差が大きくなる。
そのため、 我々はそのような地形の表現を目的にこれまでに地益表現法に重合格子法を用いた非静力学モデルを開発し、 従来の地形表現法では表現できな
い 複雑地形の表現に成功した (Takemura et al.
2016)。

しかし、 重合格子法は 一般的に保存性の保証が難
しく、これまでの研究では保存性を考慮していない。
本研究では重合格子法の保存性の検証を行う。
2. 重合格子法の保存性と補闇法
重合格子法とは数値流体力学の分野で複雑形状の表現に用いられ、 計算領域を複数の格子を用いて表現する手法である。 重合格子法では各格子間の情報交換の必要があり、 格子境界で互いに変数の補間を行う。 一般的に補間は簡便のため双線形補間などを用いて境界値を補間（非保存性補間）するため、 保存性が損なわれる問題がある。 保存性を保証するには格子境界のフラックスを補間 （保存性補間）する
必要があり、 その手法は数値流体力学分野を中心に開発されている。 しかし、 保存性補間法は非保存性補間法に比べて導入が難しい。
大気科学分野では重合格子法は主に全球モデルの
Yin·Yang 格子として用いられる。Peng et al. (2006)
は Ym·Yang 格子の保存性補間法を開発し、 保存性の保証に成功している。 この手法では境界上で各格子のフラックスが一 致するようにフラックスを制限することにより、保存性を保証する。 本研究ではこ(a)保存性補間の手法に着目し Yin-Yang 格子以外の格子にも適用可能か検証した。
3. 熱拡散実験
検証には簡単のために、 温度 Tの熱拡散方程式による数値実験を行った。計算領域の大きさLは各方
向に 100m であり、各方向の格子間隔は lm、格子点数は 100 点とした。計算領域の中央には各方向に半格子ずらして各方向の大きさを50m、格子間隔を lm、
格子点数を 50 点とした格子を重ね合わせた。 初期
条件、 境界条件には次式を与え、 保存性補間法と非保存性補間法（双線形補間）のそれぞれを用いて 10分間の時間積分を行った。

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図 la,b はそれぞれ保存性補間法と非保存性補間法を用いた場合の計算結果であり、 各結果は概ね一致している。図 le は初期値により正規化した計算領域の平均温度である。非保存性補間法を用いた場合
は、 平均温度が保存されていないが、保存性補間法
では平均温度が保存されている。このことから Peng
et al. (2006) の手法は Yin-Yang 格子以外にも適用可能であり、 この手法により重合格子法の保存性が保証されると示唆される。
発表では、 Peng et al. (2006) の保存性補間法を重
合格子法を採用した非静力学モデルに導入し、 山岳
波の数値実験を紹介する予定である。
4. 参考文献
Takemura, K eta!., 2016: Atmos. Sci. Lett, 17, 109-114
Peng, X. et al., 2006: Q. J. R. Meteorol Soc, 132, 979-996(b)非保存性補間> (c)正規化した平均温度(xo.001
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図 1 (a)保存性補間法を用いた 10 分後の温度場。 (b) 非保存性補間法を用いた 10 分後の温度場。

(c)各補間法を用いた場合の正規化した平均温度の時間変化

-98-

10

P132
都市域の二酸化炭素輸送に寄与する乱流渦スケ ー ル＊平野竜貴 ， 菅原広史 ， 荒木沙耶（防衛大 地球海洋） ， 近藤裕昭 ， 村山昌平（産総研）
い上空の空気が大きなスケールの構造によって地表
はじめに都市は二酸化炭素の主要な排出源であり ， 大気中で 面付近に下降することにより ， 効果的に輸送されていの輸送過程を解明することは重要である排出された ると考えられる
二酸化炭素の輸送にどのようなスケ ールの現象が寄与しているかを把握するにあたっては， ウェ ー ブレッ
ト解析を用いた時間—周波数解析が有用である
本報告では東京フラックス観測結果を元にしたウェ ー ブレット解析の結果を報告する．
2. 観測・解析概要
東海大学代々木キャンパス（東京都渋谷区）内の鉄塔に乱流計測機器を設置した（地上約52 m). 超音波
風向風速計(Wind Master Pro) , 及びCO2/出0オー
図1メキシカン ・ ハット関数
プンパスアナライザ(L卜7500A)を使用し， 渦相関法を用いた フラックス観測を行なっている． 観測間隔は
9 ヽ・
10Hzである観測は2012年11月から現在まで継続しているフラックス観測の結果についてはHiranoetal.(2015)にて報告している
本研究では乱流渦のスケ ールと発生時刻を把握するため ， 時間ー周波数解析の一 つであるウェ ー ブレッ
ト解析を行なったマザーウェ ー ブレットにはメキシ
カン ・ ハット関数（図1)を用いた マザー ウェ ー ブレットとの正の相関が強い場合はウェ ー ブレット係数が正となり ， 信号が上に凸である状態を示す
3. 結果
図2 に鉛直流W, 気温 T, 二酸化炭素濃度 cの無次元化した値と， 気温および二酸化炭素の鉛直輸送効率に対するウェ ー ブレット解析の結果を示す解析対象日時は2014年7月25日7:00~7:10 である縦軸は乱流渦のタイムスケールであり ， ある瞬間の風速と掛け合わせることで乱流渦の大きさを把握することができるマザー ウェ ー ブレットと正の相関力啜い部分を明色， 負の相関が強い部分を暗色で示した
点線で囲った部分に注目すると (a), (d)では明瞭
7:00
7:05
7:10
な熱の輸送・気温の上昇はなく， (c)を見ると下降流が生じていることから， この時間はサー マルによる輸送
-32
- 64
32
64
は起きていないと考えられる しかし(b)では比較的大きな渦スケールの現象（約100 m)によって二酸化 図 2 (a)w'T'/CJ砂r, (b) w'c'/<Jw<Jc, (c)w'/<Jw,
ー
炭素の輸送が起きており ， (e)を見ると二酸化炭素濃 (d)T'/叶(e)w'c'/<Jw<Jcに対するウェ ブレット係数
ー度は低下している森脇ら(2003)では ， 大気が不安定 のコンタ 図
な朝にスケールの大きい構造によって水蒸気のみ効 ＊参考文献
率よく輸送されている事例が示されており ， 混合層の ( 1)Hirano etal., 2015, SOLA, 11, 100-103.
・
急激な発達過程において境界層スケ ールの大きな渦 (2) 森脇ら， 2003 , 水文 水資源学会誌第16巻5.
が上空の乾燥した空気を取り込んでいる可能性を指 号， 491-500
摘している二酸化炭素についても濃度が比較的低 ＊本研究は科研費24241008の支援を受けた
1.

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2000年度から 2012年度の 13年間を対象期間とし，期間中の 東京（以下大手町）の風向風速，雲量，
降水量および東京タワ ー の高度別気温(4m, 64m,
169m, 205m, 250m)の各1 時間値を使用した．
大手町の風の観測場所は2007年 11月に移転 し，観測高度が 75.4mから 35.lmに変化した．本研究では風速の頻度分布より， 移転前と移転後の風速頻度が同等となるように風速の条件を設定した．
本研究では，前日 21時から6時のうち，前 8 時間の積算降水量 1mm 未満かつスカラ ー平均風速が移転前で7.0m/s以上，移転後で 6.5 m/s以上となる
夜間非降水強風時刻（全627時間） を抽出した．強風時には都市大気が十分に混合されて鉛直方向に等温位となることを仮定し， 250m の湿位を基準とした他の高度における温位の補正式を算出した（図1).
なお，本研究では， 各高度の空気塊を乾燥断熱減率
によりOmまで下降させたときの温度（℃)を温位として扱った．
晴天弱風日における温位紛直分布の特微
対象期間のうち，冬季(11·2月）と夏季(5·8月）
それぞれの睛天弱風日を大手町の観測値より以下の条件で抽出した．まず，前日 18時から 8時の積算
降水量が 1mm未満であり，前日18時から6時の平均雲量が 2 以下の日を睛天日とした．晴天日かつ前
日 20時から8時のスカラ ー 平均風速が移転前には
3.0m/s以下， 移転後には2/lm/s以下の日を晴天弱風日として 抽出した（全267日）．
冬季と夏季それぞれの晴天弱風日における温位の時間変化を平均すると（図2), 冬季の 20時には地上付近から250mまで安定度は中立に近く，混合層の高度は少なくとも250mまで達していると考えられる．時間の経過とともに 地上付近と 250mとの温位差は大きくなり， 日の出直前の6 時には温位差が最大となる．一方，夏季には日の出直前の 5時において も地上付近と 250mの温位差は小さく，混合層
上端は250m以下では認め られない．夏季では冬季と異なり，夜間を通して混合層が250mより高い高度で維持されると考えられる．
冬季都心における事例ごとの温位分布の特徴を把握するため，20時から 7時に ついて隣接する高度間での温位傾度に対して相関行列による主成分分析を行った．第1主成分は 地上付近から250mまでの温位差の大小を示し， 第2主成分は温位傾度が極大となる高度の高低を示すと推定された．第1, 2主成
分得点の時系列に対して 平方ユ ー クリッド距離を指標としたクラスタ ー分析(Ward法）を行い，デンドログラムから晴天弱風日を 4個のクラスタ ーに分

邑

一芦

はじめに
晴夜には一 般に放射冷却によって 接地逆転 層が形成されるが， 都市域では鉛直混合等により接地逆転
層が下部から破壊されて混合層が形成され，その上空には顕著な安定層が存在する．数日間の観測結果
では混合層の高度は東京都北区の冬季夜間で 150m
程度（横山ほか1974)とされて いるが，都心における夜間の混合層の高さについて長期間の観測結果
より議論された研究は乏しい．本研究では， 大気汚染常時監視測定局立体局である東京タワ ーの気温観測値を用い，観測値に補正を施した上で睛天弱風日の都心における夜間の温位 鉛直 分布の特徴を統計的に把握することを目的とする．

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中島虹（首都大・院）・高橋日出男（首都大）・横山仁（都環研）

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東京タワ ー の気温を用いた晴天弱風日の夜間における温位鉛直分布の特徴

P134

気象データの時別長期平均と地形特徴
萩野谷成徳（気象研）
はじめに 気圧日変化と地形や土地利用状況との関係を調べて時別長期平均値が境界層の影響を受けていることを明らかにした( 2015年春学会）。長期の時別平均の意味を考える と、日々の高低気圧の通過に伴う気圧変動や天気の変化に伴う気温や風速変動などの擾乱の除去操作をしていることに相当する。この操作は日周運動で生じる気象要素 の日変化に対して、境界条件である地形や地表面状態などの影響を抽出するフィルタ ーと考えられる。この操作により気圧pからは大気潮汐が見出され、その1日周期
成分については境界層の影響が明らかとなった。こ
こでは他の気象要素（スカラ ー風速u.、温度T、水蒸気圧e)について同様な解析をした。なお、風向風速については森(1982)が詳細に検討している。
データ解析使用したデータは日本国内の気象官署
156地点で観測した気温、湿度、風速。期間は1991
年から2014年まで、観測時間間隔は毎時である。全期間のデ ー タを単純に時別平均して各地点の日変化を求めた。地形特徴を表す指標として、半径rの円内の陸地面の割合を表す陸度Lと起伏度合を表す地形突起度P を用いた。気象要素yの日変化を以下の式で近似する。

。心 a; sin(i竺t+/3,)

Yca/t) = a

T

i=I

ここで、tは1日の時間、tは時刻、a。 は平均値、qと /3 ;はそれぞれ1/i日周期成分の振幅と位相である。
但し、i=1~4。
籍果と考察r=30kmの結果を示す。第1図は陸度と1日周期の振幅ai(T)の関係を示す。データは突起度で分類した。気温日較差は熱容量の小さい陸面の影響で内陸ほど大きくなっている。半日周期の振幅
叩T)にも同様な関係が見られる。第2図は陸度とス
カラ ー平均風速(l'。(u.)の関係である。(l'。(u.)は陸度や地形突起度などの地形特徴と良く対応しており、海陸風が顕著な海岸近くや、境界層の上端および自由大気の風を観測し易い突起地形(300m;;:;P) 、 で大きくなっていることがわかる。第1表は陸度および突起度と気象要素(p, T, e, u.)の各相関関係を決定係
数 R2 の値でまとめたものである。但し決定係数を求めた実験式は線形、2次、対数、指数および累乗の各関数のうち R2が最も大きいものを選んでいる。地
表面の熱容量に関係する陸度は気圧、気温、水蒸
気圧、風速の(l'。 ~a2 と高い相関を持ち、地形の起伏度合いに関する突起度は風速(a。 と /3 1)および気2圧((l'I と /3 1) と高い相関を持つ。陸度に対して R が最大となるr の値を調べると、ll' 1(p)よりもa1(T)の方が小さい。また(l'。(T)や(l'。(e)よりも(l'。(u.)の方が小さいことが見出された。
参考文献 ■萩野谷 ， 2015: 春季気象学会予稿集．
■森1982: 天気29, 223-230.

615
y = 2.2814x + 1.2081
R2 = 0.7282

Japan

0.6

0.8

゜゜

Land ratio (r=30km)

地形特徴 気象要素 a 。

日変化に対す る境界層の影陸度

決定係数R2o

D

e
u,

地形
突起度

T

p

- -

T

L

響。r =30km。 表中の数値は

0.6

0.8

Land ratio (r= 30km)

第 2 図 陸度と 平均風速の関係。 ◇は山岳域。

第1図 陸度と気温振幅1日周期成分の関係

第 1表

0.4

0.2

ー

0.4

ー

0.2

゜

◇

y = l.108x2 - 3.7lx + 4.8927
R'= 0.4763

5

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0 476
0.476
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0091
0.599

<l'1

0.560
0.728
0.012
0.208
0.426
0.332
0.000
0.036

Cl! 2

0.164
0.534
0.128
0221
0.045
0147
0038
0.033

/3 1

0.024
0.321
0 299
0.027
0.714
0150
0.047
0408

/3 2

0136
0 269
0.118
0.310
0.034
0.008
0336
0.051

P135

都市内樹林における二酸化炭素フラックスの季節変化＊菅原広史（防大），萩原信介（国立科学博物館）
1. はじめに
都市内に存在する公園緑地ば周辺市街地からの熱や汚染物質によるストレスを受ける 一方市街地からの高濃度の二酸化炭素により施肥効果を受けているとも考えられ
るまた ， マスコミ等の論調をみると温室効果ガス削減に関して都市緑化に過大な期待が寄せられているようにも感じられるしたがって ， 都市緑地での二酸化炭素吸収に関する実態把握が必要であろうしかしながら ， 都市内の緑は数例（例えば小栗・檜山 ， 2002)しかないそこで我々は自然教育園（東京都港区白金台）において二酸化炭素フラックスの通年観測を行っている本報告では季節変化を中

正味放射量の測定を行っているフラックスの笠出においては横風補正， 地形性鉛直流補正 ， web補正等を行い 30時には約 50%であった園外の市街地からの影響を平日

.,.

...

日の比較 夏季日中．上段はラン数

臼,·-

ふ—__:

7
6
month

図2二酸化炭素フラックス（上）と樹林の日射透過率（下）平移流（生態系呼吸起源の二酸化炭素の流出）があると考図3は 6年間のデータを用いて作成した二酸化炭素フラ

゜

えられる

60

ックスの季節・時刻コンポジットである図 2 で見られた秋～冬季のCO2吸収と整合するように ， 冬季でも日中のフラックスは吸収である一方 夏～秋の夜半前には明確な排864202468024
01
1000000
1
l
―
―0
―0
―

収となっているこの原因として ， 1)園内の樹種のうち ， 個
体数割合で 36%を占める常緑広葉樹（スダジイ ， シロダモ
等）の影響 ， 2)園北側の斜面（比高14 m)による夜間の水

4｛

山2002)と比べて若干大きい 一方， 冬季もフラックスは吸＞。^は 6 月にあり ， 絶対値は名古屋の落葉樹林の例（小栗・檜

l"A\a.
or率は樹冠と林床1地点での日射の比である吸収のピーク

嘉。感 ．

測が 50%以上の月については表示していない日射透過― ― ―24222018161412108 6 4 2 0
トS7

図2 に樹冠上での二酸化炭素フラックスと日射透過率の季節変化を示す．フラックスは 30 分ごとのランでみて ， 欠

出のピークが見られる.
お図1樹冠上での二酸化炭素フラックス（下） ． 風向ごとの平日と休と休日のフラックスの違いから検討したが（図1)'明確な人為的排出の影響は認められなかった
4. 二酸化炭素フラyクスの季節変化,..

Wlndcl心Ion

(
z)
）
．
召g

フラックスのfootprint(Neftel et al., 2008)に対する園内エリアの寄与ば南もしくは北の主風向時には約70% , 東風1エ

⑫ 2 い 皿 。
00

分平均値を求めた
3. 二酸化炭素フラックスヘの人為影響の検討

”

●●

゜

オープンパスガス分析計U-7500, いずれも10Hz)および

且I�ニベ::1
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心に報告する2測定
自然教育園（約0.2kmりは中層ビル街にある樹高約14mの樹林である. 2009年夏季より園中央のタワ ー（地上 20m,
樹冠上約6 m)において乱流計測（超音波風速計SAT-540,

謝辞：科研費25350433の支援を受けた

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地について微気象学的な測定を通年を通して行った研究

参考文献
小栗・檜山 ， 2002, 水文・水資源学会誌15(3), 264-278.
Neftel et al., 2008, Environmental Pollution , 152(3) , 644-652.

120

180

DOY

240

300

360

図3二酸化炭素フラックスの6年間の時別平均グレースケール―の単位はmgCO炉-'ls I

-102-

P136
関東地方における夏季を対象とした緑化効果の地域特性に関する考察
2
7
4
0佐藤陽祐＼樋口篤志 、高見昭憲＼村上暁信 、増冨祐司尺土屋一彬尺五藤大輔＼中島映至(1: 理研計算科学、2:千葉大CEReS、3:環境研、4: 筑波大学システム情報系、5:茨城大、6東大農、7::JAXA/EORC)

匝

近年温暖化や都市のヒ ー トアイランド現象による都市部の高温と人間生活への影響が問題になって四図はスプロ ー ル現象が進むシナリオ、コ ンパクト

シティを採用したシナリオ、 コ ンパクトシティに加いる。気候変動適応研究推進プログラム(RECCA)のえて緑化を施した実験と現代の土地利用の実験で得枠組みで行われたSALSAプロジェクト（大気環境られた気温差である。緑化を施した領域を中心に緑物質のためのシ ー ムレス同化システム構築とその応化によって気温が低下している。

用）では、この都市部の高温による死亡率の評価や、本研究では現代植生に対して緑化施した割合（緑

適応作の効果を検討するため、気象モデルを用いた化率）と緑化による気温低下の領域差を評価した。

様々な都市計画シナリオを想定した実験によって評

その結果、神奈川などの 沿岸部は埼玉、東京などの価してきた。本研究ではそれらの実験から得られた

内陸部に比べて、緑化率に対する気温低下が小さい

知見について議論を行う。

（すなわち緑化の効果が相対的に小さい）ことが示された。これは背景風に対して、沿岸部は風上側に、

I

内陸部は風下側に位置していることにより、 沿岸部

慎験設定と観測との比較実験に用いたモデル は気象庁比静力学 モデル

はその場の緑化のみの影響を受ける。一方、風下側(JMAN瞑： Saito et al., 2006)である。本研究ではに位置する内陸部は、その場と、風上の緑化の効果

緑化の効果を表現するため、各グリッドの地表面をが積算されているため、緑化の効果が高くなること

タとしてが原因であると示された。すなわち南西風が卓越しアルベド(A)、蒸発散係数(/5)、および熱容量(Ch)を導た夏においては、沿岸部の緑化は内陸部の気温低下

入することで各カテゴリの地表面特性を表現した。

にも寄与することが示された。このような知見は今

7つのカテゴリに分類し、地表面パラメーまたカテゴリ分けを行うために、国士数値情報士地

後、効果的な緑化計画を策定する際に有用な知見に利用3次メッシュデー タ、国立環境研究所作成の地なりうる。

域内人口分布シナリオデー タ(Ariga and Matsuhashi,
201 2)を用い、「コ ンパクトシティを採用」、「スプロー

ル現象が進む」、 「コ ンパクトシティに加えて緑化を施す」 場合などの士地利用の将来シナリオを想定した実験と現代の士地利用を用いた実験を行い、その差分をとることで、都市形状や緑化が地上気温に

図： (a)スプロー ル現象が進んだ場合 (b)コンパクト

及ぼす影響を評価した。

シティを採用した場合 (c)コンパクトシティを採用

計算は水平解像度1kmで関東地方を覆う計算領

しさらに緑化を施した場合の日最高気温と現代の土域で行い、初期・境界条件は気象庁領域メソ客観解

地利用での日最高気温の差の10日平均

析デー タ(MANAL)を用いた。計算期間は 2007年8月7日OOUTCから11日間(dt = s)とした。上記
3のシナリオの土地利用および、現代の士地利用で士巨Arigaand Matsuhash i: 2012.l. C切Plan. Inst. Jpn. 47, 745-750.
Saito etal.: 2006. Mon. Weather Rev. 134, 1266-:1298.

地利用を同じにした実験を行った。また本研究で導入した地表面パラメー タを用いたJMANHMの妥当性を評価するためAMeDASの気温デー タを用いた。

-103-

大会第1
午・
後

日

A151

最新の再解析における熱帯低気圧の再現性
釜堀弘隆（気象研究所）
1. はじめに
近年の再解析システムの高解像度化・デー タ同化シ
ステムの高 度化に伴い、 再解析における熱帯低気圧(TC)の表現は かなり向上してきた 。 再解析 上のTCは様々な研究に活用されているが、 再解析プロダクトにおけるTC は現実のTC をどの程度再現しているのであろうか。 最近公開された再解析におけるTC検出率と強度を調べた。
2. デ ー クとTC検出方法
再 解 析プロダクトと し て は 気象庁が作成した
JRA-55, NOAAが作成したCFSR, ECMWFが作成したERA-Interim、およびNASAが作成したMERRAを用いる。 JRA-55ではTCRと呼ばれる疑似観測デー
タによりTC表現の改善を行っており、またCFSRではTCrelocationと呼ばれる手法で背景場のTC場を修正している 。 これ に 対 し て、 ERA-Interimお よび
MERRAではTC表現のための人為的な操作は 行っていない。 TC検出に用いた デー タは、各再解析の1.25度等緯度経度気圧面解析値である。
観測デー タとしては、JTWCおよびNOAA/NHCのベ ストトラックを用いる。 統計期間は、1979·2013年である。TC検出基準はHatsushik:a et al(20 06)と同じも のを用いる。
3. 結果
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Global TC detection rate(")

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Global TC Intensity

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図1に各再解析に おける全球TC検出率、また図2に検出されたTCの全球平均強度の年々変動を示す。
J RA-55では、TC検出率の不自然な長期低下傾向がある。また、TC強度も弱化傾向を示している。 CFSRでは 1980 年代末に検出率のジャンプがあるが、 その後は大きな変動 は見られ な い 。 ERA·Interim および
MERRAではTC検出率の長期増加傾向があり、またTC強度は 強化傾向を示している。いずれも不自然な変動であるが、JRA-55の検出率減少傾向はTCR作成時のバグであることが分かっている。 ERA-Interimおよ
びMERRAの検出率増加は、観測デー タ数の増加に伴う再解析上のTC循環場の改善に伴うと考えられる。
従って、 いずれの変動も、 自然変動には対応していない。 しかし、TC表現のために再解析システムの人為操作をしたJRA-55およぴCFSRでは 90%前後の検出率が得られているのに対し、 実観測のみでTC を表現しているERA-InterimおよびMERRAでは60·70%の検出率に過ぎない。 TCRおよびTC relocationがTC表
現に有効であることが 分かる。
図2に、 ベ ストトラックのTC中心近傍に存在する
低気圧性擾乱の850hPa相対渦度の分布を示す。 ここでの擾乱は各再解析で検出されたTCだけでなく、検出基準を満たさなかったも のも含まれる。TC 操 作 を行った再解析(JRA-55, CFSR)は非常によく似た渦度分布を示しており、 3x1智0
1付近に分布のピ ー クを持っている。 一方、 実観測のみでTCを表現している再°解析(ERA-Interim,MERRA)では分布のヒ ー クは前ー
者より弱く、2x10村1付近にピ クが存在する。 渦度がlOxlO令·1以上の強い擾乱もTC操作再解析ではある程度の出現頻度を示すが、 実観測のみの再解析ではほとんど表現されていない。
以上のことより、全球のTCを適切に表現するに は、
現状では 再解析システム上で何らかのTC 操作をする必要がある。 同時に、 最新の再解析に表現されたTC
変動はいずれも現実の変動ではない不自然なも のであることも分かる。 現実大気と同様のTC 変動を再解析上で再現するに は、 デー タ同化システムの更なる技術開発が必要である，

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Vorticity (10"-4 /s)
図3 各再解析に表現された擾乱の中心付近の850hPa相対渦度の全球平均の頻度分布

-107-

A152

高解像度SST再解析JRA-55CHS・・・・・ 再解析システムとSST·····＊釜堀弘隆 1, 升永竜介 2, 小林ちあき 1, 岡島悟生中村尚 2,
1気象研究所気候研究部， 2東京大学先端科学研究センタ ー
1. はじめに従来の再解析は汎用的な利用を目的として おり，
多くの場合 ， 気候研究への適用 を考慮して境界条件
は単 一 のデ ー タ を用いている． そのため ， 洵面水湿
S( ST)などの境界条件を変えた場合に解析値がどのような 影響を受けるかは明らか ではない. JRA-55
において も ， ,SSTは全期間にわたって COBESST
I( shii et al 2004)を用いているが ， COBESSTの空
問解像度はあまり高く なく ， 海洋の変動を十分に捉えきれていないと考えられる ． 空間解像度の高い
SSTを用いれば，SSTに応答する大気境界層などをより正確に表現できると考えられる. COBESSTに代えて より高 解像度の SST を用いて 再解析実験
JRA-55CHS を行った
2. デ ー タ同化システムと SST データ
用いた再解析デ ー タ同化システムは JRA-55C と一同 のものである． 従って ， デ ー タ同化に用いた銀測デ ー タは通常型観測のみである (JRA-55本プロ
ダクトとは異な り， 衛星デ ー タは使用していない）．
SSTとしては， MGDSST(栗原ら 2006)を用いる．
MGDSSTは船舶やブイなどの通常型親測と衛星観測の両方を用いたSST格子点デ ー タ であり， 空間解像度は0.25度である． 実際の再解析では， これをデー
タ同化システム の解像度であるTL319(0.5625度に相当）に内挿して 用いる． 計算期間は， MGDSSTが利用 できる1985-2010 年である. JRA-55HS は下部境界条件として のSST以外はJRA-55Cとまった
く同じ仕様であり， 両者を比較することにより大気構造・変動へのSSTの影響を直接議論できる．
3. 結果
図1 にCOBESSTとMGDSSTとの5月の温度傾度の日本付近における差を示す． 日本の南岸に負の温度傾度が存在し、 その南側に正の傾度が分布している。 これは、 COBESSTに較べて 、 MGDSSTにおいては黒潮の流軸に沿って幅の狭い水温 極大 が 明瞭に表現されていることを意味している。 また， 日本
海にも温度傾度の差が存在している図2に両再解
析の年平均潜熱フラックスの差を示す． 日本の南岸に沿って 負の偏差があり、 その南東側に正の偏差が分布している。 この負偏差・正偏差は対で分布しており， 両再解析のSSTの解像度の差異に対応している。 すな わち、 温度傾度極大域の北側で 負、 南側で正の潜熱フラックス偏差が生じていると解釈できる。
また、 日本海にも正偏差・負偏差の対が見られる。
これらは、 対馬暖流および日本海中部に東西に延びる水温前線に対応すると考えられる。 潜熱フラック
スの差に対応して 降水最にも差が生じることが期待される。 圏3は両再解析の年降水呈の差を示す。 黒

潮沿いの潜熱フラックスの正偏差および負偏差に対応して ， 降水量にも正偏差・負偏差が存在している．
両再解析の潜熱フラックスや降水量に大きな 差があると言うことは， 擾乱活動にも無視できない差があると思われる。 JRA-55HS と JRA-55Cを利用 する事で， 海洋場の変動が 大気に及ぼす影製が定量的に評価できると期待される．

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因1 JRA-55HS と JRA-55Cとの間の5月SST傾
度の差（単位： K/lOOkm)
JRA55HS-JRA55C LHTFLsfc 1985-1998

2',.―-,.

―

202'

図2 JRA-55HS とJRA-55Cとの間の年平均潜熱
フラックスの差（単位： W/m2 )SON

JRA55HS-JRA55C TPRATsfc 1985-1998，、,,·C/

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図3 JRA-55HS とJRA-55Cとの間の年降水量の差（単位： mm/day)

-108-

A153

西風イベントと東風イベントの環境場依存性と非対称性＊林未知也， 渡部雅浩（東大大気海洋研）
1

される(Seiki and Takayabu 2007a)。 振幅最大の日・経度を中心にコンポジット解析をした。

はじめに

西風イベント(WWE) は，西 中央熱帯太平洋 で数日から 数週間持続する強い表層西風
偏差である。 WWEはエルニーニョの時期に
・

3

結果と考察

頻繁に観測されることから （環境場依存）， エ
ルニーニョ ・ 南方振動 (ENSO)に対して重要な因子であると考えられてきた(Eisenman etal. 2005)。 一方，WWEの東風の対現象である

101事例の WWEと23事例の EWE が抽出された（圏la)。 どちらのイベントも， 深い対流の発生に十分なほどSSTが高い太平洋暖水域上で，同様の時期 ・ 経度において発生し， ま
た Nino4 (160° E-150° W, 5° S— 5° N) SST 偏差東風 イベント(EWE)に関する調査はほとんど無い。 近年，Chiodi and Harrison (2015)とPuyの上昇に伴い発生しやくすなる（医I b)。 また，
それらのイベント 発生のマッデン ・ ジュリアet al. (2015)によってEWEの環境場依存性の有無が議論されたが結論は出ておらず，WWEとの違いも明ら かでない。

ン振動との関係も確認された。 しかしながら ，
EWEの発生 頻度は WWE よりもかなり少ない。 このことは異なるイベント抽出条件によ

本研究では，WWEとEWEの環境場依存性
データと手法る解析 から 確認された。
WWEとEWEの発生頻度の 非対称性は，イベントに内在する下層西風の季節内周期成分

表層風はJRA-55 (Kobayashi et al. 2015),に伴う局所的な発達過程が異なるためにもたと非対称性を調査 した。
2らされる。 また，局所的な対流偏差だけでな

外向き長波放射(OLR) と海面水温(SST ) は
NOAA(Liebmann and Smith 1996; Reynolds etal. 2007)の日平均値を用いた(1982-2013年）。
WWEと EWEは，91日移動 平均（背景場）より高周波(HF) な東西表層風偏差の 2.5° S—2.5° N―
平均値が太平洋において， 5 m s l 以上の振幅

く，離れた場所の対流偏差 （図2)も同等にイベントを引き起こ すのに 重要であることが， 線形傾圧モデルによる 実験によって実証された。
謝辞： JSPS科研費25-5379の助成を受けました。
参考文献： Hayashi and Watanabe 2016: Asymmetry ofWesterly and Easterly Wind Events: Observational Evi­dence. SOLA, 12, doi: 10.2151/sola.2016-009.

で東西100 にわたって2日以上続く場合に抽出

#EWE
2

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g]＜はss� u
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#WWE
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a) WWE at Day 0-�--�. ""-2
1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000 2003 2006 2009 2012
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函1.(a) WWEと E WEの月ごとの発生数（縦棒， 右軸）とNiiio4 SST偏差の時系列（線， 左軸）。(b) WWEとEWEの発生数のNiiio4 SST偏差に対するヒストグラ
ム（棒 ， 左軸）と確率密度関数（線， 右軸）。

Relative Longitude→

3 [m/•l

図2. (a) WWEと (b) EWEについての表層風（矢印，95%以上有意）とOLR(色）のHF成分およびSSTの背景場成分 28.5° C( 破線）のコンポジット。 色に重ねた点とハッチはそれぞれ95%以上有意な正と負のOLR。

-109-

A154

2014-16年のエルニーニョ現象＊安田珠幾•吉川郁夫・石川 一郎·杉本裕之・ト部佑介・久保勇太郎（気象庁気候情報）
生したエルニ ーニョ現象1ま 、 2015年末を境に弱まり始めた。エルニー
ニョ現象の衰退 、 終息に伴う熱帯太平洋 、 インド洋の変化 、 さらにそれらの天候への影響を今後も注意深く監視する。

32

゜

1. はじめに2014年夏に発生したエルニーニョ現象は、 2015年春以降に発達
し 、 2015年11月から12月にかけて最盛期となった。気象庁がエル
ニ ーニョ現象発生の判断に使用しているエルニ ーニョ監視海域(NIN0.3: 5°S-5°N, 150° -90"1/v)の海面水温(SST)の基準値（前年までの30年平均値）との差（監視指数）は、 2015年12月に+3.0℃となり 、 1949年以降に発生した15回のエルニ ーニョ現象の発生期間
中の最大値としては、 1997-98年の+3.6℃, 1982-83年の+3.3℃に次ぐ3番目の値となった。本発表では 、 2014年から2016年にかけてのエルニ ーニョ現象について報告する。使用した解析データは、
海 面 水 温： COBE-SST (Ishii et al. 2005 ) 、 表 層 水 温MOVE/MRI.COM-G2 ( Toyoda et al. 2013) 、 大 気場： JRA-55(Kobayashi et al. 2015)である。

_,
JAN

2014

2. 2014年の未発達と2015年の発達
気象庁では、 NIN0.3における監視指数の5か月移動平均値が6
か月以上連続して+0.5℃以上になった状態をエルニ ーニョ現象と定義している。図1に2014年から2015年にかけてのNIN0.3における監視指数の時系列を示す。気象庁の定義では、 現在発生中のエルニ ーニョ現象は2014年夏から発生していた。しかしながら 、
2014/15年の冬までは大きく発達せず、 エルニ ーニョ現象発生の閾値である屯5℃ぎりぎりを推移した。その後 、 2015年春から発達した。
図2に、 赤道に沿ったSST偏差と海洋表層300m平均水温偏差の時間経度断面を示す。2014年は、 1 、 2月に西部太平洋赤道域での西風バーストの発生によって海洋暖水ケルビン波が東進し 、 4月に東部太平洋赤道域のSST偏差を上昇させた。このような春先の西
風バー ストから東部SST偏差の上昇までの過程は、エルニ ーニョ
現象発生初期によく見られるため、 エルニーニョ現象の発達を予想させた。しかしながら 、 6月の東風偏差による冷水ケルビン波が東部のSST偏差を低下させた。2014年は、西風偏差（その後の暖水
ケルビン波）と東風偏差（その後の冷水ケルビン波）が交互に発生し、東部太平洋赤道域のSST偏差は上昇と下降を繰り返した。一方、2015年には、 1 、 2月の西風バーストによる暖水ケルビン波の東進に続いて、 春以降も複数の西風バーストが発生し、 大規模な大気海
洋フィードバックが働き 、 エルニ ーニョ現象が発達した。
図3に 、 赤道に沿った200hPa速度ポテンシャル偏差の時間経度断面を示す。2014年の6月から9月にかけては、 季節内振動に伴う発散（対流活発）域の東進が毎月確認できる（図3左）。発散域の東側では下層で東風偏差が卓越し、冷水ケルビン波を発生させた。
エルニ ーニョ現象の特徴である 、 西部太平洋赤道域の対流不活発
偏差と日付変更線から東部にかけての対流活発偏差は持続せず 、
2014年8月に見られる程度であった。一方 、 2015年の季節内振動
は7月から10月にかけて不明瞭で（図3右） 、 西部太平洋赤道域の対流不活発偏差と中部太平洋赤道域から東部にかけての対流活発偏差が安定して存在していた。これに伴って下層では西風偏差が卓越し 、 エルニーニョ現象が発達した。
3. おわりに2015年は年平均全球平均気温の記録が更新された。これにはエルニ ーニョ現象の影響が大きかったと考えられる。これに関連する近年の全球平均水温の上昇について、 本大会で卜部他が発表する。
今後 、 エルニ ーニョ現象の2014年の未発達と2015年の発達の要因及びこれらの関係について調査を行う。また 、 2014年夏に発ラニーニャ現象
炉R

JUL

OCT

JAN

2015

APR

JUL

J瓜

OCT

2016

図 1 :2014年から2015年にかけてのNIN0.3におけるSSTの基準値（前年までの 30 年平均値）との差（監視指数）の時
系列（℃）。実線は月平均値、 破線は 5 か月移動平均値を表
す。

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図 2:2014 年から 2015 年にかけてのインド洋・太平洋の赤道に沿った（左）SST 偏差と（右）海洋表層 300m 平均水温偏差の時間経度断面（℃）。

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固3:(左）2014 年と（右）2015 年の 4 月から 12 月にかけての 、 赤道に沿った 200hPa 速度ポテンシャル偏差。等値線間
6隔は 2x106而Is。-4x10 而Is 以下の領域を点描陰影で 、+4x106而Is以上の領域を斜線陰影で示す。

-no-

9●

涵

A155

[／

2014 年以降における全球平均海面水温の顕著な上昇＊卜部佑介•安田珠幾（ 気象庁気候情報）、 前田修平（気象研気候）

6i[

2. 2014年以降の海面水温の上昇
気象庁が地球温暖化やエルニ ー ニョ現象などの気候変動の監視に使用している海面水温客観解析(COBE-SST,
Ishii et al. , 200 5)に基づく全球平均海面水温偏差は 、長期的には有意な上昇トレンドを示す一 方 、 十年～数 十年
規模の変動も重なっており、 上昇傾向の強弱が繰り返されている（図l)。2000年前後からの十 数年間は上昇傾向が不明瞭となっていたが、 2014年 、 2015 年と二年続けて記録的な正偏差が観測された。
図2に1999~2012年で平均した海面水温偏差分布を示す。l. で述べた通り、 平均的にラニ ー ニャ寄りの傾向が表れている。一方 、 固3に示す2013年から 2015年にかけての海面水温の変化はこれに逆行する傾向となっている。
PDO指数 を負から正へと転換させた北米西岸の正偏差は2013年から2014年にかけて強まり、 2015年にはエルニ ー
ニョ現象が1997/98年以来の強さへと発達して太平洋赤道域で大きく昇温していることが分かる。

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1 . はじめに
長期的には有意な上昇トレンドを示している全球平均
気温は 、 2000 年前後から十 数年にわたって上昇傾向が不明瞭となり 、 上昇の停滞（ハイエイタス）」として注目されている。この期間においては太平洋十年規模振動(PDO)
が負の位相を示し 、 太平洋熱帯域において平均的にラニ ー
ニャ現象側の傾向が見られ、 海洋の熱吸収が増加することでハイエイタスに寄与していた可能性が指摘されている(England et al., 2014; Kosaka and Xie, 2013)。
そのような中で 2014年の夏季に発生したエルニ ー ニョ
現象は 2015/2016年の冬季にかけて一年半以上継続しており、 全球平均海面水温は急激に上昇して記録的な正偏差を示す状況となっている。本講演では 、 この 2014年以降における全球平均海面水温の顕著な上昇について 、 その状
況を関連する海洋や人気循哀場の変動とともに示す。

図1 左( ）：全球平均海面水温偏差 (1891年~2015年）●付折線：年平均／曲線：5年移動平均／直線：線形トレンド
図2 (右）： 1999 ~2012年で平均した海面水温偏差(Urabe and
Maeda,2014より）ドットは統計的に95%の水準で有意な偏差
を示す。

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-.I, J, -図3 : 海而水温偏差（年平均値）の差分（左）：2014年ー2013年 （右）2015年ー2014年
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図4 年平均海面水温偏差の変化分(2014年ー2013年）に対して寄与した成分として求めた積分址。
（左）：850hPa流線関数偏差(10Gm2/s)（右）：下向き海面溶熱フラックス偏差(Wlm')

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3. 海面水温上昇の要因（海洋貯熱量と大気循環場）
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図4に2013年から2014年にかけての海面の 潜熱フラッ°°
s , 12o"E - GO°Wlで平図5(左）：太平洋熱帯域c20N-20
クス偏差及ぴ850hPa流線関数偏差の籾分抵を示す。北太均した水温の深度時間断面図。
平洋では気候的な循環が弱まる傾向が見られ、潜熱フラッ
図6 (右）：海洋貯熟最（海面~300m深の平均水温）偏差（年
クスのパター ンは圏3 (左）に示した昇温域とよく対応し平均値）の差分(2015年ー2013年）ている。北米西岸を中心とする北太平洋中高緯度の顕著なとからインド洋の海面水温は 今後更に上昇することも考
正偏差は大気循環場の変動による蒸発（楷熱）の抑制に起えられる。
因していると考えられる。
囮5は太平洋熱帯域で平均した水温の深度時問断面固4. まとめである。2013 年の時点では亜表層に分布していた正偏差2014年、 2015年と二年続けて全球平均海面水温偏差（年が2014年から2015年にかけて海面付近へと移動している。
平均値）が最商値を大幅に更新した。この海面水温上昇に
固6に示す2013年から2015年にかけての海洋貯熱最の変はエルニ ー ニョ現象とそれに伴う大気循環場の変動が寄化と合わせて考えると、 太平洋熱帯域では西部の亜表層にー与しており、これは上昇傾向が不明瞭となっていた 2000
菩和されていた水温の正 偏差がエルニ ニョ現象の発生
年以降の期間に見られていた十年規模でのラニ ー ニャイ項に伴って中部から東部の海面付近へと広がったことで海向とは対照的な変動である。今後の全球平均気温、海面水
面水温が大幅に上昇したと結論づけられる。海面水温と同温やそれに影器を及ぼす気候変動に注目していく必要が様 、 これも 2000年以降続いていた傾向とは逆の変動であある。
り、 地球温暖化の停滞との関連が注目されている十年規模
変動の状況が変化しつつある可能性を示している。
また、 インド洋についても 、 エルニ ー ニョ現象から数ヶ
月遅れて海面水溢が上昇するという過去の傾向と整合的な状況となっている。今回の現象が現在も継続中であるこ

-111-

A156

CMIP5気候モデルにおける陸上の降水日変動
廣田渚郎12、 高薮縁叉濱田篤2(1. 国立極地研究所、2. 東大大気海洋研究所）
はじめに

次に、 モデル降水の地表気温依存性と、 自由大気

気候モデルにおいて、 陸上の降水日変動を適切に表現する ことは大変難しいことが知られている(Dai2006) 。 例えば Wang et al. (2006) は、 海洋大陸における降水日変動は 、 観測で 16 時頃に最大になるが、彼らの領域気候モデルではそれより2時間程度早いことを示した。 更に感度実験を行い、 対流スキ ー ム

湿度依存性を調べた（因は省略）。 その結果 、 寄与率°が大きく、 降水ヒ ークが早すぎるモデルは、 他のモデルに比べて、 地表気温依存性が強く、 自由大気涅
度との関係性が弱い。つまり、これらのモデルでは 、
日中の太陽強制による地表の不安定化に伴って対流が簡単に立ち過ぎてしまうと考えられる。

におけるエントレインメントを大きくすることで、（謝辞）木研究は、 文部科学省のグリ ー ン ・ ネットワ ーク・オブ· エクセレンス(GRENE)事業 、 科研費(15H02132) 、
瑛境省推進費(2·1503)の支援により実施された。

゜

降水ヒ ークを遅らせる事ができることを示している。
本研究では、 Coupled Model Intercomparison

Project Phase 5 (CMIP5) 気候モデルにおける降水

日変動の再現性を調べる。 全球大陸上で 6-8 月を解析する。

め、 衛星観測に基づく GSMaP(Ver5) 降水デー タ、JRA55 再解析デー タ、 ERA-interim 再解析デー タも用いる。

解析期間の降水量をロ

ー

カル時間別に平均して、気候平均的な降水日変動を計算する。 それを全球陸上で平均して図 1 に示す。 GSMaP デー タと JRA55

3

結

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CMIP5 によって集約された 28 個の気候モデルによる historical 実験 (1981·2000) を調べる。比較のた

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データ

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GSMaPv5
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それらには有意な負相関（相関係数 — 0.69) がある。 つ°まり、 寄与率が大きいモデルほど、 降水ヒ ークが午

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0.2-0.8、ヒ ー ク時間は 12·18 時で大きくばらっくが、＇の時間を横軸にとり図2にプロットした。 寄与率は

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動成分として、 その全降水量に対する寄与率を各モ°デルで計算した。 その寄与率を縦軸に 、 降水ヒ ーク

24〗ている（図1陰影）。 降水量の日変動する部分を日変

21五降水日変動の振舞いは、 モデル間で大きく異なっ

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CMIP5

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スはおおよそ全球的に見られる。

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も見られるが（例えば、振幅が中裔緯度より熱帯の方が大きい）、モデルの降水ヒ ー クが早いというバイア_＿＇
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12 時頃で観測より早い。降水日変動には地域依存性

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再解析では、 降水ヒ ー クが17時頃に見られる。

CMIP5 のマルチモデル平均 (MME) の降水ヒ ー クは

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固1: 全球陸上における降水の日変動(mm/day)。実線はCMJP5
マルチモデル平均(MME) 、 点線はGSMaP 、 一点鎖線はJRA55
再解析 、 陰影はマルチモデル間のスプレッド（土1標準偏差）。

図2:降水日変動の寄与率（縦軸）とヒ°ーク時間（横軸）。相関係数は-0.69。

後0時頃の早い時間帯に見られる。

-112-

A157
梅雨最盛期と盛夏期の東日本における大雨日の降水特性と総観場の気候学的解析（降水域の南北の広がりにも注目して）＊松本健吾． 加藤内識進（岡山大学大学院教育学研究科）． 大谷和男（岡山大学大学院自然科学研究科）
1 . はじめに梅雨最盛期の東日本では， 50mm/日を超えるような「大雨日」の出現頻度は西日本ほど高くないが，
梅雨降水の将来予測などの際には， 東日本のように
大雨の少ない地域についても知見を整理する必要がある。 そこで， 東京を例とする東日本の大雨日について， 統計的な解析を行ってきた(2013年秋，2014
年春，2015年秋の全国大会で報告）。 東日本では，•梅雨最盛期の「大雨日」の約半分は台風が直接関連した事例であり， また， 西日本の集中豪雨と違い，10 mm/h未満の「普通の雨」が持続することにより大雨となる事例が少なくなかった。 また， 盛夏期には， 台風に関わる事例が多く，10 mm/h以上の降水による寄与が非常に大きかった。
本講演では， その続報として東京の大雨日(50mm/day以上の日） における降水の南北の広がりと大気場等について吟味する。
2. 梅雨期と盛夏期の降水域の南北の広がり
第1表 梅雨最盛期と盛夏期における東京での大雨日における地上天気図のパタ ー ンの特徴と，それぞれの事例数(1971~2010年，梅雨最盛期は6月16日~7月15日盛夏期は8月1日~8月31日）。
パタ ー ン
天気園の特徴回数
台風もしくは熱帯低気圧が東京から
A
6
700 km以内に位置する（停滞前線が存在する場合も，ほぼ東北かそれ以北）
梅
Aと同様だが，停滞前線も東京付近もしB
7
雨
くはそれ以南に位置する
最4hPa毎の閉じた等圧線を2本以上持つ
C
7
停滞前線上の小低気圧が，東京付近に期接近中もしくは位置する停滞前線が140° Eにおいて30° N以北
D
8に位置する場合で， パ ク ー ンC以外
E
3
その他
T
梅雨最盛期 パ ク ー ンAと同様
18
盛
T+F
7
梅雨最盛期パク ー ンBと同様
夏
パ ク ー ンDと同様
F
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梅雨最盛期
期
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梅雨最盛期 パ ク ー ンEと同様
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第 1.図 梅雨最盛期の東京での大雨日について， 東経゜
140 沿いの地点の日降水量をパタ ー ン毎に平均した図。

第2図 925 hPaの温度移流の合成図。上段左が第1表パ
タ ー ンA, 右がB. 下段左がパタ ー ンT, 右がT+F。
これまでの報告では東京での大雨日における気圧
配置の違いを第1表の通り分類した。
第1函は東京の大雨日についての南北の降水分布（盛夏期は略）， 第2図は温度移流の合成図（暖気移流を正値）（他のパ タ ー ンは略）である。 パ タ ー ンA,
Tは，—W·VTgzsく2Kday-1の領域を中心にまとまった降水が見られた。 パ タ ー ンBは広い範囲で大きな暖気移流があり， その中で南北に広い範囲でまとまった降水が見られた。 パ タ ー ン C は暖気移流域は比較的狭いが， その領域の中である程度南北に広く，まとまった降水があった。 盛夏期では， パ タ ー ンT
はそれほどまとまった雨の南北の広がりが見られなかった。 パ タ ー ンT+F, Fは強い暖気移流域は， パ ターンBより狭いが， まとまった降水の広がりは， その強い暖気移流域一 杯に南北に広がっていた。
梅雨最盛期のオホ ー ツク海気団が張り出し前線を形成しているところへ台風や小低気圧が接近すると，南側からの高温多湿な空気が， その気団の南縁の傾圧帯に流入し， その付近で暖気移流域も広がり， まとまっ た降水をもたらしていることが考えられる（東京でのlOmm/h以上の寄与は大きくない）。梅雨
前線が現れず， 台風のみの場合であると， 暖気移流
域は少し北で現れ、降水域は暖域での風系の通過過程で， さほど広がらずに現れると考えられる （東京での10 mm/h以上の寄与は大きい）。
これらの結果が意味することを，10 mm/h以上の寄与も示し， 検討する予定である。

-113-

A158

落雷死者数の長期変動および雷日数との関係＊藤部文昭（首都大・都市環境）【はじめに】 日本では，1923 年から国際疾病分類(ICD)に準拠した落雷死者数の統計が行われ，「人口動態統計」（戦前は 「 日本帝国死因統計」等） に収録されてきた。 この資料を使って，落雷死者数の長期変動，およびそれと雷日数など気象要素との関係を調べた。
【資料と解析方法】 落雷死者数については，
上記資料による 2014 年までの年齢層別・男女別のデ ー タを使った。 項目名は，1949 年まで「雷死」，i978 年まで「雷撃」，1994 年まで「落雷」 ，以後「落雷による受傷者」である。 雷日数は，本州～九州の 39 地点における 1931 年以降の年間日数の平均値を使った。

【落雷死者数と雷日数との関係】落雷死者数の年々変動と雷日数との間には， 1960 年代まで高い正相関があり，前後計 15 年間の相関係数が 0.9 を超える期間もあった（図1)。その後は，死者数の減少とともに相関が低くなった。
しかし， 「警察白書」所載の「災害発生件数」と雷日数との間には，1980 年代以降も 0.6~0.8の有意な正相関が認められる。
また，落雷死者数と年平均気温との間にも多くの期間に 0.4~0.6 の正相関がある。 このことに関連して，気温と雷日数との間には0.3程度の正相関がある。一方，落雷死者数と年降水量の間には有意な相関は認められない。
謝辞：研究費の 一 部として科学研究費助成事業（基盤研究(S), 代表者：松本 淳）を使用した。

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【落雷死者数の長期変動と近年の状況】落雷
死者数は， 1960 年代までは年間数十人で推移した（図 1)。この間，終戦直後の 1947,48 年には 100 人を超えた。しかし，1970 年ごろから減っていき，2000 年以降は年間数人になった。落
雷死者数の減少傾向はアメリカでも報告されているが (Ashley and Gilson,2009,BAMS), 日本のほうが減り方が大きい。なお，1968~2009年については 「警察白書」にも年間の落雷死者数が載っている。 その数値は 「 人口動態統計」 のものよりも 2~3 割小さいが，年々の変化傾向はよく似ている。

1999 ~2014 年の 16 年間の死者数は計 58 人_
（年平均 3.6 人）である。うち男性が '78% で，年
齢別では 60 代にピ ー クがある。 一方，1940 年°
代には 20 歳前後にヒ ー クがあった。高齢者は若年層よりも死亡率の減少が鈍<, このことと高齢者の人口比率の増加により，死者数に占める高齢者の割合が増えている。
都道府県ごとに見ると，戦前は死者数の人
口比の1位が栃木県，次が群馬県であり，夏の雷多発地域で被害が多かった。 近年は死者数・が少なく，地域性をつかみづらくなった。

一雷日数·--皿～相関係数

i 翌翌i
0~14 歳1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000 2010

釦落雷による年間死者数（棒グラフ，目盛りは左側； 1944~46 年は資料なし），年間雷日数（実線，目盛りは右の内側），および各年の前後計 15 年間の両者の相関係数（灰点線，目盛りは右の外側）．縦の細点線はICDの改訂を表す．

-114-

A159

日本の盛夏期の降水特性と大気場に関する総観気候学的解析＊槌田知恭（岡山大学教育学部（理科））， 松本健吾（岡山大学大学院教育学研究科 （理科））大谷和男（岡山大学大学院自然科学研究科）， 加藤内識進（岡山大学大学院教育学研究科 （理科））1. はじめに
日本列島の梅雨最盛期には， 梅雨前線の影響で，
特に西日本を中心に， 組織化されたクラウド クラス
タ ー に伴う集中豪雨が頻出して総降水量も多くなる
が， 東日本側では大雨の頻度は少ない(Ninomiya
andM立uno1987 ; Ninomiya1989 )。
一方， 盛夏に関して， 松本他(2014)は， 東日本の大雨日の降水の特徴の梅雨最盛期との違いの大きさを指摘した。 また盛夏期には， 天気図で必ずしも明瞭な前線が描かれていない場合にも， 日本列島全体
での降水量こそ小さいが局地的には強い降水がもたらされることもある(Ninomiyaet al 1983)。
しかし， 盛夏期における降水の時空間的な広がり
や集中性，時空間で積分した降水量との対応，それらと大気場との関係等， 盛夏期全体を通じた総合的な記述は充分ではない。そこで本研究では，2006~
2015年の8月における， 各気象官署の日降水量，1
時間最大降水量，10分間最大降水量のデ ー タや（北陸地方・沖縄県を除く関東から九州の気象台， 測候所を併せて87 地点分。 気象庁本庁のHPからダウ
ンロ ー ド），NCEP/NCAR再解析デー タ(2.5° X 2.5°格子）に基づき解析した。なお本研究では，日降水量50mm以上の日を大雨日と呼ぶ ことにする。．
2. 盛夏期における降水の平均的特徴
領域平均の日降水量は約6mm であるが， その42%にあたる 2.4mm/日を大雨日の降氷で賄っていた。 但し， 大雨日が観測された地点数は 1日あたり
平均2地点程度であり， 多数の地点で大雨日となる事例は多くなかった。 但し， 降水が観測された地点
は， 全体の期間で平均して 1 日あたり 51 地点もあり， 全地点の 59 %にのぼる。なお，その地点数は8
月の前半よりも，後半の方が増加している。
一方，興味深いことに，大雨日の出現と違い，1時
間最大降水量 10mm 以上や，10分間最大降水量
2mm以上となる.1日あたりの地点数は，それぞれ，
9 地点，17地点と，かなり大きかった。しかも， これらの強い短時間降雨強度が観測された地点数も，平均的には8 月の前半よりも後半の方が多かった。
3特徴的な降水日の合成場
一般的には，領域平均降水量（以下，AMPRと略す） が多い方が， 大雨日の寄与や領域内での出現頻度， あるいは短時間降雨の強度の最大値が大きな値をとる地点の出現頻度が大きいことが期待されるであろう。確かに，AMPRの少ない日には，大雨日を観測した地点数，1時間最大降水量10mm以上の地
点数，10分間最大降水量2mm以上の地点数に該当する地点数の少ない場合が多かった。
しかし, AMPRが平均を上回っているのに，日降
水量 50mm 以上の地点がなかった日（以下， タイプ

Aと呼ぶ）。 また, AMPRが平均以下であるのに 10
分間最大降水量 2mm以上の地点数が平均を大きく上回っている日(24地点以上）も見られた（タイプB)。
そこで， これらの状況での大気場に関して，合成解析を行った。 比較のために, AMPRと 10分間最大降水量2mm以上の地点数の双方が，平均を大きく上回っている日（タイプC )も併せて解析した。

...
置囀

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第1國

11:犀

証

タイブBの（左） 925hPa面での風ペクトル(mis, 凡例参贖）と比湿(g/kg,
実線）の分布の合咸。
1（左）と同樺。但し．（右）500hPa面。
それぞれのタイプで 925および500hPa面における風 と比湿の場を合成した。タイプA(図略）では，
小笠原諸島付近に中心を持つ高気圧の縁辺に沿って，湿潤な空気が日本に流れ込んでいる。 一方， 本州南岸付近を中心に， 低気圧性循環が明瞭で， しかも，その付近の比湿が特に大きな値を示す （その北方では比湿が大きく減少し， 比湿の南北傾度が大きくなっている） 。また，九州北部～北陸付近にかけて，下層の流れが弱く， 収束もしくは低気圧性シアが強い点も注目される。
タイプBでは （第1図） ， 亜熱帯高気圧南縁側の東風（貿易風） の領域が， タイプAよりも北偏している。 タイプAで見られた本州南方の高気圧性循環のセルの中心付近での比湿の極小域もなく，湿潤な空気が本州南方に広く分布していることが分かる。
また，日本列島付近は，本州南岸から数 100km南方に中心を持つ高気圧性循環のセルの北西縁にあたるとともに，本州南方から日本列島へ広域的に水蒸気流入し， 更に 北方へ抜けていくような場になっている。 従って， 高気圧循環の支配下でありつつ，かな
り高温多湿な気団が日本列島を通過しやすい状況と言えそうである( 500hPaでもサブハイ域にあたる）。
タイプ C(図略）では，本州南方の高気圧性曲率が小さく，タイプBよりも更に広い範囲で南から日本列島へ向かって湿潤な空気が流れ込んでいる。
4. 鍵わりに
盛夏期には，日本列島スケ ー ルの領域平均降水量が少ない場合でも， 短時間の強い雨が多くの地点で観測される日がそれなりの頻度で出現していた。
領域平均降水量が少なく，強雨が多い時（タイプB)には，日本列島付近の下層は， 多量の水蒸気が吹き抜けるような場であった点が注目される。

-115-

A160
広域季節サイクルの中でみたドイツの冬における日々の気温変動と大気場（アイスランド低気圧の関わりに注目して）濱木達也・＊加藤内蔵進·塀和低ー（岡山大学大学院教育学研究科（理科））大谷和男（岡山大学大学院自然科学研究科）
1. はじめに
季節サイクルの詳細は「， 極端現象も含めた日々の気象系やその変動の季節性」と「多彩な季節感が育まれた文化生成の重要な背景」の双方を深く捉えるための『共通基底』であり， その基本場や日々 ・年々の変動をセットとして， 各地の季節サイクルを比較気候学的に見直すことの意義は大きい。 これまで本グルー プでは， 日本列島付近を中心に， 種々の季節の詳細な季節進行に関して学際的な視点も含めて吟味してきた。
冬から春への進行に関して， シベリア高気圧の季節
的な衰退過程もその興味深い一例である（濱木他；日本気象学会2014秋季，201 5 秋季全国大会）。 一 方， ド
イツ付近では春. 5 月は特別な季節として多くの作品で取り上げられているが仇0藤・加藤2014『気候と音楽』， 協同出版も参照）， 本グルー プは， 冬の追い出しに関するファスナハト(Fasnacht)の行われる2 -3月頃の季節感と関連して， 冬から春への進行についても解析を開始した(2015 年秋季全国大会）。
ところで冬の東アジアは「シベリア高気圧と東方のアリュ ー シャン低気圧との間」に位置するのに対し，
ヨ ー ロッパは「シベリア高気圧と西方のアイスランド
低気圧との問」に位置する。 従って， このような視点からヨ ー ロッパを東アジアと比較するのも興味深い。
そこで本研究では， ドイツ付近の春への季節進行の中での冬の日々の気温の変動と総観場について ， 主に
NCEP/NCAR再解析データに基づき解析を用いた。
2. 冬を挟む期間における日々の気温の変動

第1図 ドイツ中部付近の50N/10Eと東北地方付近の40N/140Eの格子点における日平均の地上気温(T2m, 上図）（℃）と850hPa風の時系列を ， 2000/2001~2009/2010の各年について重ねたもの。ドイツはU成分 ， 日本はV成分のみ示した。なお横軸は， 各月の初日の位置に月名を記した。

冬 を挟む 季 節経過の 中で の 日 々 の 地上気 温 や
850hPa風の時系列を10 年分重ねた例を， ドイツ中部
付近と日本列島付近の格子点について第1 図に示す。
加藤他(2015秋季全国大会） でも述べたように， ドイ
ツ付近では日本付近に比べて年間を通して日々の気温の変動が大きく （季節内変動や年々変動も含む），とり
わけ冬に大きな振幅を示す。 スペイン， イタリアなど
では日々のこのような大きな振幅は見られず， 東方はトルコ付近までの広がりに留まる（図は略）。
図は略すが， ドイツで特に気温の変動の振幅が大きくなる12月初め頃よりも2ヶ月ほど先行して， 海面気圧SLP の振幅も大変大きくなる（日本と比べても）。そのような季節的変化に対応して， 下層風の日々の変動の振幅も大きくなる�l図の下段）。但し興味深いことに， 極端な値の現れ方という視点も交えてみると，
日本列島付近では南北風成分の変動が東西風成分よりも大きいのに対し， ドイツ付近では， 東西風成分の変動が大きい（第1因下段には，850hPaでの東西風成分（ドイツ）， 南北風成分（日本） のみ示した）。
3. 日々の総観場の変動との対応
這の変動が顕著な年の一 つである 2007-2008 年
冬について， 50N/10E( ドイツ中部） の地上気温の時系
列に基づき， 季節内変動としての嵩温のステ ー ジと低湿のステ ー ジを抽出し合成解析を行なった。 なお， 各年の時系列によれば， 短周期変動だけでなく， 半月あ
るいは1ヶ月程度の周期の季節内変動も大きかった。
高温期問(2008年1/5-21, 2/21-3/3等） には， 地
上のアイスランド低気圧の中心がノルウェ ー海付近にあり， その南東縁としてドイツ付近まで西寄りの下層
強風が卓越していた（図略）。この西風に伴う明瞭な暖気移流が高温期間に寄与していたものと考えられる（東方との温度コントラストもあり）。一方， 低摺凱間には(2007年12/14-2 ,5 2008年2/13-19等）， アイス
ラン団氏気圧の中心がグリー ンランド南 部付近にあり，ドイツ付近は， イギリス～バルト海付近に中心を持つ高気圧の南東縁に位置していた。 この森気圧自体はア
ゾレス高気圧に関連する温暖な高気圧であったが ， ド
イツ付近は， その南東縁の弱い寒気移流域に対応していた。 従って， 少なくとも月平均場でも見られる顕著な暖気移流の影響を全く受けていない期間であった。
このように， アイスラン門氏気圧自体は ， それに伴う西よりの強風による暖気移流でドイツに高温をもた
ら要因になるにも関わらず， 平均的にまさにその季節にこそ， アイスランド低気圧の大きな季節内変動等に伴う別の過程との交代で， ドイツ付近の冬の大きな気温変動が起きている点が興味深い。

-116-

A161
ドイツの冬から春への季節進行と「冬の追い出し」に関連する季節感（東アジアとの比較の視点でみた学際的連携へ向けて）＊加藤内蔵進（岡山大学大学院教育学研究科（理科））・加藤晴子（岐阜聖徳学園大学教育学部（音楽））濱木達也（岡山大学大学院教育学研究科（理科））1. はじめに
東アジア気候系の多彩な季節サイクルは， 文化生成の背景として の気候の理解と， 温暖化等に対する地域
規模の気候変化の応答過程の予測・理解の双方に繋がる『共通の基底』 である。 そのような視点で， ドイツ
語文化圏の季節サイクルと季節感について， ユーラシ
ア大陸の西岸付近という位置づけの違いを意識しながら東アジア（アジアモンスーンシステムの大きな影響も加わり六季やそれらの中間的な季節などで特徴づけられる） と比較・分析することは興味深いと考える。
加藤（晴）・加藤（内） (2014)は， ドイツの春について
5月頃を中心に日本の春と学際的な比較を試みたが，更に， ドイツ付近の冬から夏への進行全体について，
日々の変動も交えた解析も開始した(2015年秋の日本気象学会の全国大会や関西支部例会（中国地区） で第1報を報告）。
本講演では， その後の気象学的解析の進展も踏まえながら， ドイツ付近の 「冬の追い出し」に関わる行事であるFasnacht(ファスナハト）や冬から春にかけての民謡 ・芸術歌曲などの歌に見られる季節感について検討する （既存の文献・資料等で示された点の再体系化も含めて）。 それらの結果と気象解析結果を融合し，季節進行の中で見られる「『幅を持つ季節』の中のどのような気象学的側面が感覚的に強調されたのか」という視点(}JO藤他2014)も交えて考察を加える。そのことが逆に， 種々の変動も重なった『幅を持つ季節』 としての季節サイクルを気象学的に詳細に吟味し直すための視点提供にも繋がると考える。 また本研究は， 持続可能な社会づくりのための思考や価値観の涵養に繋がるような， 気象と音楽・文化を素材とするESD授業
開発への貢献へ向けた準備としての意義も持つ。
2. ドイツ付近での冬から春への季節変化の概要
ドイツ付近での冬から春への季節変化に関して， 今
回の別の講演（濱木他による）や上述の関西支部例会
2015 での講演内容に基づき，以下に概要を述べておく。
日々の気温の変動（季節内変動や年々変動も含めて）は， 年間を通じてH本列島付近よりも大きいが， 平均
気温が「底」となる12月~3月頃には，とりわけ変動も大きい。なお， 夏の平均気温は20℃程度までしか上がらないが，6月頃には年最高値に達する（日々の変動は大きい中で）。
しかも， ドイツ付近の日々の気温変動が特に大きい
時期は，平均場のアイスランド低気圧が卓越する時期にほぼ対応していた（但し，アイスランド低気圧は10月頃から卓越し， ドイツ付近で日々の海面気圧の変動の特に大きい季節も10月~3月頃であったが）。 しかも， ドイツ付近の気温は， 季節内変動も含めて， アイ

スランド低気圧との位置関係に対応して大きく変動していた（その南東縁の下層西風領域で相対的な高温）。
つまり，3月頃は， 「 このような大きな日々の変動も緩和される（極端な低温日が出現しなくなる）という季節変化の節目」， の少し前の時期に対応する。
3. ドイツ文学や音楽等にみられる冬から夏
一2015年秋の全国大会の予稿でも 部触れたが，ドイツ文学者の宮下(1982)によれば，「ドイツの季節は短
い春と秋を除けば， 冬と夏の2つ」，小塩(1982)によれば， 「ドイツ語にはもともと夏と冬の二語はあったが，春と秋の二語はなかった。 それらしい季節はあるのだ
けれども，・・」のような， ドイツでの季節観を紹介している。 つまり極端に言えば， ドイツ の季節は夏と冬の二つであり，春や秋は， その長い冬と夏の間の短い遷移期ともいうことになる。 従って， 春を 「待つ」だ
けでなく， 冬を「 追い出す」という感情に繋がる。
ドイツの民謡でも，"Winter Ade!"《冬さようなら》，、'Nicht lange mehr ist Winter''《冬はもはや長くない》 等がある。一方， 5月の喜びを歌った歌は数多いが傭l
藤・加藤2011, 2014 も参照）， それは寒さからの解放だけでなく， もう夏に「 変わった」のであり（例えば，"Alles neu macht der Mai"《5月はすべてを新しくする》）， また， 「冬と夏とが戦って夏が勝利する」とも捉えられる("Trarira, der Sommer, der ist cla!"〈復が来た》のようなドイツ の子どもの歌からも垣間見られる）。
一方， ドイツやオー ストリア， スイス等で復活祭を迎える前に，「ファスナハト」(Fasnacht)という， 冬を追い出して夏（春） を迎えるためにうかれ騒ぐという祭りもある（植田重雄・江波戸昭1988, 『音と映像による世界民族音楽体系 解説書II』, pp. 219-220,
1988)。その様子や伝統の背景は，武田(1980)にも詳
しく紹介されている。
講演では，Fasnachtの様子や背最，歌などの作品に表現された季節感・季節観の分析結果， 等を具体的に紹介しながら， 季節進行の気象学的特徴との関連について考察する。 なお，時間が許せば， 日本列島での冬から春への進行の中での季節感とも比較したい。
引用文献（一部略）
加藤内蔵進 ・ 赤木里香子・加藤晴子 ・ 絣和優―, 2014: 冬を挟む日本の季節進行の非対称性と季節感に関する学際的授業（音楽や美術と連携した表現活動を通して）。
環卿，36, 9-19。
加藤睛子 ・ カ噂訥蔵進，2014: 『気侯と音楽一日本やドイツの春と歌一上協同出版社，全168頁。
武田昭1980: 『教会暦によるドイツ民謡』，東洋出版3

-117-

A162

¢

GRENE北極気候変動研究プロジェクトにおける雲観測＊山内恭1, 2、 J腐野敏明氏塩原匡貴1, 2、 小林拓,1、 岡本創5、 小池真史浮田甚郎7
1国立極地研究所、2総合研究大学院大学、 3千菓大学、 4山梨大学、5九小1-1大学、6東京大学、
7新混大学
1.
はじめに
グリ ー ン ・ ネットワ ー ク ・オブ・エクセレン ス(GRENE) 北極気候変動研究プロジェクトは 、
2011-2015 年度の 5 カ年にわたって実施された、わが国初の、 分野横断、 観測・モデル融合、 オ ール
ジャパンの北極研究である。 既に、 プロジェクト期
間は終了し 、 多くの成果を得たとともに 、 これからの親測・研究のための基盤をも整備することができた。 その 一 つが、 紹介する雲レーダ ー を中心とした北極雲観測システムである。
地球温暖化の中で北極域では強い温暖化が現れており、これを北極温暖化増幅と呼んでいる。なぜ、温暖化増幅するのか、 本プロジェクトの中心課題であったが、 そのメカニズムが調べられ、 従来からいわれてきた氷 ーアルベ ー ド・フィ ー ドバックの他 、雲の役割が大きいことが再確認された (Yoshimori
et al., 2014) 。 しかし、 気候システムの中で雲は依然、 最も不確かな過程であり 、 特に極域、 北極域では未解明な問題が多い。 そこで、 北極域の雲のマク
ロ・ミクロな物理と気候特性を解明することを目指し て 、 スバールバル ・ ニ ー オ ルスン (78 °55'N
11 °56'E) に雲観測システムを整備し、 観測を実施した。
2.

雲レ ー ダ ー

3. その他の観測
ニ ーオルスンには、 他にリモ ー トセンシング機器として、 マイクロパルスライダー ( MPL) 、 全天カメラ、 マイクロ波放射計が備えられている（塩原他 2014) 。 雲レ ーダ ーによる反射強度と MPL による後方散乱係数および偏光解消度と合わせ雲の微物理（粒径や氷水昼など）の達出も進められている(Okamoto et al., 2010 に準じて）。 これらのデ ー
タは、 アクティブ雲観測衛星の検証にも役立ち、CloudSAT や CALIPSO との比較観測が既に行われているが、 将来的にはJAXJ切:!:SA 共同の雲観測ミッション (EathCARE) の地上検証サイトとしても期待されている。
また、現場観測として、雲粒子餓測器や BC 蜆測器が標高 500 IDの Zeppelin 山に設置されている（小池他 、 2014) ほか、 雲粒子顕微鏡ゾンデによる係留気球観測も行われている（小林他、 2015) 。 さらに、 ニ ーオルスンで観測を実施している外国グループでも、 地上放射収支 (BSRN) はじめ高層気象
ゾンデ、 エ アロゾル観測機器等が展開されている。
既に、 2014 年の 6-7 月 と 2015 年の 4 月に、 こ
れら機器を総合した重点観測が行われている。
今後 、 さらに GRENE の legacy として北極雲·
気候研究への貢献を期待したい。

今｀''!一］ご•'·=�.,..,.唖_,...

95 GHz (- 3mm W-band) FM-CW ドップラー レーダー

で、 北 極仕様に千葉大学で開発さ れ た(FALCON-A) 。先行機 FALCON-I ( Takano et al.,2010) に準じる直径 1 m の送受信 2 つのアンテナ

図1

FALCON-A アンテナ

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凶 2 雲レー ダ ー 反射強度 (dBZ;上）と MPL
後方散乱係数（下）、 2014 年 2 月 10 日

-118-

I
ib

表 1 FALCON-A 主要諸元
94.84 GHz
周波数
lW
送信出力
0-15 km
観測高度48 m (10 m)
商度分解能0.2° (15 m@5 km)
角度分解能士3. 16 mis
Doppler 速度
10 sec
時間分解能

T··

．←ーし，

からなり（図1)、 その仕様は表1のごとく、 小出
カで高時間 、 空間分解能を得る 。 5 km 高度で-30
dBZ 程度の感度を確認。 2013 年 9 月にニー オルス
ンに設置され、 途中不具合の発生があったが 、 その後 、 無人定常運用に入っており、 そのデ ー タはリア
ルタイムでADS (北極デ ー タア ー カイプシステム；
https://ads.nipr.ac.jp/) で公開されている。 レーダ
ー
反射強度測定値の 一 例が囮2 (上）である。

..
·,'量●9↓A163

北極海氷域変動が及ぼす成層圏対流圏結合への影響
24
123
2＊星一平: I、浮田甚郎1、本田明治1、岩本勉之 、中村哲 4、山崎孝治
1新潟大学 、 2 国立極地研究所 、 3紋別市役所 、 4北海道大学

1. はじめに夏季 から秋季にかけての北極海氷域変動と、冬季で 定義さ れ る Arctic Oscillation ( AO) /North
Atlantic Oscillation (NAO) の間には有意な正の相関があり、AO/NAO の負の傾向に対して対流圏からの惑星波上方伝播の強化 、 成層圏での極渦の弱化 、
そのシグナルの下方伝播という 、 成層圏を介したプ
ロセスの存在が近年の研究により明らかとなってきた(Nakamura etal.,2015 )。
この中でBarents· Kara
(BK) 海での海氷域減少に伴う定常ロスビ ー 波応答(Honda et al., 2009 ) と極東トラフ強化によって、惑星波の上方伝播が強化される事が指摘されている(IZim etal.,2014 )。しかしながら、この惑星波の上方伝播強化について、 詳細な時空間構造については十分に明らかになっていない。そこで本研究では、
数値実験結果の解析を中心にその詳細な描像とメカニズム を調べた。
2. 実験設定
本研究では GRENE 北極気候変動プロジェクトによって実施された数値実験結果の解析を行った（実験設定の詳細はNakamura etal.,2015 )。大気 大循
環モデル AGCM for the E arth S imulator ( AFES,
Ohfuchi etal.,2004)を用い、成層囲全層を再現するためにモデル上端を約60 kmとしている。北半球海氷域の境界条件のみが一年を通して異なる2 つのラン (CNTL : 1979·83 平均、NICE : 2005·09平均）
をスピンナップの後に 60 年間走らせ 、 近年の海氷域変動に伴う大気循環場の応答に培目するために偏差をとって解析を行った (NICE·CNTL)。
3. 結果
冬季における応答 として、1月の対流圏では BK
海上の高気圧性偏差からシベリア上の低気圧性偏差への定常ロスビ ー 波の伝播が見られ、さらに成層圏
北極 域に分布する高気圧性偏差のうち太平洋側へ張り出した領域への上向き・北東向きの伝播が見られた（囮la)。また時間 発展として 、 この北極 域の高気圧性偏差が下方伝播する事で2月対流圏における
負 AO/NAOパタ ー ン形成に寄与していた。この特徴的な波列伝播に伴って形成された成層圏上層での高気圧性偏差の形成要因を調べるために、1月における極向き渦熱フラックスV*T•(V: 南北風速、 T:
気温、＊：東西平均からの差）をlOOhPa面で見積もった。その結果、 気候平均場の極大 域であるBK域と北太平洋域において強い正偏差の分布が見られた（図 lb) 。
この2 つの領域での正偏差形成要因を調べるために、Nishii et al. (2009 )による手法を用いてv·T•
偏差を以下のように線形的に分解した。
rv'y* ] NICE- CNTL = [V. *だ]+["'.江、·1+1v;だL
ここで、Cは基本場 (CNTL)、aは海氷域減少に伴う偏差(NICE·CNTL)、 (lは60年平均とした 。
また 、 右辺第3 項（非線形項）は偏差場による渦熱
フラックスを、 第 1 、 2 項（線形項） は偏差場と気候平均の重ね合わせ（結合）による渦熱フラックス― I 'ー 。 ―�, ,�

0

C

証

紅

I

-0.J

oJ

t!o

[Kl

些lvT
.ot_,,、-20

20[Km/•l図 l 数値実験による(a),ui度偏差（線； m) 、 気温偏差（色； K)と 、 (b)V*T*(Km/s)の気候値（色）と偏差（線）。図laの矢印
はTakayaand Nakamura (2001)による波活動度フラックス。
を意味す る 。V*T* 正 偏 差 が顕著で あ る BK 域
(50·90 °E, 50·80 °N)と 北 太 平 洋 域(140 °E·160 ° W,
50·80 °N)において、分解した右辺第一 項、第二項、第三項の寄与率を見積もると、前者においてはそれ
ぞれ 59 、 8 、33%であり、 後者においてはそれぞれ
23、58 、19 %であった。つまり、BK域では[V,*Tc*]項、北太平洋域では[Vc*T.*]項が支配的に寄与していた。
次に、各線形項を南北風と気温成 分に分 解すること で そ の 詳細を調べた 。 そ の 結 果、BK 域での[Va*Tc*l項は気候平均場の低温 域( Tc*<O)に北風
偏差(Va*<O) が分布することで形成されていた。こ｀の北風偏差はスカンジナビ ア半島上の南風偏差との間に分布する高気圧性循環、 つまり、BK海での海氷域減少により形成される高気圧性偏差が成層圏中層ま で発達す る こ と で 形 成され ていた。対して[Vc*Ta*]項は北太平洋域において、 気候平均場の南風領域(Vc*>O)に高温偏差( Ta*>O) が分布する
ことで正偏差となっていた。この高温偏差は高気圧性偏差と伴に成層圏で卓越しており、BK海上の高気圧性偏差からのシベリア 域の低気圧性偏差を介して伝播する定常ロスビ ー 波応答により形成・強化されている事が固la より示唆された。
4. まとめ
数値実験結果の解析から、近年の海氷域減少 が及
ぽす成層圏対流圏結合への影響のうち特に惑星波上方伝播の強化プロセスの詳細を、V*T*を分解することにより調べた。その結果、BK海の海氷域減少に伴う定常ロスビ ー 波応答により形成されたBK海上の北風偏差と北太平洋域の高温偏差が、平均場との相互作用により両 領域で V*T*正偏差を成層圏下部で形成 していたことがわかった。
ま た 以上 の 結 果に つ い て 、 大 気 場 (Japanese
55-year R eanalysis) を 11 、12月 平均の BK海(15·90 °E, 70·85 °N)で領域平均した海氷密接度時系
列に線形回帰（両者 のトレンド除去後 ）することで、再解析デ ー タにおいても確認した。その結果、 定常
ロスビ ー 波応答 の卓越と V*T*の正偏差形成メカ ニ
ズムについて整合的な結果を得た。よって本研究では、数値実験と再解析デ ー タ 解析の結果から、 海氷域の減少に伴う惑星波上方伝播の強化プロセスを示
した。”

-119-

A164
ファブリ

・

ペロ ー 干渉計により観測されたアジア ・オセアニア地域の夜間熱圏風の気候場
2
谷田貝亜紀代 1 ・大山伸 一 郎
・・ 2:(1: 総合地球環境学研究所
名大 宇宙地球環境研究所）

1.
はじめに
太陽活動の 気候影響を診断する上で，極端紫外線(EUV)による超高層大気（高度100-500km)の中性風循環への影響を調べること は意義深い．熱圏
風の長期観測は，現在の ところ，光学機器である
ファプリ・ペロー 干渉計(FPI)に より，夜間の大気光（測定波長 630.0nm) を測定する方法以外では難しい．そこで，我々は名大ISEE(旧STE)研が観測を継続している5 か所の FPIにより，太陽フレア時の熱圏風応答を調べ，2014年秋 および2015年春の大会で報告した．
このフレア応答時 間を， より定量的に考察 するには，平均場である気候値 を示し，偏差を鏃論す
る必要がある． そこで，アジア ・ オセアニア地域
4か所 に 設置したFPIによる，高度約250kmの
夜間熱圏水平風の気候値的な時 間変化の提示に成功したので報告する．

4.

今後の予定と謝辞
今後は、同 一 フレアを複数地点でと らえた事
例を探し、この平均値デ ータを使用し，事例の波動特性などを考察する予定である。本報告内容は，
JMJS (気象集誌） に投稿中であるなお，本研究には，科研費補助金（基盤C,代表谷田貝）を使用した．

Boreal Winter

100m/aEQ

2.
虹デー クと品質管理， 解析手法
本研究では， 信楽（日本 34 .8N, 136.IE), チェ
ンマイ（タイ ，18.8N, 98.9E), コトタバン（ インドネシア， 0.2S, 100.3E), ダ ー ウィン（オーストラリア， 12.4S, 131.0E) に設置されたFPI デ ータを用 いた ．対象期間は，信楽が2000·2014年 ，チェンマイとコトタバン が2010·2014年，ダ ー ウィ
ンが2011·2014年である．品質管理として，異常に大きい風速値，曇天時の サンプル，大気光が弱く風速の 測定不確定性が大きいサンプル等の除去を行った. 4 地点平均で観測サンプルの17.4%が有効と判断された約15分間隔の 観測に基づ
く有効値を，計測期間を通じて平均した．

3.

Equinox

EQ

Boreal Summer

結墨月
平均（信楽）， 季節平均（北半球冬期，夏至冬至付近， 北半球夏期）の 夜間熱圏風を計算し，水平風の時間変化 を，緯度帯の近い中国，アメリカ
大陸の先行研究結果と比較したところ，振幅や風向変化のタイミングが異なるケ ースはあるが， 定
性的には一 致した（図略）．
本研究は， 観測値 として初めて ，季節平均 した，
1時間平均の夜間熱圏風のアジア ・ オセアニア地域の描像を示した．右図は，季節平均（北半球冬期： 11,12,1,2月，春分秋分付近： 3,4,9,10月，北半球夏期： 5,6,7,8月）した熱圏風の分布を，夜側の半球をイメ ー ジできるよう傾けてプロットにしたものである． こ れら気候場図と ，各地点平均
時系列データは，熱圏風の擾乱などケ ーススタディ ーにおける背景デ ータとして用いられる．

L

EQ

図 J::から北半球冬，春分秋分，北半球夏の平均的な夜間熱圏風保l高度250km). 4地点の緯度にプロット ．緯度線 は30度間隔 ，経度線 は地方時3
時間ごと(45度間隔）に引いている．

-120-

B151
ダウンバースト発生時の地上稲密銀測値の変化と特徴
佐藤香枝., . 岩下久人*I• 矢田拓也*I• 呉宏尭., . 小林文明*2•1. IJIJ;\屯気株式会社 •2' 防飯大学校

1. はじめに(a)

明星電気株式会社は， 小型気象計 POTEKA (ポテカ：胚int
塞血wsaku, 以下POTEK心を開発し ， 2013 年から群馬県を中心に 145 ヵ所で ， 2km 間隔・ 1 分毎の地上稲密気象観測を実施している. 2015 年は6月 15 日に群馬県前橋市・伊勢晦
市で突風（ダウンバースト ， 以下 DB)が発生した本稿は突風発
生時の地上気象要素の変化について紹介すると共に ， 過去3年

”鐸 a””⑯

間で観測された突風事例（本稿含め3事例）の地上気象要素の特徴について述べる．

-i

“

算

“

... -

(c)

2. 6月 15 日の気温と気圧の時間変化によるもので， DB は 16 時ごろに前橋市から伊勢崎市にかけて発生した（図 2.a). POTEKA の気温 1 分値を見ると ， 15 時 50“”—分頃から気温の急低下が見られ ， 被害地域近傍（固 2.b ②)で平匹

均ー1.6℃l分の気温減率を観測したまた ， 気圧の時系列を見ると偲12.c)気温急低下よりも約 5 分ほと前から気圧が上昇し ，匹utl

Cd出瓢鴫囀

この日の DB 発生の主な要因は活発な積乱雲が通過したこと__-:-.:.uHn�UB喜琶UH� 言 UIH目

図L PO'l'EKA設置地域とPO'罪沢A外観写真=n1unuunun�u1nu

測したこの知王変化は DB 前面で発生したものと推測される．

図 2. (a)16 時 5 分の気温と／却旬風速の分布図⑯気湿の時系列(c海面知王の時系列(1~3: POTEKA J: 前橋気象台
被害が発生した地域）

3. 突風事例の地上気象変化の共通点

4. まとめ

その後に急低下CPr℃ssur℃ Dip) と急上昇CPrnssm℃ Jlllllp) を観2013 年より POTEKA では今回の事例を含め 3 回の突風を観測できた（佐藤ほか， 2013· 野呂瀬ほか， 2013· 佐藤ほか ，*:

群馬県・埼玉県を中心に 145 ヵ所で， 2km 間隔・1 分毎の観測網により， 2015 年 6 月 15 日の DB 発生時の気温・気圧・風2014). 全ての突風事例において共通する， 地上気象観測値のの急変化を観測できた過去 の観測事例の特徴として， 被害発変化の特徴は表1の通りである

生の数十分前から気温の急低下が発生することや， 気圧の急上

表l. 突風発生時の地上気象要素の特徴

昇が観測される ことなどがわかった今後はその特徴について
詳しく解析していく

塁［参考文頂月

るが
三

旦
ーク
写
.
.気温急低下発生釦；；ピ：

表1に示すように気温と気圧は突風による被害発生前から明瞭な変化が見られる気圧の変化は観測要素の中で一番初めに現れるがその変化は極めて局所的である． 一方で， 気温の急低下は複数地点でかつ明瞭的に観測されている． このことから突風を早期検知するためには， 気温の急低下を監視することが(J)佐藤香枝， 呉宏発， 矢田拓也， 小島真也， 森田敏明， 岩崎博之2013. 地上
桐密観測P暉KAで観測した2013年8月11日のダウンパースト(!). 日本気象学会春季大会予稿集， 105, 2"..3pp(2)野呂瀬敬子， 小林如朋， 呉宏発森田敏明. 2013. 地上稿密観測P()'[E[{.,\.
で観測した2013年8月11日のダウンバースト(2). 13本気象学会春季大会予稿集、
105, 2".App(3)姐細， 矢田拓也， 呉宏発， 小林如明. 2015. 地上禰密観汲ljl'QTEKAで
鵬lIした2014年夏率）翠鵬詰果．日本気象学会青毛届舒稿集， 107, 12lpp

有効であると考えられる．

-121-

B152
地上稲密気象観測デ ー タを利用した突風予報システムの開発
岩下久人., . 佐藤香枝., . 矢田拓也 •1 • 呉宏発•1 ・小林文明 *2*I , Iリ1駐屯気株式会n. •2 防衛大学校(3)(2)以降 、 他観測点で気温急低下（閾値·l℃／分以下）を観測する
毎に事象進行速度を修正し、 到達予想時刻も修正する。
(4)複数観測された気温急低下情報を識別（繭値·2℃I分以下地点と閾値2~·1℃I分の地点）し、 発生予想領域を絞り込む。

図3·2. 15時33分突風予報図-.
図3-3. 15時42分突風予報図

,

----

図3·4. 16時02分突風予報図

4. 予報結果の評価
突風被害地h戌では、 16時05分~16時15分にかけて被害が発生したとの現地情報が得られている。 3 項の予報手法によると 、 被害発生前に以下の予報情報を伝えることができることを確認した3
・約40分前に被害地域の近隣に突風発生可能性・約30分前に被害地域に突風発生可能性と到達予想時刻
また 、 被害直前の予報での発生予想領域は、 実被害発生ll!ll或を外していなかったことも確認した，
5. 今後の課題
過去2013~2014年の突風蜆測事例についても、 3項の手法
による予報を行い、 その結果評価を実施する。
更に予報精度の向上のために、 事象進行速度の｛修正方法及び
気温急低下繭値の最適化を実施する。
特に、 気温急低下閾値については 、 その値を変更することで予報可能な突風スケールを切り替えられる可能性があるため 、臨値変更による効果確認を実施し、 突風スケール別予報の可能性を追求する。
［参考文刻(J)/牡藪識知�--知叫池，,,.・嘉池細網,. 判磯之. 2013. 地I浪駐瀾測PO'T'EKAでした2013年8/J 11 IIのダウンバースト(!). ll木気象学会が"'>.,会予樹Ill, 105, 氾:Jill'(2)野呂瀬牧(. 小林匁肝， 共公池俎l幽月2013. 地上楓斜姻/PO'l'El迅で勘翡1した2013
り·B月11日0沙ウンパースト(2). Q本気仮沼冴箔次会T税低105, 22•lpJl(3)佑碑欠Ill拓也呉宏必小休J<Jlt地上栂絲躯月P(YJ'Eいで観演した2014甲如妬fの疇H本公奴や会朴季大会［螂107, 22Jpp（心必F久人佑低紐矢m拓也虚也小休叉リJ. JJ!!.l:栂證陳JP(汀四伍による2015年6月15 fl前協IH担頌約1改頚絨氾阻喝と日本気象学会秋卒人令予秘集419, 3.'l9ilJ>

-122-

B153

PAWR とドップラ ー ライダ ー で観測された海上竜巻
岩井宏徳、青木誠、久保田実（情報通信研究機構）

後、 ドップラ ー ライダーの観測結果との関係性
2 015年8月31日にNICT沖縄電磁波技術セン やTVSの3 次元構造および時間変化を詳細に調タ ー に設置されているにフェ ー ズドアレイ気象 査する。
レ ー ダ(PAWR)とドップラ ー ライダー により観測された海上竜巻の観測事例を報告する。

1. はじめに

2. 気象概況

8月31日は秋雨前線が日本列島の太平洋沿岸に停滞し、 広範囲で大気の状態が不安定となった。沖縄本島では、南からの湿った気流により、
午前IO時頃から次々に積乱雲が発生し、昼から夕方にかけて沖縄本島中部の東シナ海海上で激しい降水が続いた。発達した租乱 雲の南端
(PAWRから西に約6km)で海上竜巻が発生し（ 図I)、 竜巻本体はドップラ ー ライダー 、 竜巻に関連するtornadic vortexsignature (TVS;Brown 図I 8月31日14時43分に沖縄センター屋上から西の方向を撮影した写真。中央が海上竜巻、左側がet al.1978)はPAWRにより観測された。
PAWRのレドー ムおよびドップラ ー ライダ ー。

3. 銀測結果

- (a)

(b)

-8.76m/s

ー

2
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0

D 1
ddoQ

図2aに14時38分のドップラ ー ライダー のセ 日 1.0
1.4
クタ ー PPIにより観測された竜巻とその周辺の
1.3
ドップラ ー速度の分布を示 す。 観測結果は時計回りの渦の存在を示しており、 観測ビン AおよびBで の接線方向風速の速 度 差l!.V は
l2 .96-(-8.76)=21.72m/sである。しかし、観測ビン
1.0
Aでのドップラ ー スペクトル（図2b)は+lSm/s-25-20-15-10-5 0 5 10 15 20 25
から ー22m/sまで広がっており、観測ビンAの中Doppler velocity (mis)
<-8
-6
-4
-2
0
2
4
6
>8
に 渦の中心が存在することを意味している。 ド
Doppler velocity (mis)ップラ ー スペクトルの広がりから算出される 図2 (a)ドップラー ライダ ー のセクタ ー PPIによる△Vは37m/sである。図3bはドップラ ー ライダ ドップラ ー 速度の分布。 (b)観測ビン A および B のドーのドップラ ー スペクトルの広がりから算出さ ップラ ー スペクトル。
’↓!''I↓
41 I↓↓
れる△Vの時間変化を示している。14時38分か
•••
°ー
゜ •8
・
f
�! 8 • 8 。 o・ I ・! :ら14時40分に!:lVのヒ クがある。一方、因s•o•g1 • 03aはPAWRにより観測されたTVSの△V( 最大i·H;;:!!!;aHiU:li i:·!18.Hie0● .. ..
と最小のドップラ ー速度の差）の時間高度断面1である。14時34分から14時36分にかけて、高2。i ooo8sooog8oo�oggggg•gg
度 l畑n以下に比較的強い渦 (15� △ V<25rn/s) 忌 oH•!::?ie:Us
o!!H!f!:Hil△ ..
••••••esh•••••••••••o••. .. o.,. ...... .
が存在することを示しているが、 ドップラ ー ラ ェ ••••• 0 •• △ ...
••••••A•,.••••°; ;3•.:;;;••8se ::aa:
イダー の △Vがヒ ー クの時間帯では下層の渦のI卜° ゜。 9 。.... ::�siu
0 !。。
O
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A AZo,。:.ov<10,...
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強 度は減少、 またはTVSが確認できない。
10年<Umk88888&8fip�。�..
。
恥゜”” し＝：：：01 (,a) PA匹，
4. まとめと今後の課題.

． ． .．

9

1 ,;;,m: :!!!!ii;i。H:;:li.

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◇

O:J

ダー
沖縄本島沿岸で発生した海上竜巻のPAWRとトノプラ ラ：ー�ー'
ドップラ ライダ の観測結果について紹介しーー
た。 ドップラ ライダ による竜巻の観測結果
14:28 14:30 14:32 14:34 14:36 14:38 14:40 14:42 14:44の解析では、 ドップラ ー スペクトルまで遡ってTime(JSn
解析する重要性を示した。一方、 PAWRにより 図3 (a)PAWRで観測された海上竜巻に関連する観測されたTVSの解析はまだ不十分であり、今 TVSの△Vの時間高度断面。(b)ドップラー ライダ ー
により観測された海面付近の△V。

-123-

ー

B154

沖縄PAWRで観測されたメソサイクロンの3次元詳細構造＊佐藤晋介 、 岩井宏徳 ｀ 磯田総子 、 JI[村誠治 、 中川勝広 、 花土弘 、 久保田実(NICT) 、

OIさ" '''',-30 -27 -2• -21ー18 -15 -12 -9 -6 -3 0
一扉11 ,l I ↓、 I I I I,""-18 21 24 27 JO 33 38 39 位 や 48dBZ

1
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8
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1
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〗憚計酎酎

3

-124-

6 3

PAWRによる 1 度刻みの仰角観測デー タを用いて、 従来レ ー ダーでは観測できないMCの詳細な3次元構造を調べた。 1 台のドップラー レ ー ダー
観測では3次元的 循環を完全に理解することは難し いが、 MC循環の嵩度分布など新し い知 見が得られたと考えている。本事例は 、 Cバンド の
沖縄偏波降雨レ ーダ(COBRA)でも明瞭なMCが観測されており、 気象庁
糸数レーダも 含めたdual-Doppler解析も可能であると思われる。観測されたMCは竜巻発生があり得る大きな渦度を持っていたが、 これ は前線に伴って形成された も のであり藤吉ほか （天気2001 )が報告した 渦状エコーに近い 現 象（ただしスケ ー ルは半分以下）のように思われる。 下層のキ
ンク状エコ ーが渦状エコ ーに 変化した時の3次元構造について30秒毎の時間変化を詳しく調べる 必要があるが、 最初に大きな水平シアーがあ った
ことは疑いない。ただし 、 強い降水コアにともなう上空のMCについては 、
鉛 直シアー による 渦管を上昇流が持ち上げてメソサイクロンを形成するという従来の理論を含めて、 さらなる検討が必要があると考えている。

9;9

3. まとめ·今後の解析予定

2
1

~

5
1

2015年12月6日午後、 南西諸島付近の停滞前線にともなう線状降水帯
が沖縄本島を通過した。図1(a)はその 一 部 を拡大した も ので、 沖縄PAWRの北西象限30 km四方の反射強度分布 を示す。線状降水帯を構成する個々のエコ ー はその走行に沿って南西から北東方向に移動しており、 線状降水帯全体としては東進している。図示した 15:34 :30JSTには、X=-11 km, Y=l 4
km 付近を中心とする直径3~5km の 渦状エコ ーが観測されている。こ のエ
コ ー は 5分前 には折れ曲がったキンク状のエコ ーであり4~5分後には渦状構造は消滅したため 、10 分程度の寿命し かない。その間、 図1(b)に示したよ
うなランキン渦の2つ目玉のドップラー速度分布がほぽ継続して現れており 、
メソサイクロン( MC)が存在したことを示唆する。図示した時刻の速度分布の最小•最大はー20 mis, +17 misでその距離（ 直径）は3 .0 kmであり、 渦度―に換算すると0.025s 'となる。 高度別のCAPP! を見ると、 こ のMC循環は高度0.25~1.75kmの範囲で確認できたが、 2つ目玉の位置が反時計回りに移動しており下層では収束、高度2km付近では発散の流れとなっていた。その上空、 高度4.0~5.0 kmにはさら に渦度の大きなMCが確認できたが下層のMCとはつながっているようには 見えなか った。
線状降水帯に平行および 直交する鉛直断面を図1(c), (d)に示す。まず 、平行する A-A'断面では 、 前述した 高度2 km以下と、 高度4~5kmのMCに対応する速度分布が見られる。反射強度は（図省略）高度2.5km以下の強い 渦状エコ ーと高度4 km以上の降水コアが分離 しており、 上空の降
水コアのエコ ー 頂高度は 12 km を超えている。なお 、図1 (c)の距離 ー5-1 kmに見られる正の速度成分は 、 図1(b)に見られる 渦状エコ ー から線状降水帯の後面に抜ける 流れ の 一 部と考えられる。次に、直交する
B-B'断面を見ると、 距離15kmの地表付近に見られる強い収束域が線状
降水帯の前面（ 南東端）に当たり、 距離13~22 km、 高度4~7 km付近の
近づく負の速度成分は上空の降水コアの発散場である。上層の距離 25km以遠 、 高度9 km以上の正の速度は後方に伸びるアンビルである。

812メソサイクロンの3次元構造

Ze (HT=l.O km)

12

局地的大雨や竜巻・突風の早期探知と予測を目的として開発したフェ ー ズ
ドアレイ気象レ ーダー( PAWR)は 、 30秒毎の詳細な3次元観測(100 m距離分
解能 、 100 仰角）という特長を持ち 、 これまで主に豪雨の 解析等が行われてきた。毎年、 日本各地で竜巻被害が相次い でいるが、 2012 年に設置された
吹田PAWRの観測範囲では竜巻の発生はまれである。2014年3月にNICT
沖縄電磁波技術センター （沖縄県恩納村）に設置された沖縄 PAWR は台風や亜熱帯の激し い雷雨に加えて、 竜巻の 観測が期待されている。本研究では ｀ 竜巻の発生は確認されていないが顕著なメソサイクロンが観測された線状降水帯の事例について解析を行う。なお 、 ここでは直径数km程度の渦状循環構造を持つという定義で「メソサイクロン」という 用語を用い 、 とりあえず
スー パ ーセルや竜巻との関連は議論しない。

3027 42

1. はじめに

30
25
r7
4 a 12 16 20 mis

図1 2015年12月6日 、 15:34:30JSTに沖縄PAWRで観測された (a) 反射強度 、 (b) ドップラー速度の高度1 kmにおける水平分布線状降水帯に(c)平行および(d)直交する鉛直断面内のドップラー速度

B155
フェ ー ズドアレイレ ー ダーで観測されたメソサイクロンの立体的動態とWallCloudの関係＊足立透、楠研一、吉田智 、 川瀬宏明、南雲信宏、益子渉 （気象研究所）
1. はじめに
メソサイクロンは積乱雲内の上昇流域における直径3~8km の鉛直渦 ° であり、竜巻の発生と密接な関わりを有するため、その発生• 発達メカ
ニズムの理解は重要な課題である。とりわけ、下層から中暦に至る渦構造を立体的に観測し、時々刻々と変容する様子を連続的に捕えることは、現象の物理解明に本質的な手段と考えられる。しかしながら、従来の気象レ ー ダ ー ではボリュ ー ムス
キャンに5~10分の時間を要するため、 現象を動的に理解することは容易ではない。これに対して、近年に登場したフェ ー ズドアレイレ ー ダ ーは、
10 0仰角面のボリュ ー ムスキャンを 10~30 秒とい う極めて短い時間に行うため、メソサイクロン
を立体的かつ連続的に捕えることが可能である。
2. 観測デ ー タ
本稿では、気象研究所（茨城県つくば市）のフェ ー ズド アレイレ ー ダ ー に よっ て 観測された2015年 8 月12日のメソサイクロンに着目し、 エコ ー 強度およびドップラ ー 速度のデ ー タ解析に
よって得られた結果を報告する。当該レ ー ダ ー は
2015年 7月 8日に運用を開始したものであり、距
離方向10 0m、方位角方向1. 2 度の分解能を有する。当日は、半径6 0km の範囲を 30秒間隔でボリ
ュ ー ムスキャンを行うモ ー ドで観測を実施した。

4. まとめ
本稿では、メソサイクロン及びヴォ ー ルト梢造の強化 ・ 形成とWall Cloudの発達に極めて明瞭な時空間的対応が認められた。これは、親雲内部における渦・ヴォ ー ルト構造の立体的動態の観測が、その下部における大気現象の理解に有用であることを示唆するものであり、将来の 竜巻等突風の監視・直前予測への応用が期待される。
堕壁本研究はJSPS科研費の助成を受けたものです。
n Markowki and Richardson, Mesoscale Meteorology
in Midlatitudes, \Viley-Backwell, 2010.
2) 荒木ほか 、 2015年8月12 13につくば市で観測された
メソサイクロンに伴う\Vall Cloud 、 天気 、 2015.

図1. 18:11に観測されたメソサイクロンに伴う
ヴォ ー ルト。18:0 2から次第に形成され、18:06~
18:3]にかけて明瞭な構造が維持された。

n

3. 結果
本稿で着目する事例は、17:12ごろにレ ー ダ ーの北西約23km で発生した積乱雲が、南東進しな
がらレ ー ダーの北約5km にまで接近したものである。商度約
6~8km、水平約20~30km に発達した積乱雲の南西端には、フックエコ ーと低気圧性渦の存在が認められ、つくば市に接近した17:5 3~
18:06 にかけてはその回転を強める様子が捕えられた。18:04には東京レ ー ダ ー でメソサイクロンの自動探知がなされた後、構造を維持しながら南東進を続け、18:31以降に次第に渦が弱まった。
図1はフェ ー ズドアレイレ ー ダ ー で観測された エ コ ーの3 次元構造で、低気圧性回転が強まった18:
11の様子である。その中心部には、メソサ
イクロンに伴ってしばしば観測される明瞭な丸天井構造（ヴォ ー ルト I) )が認められる。 30秒間
隊で得られるボリュ ー ムスキャンデー タから、ヴォ ー ルト 構造の形成は 18:0 2ごろから始まり、
18:06~18:1
3 にかけて明瞭な構造を維持したの
ち、散逸する様子が明らかになった。これは、ドップラ ー 速度場から推定されるメソサイクロンの盛衰と良い時空間的対応を示すものである。
積乱雲の下部では、竜巻の被害報告はなされていないものの、 竜巻発生時にしばしば見られる雲の垂れ下がり構造(Wall Cloud1> )が観測された2)。このWall Cloudはメソサイクロン及びヴォ ー
ルト構造の下部に位置しており、図2に示すように 18:0 5~18:10 にかけて地上付近に向けて発達していった。1りal 1Cloudは親雲内部の下暦メソサ
イクロンと密接な関係があると考えられているが 1 )、本研究においても、メソサイクロンの強化
およびヴォ ー ルト構造の明瞭化に伴って、その下部でWall Cloudの発達がみられることから、整合的な結呆と考えられる。

因2. メソサイクロン ・ ヴォ ー ）レトの強化に伴って、その下部で発達したWall Cloudの様子。

-125-

B156
フェ ー ズドアレイレ ー ダ ー を用いた線状降水帯における対流セルの超高速立体ス
キャン観測＊足立透、楠研一 （気象研究所）、 能瀬和彦、 中嶋哲二、佐藤兼太郎、三宅里香、片岡彩（大阪管区気象台）、牛尾知雄（大阪大学）
1. はじめに線状降水帯は幅20~ 50km、50~200km の長さを持つ組織的なシステムであり、長時間にわたって
ほぼ同じ場所に位置することから、しばしば記録
的な大雨をもたらす。その発生・維持機構の理解は極めて重要な課題であるが、 システム全体の寿命は長く続く一方で、それを構成する一つ 一つの
対流セルの寿命は短く 、その詳細な物理過程を理解するためには時空間に高い分解能を有するレー
ダ ー を用いた銀測が有効と考えられる。
2. 観測データ
本稿では、大阪大学（大阪府吹田市）に設置された フェ ー ズドアレイレ ー ダ ー を用いて観測された2014年8月16日の線状降水帯に着目し、デー
タ解析によって得られた結果を報告する。当該
レ ー ダ ー は距離方向100m、方位角 方向1.2 度の分解能を有し、観測日は半径60kmの範囲を30秒間
隔で100 仰角のボリュ ー ムスキャン観測を行った。

4. まとめ
本稿では、個々の対流セルの詳細な時空間構造の観測を通して、線状降水帯の形成過程の変遷が明瞭に捕らえられた。これは、フェ ー ズドアレイ
レ ー ダー による超高速立体スキャン観測が、孤立
租乱雲のみならず、組織化された降水システムの理解にも有用であることを示唆するものであり、甚大な災害をもたらす線状降水帯の現象解明・実況監視への応用が期待される。
0

5

10

15

エコ ー強度(dBZ)

20

25

30

お

l-0

一
15

50

55

60

12:18:02 JST

藍

35.1
35.0
34.9』,
34.8
34.7
34.6
34.5

I
135.0

I
135.5

. •
135.0

135.5

゜

因1. 10:40および12:18における仰角6.2 のPPIエコ ー 画像。破線は線状降水帯の位置を表す。
10:40:02
用←

12:18:02

16(
E二）述 蠅
8

降水帯の走向
（紙面手前）

12:15:02

2

�

→ 北

ー

3. 結果
解析対象日である2014年8月16 日は、前線が西日本に停滞する中その暖域側で線状降水帯が形成され、兵庫・京都・大阪の各府県に警報級の大雨をもたらした。500~700hPaには近畿地方にトラフが解析されており、その前面における上昇流と 地形の効果を受けることによりエコ ー が立
ち上がり、 降水帯の形成が進んだと考えられる。
図1 にフェ ー ズドアレイレー ダ ー で観測され゜
たエコ ー 強度のPPI断面（仰角6.2 ）を示す。9時台半ばから徐々に形成された 線状降水帯は初め南西・北東の走向を持ち、六甲山および北摂山系を通る位置に停滞していた。しかしながら、11時台半ばから次第にその走向を西南西・東南東へと変え、13時にかけて降水帯の位置全体が徐々に北上していく様子が認められた。
そこで、11時台の 前後における変遷の過程を理解するため、 降水帯内部の個々の対流セルの時空間構造に着目して解析を行った。図2に降水帯の走向とほぼ直交する鉛直断面における対流セルの構造を示す。南西風が存在する中、 10 時台は標
高300~900m級の山系を基点として風上側で次々と対流セルが立ち上がりながら北東進し、次第に線状化する様子が確認された。図2 (左）に示す
通り、 内部の対流セルは2 5dBZでの雲頂高度が7~9kmと相対的に小さく、走向と直交する南北方
向には対称な構造を持つことが明らかになった。
これに対して図2 (中・右）に示す12時台の線状降水帯では、新しい対流セルが下層南側で形成された後、 徐々に北側へ移動しながら上昇する様子（点線の矢印）が認められた。この結果として、線状降水帯はその走向と直行 する方向に上部が北側へ傾いた非対称構造を持ち、25dBZでの雲頂高度が約16kmまで高く発達するなど、10時台の対流セルとは全く異なる様相が示された。 ドップ
ラ ー 速度のデー タ解析によって、11時台半ばに大阪湾から南よりの低層風が流入する様子が確認され、このタイミングで対流セルの動態が大きく変化したことが明らかになった。
これらの観測結果から、地形効果が主体となって形成されていた10時台の線状降水帯に対して、11時台半ばに大阪湾からの湿潤な低層インフローがサイドから吹き込むことを通して 、次第にバックアンドサイドビル ディング型の降水帯形成へと変遷し、顕著に発達したものと考えられる。

゜

固2. 線状降水帯の走向とほぼ直交する断面 （図1の点線） における対流セルの時空間構造。

-126-

B157

フェ ー ズドアレイレ ー ダ ー のための竜巻渦3次元探知 ・ 追跡アルゴリズム
ー初期動作試験 一楠研一＼石津尚樹2, 新井健一郎 2, 足立透＼吉田智＼藤原忠誠3, 猪上華子 1(1 : 気象研究所、2:アルファ電子／気象研究所、3:東日本旅客鉄道）

1. はじめに竜巻等の突風・局地的大雨など激しい大気現象による災害の軽減を目指した防災気象情報の高度化はきわめて重要な課題であるが 、 これらの現象は急速に発生 ・ 発達する和乱雲により短時間でもたらされるため、従来の気象レ ー ダ ー で捉えることには限界がある。
そのため極めて高いスキャン性能をもつフェ ー ズドアレイレ ー ダ ー
による超闇速観測技術を海入し、それを用いた探知システムの実用化が求められている。
前回、これらの研究の中で重要なコア技術である、フェ ーズドアレ
イレ ー ダ ー による竜巻渦3次元探知 ・ 追跡アルゴリズムの提案を行った(2015年秋季大会D301)。観測デ ー タを複数のPPI仰角面デ ー
タに分け、各仰角面における2次元渦探知°を行なった後、探知された渦群を鉛直方向にクラスタ ー 化して、渦管（竜巻渦）を作り、それを追跡するのが基本である。今回は、冬季竜巻渦のデータを用い、アルゴリズムの初期動作試験を行った。
1)気象研究所とJR東日本との共同研究「高精度センシング技術を用いた 、 列車運行判断のための災害気象の監視 ・ 予測手法の開発」で開発された技術表1冬季竜巻渦のセクタースキャン事例
ボリュ ー
観測日時 ムスキャ
ン
(JST)
間隔
2014
Dec 3
02:2602:32

40-45
(sec)

2016
Jan. 19
13:5114:16

30-40
(sec)

仰角
°

2.0
°
6.0
°
10.0
°
14.0
°
18.0
°
22..0
°
2.0
°
6.0
0
10.0
°
14.0
°
18.0
°
22.0

セクタ ー
角度幅
360

°

90

°

90

°

2試験データ
試験にはフェ ーズドアレイレ ー ダ ーによる竜巻の実測デ ー タが必要であるが、まだ得られていない。気象研究所はJR東日本と共同で、山形県庄内平野の高密度観測網で突風観測を行っている。その 一 環で庄内空港に設置している可搬型ドップラ ーレ ー ダ ーは、2014年冬季からセクタ ー スキャンによる高頻度観測が可能となっている。今回は
この高頻度観測により得られた竜巻渦のデ ー タを、疑似的にフェ ーズドアレイレー ダ ーのデ ー タと考えて、実験を行った。デ ー タは冬型の気圧配憐の際に発生した各々 一つの冬季竜巻渦を90度のセクタ ー スキャンで取得したものである（表1)。したがって複数の竜巻渦を自動的に識別し追跡する試験まではできないが、初期動作試験には単 一の竜巻渦で十分であると考えている。
3. アルゴリズム初期動作試験
図1は、2016年1月19日の試験結果である。2次元探知渦をクラスタ ー化し自動的に作られた渦管を並べたもので―ある。東北東（方位70度）方向に速度19ms 1 で移動する冬季竜巻渦について、その自動3次元探知・追跡に成功したことを示す。

3.:「 (km)

f

．
,
、
＼
．

ヽ
1
'
\,

\f
、

＼ 4
＼

3
2.5
2
1.5
1
0.5

8 1012 14(km)
図1 3次元竜巻探知 ・ 追跡アルゴリズムの初期動作試験例(2016年1月19日）。30-40秒間隔の結果を間引いて表示。(a) 13:54:51, (b)16:59:22, (c)14:03:29, (d)14:08:03, (e)14:11:30, (f)14:16:12。白矢印は竜巻渦の進行方向。
-127-

B158
突風をもたらす渦探知 ・ 追跡アルゴリズムヘのDRAWデ ー タの適用実験-2015年9月に千葉県で発生した突風への適用 ー
楠研 ー 1. 新井健 一 郎2. 藤原忠誠3, 石津尚樹2, 吉田智［足立透1(1 : 気象研究所、2:アルファ電子／気象研究所、3:東日本旅客鉄道）

1. はじめに気象研究所とJR東日本は、ドップラ ーレ ー ダ ー
を用いた鉄道の安全運行のための突風探知シス
テムの開発を共同で行っている。これまで山形県
庄内平野の高密度観測網のデ ー タを用い、冬季
日本海で発生する非ス ーパ ー セル型の竜巻渦を示唆する渦を主な対象として、自動探知・追跡アルゴリズムを開発してきた。現在、このアルゴリズムの動作検証と機能拡張を念頭に、 XRAIN(Xバンド
MPレ ー ダネットワ ーク）およびDRAW(空港気象ド
ップラ ー レ ー ダ ー）デ ー タの適用実験を始めている。
前回のXRAINの実験に続いて(2015年秋季大会
D302)、今回は2015年9月6日に千葉県で発生した竜巻を対象に、東京国際空港（羽田）および新東
京国際空港（成田）のDRAWデ ー タを用い、渦の探知・追跡実験を行った。
2. 研究の目紺XRAINおよひDRAWを用いた研究の目的は以下の2点である。
(1)アルゴリズムの汎用性の検証
冬季日本海における渦のみならず、様々な季節・
地域の竜巻等突風に対する網羅的な実験を行うことで、リ ー ドタイム・適中率・捕捉率などのテスト結
果およびノウハウの蓄積を進め、アルゴリズムの汎用性を検証する。
(2)レー ダー ネットワ ー クヘの機能拡張
あるレ ー ダ ー で探知・追跡される渦について、渦の特性の事前の情報やり取りを介し、隣接レ ー ダー間での追跡をリレ ー する技術開発を進める。
3. DRAWデータを適用する意義
DRAWは離着陸する航空機の安全運航に支障をもたらす低層ウインドシア ー の探知等のために気象庁が運用しているレ ー ダ ー で、 今回、当該アルゴリズムの適用を試みた理由は以下の3点である。
(1)低層ウインドシア ー を探知するため下層を高頻度でスキャンしていることが、渦の探知・追跡の実
験に適している。
(2)全国9カ所の主要空港で運用されている。そのため様々な場所・季節に発生する突風に対して実験を行うことができる。
(3)今回解析に用いた羽田およぴ成田DRAWの観
測範囲はある程度重なっている。そのため探知された渦について、その特性を受け渡しながら複数
レ ー ダ ー間で追跡したり、デュアルドップラ ー 解析
により周辺風から渦の移動方向を推測する技術開発に適している。
4. 渦探知・追跡緒果の概要
2015年9月6日の21時頃から22時10分頃にかけ、
千葉県千葉市、成田市、鎌ヶ谷市、市川市の4カ所で突風被害が発生した（気象庁現地災害調査
速報より）。本研究ではそのうち千葉市、成田市で各々FlおよびFOクラスの突風をもたらした竜巻に着目した。図1は羽田および成田DRAWのPP!スキャン(75秒間隔•最低仰角0.7度）デー タからわかった、渦に関係するドップラ ー 速度の特徴的なパタ ー ンお
よび自動探知された渦の位置を示す。まず羽田・成田
DRAWいずれも20:34から、渦の形成に先立って局所的な収束パタ ー ンが見られた。 この収束パタ ー ンは21:13に回転パタ ー ン に変化し、フック状エコ ー を伴って、22:29まで約15ms-1で北東進した。この渦が探知アルゴリ
ズムにより最初に探知されたのは21:22 (羽田DRAWデ ータによる）である。最初の探知から13分後の21:35に突風
被害域(Flスケ ー ル：千葉市）上空を通過した。被害城の上空通過10分後、羽田DRAWデ ー タからは渦は探知されなくなった。一方成田DRAWでは、渦は21:49に初めて探知され、22:10にFOスケ ー ルの突風被害域（成田市）
を通過し、22:29まで渦は探知された。この時間帯は渦周辺の複雑な風の様相を反映し、渦は単 ーではなく、同時に複数個探知されている。
5. 結果および次のステップ
竜巻に伴う渦の探知・追跡におおむね成功した。渦は最初に探知されてから67分、移動距離60kmにわたり2台のDRAW合わせて探知され、北東へ移動しつつ、突風被害場所付近の上空を通過する様子を追跡できた。また千葉市、成田市の突風被害は同じ竜巻による可能性が高
いことも示された。次のステップとして、渦探知・追跡アル
ゴリズムの推定する最大風速と被害のFスケ ー ルとの関係を調べるとともに、隣接レ ー ダ ー間での追跡をリレ ー する技術開発についても検討する。

30km

図1 2015年9月6日に千葉県千葉市および成田市の突風被害をもたらした竜巻に関連した羽田および成田DRAWによる渦探知・追跡の様子。

-128-

B159
X-NET及びXRAINのレ ー ダー で2015年8月17日に観測された南関東の積乱雲中の渦について＊鈴木真 一 •前坂剛 ・岩波越・木枝香織（国立研究開発法人防災科学技術研究所）
1.

はじめに

2.

ヽ

防災科研ではXバンドレ ー ダー を所有する機関と連携して構築したX-NETと国交省XRAIN のレ ー ダ ーの親測デ ー タを処
理し ， 雨量強度の分布や風向風速のデ ー タを作成している． こ
こでは， これらの親測網でみられた2015年8月17日の突風事
例の特徴を紹介する

36N

9
ヽ.
、．

2015年の8月から9月にかけて， 関東地方では積乱雲の通貨に伴う突風が相次いだ8月17日には神奈川県藤沢市から横浜市泉区にかけてと ， 埼玉県さいたま市から越谷市にかけて突風の被害があった気象庁の調査によれば， 被害域は線状の分布をしており ， それぞれ竜巻あるいは竜巻の可能性が高いと判断された突風の強さはどちらもFOである神奈川県での突風は14時00分頃 ， 埼玉県での突風は15時20分頃に発生したと推定されている（いずれも日本時間）．

疇ヽ． ． ・

35.5N

レ ー ダ ー観測とデ ー タ処理

本事例の解析に用いているのは海老名と木更津の防災科研のレ ー ダ ー 横須賀市の防衛大学校のレ ー ダ ー， 我孫子にある電中研のレ ー ダ ーの4台のX-NETのレ ー ダー 及び， 国土交通省
XRAINの新横浜 ， さいたま市 ， 船橋 ， 八斗島 ， 氏家の 5 台のレ ー ダ ーである．
，

35N
139.SE
140E
139E
図J: 2015年8月17日の13時から16時55分（日本時間）までにX-NET及ぴXRAINの各レ ー ダーのドップラ ー速度から 5分― ―毎に解析された麻さI kn1における水平渦度の最大値(10 3 s 1 ).
04:55Z RR & Du;Dv, Au,Av={3.6, 13.9)

3. 観測結果

2015年8月 17日に発生した突風事例について， 関束地方に配備されているX-NET及びXRAlNのレ ー ダの親測デ ー タを解析したXバンドの桐密なレ ー ダ ー親測網により ， メソサイ
クロンの渦を均質な蜆測で追跡することができ その渦は発生した突風被害の時刻と位置によく 一致していた神奈川県と埼玉県でのそれぞれの被害は， 連続した軌跡のメソサイクロンの通過に伴っていることが確認された．
，

20 10 5まとめBO 8

図2は， 同日13時55分に解析された高度1kmにおける水平風速の平均風に対する擾乱成分と降水強度である平均風は
水平風の解析領域における平均としている． メソサイクロンの
循環と ， その北北西側の強雨域が明瞭にみえているこのような構造が ， 神奈川県と埼玉県の突風被害があったとされるそれ
ぞれの時刻に被害の見られた地点を通過していた

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＿『―
I ―-―ー―_

図lは日本時問13時から 16時55分までの 5分毎に解析された店さ1kmの水平風速から相対渦度を計算し， この期間
における各格子点での最大値を描画したものである． 相対渦度ー
5 X 10-3s 1 の領域が相模湾西部から横浜市， 東京都束部を横切り ， 千菓県野田市付近まで線状に分布していることがわかる．
― ―また， この領域の中には相対渦度1X 10 2s 1 の値も点在している． この図は， この時間帯にメソサイクロンと呼べる大きな相対渦度をもった擾乱が南関東を通過したことを示している．

4.

r

解析対象期間中 ， X-NETの各レ ー ダ ーは 5分毎のボリュ ー
ムスキャンを行っていたまた ， XRAINの各レ ー ダ ー は2分毎の低仰角の PPI スキャンと 5 分毎のボリュ ー ムスキャンを組み合わせたハイプリッドスキャンを行っていたこのようなスキャンから ， 等高度面のデ ー タあるいは立体的な格子点のデ ー
タに内挿して解析デ ー タを作成した

35.JII'"·"

139.5£'"·"

万図2: X-NET及びXRAINの各レ ー ダ ーの親測デー タから2015
年8月 17日 13時55分に解析された高さlkmにおける水平風速の平均風に対する擾乱成分（矢印）と降水強度 （濃淡）．
謝辞
利用したXRAINデ ー タは 国士交通省より提供されたものである この利用したデ ー クセットは， 国家基幹技術「海洋地球観測探査システム」：デ ー タ統合・解析システム(DIAS)の枠
組みの下で収集・提供されたものである

-129-

，

8160
2015 年 8 月 12 日に銀測されたメソサイクロンの構造と雲物理的特徴＊南雲信宏・足立アホロ ・ 足立透・益子渉・小司禎教（気象研究所）• 山内洋（気象庁）
1. はじめに
メソサイクロンは竜巻の発生と密接にかかわっているため ， その力学的な構造やそれを構成する雲物
理過程を理解することは重要である，2015年8月12日につくば市で発生した稜乱雲は，メソサイクロン構造を持ちさらにフックエコ ーも確認された また
目視ではメソサイクロンの直下にWall Cloudも確認されたこの事例について， 荒木ほか(2015)は ， 環
境場の鉛直シア ー が弱いために竜巻発生に至らなかったとしたが，竜巻の発生の可能性を識論するには，さらにメソサイクロン内の雲物理的構造もよく理解 す る必要 が あ る (Markows ki and Richardson
20 09). そこで本発表では気象研究所屋上のCバンド
固体素子二重偏波レ ー ダ ー で観測されたメソサイ
クロンの構造と雲物理過程の関係についての調査
結果を報告する，
2. データ
使用デー タ：気象研究所固体素子二重偏波レ ー ダ ー
波長： Cバンド（波長5.4cm)
解像度：ビー ム方向に150m, 半径方向に1度
観測は2方向のRHI観測を行い ， その後 0.5度 ~ 18
度のPPI観測を行った 1ボリュ ー ムスキャンに約4~5分のスケジュ ー ルである. RHI観測は積乱雲の動きに合わせて，任意の方角に変え，特にメソサイ
クロン構造の存在した領域を集中的に観測した

近下恩のZdrは大きく（⑨)，遠方ほどZdrが小さい傾向だった （図省略） ． このメソサイクロン近傍の高いZdrは過去の竜巻 事例のメソサイクロンの特徴と整合的である 本発表では竜巻が発生しなかったメ
ソサイクロンの雲物理的特徴として二重偏波レ ー ダーより明らかになった結果をより詳細に報告する

11•11"-l:I'尾図1 2015年8月12日18時08分の仰角18度のドップ
ラー速度PPL円の中心は気象研究所(MRI)の位置である．
�!RIに近づく速度は破線で囲んである． 白矢印は ， ドップ
ラ ー 速度と過去の知見から推察される気流の流れを表す．
�!RIから伸びる白実線は18時04分(a)と18時08分(b)のRHI346度線を表している(※18時04分の白実線は ， その時刻のメソサイクロンの位置と相対的に合うようわずかに東にずらしている）．

3.

結果と考察
本 事例で注目した積乱雲 は気象研究所近傍で発生•発達し ， 18時頃には明瞭なメソサイクロン構造とフックエコ ー が二重偏波レ ー ダ ーによって捉えられた この日の舘野（つくば） の高恩デー タによれば気温0 度の高度は約5kmで ， 降水の大部分 が雨滴だったと考えられ，偏波情報からも雹の特徴は確認できなかった図1に示す18時08分のPPI最高
仰角18度のドップラ ー 速度からは ， 高度2~3kmにメソサイクロン（①）があり ， その南西端がフック状の構造（②)となっていることが確認できた， この時刻の前後でメソサイクロン中心から東と西に数百mの位置のRIU観測を行ったところ ， 中心から東側の
レ ー ダ ー から遠ざかる風は租乱雲中屈（高度2~3km)に吹き込む環境場のインフロ ー （③)と対応していた（図2a). 一方 ， 西側の近づく向きの風はフックェコ ー の落下する降水の動き（特に高度 2~3km)（④）と対応し，環境場の風（⑤）は中暦へは吹き込まなかった（図26).
図2の力学的構造に対応する租乱雲の雲物理的特徴を調べるために， 図 2a と同じ断面の反射因子差(Zdr)を調べたまず和乱雲中層2~3kmのインフローのZdrは 0.5~ldB程度（⑥）で小さな球状粒子が吹き込む様子が示唆された（図3a). そ してその粒子が禎乱雲内部で扁平した大きな雨摘（⑦： Zdr が4dB以上） に急成長し，大粒子が地上に落下する特徴を示したそして相対的に小さい粒子(Zdr が 2~3dB程度）は BWER ( Bounded weak echo region)の上をオ
ーバ ー ハングし逆向きに流される傾向にあった（⑧）．
フックエコ ー 側 （図 3b)でもメソサイクロン中心付

二.

ヽップラ ー 速度の346度RHl : (a) 2015年8月12日18時04分のメソサイクロン中心付近断面図. (b)同18
時80 分のフックエコ ー 側断面図図中の斜め白線は 18
度PPIの角度を表す ． 白矢印は ， ドップラ ー速度と過去の知見から推察される気流の流れを表す．破線部は反射強度が弱かったRWER領域を表す(15dBZ以1�).

-���

図3 反射因子差の346度RJII • (a) 2015年8月12日18時04分(b)同lB時08分断面の位置は図2と同じ．実
線内はZdrが4dB以上の範囲 ， 点線内はZdrが2~3dBの範囲を指す．

-130-

8161

竜巻を生ずる温帯低気圧の構造と環境場＊栃本英伍•新野宏
東京大学大気海洋研究所
1

はじめに多くの竜巻は温帯低気圧に伴って発生する。 特に低気圧の暖域では 、 風向・風速の鉛直シアが大きいことに加えて 、 暖洞な空気が流入し 、 大気が不安定化する
ことによって 、 ス ー バーセルや竜巻の発生に好ましい環境場が形成される(Newton 1967、Hamil etal. 2005など）。 このように、温帯低気圧は竜巻発生の環境場として大きな役割を果たしているため 、 竜巻を生ずる低気圧の構造や統計的特徴を理解することは直要であるにもかかわら ず 、 現在も十分に理解されていない。
この課姪に取り組むべく 、 栃木・新野(2015年春季
大会 B462) は竜巻を生ずる低気圧の構造と統計的特徴を調べ 、 その季節性を示した。 今回は竜巻を生ずる
低気圧の特徴的な要素を明らかにするために 、竜巻を伴う低気圧と伴わない（観測されていない） 低気圧の違いを調べた。
2
使用デ ー タと解析方法
2.1
使用デ ー タ
気象場の解析にはJRA-55を、 竜巻デ ー タについて(1997)で用いられは 、 1961·1993まではNiino etal.
た竜巻デ ー タを 、 それ以降は気象庁の突風デー タベー
スの竜巻データを用いた。 解析期間は 1961年12月-2011年11月までの 50年問である。
2.2
解析方法
最初に Hodges(1994、 1995、1999)の手法を用いて客観的に温帯低気圧を抽出し、 次に 、 温帯低気l土の中心から緯度・経度にして 5度X5度以内で、JRA·55の時刻の土 3 時間以内に竜巻が発生していた場合、 その低気圧を、 竜巻を伴う温帯低気圧(TEC) と定義した。 竜巻を伴わない低気圧 (NTEC)としては 、 竜巻を伴う低気圧の中心から 0.5度X0.5度内を通過した
低気圧を採用した。 低気圧の統計的特徴を季節ごとに調べるために 、 3、 4、 5月(MAM;47 事例）、 9、 10、11月( SON; 59事例） 、 12、 1、2月(DJF; 39事例）の 3 つの季節に分けて解析を行った。
3

結果
TECとNTECの構造的特徴とそれらに関連した環境パラメ ー タの特徴を明らかにするために 、 低気圧の中心を合わせたコンポジット解析を行った。
MAMにおける TECとNTECを比較すると 、 対流
有効位置エネルギ ー(CAPE)が TECの暖域付近で有意に大きくなっていた。 また 、 上居を見ると 、 TECではより大きな渦位領域が確認され（図1) 、 これに伴って 、 中・ ヒ層でより低温化していた。 このI::層渦位に伴う低温化によって大気が不安定化し 、 TECにおいて
CAPEがより大きくなっていたと考えられる。
SONについては 40度よりも南側 ( SSON)と北側(NSON)に分けて解析を行った。 SSON では TECとNTECではっきりとした違いは見られなかったが 、TECの方がより南風成分が強く、CAPEが大きくなる傾向にあった。 NSONにおいては、 CAPE(因2)とEnergy helicity index(EHI) に有意な差が見られ 、中・上層の低温との関係が示唆された。
DJFにおいては、 CAPE, EHI(図3)に顕著な差が見られた。 また 、 南風成分を見ると TEC においてより強くなっており 、 より暖湿な空気を南から輸送することでより不安定化していることが示唆された。 低気圧の東側の高気圧に着目すると 、 TECでは簡気圧の勢力が強く 、これは上層の低渦位分布からも確認された。 このことから 、 ．低気圧の東側の高気圧が下層の暖湿な空気の輸送に重要な役割を果たしていることが示
唆される。
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図 2. 図1と同様のNSONにおける CAPEに関する図

図 3. 図1と同様の DJFにおける EHIに関する図

-131-

B162
地上大気電場と XバンドMP レ ー ダを用いた雷雲内電荷分布推定と降雹予測可能性
大島燦（東京学芸大学）， 林修吾（気象研究所），石川明子（東京学芸大学）， 鴇川仁（東京学芸大学）
地卜大気電場と気象レ ー ダのデー タ解析から、雷雲内における霰·雹の祉の増減および雷雲内の電荷分布の構築について議論した。 さらに、雷放電デー
タも加えて、降雹を伴う雷雲および伴わない雷雲の比較を行い、雲放電数と上昇流速度における特徴を見出した。雷雲発達時の雲放電の増加率と雷雲内上昇流の強度や持続時間の著目で、雷雲が降雹を伴う
かいなかの予測可能性について示唆した。
1. はじめに対流や放電の激しい雷雲内の直接的な観測は非常に困難である。それゆえに、現在の雷雲の三極構造(Kuettner1950)を説明する機構として 、 着氷電荷分離機構（商橋1978)が注目されているが、未だ解明されていない部分も多い。 本研究では、多種のデータを用いた電磁気的解析により、 雷雲内部 の霰・雹の高度分布とその電気的特徴を明らかする。さらに、
雷放電と上昇流に着目して極端気象の 一 つである
降雹について、 地上からの予測可能性を追及する。

uaぺ3さ

•，•

2. 親測方法
国交省が親測しているX バンド偏波レ ー ダのデー
タのうち、反射強度、偏波間位相差変化率を利用し、 経験式(Balakrishnan and Zrnic_l989)を用いて雷雲内の霰・雹と雨を判別し、 雷雲内に存在する霰．
雹の体和を算出した。 さらに船橋、新横浜の2基地
局におけるデュアルドップラ ー 解析（石原 1989)により、 雷雲内における上昇流速度を箕出した。
地上大気電場は東京学芸大学に設磁したフィ ー
ルド・ミJレ(FM)で観視1Jした。大気電場は上空から地上への方向を正としており、雷放電に対しては鋭い
パルス状の親測波形を示す。大気電場は測定場所の商度、 地形に大きな影響を受けるため、 木研究では平面校正した値を使用した。
雷デ ー タ に関し て は国士交通省の 設置し た
LTDENのデー タ、 NTTドコモの環境センサネット
ワ ー クのデー タを利用した。東京学芸大学で観測し
ている大気
電場との比
較をしやす
くするため、
東京学芸大
学の半径
20 km圏内のデー タを;,. "'"
.,,,.
抽出した。
r-oo
その他周
辺環境デー
タに関して
は、 地上気温をアメダス（府中、練馬、 青梅）、"'"' ,'""' ,.,,.
,
地上風向を

．

3. 結果と考察
高度 5 km~7如11(- IO℃高度付近）の霰 ・ 雹体積の増加に伴い、 大気電場が負に変動していることから、この高度に生じた霰・雹は負に帯電していると考えられる（図lの(a),(b))。一方、霰・雹体積が雷雲下部で増加すると大気電場が正に変動していることから、 この商度に生じた霰・雹は正に帯電していると考えられる（図1の(c))。 これらの結果から、 雷雲内の霰・雹体積変動及び電気的特徴と大気電場変動の関係性を示すことができた。 これらは-10℃高度を境に霰の帯電符号が逆転する高橋の着氷電荷分離機構とも騰合的な結果となっている。
大気電場変動の差分値から、雲放電由来の大気電場変動を抽出し、NTTドコモ、LTDENの雷デー タと時系列プロットした結果、 降雹の約15分前に雷放電数の急激な増加がみられた。降雹を伴わなかった事例と比較しても 、 降雹を伴う本事例の方が降雹
前の霰・雹体積に対する雲放電数が明らかに多かった（図2)。 また、 特定領域における上昇流速度で比較すると、降雹を伴う雷雲では上昇流の強度が強く、その持続時間も長かった（固3)。 以上の結果から、雷雲内の霰が雹にまで生成するほどの上昇流と、それに伴う激しい衝突による電荷分離がこの現象の背景にあると考えられる。
謝辞
今回利用したXバンドMPレ ー ダのデー タセット
は， 国家基幹技術「海洋地球観測探査システム」：
デー タ統合・解析システム(DIAS)の枠組みの下で収集・提供されたものである。

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＇＂疇'"
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圏2降雹を伴う雷雲((A))と伴わない雷雲((B),(C))における雲放電数（前5分カウント数）の比較。

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国立環境研
究所「環境

数値デー タベ ー ス」大気環境デー タファイル、降水
雨量を自治体観測降水雨呈計（調布、 長久保）、 高層
気温デー タを高屈気象親測所（館野）より取得した。

.. ..

Time (LT)....

図］雷雲内液・祖体和の時系列（上）と同時刻の大気電場変動（下）

-132-

B163

富士山から見た巨大ジェットの特徴*鈴木智幸、鈴木裕子、鴨川仁（東京学芸大）1．はじめに雷雲上空の対流圏界面付近から中間圏で発生する尚高度放電発光現象のうち、雷雲雲頂から上空に進展するブルージェ
ットや巨人ジェットは、地球の曲率の影響などにより、よほどの好条件が重ならない限り、全体を地｣二から観測すること魚は難しい。これらの現象をとらえるため、標高がi高く、全周囲を見渡すことが可能な孤立峰である富士l l l lll頂に､2012年

識…垂から高感度CCDカメラを設置して観測を行っている。
ここでは､2014年8月に観測に成功した巨大ジェットの特徴、他の高尚度放電発光現象との比較及び原因となった雷雲について報告する。

2．観測方法幕

富士l lll l順に設置した高感度CCDカメラは､16.7msの時間間隔でGPS時刻をもとにした詳細な時刻を画面に挿入することが可能な構成になっている。このCCDカメラのIII力
は、ハードディスクレコーダー及びハードウェアエンコーダ

…貯喝

図1

鰹

一己ｨ抵

・

富士山山頂から撮影された巨大ジェット

ーを経由してPCに入力される。PCに人力された画像は､動体監視ソフトにより、画面内の輝度変化が設定閾値を超えた

H*llの前後5秒間を記録するようになっている。

3．観測結果2014年8月6日に約10分間という短い時間間隔で2回にわたり巨大ジェットの撮影に成功した。富l苦山山頂から撮影された2例の巨大ジェットは、雷雲雲頂付近から中間圏にお

]

戦

…

よぶ現象全体が鮮明に捉えられていた（図1)。撮影方位角、落雷雷分布(NTTドコモ)、雷雲エコー（気象庁全国合成レーダ）の分布から、これらの巨大ジェットは富士山から300

km.以上離れた岩手県と宮城県の県境付近上空で発生していたものと推測された。巨大ジェットの発光継続時間は、それ
ぞれ約500msおよび約450msと長時間におよんだ｡1例目の巨大ジェットの発光が終了した直後には、近傍からブルーF

スターターと思われる発光（図省略）も観測された。 さらに同日にはスプライトとエルブス(図2)の撮影にも成功した。

図2

図1と図2の比較から、スプライト及びエルブスは、発生率一…鐸

スプライトとエルブス

40■■■■■厚ェットでは、放鯉発光が見られた期間に親雷雲の発光は見らも、対応するH寺刻に放電（蕗雷）が観測されていないことか・癖︑⁝﹃ｌ識ら、巨大ジェットが中和する電荷量は、落雷に比べると少な︿潔︶の薄昌一蒲剖

れない（または、弱い）ことが分かった。落雷分布において39いことが示唆された趣
巨大ジェット発生時のエコー頂高度分布（図3）からは、親雷雲が鉛直方向によく発達しており、最大エコー頂が14km以上に達していた一方で、放電活動は周囲の雷雲に比べると相対的に不活発（図省略）であったことが分かった。

鎚刈
140

1

師汎瀝神８６４２０時に親雷雲の雷放電による発光が見られるのに対し、巨大ジ

142

Longitude(E)

図3巨大ジェッ}、発生時のエコー頂高度
‑133‑

B164

冬季スプライト光学観測と親雷電波観測によるスプライト形状と親雷放電経路

小名木すみれ、鈴木裕子、鈴木智幸、鴨川仁（東京学芸大）1．はじめに

135

130

1

高高度放電発光現象の一種であるスプライトと親対地雷のの発生位置は、 しばしば50kmほどあるという報告がされている。我々はこの原因が放電経路にあるものとし､光学観測と電波観測を用いてその特徴を調べた
スプライトの発生地は光学観測による交会法で決定し、親対地雷は複数の雷会社のデータを使用した。また光学質学芸大学(東京）観測の画像に映り込んだ雷発光位置は､雷雲内で最も電荷が中和された位置とした。
ここでは､冬季北陸地方で頻発する冬季雷とそれに伴うスプライトに注目し、さらには全国にある高校生スプ

1ヨ5‐

1釦

ライト観測ネットワークとの連携により得られた観測

140‐

図1

光学観測地点例

結果による解析結果を報告する。

2．観測方法図1に示す地点において高感度CCDカメラを設置し、金ふぐ 鮎得られた画像はPCに入力される。PCに入力された画
像は、動体監視ソフトにより、画面内の輝度変化が設定

虻

穂#

(a)

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亭議患。 (b)閾値を超えた時刻の前後数秒間を記録するようになっ五ている。東京学芸大学（東京） と成躁高校（東京)、東

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海大学（静岡）には、 16.7msの時間間隔でGPS時刻をもとにした詳細な時刻を画面に挿入することが可能

爵な構成になっており、 ミリ秒までの時刻同期が可能とな

･ 謬蒲

っている。

3．結果

,

用 串噂紳,⑬

図2スプライト同時観測例(a)東京学芸大学東京)、 (b)X海大学（静岡)、(c)神戸高校（兵庫)、 (d)三本松高校（香川）に2013年1月24日10:43（世界時）に図2に示す4地

点光学同時観測に成功した。さらに、同日12:01 （世界。

ゴやh ＄+晶蝉『 ず

雷会社は電波観測により対地雷位置を決定している。

霧bc,"…奪堀…"麹？")鴎鷲識
甥

訂戸郡. ﾛ時)にも同様にデータが得られた｡図3(a)は落雷位置とスプライト発生範囲がほぼ同じ位置であることから図4(a)の事例1，図3(b)は落雷位置とスプライト発生範囲がずれていることから図4(b)の事例2の放電路であると、考えた。
最大発光強度の位置が中和された正電荷の中心位置と対応していると仮定すると、事例lにおいて、スプラ(副犀鍾溌霊劉(b)M1
図3

スプライト発生範囲と落雷位置とレーダーエコー図。

赤線は各光学観測地点でのスプライト発生範囲方位、黒線
は最大雷発光強度方位、ロドコモ社落雷位置、△北陸電

イトは雷雲上部の正電荷位置を中心として､その上空で力落雷位置、発生したものと考えられる。一方、事例2に関しては，

ジャパン落雷位置

長い水平放電路をもつ雷放電(落雷）が雲内のr電荷を◇WWIJJN落雷位置、
4▽フランクリン・
，

苧十十

懸＃
澱

中和したものと考えられる。

本現象は日本の冬季雷について観測したが､夏季雷に置いても水平位置について報告されている。したがって本論文で示した結論は夏季雷も同様な理由で生じている可能性が高い。

謝辞
高校生高高度放電発光現象観測ネットワークのデー
タを本研究に使わせていただきました。

(a) I
図4

(b)a

､農"ゞ

1

スプライト発牛付渭と親対地雷放電経路のモデル

図。 (a)事例1,(b)事例2
（

‑134‑

B165
高エネルギ ー 制動X線検知時における冬季雷雲内電荷領域の推定高橋周作（学芸大），Gr egory Bowers, David Smith(UC Sa nta Cruz), 松木篤，久保守（金沢大），鴨川仁（学芸大）1. はじめに雷活動及び雷雲に伴う高エネルギ ー 放射線（ガンマ線
エネルギ ー領域の制動X線）が発生していることが近年わかってきた(I)。落雷時に発生する数ミリ秒オ ー ダ ー のシ
ョ ー トバー ストは、雷放電路の強電場での制動放射が原因と言われている(2)。一方、雷放電を伴わない雷雲の通過時においても高エネルギー 放射線が観測されている。 冬季雷雲(3)(4)、 夏季雷雲(5)いずれもが地上ないしは山岳で高エネルギー 放射線が観測されている。高エネルギー 放射線の継続時間は10 秒程→汝分で雷雲の通過とは同期しているが、 雷放電とは同期していないためショ ートバ ース
トと異なるロングバ ー ストという。いずれのバ ーストの発生メカニズムは R elativ
isti c run a way electr on avalan c he
(RREA)説が提案されている(6)。RREAは二次宇宙線等によって発生した電子が、 雷雲内の強電場内で加速され、空 気分子との衝突で雪崩的にさらなる電子を発生させ、制動X線を起こすというメカニズムである。

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本観測期間では4つのロングバーストと1つのショ ー
トバ ーストを検知できた。
2014年12月31日05:20:08に 3 ミリ秒で放射線カウン
トが増加するショ ートバ ー ストが検知された（固2)。この
時刻で大気電場は瞬間的に正から負に大きく変動を示したことから、正極性雷によって発生したものではないかと考えられる。
2014年12月16日のロングバースト事例について説明する（図3 a)。大気電場は10:20頃から正負に大きく変動しているが、10:41 UTに最大で約-40 k V/mという商い負の

(a)

....

出

3. 観測結果〗□-

2. 観測方法2014年12月から2015年2月• に能登半島先端部の石川県珠洲市金沢大学能登学舎にて大気電場と放射線の観測を行った（図I)。
能登半島を含む日本海側の地域
は世界的に珍しい冬季雷が観測される地域である。大気圧下で発生した高エネルギ ー 放射線は伝 図1. 観測点
搬時に急激に減衰するが、冬季雷
雲は夏季雷雲と比較して雲底が低いため雷雲起源の高エネルギー 放射線の観測が地上で行いやすいと考えられる。
本観測では、4台の大気電場観測装置（ フィ ールドミル）、
放射線測定器(Nalおよびプラスチックシンチレー ター ；Gamma-r ay O bs ervati ons Dur in g OverheadThunderstorms ;GO DOT)(7)を設爵した。フィ ールドミルは学舎の敷地内で20~40 mの問隔で4台設置した。すべての計測電場値は地表面値として校正されている。また雷雲接近時の雲底および雲l頁高度を知るため、 同建物屋上に設置されたシー
ロメータおよび気象庁合成レー ダデー タをそれぞれ使用した。地上気象データは学舎から西南西に6.1 kmに位置する気象庁AMeDAS珠洲観測所の降水量データを用しヽた。

1:(. . Iご〗

電場強度を示していた。また、
天然放射線性核種により放出されるエネ ルギ ーを 含ま な い 3
MeV以上の商工
図 2.2014 年12 月 31日05:20:os 638
ネルギ ー 放射線
UTに検知されたショ ー トバースト
が10:41 か ら
10:44 のおよそ 3 分間にわたって急増していた。この ことから、雷雲が観測地上空に接近するのに伴って高エネル
ギー放射線を放出したと考えられる。10:00 からI1:00 の全エネルギー領域をみると、10:40頃から緩べ功斗こ増加している。3 MeV以上ではこのような傾向が見られないことから、 これはラドンのウオッシュアウトによって放射線星が増加したと考えられる。
図3 b は雷雲活動によって発生した面エネルギ ー放射線のエネルギ ー別カウント数であり、イベント発生前と後で比較している。ロングバースト発生時においては、 3
MeVから測定レンジの上限となる14 MeVまで増加していることが分かった。
O.C. 16 2014(b)

図3. ( )a 2014年12月16日I0:00-11:00 UTの4地点の大気
電場・降水枇（上段）、前後90秒の放射線カウント数の全エネ
Jレギー （青線）・3 MeV以上（赤線）（下段）の時系列。
(b)0.5 MeV毎のエネルギー別カウント数。青はバックグ
ラウンド、 赤はロングバ ースト発生時。

参考文献(I) J. R. Dwyer et al., High-EnergyAtmospheric Physics: Terrestrial
Gamma-Ray Flashes and Related Phenomena, Space Sci. Rev., 173,
133-196, 2012.
(2) Leonid P. Babich et al.,Analysis ofthe experiment on registration of
X-rays from the stepped leader ofa cloud-to-ground lightning dischi哩e,J. Geophys. Res., I I8, 2573-2582, 2013.
(3) T. Torii ct al., Observation ofgamma-ray dose increase associatedwitll winter tllunderstorm and lightning activity, J. Geophys. Res.I07,
4324-4332, 2002.
(4) T. Torii et al., Migrating source ofenergetic radiation generated bytllunderstom1 activity, Geophys. Res. Lett., 38, L2480I, 2011.
(5) T. Torii et al., Gradual increase ofenergetic radiation associated withthunderstonn activity at the top of Mt. Fuji, Geophys. Res. Lett., 36.
L13804, 2009.
(6) A. V. Gurevich et al., Runaway electron mechanism of air
breakdown and preconditioning during a tlrnnderstorm, Phys. Lett. A,
I65, 463-468, 1992.
(7) httpJ/godot.jp/about/

-135-

C151

領域数値予報システムを用いた、 ひまわり8号の曇天域赤外輝度温度同化
岡本幸三 . 2、 石元裕史＼國井勝1.2、 大塚道子 . 2、 横田祥＼瀬古弘 I. 2
1: 気象研究所、2: 理研計算科学研究機構
1

1

t背景・目的 衛星デー タ、中でも赤外やマイク
ロ波イメ ー ジャやサウンダが観測する輝度温度
デー タは、今日の数値予報デー タ同化システムにおいて広く用いられている。しかし、静止衛星等に搭載されている赤外センサの輝度温度は、主に晴天域だけでしか利用されていない。雲域での赤外輝度温度デー タを同化することにより、擾乱域
での観測情報の活用、睛天域に偏在したデー タ利
用がもたらす問題（乾燥バイアスなど）の解消、
雲情報自体の解析などが可能となり、数値予報・解析精度の向上が期待できる。
本研 究で は 、 気象庁非静力学モ デ ル(JMA­
NHM)と局所アンサンプル変換カルマンフィルタ
ー(LETKF)を用いて、ひまわり8号の全天候赤外
輝度温度を 効果的に同化し、解析· 予報を改善す
ることを目的とする。研究の第 一 段階として、
JMA-NHMと高速放射伝達モデルRTTOVによる雲域赤外輝度温度の再現性を調査した。 さらに
輝度温度デー タの前処理 ・ 同化を実施できるよう、
LETKFを改良し、初期的な同化実験を行った。
本発表では、これらの初期結果について報告する。
2ーモデル比較 5km 分解能の JMA-NHMと、
RTTOV-11.2 を用いて、 ひまわり8号の水蒸気バ
ンド(8, 10)と窓バンド( 13)に対する、シミュレ ーション結果 ( F G) と 観測値 (OB ) を比較 し た 。
RTTOVは、雲水量と雲氷量、雲量を入力とし、Chou etal. (1999)のscaling近似を用いて、雲による散乱の効果を簡易に計算する。図は、2015年
9月7-11 日の 03~09UTCにおける日本周辺の海上デー タに対し、OB と FGをプロットしたものである。モデルは概ね観測値を再現しているが、背の高い厚い雲に対応した低温域の再現 は不十分である。また雲への感度が大きな窓バンド（バンド 13)は、雲の位置ズレなどに起因してOB、FG
間で大きな不整合が見られるが、水蒸気吸収の大きなバンド8や10 は比較的整合性が良い。 さらに雲の効果を考慮して規格化したOB-FGの頻度分布(Okamoto etal. 2014)を調べると、水蒸気バ
ンドはガウス分布に近いことが分かった（図略）。
以上より、同化の初期段階として、比較的扱いが簡単な水蒸気バンドだけを同化することとした。
3. 同化実験 本予稿執筆時点では、15km分解能、20メンバ ー のLETKFを用いた6時間間隔デー
タ同化サイクルを構築し、 1時間ごとの全天候輝度温度デー タを同化して動作確認を行っている。
気温、水蒸気、雲（雲水、雪）を修正することにより、解析場から計算した輝度温度がOB に近づくこと、数日間のサイクル実験においてはFGがOB に近づくことなどを確認している。今後は、分解能やメンバー数の調整、解析場と他観測との整合性の評価、予報の実施・評価、雲域輝度温度デー タに適した前処理(QCや観測誤差設定）の開発を行う予定である。
謝辞：本研究の成果の 一 部は JST CREST「ビッグデータ同化」の技術革新の創出によるゲリラ降雨予測の実証（研究代表者：三好建正（理研AIC)S )の支援を受けました。

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2015年9月7~11日の03~0 9UTCにおける海上でのH皿awari8のバンド8,10,13輝度温度に対して、JMA-NHMと RTTOVを用いて計算した輝度温度(FG、横軸）と、 観測値(OB、縦軸）との比較。ただしI FG-OB I >SOKのデー タは除く。色は対数表示によるデー タ数を 表す。
-136-

C152
NHM-LETKFを用いたひまわり8号高頻度大気追跡風デ ー タの大雨事例へのインパクト実験
国井勝※ 1 、 2 , 大塚道子 1, 2 1 下地和希 3, 瀬古弘 1,2
1: 気象研究所， 2: 理研AICS, 3: 気象衛星センタ ー
1 . はじめに ひまわり8号の正式運用が2015年7月に開始されたひまわり8号はこれまでの衛星と比べ ， 観測の
時間・空間解像度が向上したことに加え， センサ ー のバンド数も増加している． これらの観測機能の強化により， 局地的大雨や台風といった顕著現象をより詳細に捉えることが可能になっているとともに， デー タ同化を通じて数値予報モデルの初期値改善， ひいては数値予報の精度向上に寄与することが期待されている．
本研究では， ひまわり8号による高頻度大気追跡風(RS-AMY)のデー タ同化を通じたメソスケ ー ル数
値予報への利用について調査を進めている． 今回は
平成 27 年 9 月の関東・東北豪雨を対象とし， RS­
AMY の大雨事例インパクトを検証したので， その結果について報告する ．
2. NHM-LETKFによるRS- A MYの同化 デー タ
同化実験では， 水平解像度10km, 鉛直50恩の気象庁非静力学モデル(NHM)を基にしたアンサンプルカ
ルマンフィルタ(NHM-LETKF, Kunii2014 )による予報・解析サイクルを実行したデータ同化で用いるモデルの水平解像度は10km, アンサンプルメンバ ー
数は100 である． 観測デー タとして ， 品質管理済みの気象庁CDAデー タに加え， 気象衛星センター で研究目的として開発されている 15 分毎の RS-AMYを用いた現状の設定では1時間毎に観測デー タを同化しているため ，15分毎に算出されるRS-AMYのうち毎正時のものを同化したまた， モデルの水平解像度が観測デー タの解像度に比べ粗いため， モデ
ルの水平解像度の3倍である30kmになるよう s， uperobservationの手法を用いた．
実駿対象は平成27年9月の関東・東北蔽雨で， 豪
雨発発生から 2週間程度前の， 2015年 8月 25 日
OOUTCからデー タ同化サイクルを開始した． 延長予
報は、水平解像度5kmのNHM(5km-NHM)を用いた
3. 実験結果 まず解析場の検証として， スピンア
ップの期間を除いた2015年9月1日~12日までの対ゾンデ検証を行った. RS-AMYを同化することにより，中立もしくはやや改善という結果であったが，哀雨発生の2日前あたりで上層の東西風が顕著に改善された次に予報場の検証として，Skm-NHMにおける 3時間積算雨量の対解析雨量検証を行った. 12
時間，24時間予報におけるスレッドスコアは各降水閾値において改善がみられたものの，12時間予報では特に強雨においてバイアススコアが大きくなり過
ぎてしまう傾向が見られた
下図に2015年9月8日12UTCを初期時刻とする
5km-NHMの， 27時間予報における前3時間積算雨
量を解析雨はと共に示す. RS-AMYを同化しない実験(CTRL)では観測に比べ降水帯が西にずれている
が， RS-AMYを同化した実験( T EST )では， 親測により近い位箇で降水帯が再現されている．

図 2015 年 9 月 9 日 lSUTC
における前 3 時間積算雨
量解析雨量 (OBS) と各実験の解析値を初期値とした水平解像度5km の
NHM による 27 時間予報(CTRL, TEST) を示す

4. まとめ ひまわり8号から節出されるRS-AMY
を水平解像度10km のNHM-LETKFで同化し， 平成
27年9月の関東・東北豪雨へのインパクトを調査した. RS-AMYを同化することにより解析場， 予報場の精度向上が見られ， また豪雨の位置を改善することができた今回の実験ではsuper observation 手法
を用いて水平解像度30km に平均化されたRS-AMYの同化を行ったが， 本来は観測誤差相関やセンサ ー間の相関を考慇して同化を行う方が好ましい ． 今後は， 大塚ほか（本予稿集）で進められている RS-AMYの誤差統計の調査結果を踏まえ， RS-AMYの最適な同化手法について調査を進めていく予定である
謝辞：本研究ば 文部科学省フラッグシップ 2020 プロジ
ェクト（ポスト「京」の開発）「ポスト「京」で重点的に取り組むべき社会的・科学的課題」における重点課題④「観測ビッグデータを活用した気象と地球環境予測の高度化」， および JST CREST 「ビッグデータ同化」の技術革
新の創出によるゲリラ降雨予測の実証（研究代表者：三好建正（理研 AICS)) の成果です

-137-

C153

ひまわり 8 号輝度温度観測のデ ー タ同化研究：台風 Soudelor (2015) 事例＊本田匠1·Guo-Yu anLie1n· 西澤誠也1 . 吉田龍二1・足立幸穂1・寺崎康児1 • 岡本幸三2, 1 .
富田浩文1 • 別所康太郎3 • 三好建正1(1. 理研計算科学、2. 気象研、 3. 気象衛星センタ ー）
1. はじめに
新しい静止気象衛星ひまわり 8 号 の本運用
が 2015年7月に開始された。ひまわり8号
は、2016年打ち上げ予定のGOE S-R(NOAA)
を含む次世代気象衛星の 一つであり、従来の衛星に比べて多数のバンドを高頻度に観測し、これまでの約50倍もの観測デ ータを得ることができる。ひまわり8号が作り出ず＇観測ビ”
ッグデ ータ の同化は、解析値やそれを初期値とした予報精度を飛躍的に向上させることが期待される。
現在、次世代気象気候科学における基盤ラィブラリ ー SCALE (N ishizawa
et al. 2015)に局所アンサンブル変換カルマンフィルタ(LETKF; Huntet al. 2007)を適用した、新しい ア ン サ ンプル デ ー タ 同 化システ
ム"SCALE-LETKF"(Lieetn al. 2015)が開発されている。本研究では、SCALE-LETKFに
ひまわり8号輝度温度観測用の観測演算子を実装し、その同化 の影響を最低中心気圧 900hPaまで発達した台風 Soudelor ( 2015)事例に関して調査する。
2実験設定
ひまわり 8 号輝度温度観測の観測演算子は、
高速放射伝達モデル R
TTOVll.2を用いて作成・実装した。今回は、水蒸気に感度が高い
3 つのバンド (7,8,9)について、全天候の輝度

温度を用いた。
実験にはネスティングを使用した。 15 km
メッシュの外側領域は NCEP FN Lを初期
値・ 境 界 値 と し 、 50 メン バ ー のSCALE-LETKF を使って 従 来型観 測
PREPBUFRデ ータを 6時間間隔で同化した。
その結果から作成したアンサンブル境界値を用いて、 3 km メッシュの内側領域について10分間隔のデ ータ同化サイクルを実行した。
内側領域について、観測を全く同化しない実験、PREPBUFRのみを同化した実験、加えてひまわり8号観測を同化した実験の3つの実験を実施し、比較した。
3. 結果
図1は、7サイクル実行後（同化開始 70分後）の 解析値（アンサンブル平均）から算出した
ひまわり8号輝度温度観測と、同時刻における実際の観測を示している。 PREPBUFRのみを同化しても輝度温度には大きな効果が見られないが、ひまわり 8 号観測を同化した実験は、実際に観測された台風に対応するパターンを非常によく捉えている。今後は、中心気圧や風速場、およびその予報へ与える影響をさらに詳しく調査し、ひまわり 8 号の同化手法の確立に向けた研究を進めていく。
謝辞 木研究は公益財団法人計算科学振輿財団 研究教
育拠点 (COE) 形成推進事業の助成及び JSTCREST の援助を受けた。

Simulated/Observed Himowori- 8 Brightness Temperature (Bond 14) 2015/08/02
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図 1. (a-c)各実験の解析値（アンサンプル平均）からシミュレ ー トした輝度温度観測(K)と(d)ひまわり8号
によって実際に観測された輝度温度(K)。(a)観測同化なし 、 (b)従来型観測のみ同化、(c)ひまわり8号輝度温度観測も同化した実験をそれぞれ示す。輝度温度は全てバンド14。

-138-

C154
次世代のマイクロ波イメ ー ジャ降水リトリーバルアルゴリズム開発（その 4)
青梨和正・大和田浩美•岡本幸三・石元裕史・山口宗彦（気象研）
1 はじめに従来のGSMaP圃I降水リトリーバルアルゴリズムは、
リトリーバルに使う物理量の第1推定値の誤差を無視してきた。 これが、降水リトリーバル値の精度が、弱い降水域 や陸上などで低下する 一因と考えられる。そこで、本研究の目的は、次世代の 鼎I降水リトリーバ
ルアルゴリズムとして、物理量の第1推定値の誤差を考慮したアルゴリズムを開発することである。
このアルゴリズムの基本的なアイデアは、リトリー
バルに使う降水物理量や 、 地表面状態の第1推定値を数値モデルの出力やTRMMを元にしたモデルから求めること；これら第1推定値の誤差の確率分布( PDF)を雙数
のレジーム （例えば降水のあるレジームと無いレン一ム）を使って表現すること；レジームの事前確率とレジー
ム毎の物理量のPDFから、鼎ITBの観測値が与えられたときの 各レジームの事後確率とレジーム毎の物理量の最尤値と、降水のリトリーバル値を求めることである。
2第1推定値の誤差PDFの統計的調査
本研究は、物理量の第1推定値の誤差 PDFを統計的に求めるために、(2013/4-2014/3)の期間のTRMMデ ー
タとリトリーバルの第1推定値等のマッチアップデ ー
タを作成した。このマッチアップデ ータを基に、TM!TB
観測空間での第1推定値の誤差を調べたところ、以下のことが分かった：
1) 海上の降水強度Orm/hの観測値力浴t来の第1推定値(0. 5 kg/m2 の雲水を含むTBc)と雲水0を仮定した値（晴天域TBc)の間で変動している。PWCが小さいと晴天
域TBcに近く、大きくなると雲水を含むTBcに近づく。
2)海上の降水域のTBの変動は、各周波で相関が高く、その多くの部分が、雲水の変動によると考えられる。
雲水による変動は、 37GHzで振幅が最 大だが、 19GHzのTBvs. 降水3釦度にも影響する。
3第1推定値の誤差特性を導入した実験
これらの結果を検証するため、上記の第1推定値の誤差特性（降水強度Orm/hのTBのPWC依存性、降水域のTB19vの TB37vへの依存囲を降水リトリーバルア
ルゴリズムに導入した実験を行なった。その結果、従来Orm/hだった地点が弱い降水となった。一方、数ITTTI/h
程度の雨の強度が従来より減っている（囮1 参照。このため、海上の弱雨域が従来より増加して、PR 観測値に近づいている（図2参照）。一 方、 数nm/h程度の雨の強度が従来より減ったため、領域平均した降水強度値
は従来と c001parableである（図は省略）。このことから、
上記第1推定値の誤差PDFが尤もであることが示唆される。
Acknowledgement: この研究はJAXA「第7回降水ミッショ
ン科学研究公募共同研究」「Gent研究公募共同研究」の
一
部である。

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図1: 従来のアルゴリズム（横軸）と実験アルゴリズム⑯紬）
で推定した TMI 降水リトリ ーバルの分散図 (2013 年 7 月海上）

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図2 : 2013 年 7 月の月平均の降加強度(llln/hr)（上）従来のアルゴリズムで TMI から求めた値（中）実験アルゴリズムで TMI から求めた値（下）PR地上降水強度

-139-

C155

Neighboring Ensembleに基づく変分同化法を使った2014年台風11号事例への衛星雲・降水観測データの同化実験（その3)
青梨和正、 岡本幸三、 山口宗彦（気象研究所）、 五十嵐崇士（リモー ト・センシング技術センター ）1.

背景· 目的気象研究所とJAXAは、 平成24年度から、 衛星搭載雲・
降水レーダや衛星搭載マイクロ波放射計の雲・降水域のための新しいタイプのデー タ同化手法を開発することを目的とした、 共同研究「衛星雲·降水観測デー タのデー
タ同化システムの構築に関する研究」を行なっている。
本研究では、 この共同研究の一環として、雲解像モデ
ル用のNeighboring Ensemble (NE)に基づく変分同化法(EnVA)を開発する。また、この手法で、GP 主衛
M
星のGMI、
GCOM-WのAMSR2等の衛星マイクロ波放射計 ( I
M VI)輝度
温度(TB)等を同化し、 降水解析・予測の改善を目指す。
今回は2014 年台風11号(HALONG) 事例でのGMI TB
親測デー タ(2014/7/31/12UTC)の EnVA を用いた同化のf悌折値とこれからの予報について報告する。（発表では、
PALAU2013 等の他の事例も報告する予定である。）
2.
TB皿卿の同訟潔桐直我々は、 GMITBと台風の中心位置を使ったアンサ
ンプル予報値の位罹打訪甫正(DEC)を行なった。その補正したアンサンブル予報に、EnVAで、GMITBを同化した。図1は、EnVAが作った相対湿度と鉛直速度の高度1460mでの解析値インクレメントを示す。

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この図から、EnVAによる GMI TB同化は、 アンサ
ンプル平均の解析値の環境場の加湿と、 台風中心の南一西のレインバンドの降水強度と上昇流を強化したことがわかる。
3. MWI 1B観測値の同化の解析値からの予報
図2は、 2014/7/31/12lITC 初期の降水強度と海上疇の CR M24時間予報を示す。(J:)は、DEC+EnVAの第1推定値を初期値とし （下）は、DEC+EnVA の解析値を初期値とする予報である。 これらの医から、DEC+EnVAの舟靱f値からの予報では、 台風周辺
（特に南ー 西）で降水域が同化なしより広がり、海上の強風域も広がることがわかる。 この台風サイズの大型化には、 EnVAによる降水域のTB同化
が、最も寄与している。 また、 この同化の予報へのインパクトは、24時間以上の長期間に亘って顕著なのが特筆される。
台風の進路については、DEC+EnVAの1鞘升値からのrunは、 同化なしより台風の西進が速くなる。
一方、 DEC+EnVAによるTB同化は、 台風の中心気圧の予報にはインパクトがない（図は省略）。

..,

図1 :2014/7/31/12訂CのGMI 1BをEnVAで同化したときの面度1鉛知での解析インクレメント(shade)と地上知王(contour)（上）相対湿度（％）（下頂鉛直速度(mis)

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図2 :2014/7/31/12訂C初期の降水強度(mn/h, shade)と海
上風速 (mls, contour)の CRM24 時間予報
(1:) DEC+EnVAの第1 推定値が初期直（下)DEC+EnVAの解布汁勧芍現棚直

-140-

C156

可搬型水蒸気ライダ ー デー タの同化実験
瀬古

弘・酒井

哲（気象研究所）

1. はじめに 気象研究所では、下層の水蒸気量を観測する可搬型
水蒸気ライダ ー を開発している（科研費「局地的大雨予測のための可搬性に優れた次世代型水蒸気ライダ ー の開発」、研究代表者：酒井哲）。デ ータ同化により、局地的大雨を発生させる収束する 気流の水蒸気量を修正できれば、より長いリ ー ドタイムをもって局地的大雨を予測できる可能性がある（鈴木他、
日本 気象学会201
1年度
秋季大会、P354)。本報告では、 実際に可搬型用に開発された水蒸気ライダ ー で銀測したデ ー タについて、 気象庁のメソ解析の水蒸気分布との比較や、局所アンサンブル変換カルマンフィルター を用いて行った同化実験の初期的な結果を示す。

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model(g/kg)

図1. ライダ ー 観測値（測定誤差(lOg/kg以下のみ）とメソ解析で得られた同じ時刻・位置の
水蒸気量の散布図。

ー

2. 水蒸気ライダーの観測データ今回、デ タの特性を調べるために用いたデ ータは、搬型用プロトタイプとして開発された水蒸気ラ
イダ ー によりつくば市で観測された201
4 年7月から9月の5日間の値である。観測された水蒸気デ ー タは大きくばらついているが、デ ー タの算出時の誤差（光子計測数の標準偏差）を用いる
model(g/kg)と品質管理することができた。図1は、誤差の閾値としてdqv<lOg/kg
Z(m)lOg/kg を用いた時の観測値と、メソ解析で得られた同じ時 10000
刻・位置の水蒸気量の散布図である。水蒸気量が大きいほど観測値の方がやや大きい傾向にあることが分かる。ライ
ダ ー 観測誤差 10 g/kg以下で得られたデ ー タの時間高度分
布を図2 に示す。夜間なら高度8血程度までのデ ー タが得II＂
UTCられるが、昼間は2km程度に限られている。図1の散布固2. ライダ ー 観測デ ー タ（測定誤差
図は、高度によって水蒸気量の絶対値が異なる ことを含む
10g/kg以下）の時間・高度分布
図なので、高度毎にメソ解析の値と比較した（図3)。その結果事例数が少ないために差が歪な分布になってい2.0て、 高度1killで1.5g/kg、2~5血 で1.0g/kg程度の :,_：心心.1llliL.

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得るにはデ ー タ数を増やす必要がある。

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固3. 高度0.5-2.0 kmで 図4. 2014年8月20
日OOUTCの観測デの観 測値とメソ解析の水 蒸 気是との差のータを用いたデ ー
分布。
夕同化実験の結果。

謝辞：本研究は JSPS 科研費26282115 の助成を受けたものです。
-141-△ T OOUTC 20

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3. データ同化実験の初期的な結果
実際にライタ ー で観測された8月20日OOUTCの水蒸気量を、格子間隔15 kmの局所アンサンブル
変換カルマンフィルタ(Kunii、20 14)に適用して同化実験を行った。この事例では、水蒸気量を同化することにより、高度540m の南風が強まって、気温も暖かくなるように修正された（図4)。
今後は、より多くのデ ータを用いてデ ー タの特性調査を行い、その結果を用いてデー タ同化の実験数を増やすと共に、OSSE 等に行って局地的大雨の予測により有効な観測場所や頻度等を提案する予定
である。

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1.5如

C157

局地的豪雨予測における高頻度地上観測データ同化のインパクト・前島康光 1, 国井勝 2·1, Juan J. Ruiz 見呉宏甕 t 佐藤香枝 t 三好建正 ＇(1. 理研 ・ 計算科学研究機構， 2. 気象研究所， 3. University of Buenos Aires, 4. 明星電気株式会社）
1. はじめに

図2は0830JST の解析値を初期値とした 30分予報

2014年9月II日に神戸市付近で 、 0800JST頃からわず
か IO分程度の間に急成長する孤立積乱雲が発生し 、 1時間に 50mm/h を超える降水を 観測 する局地的衰雨が発生した。この事例を対象として 、 局所アンサンプル変換カル
マンフィルタ( L ETKF)と気 象庁非静力学モデル I( MA­(0900JST)の地上降水強度である。NOBC では気象庁レー
ダ ー 合成デ ー タと 比較し降水が弱まってしまったが 、
CTRL、BCではと同程度の40mm/hを超える降水が再現された。BCでは、 CTRLに比べてピ ークの
降水強度、 雨域
ともに改善が見られる。NOBCでは地上観測デー タの相対
イアスが降水予報にも影響している

NI-IM)を組み 合わせた NHM-LETKF(Kunii, 2014)を用いて 、湿度が低いという大阪大学に設置されたフェ ー ズドアレイレ ー ダ(PAWR)をと考えられるが 、 イアスを適切に補正して同化することで 、 局地的哀雨予報の精度に貢献する可能性が示唆される。

30秒毎に同化する実験を行 い 、 その結果を2015年度秋季大会(Dl52)にて報告した。

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温L 示
じ当 R を
図 相 cT果s゜

学研究所・計算科学研究機構の合計8 か所に設置して、30秒毎に 地上気象観測デー タを取得している。本発表では、PWARに加えて 、 これらの高密度 地上観測データを同化した 実験について報告し 、 局地的豪雨予測に与えるインパク
トについて謙論する。
2. デ ー タ同化および予報実験の設定
アン サンブルメン ーの初期値は2015 年秋季大会

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g
5
g
工，し＿
ー
＿

理化学研究所と明星電気（株）は共同で 、 筋易型地上気象
観測装位"POTEKAII"を神戸市内の小学校7 か 所と理化"'

バ

(DI52)の手順に準じて作成した。 07451STを初期時刻として 、 0830JSTまで 30 秒毎 PAWR の反射強度と動径風を1kmのNI-IM-LETKFを用いて同化した。 これをコ ン・トロールラン(
CTRL)とする。
地上 観測デー タ同化実験は、 07001STを初期時刻として 、0745JSTまでPOTEKAIIの 気湿 、 相対浬度を30秒サイク

25

ルで同化し 、 07451ST以降はPAWRデータも同化した。
POTEKAIIの観測デー タには イアスがあるため 、 気象官

15

20

バ

署デー タ（神戸地方気象台AMeDASデー タ）を用いて 、 気
温 、 相対湿度ともに イアス補正を行った。この イアス
バ

バ

4

補正を適用しない場合( NOBC)、 補正した場合(BC)の比較
を行った。

3. 結果
同化サイクルの0830JSTにおける 解析値を示す。図lは゜

北緯34.695 における相当温位の東西一高度断面図である。
以下 、 囮lの黒円内に着目する。CTRLの結果を見ると 、
局地的蔽雨をもたらした積乱雲に対応した対流現象がみられ 、 高度 2000m~4500mにかけて麻相当温位の領域が存在していることがわかる。一方、 同様に高相、 NOBCでは
当混位の領域がみられるものの、 CTRLに比べ約2-SK低い。BCでは話相当温位の領域が約6000mにまで伝播しており、特に高度3000m付近でCTRLより 2-3K尚い相当

図2: 08301STの解析値を初期時刻とした30分予報の地上降水強度[mm/h]。 それぞれ CTRL, NOBC,
BC, 気象庁解析雨最を示す。
謝辞
本研究はJST·CREST「『ビッグデー タ同化』の技術革新の創出によるゲリラ降雨予測 の実証」（研究代表者：三好建正）および「ゲリラ豪雨予測を可能にする次世代ビッ
グデー タ同化アプリケ ー ションのEBDコデザイン」（研究代表者：松岡聡）の一 哀として行われた。

温位域が確認される。

-142-

C158
フェ ー ズドアレイ気象レー ダを用いた三次元降水補外予測の実時間実行に向けた検討
大塚成徳・三好建正（理研計算科学）
アの落下に伴う降水強化を捉えており、 三次元的

1. はじめにダ(PAWR)によるに補外予測することの利点を良く示している(f,水平100m、 時間間隔 30 秒の高いII寺空間密度のg )。 スレットスコアに関しても低高度で改善が顕著である（図省略）。

フェー ズドアレイ気象レ ー

観測情報を用いることで、 従来型レ ー ダでは難しかった、 降水コア内部の降水分布の三次元トラッ
キングを行うことが可能になる。 Otsuka et al.
(2016) は相互相関法 ( TREC, R
inehart andGarvey 1978)を用いて三次元移動ベクトルを算出し、 降水分布と移動ベクトル分布を移流させる

実時間実行に向けては高速化が必要である。相互相関法による三次元移動ベクトル算出は欠損値処理が簡単に行えるなどの利点があるが、 計算コストが 高く、 100m解像度で実時問運用に供することは簡単ではない。 フ ー リエ変換法や変分法

ことにより 10分先までの短時間時空間補外予測を用いる方法は高速にベクトル算出できるが、 欠を試みた。その結果、2013年7月13日に京阪神損値の処理が難しく、 他のデ ータで欠損部分を補地区で広範囲に大雨をもたらした対流性降水の完した後でなければ実用的ではない。本研究では事例について、 三次元時空間補外予測が二次元時高速化のための検討状況についても示す予定で

空間補外予測に比べて良い成績を示すことが明ある。

らかになった(2015年度春季大会）。
こ の三次元時空間補外が実際に有効であるかどうかは、 より多くの事例を用いて検証する必要がある。本発表では比較的浅い積雲対流に対して三次元時空間補外を適用した結果を示し、 有効性と課題について検討する( Otsuka et al. 2016)。
2 実験設定本研究では大阪大学に設置された PAWR のデータを用いて実験を行った。 反射因了ラ デ ー タを100m問隔の等方格子、 30秒問隔に変換して時空間補外の入力に用いた。ここでは2014年9月11日に神戸で発生した局地的大雨事例を対象にして、 三次元で移流した場合と二次元で移流した場
合 の予測精度比較を行った。
移動ベクトル算出には相互相関法のCOTRECL( i et al. 1995)を改良した手法、 降水場の移流計
算に は 5次精度Weighted

E ssentially Non·

Oscillatory スキー ム(Liu et al. 1994)を用いた。
3結果

図1 : 阪大PAWRのレ ー ダ反射因子を入力とする90秒後の補外予測。( a-d) 高度2km、 (e­h)高度1.5km、(i·k)鉛直断面。(a, e, i) PAWRの初期時刻(2014/9/11 08:31:02 JST)および(b, f, j)90秒後、(c, g, k)三次元移流結果、(d,h)二次元移流結果。降雨強度で示す。Otsuka
et al. (2016)の図8を改変。

図1 に補外予測結果を示す。この事例では降水
参考文献
コアが高度2km付近に存在するため、 通常用い
. Kikuchi, Y. Kitano,
Otsuka, S., G. Tuerhong, R
られる高度2km での降水分布においては三次元
Y. Taniguchi, J. R
uiz, S. Satoh, T. Ushio, and
予測と二次元予測に顕著な差は見られない(c, d)。
T. Miyoshi, 2016: Wea. Forecasting, in print,
しかし高度1.5kmで見ると、三次元予測は降水コ
doi: 10.1175/WAF-D-15·0063.1.

-143-

C159
NICAM-LETKFを用いた全球降水マッブGSMaPのアンサンブルデー タ同化実験
小槻峻司＊，寺崎康児，Guo-Yuan Lien, 三好建正（理研AICS),

Eugenia Kalnay (メリ ー ランド大学）

GSMaP/Gaugeに対する予報降水量のスレットスコア�5mm/6hr)を図ー2 に示す．ここでは，先に述べたガウス逆本研究は， RMM/T
GPMによる降水観測デ タ利用し，変換をモデルの予報降水量に適用し，観測に似た降水
大気客観解析及びこれを初期値とした予報に改善をもたコアを検証している． コントロール実験（黒量に変換後，ス
らすことを目的とする．一般に，降水量の同化による数値
気象予測の改善は，降水量の非ガウス性や降水過程の 線）に対して，衛星観測降水量を同化した実験（灰色線）
非線形性により困難であることが知られている. Lien et al. の降水量予報スコアが改善していることを確認した
今後は，デー タ同化技術を応用して，降水量に感度 を(2016,MWR)は局所アンサンブル変換カルマンフィルタ
ー持つモデルパラメ
タの推定に取り組んでいく．また，デLETKFを使い，降水量に経験的なガウス分布変換を適ー
タ同化によって解析される全球降水分布は，既往の衛用することで，衛星観測降水量を用いた数値予報精度の星観測デ ー タから推定された降水量プロダクト(e.g .
改善に成功した．本研究では，Lien et al(20. 6)の手法
I
をNICAM-LETK(F Teraakis et al.,2015, SOLA)に適用 GSMaP)とは異なる方法で推定された新たな全球降水
ーし， 衛星観測降水量の 同化 ・ 予報実験を実施する．併せ プロダクトとして期待できる．デ タ同化によりモデルでて， ガ ウス分布変換の適用を拡張し，モデルの予報す 予報された降水量分布の精度についても，更に調査をる降水量から観測に似た降水量分布を得る，ガウス逆 行っていく方針である．
1. はじめにー変換の手法を提案する．

2. 降水量同化実験

謝
本研究はJAXA- PMMの支援を受けた．

同化実験には，Teraaks iet al.(2015)によ り開発されたNICAM-LETKFを用いた．モデル解像度は11 2km,
アンサ ンブルメンバ ー数は36とした． 観測降水量に
Mapping ofPrecipiatit on(GSMaP)プは，G lobalSatellite
ロ ダクトの中 から， GSMaP/ Gaugeを 利用し ， モデル
格子点毎に6時間積算した降水量デ ー タを作成して使用した．降水量以外の観測には，NCEPの提供す る
12/21
12/16
PREPBUFRの中か ら，ラ ジオゾンデ観測のみを用い
ー
た．降水量デ タの品質管理や観測誤差の取り扱いに 図-1 500 hPa高度における東西風のERA-Interimに対ついては， Lien et al(2016).
を踏襲した．ただし，ガするRMSD(二乗平均平方根偏差） ．太線と細線は，
Lien
et吐は過去10ウス変換の構築には，年分の降水
デー タ同化実験と 5 日予報実験をそれぞれ示す．
ー
量デ タを必要と したが， 本研究では過去30日分だ
黒線と灰色線は， コ ントロール実験と GSMaP 降水ーけの降水量デ タを用いたラジオゾンデのみを同化
量を同化した実験のRMSDである．
す る スピンアップ計算を30日間 実施し，各同化時刻の過去30日間のモデル ・ 観測降水星を用いた経験的f Th『eat Seo『e (> 5 mn,/61u-; Global } foz
ガウス変換 をモデル ・ 観測降水量に適用した．
Radiosondes ONLY
0.18
0.16 、—: Radiosondes+ GSMaP/Gauge_
tn 0.14
1 o.fa3. 結果と今後の方針- 0.1
I! 0.08
衛星観測降水葦の同化 ・ 予報実験より，ERA-Intem
ri

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忍忠

-:

に対する500hPa高度の東西風のRMSD(二乗平均平�
冨 0:02方根偏差）を図ー1 に示す．ラジオゾンデ観測のみを同化
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72
岬
120
24
48
した実験を コ ントロー ル実験 （黒線） とし，ラジオゾンデ
FORECAST TIME (hr)に加えて衛星観測降水量を同化した実験 （灰色線） と図-2 GSMaP/Gaugeに対する，予報された降水量のスレ比較している．デ ー ク同化実験（太線）の 8時刻から，5
ットスコア�Smm/6hr). 黒線と灰色線は，コ ントロー
日間のアンサンブル予報実験を行った（細線）．デ ー タ同ル実験とGSMaP降水量を同化した実験である．
化実験·予報実験の何れも，降水量同化により改善する
ことを確認した．次に，8回の予報実験により得られた，

I

-144-

。

C160
10240 メンバーのアンサンブルデー タ同化実験に基づいた大気の非ガウス性の調査＊近藤圭 ー （理研計算科学）， 三好建正（理研計算科学）
1. はじめに
数値天気予報におけるアンサンプルデ ータ同化 の多く はカルマンフィルタ(Kalma n1960,
Evensen1994)に 基づいているため ， 誤差分布はガウス分布を仮定している。 Miyoshi et al.(2014,
GRL; 2015, Co mpu ter), 近藤・三好(2015, 前々大会） は， 「 京」コンピュ ー タを用いて10240 もの巨
大なアンサンブルによる全球大気デ ータ同化実
験を実施し ， 背景誤差の確率分布の非ガウス性に言及した。 歪度と尖度で表された非ガウス性は ，
主に熱帯やスト ー ムトラック付近で解析誤差分
布とよく 一 致し， 関連があることを示した。 さらに近藤・三好(2015)は，外れ値が解析誤差に与える影響についても言及した。
本研究では， 10240メンバーによるデータ同化
実験の結果を基に ， 新たに外れ値判別法 ， ガウス性の指標を導入して， 大気の非ガウス性を調査した。
2. 実験設定
本 研 究 で は ， 低解像度 の全 球 大 気 モ デ ル
SPEEDY( T30/L7, Molteni2003)にLETKF(Hu nt etal. 2007)を適用したSPEEDY-LETKFシステム(Miyoshi2005)を基にした， アンサンプルサイズ
10240 によるデータ同化実験の結果(Miyoshi etal.

ルのスピンアップを除いた後半40 日平均の解析
誤差分布は ， KLDの空間分布とよく一 致することが確かめられている（図略）。
4. まとめ本研究では， 10240メンバ ー のデータ同化実験の結果を用いることにより， 一般的に用いられる
100メンバー程度のアンサンプルでは不可能であった確率密度の議論や， 大気モデルにおける誤差の非ガウス性の検証が可能となった。 その結果 ，解析誤差と非ガウス性には相関があり， 非ガウス性を考慮するデータ同化手法により ， 熱帯やストームトラック周辺での解析精度の向上が期待される。 今大会発表時には最新の結果を発表する予定である。

60°

2014 ;2015)を使用する。局所化は適用していない。
モデル誤差を考慮しない完全モデルを仮定し，観測データにはラジオゾンデを模したものを6時間毎に同化する。 実験期間は1月1日を初期値とする 60日間である。
外れ値の判別法として ， 様々な形状の確率分布にも適用可能なLocal o u liert fac to(LOF;r
Br eu nig etal. 2000) を用いる。 ガ ウ ス性の指標と して ，Kullback-Leibler d iver genc e(KLD; K ullback a nd
Leibler 1951)を用いる。KLD は大きいほど非ガウス性が強く， 外れ値に左右されにくい特徴がある。
3. 結果
図lはモデル4層目の気温の 第1推定値のKLDを示し ， 主に熱帯で大きい傾向が分かる。 また，
スト ー ムトラックに沿って KLD が大きくなる傾向がある。 因2 は図lのX印の格子点(KLDが大きい） でのヒストグラムである。 b im o dal構造を示しており ， 非ガウス性が強い。 また， 同化サイク

Guess KLD

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0.20

0.30

0.50

図I. 2月22日06 UTCにおける 気温（モデル4層
目： ~soo hPa)の第1推定値のKLD。 実線は500 hPa
面高度。
0.6 -I skew=0.405
kurt=-1.017
0.4 -I KLD=0.165
0.2
0.0

-5

-4

-3

-2

-1

O

1

2

3

4

[a]

図 2. 図 l のx印におけるヒストグラム。 実線は10240 サンプルから得られた平均と分散から計算されたガウス分布。

-145-

C161

欄密な実観測デー タの同化によるLETKF と EnVARの比較•1横田祥，2·1Le Due, 1折口征二，1國井勝，1青梨和正，リII畑拓矢，3,1露木義
1( 気象研究所，2海洋研究開発機構，3気象大学校）
1. はじめに
アンサンプル変分同化法(EnVAR, Zupanski 2005;
Liu et al. 2008, 02 09)は、アンサンプル予報に基づく
流れ依存の背景誤差共分散を扱える点で4次元変分法と比べて優れた手法とされているが、アンサンプ
ルカルマンフィルタ ーに対する利点は十分に示されていない。Yokotaetal. (2016, submitted)は、低解像度
全球モデルを用いた観測システムシミュレ ーション
実験により、観測局所化を用いたEnVAR を局所アンサンブル変換カルマンフィルタ ー (LETKF, Hunt etal. 2007)と比較し、EnVARでは観測演算子をグロ ーバルに計算するためにLETKFより真値に近い解析
値や予報値が得られるということを示した。しかし、
実観測デ ータの同化による比較は未だ行われていな
い。 本発表では、EnVARの1'...ETKFに対する利点を
実観測データの同化実験で示すことを試みる。

2. 実験殿定skill score (FSS)が大きく改善していた。 このことから、EnVARで可降水量が適切に同化されていることや、この事例では可降水量の同化が降水予測に大きく影響していることが分かる。 また、EnVAR(CTL)
は、 LETKF(CTL)と比較しても可降水量の誤差が予報解析サイクル全体で小さく（図）、15 mm hr1 以上の強雨のF SSもわずかではあるが改善していた。
EnVAR(CTL)では 18JST の強雨発生位置における下層収束がLETKF{CTL)より強く（図略）、
このことが強雨の予測の改善につながったと考えられる。
4. まとめと今畿の課題
上記の結果は、この局地的降水事例において、
EnVARによって LETKFと同等かそれより精度の高い解析値や予報値を作成できたことを示している。
ただし、本実験では観測が 一様に分布してないこと
や、小さなスケ ー ルの現象をタ ー ゲットにして短期間で評価していることなどから、この事例だけで
EnVARの利点を適切に論じることは難しい。 今後、より長期間の予報解析サイクル実験にEnVARを適用し、一般にLETKFより精度の高い解析ができるかどうかを検証する必要がある。
�·'

2013年7月18日の夕方～夜にかけて東京周辺で発生した局地的降水をタ ー ゲットにして実験を行った。 水平解像度を2km、 メンバー数を 50 とし、10分間隔の地上観測（水平風 ・ 気温） ・ レ ー ダー 動径風 ・II
GNSS可降水量と、3時間間隔のラジオゾンデ観測（水平風 ・ ｀気温 ・ 相対湿度）を、18日09JSTから1 時
間おきに18JSTまで同化した（観測データの時間ス
ロットはto分、同化ウインドウは1時間）。 局所化
半径は水平20km、鉛直0.1 スケ ールハイトとしたが、鉛直積分量である可降水量については鉛直局所化を用いないことにした。 初期値 ・ 境界値には水平解像度10kmの LETKFによる予報解析サイクル実験（気象庁の全球予報に週間アンサンプルの摂動を加えた
00
19
10 11
21
13 14 16 18128
ものを初期値 ・ 境界値として1時間間隔の気象庁のJST
図：EnVAR(CTL)、LETKF(CTL)、EnVAR(NPWV)による予
現業観測デ ータを3時間おきに同化したもの）の結報解析サイクルでの可降水量の観測値に対する2乗平均平果を用いた。 EnVARとLETKFを用いて上記全てのー方根誤差の時系列。比較のために全くデク同化を行わな「
観測を同化した実験 (CTL)と、可降水量以外の」全
い実験(NDA)の結果も示した。
ての観測を同化した実験(NPWV)を行い、予報解析
輝：本研究の 一部はHPCI戦略プログラム分野3「防災・サイクルの結果と18JSTの解析を初期値とする予報
減災に資する地球変動予測」（課題ID: hp140220, hp150214、)の結果を用いてこれらを比較した。
、社会システム改革と研究開発の 一 体的推進「気候変動に伴う極端気象に強い都市創り(TOMACS)」より支援を受けま五羞遜した。観測データのうち、GNSS可降水量とラジオゾンデ
EnVARにおいて、CTI, の方がNPWVより可降水
観測はTOMACSのプロジェクトで観測されたものを、そ量の誤差が予報解析サイクル全体で小さく（図）、 の他は気象庁の現業観測データを用いています。 また、
EnVARシステムの 一部には気象庁予報部数値予報課から18JSTを初期値とする予報の1時間降水量のFraction
ご提供頂いたソ ー スコ ー ドを用いています。
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C162

観測誤差共分散構造の診断とその利用
石桶俊之（気象研究所台風研究部）

3. 今後

大気解析における第一次情報元は観測デ ータである。このため同化する観測データによって 、 解析予報精度は大きく変化する。例えば、
ラジオゾンデなど主要な個別観測データセットが解析予報精度に与える影響は 、 背景誤差共分散行列へのアンサンプル情報の導入による予報誤差の変化等と比べて概して大きく 、 宅要数値予報センター間の精度差と比べても小さくない。 一方で 、 現在、全球大気同化システ
ムで輿際に同化されてい召視測データは 、 潜在的に利用可能な観測データ（入電データ）の数％でしかない。このような観測データ利用の制約は 、 データ同化システムを構成する個々の要素の近似やその実装に起因するものである。本研究の目的は、これらの近似精度を改善し、より多くの親測データ情報を解析に利用することで解析予報精度の向ヒを図ることである。

発表では、チャンネル間相関の導入による予報精度の変化等について報告する。

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1. はじめに

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図2AMSU·AINOAA18の観測誤差の空間相関

2. 観測誤差共分散構造の診断
デ ー タ同化システムにおいて観測デ ー タの重みは観測誤差共分
散行列(OEM) によって決定される。OEM を対角行列で近似する場
合でも 、 相fiJ距離を知る必要がある。しかし、OEMの推定は難しい問題である。ここでは、Desruaiers (200 5)の手法で推定した結果を示す。
図］は、GCOMWl搭載の AMSR2 センサの観測誤差相関である。
AMSU-A等の気温口感度のあるセンサではチャンネル間相関が0.2未滴であるのに対し（図略） 、 0.8以上の大きな相関があることがわかる。図2は 、 NOAA17号搭載の AMSU-Aセンサの空間相関である。
50km離れたデータでは相関が0.2未満となっており、 Rを対角とする
場合の間引き距離としてこの程度の距碓が下限となる。
次に 、 得られた診断結果を用いて間引き距離を変更した複数のOSEを MRI-NAPEX(気象庁全球数値予報実験システム）上で行い、間引き距離を変えてデータ数を現行の0.25倍から100倍まで変化させたときの予報精度の変化を見t;::., 図3は、データ分布の変化である。
図4は予報精度の変化である。予報精度が概ね向上することがわかる。

図 3 観測データ分布。上段は CNTL、 下段は 9倍実験。
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因 4 予報精度の改善率 9倍実験の CNTL に対するもの。

図1 AMSR2/GCOMW1の観測誤差のチャンネル間相関

-147-

C163
大気海洋結合同化システムの開発
石橋俊之1、朦井陽介1、安田珠幾2、齊藤直彬1 、竹内義明1 (1気象研，2気象庁）”

1. はじめに
大気と海洋は様々な時空間スケ ー ルで相互作用してい) ンタ ー で利る。 一 方、現在、主要数値天気予報(NWPセ
用されている数日から1週間程度先までを対象とした予測モデルや同化システムの中では、海洋の効果は一部しか取り入れられていない。これは、季節予報等のより長い時
間スケールの予報と異なり、NWPにおいては、これまでモデル性能が十分でないなどの理由から、予測モデルや同化システムの中で大気と海洋を別々の系ではなく結合系として扱うことによる予報精度の改善が十分に得られていないと考えられていたためである。
しかしながら近年では数値天気予報の文脈においても、
大気海洋結合による精度改善を目指した研究開発が継続的に行われており (Laloyaux et al. 2015, Lea et al.
2015) 、気象研究所でも大気海洋結合同化システムの開発を行っている。同研究の主目的は、気象庁現業季節予報の精度改善であるが、熱帯擾乱の再現性や予測可能性向上など、数値天気予報へのインパクトを見ることも目的としている。本発表は、数値天気予報の精度向上の面
から、大気海洋結合同化開発について報告する。

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2. 大気海洋データ同化システムの概要
ここでは開発中の大気海洋結合デー タ同化システムの概要について述べる。開発中の大気海洋結合デ ー タ同化システムは、第 一 推定値を作成する予報モデルとして
大気海洋結合モデルを用い、大気と海洋の同化は別々の同化システムで行う（弱結合同化）。これは背景誤差の大気成分と海洋成分の相関を無視する近似に相当する。
大気海洋結合モデルは、気象庁現業季節予報モデル(JMA/MRI·CGCM2)、大気同化は気象庁全球大気同化 シ ステム を水平低解像度化 した同化 シ ス テ ム(MRI·NAPEX/G009) 、海洋の同化には気象庁全球海洋同化システム(MOVE·G2)を用いる。結合モデルの解像度 は 、 大 気部分は Tl159L60 (水平解像 度 は約110km) 、海洋部分は緯度方向に 0.5 度（但し熱帯域は可変格子）、経度方向1度である。
大気の同化スキ ー ムは 4 次元変分法で、同化窓長は 6
時間、インナ ーモデルの解像度は Tll59Ll00 である。海洋の同化スキ ー ムは 3 次元変分法で、同化窓長は 10 日である。これらの窓長は各パ ー ツの現業設定を維持している。大気と海洋同化の窓長の違いは、大気と海洋で複数の同化ルー プをもつことで吸収される。先行研究では、
窓長を統 一 した研究も多く 、ECMWFでは24時間、UKMOでは6時間としている。窓長を変更する場合は、背景誤差共分散行列の修正が必要であるが、これらの先行研究では、相関構造は修正せず、分散のみの修正で対応している。本研究では、このような修正は不要である。

uinc_a:匹図 解析インクリメントの全球平均プロファイル。上段は大気の東西風（鵬は高度て地認ヽら500hPa)、下段函繭靭知且（細袖困緬からから200m)。解析から6呵閉後のスナップ汲3ット。

このような現業システムをパ ー ツとして用いた弱結合同化システムの開発の最も大きな利点は、各パ ー ツの精度が保証され、また、現業予報との詳細な比較検証を行いながら開発を進められることである。図に結合同化サイクル初回の解析インクリメントの鉛直プロファイルを示す。
3. 今後
大気海洋結合同化システムによる同化予報サイクルを行い、数値天気予報システムとしての精度や同化された観測情報の伝搬の様子の解析等を行う。

-148-

0151

金星に到着した探査機「あかつき」の現状＊今村剛、 中村正人(JAXA宇宙研）、 あかつきプロジェクトチ ー ム
メカニズムが働くことは考えにくい。 金星の雷は雲l. 金星気象衛星の誕生
2016年12月7日、探査機あかつきは金星に到着し の物性の重要な手がかりを提供する可能性がある。
て金星の衛星となった。 周回軌道に入った直後には 硫黄化合物は火山ガスとして供給されている可能性
さっそく紫外線や赤外線で精細な雲画像を得て、 観 があるが、 金星の現在の火成活動はほとんどわかっ
測装四の健全性を確認した。 あかつきは本来は2010 ていない。
年12月に金星周回軌道に入る予定であったが、 主エンジンの故障によりこれに失敗し、5年間にわたって 3. 観測戦略
「あかつき」は近金点高度l 000-l 0000km、 遠金点
太陽を周回していた。 今回、 破損した主エンジンに代わって姿勢制御用の小型エンジンを用いて金星に 高度60金星半径、 周期およそ JO 日の周回軌道上から、 「ひまわり」などの地球気象衛星に似た、 連続
到達し 、 いよいよ観測のスター トラインに立った。
撮像を中心とするリモ ー トセンシングを行う。 異なる波長で異なる高度の大気現象を映し出すことにより、 厚い大気恩の内部の3次元の運動を映像化し、
ス ー パ ー ロ ー テ ー ションや硫酸雲形成のメカニズムといった謎に挑む。 観測装置としては、 可視光では見えない雲頂以下の大気や地表を見る近赤外カメラ、雲の湿度をマッピングする中間赤外カメラ、 硫酸雲の生成に関わる化学物質や上層雲を見る紫外カメラ 、雷の発光をとらえる高速測光器を搭載する。 連続した雲画像からは雲追跡により風速場を求める計画であり 、 そのための解析手法の研究も進めてきた。 ま
た 、 探査機と地上局を結ぶ電波で大気の鉛直構造を調べる電波掩蔽観測により撮像観測を補完する。 観
測デー タは気象学研究に適した形式でア ー カイプされ、 世界に向けて公開される。
あかつきが金星周回軌道に入った直後にso,吸収帯にあたる波長283nmで撮影した金星
3. 今後の見通し
我々は現在、 探査機システムと観測装四の初期チ
2. あかつきが挑む科学ェックアウトを進めており、2016年4月には定常観
ー
金星全体をとりまき lOOm/s に達する東風、 ス パ
測に移行できる見込みである。 探査機の状態は安定
ーロ ー テ ー ションは太腸系の気象学の最大の謎であしており 、 観測機器についても想定外の長旅の後にり、 最重要の研究課題である。 地球気象学の常識でもかかわらずほとんど劣化が見られない。 長期にわは偏西風や貿易風といった大規模な風には自転が関たる継続的な気象デー タが得られるという期待が高わっており 、 自転速度を大きく超える風が広範囲でまっている。
吹くことは考えにくい。 ス ー パ ー ロ ー テ ー ションの元々予定している、 ス ー パーロ ー テー ションヘのメカニズムについては多くの研究があるが、 数値モ寄与が予想されるいくつかの力学過程の構造の把握
デルによる再現には未だ困難があり 、 観測デ ー タにと定蓋化、 雲形成に関わる大気循環の把握などを、よる実証もなされていない。
まずは着実に進めていきたい。 ここでは数値モデリ
濃硫酸の雲の維持メカニズムも重要課題である。
ームとの連携も重要である。 あかつきサイ
ングのチ
硫酸は太陽紫外線をエネルギ ー 源として、 大気中のエンスチ ー ムには国内外からデー タ解析や数値モデ
硫黄化合物から化学的に作られると考えられる。 雲
リングを行う多くのメンバーが参加している。
粒は重力で徐々に沈んでいくので、 雲を維持するた
上記のような、 研究手順が比較的明快なテ ー マに
めには上恩大気まで雲の原材料を常に運ぴ上げてい加えて、 世界初の多波長連続画像を用いた発見的ななければならないが、 そのメカニズムはわかってい研究が期待される。 金星の気象現象としてこれまでなVヽ 0に同定されているものはス ー パ ー ロ ー テー ションの雲の物性にも謎が多く、 硫酸以外にも様々な成分
他にはいくつかの限られた惑星スケ ー ル波動のみでが存在する可能性ある。 雷放電から放射されたことある。 金星にどのような気象現象が存在し、 どのよをうかがわせる電波雑音が金星の近くでとらえられうな階層構造をなしているのかを明らかにして、 新ているが、 暖かく乾燥した金星大気で地球の雷雲のたな科学テ ー マを開拓することができるはずである。

-149-

D152

金星気象学のための「あかつき」デ ー タの紹介
＊高木征弘（京産大・理）． 小郷原 一 智（滋賀県立大・エ）． 神山徹（産総研），
樫村博基(JAMSTEC), 佐藤尚毅（東京学芸大 ・ 自然科学系）， 村上真也(JAXA ・ 宇宙研），
堀之内武（北大院 ・ 地球環境）今村剛(JAXA ・ 宇宙研）

1.

はじめに

カメラの観測デー タは共通のデ ー タ処理系によって処

日本の金星探査機「あかつき」は2015年12月7日に金星周回軌道に投入ざれ． 初期観測を開始したところである(201 6年2月現在）。 あかつきは紫外から赤外までカバ ー する5台のカメラと電波掩蔽観測のための超高安定発信器を搭載し， 大気ス

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ロ テ

ー

ショ

理される。 デー タ処理系全体については山田他(2010)を参照していただくことにして ， ここでは気象学的な解析を念頭に整備されるLevel 3と呼ばれるデー タセッ
トについて紹介する。
Level 3デー タンをはじめとする特異な金星の気象現象の全容解明をLevel 3デー タでは， カメラによって撮影された金星目的としている(N akamur a et al., 201 I)。 主エンジンの画像を緯度経度格子上に展開する（図I)。 データ形式

故障により軌道投入方法が変更されたため． 現在の予は気象分野で広く利用されているNetCDF形式である。

定では周期約11 日， 遠金点距離38万kmの赤道軌道か探査機の姿勢情報から推定した位置情報には， 姿勢精らの観測となる見込みである。 大気ス ー パ ー ローテー

度に起因する無視できない誤差が含まれるため， 緯度

ションの観測に最遥化された当初の軌道計画とは異な経度座標への変換に先立って， 画像上の金星の位置を正るが ， 特定のロー カルタイムを長時間観測できるよう確に決定することが重要である。 ところが金星は厚いになったことにより， いわゆる赤道ケルビン波や中緯硫酸雲に毅われており， 目印になる地形などの情報が度ロスビー 波， 惑星規模のY字構造， 弓状構造． 赤道

利用できない。そこで我々は， 金星像の外周（リム）を域の小規模な対流雲的な構造など， 雲陪高度に存在す

楕円で近似することにより， 金星の位置をサブピクセル

る多様な気象現象の観測にはむしろ有利になったとい

精度で決定する技術を確立した(Ogohara et al., 2012)。

える(Belton et al., 1976; Rossowet al., 1980; Del Genio

期待される精度は0.1ピクセル程度である。

and Rossow,1982, 1990)。

緯度経度格子に展開したデー タは， 適当な期間ごと

本講演ではLevel 3デ タとよばれる「あかつき」のに時系列デー タとしてア ー カイブされる。 この時系列

気象学的デー タア ー カイブを紹介し， 気象学会会員諸デー タを利用することにより， 波や擾乱の三次元構造ー

氏に金星気象と関連研究への参加を呼びかけたい。 当や硫酸雲の生成消滅過程などの解明だけでなく， 未知

日は初期成果報告とともに， 研究グル ー プヘの参加やの波動現象の発見が期待される。

デー タ公開などについても紹介する予定である。
2.

雲追跡ベクトルの導出

観測機器の概要と Level 3データ

さらに， 緯度経度格子に展開された時系列デ ータをあかつきに搭載されたカメラの概要は以下の通りである。lRJは0.90-1.0lµmの波長帯を利用し， 高度50km付近（雲底）の雲構造（昼面）， 地表面物性・下層
大気の水蒸気の定量（夜面）を行う。IR2 は1.7-2.3µm

利用し， 小規模の雲の移動を追跡することによって， 三次元的な風速分布の森出も試みる(Kouyama et al., 2012;
Ikegawa n
a d Horino uchi, 201 6)。 雲追跡風の詳細については堀之内氏の購演を参照されたい。

の波長帯で雲頂腐度の分布（昼面）と下層雲の濃淡（夜面）を観測する。UVIは283,365 nm の紫外線で高度70 km付近（雲頂）の雲模様とS02 お よび未同定の紫外線吸収物質の水平分布（昼面）を観測する。 LIR は
8-12 µmの中間赤外線で雲頂付近からの赤外放射（昼夜両面）を親測する。(LACは割愛。）
広い波長帯をカバ ー するこれらのカメラによる相補的な観測により， さまざまな高度での大気運動を可視化できることがあかつき観測の特徴である。 これらのデータを活用することによって， 波や扱乱の三次元構造
や大気スー パー ローテー ションヘの寄与の解明， 子午面

図I: リムフィッティングにより姿勢補正を行い， 緯度

循環の構造の解明， 雲屑内の物質循環の解明といった成

経度格子点上に展開したVMC/Venus Express の金星画果が期待される。 この目的のため ， LACを除く4台の像(V025Q_QQQ8_UV2)。

-150-

D153

金星大気の熱潮汐波•高木征弘（京産大）， 杉本憲彦（疫應大）， 安藤紘基(JA.XA )' 松田佳久（東京学芸大）

1.

はじめに

ほど数値積分を実行したところ， 雲層付近では1 年ほど

金星大気中では入射する太陽光エネルギー の大部分がで準定常状態に達した。解析に用いたデー タは最後のI雲層付近の高度で吸収され， 熱潮汐波とよばれる波（強地球年である。

制重力波）が強く励起されている。熱潮汐波の鉛直伝

3.

播に伴う運動鼠輸送を中心に， 金星大気の大循環， 特に
大気スー パー ロ ー テ ー ションの生成・維持に対する役割
がこれまで重点的に研究されてきた(Fels na dLindzen,
1974;Plu mb, 1975;Newman na dLeovy, 1992; Takagiand
Matsuda,2007)。しかしながら， 現実の金星大気中での熱潮汐波に伴う風速や温度偏差の分布については， 理想的な基本場を仮定した線型計算例はあるものの， これまであまり注意が払われてこなかったようである(Pech mannandIngersoll,1984;TakagiandMatsuda,2005)。
従来， 熱潮汐波の観測例は温度場によるものが多かっ
たが， 最近では欧州の金星探査機Venus Express のデー
タを利用し， 雲追跡風速分布から熱潮汐波成分が検出されている(Per la t ae t la .,2012)。昨年の12月に軌道投入された日本の金星探査機「あかつき」が親測を開始しており， 近い将来， 空間的にも時間的にもより詳しい風速情報が得られるものと期待される。観測結果を力学的に解釈するためには， 金星雲層高度で卓越すると予想される熱潮汐波の構造を理論的・数値的に研究しておくことが重要であろう。
本研究では， 熱潮汐波に伴う風速分布や大気大循環に対する影響を， 金星用の大気大循環モデルAFES for
Venus ( Sugim
oto et al.,2014a, b) を利用して調べる。

2.

モデル

結果と今後

図1 に雲層上端（高度70km)での鉛直流の水平分布、を示す。 下降流の中心はほぼ真夜中(l 70-180E) であるが， 上昇流の中心は太陽直下点ではなく， やや下流のタ方側(60E )と上流の明方付近(J20-130W)に位置している。低緯度では一 日潮と半日潮の重ね合わせが明らかであるが， 高緯度では一 日潮が卓越している。結果的に，上流から下流（西から東）に広がる惑星規模のY字構造が形成されている点が興味深い。この高度では紫外線観測により約4日周期で金星を一 周する硫酸雲のY字模様が観測されている。熱潮汐波の鉛直流にみられるY字構造と硫酸雲のY字模様では位相速度がまったく異なるが， 硫酸雲の形成過程（雲の原料物質の移流など）を通じて， 両者が関係している可能性が考えられる。また， 太陽加熱の水平分布からは一 日潮と半日潮の卓越が予想されるが， 下降流に伴う夜側のY字構造に伴って30N / S の緯度帯では東西波数3 の成分も無視できない。
熱潮汐波に伴う鉛直流は雲層付近（麻度50-70km付近）で鉛直方向に立った構造をしており， いわゆる夜昼
間対流を形成している。夜昼間対流に伴う鉛直流速は0.04 m/程s 度で， これはオイラー 平均した平均子午面循
環に伴う鉛直流の約10倍である。これまでほとんど検討されてこなかったが， 夜昼間対流が金星上屈大気の物
質循環に強く影響する可能性が示唆される。

解像度はT63L120 とした。鉛直領域は地面から高度
約120kmとし． ほぼ等間隔に120 層に分割した。鉛直
渦粘性は0.15 m袴 → （定数）と仮定した。水平渦粘性は
ラプラシアンの2次の超粘性で表現し． 緩和時間は最大水平波数に対して0.03 地球日とした。 地面摩擦を表現
ーいる大気大循環に対する影響をさらに詳しく調べた い(Ando et la .,201 6)。また， 加熱分布の上限高度やニュ ートン冷却に対する感度実験なども行う予定である。

摩擦を使った。また．

90N

80km以上の上層は渦成分のにみ作用するスポンジ層と60Nするため ， 最下層のみにレ

リ

今後は電波掩蔽で得られている温度分布などとも比較
し， 結果の妥当性を検討するとともに， 最近報告されて

ー

N
O
3

した。太陽加熱は観測に基づく現実的な分布である（たQ
E>P"IA•1

だし, 80km以上では太陽加熱を無視した）。赤外での放射輸送過程はニュ ー トン冷却で簡単化し． 緩和先の温度場はVenus n
I ternationla Reference Atmosphere ( VlR A)

305
605

に基づく水平一 様な分布とした。
初期条件は理想化されたスー パ ー ロ ー テ ー ション状態である。東西風分布は水平方向には剛体回転とし， 鉛直-0.0S -0.04 -0.03 -0.02 -0.01

方向には地面から高度70kmまでは線型に風速が増大，0

それ以上では風速一 定とした。惑星の自転は地球と同方

-·

0.01

Vectlcal velocity (ms')

0.02

0.03

向（東向きを正）とし． 赤道上の高度70kmでの風速

固1: 高度70kmでの鉛直風の水平分布。図の中心が太は100 m/s とした。 初期の温度場は東西風分布と旋衡風
バランスするように決めた。この初期条件から5地球年

陽直下点である。周期10 地球日以上の低周波成分を2
金星日(234地球日）平均している。

-151-

D154

金星探査機「あかつき」のデ ー タを用いた雲追跡について
堀之内武（北大・地球環境科学研究院）（＊）・村上真也（宇宙研）・神山徹（産総研）・小郷原 一 智（滋賀県立大）・今村剛（宇宙研）・高木征弘（京産大）• あかつき雲追跡研究グルー プ

概要
我々は， 金星探査機「あかつき」の画像デー
タを 用いた雲追跡による水平風速推定を準備中である。 当日は， あかつきのデータを使った
暫定的な結果を紹介したい。

はじめに
1974年のMariner 10 によるフライバイ，そして1978 年より10 年以上金星を周回した
Pioneer Venus Orbiter 以降， 金星探査機の撮像により雲頂の模様を追跡し風速を推定する研究が数多く行われてきた。 それにより， 雲層上端付近での超回転や熱潮汐の構造， そしてその 長期変動が明らかにされてきた。 近年では中下層の雲を透視できる近赤外観測が加わり，Venus Expess (VEx)等により立体的な構造がある程度明らかになっている。また，Kouyama
ら(2012,2013)により，従来より存在が指摘されてきた惑星規模のRossby 波やKelvin波について，雲頂での風速変動が実際に検出できることが明らかにされ， その年々変動も報告されている。 あかつきは， 低い起動傾斜角をもっため，
比較的低緯度の観測に強みがある。 また， 雲の動きを長時間途切れなく追うことができるので， 精度の向上が期待される。
手法と進捗状況
雲追跡法は， 大きく分けると， 人の目で複数の画像間の対応箇所を探し移動ベクトルを導出するマニュアル追跡と， 相互相関等に基づく自動追跡がある。 あかつきプロジェクトでも両方が試みられ， 相互に比較する予定である。
我々は自動追跡に注力する。
これまでに， テンプレー トマッチングによる基本的な相互相関法を実装し， さらに， 近傍のテンプレ ートより得られた相関曲面を 比較し°て， 複数の相関ヒ ー クからもっともらしいピー
クを選ぶrelaxation labeling 法を実装した(Ogohara et al.,2012; なおKouyama らの成果もrelaxation labeling 法に負うところが大きい）。 最近，Ikegawaand Horinouchi (2016)による， 複数の画像ペアから得られる相関曲面を重ね合わせる手法や， テンプレー トを近傍でずらして得られる相関曲面を重ね合わせる手法
を，我々が用意しているプログラムに実装した。
さらに， ひまわり8号の雲追跡で採用された，異なるテンプレ ートサイズの相関曲面を重ねる手法(Shimoji, 2014)の実装も行った。 以上の重ね合わせは併用でき， それによって推定の安定度と精度を高めることができる。
あかつきでは，VEx よりは観測頻度が劣る見込みであるが， 対象に合わせ波長ごとに手法やパラメター 設定を工夫することで補い，軌道や測器の利点を活かして， 過去の研究より高精度／高分解能の 導出を行いた い。
雲追跡には，位置情報の正確さが重要である。
そ のためには観測の蓄積による機器情報の更新等が必要である。 発表当日は進捗状況を報告する。
参考文献
Ikegawa and Horinouchi, 2016, Icarus, inpress.
Kouyama et al. 2012, Planetary and SpacecS ience, 60,207·216.
·Kouyama et aL 2013, J. Geophys. Res. 118,
27-46.
Ogohara et al.2012, Icarus,217, 661·668.
h
S imoji 2014,IWW12 workshop proceedings.

-152-

D155

雲解像モデルを用いた金星大気重力波の2次元数値実験＊安藤紘基{ISAS/JAXA), 杉山耕 一 朗(ISAS/JAXA), 小高正嗣（北大・理），
中島健介（九大·理），今村剛(ISAS/JAXA), 林祥介（神戸大・理）一

1. はじめに
大気中の重力波は，その伝播と砕波にともなう熱と運動量の輸送を介して，大規模循環に影響を与えていも 1X 10 4 ,3 .0 x 10-4 ,1 x 10-3,3 x 10-3, 1 x 10-2
- -2と変える．
ms
3. 計算結果

る．近年，金星大気においても重力波が光学機器や電波各解像度と数値粘性を与えた計算結果を比較した結掩蔽観測により盛んに観測されている（例えばPeralta

果，数値粘性 .
3 0x 10-3以下，鉛直解像度32m以下のet al. 2008; Ando et al. 201
5}. 金星大気中を鉛直

計算では，スペクトル密度の大きさと水平波数に対す

伝播する重力波の励起源の 一つとして、 雲層内（高度る依存性はおおむね 一 致することがわかった．重力波

50-70km}に存在すると思われる鉛直対流がある．これまで我々は、金星雲層内の対流運動とそれによる波の鉛直伝播が生じる高度66 -98kmでは，スペクトルの励起と伝播を， 2次元の数値モデルを用いて調べてきた（安藤他，JPGU2014)。その結果，再現された重力波は分散関係式を良く満たしているが、波の振幅や密度の振幅は高度とともに減少する．スペクトル密度の傾きは水平波数領域 10-4 < k < 10-3 (1/m)において k-2に比例し， 10-3< k (1/m)の領域ではk-aに比例する （図1). 104 < k < 103 におけるスペク

エネルギ ー 密度がモデルの解像度や数値粘性に強く依

トルの傾きは，地球大気の観測に基づいで提唱された存していることが分かったそこで本発表では，モデ

経験的な重力波の水平波数スペクトルの傾きに 一 致す

ルの解像度と数値粘性をさまざまに変え，それにともなうエネルギ ースペクトルの形状の変化を調べること

る．波の減衰ともなう水平方向の加速量は高度とともに増加し，高度90kmでおよ そ1 ms-1/dayとなっにより，鉛直対流起源の重力波の生成と伝播を計算すた（函2).

るのに適切な解像度と数値粘性を探索する．さらにそれらの値を用いた場合の重力波のエネルギ ースペクト
ル分布，重力波による鉛直方向の運動量フラックス収束にともなう加速の大きさを調ぺる．
2. 数値モデルと計算設定用いた数値モデルは地球流体電脳倶楽部で開発さegs

れている非静力学モデル deepconv(Sugiyama et al.,炉
12009}である．計算水平領域は500km, 鉛直領域は金〇1星の高度 35-135kmとした．境界条件は上下端にて応力なし，鉛直流なし温位フラックスなしとし，側面

·
10..
10·•
Zonal wavenumber (m·')

は周期境界とするまた上下端からの波の反射を抑えるため，上端から 53 kmと下端から 5kmの範囲にレ
イリ ー摩擦とニュ ー トン冷却を加えたまた運動の結果として平均流が生成されないように人工的な摩擦を

図1: 高度 66-90kmにおけるエネルギ ー スペクトル
密度の高度変化．横軸は水平波数( 1/m).

波数 0成分に対して加える．初期に与える温度の鉛直

叱示wVt1zx1/p
5 )apn1�.-2010)を用いた．この時の静的安定度
は，高度 48-54
kmで中立，その上下の領域で安定である．放射過程は陽に計算せず，水平 一 様かつ時間変化しない熱強制として与える，正味の加熱．冷却の鉛直分布はIkeda et·3xlct'al.(20
1 0)の計算結果に準ずる．初期に大気は静止しの温位擾乱を高度50k,mに与え，そこから15日間の計算を行う．モデルの水平解像度は 200mに固定し，8884 80 76 7268

分布は，放射対流平衡の下での温度分布(Ilceda et al.

ているとし，対流運動を励起するために最大振幅lK

10-2

図2: 鉛直運動量フラックスの収束から評価した水平方向の加速量の鉛直分布．

鉛直解像度を16, 2
3 ,62 mと変化させ，また数値粘性

-153-

D156

潮汐固定されたガス惑星の大気大循環の多様性
ー入射中心星放射強度に対する依存性—• 竹広真 一 （京大・数理研），高橋芳幸（神戸大・理），中島健介（九大・理）， 林祥介（神戸大・理 /CPS)

卓越するこの新たに見いだされた，潮汐固定されたガス

はじめに近年の観測機器の性能の向上により多くの太陽系外惑
星が発見されるようになってきている． それらの系外惑までに提唱されていた赤道順光ジェットの大気大循環とは対照的なものである．

星に向けていると考えられているガス惑星が多数存在している（ホットジュピタ ー ） ． このようなガス惑星の大気
循環のシミュレ ー ションは，地球型惑星の大気大循環モ
デルを改造拡張して行われてきており，得られている大i9

気大循環構造は赤道で強い西風（赤道超回転）が特徴的である． しかしながら，赤道超回転状態の大気循環が出現、、
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星のなかには，中心星に潮汐固定され常に同じ面を中心

惑星の赤道逆行ジェットの大気大循環レジ ー ムは，これ

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する惑星大気パラメタ ー についてはまだよく知られてい変化させた大気大循環の数値実験を行って赤道超回転状態の出現条件を見いだし，潮汐固定されたガス惑星の大気大循環形態の多様性を探ることを目的とする． 今回は入射中心星放射強度を変化させて大気大循環の変化を調
べる

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ない ． そこで，本研究は惑星大気パラメタ ー をさまざまに"°''"�'れhl

実験設定と結果

気 大 循 環モデル DCPAM5 で あ る (http://www.gfd­
dennou.org/Iibrary/dcpam/). 動径方向に静水圧近似を仮定した3次元プリミテイプ系に入射短波放射と長波放射を表現するための2バンドの放射過程を適用している．

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用い る モデル は地球流体電脳倶楽部の 惑 星 大""°'"'—'"""'"-00

入射中心星放射は同じ半球面を常に照らしている．計算
領域を大気圧10 7 Paの深さまでとった ． 計算領域下面からの熱流はない ． 解像度は経度方向に128点，緯度方向に64点（三角波数切断42), 鉛直方向に50点とした． 惑星
大気を特徴づけるパラメタ ー は系外惑星HD209458bの値をベ ー スにし，入射中心星放射強度をHD209458bの値から変化させて，数値時間栢分を行う ． 入射中心星放射強度がHD209458bの値(10 6 W/n召） の場合には，強い
赤道超回転ジェットが生成し，l気圧レベルまで達している． 入射中心星放射強度を弱めていくにつれて，赤道
ジェットは弱まり浅くなっていく ． そして入射中心星放射強度を10 3 W/m2 にまで下げると，赤道ジェットは回転と逆方向に向き，高緯度の回転と同方向のジェットが

-154-

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一匹—,.. . "' 心
図1 平均帯状流の子午面分布．上から中心星放射強度が106 W/m 2 , 105 W/m互104 W/m 3 , 103 W/m 3 の協合 ．

D157

高速回転する薄い球殻内の熱対流により生成される表層縞状構造への力学的境界条件の影響＊佐々木洋平（京大 ・ 数学），竹広真 一 （京大 ・ 数理研），
石岡圭

ー（京大 ・ 理），中島健介（九大 ・ 理），林祥介（神戸大 ・ 理/CPS}

球殻 の内径外径比をr;/r。 = 0. 85, 修正レイリ ー 数

はじめに
木星と土星の表層の流れは赤道周辺の幅の広い順行

Ra* = ag。 △T/炉(r。 ーrヽ） を0.05 とした． ここでジェットと，中高緯度で交互に現われる幅の狭いジェッv ,r;,,_a,g。，△T はそれぞれ動粘性率，熱拡散率，熱膨張

トによって特徴づけられる． この表層のジェットが深率，球殻上端での重力加速度，球殻上下端の温度差であ部領域の対流によって生成されているのか，表層の流る．熱境界条件は温度固定，力学的境界条件は上端で自体逼動の結果なのかは未だに明らかになっていない．．

由すべり，下端で粘着条件である．初期には静止湯にラHeimpel and Aurnou (2007)ではこれまでに考えられンダムな温度擬乱を加えた．解像度は，経度方向に1024ていたものより薄い球殻領域内の深部対流逼動を考え， 点，緯度方向に512 点，鉛直方向に65点とした． 数値
レイリ ー 数が十分大きく内球接円筒での対流が活発な湯解法として，水平方向に球面調和関数変換（三角波数切

合に，赤道域の順行流と中高緯度の交互に現われる狭い

断波数341), 鉛直方向にチェビシェフ多項式（最大次数ジェットが得られている． しかしながら，彼らの研究で48)によるスペクトル法を用いた．

は経度方向に8回対称性を仮定しており ·, 全球の1/ 8 の墾

領域の運動しか解いていない．さらに積分時間が1600
回転(0.024 粘性拡散時間） と短いため，統計的定常状態

80000無次元時閻（約12000 回転） まで時間積分した

ところ，強い赤道ジェットと弱い中高緯度の縞状構造が出現した（図1右）． この中高緯度の縞状構造は，両に達しているか定かではない．
このような動機をもって，われわれはこれまでに薄い端が自由すべり条件の湯合と異なり，消減することなく

球殻対流の数値計算を全球で長時間行うことで，赤道域

12000無次元時間（約19000回転）まで維持されつづけ

および中高緯度領域の帯状流が形成されるか否かを調べている このことは，下端が粘着条件のために大規模湯・てきたその結果，Heimpel and Aurnou (2007)の解はに効率的に作用するエクマン摩擦が働き，2次元流れの最終的な統計的平衡状態ではなく過渡的な状態であり，特徴であるエネルギ ー 逆カスケ ー ドが阻害されているた

長時間積分後には縞状構造が消減し南北中高緯度に幅広めであると考えられる．
Ion-velocity

用いた内外境界球面における力学的境界条件がともに自由すべり条件であることに依存している可能性があるこ
そこで，本研究では下端境界条件を自由すべり条件から(If

粘着条件へ変更して境界条件の影響を吟味してみた．下端で粘着条件を用いることは，実際の木星型惑星大気ヘの遷移層では速度場MHD抵抗が働き減速されると考モデルと実験設定
モデルは自転角速度Qで回転する内径r、，外径r。
の球殻中のプシネスク方程式系から構成される．

方

程式系に現われる無次元数はプランドル数Pr= v/1,,
を0.1 , エクマン数E = v/U(r。-ri)2 を 3 X 10-6,

....

-1

0

1

lon-voladty

2(X,11)

11や

lon-volacfty

図1 球殻表層での平均帯状流の分布．約12000回転後での両端 n 由すぺり条件の湯合（左）および下端を粘着条件とした場合（右）．

の応用としても現実的である．中性大気から電離大気ヘ
えられているからである．

-2

50

UP←
ー
＝字二

0
P
"l
l
l"l

しかしながら，逆カスケ ー ドが十分に働いたこの解は，

Ion-velocity

．

左）．

50. ”

の帯状流がそれぞれ1 本ずつ出現する状態を得た（図1

本研究の数値計算には海洋研究開発機構の地球シミュレータ(ES3)を用いた数値モデルにはスペクトル変換計算の ・ 蔀にAFES(Ohfuchi et al., 2004)の変換ライブラリを使用した．
参考文献
Heimpel, M.H. & Aurnou, J.M., 2007: lea匹s, 187, 540-557
Ohfuchi et al., 2004: J, Earth S切iulator, 1, 8-34

-155-

D158

回転球面上の二次元乱流からの帯状流形成に関する準保存量について
齋藤泉（名工大院エ）・ 石岡圭 一 （京大院理）1.

3. 数値シミュレ ー ションによる保存性の検証

はじめに

二次元9平面乱流では ， 惑星0効呆により エ ネルギ ー カ
スケ ー ドが非等方的になり ， 流れ場が束西方向に伸びた帯状の構造を持つ傾向がある[l]. カスケ ー ドの非等方性に対応
して ， 二次元波数空間においては亜鈴形のエネルギ ー 低密度領域が現れる[2]. Balkは準保存温「ゾノストロフィ ー 」の保存性を用いて ，エネルギ ー の非等方カスケ ー ドを説明した[3]. ゾノストロフィ ー はエネルギ ー 密度にある係数をかけた
積分批として表され ， この係数の等値線は二次元波数空間において亜鈴形になっている ． このような係数の分布が非等方
カスケ ー ドの説明において重要な役割を果たす
帯状の構造は，回転球面上の二次元乱流においても現れることが示されている[4]. 球面調和関数を展開関数とするニ
次元波数空間においては ， 認形のエネルギ ー の低密度領域がエネルギ ー カスケ ー ドの非等方性に対応する [5]. しかしながら ， 球面においてゾノストロフィ ー に対応する準保存紐は未だ見つかっていなかった ．
本研究では ， 先行研究[6]において開発した数値的手法を
球面の方程式に応用し ， 球面においてゾノストロフィ ーに対応する準保存益を導出する数式を含む本研究の内容の詳細は出版済みの論文[7]において説明されている ．

2. 準保存量を導出する数値的手法

支配方程式は回転球面上の非発散渦度方程式とする
2[) 2[)ゅ8▽ ゆ[)ゆ珈釈727/J—▽ ゆ+2n-+----- = 08l
fJ入 8µ [)入
8入 8µ

(1)

ゅは流線関数，Qは回転角速度 ， 入は経度，µ はサイン緯度 ，炉は水平Laplace演算子である
球面調和関数を展開関数とする二次元波数空間［全波数(n )と東西波数(m)を軸とする］において ， 二次元エネルギ ー ス
ペクトルC歴に係数 f::'をかけて足し合わせた最①を考える
屯= I:1:c閉，n,m1
点＝ーn(n+ l)[盆吋2(2)

ここで心閉は流線関数のスペクトル係数である . er, を時間微分し ， 弱非線型の仮定の下で ， 支配方程式(1)のスペクトル形を用いて変形する変形によって得られた表式から ， 以下のような保存性の指標Iが導入される．
T

I=F SF(3)

ただしFは係数 f;;'を成分に持つベクトル ， S は支配方程式と流線関数の分布によって定められる ， 半正定値対称行列である ． この指標の値が小さいほど ， 掻0は良く保存されるとみなされる ． 係数がエネルギ ー (f::'= 1)かエンストロ
フィ ー (f;;'= n(n +1))に対応するとき ， Iはゼロになる
式(3)のように指標Iを係数Fの二次形式で表したことで ，固有値解析が可能になる．
エ ネルギ ー とエ ンストロフィ ー に次いで指棟Iを小さくする最を ， 条件付き最小化問題を解くことによって尊出した ．
解として得られた準保存最が持つ係数Fの二次元波数空間における分布が図laに示されている．ノイズ的な構造が見られるが ， 係数は(m,n )= (2,2)で最大の値を持ち ， 全波数 nが大きいか東西波数の絶対値 [mlが小さいほど，小さくなっている ． このために，係数の等値線は猥形をしている ． このような係数を持つ量が保存するとき ， エネルギ ー の非等方カ
スケ ー ドが起こることを説明できる[7].

式(1)に高階粘性を加えて減衰性乱流のシミュレ ー ションを行い ， 導出された準保存最の保存性を確かめた回転角速
度は n = 4000とし，初期値は二乗平均平方根速度が 1で ，一次元エネルギ ー スペクトルが波数 20にビ ー クを持つ ， 等
方的な渦度場とした初期の渦度場の各波数成分の位相をランダムに変化させた実験を合計80行った ．
二次元エネルギ ー スペクトルのアンサンプル平均のスナッ
プショットが図2に示されている ． 梃形の領域内を低密度に保ちながら n軸の周辺に集まるような ， 非等方的なエネル
ギ ー カスケ ー ドが起こっている ， この間の準保存嚢の時間発
展が図lb(長点線）に示されている ． 比較のために ， 式(2)に―おいて係数を f,';'=[n(n +l)] 1 とした非保存紐の時間発展も示されている（図lb, 実線），t 10付近に殆目すると ， 非
保存虻が 2倍近くに増加しているのに対し ， 準保存拭はほぼ初期値を保っているこれより ， 図2のような非等方なエネ~

ルギ ー カスケ ー ドが起こっている間 ， 準保存砿は非保存砧に比べて良く保存することが確認された
参考文献[l]RJ1jnes 1975 J. Fluid Mech. 69 417-443[2]Vallis皿d Maltrud 1993 J. Phys. Oce anogr. 2313461362[3] Balk 2005 Phys. Lett. A 345 154-160[4] Williams 1978 J. Atmos. Sci . 35 1399-1426[5]Nozawa皿d Yoden 1997 Phys. Fluids9 3834-3842[6] Saito and lshioka 2013 Theoretical and A pplied Mechan·ics Japan 62 13-30[7]Saito and Ish.ioka 2016 J. Meteor . Soc. Japan 9319-33

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10 20 JO 40 50 60 70

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05

゜

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15

図1 (a)最小化問題の解として導出された準保存批の係数
F の波数空間における分布(b)初期値で規格化した ， 準保
存温（長点線）と非保存菰（実線）のアンサンプル平均の時間
発展 ． 陰影は標準偏差の範囲を表す． バ ツ印は図2のスナッ
プショットの時間に対応する ．
Col
0
JO

m
10

t=
20

2.3
30

(bl
0

m
10

20

t= 10.6
JO

.....
.,...
ー

←マ,...

昏,...

10

゜

。，

ー →

図2 二次元エ ネルギ ー スペクトルのアンサンプル平均のス
ナップショット .(a) t=2.3, (b) t=l0.6. 点線は 2 X 10 -2の
等値線

-156-

D159
a

乱流におけるエンストロフィ ー 慣性領域の力学＊岩山隆寛（神戸大 ・ 理），渡邊威（名工大 ・ エ） ，

ー

一

はじめに

一

oo

·

dmT(k',l,m).

ここで T(k',l,m) は k'+l+m=O を満たす三波による エ ンストロフィ ー 伝達関数で，EDQNM
近似のもと エ ンストロフィ ー スペクトル Q(k) で

-

3

dl

訃

0

II
ー
‘
,
'

O
oo

．．

k

1

/ dmT(k',l,m),

』

k

dk:

2
―

rrH(k) =/00 戸
lo 外 11―

rr (+l (k) =0

II(k) = rr(+)(k) - rrH(k),1エ ネルギ ー と エ ンストロフィ ー の詳細保存則を用いると，エ ンストロフィ ー フラックスIT(k)は以下のように二つの部分に分解できる：

2

エンストロフィ ー 慣性領域のフラックスの詳細解析~

xn1
J ＞q00」1sua paz!lou JOU

2

般化された2次元流体系の支配方程式は， 流
れ関数と移流されるスカラ ー 量（ 一 般化渦度）とが分数幕ラプラシアン△a/2を介して結ばれている
非線形移流方程式である. (aは 3 以下の実数である．）この系は， 波数空間内の非局所相互作用が乱流に与える影響を研究するために Pierrehumbert
el al. (1994) によって Navier-:-Stokes (NS) 方程式 系の一 般化として提唱されたモデル方程式系である． しかしながらこの系は， 実数パラメタ ー aの値によっては，幾つかの地球流体力学的2次元
流体系 を表現できるため， 地球流体力学にとって重要な研究対象である この系は二つの非粘性保存量持つ．そこで，2次元 NS 系の強制散逸乱流と同様にこの系の乱流状態(a乱流と呼ばれる）でも二つの慣性領域が共存する．
パラメタ ー aは， 一般化渦度と速度場との局所 ・非局所性を変化させ，非線形項を介して エ ネルギ ーなどの輸送の局所・非局所性に影響を与える． 強制散逸a乱流のエネルギ ー 慣性領域における エネ
ルギ ー 輸送のa 依存性は ， Burgess & Shepherd(2013) が渦減衰準正規マルコフ化 (EDQNM) 完
結近似方程式を用いて詳細に調べた．しかし， エン
ストロフィ ー 慣性領域における エンストロフィ ー
輸送に関しては， Watanabe & Iwayama(2007) が直接数 値計算によってある特定のaの値で調べただけである． そこで，本講演では EDQNM 完結近 ’
似方程式を用いて， 強制散逸a乱流のエンストロ
フィ ー 慣性領域におけるエ ンストロフィ ー 輸送，工ネルギ ー 輸送のa依存性を詳細に解析した．

表現される. rr<+l, -rr< ） はそれぞれ下向き，上向きのエンストロフィ ー フラックスになる. II 仕）を形成している三波を規格化し，自己相似スペク
トル Q(k)k-n を仮定 することにより， エンス
トロフィ ー 慣性領域における rr(±l のa 依存性が求められる正味のフラックス II で規格化されたrr<士）のa 依存性を図1に示 す． 園1は， a Rl 0

3

0

ex

図 1: 規格化された エ ンストロフィ ー フラックスのa依存性．
では II 仕） は II ょりも遥かに大きく，両者の僅かな差が正味のフラックスをもたら すこと， さらに，
a が大きくなるにつれて rr<±> の大きさは減少し，a�2 では正味のフラックスは rr<+> によって構成されることを示している規格化された II 仕）の
大きさは Watanabe & Iwayama (2007) の直接数
値実験の結果と整合的である．
エンストロフィ ーの輸送に関わる三波の性質（三波の最低波数と中間波数との比v)のa依存性も調
べた.a�o では， rr<士）の大部分 (80%) は V�0.5となる三波によって構成されている． 下向きのエ
ンストロフィ ー フラックスは，aが大きくなるにつれてより 非局所な(vの小さな）三波によって担われているが，上向きフラックスを構成 する三波の性質は a にほとんど依存しない．
このような解析にしたがって，数値実験 でよく知られたエンストロフィ ー 慣性領域のエ ンストロ
フィ ー スペクトルの幕則のa=2 における転移を，
EDQNM 完結近似方程式から解析的に導出した．
同様の解析を エンストロフィ ー 慣性領域における エ ネルギ ー フラックスに対しても行った上向き， 下向きのエ ネルギ ー フラックスは等しく，正味のフラックスはaに依存せずゼロになる．
本講演はPhッ•· Rev. Flui心に投稿中の論文の内容の 一 部である．

-157-

D160

円筒形の渦sheet上の非軸対称擾乱の最適励起(11)＊板野稔久（防衛大・地球）
1. はじめに疇（鱗吟2015年麟季大会C201, 講演予稿集p.308)、
無限小厚の円筒形部のみに渦度が局在する渦である「円筒形渦sheet」(cylindrical V叩ex sheet)について特異値解析を実施し、そこで発生•発達する非軸対利擾乱汲び軸対滸擾乱）の最適励起について調査しt;:,, この際に採用したノルムは、円筒形渦sheetの半径方向の変位祗Lを基本軸とし、それに直交する方向にLの導関数 u (=dlldt)をと った空間上における距離(=[L2+び吟
l <Sobolevノルム＞であった。今回、 エネルギー ノルム及びL2ノル
ムの下でも特異値を実施し、最適励起擾乱のノルムに対する依存性を調査したので報告する。

だ＝

(4)

sinh( 詞t)sinh( 詞t) 2 II
l+[-(QI 嘔）］土― IQ1 +QKI ー2
2⑰』
士 IQ1 +QK I

f; oc

(I)

r: ex:

Q=k(m+kS)心(k)I�(k)-kS/2

B=が I�(k)応 (k)+mk(m+kS)凡 (k)I�(k)+(kS/2)

A (t)I m (kr)exp[i(m0+kz)], r<1+o 2)(¢={ 1
Ai (t)Km (kr) exp[i(m0+ kz)], r > 1 + o

Qd

e=H 112 X=[

Ji i

+-2L

�

率sinh( 詞t)2

近祈-icosh(詞t)

。

J(

A1

四戸可 AJ。

詞＾

QI → ,� 2 QI (三 Q 1 ),{l/m (k)i }'QK → ,/-

2(5),QK (=QK){I/,. (k) 1 }'{I Km (k)I }2

m= l, S= l01

これより、前回と同じ手続きを繰り返すことで、擾乱の振幅IXI
四ノルム）をノルムとする特異値と前方・後方特異ベクトルを
次のように導出することが可能である。但し、D [=Q,1- - 00 (or=Q2 -B)]は、克記租彦\;; [(1)式あるいば3芦］の固有値である：

QI +QK sinh( 岳） 2]
2万であるため、これを(3)式に代入することで、ベクトルeに関する式に変換することができる。 計算手順は省略するが、得られる特疇雌訪・後方特異ベクトルは、(4)式匹節るQ,及びQ泣

さ ぢ eLLUO!
l
BO!¾
!l
dEV

n d =-k丸(k)尼(k)/(m+kS)
2
Q1 =(m+kS)兄(k)Im (k)- k勺1:(k)} l(m+kS)
QK =-(m +kS)kK: (k)に(k)-k勺応(k)}り(m+kS)+ icosh(詰t)三ー ゜

恥�J 誓誓嘉」し�J oわsinh(研瓦）

100

(3)

⑰

QI― QK Sioh(.Jj"祈t)
2
詞

一方、エネルギー ノルムの下での特異値や特異ベクトルは、以下のように導出できる。まず、胴虹厚さで輪切りにした円筒渦シート上の擾乱の運動エネルギーをE(CC e2)と置く場合、で与えられ、円筒形渦sheetの内側・外側でそれぞれ第1種•第2種変形Bessel関数に比例する。それぞれの振隔を表す比例定数がA 汲び A2 であるが、円筒形渦シー トの箇所 (i.e. 最大脚崖半径）
で不連続となっているのが糊欲である。ここで、前回予稿集収5)式を用いて、 (I)式の変数をf-= (U, L)から、X= (Ai, Avに変換すると、Xに関する常微分方程式が得られる：=

s inh( 翻t)干IQ1 +QK I
QI憚

2

で決定される。ここで、tば苛』、m, k困競知奴廂l節抽方向の譴、Im(r)及び以r)はそれぞれ第 1,2 種の記形Bessel関数を示
し、プライムば尊関数であることを表わす。また、SはSwirl比と粗れる箆虚数であり、基＃御灌線蒻患に対する鉛直箇息の比である。なお、変数はすべて、円筒形渦sheetの半径Rと接線流の角運動量 r を用いて無次元化されているものとする。前回の発表では、(I)式をもとに、ll1をノルムとして特異値及び特異ベクトルを導出したことを繰り返しておく。
一方、そのような変形（無次元） o=L(,t)exp[i(m 0 +kz)] をもたら環乱の速度ポテンシャル¢は、ポアソン方程式の解として↓!+[�旦ts.. sinh( 訪t) ］2
2
試
＋

Qd

2定式化
Rotunno(l978)をもとに前回導出した結果によると、円筒形渦
sheetの半径方向の微小変位量Lとその速度Uの時間変化は、Y=(U, L)に関する1階の常微分方程式

糾｝＝『？瓢

Q I +Q K

30

60

Elevation Angle (deg)90

図l評節躙t=I,oo における特輿繭横軸 i赳臨叶呪狂酎(klm))

-158-

D161

中緯度惑星波と赤道波のエネルギ ー フラックスの全球シ ー ムレス解析に向けて
相木秀則（名大・宇宙地球環境研），filchard J. Greatbatch (GEOMAR, Univ of Kiel)
キ ー ワ ー ド：線形中立波，群速度ベクトル，圧カフラックス，回転フラックス
1はじめに
過去20年間の研究で，海洋中 の擾乱（各種波動・渦）エ
ネルギ ー の励起源の全球分布の把握と定量化に関する理解が進んだ． この先10年の研究では，擬乱エネルギ ー の励起源からどのような経路で何がエ ネルギ ー を空間的に運ぶかという，エネルギ ー フラックスと群速度ベクトルの全球分
布の見積もりに関する研究が発展する事が予想される．
既に 「 慣性重力波」の研究分野においては，OGCMの出力変数から圧カフラックスを簡単に計算する事ができる
ので，それを使って，波の群速度ベクトルやエネルギ ー フ
ラックスペクトルの分布を診断する事が古くから行われている．一方， 中緯度惑星波については圧カフラックスは群速度の向きを示さないので，OGCMの出力結果を使って波．の エ ネルギ ー フラックスを診断する研究はあまり行われて
i s, 1964; Masuda 1978 ). 原理
こなかった(Longu et-Higgn
的には部分領域毎にスペクトル解析を行えば群速度ベクトルを求める事ができるが，スペクトル解析は岸に近い領域の診断には向いていないし， どの種類の波の分散関係式を使うのか絶えず気にしなくてはならない．
一
般的に中緯度惑星波の位相速度と群速度は低緯度域の方がはやい．その一部は東岸の沿岸Kelvin波が赤道側から極側に向かって進む時に励起されるという解釈もよく行われてきた．そこで本研究では，赤道波と中緯度惑星波の両方についての群速度ベクトルを統一的に見積もる為の診断式を提案する．
2従来の研究2.1中緯度惑星波のエネルギ ー フラックス
中緯度B面上の線形の惑星波についての渦位は，準地衡云を使ってQ=
流線関数ゅと浮力振動数 N=
芦＋％＋（ゆヂ/N2),, のように書く事ができる．従来の教科書では準地倫渦位の保存式Qt十郎如=0に心を掛
けて

✓コ辰7

E

叫（匹＋吟） /2+匹f6/(2Nり］＋.

.

. ヽ—-.�一., . . .

▽•《→b砂 — (3炉/2 , ーゆ砂， ー ル•t釘Jt/N 》= 0 (1)
c:E

2

c;E

c:E

のようなエネルギ ー 保存式を導き，その3次元フラックス
洲洋速度ベクトル《c;c, :, c;》と並行になっているという説明がよく行われる. Chang and Orlanski (1994)は生の速度を《u',v'w, 》＋《研，v叫研》のよう, ' 》＝《u9 ,v9 0に地衡流成分と非地衡流成分に分けてから，(1)式をE

叫（匹＋吟） /2+匹f�/(2Nり]+(2)▽ •《u'p'+[p'勺(21)] 11 , v'p'- [p' (/ 2 /)] ,. , w'p'〉=0,'--.---"'--.---"
2

c;E

c:E

.._)
c;E

のように書き直した．群速度に基づく エ ネルギ ー フラック
スは， 圧カフラックスと回転フラックスの和になっている事が確認出来る．しかし回転フラックスの表現の分母にあるコリオリパラメ ー タI= lo+f3yは，緯度によって変化しなくてはならないので， (2) 式は赤道域にまで拡張することができないという問題があった．

1 k= -1, GJ=0.25 (Rossby, n=1)
1

> 。1
-2

細/Bk= -0.12------------...一..,----........
-o.z

o:
- ,●

-o:12 -0:0S
0:
- 04
0
0.04
zonal flux of wave energy0.12

図1: 赤道Rossby波（南北波数n=l) の解析解から見積もられた圧カフラックス（破線） と群速度に基づく エ ネルギ
ーフラックスの南北構造（実線）．
2.2赤道波のエネルギ ー フラックス
赤道6面と中緯度B面上の線形中立波の支配方程式は叫—fv = -p., , 叫十Ju = -p , f = lo+f3y,
11(3)('= -p'/瓦＝ーp切/N , (; =w, 叫＋吟＋叫=0, (4)2のように書く事ができる．
Kエ

ネルギ 一 方程式も

G

•
•
•
r
、
•
12
2
2
v'p',w'p'》=0,
a,[(砂+v )/ 2+(N /2)(' +▽・《u'p',](5)のように圧カフラックスに基づく形であれば簡単に導くことできる．従来の教科書においては，圧カフラックスと群速度に基づく エ ネルギ ー フラックスは，

Joo

-co

万dy=

/00

-co

c;(芹）dy,(6)のように南北積分さえとれば互いに一致するという説明がよくなされている．しかし各緯度で比べた場合，両者は全く異なる南北構造を持つ（図1). よって群速度に基づく エ
ネルギ ー フラックスを OGCMの出力結果から見積もる為には，式 (2) と同じように式 (5) にも回転フラックスを加えなけれぱならないが，その数式表現は未解明であった．
3本研究
興味深い事に．擬運動塁フラックスについては，赤道波と中緯度惑星波の両方の診断に適用可能なシ ー ムレス表現・が古くから得られている (Ripa,1982; Haynes, 198_8). まず線形のErtel の渦位をq'=吟ーu' -/(� のように定義
すると式(3-4)から，渦位の保存式qf+f3v'=0が得られ，擬運動量の保存式は”[(;u'-q /(2/3)],+▽・《u'u'-K+G.
. ,v'u',('必》=0,12,:,,(C;/C;:)(K+G)t1)となる記号 c: は位相速度の東西成分である. Aild,
Takaya, Greatbatch (2015, JAS)は式 (2)と(7) の関係を詳しく調べ，なぜ擬運動量フラックスの場合には上手くいくのかを説明した． 本研究でその考察を発展させ式 (5) に加えるべき回転フラックスのシ ー ムレス表現を得た．

-159-

D162

一般化された変換Euler平均(GTEM)から見た平均子午面循環(II)絶対角運動量保存とEliassen-Palmフラックス
野田彰（気象研究所） ，河谷芳雄（海洋研究開発機構）

換 Euler 法 (TEM)では考慮されていなかった摩擦抵抗
カ ・ 非断熱加熱と不安定・減衰波の効果を とりいれた
GTEM(Noda 2014; 気象集誌）の視点から議論する。

は、 その WKB 近似表現から明らかな ように、他の物
理羹の保存則にも適用可能である。 (1)式が絶対角迎動
巌の保存則の場合、 Q の主要項は気圧傾度力となる。この効果は渦拡散テンソルでは表現できない渦輸送フラックス FQ として 残り、 EP フラックスと呼ばれている。

2. 保存則と GTEM

3. GCM デ ー タ

1. はじめにEliassen-Palm (EP) フラックスについて、従来の変気候モデル MIROC の大気部分 (Tl06、 72 層） を用いた長期気候栢分の 1 年分について、通常の変数に加え摩擦抵抗力と加熟項を含む毎時間デ ー タを出力した。ここでは、 北半球冬期 12 月，1 月 ， 2 月の3ヶ月束西平均絶対角運動盟保存則について、 GTEM 解析の結果を示す。

源泉項 Q を持つ任意の物理最 q の保存則

（羞

+u-

▽) q

= Q

(1)

に対して、 Boussinesq 流体、 WKB 近似の非中立 波 （周波数w ・ 波数Kが複素数）を仮定すると、渦輸送フラックス （ベクトル）石可7は以下の形で得られる。
万＝ ー L-▽q-D-▽q+Fq.

4. 絶対角運動量の釣り合い
球面気圧座標系（入,'P,P) において、 絶対角運動呈M = r,cos 元 cos 四 +u) の 3ヶ月束西平均保存則
は、以下のように書ける。

(2)Wr� � でL=._._- Re{u⑯) * }e巧 は反対称（渦拡散）テ2
2 1心1―▽ ·u 1vf =
1

21心12

ンソル、 u, Q は複素振幅、心三 w - k· 可 ， 心r 三
2
Re{心}, r 三 Im{心｝、 Fq 三 Re{u(Q/i心）*}e -r。
GTEM(Noda, 2014)では、 温位の保存則から D の全成分を求め、 WKB 近似の擾乱エネルギ ー 保存方程式と温位 保存則の連立方程式から L の成分を求めている。
TEM 及び GTEM では、 温位の保存に基づいて渦拡散テンソルが求められているが、 渦拡散テンソルL、D

1(▽ L ). ▽訂＋（▽ • D). ▽材＋▽ . El._4)

Eliassen-Palm(絶対角運動堡）フラックス E の主要項

は、WKB近似の波動擾乱を仮定すると、具体的にE三
茄>. •-- Re 位(,-) }んと表されるが、デ ー タ解析では(4)2wの右辺の渦拡散項の残差として求まる。 図 1 に GTEMに よる(3)、 (4)の各項と、 従来の TEM から求めた Eとその発散を示す。

b) (v,w), AMabs/Re,-Q;v<Mv,MW> DJF

,o .-

,o
d) -DivKD,AMobs/Re,DivKO.Grod<M> DJF

..

.

,o
e) EPcoslot,AMobs/Re,Oiv(EPcoslot) DJF'。 - .. ••(3)

豆•▽刃＝ ― ▽ • ti!元f'+ re coscp冗r

ンソル、D 三 一Re{uが} e2-r は対称（渦拡散）テ... . .

,oc) -D;vKL,AMabs/Re,D;vKL.Grad<M> DJF,o,o,. TEM, EPcoslot,AMobs/Re.Div(EPcoslot)f),oo

図 1: GTEM に基づく 12,1,2 月平均絶対角運動量保存： a)u(矢印； ms l) とcos 吋�(等値線； ms- day-1) 、 b)u(矢印； ms-1)――とー▽ v!Nfi/r, (等値線； ms 1 day 1 ) 、 c) ―▽ L( 矢印； ms-1) と（▽ L) ▽万/r,(等値線； ms-1day- 1 ) 、 d) ―▽ . D(矢―――印； mい）と（▽ -D)· ▽M/r,(等値線； ms-1day l) 、 e) EP フラックス E と▽ ·E 摩擦カトルク（等値線； ms 1 day l ) 、f)――
従来の TEM に基づ< EP フラックス E と▽ -E 摩擦カトルク（等値線；ms 1 day 1 ) 。陰影は正値部分 、 ほぼ鉛直の細線――
は Mfr, の等値線を示す（単位： ms I ) 。水平速度単位ベクトルは対流圏では lOms 1 成層圏 (<lOOhPa) で 2mS- l o
―

-160-

1

D163
JRA-55 を用いた北半球冬季の惑星規模波動の伝播特性解析（第 3 報）~2013/14年北半球冬季に見られた東西波数2の卓越に着目して～＊原田やよい （気象研究所），廣岡俊彦（九州大学大学院理学研究院）
1. はじめに2015年秋季大会(2015B309)に引き続き，惑星規模波動の鉛直伝播特性の解析結果について報告を行う. 2015B309では，2013/14冬の特徴として，ロシア西部から上方伝播した波束によるアリュ ー シャン高気圧の勢力拡大と維持が見られたこと，発達したアリュ ー シャン高気圧は東西波数
3 (WN3) 以上 の波数の波動の位相の傾きに影態
し，カナダ北部での顕著な下方伝播，さらには大規模突然昇温が発生しなかったことに関与したと考察した
本稿では ， 2013/14冬と同様にWN2の上方伝播が卓越 しながら成層圏大規模突然昇温(MSSW)が 発
生しなかった1961/62冬および1971/72冬についても， アリュ ー シャン高気圧とWN3以上の波数の波動の位相の傾きについて2013/14冬と同様の関係が見られるか調査を行った
2. 使用データおよび解析手法使用し たデ ー タは気象庁55年長期再解析(JRA-55)である ． 波活動度フラックス(IVAF)
は，Plumb(1985)に従い計狩を行った またスケ
ール別の大気波動の位相の向きを確認するため，
ランチョスフィルター(Duchon, 1979)を用いて南北風成分を東西波数別に分解して解析を行った ．

ることが分った ． 大会当日はWN2卓越年のうちMSSWが発生した1962/63冬，2008/09冬との比較結果についても示す

第1図 1972年2月23~25日 ， 65~69°N帯で南北平均―した波の活動度フラックス（ベクトル ， 10 2 xm2豆） ，およびジオポテンシャル高度の東西平均からの偏差（等値線 ， 間隔は120gpm)の経度ー高度断面図 ．

〗[〗"'"、,．
300

3. 結暴
ます1961/62冬 お よ び 1971/72 冬 の lOOhPa,
30-90°Nで南北平均したWAF鉛直成分(WAFz) につ
いて経度時間断面図を作成 し，2013/14冬と比較した すると，2013/14冬ほど顕著ではないが ，(hPo)
180 °から60°wの経度帯において，期間を通して下3
方伝播が断続的にみられ，季節平均の値も平年を1030上回っていたことが分った （図省略）．
100
次に1961/62冬および1971/72冬において，上述
300の経度帯で下方伝播が明瞭に見られた 事例につ1000
いて調査を行った結果，2013/14冬の場合と同様
060E (ZOE 18
120W 60W
Lo冗gitude1
な特徴を持つ事例があることが分った．第l, 2図°
第2図
1972年2月23~25日
N帯で南北平均65~69，にその 一 例を示す. 1972年2月24日頃には， アリ
した風南北成分の東西波数別の経度一高度断面図 ．
ーュ シャン高気圧の中心はおよそ日付変更付近
上段はWN1, 中段はWN2, 下段はWN3以上にそれぞれに解析され （第1図） ， その西方90~150 °E帯では上対応 ． 単位はms-1.
方伝播その東方の180~60 °11/常の下部成屈圏から対流圏上にかけては下方伝播が明瞭にみられて
参考文献
Duchon, C. E., 1979: Lanczos filtering in one andいる．この時の惑星規模波動の波の位相の傾きを
two dimensions. J Applied Met., 18,
見ると（第2図），IVNl成分は弱い西傾（第2図上段），
1016ー1022.
卵2成分は東西一 様に西傾している （第2 図中段） ．
Plumb, R. A, 1985: On the three dimensional
一方，WN3以上の成分は （第2図下段），アリュ ー
propagation of stationary waves. J Atmos.
シャン高気圧の西方で西傾 ， 東方で東傾しており，
Sci., 42, 217·229.
波束の上方伝播，下方伝播領域とよく対応してい
-161-

·
1

.

日

会

大

ゞ,

第2

A201
四次元変分法結合デ ー タ同化システムを用いた数年先までの気候予測＊望月崇！．増田周平 I • 石川洋一 1 ・淡路敏之 l, 2
(1: 海洋研究開発機構， 2: 京都大学）
1. はじめに
ENSO現象に代表される経年規模を超える十年程度の気候予測は ， 近未来予測とも呼ばれ ， CM1P5や次期
CMIP6でも主要課題のひとつである(Eyring et al.
2015)。 従来の地球温暖化予測に初期値化も施して，気候システムに内在する数年から十年程度の気候変動もあわせて予測する試みであり， 初期値化の効果
は特に数年先までの予測で大きい(Kim et al. 2012)。
CMIP5では気候モデルの海洋部分に比較的簡便な初期値化手法を遮用することが多かったが， 初期値化
システムのさらなる改良は予測性能向上のために有効であり ， 日木を含めた世界中の研究機関では ， 大気海洋双方の観測デー タの同化や， アンサンブルカ
ルマンフィルタ(EnKr)の導入などに挑戦している。
一
方 ， 同化手法としては双璧をなすとも言える四次元変分法(4D-Var)は， システム構築や膨大な計算機資源といった困難さもあり， 気候予測への適用は
あまり一 般的でない。 Sugiura et al.(2008)は， 季節・経年規模の気候変動を対象に ， 4D-Var変分法を用いて大気海洋結合デー タ同化システムを開発した
数少ない例であり ， 気候変動の再現や(Mochizuki etal. 2009), それに基づくENSO予測で有効性を実証してきた(Masuda et al. 2015)。 ここでは ， これらの予測計箕を1, 2 年程度でなく数年程度まで延長する
ことによって ， より長期の気候予測に対する4D-Var
結合デー タ同化の有用性を探った。現時点では，CMIPなどでの実用化を目指すのではなく ， 数年先の気候予測全般に対して基礎的な知見を加えたい。

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3. 結果
4D-Varは人的な熱源／冷源を時々刻々と与えるわけではなく， 初期値とパラメ ー タの最恋化によって可能な限りコスト関数の小さな（親測に近い）数値計
算の実現を目指すので ， 助走計算を含む1-12ヶ月計算(YrO)であってもモデル値と観測値がどこでも 一致するわけではない（圏la)。YrOは「予測計算」の初期値とも読み替えられるが， それでも ， 数年先の予測， 例えば25-72ヶ月計算(Yr2-Yr5)において，CMIP5
同様に北大西洋高緯度で予測性能が高い（図lb)。 北
太平洋中緯度でも海洋熱械の予測性能は高く（図lb),
これには， YrOにおける海洋熱蛋だけなく（因la), 大気場（図略）も実は寄与していて， （独立に9ヶ月問ず
つの47同化実験だが， 結果的に）助走計算YrOの北太平洋指数(NP!)は数年規模変動成分も観測値を追随する（図略）。 4D-Varは気候モデル内の物理的整合性を保持するので，例えばNPIに対する海洋熱最や海面気圧の回帰パタ ー ンは，YrOであっても観測値に対してやや歪んでしまう。 しかし， たとえ観測値に対して歪んではいても， アリュ ー シャン低気圧と海洋フロントの相対的関係などは気候モデル内で整合性がとれていて， 大規模場の現実的変化としてその後の現実的な時間発展に寄与する（図略）。 強い総親規模擾乱のため中緯度大気の長期変動成分の効果的な同化は必ずしも容易でないが， この結果はEnKFのような逐次同化においても大気海洋の整合性の破れを小さくとどめることの重要性を示す一 例と言える。
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（

2. 数値実 験
結合モデルCFESをベ ー スとした4D-Var結合データ
同化システム（大気がT42L24, 海洋が1度45層）や同化
実験設定はSugiura et al. (2008)に準じた。 海面フ
ラックス（運動星， 潜熱 ， 顕熱）の計算に用いられる
バルク係数の修正係数a(例えば運動量のバルク式
をr = aCluluと記述）と海洋初期値を制御変数とした。 aは緯度経度の関数であり10日平均値として定義される。 また海洋初期値も制御して ， 1960-2006
年の各年1月1日から9ヶ月の同化期間(47期間）で独立に同化実験を実施した。 コ スト関数を構成する観
測デー タは10日平均値であり，大気観測デー タは10m
海上風速(SSM/I)とU, V, T, q(NCEP PrepBUFR), 海洋親測データは水湿や塩分(Reynolds, W0D2002, FNMOC)と海面商度デ ー タ(TOPEX/Poseidon)である。
同化結果を利用して各年1月1日から3アンサンプ
ル「助走＋予測実験」を実施した。 海洋初期値は同化による最適な場で， 大気初期値は初期推定値を得る
再現実験結果に数日間隔のLAF法を適用して得た3つの場とした。初めの9ヶ月間（同化期間）は「助走計算」とみなして同化結果のa値を使用した。 それに引き続く5年3ヶ月間の 「予測計算」では気候モデルの枠組みを保持するためにa値を常に1.0にした。よって「予測計算」 開始時にはそれ以前の情報しかモデルに教え込んでいない。 4D-Varデー タ同化が最適化した海洋初期値は 「助走計算」 の初期値(1月1日）であり ， 最適化したa値も用いた9ヶ月間の計箕結果が「予測計算Jの初期値(10月1日）となる。

0.2
0.1

oo.,,

固l: 海洋熱量（海面から320m深まで）の(a)H2ヶ月計箕値(YrO)と(b) 25-72ヶ月計算値(Yr2-Yr5)の観測値に対するアノマリ相関(90%有意城）。線形トレンドは予め除去した。

-165-

A202

気温と降水量の極端現象の記録更新に関する要因分析
塩鼈秀夫只今田由紀子 2 , 水田亮叫吉田康平 , 森正人＼荒川理t 池田美紀子り高橋千陽凡
2
6
荒井美紀＼石井正好 , 森信人凡高薮出内中北英一 ' 渡部雅浩凡木本昌秀 321

国立環境研究所， 2気象庁気象研究所， 3東京大学大気海洋研究所， 4筑波大学］海洋研究開発機構， 6京都大学防災研究所

1. はじめに
毎年、世界のど こかで極端気象現象の記録が更新され、マスコミによっ て人間活動による温暖化のせいなのではないかと報じられている。
これまでに、年平均地上気温が、人間活動による温室効果ガス排出量等の増加に伴って上昇していることが明らかになっている (IPCC AR5) 。また気温や降水董の極端現象の長期トレンドに関しても、人為起源の影響が検出されている (e.g.'

Shiogama et al. 2006, SOLA; Min et al. 2011,
Nature) 。それでも、極端現象の記録更新に人為

起源気候変動がどの程度寄与しているかを推定することは、容易ではない。なぜなら、記録が更新されるイベントでは、大気の内部変動が大きな役割を果たしているためである。そのため 、記録更新に対する人間活動の 寄与を推定するためには、内部変動の不確実性を考慮した上で、記録更新の発生確率がどの程度変わったのかを調べる必要がある (Meehl et al. 2009,

GRL; Pall et al. 2011, Nature)。

2. 結果
我々は、過去の気候変動の要因分析と将来予(a)TNxfor Policy Decision making for Futureclimate change (www.miroc-gcm.jp/~pub/d4PDF/) を作成した。まず、 1951-2010 年の観測された海面水温と海氷， 温室効果ガス濃度増加等を AGCM に与え、過去実験を 100 メンバ計
算した。さらに、海面水温からトレンド成分を除き、温室効果ガス濃度等の外部強制因子を固定した非温暖化実験も 100 メンバ実行した。
こ の両者と観測デー タ (HadEX2, Donat et al.
2012, JGR) において、 1951-2010 年の間に極端現象の記録が更新された 面積割合の時間変化を比較した（図1)。定義上、解析の始点である
1951 年においては、全てが新記録になる。その後、時間の経過とともに新記録の面積割合は低下していく。過去実験 は、観測された面積割合の時間変化をよく再現している。年最高日最低気温年最大日平均降水量に関して、 人間活動
によって記録更新の面積割合の低下速度が遅くなり、記録を更新する可能性が上がっていたと評価される。

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測における内部変動不確実性を調べるために、
MRI-AGCM(水平解像度は約 60km) を用いて大規模なアンサンブル実験デ ー タベ ー ス database

0.1
196019701980199020002010
Year

OBS
ALL
NAT
196019701980199020002010
Year

図 1 銀測デ ー タ（破線、HadEX2) , 過去実験（灰色実線）、非温暖化実験（黒実線）における (a) 年
最高日最低気温，(b)年最大日平均降水量の新記録が生じた面積割合の時間変化（％）。

-166-

A203

全球平均降雨量の気候変化におけるエアロゾルの寄与＊鈴木健太郎utl 大大気海洋研）， Graeme Stephens (NASA/JPL), Chris Golaz (LLNL)

1. はじめに

気候変動の予測にとって降雨量の変化を正確に予測することは重要な研究課題であるが、全球平均の降雨量変化でさえ、その予測は現在の気候モデル間でばらついている。この原因は最近の研究で調査・議論されているが、いまだ 一 致した結論は得られていない。全球
平均降雨量の変化はエ ネルギ ー収支によって拘束されており、降雨量の変化は放射収支の変化と対応する ことが知られている(Allenand Ingram, Nature02)。このこと から、温暖化に伴う降雨量の増加(~2%K"1)が水蒸気量の増加(~7%K l )に追いつかない理由はほぼ理解されてきた(Stephens and Ellis, JC08)。しかし、降雨量変化を決めている要因や、気候モデル間で降雨量の増加割合が 2%K1の周辺
でファクタ ー 3ほどばらつく理由については十分に理解されていない。最近の研究ではこれらの要因を探るための解析が行われ、水蒸
気・雲・エアロゾルの放射影響の不確実性が
降雨量変化の不確実性をもたらすことが指摘され て い る(Pendergrass and Hartmann,
GRL12, JC14; Mauritsen and Stevens,
NatureGeo15; DeAngelis et al. Nature15)。
本研究では、これらの要因の中でも特に不確実性の大きいエアロゾルの放射効果による降雨量への影響について、気候モデルの結果を用いて解析する。

2. エネルギ ー 収支と降雨量変化

また、多くの気候モデルで水蒸気量の変化はClausius-Clapeyronの関係に従う：
△W
•
~K.△T

―

一方、雲の放射強制力の変化は気温変化と次のように結びつけられ、係数Aは雲のフィ ー ド
バックの符号・強さを表す。
△C~入ll.T
これらの関係を(1)式に代入すると、降雨量変
化は気温変化およびエアロゾル変化と次のよ
うに関係づけられる。
L紐~(aK-入) ll.T-fi位(2)3. エアロゾルの影響(2)式の関係を見るために、米国地球流体力学
研究所(GFDL)の気候モデル(CM3)による歴 へ史実験デ ータ(Golaz et al. GRL13)から降水量変化と気温変化の関係を調べる（下図）。これに よ る と 、 降 水量変 化 は 全体と してほぼ2%K1 の増加傾向を示すものの、気温変化に対応しないオフセットが存在する。本研究では、GFDLCM3の出カデー タの解析によって上の定式化に現れる各係数パラメ ー タを決定
し、 このオフセットがエアロゾル変化に対応するものである ことを示す。これによって、降雨量の気候変化におけるエアロゾル放射影
響の寄与を定量化する。

Im

GFDL CM3 Historical Run。

が比較的良い近似で成り立つことが知られている。ただし、Ratm,c1r晴天大気における放射
冷却率，C雲の放射強制力である。前者の気候

[
己 J ら

ここでL:潜熱，S顕熱，Ratm:大気層の放射冷却率である。気候モデル解析にもとづくいくつかの先行研究によって、顕熱の変化の寄与は小さく、潜熱の変化が放射冷却の変化とバランスする放射対流平衡：
LMや邸�= M.atm,clr - AC (1)

・
・
▲
一

詈

2

全球平均・年平均の降雨量変化LlPは、エ ネル
ギ ー収支によって放射収支の変化と次のようにバランスする：
LAP+心＝凶�

変化は主に水蒸気と エ アロゾルの変化によってもたらされる：
ll.W llR.a加,cir ... afJ/:i-,;a

·1

-0.5

0

品

1

1.5

図： GFDL CM3の歴史実験出力から降雨量の変化割合を気温変化の関数としてプロットした散布図。直線は2%K"1の傾きを表す。

-167-

A204

地球システムモデルの検証：巨大火山噴火の硫酸エアロゾル＊小畑淳・酒井哲（気象研） ・足立恭将・田中泰宙（気象庁）
1. はじめに火山噴火起源の成層圏硫酸エアロゾル粒子は日射を遮断し寒冷化を引き起こす重要な気候変動要因である。
その地球システム数値モデルによる正確な表現を目指し、 ライダー観測でモデルを検証する。

2. 方法
気象研地球システムモデル
一大 気における硫酸エア
一
ロゾル粒子の生成と振る舞いは、その 部を成す全球
エアロゾJレモデルMASINGAR ( Tanaka and Chiba 2005
M
J SJ) 改良型mk-2により計算される-<1)産業革命以後
底頭(Adachi et al. 2013 Pap Meteor Geophys) こ
ついて、気象研ライダーエアロゾル観測［つくば(1982年～）、ローダー(Lauderニューゾ ーうソド1992年～）］ が行われている1982年以後を比較検証する。

,i｛因みに、検証に用いた二つの観測点［つくば、ローダー （ニューゾ ーうが）］は、成層圏の極向き輸送で硫酸エ
アロゾル粒子濃度の比較的多くなる中緯度に位置する（図2)。)°
そのため、全球平均表面気温は、例えば 1991年のヒナツボ噴火について、実際の約0. 4℃低下(Thompson
et al. 2009 J. ClimaLe)に比ベモデルは0. 3℃弱の低下であり（図3)寒冷化が弱めに表現されている。
このモデルの（光学的厚さ増大・地表面日射減少・寒冷化の）過小評価については、モデルに与えた火山噴火二酸化硫黄放出量の不正確（不足）、 生成したエアロゾJレ
粒子の大きさの誤差（散乱反射の過小）など、モデル作
成や実験設定における様々な原因が考えられ 、 今後のモデル改良の課題である。
90N

3. 結果
気象研のライダー観測は、大規模噴火であるエルチ
チョン(17N, 93\Vメキシコ1982 年 3月）とピナツボ(15N, 120Eルソン島1991年6月）の噴火の影密をそれぞれ捉えている。 噴火後 一年以内に見られる光学的厚さの激増について、モデルは観測と比べられる大きさを示すものの、モデルの極大値は過小である（図1)。

60N

30N

EO

30S
60S

図2

·

0.16

0.2
°

1

固3

に瓦：ミ，

（年の目盛の位置は00.12

5 4 5 3 5 2 5 1
4C4 3 4 2 4 J 4
4,1 4
1 1
1 1 4
1 1 4
1

83
図1
成層固硫酸エアロゾルの
0.2→....... .
光学的厚さ（波長0. 5µm)
太線：地球システムモデル 0.15→.......
細線：ライダー親測（観測からの見積もりは .1→......
0エアロゾル粒子の大きさ・組成に0.05→······•·
依存して、幅がある）

0.08

地球システムモデルにおけるヒ ナツボ噴火起源
硫酸エアロゾルの光学的厚さ(1992年3月）

5

謝辞：本研究は科研費25400472の助成を受けています。

-168-

A205

気象研究所全球気候モデルの物理過程の改良＊新藤永樹・行本誠史• 吉村裕正（気象研究所）
l. はじめに気象研究所全球気候モデル(MRI-ESMl (地球システム:1 (b)m叩 3 g g 5
ァヽ

AGCM3(大気エアロゾル結合モデル）(Yukimoto et"宣.,,_,
四具＄心,,..,;::l(a)l,iモデル）、 MRI-CGCM3(大気海洋結合モデル）、 MRI­
al,2012 )には、 気候再現性などにおいて様々な問題点が存在しているが、 特に大気境界層内の混合が弱く、 地表面付近で湿潤バイアス、 900 hPa付近で乾燥バイアスが顕著である。 そこで、 境界層過程 、 積雲対流過程、 地表面過匹..
疇程にオプションを追加し、 物理過程の改良を行った。

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30

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2. 物理過程の改良①

境界層過程に、 乱流エネルギーを予報変数化(Nakanishi and Niino, 2001, 2004, 2009)、 鉛
直拡散方程式の鉛直フラックスの評価にマスフラッ
クスを導入(S oares et al, 2004、 Witek et al,
2010,20 11)、 乱流エネルギー 予報方程式にマス

,,.,

9幻

フラックスによる乱流エネルギー 輸送項を導入(Witek et al,20ll)。
②

図l: 雲量（シェ ー ド：％）と雲水（コンタ ー： g/kg)の

積雲対流過程(Yoshimura et al. 2015 )の背の低
い積雲モデルのクロ

ー

ジャ

ー

鉛直断面図(l 5S, l 30W-80W)

を対流抑制エネルギー(a) TEST (b) CTし(c) ERA-Interimと乱流エネルギーに依存させる(Bretherton et al,
2004、③

Park and Brethertori, 2009 )。

海洋上の地表面フラックスの普遍関数にBus1ngerを採用。
et al(. 197 1 )
780
810
四 870
gQO
930
960

3. テスト実験
気象研究所全球大気モデルによる2005 年から2009年の 7月の1ヶ月租分を行い、 再解析(ERA-Interim )と比較を行う。 モデルの解像度は、 Tll59L80(水平解像度
約120 km、 鉛直トップ0. 01 hPa)で、

700 hPaより下庖

に1 7層存在し、 時間刻みは1800秒である。
4. 結果

1201
750
780
810
四
870
細
9刃
960

亜熱帯海洋上の層積雲から浅い対流領域(l5S、 130W­
BOW)における雲呈と雲水の再現性（図l c) について調べた。 従来方式(CTL)では（図 l b)、 浅い対流領域において雲量、 雲水共に過少であるが、 新方式(TEST)では（図la)、 雲菫がやや多いが鉛直構造はよく再現されている。 しかし、 両者共に大陸西岸の低い層稿雲の雲蜃が少ない問題点は改善されていない。 浅い対流領域におけるCll. qrOY dq<lt (ヅkヅd<11) 2005-2009 JU. (15S)(b)

両者の違いを比湿時間変化率で比べると 、 CT L(図2 b)は積雲対流による補償下降流により、 境界層内に水蒸気が溜まり、 雲底まで水蒸気が運ばれていないが、 TEST(図2 a)では、 浅い対流のクロ ー ジャ ーにより、 適切な浅い対流活動を表現されるようになり、 再現性が向上したと考固2: 積雲による比湿時間変化率（シェ ー ド： g/kg/day)と雲水（コンタ ー：g/kg)

えられる。

-169-

(a) TEST (b) CTLA206

雲の速い応答の不確実性と瞬時放射強制力＊小倉知夫（国立環境研），M. J. Webb(英国気象局） ， 渡部雅浩（東大大気海洋研），
F. H. Lambert(エクセタ ー 大学），野馬洋子（英国気象局）
1. はじめに気候モデルを用いた湿暖化シミュレ ー ションにおいては、大気中CO2増加による瞬時放射強制力が大気、 陸面、 海面に働き、 大気と陸面は海面水温が変化する前に速く応答する。 このような大気と陸面の「速い応答」は雲の変化を伴うもので、その影響は、
大気上端の放射収支を変えることで気候感度にまで及ぶ。 気候感度が複数のモデル間でばらつき（不確実性）を示す理由を考える際、 最も重視されるのは
海面水湿上昇に伴う気候変化、 すなわちフィ ー ドバックであるが、 一方で雲の速い応答のばらつきも無視できない程度の寄与を示す。
では、 雲の速い応答のモデル間のばらつきはどのような仕組みで生じるのか。 本研究では瞬時放射強制力の役割に注目する。 複数の気候モデルで共通の条件でCO2濃度を増加させた場合、瞬時放射強制力
によって生じる大気加熱率の鉛直プロファイルはモ
デル間で大きく異なることが CMIP3マルチモデル
アンサンプル(MME)で報告されている。 このような瞬時放射強制力のばらつきはCMIPSMMEでも見られるのか。 そして瞬時放射強制力のばらつきは雲の速い応答のばらつきに寄与 するのか。 本研究ではCMIPS MMEデータの解析と数値実験を通して以上の問題について検討した。

3. 結果
雲放射効果の短波成分に注目した場合、CO2濃度
4倍増に対する応答のばらつきは、MTROC3に5種類の瞬時放射強制力を与えることである程度再現できることが分かった（図1)。 こうした特徴は、
M1ROC3とHadGEM2-A またはCanAM4 を比較した
場合、特に顕著である。 MIROC3は他のモデルと比べてCO2濃度4倍増による下恩雲の減少幅が大きい傾向があり、 そのことが気候感度を高める方向に働いている。 一方、 加熱実験では MTROC3 に対して
幽OC3の瞬時放射強制力を与えた場合のみ同様の傾向が見られるものの、 別のモデルの瞬時放射強制力を与えると下層雲減少は それほど顕著ではなくなった。 以上のことから、CO2涙度 4 倍増に対する
MIROC3の雲の特徴的な応答は、瞬時放射強制力が原因であることが示唆された。 一方、 雲放射効果の長波成分に注目すると、CO2濃度4倍増に対する応答がJPSL-CMSA-LRでは他のモデルよりも強く現れており、 その傾向は加熱実験でも再現された。

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雲放射効果（短波成分、全球年平均, [W/m2))
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2. CMIP5MMEデータの解析と数値実験
本 研 究 で はまず、 5 つ の大気 大循環 モ デ ル(MLROC3, MJROCS, HadGEM2-A, CanAM4, lPSL
- CMSA-LR )の出カデータを検討する。 具体的には、( 1)1979-2008年のAMlP実験、及び(2AM1)
P 設定でCO2濃度を4倍増したAMIP4xC02
実験の結果を解析する。雲の速い応答は(2) minus (l)として箕出する。
また、(l)においては放射Iレ ー チンをCO2濃度 l倍と4倍の2通りの設定で動作させ、 得られた放射フラックスの差としてCO2渋度4倍増による瞬時放射強制力を算出する。
次に、1つの大気大循環モデル(MIROC3)で加熱実険を行う。 すなわち、AMIP実験の設定において大気と陸面の温度を計算する部分 でCO2濃度4倍増による瞬時放射強制力を外部境界条件の加熱項として加える。 このとき、 瞬時放射強制力としては5つのモデルによるAMIP実験で算出されたものを使う。
従って、 加熱実験は瞬時放射強制力を5通りに差し替えて行う。
最後に、CO2の4倍増に対する雲の応答 ( 5つのモデル）と、5 通りの瞬時放射強制力に対する雲の応答 ( Iつのモデル）を比較し、 前者のばらつきが後者でどの程度再現されるか、 検討する。
なお、 モデル出カデータは、 MぼOC3については
CML P3で使用した中解像度版（水平T42鉛直20層）
を国立深境研究所のスー パーコンピュータで動作させて作成し、 それ以外のモデルについてはWCRPーCMIPSデタベー スから取得した。 また、以下の議論では、30年間のシミュレ ー ション出力から箕出した年平均値 を使用した。

1
2
加熱強制に対する応答(1 AGCM)

図1 雲放射効果の変化（短波成分、全球年平均値）。 横軸に示すのはMIROC3に対して5つのモデルで診断された瞬時放射強制力を与えた結果。 縦軸に示すのは5つのモデルにおけるCO2濃度4倍増に対する応答。

-170-

A207
下麗に調わる安蹟膿と下層動融責化*JII合秀明、神代剛

対し、下層雲を崩壊させる方向に働< CTEの起きやすさを考1. はじめに ，
温暖化による下層雲の変化似下、簡単のため、将来変化）
は、気候感度（例えば、 CO2濃度を2倍にしたときの全球平均温度の変化量）を大きく左右する。しかし、現伏では、気候モデルにおける下層雲の表現が不十分であるために、モデ
ルでシミュレー（気象研究所）慮するために、湿りq沿直脚告材欝段も取り入れたものである。

EI品= EIS-C(l-k).!:...(q呵― q 100 )cP

トされた下層雲の将来変化q割頁性は高くない。一方、温度や湿度のプロファイルの変化の個隕性はそれ

図1に、この指標 EIScmを含圧女定度指標と下層雲量の関に比べて高いため、温度や湿度のプロファイル と下層雲の間係を示すが、四＆匹は、少なくとも EISと同程度には下層雲に明瞭な関係があれば、その変化から、より信頼性の高い下量と高い相関を持つこ とがわかる（この指標の値が大きいほ層雲の将来変化を推定することができると考えられる。

ど、下層雲量は大きい。）。EIScmの第二項◎胞妍直は、温暖化すると確実に大きくなり、そ⑪拮果 EIScmは小さくなる。
したがって、この指標を用いると、将来気候において EISが2. 様々な指標・物理量と下層雲の将来変化
下層雲量に関係する安定度指標として、下層大気安定度

LTS (Klein & Hartmann 1993)を改良した推定逆認鋸t
EIS (Wood & Bre如血12006)がよく使われている。→股にEISは将来増加するため、雲量との関係からシンプルに推定すると、下層雲は増加するように思われるが、多くの気候モデルでは、将来気候においてEISIお勧nするにもかかわらず、下層雲は減少するという結果を示している。一方、下層雲の将来の減少はSSTの 上昇による寄与だとしている研究がある。さらに、下層雲の将来の減少は、下層の湿潤静的エネ
ルギー

a閲舷画珈大きくなることの結果であるとしている研究もある。しかし、それらの物理的な説明 は十分ではない
状況にある。

増加しても、下層雲量力簿沙すること招眼野よく説明できる。
また、この指標において、第二項のq吋は、SST、及び、海面近くの湿潤静的エネルギーに敏感である。したがって、この指標を通じて、SST の上昇、または、下層の湿潤静的エネ
ルギー 〇鉛直勾配が大きくなることで下層雲量が減少することを包括的に説明できる。
本発表では、それらの定量的対応関係も含めて明らかにする。

樹辞本研究の一部は、文部科学省の気候変動リスク情報創生プログラムの支援により実施された

参考文献

3. 提唱する指標と下層雲の将来変化
Kawai (2013) は、雲頂エントレインメント(CTE)の発生条件L18, < A(l/Cp) Ll'li、の概念<Macvean (1993)など）を利用して、EISをさらに発展させた指標を提唱している。これは、EISが温位の逆転の強さのみに関わる指標であるのにKawai, H, 201S: CASIJSC WGNE珈翠叫年底in
A畑哨加叶血dOo呻加 油勒忍暉V. 43, 04.03-04.04.
Klein, S.A, andD.L H虹は皿皿1993:J. a血a姥8,1閲7-1606.
珈:Vean, M., 199S: J.�Sci., 50, 2481-2495.
Wood, R, and C.S. Bretherton, 20()6: J. £珈a鯰1�足厖紐

•Mi

100

100

『〗｀｀ど::.

図1 : 安定度指標(LTS、EIS、EIScm、単位K)と下層雲量（単位％）の関係。下層雲量 は、ISCCPデー タの光学的厚さ3.55以上の下層雲量を、上に雲がない領域で規格化した値である。1999-2001年の8年分の7月僅”つぶし）と 1 月（白抜き）のデー タ。EIScmは、k=0.7、 C=0.8 の場合。使用したデー タの場所は、左図に表示してある。

-171-

A208
ドップラ ー ライダ ー で槻測された雲底の鉛直速度の確率密度分布

・八木

綾子 （ウェザ ー ニュ ー ズ）， 川合 秀明（気象研），稲垣 厚至（東工大），
神田 学（東工大）， 藤原 忠誠（気象研），藤吉 康志（北大低温研）

1. はじめに気候モデル や天気予報モデルのような ， 数十～数百km の格子スケ ー ルのモデルにお いて雲を表現する際に重要となるのは，格子より小さなスケ ー ル（サプグリッドスケ ー ル）の湿りや温度などの分布である．
格子内の 雲量や雲水最を決めるのに， こうした物理贔のサブグリッドスケ ー ルの揺らぎの情報が必要となる． 水蒸気 ・ 雲水・温度につ いてはいくつかの研究はあるものの ， 特に鉛直風速については広域の測定が非常に難し いこともあり，雲パラメタリゼ
ーションに資する視点での研究は全くなされていな
い．そこで本研究では，ドップラーライダ ー （以ド ，ライダ ー）を用いて， 下層雲の 雲底における鉛直速度について解析を行った
2. 銀測概要
ライダーの設置場所は東京工業大学 （東京都目黒区）の建物屋上（地上裔55m)である． ライダ ーの空間分 解能は30m, 最大レンジビン数は200であり，
最 小 観測距離は300m, 最 大 観測距離は6000mである．データのサンプリング周波数は 4Hzである． 本
研究では， スキャナを鉛直方向に固定して観測された信号対雑音比 ・ 鉛直風速の鉛直分布を用いて雲底の鉛直速度の特性について解析を行った 尚 ， 解析
期間は2013年7月1日から 2013年 8月31日である．
図1に信号対雑音比および鉛直風速の鉛直分布の例を示す． 雲底からは大気に比べて非常に強い後方散乱が返ってくるため ，信号対雑音比の値が非常に謝辞：本研究は文部科学省・社会システム改革と研究開発の 一 体的推進「気候変動に伴う極端現象に強い都市創り」，及び科学研究跨補助金基盤研究 (A)（課題番号： 25249066)による支援を受けた ．

4 3 2
N
]
Eギ
[

4 3 2
N
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E1
[

゜゜
図1

大きくなる図1の信号対雑音比の分布から ， 複数
高度で(I km, 2. 5km, 3.3km) 雲が発生していることが分かる． 信号対雑音比が高 い領域は雲底から300m上方に及んで いるが ，鉛直速度を精度よく取得可能なのは雲底のみであることが初期解析から明らかになっている． そこで ， 本研究では雲底の鉛直速度に着目し ，その確率密度分布の特徴を 解析した．
いくつかの指標（扁度・日射量・熱フラックス等）
で条件別に確率密度分布の特徴を検証したが， 本稿では時間別の結果を紹介する．
3. 結果
図2aに 雲底の鉛直速度の確率密度分布を4時間毎に示す． 確率密度分布には日変化が見られる． 早朝(0-3時 ， 4-7時）は幅の狭い分布であるが，日中(8-1 1 時 ，12-1 5時）は幅 広の確率密度分布となり，夕方および夜間(16- 1 9時 ， 20-23時）は再び 幅の狭い分布となる次に ，確率密度分布の特徴量を用いて，その分布の変化をより定量的に検証する． 図2bに 雲底の鉛直速度の平均値(W)および標準偏差(a砂の日変化を示す. wおよび awには明瞭な日変化が見られる. wおよび w
a fま早朝に最も 小さく ， 日中に増°加し 1 2-15時にヒ ー クを迎え，再び減少する．

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1_�0'I -dB
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信号対雑音比および鉛直速度の鉛直分布.
02 7(a)信け·対雑音比 ，(b)鉛直速度
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(b)

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. a) 時間帯別の確率密度分布'(b)平均値および標準偏差 の日変化
図2 雲底鉛直速度の統計旦(― -172-

B201

平成 27 年 9 月関東・東北豪雨をもたらした降水帯の生成要因
中村雄飛、 宮川知己、 佐藤正樹（東大大気海洋研）

1.

はじめに

2.

降水帯の再硯と感度実験の設定「平成27年9月関東・東北 豪雨」では9日から10日にかけて 関東北部、特に栃木県西部において、48時間降水量が600mm を超す非常に激しい雨が降り、 鬼怒川が氾濫する被害が出た。この 豪雨の要因として、 台風18号のアウタ ー バンドから変わった
多数の線状降水帯へ吹き込む南あるいは西からの暖涅気の流入、 台風17号からの暖福気の流入や前述の風との収束が挙げられている。 加えて 、 台風
17·18号間のリッジの影響も指摘されている。
本研究では、数値実験により日本南方海洋上の水蒸気の効果と台風17号の影署を調べる感度実験を行い、豪雨をもたらした降水帯の生成要因を調べる。
本研究では、stretched格子NICAMを用いて数値実験を行った。関東付近をタ ー ゲット領域の中心として、最小水平メッシュ間隔を5.6kmとした。初期値にはGPVデ ー タ用いた。9/9 OOUTCを初期値とした場合、観測にみられるような降水帯が形成された。
9/8 OOUTCを初期値とした場合、 降水帯はやや不明
瞭となり位置も関東の南海上へずれた（図2左上）。
可降水址の分布を調べたところ（図l)、9/8 OOUTC
時点では台風18号東側の降水帯に向かって日本南方海洋上で南と西からの水蒸気移流が明確に分かれている。9/9 OOUTC
時点ではこれらの流入路が接近し、 切り分けが難しくなる。 そこで、 感度実験には9/8 OOUTCの初期値を用い、 南海上に生じた降水帯への影響を調べた。
西、 南からの水蒸気移流の効果を調べるために、それぞれエ リア1 、エ リア2を図1 のように定義し、これらの領域の水蒸気を減少させる実験を行った。
相対湿度を気候値あるいは80%の低い方の値に減少させた。 次に、 台風17号の影響を調べるために、
初期値の17号の強風域内（図1)の相対湿度を0%と設定し勢力を弱めた。このような設定は非現実的であるが、17 号周囲の風系が変化し、 降水帯へ影蓉が現れると考えた。

3.

台風17号の勢力を弱化させた実験（図2右上）では 、 降水帯が非常に強く形成され、エ リアAの積箆
降水醤は倍近くまで増えた。高度1570mの気圧をみると、 台風17号北西のリッジが強化されていることがわかった。加えてこの付近での風、水蒸気フラックスともに強化されていた。 また、 台風17号の西側、日本の南海上の降水帯が形成された付近で南風が強まっていた。 この結果は、 台風17号がリッジの形成を妨げて降水帯への南東からの水蒸気流入を抑制する働きをしていたこと、 また17号西側
領域で南風を弱めることにより南からの水蒸気の流入を妨げる働きをしていたことを示唆している。

4.

まとめ

豪雨に影響した水蒸気の移流は、 台風18号の南からよりも西からの方が、効果が大きいと考えられる。 台風17号の影饗は、 暖湿気の流入や収束の強化ではなく、むしろリッジの形成や南からの水蒸気流入を妨げる働きがあったことを示唆する。17 号の動向により、より降水が強化される可能性もあっc

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二つの半円を組み合わせた領域は台風17号の強風域を示す。

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1

実験結果

"り

9/9 OOUTCから48時間の租箆降水量をエ リアA（図1)で積算して降水量の変化を比較した。 図2下段に示すように、エ リア1 の水蒸気を抑制する実験
では、 降水帯の形成がほとんど見られなくなり、 エリアA内の積算降水量はコントロ ー ル実験の 7割程度に減少した。エ リア 2 の実験では降水帯はよく形成され、 積算降水量は微増した。 このことから、西からの水蒸気移流の果たす役割が大きいと考え
られる。

破線ま

エ リア2、 黒線はエリアAを 、

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so

10

BO

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図2. 9/9 OOUTCから48時間の積算降水量(mm)。
左上：コントロ ー ル実験、右上：台風17号域、 左下：エ リア1、 右下： エ リア2の水蒸気変化実験。

-173-

B202

「平成27年9月関東・東北豪雨」の発生要因について□＊津口裕茂 1 . 加藤輝之 1 . 北畠尚子 2 (気象研究所 1:予報研究部， 2:台風研究部）
1. はじめにi

2015年9月9日から11日にかけて， 関東・東北地方を中心に記録的な豪雨が発生した（気象庁は， 一連の豪雨を「平成27年9この豪雨により ， 関東・東北地方

では甚大な災害がもたらされ， 特に関東地方では鬼怒川の堤防が決壊し， 茨城県常総市で大規模な水害が発生した本研究で`は， 栃木・茨城県で発生した豪雨に着目し， 豪雨の発生要因の一つである大気下層における水蒸気の流入について調べた
2. 栃木・茨城県で発生した豪雨の特徴
8日21時から10日21時までの侶時問積算降水拮の水平分布（第 1 図）をみると， 関東地方には南北にのぴる帯状の降7灼成が竺なっており， 栃木県では最大で 600nnn以上となっている萩雨

r、↑9 !,, iiiti ― -11,ml'I,_
50 100 200 300 400 500 600 (m吋2day)
第1図：解析雨畏から作成した2015年9月8日21時から10日21時まの最盛期にあたる9日夕方から10日朝方にかけて， 関東地方にでの48時間積算降水品の水平分布みられる特に鬼怒川に沿った地域では降水岳が 3001run以上と

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月関東・東北豪雨」と命名）．

ゞ-ぺ

ふ 舜蕊 含汽ふQは東西の幅100~200km, 南北の長さ500krr,以上の帯状の降水シ
ステムが停滞していたこの帯状の降水システムは，幅約20km ,
長さ約100kmの線状降水帯が複数連なることで構成されていた
3. 大気下層における水蒸気の流入
栃木 ・ 茨城県で豪雨が発生していた9日21時の地上天気図をみると， 日本海上には台風第18号から変わった温帯低知王があり， 関束地方の南東海上（北緯30度；東経150度 付近）には台風第17号があったまた， オホーツク海には中心付近の気圧が1032hPaの高 気圧が存在していた気象庁メソ解析による高度50
Ornにおける比湿の水平分布（第 2図）をみると， 関束地方付近には南東風によって多量の水蒸気が流入している この多最の水蒸気は， 台風第18号から変わった温帯低気圧に吹き込む南寄りの風もしくは， オホー ツク海の面知王と台風第17号の間を吹く東寄りの風によってもたらされていたようにみえる
大気下層における水蒸気の流入の詳細を調べるために， 水平
格子間隔5kmの気象庁非静力学モデル⑯駈km)による再現実験を行った初期値・境界値には気象庁全球解析（初期時刻は8日03時）を用い， 台風第17·18号が含まれる十分に広い計算領域

0.0
12 13 14 15 16 17
第2図：気象庁メソ解析による2015年9月10日03時の高度500nにおける比湿（陰影）の水平分布等値線は海面更正気圧， ベ クトルは同高度における風向風速を示す
135 ・ 140· 145•を取った実験の結果観測と多少のズレはあるも のの， 台風

1so·

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頌

第17·18号の動向や関東地方での豪雨をうまく再現することに�<;;

成功したまた， 陶度500mにおける比湿の水平分布も ， 上述した気象庁メソ解析でみられた特徴をよく再現できていた関東
地方付近の大気下層に流入していた水蒸気の起源を調べるため啜に， Nl·L\15km の計算結果を用いて， 後方流跡線解析を行なった
関東地方付近の高度500mにパーセルを配置し， 10日03時から
8日03時まで(48時間）の計算を行なったその結果頃号3図），

洒

これらのパーセルは関東地方の東側（北緯30-35度；東経155-16
5度 付近）を起源としており， 8日03時の時点で台風第17号の袋

北西～北側にあった とがわかる． つ まり， 豪雨の最盛期に器こ東地方付近に流入していた水蒸気は， 台風第17号周辺にあったれらのパーセルの性質（温位· 比
陶の変化についても調べる予定である．
ものと考えられる． 今後は，こ

第3図: Nlf,\Skmを用いた後方流跡線解析雌堵果2015年9月10日03時から8日03時までの48時間を計算した

-174-

8203
平成 27 年 9 月関東・東北豪雨に関連した総観場の特徴＊北畠尚子・津口裕茂・加藤輝之（気象研）

平成27年9月関東・東北豪雨をもたらした降水シス
テムに関しては、 雨域が現業全球モデルでも予想されていたことなどから、 大規模場の寄与が大きいと考えられる。 本研究では大規模場について、 豪雨の開始前からの変化を解析し、 豪雨の深境場の形成の解明を目的とする。本予稿の図はすべてJRA-5 5 ( 解像度125. 度）による。
図lは栃木県等で降水強度が最大となっていたころの 9月9日21時（日本時）の2PVU面である。 大陸ではチベット商気圧が強く亜熱帯ジェットが40N以北にある。 西日本上空ではトラフに伴って 2PVU面 が400hPaまで下降する顕著な圏界面の折れ込みが見られ、その東の日本海にはT15l8から温 低化した低気圧がある。 その北東側から日本の南束海上のT1517にかけて
は2PVU面が持ち上げられリッジとなっている。 数日
前にはトラフは九州の西にあり比較的波長が長かった（図省略）が、 トラフの移動が遅く日本付近でリッジが強まって豪雨時には短波長の蛇行の大きな流れになっていた。 図2には図lの 12時間前の200~300hPaの層で平均した渦位、 速度ポテンシャルから求めた発散
風成分、 それによる渦位移流を示す。 上展の発散風成分による負の渦位移流は台風と中緯度環境場との相互
a 2013)。 北上す
作用を表す（例えばA.J-chambault et l.
るT1518の北側では発散風による負渦位移流で西側の高渦位域が浸食：され、短波長リッジが強化されている。
トラフ（圏界面の折れ込み）に対応する西日本の高渦位域は非発散風成分の移流でゆっくり東進するが、 発散／恥戎分により東進が抑制されている。
図3 には図 l と同じ時刻の下層の状況について、
1000-SOObPaのTrenberth1( 978)のforcingを示す。これは温度風による地衡風渦度の移流で、 準地衡風方程式の強制項（渦度移流の鉛直傾度と温度移流のラプラシ
アンの和）の近似値である。 傾圧性により日本海の低気圧中心の北側で上向き 、 西～南側で下向きの運動が励起されることが示される。 日本海北部の上昇流は傾圧性との関連が示唆されるが、 関東地方の薮雨域の 上
昇流は傾圧性により励起される運動としては説明ができない。 むしろ注目すべきは、 この関東地方の上昇流
位匝しているこ
域が西日本の下向きforcing域の東側にとである。 西日本では圏界面の折れ込みに伴い中層で極側・上空起源の低相当温位空気が下降しながら東進し東日本へ向かう。 一方 、 強化された上陪リッジに関連してオホ ー ツク海に中心を持つ強い高気圧と、 その南のT15 1 7の間で、 湿潤な下層東風が東日本に流入する。 関東地方ではこれらにより不安定成屈が持続する
が、 下向きforcingによる対流の抑制がないため対流が起これば持続しやすい状態だったと考えられる。

図I 2015年9月9日21時の2PVU面の温位（陰影 、 K) 、気圧（細実線 、 11Pa) 、 風（矢羽）と85011Pa渦位は：実線 、PVU)。XはTl518から温低化した低気圧中心。

60N

SON

40N

30N

10
20�10E

120E

130E

140E

lSOE

160E

図2 9 Fl 09時の300 - 200hPaの平均の渦位（陰影 、 PVU) 、発散風（矢印 、 mis) 、 それによる渦位移流（細線 、 PVU/day) 、
250hPaジオポテンシャル高度 （太線、m)。

_,
_,

120E

130£

140E

1SOE

160(

図3 9日21時のlOOOhPaジオポテンシャル両度（太線、m)、500-I OOOhPa庖厚（破線 、 m)、 Trenberth forcing (陰影、 10'9ゞり 、
700hPa鉛直速度債瞑謡R、 Pals)。

-175-

B204
WRF-LETKF を用いた 2015 年鬼怒川洪水のアンサンブル予測実験2＊牛山朋紺、佐山敬洋 、岩見洋一 1(1:土木研究所水災害・リスクマネジメント国際センタ ー 、2:京都大学防災研究所）

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1. はじめに確率は低いながらも洪水発生の可能性を予測した。
4. まとめ近年 、激甚化す る集中薮雨に伴い、度々洪水や土砂崩れなどの 被害が発生している。2015年9月に発高解像度領域アンサンプル予報により、より早く生した鬼怒川の洪水と堤防決壊による氾濫は、家屋
洪水発生の可能性を予測でき ることが示された。 今後利用方法について 、さ らに調査を進めたい。
や田畑の浸水 など多大な被害をも た らした。 十分 な
リ ー ドタイムを確保した洪水予測が実現できれば、被害軽減に有用である。そこで 、12~39時間のリー
ドタイムにおける降水予報精度の改善を目指し、
WRF-LETKF (Weather R esearch and For ecasting-Local
Ensemble Transform Kalman F ilter, Miyoshi and Kunii,2012)を用いた領域アンサンブル予報を行ない、得られた降水予報を用いて洪水予測を試みた。
2. 実験設定
噌""'直固I.
予報領域。左が外側領域(km間隔
15 ）、 右が内側領域
2015年9月9~10日に 、栃木県北部で豪雨が持続(3 km間隔）。影は標高(m)を表し、栃木県から茨城県のし、鬼怒川に集水されて洪水を 引き起こした。 この
影は鬼
怒
川流域で
あ
り
、
流出計算対象はその中の黒領域。
事例を対象にW応吐,ETKFを用いてアンサンプル予報を行なった。 領域モデルWRFの解像度は15km/
J出Cbood oa-10s.,.201;
3kmで、 領域は固1 のよう な
1500km 1450km四方、鉛直40層である。 境界条件はMSM、メンバー数は2 1 とした。 同化デ ータは、
1時間毎の PREPBUFR、
AMeDASのu,v,T,RH、GPS可降水はである。 GPS可
降水量の同化方法は、Seko et al.(2013)の方法を用いた。 15 kmモデルによるLETKF解析サイクルを8月29日から走らせ、3 kmモデルによるLETKF解析サ
イクルを9月7日から走らせた。 これらのLETKF,x,ヽMm埠.,,,m»���""'""'"可,xw埠“心鍼'�"'""»M<'U心.,..
,,解析によって 得られた初期 値から 、MSMを境界条
図3. MSMによる15UTC08
図2. OOUTC08~00UTC1
I
件として39時間予報を行った。
の気象庁合成雨量による ~07UTCIOの予報降水星
得られた予報降水量を分布型流出モデル RRlモデ
3日間積算降水品。
ル( Sayama et al.2012)に導入し、石井地点（図1右）の流出予測を行った。 な
お、 上流のダム放流量は観測値を与えている。 考感した予報降水量は、 石井地
点上流の図1右の黒い部分に降ったものである。
3. 結果
9 月 9~10 日に 栃木県付近を襲った豪雨は、図2に示されるように 、700 mmを超える集中豪雨であり、鬼怒川流域（図 l右）と重なる領域に降っていた。
°
MSMの降水ヒ ー クの15時間前予報（図3)でも 、豪雨の分布をよく再現している。
今回行ったアンサンプル予報は、降水ピ ー クの ①
2 7時間前(0 3z08~)、②21時間前(09z08~)、③15
時間前(15z08~)の3 つの初期時刻について試みた。
降水予報の結果を図4左に示す。 ①では
アンサンプ
ル平均と MSMは、観測に比べて1/3以下であった。
②ではMSMが引き続き過小評価したのに対し、ア
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図4. アンサンブル予報による石井地点より上流の平均降ンサンブル平均は観測の 1/2程度の降水量を予報した。③ではMSMが観測に近い
降水贔を予報したが、 水撒（左）および石井地点（図1右）の流出最（右）。黒太実線はレ ー ダー観測、太破線はMSM予報、 値 白太実線
アンサンブル平均は観測の1/2程度であった。
はアンサンプル平均、影をつけた縦棒はアンサンブル予報
また 、アンサンプル メンバーの出現範囲は①②③
縦棒は0~100%の範囲。
の25%~75%、
で 観測の出現範囲をほぽカバーしており、蔽雨発生の可能性を示した。
ー
謝辞： GPS
PWVデ
タは気象研究所小司禎教氏より提供
一方、図 4 右に示した流出予測は、MSMが洪水を受けた。ここに謝意を表します。
発生の可能性を示した③よりも早い①や②の段階で 、B205

2014/2015年梅雨期の下層水蒸気の動向～名瀬・南大東島での高層ゾンデ強化観測結果～
加藤輝之（気象研予報）
1 . はじめに
梅雨期には西日本を中心に海上から大気下層に大温の水蒸気が流入して 、 しばしば大雨が発生する。 その大品の水蒸気が海上で菩籾される過程の解明を目的に 、 2014 年 6 月20 日~7
月5日と2015年6 月25日~7月 9日に梅雨前線帯の南側に位置していた名瀬 （奄美大島） と南大東島で 、 1 日2回(09日本時(JST)と21 JST)の通常観測に加えて 、 151STと 031STの観測を追加して行った。 その強化観測の解析結果を報告する。

2 梅雨前線の南北変動との関係
梅雨前線帯に近い名瀬の時系列（図略） をみると 、 梅雨前線の南下に対応して上空まで湿っている （梅雨前線帯内に位罷している） 場合が多い。 その場合では 、 気温低下も見られ 、 水蒸
気址が多いわけではなかった。 それ 以外の期間では概ね高度]km以下で湿っており 、 大雨の目安となる水蒸気混合比 18g/kg
以上の気塊が存在している尚度に対応していた。 梅雨前線帯からかなり離れていた南大東島では 、 高度500mの水蒸気混合比
は名瀬よりも大きかったが 、 18g/kg以上の気塊は商度700mより下層に限定され 、 下層水蒸気が蓄稜されている層が薄かった。
このことは 、 梅雨前線帯に近づくにつれて 、 徐々に下居水蒸気が苦和されていることを示唆している。

3.

1日4回観測からみられる日変化

名瀬での時刻別の下層大気の鉛直プロファイルを図1に示す。 商度 1km以下の相対湿度 （囮1 a)をみると 、 151ST が相
対的に乾燥し 、 夜間21 JSTと03JSTが涅っている。 水蒸気混合比（図1 b)をみると 、 5
1 JSTのみが減っているので 、 その時刻の乾燥化は単なる下層の気温上昇だけでなく 、 下降流により上空の水蒸気の少ない気塊が降下してきたことを示唆している。
日中大気境界居が発達することで 、 大気の安定度が低下する（プライトバイサラ振動数Nが小さくなる）。 N が小さくなると 、h、 hは山の而さ）が大きくなり 、
フル ー ド数Fr = U/N(Uは風速
最大標涵6 94mの奄美大島を風の流れは迂回せずに 、 山を乗り越えやすくなる。 すなわち山岳波が発生しやすくなり 、 山岳波にともなう下降流により本茶峠（標混295m) から放球されたゾンデが観測した15JSTの大気下屑はしばしば乾燥化したと考えられる。 このことは 、 山岳がなく平らな南大東島での鉛直プ
ロファイルにも日中乾燥化が見られる 一 方 、 水蒸気混合比に低下が見られないことからも裏付けられる。
高度500m付近の相当温位 （図1 c)には夜問03JSTにピ ー クが存在し 、 南大東島でも同様の特徴が見られた。 この特徴は高層ゾンデ強化観測期間中の客観解析デ ー タ （気象庁メソ解析）°
でも確認することができた （図 2a) 。 また 、 この夜間のヒ ー ク
は統計期間を 6~7月のJO年に拡大しても存在し （図2b)、 l゜
日8時刻(3時間毎） の解析では 06JSTにヒ ー クが見られた。
早朝に下陪大気の相当温位が高くなることは 、 早朝に大雨が多い要因の 1つだと考えられ 、 夜間に上昇流がより下陪から水蒸
気を上方に運ぶか 、 逆に日中では下降流が優勢であるかなどの
海陸間の循環の役割を議論する必要がある。
謝辞：本研究は科学研究費「豪雨の主要因となる海上での下層水蒸気の菩和メカニズム解明（課題番号： 25287125)」の助成を受け 、 気象庁
観測部・名瀬測候所・南大東島地方気象台の協力を得て実施しました ．

-177-

1.5
1.0
0.5.
(c)(km)2.5
2 .0'....
1.5
1.0
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15

20

340
350
360
/ 015年高層ゾンデ強化観測期間中で平均
図1 20142した名瀬での時刻別の(a)相対湿度，(b)水蒸気
混合比，(c)相当温位の下暦鉛直プロファイル．
MEANは全時刻の平均

固2 (a) 20142/ 015年高陪ゾンデ強化観測期間中と5年6~ 9月の500m商度デ ー タ（モ)(b2006~201
デル標iHi 300m以下は嵩度500m、 それ以上ではモ
デル標商+200m)の相当混位日最大値の最頻出現時刻． ゾンデの放球時刻に合わせて 、 I Fl 4時刻(6 時間毎）に限定し 、 気象庁メソ解析から作成 ．

B206

梅雨期の降雨特性に対する亜熱帯ジェットと下層対流不安定度の影響＊横山千恵・高薮縁（東京大学大気海洋研究所）
1 ．

はじめに

はLCIと共に増加した。降雨を構成するREを調

梅雨期には、弱い層状雨や、梅雨末期の豪雨なくると、大きな(小さな)LCI域では､面積小(大) ･ど、降雨の特性は時空間的に多様な変化を示す

対流雨量比大（小）のREが増加した。

しかし、(TakayabuandHikosaka2009; Yokoyamactal.
2014)。梅雨前線形成の要因として、大気卜層および上層からの影響が指摘されており、例えば
Kodama (1992, 1993)は、亜熱帯高気圧縁辺の極向き風と亜熱帯ジェットの重要性を示している。
特に、最近の研究は、対流圏中上層の循環場が対流に都合の良い場をつくることを指摘している(SampeandXie2010; Horinouchi2014)。 しかし、これらの環境場によって梅雨期の降雨特性がいかに変化するかの詳細は分かっていない。
一方、気候変化に伴い梅雨期の降雨がいかに変化するかは重要な問題である。 Yokoyamaetal.
(2014)は、大気循環のわずかな変化が梅雨前線降雨の特性を大きく変えうることを示唆した。将来の海面水温変化による下層大気成層構造の変化

ジェットの南側の降雨量の最も多いLCI域(0.03‑0.04KhPa !)では、様々な特性を持つREが混在し、単純にLCIのみでは説明できない。
また、 REの層状雨量比(SRR) と面積、最大降
雨強度との関係をみると （図l)、 SRRO‑80%では、SRRが大きいほど面積が大きく強いREが増加する。
しかし、 80%を超えるとその関係が崩れる。

そこで、 SRR≧80%のREに対する亜熱帯ジェットの効果を詳細に調べた。その結果、ジェットが強いときに、 この特性のREがジェットに沿って存在した（図2a)。事例的に、 この非常に層状的なREは、低気圧の温暖前線に伴うことが確認された。分布も、 SRR<80%のRE (図2b)とは明らかに異なっており、異なるメカニズムで生じていることを示唆している。

の解析には、気象庁55年長期再解析(JRA55)を

sRR1%l用いる。解析期間は2002‑2014年の6‑7月、主な
解析域は122.5‑145Eとする。

燕ﾘ70"' L>J｡｡ ‑,",o,｡O

図1,面積≧103･5km2､最大降雨頂高度≧8kmのREのSRR(横軸)、最大降雨強度（縦軸；対数表示)、面積（○

亜熱帯ジェットは次のように抽出した：ある経の大きさ；小さいものから順に1035.104, 104‑1045，

度において、 日平均した200hPa東西風が20‑50N

104･5‑105、 ≧105km2)の関係。

;

而

ジェットの緯度を巾心としてコンポジット解析＝＝…蔦羅認二を行った。その結果、水蒸気収束場の深さがジェツトを境に南北で大きく異なり、ジェットの南で中下層に深い収束があった。一方、 LCIは、ジエ

ツトの北側から南側へと連続的に増加した。降雨

0 0' I､2[wwVh}

図2.亜熱帯ジェットが強い(122.5‑145E平均; 50．60

ms･')

ときのRE降雨量分布（陰影)。面積≧103･5 1Km2、最大降雨頂高度≧8kmのREのうち、 (a)SRR≧80%、(b)SRR<80%のもの。実線は200hPa東西風(20ms･1か

帯はジェットに沿って現れ、降雨量の上°−クはジ

ら5ms･1毎)､破線はLCI(北から0,0.03,0.06KhPa‑1)。

エツトの南5度にあった。

謝辞:本研究は､環境省の環境研究総合推進費(2‑1503)

降雨特性のLCI依存性を調べると、対流雨量比の支援により実施された。

‑178‑

B207
東シガ鰈の睾氣内軍呻拿畠le低畑直C)の畏生覆と璽麟の環羹湯二官洸三 （無所属，h山印釦f,i,w吐;w�k.�Q�
1.

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細5 T600 ooz 20 f叫1975

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前報(2015秋）では1975年2月20日東シナ海で発生したPMCの様相を原観測デー タに基づいて調べた。本報告では、その発生期と発達期の総観規模環境場を調べる。
2. PMC甍生躙の霙羞楊-20日00 UTCにおけるSOOhP気温場を図1に示した。主低気圧（●で示す； ~35N/145E) は総観規模寒冷トラフ前面で発達している。
PMC (Aで示す）は主低気圧後面の寒気内、かっ寒冷トラフ内部の寒気核の近傍で発生した。
500hP渦度場を図2に示す。寒気核南縁の狭い強風軸に伴う正渦度帯があり、その東端（正渦度移流域）でPMCが発生している。
PMC発生域は、対馬暖流上にあり、対流圏下層
では湿潤中立成層が見られる（図省略）。発生期のPMCの渦度と上昇流は対流圃下層でのみ大きい（図省略）。発生期の降水量はPMC中心で~3mm/3hに過ぎない。
3. PMC喪達粛の露羹場
03 UTCにおけるDMSP雲画像 （図省略） はPMCの明瞭なコンマ雲パタ ー ンを示した。
PMCは九州上を通過後 、 四国・本州南岸沿いに東進し、主低気圧に準ずる副低気圧に発達した。
図3にPMCの海面気圧、下層渦度、上昇流の変化を示す。2i日12UTC-22日OOUTCの時間
帯で、140-145E域で発達した。
21日12 UTCのSOOhP気温場を図4に示す。
寒気はPMC発達と同時的に南下し、そのため本ー州南岸の対流圃中層の南北温度傾度は著しく増加（傾圧性の強化；図省略）した。
発達期の降水量は~15mm/3hに増加している。
PMCの低気圧循環は500hPaより上空の達した。
なおこの発達は黒潮主軸の北縁上にみられた（図省略）。
4. 考察とまとめ報告例が乏しい ●東シナ海PMCの発生、とePMCの準総観規模低気圧への発達過程の環境場をしらべた今後事例解析の積重ねが望まれる。
手持ちの資料を調べた締囲ではPMCの準総観
規模低気圧への発達例が2ケ ー ス見出された。
繭JRA65の解析は東大AORIの御援助によりました。柳瀬博士の御支援に御礼申し上げます。

1冨疋

寧

V暉

1寧

計畑

B208

オホ ー ツク海上の Polar Low の気候学への取り組み
柳瀬亘 ・ 新野宏（東大/ AORI)·Leonid Mitnik·Irina Gurvich (Russian Academy of Sciences)
1. はじめに
Polar Low(以下PL)は冬季に中高緯度の海洋上で発達するメソaスケ ー ルの低気圧である。冬季の衛星画像を見ると、オホー ツク海上には多くのPLが発達している。オホー ツク海のPLは比較的に研究が少ないが、日本海とオホ ー ツク洵とでPLを気候学的に比較できれば、 より普遍的な理解を得られることが期待される。
Yanase et al. (2016)では、JRA-55再解析デ ー タに低気圧のトラッキング手法を適用し、先行研究で報告された日本海のPLの多くを検出できることを確認した。
この手法を利用して、本研究ではオホー ツク海のPLの気候学を理解していくことを目指す。

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2. トラッキングの方法
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3. 結果
トラッキング手法ではPLの発生から消滅までを追うことができるが、本研究では最も検出しやすいPLの最盛期（渦度が最大となった時刻）を解析する。まず地理的な分布では（図1 )、最盛期のPLはオホー ツク海の広
い範囲にわたって見られる。この特徴は、日本海の多くのPLが日本列島に近い海域で最盛期を迎えているという特徴（図略）とは対照的である。
オホー ツク海のPLの移動方向は（図2 上）、 南向きが最も多く、次いで東向きが多いが、北向きや西向きも含めて全方向に分布が見られる。この特徴は、日本海で東向きや南向きのPLが多い特徴（図2 下）と対照的である。Yanase et al. (2016)で日本悔のPLの環境場のホドグラフを調べたところ、南向きに移動するPLは季節風や温帯低気圧に伴う北風と、東向きに移動するPLは中緯度の西風と整合的であった。同様の解析をオホー
ック海のPLに対して行ったところ、東西南北のそれぞれの向きに進むPLの環境場の風は、移動方向と整合的であることが確認された（図略）。
オホー ツク海のPLの地理的な分布や移動方向において特定の傾向が見えにくい理由として、日本海に比べて惑星スケ ー ルの西風が弱く、また、季節風の向きも一定ではないことが考えられる。発表では時間があれば、オホー ツク海のPLの衛星観測や、総観場のコンポジッ
ト解析なども示す予定である。

1概

圏1: オホ ー ツク海のPLのトラック（灰線）、および、発生（灰丸）と最盛期（黒丸）の位置。灰色の枠は解析した領域。
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解析には1979年10月~201 5年3月の36冬季(10~3
月 ）のJRA-5 5再解析デー タを用いた。トラッキング手法
では空間フィルタをかけた海面気圧場の極小をHodges(1994 )のアルゴリズムで追跡した。このようにして得られた低気圧の内、寒気内の強い渦のみを解析するため、渦度がl.Oxl0-4s → 以上、 海上風速が1 5ms-1以
上、500hPa面気温と海面水温の差が-43℃以下という条件を課した(Yanase et al., 2016)。
トラッキング手法のメリットは、異なる海域のPLを同 一の客観的基準で比較できることである。ただし 、 日
本海で用いた手法がオホー ツク海でどこまで有効であるかは、 衛星観測と比較して検証を進めている。

-50-50-40-30-20-10 0 10 20 30 40 50
Zonal Speed (km/hr)
図2: 最盛期前の6時間平均のPLの移動速度。（上）オホ ーック海。（下）日本海。
参考文献
Yanase, W., H. NHno, S. Watanabe, K. Hodges, M. Zahn,
T. Spengler and l. Gurvich (2016): Climatology ofpolar lows over the Sea of Japan using the JRA-55
reanalysis. J. Clim., 29, 419-437.

-180-

C201

北太平洋における海面水温が台風経路に及ぼす影響
稲津1

将．勝部弘太郎（北大院理）

はじめに験の方が計算開始から2日目に他よりも急

地球温暖化に伴って台風の経路にどのよ速に低下し、 937 hPa に日本に上陸するこうな影響を及ぼすかは、 台風の進路に大きろには達した。 一方、 冷水実験は 970 hPa

な影響を及ぼす指向風と台風の強度と関係程度までしか発達することはなかった。

するBドリフトを考える必要がある。 本研

暖水実験および冷水実験ともに台風まわ

究では、台風の強度が指向風を変化させ、台りに局所的に強い低気圧性回転がみられる

風自身に影響を及ぼす可能性を調べた。

が、 これは台風そのものであり台風を動か2.

す指向風ではない。暖水実験では、この低気手法
側面お よ び地表面の境界条件に

圧性回転とは別に南シナ海から日本の南まJRA55(Kobayashi et al. 2015) を与えた領でを覆う大きな低気圧がみられる。 この特域モデル実験を実施した。 使用した領域モ

徴は冷水実験には見られない。 この指向風

デルは気象庁／気象研究所の非静力学モデとBドリフトを考慮した流跡線追跡を実施

ル(Saito et al. 2006) である。 水平方向のメした (Colbert et al. 2015)ところ、 暖水実験

ッシュサイズは 15 km、 鉛直は 40 層であの台風の軌跡は北東へ、 冷水実験の台風のる 。 サンプル と し て と り あげる 台 風 は

軌跡は北西へと向かった。両実験とも、Bド

Songda など10例である。 本研究におけるリフトの効果は無視できるほど小さかった。

計算はこの発生日から消滅するまでの2週したがって、海面水温の高くすることで、領間にわたり実施し、 これを標準実験とした。

域モデル内の指向風を変え、 それが台風のまた、 海面水温に対する台風の応答を調べ

進路に影響をもたらすことがわかった。

るため、 海面水温を領域内で一様に 2K 上昇（下降）した暖水（冷水）実験も実施した。

3.

図は標準実験、暖水実験、および冷水実験における台風の経路および強度の結果である。 実験開始から3日程度はほぼ同じ台風経路であった。その後、暖水実験の台風経路
は太平洋上を観測や標準実験に比べて急速に北上し、 東日本を直撃するコ〗三4

Tracks and intensity (Songdo)

結果ー(Journal of Climate 受理）

20N

10N

スをとっ
lOOE

た。 一 方、 冷水実験では、 台風の経路はその°まま西進し台湾とフィリヒ ンの間を抜けて

図

中国大陸へ上陸した。 標準実験は観測における Songda と同様に日本の南西で転向し、日本に上陸した。台風の中心気圧は、暖水実

-181-

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120E

130E

140E

150E

160E

170E

領域モデルで計算された熱帯低気圧Songdaの中心位置と中心気圧(hPa). 白丸は暖水実
験 ， 黒丸は冷水実験，および四角は標準実験である 実線枠はモデル境界を点線枠はモ
デル内部領域の境界を示す．

C202

台風発生環境場に特徴的な流れ場パタ ー ンの分布について＊吉田龍二 1 • 筆保弘徳 2

1: 理研計算科学 ， 2: 横浜国立大学

1. はじめに

これまでに熱帯海洋上の積乱雲の集団（クラウドクラスタ ー ）が発達して台風が形成されることが知られている しかし ， 全てのクラウドクラスタ ーが台風へ組織化するわけではない 発生と非発生を分ける 一 つの要因として環境場が挙げられるが ， どのような環境場がどの程度の期間継続すれば台風発生に至るのか， 発生過程を完全に理解するうえで重要なこの点 が ま だ 解明されていない. Yo shida andIshki awa( 2013; 以降YI
13と称す）は ， Ritchie
andHolland(1999)が分類した台風発生時に顕著な5つの下層流れ場パタ ー ンを客観的に検出する手法を開発したしかし ， YI13は発生事例に限定して解析しており ， 平常時にどの程度の頻度でどの程度の強さの流れ場パタ ー ンが形成されるのか末だ理解されていない本研究では ， YI13の手法を元に平常時にも流れ場パタ ー ン検出を行えるように改良を施した．
その解析結果を用いて ， 流れ場パタ ー ンの平常時の描像を調べると共に， 台風発生事例と非発生事例の環境場の差を調べた．

2. データと解析手法

YI13は台風発生時に限って解析していたが， ここでは格子点デー タの全ての格子点を「想定台風発生
位置Jと仮定し， 各格子点上でYI13の検出手法を実行することで ， 解析対象とする全ての領域· 時刻において流れ場パタ ー ンの検出を行えるように拡張した分類した流れ場パタ ー ンは，シア ー ライン( SL),
東西風合流域( CR), モンス ー ン渦(GY), 偏東風波動(EW), そして先行台風によるエネルギ ー 散逸(PTC )の 5種類である． 本研究ではパタ ー ン間でスコアを比較する ために， 正 規化 した 寄 与 量 推 定 ス コ ア(SCR)をSCRpat = (scrpat - avepat)/stdevpatと定義した ここで， 添え字のpatは各流れパタ ー ン， scr
は正規化前のスコア ， aveはscrの平均値， stdevはscrの標準偏差を表す．
本研究では ， 全球数値予報モデル(GSM)の 0. 5°緯度経度格子，6時間間隔のデー タを気象場の解析に使用した 台風のトラックデー タとして ， IBTrACS(https: //Wlvw.
ncdc.n aa
o . gov /ibtrac s /) の ベスト
トラックデー タを使用した 解析対象期間はGSMデータを取得できた2008年から2015年の 8年間とし，解析対象領域は北西太平洋領域( 100°E~180°, 0°~25°N) とした ただし， ベストトラックデー タを用いた解析は2008年~20
13 年に限る．

3. 解析結果
ここでは 5つの流れ場パタ ー ンのうち， SLとCRの2パタ ー ンを取り上げる 対象期間の 8年間について平均したスコアの分布を図lに示す ． 領域平均
したスコアの標準偏差はSL= 0. 5, CR = 0.2であった図1では， スコア分布の+laを上回る値をもっ領域をシェ ー ドで表している. SL, CRともにフィリピンの東側にスコアの大きな領域が分布しており ，
台風の平均的な発生位置（東経143° , 北緯13° ;YI13より）に近い領域に分布している . 8 年間平均値分
布におけるスコアは大きくても1~2程度だが ， 台風
発生時刻付近における日平均値は，約20という高いスコアが算出された さらに詳しくスコアの時空間的な分布を調べる必要があるが ， この結果は台風発
生時には平常時の10倍程度の非常に顕著な流れ場
パタ ー ンが形成されていることを示唆している．
ベストトラックデー タ上の台風強度に到達した発生事例(135 事例）と台風強度に到達しなかった非発生事例( 33事例）について位置を追いながら， 各
時刻におけるスコアを抽出した 発生事例は発生の3日程前から高いスコアを維持し続けるが ， 非発生
事例は始めスコアが高いものの時間とともに低くなる． この傾向はSし ， CRを問わず共通している． 非発生事例では台風発生に適した環境場が 一度は整えられたものの， それが十分に維持されなかったことが発生に至らなかった原因であると考えられる．

4. まとめ本研究では，YI13の手法を拡張して台風発生時に限らず全ての領域・時間について寄与量推定スコアを算出し ， 8年間平均のスコア分布について調べた．
SLとCR のスコア分布は概ね台風発生頻度が高い領域に対応する また台風発生事例では平常時の10倍近いスコアが算出され ， 顕著な流れ場パタ ーンが形成されていることがわかった． 今後は解析値をもとにクラウドクラスタ ー が経験するスコアの時間変化についても調べる． そして ， 数日先の台風発生を確率的に予測する手法の開発へつなげる．
参考文献

Ritchie, E. A., and G. J. Holland, 1999: Large-scalepatterns
associated with tropical cyclogenesis in the westernPacific.
Mon. Wea.Rev.127,,
2027-2043.
Yoshida, R., and H. Ishikawa, 2013: E nvironmental factors
contributing to tropical cyclone genesis over the western
NorthPacific.Mon. Wea. Rev.141,,
451-467.

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図1 : 2008年~2015年(8年間）のスコア平均値の分布.(a)はシア ー ライン ， (b)は東西風合流域を示す．

-182-

180

C203
GSMaPから算出した台風の軸対称度と強度変化の関係の調査＊嶋田宇大• 青梨和正（気象研究所台風研究部）

0
3

3. 考察
1 . はじめにNolan et al. (2007)は、非断熱加熱に相当する
台風の発達を第 一にコントロ ールするのは、海面水温や鉛直シア ー のような環境場であること
非対称成分を含んだ温度擾乱をバランス渦に与は言うまでもない。しかし、最新の知見によると、え、 その応答を調べた。その結果、温度擾乱に対台風の発達率は環境場条件だ けで決定されず、 台する渦循環強化は温度擾乱の軸対称成分に対す
風内部の力学・熱力学的プロセスによってコント
る 応答で近似されること、温度擾乱の非対称成分
ロ ー ルされることがわ か っ てきた（例えば、に対する応答は軸対称渦からエネルギ ー を奪い、Hendrickset al.2010) 。Miyamoto and Takemi
結果的に渦の弱化に効くことを示した。本研究で2( 013)は、台風の理想化 シミュレ ーションにより、使用した降水量は 一 般に非断熱加熱量に対応するものとみなすことができる。それゆえ、本研究
台風の急発達（以下、RIという。）開始前の内部溝造の変化とそのプロセスを調べた。彼らは、RI
で 見出した関係性は、理論的にはNolan et al.
(2007)が示した非断熱加熱強制に対する台風渦強開始前に台風の渦位場が軸対称化し、空気塊が内部 コアに長時間滞在可能になり CAPE が蓄積さ化の応答関係から説明づけられる。
れること、そのCAPEを消費しながら壁雲が形成
1.0
されRIが開始されることを示した。この研究は、環境場がいくら発達に好都合でも、内部プロセス
0.8の準備が整わない限り、台風は大きな発達率を達成できないことを示唆する。 では、 現実の台風には、 軸対称度のような内部構造の違いに応じた発O.o
達率の違いが実際に見られるだろうか。
本研究は、 Miyamoto and Takemi (2013)が定0.4
義した軸対称度の指標が(r,z,t)'直； Z, t) =訊r,z,t)'+J;"cp'(r, 入，z,t}'血/2冗
0.2(¢,lは軸対称成分、¢'は非対称成分。半径100km
以内で平均。） に、1時問毎の 0.1°全球降水マップ
0.0( GSMaP)デ ー タを適用して、台風の軸対称度と発
120
100
80
60
40
図1: 発達段階における、現在強度（最大風速kt、横軸）達率の関係を調べた。事例は2000年から2015
年までの北西太平洋の台風全380事例で、台風強 とGSMaPから箕出した現在の軸対称度(6時間移動平均、度は気象庁ベストトラックデー タを1時間毎に時 縦軸）に対する 、 24 時間後の強度変化量(kt, 陰影・実線）
1.0
間内挿して使用した。
0
2

0
1

0

0.8

20
10

゜

2. 解析結果
固1 は、発達段階における、現在強度とGSMaPから算出した現在軸対称度に対する、24時間後の強度変化量を示す。現在強度が 85 kt ( 1 kt =0.514ms·1)から 40ktの範囲において、軸対称度が大きいほど24 時間後の強度変化が大きい関係になっていた。この関係性に軸対称成分と非対称成分がどのように寄与しているか調べるため、図2 に軸対称成分と非対称成分に対する24時間後の強度変化量を示す。強度変化醤は、全体的な傾向として、降水の軸対称成分が大きいほど、 非対称成分が小さいほど大きい関係にあった。
同様の関係は衰弱段階の台風でも見られ、 現在
強度が85 ktから 60 ktの範囲において、軸対称度が小さいほど 36 時間後の強度変化（衰弱量）
が大きい関係になっていた(I愛I略）。

0.6

0.4

0.2

0.0

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

図2: 発達段階における、降水量の軸対称成分(6時間移動
平均 、 横軸）と非対称成分(6時間移動平均 、 縦軸）に対す
る 、 24 時間後の強度変化景(kt, 陰影・実線） ． 軸対称成分
は 16.5 mm hr·1で、非対称成分は 8.6 mm hr·1で規格化し
ている．

-183-

C204
衛星解析と全球アンサンブル予報を利用した台風発生予報
山口宗彦＼小出直久

2(1: 気象研台風研究部，2: 気象庁予報課）

はじめに
気象庁は、北西太平洋域に存在する熱帯低気圧の解帯低気圧）、および24時間以内に台風になることが予想される熱帯低気圧である。こ れらの解析には、Dvorak
法 ( Dvorak1975, 1984)と呼ばれる、気象衛星「ひまわり」などの静止気象衛星の画像から熱帯低気圧の強度を推定する手法が用 いられている。Dvorak法は、ハ
リケ ー ンやサイクロンなどの解析を行っている海外のownn
霊 含写且£ g育1

析 （中心位置や 中心気圧など）を行い、その情報を気象庁ホ ームペ ー ジなどで公開している。解析 対象に含まれる熱帯低気圧は台風（最大風速が34 kt以上の熱:

1+. · · · ·+ ....., ... , . ...... ;-·--·- ..

+ . . . ...,. . . . . . . . . ...... ... .....

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気象機関でも利用されている標準的な解析 手法の1 つである。
Dvorak法では、衛星画像の解析 から、T数と呼ばれCUmulallve p曲直lllyDIEDA畑輝dTy加oan Ganesla Fo叫細19
100
ぎ Ti>.o....;.,...
BO ........ + .. ヽ....ヽ·t··--··--+···----·;------··---··--·•""'"'"""'
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和......[........... T .........i........ --j-•• ●●●●,．．
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20...... ....................
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72

Lead Ume (haursJ

84

B6

108 120

る熱帯低気圧の強度を表す指標を決定し、こ の T数を

図1. 早期ドボラック法で解析されたT数毎の、解析された熱帯擾乱が解析時刻後に横軸が示す時間までに台風強度に発達する確率（％）。

基本として中心気圧などの熱帯低気圧 の強度を推定す
る。T数 は、Tlから TSまで0.5 きざみで15段階に階

早期ドポラック法と全球アンサンブル予報によ級分けされ、数字が大きくなるほど熱帯低気圧の強度は強くなる。ま た、最大風速が34 kt以上である台風の場合は、T数は概ね2.,5 以上の値を取り、まだ台風
強度 まで達していない熱帯低気圧や 熱帯低気圧まで組織化していない雲システムに対しては、それ以下の T
数を取 ることが 一 般的である。
気象庁は、 「早期ドボラック法」と呼ばれる独自の解析手法を開発し、2001年から現業的に利用している( Tsuchiya et al. 2000, 2001)。早期ドボラック法とは、客観的な衛星画像の解析 手法に基づき、従来のTl~T8までの階級に TO.O, T0.5を追加し、より早い段階で熱帯低気圧および雲システム（以後、熱帯擾乱
と呼ぶ） の解析を可能とする手法である。
本研究では、まず、早期ドボラック法で解析されたT 数毎(TO. 0, TO. 5, Tl.0)に、解析された熱帯擾乱
が解析時刻後に台風強度 まで発達する確率（つまり、台風の発生確率）を統計的に調査する。その後、数値予報による結果を加え、解析された熱帯擬乱を数値予報が表現している場合、発生確率がどのように変化するかを調べる。
早期ドポラック法による台風発生確率
図 1に、早期ドボラック法による台風の発生確率の検証結果を示す。検証期間は2010年から2013年である。図は、T 数毎に 、解析時刻から横軸が示すリ ー ド
タイムまでに熱帯擾乱が台風 強度に発達する確率を示している。例えば、T数0. o,0. 5, 1.0で解析された
熱帯擾乱が 48時間(2日）以内に台風になる確率は、それぞれ11, 21, 52 %である。

る台風発生予報
早期ドボラック法で解析された熱帯擾乱を全球アンサンプル予報 が表 現（予測）している場合、図1で示した発生確率がどのように変化するか調査した 。使用
したアンサンプル予報は、気象庁、ヨ ー ロッパ中期予報センター 、米国環境予測センタ ー (NCEP)、英国気象局の全球アンサンブル予報で、検証期間は図1と同じである。
各全球アンサンブル予報において、解析された熱帯擾乱を解析時刻からその後2日間予測しているアンサ
ンブルメンバ ー が1つでも存在すれば、図1で示した発生確率が上昇することが分かった。また予測するアンサンブルメンバ ー 数が多いほど、 発生確率は上昇する。例えば、T数0. 0, 0. 5, 1.0で解析された熱帯擾
乱を、米国環境予測センタ ー の50 % のアンサンブルメ
ンバ ー が2日間予測していた場合、発生確率は34, 47,80 %となる（表 1)。早期ドポラック法と 全球アンサ
ンプル予報を用いることで、 「小」 ・ 「中」 ・ 「高」のような信頼度情報を付けて2日先の台風発生予報を実現できる可能性がある。今後、この手法 の実用化に向けてさらに調査を進める。
表1. T数毎、海域毎の2日先台風発生確率(%)。Cossuth
et al. (2013)に本調査の結果（太字）を追加した。 「北西太平洋2」とはNCEPのアンサンプル予報を用いた結果。
北酉
北酉
中部
東部
大西洋
T数
太平洋
太平洋
太平洋 太平洋2
34
11
0.0
0.5
1.0

-184-

16

43

36

21
52

47
80

C205
台風アンサンブルシミュレ ー ションを用いた新たな台風防災情報＊山崎聖太 (1) • 筆保弘徳(1) • 加藤雅也 (2) • 竹見哲也 (3) • 清原康友 (4)(1) 横浜国立大学大学院(2)名古屋大学宇宙地球環境研究所 (3) 京都大学防災研究所<4lCAMJ

1. 研究目的0
2 15年度気象学会秋季大会では， 台風の経路 アン
サンブル実験をもとに作成した防災情報「台風ノモグラム」について報告し，防災情報として有効である
ことを示したしかし，台風による風災害リスクを等値線で示した台風ノモグラムは読み取りが難しく，
可視化手法の再検討が必要となった ． 本研究では，より利用しやすい台風の防災情報とするための可視化手法を提案し，防災情報として必要となる信頼度の提供方法を検討した結果を報告する．
2. 数値実験の概要
本研究では， 経路の特徴や発生時期が異なる複数事例の台風を対象とし，非静力学領域気象モデル
MM5(Dudhia 1993; Grell et al.1995)を用いてアンサ
ンブルシミュレ ー ションを行った初期・境界値には
゜(
平解像度
JRA55 (1.25 格子）を用い，Domainl 水18km)からDomain2 (6km)にネストダウンした
なお，Domainlの初期時刻に台風ボ ー ガスを埋め込んだそれぞれの台風事例において，実際の台風の位
置からシミュレ ー ションした標準実験に加え ， 台風
゜を含め た周囲の大気場を経度方向に0.2 間隔でシーフトさせた実験を80-100ケ ス実施した

..

42

38

32

ヽ•

28ト..
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1⑳

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図I:実験された81ケースの伊勢湾台風の経路情報
を等積円筒座標で分類した例中心は名古屋を示す．
[%]

図2:伊勢湾台風の事例における等稼円筒座標による解析． カラ ー は名古屋における最大風速比(%).左固がグリッド内平均値，右図がグリッド内最大値．
[%]

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3. 解析結果
実験により得られた台風経路情報を，以下の操作をもとに 統計解析し，情報の可視化を行ったな
お， ここでは伊勢湾台風の実験をもとに 名古屋について解析した例を示す ． まず，等面積に分割したグリッド（以後，等積円筒座標と呼ぶ）を用 意し，lh
間隔で出力した全経路情報のうち，グリッドの範囲内に収まった台風中心位置のデ ー タをグリッド毎に分類する（図!).そして，グリッド毎に最大風速比に関する統計量を算出し値に応じて塗り分ける．
ここでいう最大風速比とは，台風により 名古屋で引き起こされた風速を，台風の最大風速で割り百分率で表したものである ． 図2左図は最大風速比のグリッド内平均値，右図はグリッド内最大値で塗り分け た例であるこのように ある程度大きな幅
で 経路情報を集計し統計量を算出することで ，危
険な台風経路の把握が容易となり ， 「 わかり やすさ」を向上させることができ た最後に，提供する信頼度情報について検討を行う本研究では，各グリッドについて，同 一 グリッド内の風向のバラッキが小さいほど情報の信頼度が高いとみなしたこの風向は，台風により引き起こされた名古屋における風向を意味する図3に 伊勢湾台風の事例における各グリッド内で平均した風ベクトルと風向のバラッキを示した信頼度が高いほど暗色となる．

4. まとめ
数 値実験により得られた経路情報 から，より利用しやすい防災情報を作成し，信頼度の提供方法の 検討を行った今後，実験を追加し経路情報の数を増やして危険経路の情報を作成したい．

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146

固3:伊勢湾台風の事例における等租円筒座標による解析． カラ ー は各グリッドを台風が通過した時の 名
古屋における風向の変動係数（％）， ベクトルは各グリッドで平均した風ベクトルを示す

-185-

C206
アンサンブルダウンスケ ー ル実験における台風発生の初期値依存性に関する解析-2013 年台風4号の事例一＊吉岡大秋 (1) • 筆保弘徳 (2) • 榎本剛 (3)(4) • 勝俣昌己 (4) • 山崎哲 (4) • 横井覚 (4)辻野智紀(5) • 舛田あゆみ(2) • 城岡竜ー (4)(I) 京大院理 (2)横浜国大 (3) 京大防災研 (4)洵洋研究開発機構 (5) 名大宇宙地球環境研究所

1. 研究目的
台風の発生過程は 、 適した環境場が形成される「プレコンディショニングステ ー ジ」から始まり 、 メソス
ケ ー ル過程が主として働く「組織化ステ ー ジ」が続く（筆保 ， 20[3など）。このような、 複数の空間・時間スケー
ルの現象を、 数値シミュレ ー ションにより完全に再現するのは難しいため、 台風発生を予報する技術もまだ不十分である。
そこで 、 全球アンサンブル予報結果を初期値として 、
領域モデルによる複数のダウンスケ ー ル実験を実施す
ることにより、 現実に発生した台風に対して、 初期値の違いによって発生予測に差が出るのかを統計的に調べることで 、 台風発生予測と初期値の関係を明らかにすることが目的である。
2. 研究手法
アン サ ンプル 大気デ ー タ ALERA2(Enomoto etal.,20l3)の6時間予報値を初期値・境界値として 、 領域モデルWRF-ARWver.3.4. lを利用し 、 台風発生を対象としたダウンスケ ー ル実験を実施した。 本研究では、
水平解像度を20km 、 計算初期時刻を気象庁発表の台風
発生日の5日前から発生1日前まで 、 6時間毎に17点を設定し、 全てについて 5 日間予報を行った。 研究対
象は 、 観測プロジェクトPALAU2013で観測された、2013
年台風4号の発生過程である。 台風4号のトラック及ぴ、 計算領域を囮l に示す。
3. 結果

表l: アンサンプルダウンスケ ー ル実験結果
発牛数
初期時刻
3
13日OOUTC
20
13日06UTC
29
13日12UTC
13 Fl 18UTC
5
11日OOUTC
14 H 06UTC
57
14 H 12UTC
23
14日18UTC
62
15日OOUTC60
15 i:l 06UTC
63
15日12UTC
63
15日18UTC
63
16日OOUTC
63
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16 lcl 06UTC
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16 H !8UTC
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17 Fl OOUTC
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゜゜
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10

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100
200四 g g g 700800紐 g

本研究でのダウンスケ ー ル実験の結果を表1に示す。
本研究では 、 台風の位置を半径500kmの平均接線風速が最も強い位置とし、 最大接線風速・気圧・渦度・湿度
偏差の条件を全て同時に満たした時、 台風発生と定義した。計箕初期時刻を14日18UTC以降とすると 、 台風
発生数が多くなった。 それ以前を計算初期時刻に設定した場合では 、 初期値の違いの影製によって 、 台風発
生数が変化していることが分かる。
ここで、 発生割合が50%に最も近い13日l2UTCに注目した、 初期値のコンポジット解析の結果のうち 、発生と非発生の差を図2に示す。 初期渦付近で 、 発生
メンバーの方が渦度と比湿の値が大きく 、 高度500600 hPaまで鉛直方向に有意な差があることが分かる。 これは 、 他のパラメ ー タでもほぼ同様の結果となった（固なし）。
つまり、 本車例の場合 、 初期値の初期渦の鉛直構造
または鉛直方向の環境場の違いが、 台風発生予報の結果に影響したと考えられる。 本研究ではこれを 、 初期値のコンポジット解析により統計的に示した。 本発表
では 、 他のパラメー タやダウンスケ ー ル実験結果の解析も含めて報告する。

図l: 2013年台風4号トラック（実線：気象庁発表台風期間 、 破線
熱帯低気J玉以前の期間 、 ALERA2 850 hPa渦度より作成。I FlごとにXをプロット。丸：みらい観測地点 、 四角：ダウンスケ ール実験
計算領域）

0.2

図2 : 13 1:1 12UTCのコンポジット解析北緯8. 75度鉛直断面固― ―（カラ ー ：（上）渦度差(JO 's I ). (Iく）比湿差(g/kg)。 全てについて 、 ハッチ： T 検定有意水地 5%の差のある領域 、 四角：計算領
域 、 丸 ：台風の位岡 、 縦軸：高度(hPa))

-186-

C207

2011年台風6号がUタ ー ンした理由とは
1 34
1 2＊堀口桃子［立花義裕り中田晃志［小寺邦彦 , 1 山崎孝治 , ,1. 三重大，2名古屋大，3極地研， 4北海道大1. はじめに

4. 考察

台風の経路は ， 台風周辺の場の流れである上空の風と ， 台風自身の大気の流れの2つによって決まる
台風自身はベータ効果などにより北西へ向かう流れを持っているが (Chan and Williams,1987) 自身の持つ流れによる動きは非常に弱く ， 上空の風に流されて進むのが 一 般的である． そのため日本近辺では偏西風の影響を受け北東に進む傾向がある
2011年7月に発生した台風6号は ， 7月20日0時(UTC)ごろに徳島県に上陸した後同日10時(UTC)
ごろ和歌山県潮岬付近を通過した その後22日午前中まで南東へ進み ， まるでUタ ー ンするような進路を取った (Fig.1黒線）． 日本付近で2日間に渡り南進する台風は前例がないものである
本研究では ， 台風6号がUタ ー ンのような進路を取った理由を解明することを目的とする

南進しなかったCTL_RUNと南進したWeak_RUNの差を見ると 下層から上層まで台風前面に低気圧偏差が存在しており， Weak_RUNでは台風前面で北風となっていることで南進したことが考えられる
また ， CTL_RUNとWeak_RUNの相違点は初期値の台風強度のみであることから、この低気圧偏差は台
風強度の差により励起されたものであることが示唆された 発表では ， この低気圧偏差に着目し進路に対する影響を述べる予定である

....

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2. 解浙手法
領域気象モデルWRFV3.4. l (Weather Research andForecasting)を用いて， 2つの領域 (D01, D02)を設定したD01は115-160° E, ] 5-50°Nに位置する水平格
子間隔30km, D02は水平格子間隔6kmの台風6号を囲う領域とし ， 台風の移動を追従する(Moving Nest).
初期値・境界値にはERA-interimを用いた
CTL_RUNでは台風が南進する前の2011年7月18日
0時(UTC)から7月23日0時 (UTC)まで計算を行い ，Weak_RUNではCTL_RUNの初期値の台風にボ ー ガ
ス処理を行い台風を弱め， CTL_RUNと同じ時刻計算
を行った

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150'

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Fig.I それぞれの計算結果における進路と実際の進路
ベストトラック；黒線 ， CTL: 灰色線Weak: 白線

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JlN
功N

3. 結果
CTL_RUNは東へ向かい実際の台風のように南東
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心w1
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-3
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.,
5
へ向かう動きは見られず ， 進行速度も現実より速い
Fig.2 7月20日0時(UTC)におけるWeakからCTLのSLP
結果となった(Fig.l灰色線）• Weak_RUNは実際のの差（色） CTLにおけるSLP (黒線） WeakにおけるSLP
台風のUタ ー ンのような進路を大まかに再現した結（灰色線）
果となった(Fig.l白色線）．これより ， 本研究ではWeak_RUNが南進した原因をある程度再現できたも参考・引用文献のとする(1) Johnny C. L. Chan , and R. T. Williruns
7月20日0時(UTC)において ， 海面更正気圧(SLP)(1986) ,Analytical and Numerical Studies of the Beta­
U
Effect it1 Tropical Cyclone Motion. Journal ofのWeak_RUNからCTL_RNの差を計算した結果をMeteorology,Vol44,]257�l265.
Fig.2に示す台風の強度による差を除くため ， 台風
, he Recurvature of Tropical
周辺はマスクをかけた 台風周囲に着目すると、 台 (2) H . Riehl(l944)T
Storms,Journal qfthe Atmospheric Sciences,Voll,42-54.
風の東側で低気圧偏差となった また この低気圧
3 Kalnay, E. and Coauthors (, 1996) , The NCEP/NCAR
偏差は上空まで続いており ， Weak_RUNでは台風前 ( )40-Year Reanalysis Project. Bull. Amer. Meteor. Soc.,
面で上空まで北風が強く台風が流されたことが示唆
77, 437--471.
された
-187-

C208

日本の南海部で急激に衰弱した 1997 年台風 13 号
金井惇平 1, 立花義裕 1' 小寺邦彦 1, , 山崎孝治 1, ,3 421) 三重大院生物賓源，

1.

2) 名大 STE 研， 3)極地研，

4) 北大

はじめに

日本は台風が多数通過する国であり， 主に最盛期から衰弱期 の間接近することが多い．
台風の衰弱の原因を理解することで，衰弱のタイミングを予知することが可能になり， 日
本にどれほどの被害をもたらすのか予測することができ る ． 台風強度 の将来予知は災害に備えるうえで大変重要である． それにも関わらず，台風の衰弱に関する研究は数少ないた゜",",,1.
、..4? ,a,lua , 鳴,lua ,�vo •�uo nJCuo 心み'" -,oJ.uo 20AUO—

図1

め，衰翁期の研究をする意義がある ．
1997年8月09日に発生した台風13 号は――WRFによって再現された台風強度18熱帯で発生した後， 北西へと移動し中国に上陸したこの台風は，12日 18時ごろに最も発達した，13日06時から 15日0時にかけて衰10a

弱した注目すべきは台風が衰弱した時刻に

146

おいて， 台風周辺の海面水温は高い温度を保ってお り，陸上には上陸してお らず， かつ風の鉛直シアの大きい偏西風域には到達 していなかった
本研究では， 台風13号が突然衰弱した原因

図 2 8 月 17 日 00 時での台風中心の渦位鉛直断面――
図 {PVU : 1PVU = 10 6而s-1K kg ')破線は台風を解明することを大気場に注目して 解析を行った
2. 解析手法

中心を示す．

を示す． 図1はWRFによって再現された本研究では， メソ気象モデルWRFV3.4.1

台風強度を示す. 12日から17日にかけて(Weather Research and Forecasting)を用

台風強度は強まり，17日の08時頃に最大

いて， 2つの領域(DOl,D02)を設定しDOl，

強度に達した後， 強度は維持されることなは約91° E-180 ° E, 約1 ° N-50° Nに位置する水く衰弱を迎えた台風が衰弱する直前の台

平格子間隔10km,D02は水平格子間隔 6km

風鉛直断面図（図3)をみると， 上空からの相対的に低い渦位が台風中心に侵入していの台風13号を約1400kmの範囲で囲う領域とした計算手法は2way による計算を行い，ることがわかった台風上空からの大気のDOl の計算値をD02の境界値に用いてD02

流れが台風の構造に変化を及ぼし， 台風のが計算され， さらにD02の計算値を用いて強度を衰弱させたと示唆された．

DOlが再計算される実験を行った.2wayにお＾ いて は， 台風の移動に伴いD02も移動する(MovingNest)この実験を行うことで ， 再解析デー タでは再現されていなかった台風内部の緻密な構造を再現することが可能である．
3.

参考引用文献Klein, P. M., P.A. Harr and R. L Elsberry, 2000:
Extratropical transition of western North Pacifictropical cyclones : An overview and conceptualmodel of transformation stage, Weather and

結果・考察
以下よりWRFによって再現された結果

Forecasting, VollS,.373-396

-188-

D201

地上気温観測における日射／放射影轡の評価
ーマイクロ波放射計輝度温度利用の検討一山本
1

哲（気象研究所環境・応用気象研究部）

はじめに

温度計による地上気温観測においては日射／放射の影響が不可避であり、 これを軽減するため通風筒が用いられるが、 通風筒が日射／放射の影響を受けることなどによる影響が残る場合があり、その特性

は通風筒の種類毎に異なる。通風筒特性を評価するための基準値として日射／放射の影響が原理的に小さい方法により地上気温を観測することが考えられ、(Lacombe et al. 2011) などが提案されている。本研

地上設置多波長マイクロ波放射計 MP-3000A

゜で計算した結果を第1図に示す。装置近傍に大きな荷重を持つ。 同時に行われた2種の温度計による地上気温観測（強制通風筒格納の白金抵抗式温度計 ・

メティック TD-500、 MP-3000A 筐体内の温湿度セン

サ ー Rotronic S3 (強制通風式 ））とあわせ、 3 種の温

10

12

14

16

18

20

22

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謝辞 多波長マイクロ波放射計等の観測デ ー タは科学
技術振興調整費「渇水対策のための人工降雨・降雪に関する総合的研究」 (2006~2010 年度）で得られたもので気象研究所田尻拓也主任研究官から提供を受けた。
LBLRTM による計算については気象研究所石元裕史博
士の支援を受けた。

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原理的に小さい別の観測法との比較も必要である。

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り強い大気吸収を示す赤外線を用いることが考えられる。また、 極細センサ ー など日射／放射の影響が

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大気放射を用いた地上気温観測方法としては、 よ゜L'ほか、観測空間の違いも検討する必要がある。

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示す。差の要因については測器の日射／放射特性の

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さくほぼ 一 定、昼間は 12 時頃最大となる時間変化を0k

つきはあるものの、 平均的には夜間は時間変化が小JST

第2図 強制通風筒格納温度計の気温観測値とマイクロ波放射計 58.8GHz 仰角 9.45 度輝度温度の差（前者から後者を減じた）の箱ひげ図日変化。2010 年 5~6 月高知市（鏡観測サイト）での観測。箱上辺は第3四分位点、下辺は第1四分位点、箱内部横線は中央
値、上下に伸びる垂線は四分位点から箱幅1.5倍以内のデー タ範囲を表す。

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ig,i

度の差の日変化を第2図および第3図に示す。 ばら,z

ン ・ バイ・ライン法 (LBLRTM、 Clough et al. 2005)

4

データを比較対象とした。この波長帯の地上水平距

離 1000m 吸収率とこのチャンネルの荷重関数をライ

.i
i:

ー

温度を複数仰角で観測している。最も大気吸収の強いチャンネル (58.8GHz) の最低仰角 (9.45 度 ）のT

14 チャンネルにおいて大気（主に酸素）の放射輝度"'―

且(Ra4iometrics 社）では 50~60GHz の周波数領域の

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地上設匿マイクロ波放射計と温度計の比較

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究では大気の放射輝度温度の利用を検討する。

三。：二k

極細センサ ー (1S02007) 、 超音波風速温度計

JST

第3図 強制通風筒格納温度計とマイクロ波放射計
筐体内温湿度センサ ー（強制通風式）による気温観測
値の差、ほかは第2図と同じ。
0

2

4

6

8

10

12

参考文献

14

16

18

20

22

Clough, S. A. et al., 2005: J. Quant Spectrosc. Radiat. Transf.,
91; ISO, 2007: ISO 17714 Meteorology-Air temperature
measurements; Lacombe, M. et al., 2011: WMO JOM Rep.106.

-189-

D202

東京大手町露場の気温分布と風速との関係*志藤文武￨ ，清野直子￨ ,青柳曉典￨，山本哲￨,藤部文昭2.1 （｜気象研究所, 2首都大学東京）
1．

はじめに

遮蔽物による気温観測への影響を評価するため、気象庁構内の大手町露場（東京都千代田区）で2011年から気温の通年観測を行っている｡すでに報告したように、露場中央付近に比べ、その東端の植栽に囲まれた場所では以下の特徴がある（志藤ら2015, 『天気』， 62, 403‑409)｡(1)夏季昼過ぎに月平均で最大0.6･C気温が高い｡(2)夏季を中心に､全天
日射量の多い日ほど気温差は大きい傾向がある。
(3)冬季や夜間の気温差は概ね±0.1｡C以内である。
(4)時間帯によっては､ビルの日陰の分布による気温差が生じる。本研究では、これまでの気温観測に加えて､超音波風速計による通年観測を行い､露場に近い高さにおける風速と気温差の関係を調べた。

2．観測と期間の方角がほぼ真北にあたる｡温湿度計を点線(丸)で囲んだ。
露場西側(左)大手町露場中央の温湿度計(JMA95)である。
露場東端(右)付近の植栽で囲われた所に2011年､温湿度計(Fieid)を設置した｡2014年に設置した超音波風速計を点線(三角)で囲んだ(2015年8月25日撮影)。

晴天日（9〜14時の全天日射量>8MJ/m2)につ
いて､露場中央風速(13‑14時の平均)と同時間帯の露場内気温差(TField‑TJMA95)の関係をみると、露場中
央風速が2〜3m/sのときに気温差が大きい傾向がある（第3図)｡これは､晴天日における露場内の気温差が露場の高さの風の流れの影響を受けること、
風速が大きくても小さくても気温差が縮小しその間に、気温差を生じさせやすい風速が存在することを示唆するものである。
謝辞観測と測器の管理に関して､気象庁観測部観測課および東京管区気象台気象防災部技術課のみなさまにご協力いただいた。
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風速は季節,時間帯によらず､北の丸公園が最も大きく、以下気象庁屋上、大手町露場中央の順である｡周辺を植栽等に囲まれる露場東端の風が最も弱く､露場中央の1/3〜1/2程度である（第2図)｡風速
が日中(特に昼過ぎ)に強く夜間に弱くなる傾向は共⁝△．︑唾●●︾●一

3．解析結果と考察

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気温観測は志藤ら(2015)と同一である。現業用に利用されてきた強制通風式温湿度計（以下、JMA95)は大手町露場（第1図）の中央やや西よりに位置し､周囲は開けている。その露場東端付近の植栽に囲まれた場所に、同じ型式の温湿度計（以下､Field)を設置し､2011年4月より連続観測を実施している｡2012年12月には気象庁庁舎屋上(地上
高51.8m)に風向風速計を設置し､2014年6月には、
露場中央と露場東端にそれぞれ超音波風速計(地上
高2.5m)を設置し通年観測を行ってきた。
以下の解析には、北の丸公園の科学技術館屋上(大手町露場の800m西方,地上高35.3m)で観測されている東京管区気象台の風向風速と全天日射量を利用した｡解析期間は､超音波風速計のデータが得られる2014年7月から2015年12月までとした。

鰯

第1図大手町露場を気象庁屋上から撮影した写真｡写真奥

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3
4
slm/s]
第3図露場中央の風速(14時までの1時間平均)と露場内
気温差の散布図。白丸は2014年7月〜8月、三角は2015
年4月〜9月、四角は7月〜8月を表す｡9〜14時の全天日射量が8MJ/m2を超えた日のみを選択した｡気温差は14時までの1分値60個の平均の差(TField TJMA95)である

舜蕊

1月

2月

3月

4月

5月

6月

7月

8月

9月

10月11月12月

一北の丸公園−気象庁屋上一大手町露場中央一大手町露場東端
第2図大手町露場周辺における風速の日変動(0:01〜24:00)｡風速の1分値(24時間*60分)を月ごとに平均した。

‑190‑

0203
国土地理院 GNSS 観測網と地上比湿を用いた水蒸気 3 次元構造の推定
小司禎教＊ ］• 南雲信宏•1*l: 気象 研究所
1. はじめに
地上GNSSによる水蒸気3次元構造の解析手法として視線遅延量を利用したトモグラフィ ー 解析がある（例えば，Seko et al. 2000, N ou
g chi et al.
2004). 一 般にトモグラフィー で求める格子状に区分された大気のボックスの数に 比べ，GNSS の視線の数は少なく，解析には精度の良い第 一 推定
値や拘束条件が必要である 本研究は，トモグラ'
フィ ー解析の初期場を親測デ ー タから作成することを目的として開始した
2. 解析手法

降水分布で，右は北緯36 度に沿った推定 比湿の断面図である ． 南北に連なる降水域で水蒸気の゜
厚みがヒ ー クと なり，降水域の東西で，水蒸気の厚みに違いが見られるなどの特徴が見られる
4. 今後
今後は ， ひまわり8号の水蒸気情報を用い，中・上 層の水蒸気精度を上げ ， さらに得られた結果を初期場としたトモグラフィーに取り組む ．

，

10

-且

-、

RMSE (g/kg)
2
1
3
Jan -· ··-Feb
Ma「 一一—
Apr
·
May-’
―
un
·J
JulAug -、Sep ―OctNovDec ―201 0-2014年の国内高層ゾンデ観測データを
8
用い ， 地上 比湿(Q src)や可降水量 (PWV)の，地上
7
苫高( H)における比湿(Q(H))との相関を解析したと
6
ころ，Qsrcは最下層 一 方 PWV は高度 2-5kmに5おける比湿との相関が高いことがわかった ．
4<(
そこで，月別·50m間隔の高度別に，Q s rcとご上3
PWVを独立変数Q(H)を従属変数とする重回帰_Olータを用い，推定と検証式を推定し，2015年のデ主 2を行ったさらに，国土地理院GNSS観測点における Q s rc を，気象庁地上気象観測から内挿し，舘-1
10
野 で得られた重回帰式を用いて図3に示す領域
ME (g/kg)の水蒸気3次元構造を推定した
図1 舘野(47646)における推定比湿プロフ
3. 結果
ァイルのゾンデとの比較結果(2015年） ．
固］は，舘野(47646)における2015年の検証結果である年間を通し， 平均誤差(ME)はlg/kg未
満 ， RMSE で
2/
g kg 未満の精201025度を有することが
5
6
7
8
9
10
11
1>
1'
14
15
16
17
(g/kg)
わかった
図2舘野(47646)における2015年8月の水蒸気鉛直分布時系列（陰影：ゾンデ観測 ，
図 2に，2015
等値線：今回の手法で推定 ．
年 8月の舘野におけるQ(H)の鉛直分布時系列（陰影：ゾンデ ，等値 ;"線：推定）を示す．推定し”た Q(H)は大まかな鉛直構
造（下層や中・上層での水
蒸気 の増減）をある程度表現できている一 方，水 咋
蒸気の逆転構造は表現で

゜e
j
疇

l

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8

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1
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固3左は，2015年9月9日20時 （日本時）におけるレ ー ダ ーによる

"

）さt、

•10.

一

<O.>.

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I' .

"'

,,,_,,.

図3 2015年9月9日20時（日本時）における（左）レ ー ダー エコ ＿分布とアメダス風分布（右）北緯36度線に沿った推定比湿の断面（高度6kmまで）．

-191-

"'

D204

地上デジタル放送波を用いた水蒸気観測手法の研究開発
ー反射波を用いた初期観測結果 一•JI I村誠治、太田弘毅、花土弘、山本真之、志賀信泰、木戸耕太、安田哲、後藤忠広、
市川隆 一 、雨谷純、今村國康、藤枝美穂、石津健太郎、岩井宏徳、杉谷茂夫（情報通信研究機構）
1.

2200
12

反射波

『�� jiij;-―i

遍区闘間に1111!!
する位帽国""•― え涵ぷmぇヽi ;―――元�｀ ヽ 令...
!�·-----------------JI霊と し----------------＇
冨濾喝
局貴の0惰貪11.o,愚髯の位糟貴鴫心
図1

反射波を用いた親測の配置図。

18

0

6

固2: 反射波を用いた遅延変動の観測結果係勺24時間）。実線が地デジによる測定値で 、 点線は地上気象親測から計箕した遅延量。見やすいように地デジ測定値を計算値十50 ps程
度にずらしているn
Relative Humidity2.

遍1i1鍔閏rこ引当する位柑回転し

0
5
2
2

(sd) ,<
0ao

反射波を用いた観測
我々が想定する計測システムでは、伝搬遅延を精密に測定するために異なる計測地点の局発の同期が重要となる。 ただし、図lに示すように 1 地点で直達波と反射波を同時に取得することができれば局発の同期は不要で、 測定点と反射体の間の積算水蒸気量に相当する伝搬遅延が計測可能である。
本実験では、東京スカイツリ ー から西へ約 29 kmに位置するNICT本部において、NICT本部からさらに西へ約1 kmに位置するビルからの反射波を受信す
る実験を行った。 アンテナは反射体となるビル方向に向けるが、 直達波はアンテナのバックロ ー ブで同時に受信する•ことができる。ソフトウェア無線を用いて開発した装置により、 直達波と反射波の位相変動を同時にリアルタイム計測することが可能である。
計測された直達波、反射波の位相変動差から求めた
遅延星の変化( 24時間分）を図 2に示す（実線：本観
測は位相の相対変動のみを計測しているため遅延量の絶対値は不定）。点線はNICT本部の 60 m鉄塔上で計測した気温・気圧・湿度を用いて計算した想定される伝搬遅延である。両者の変動パター ンは良く 一致しており重ねると見辛いため、 絶対値不定の地デジ測定晶を計算値+50 ps程度になるようにずらしてプロットしている。図3は図2で示した伝搬遅延を60 m鉄塔上で計測した温度を用いて相対湿度に換算した結果である（実線：図2同様絶対値不定）。60m
鉄塔上で計測した湿度を点線で示しており、 両者は

2350

0
0
3
2

背景
情報通信研究機構(NICT)では、現状予測が困難
な局地的大雨等の局所的で激しい気象現象の予測を目標に、地上デジタル放送波を用いた水蒸気観測シ
ステムの研究に取り組んでいる[1 -3]。電波は伝搬の過程で水蒸気による遅延を受ける。この遅延誠を精密に測定できれば、 伝搬路上の水蒸気積算量を知ることができる。本研究では、 データ同化に耐え得る
地デジ放送波の伝搬遅延計測を目指している。現在
ソフトウェア無線の装置を用いて実証実験用システ
ムを栂築して実験を行っているが、最終的には小型測定装置を多点展開し、面的に広範囲をカバーする
観測システムを構築したいと考えている。

80

12

18

0

6

図3: 図2のデータから地上気象観測値を用いて換箕した相対湿度（実線）と地上観測値の湿度（点線）。見やすいように
地デジ測定値を計算値+5%程度にずらしている。
やはり良い 一 致を示している（地デジ測定値は計算
値+5 %l呈度にずらしている）。
3.

まとめと今後の予定
反射波を用いた実験により、地デジ放送波を用いて初めて水蒸気遅延の計測に成功した。今回の実験
では観測範囲が約l km と狭いため、地上気象観測との比較で有効な検証ができていると考えることができる。今後、 同期を用いた手法の実証実験を計画し
ている。
参考文献
[l]川村， 太田 ， 花土，パッシブレ ー ダの研究開発
ー地上デジタル放送波を用いた水蒸気観測ー， 日本
気象学会2014年春季大会．
[2]川村他， 水蒸気観測を目的とした地デジ波伝搬
遅延測定システムの研究開発， 日本気象学会 2015年春季大会
[3]川村他、 地上デジタル放送波の伝搬遅延を用いた水蒸気推定手法の研究開発 ー 反射波を用いた実験
結果 ー， 信学技報，vol. 115, no. 390, AP2015-l76,
pp. 47-52, 2016年1月 ．

-192-

D205

スカイラジオメ ー タによる雲、 エアロゾル、 水蒸気、オゾンの推定工藤玲（気象研）
1. はじめにスカイラジオメ ー タは、 空間スキャンによって 太陽 直達光と 散乱光の空間 分布を測定する分光放射計である。快睛下の観測からは、 エ アロゾルの微物理 ・
光 学 特 性 が 推 定 さ れ る (Nakajima et al. 1996 、Hashimoto etal. 2012、 Kobayashi et al. 2010)。雲が全
天を一 様に覆っている時の観測からは、 雲の微物
理 ・ 光学特性が推定される (Kikuchi et a l . 2006)。また、 快晴時の観測から、 可降水量 (Uchiyama et al.
2014) と オゾン全量 (Pradeep et la . 2014) の推定 も行われている。
本研究では、 上記解析 に 用いられているスカイラ
ジオメ ー タのフォ ー ワ ー ドモデルをPSTAR (Ota etal. 2010)、邸ATR (N血uima et al. 1988)ベースのものへ更新し、 非球形粒子（回転楕円体）の光学特性(Dubovik et la . 2006) を導入した。 これにより、 ス
カイラジオメ ー タによるリモー トセンシングにおいて、 粒子の非球形性と偏光を考慮した放射伝達、 気体の吸収線、 様々なスキャンパターンの観測への対応を可能とした。そし て、 水平面スキャン、 鉛直面
スキャンからのエ アロゾル ・ 可降水量 ・ オゾン全量の同時推定法と、天頂観測からの水雲・ エ アロゾル ・
可降水量 ・ オゾン全量の同時推定法を開発し、 シミュレ ー ションデ ー タを用いて各推定法をテストした。
2. フォ ー ワ ー ドモデル
PSTARをペースに、水平面 ・ 鉛直面スキャン、 天
頂観測の3パター ンに対応したフォ ー ワ ー ドモデルを構築した。波長は、315、340、380、400、500、675、
870、 940、1020、 1225、 1675、 2200nmを選択 可能とし、 各バンドに対し て台形の応答調数を導入した。
PSTARには、IMS法 (Nakajima and Tanaka 1988) が導入されていないため、 快晴時の太陽近傍の輝度計
算の誤差が無視できない。 このため、IMS法が導入されているRSTAR にスイッチでき るようにした。
将来的には、PSTARにIMS法を導入したい。
3. エ アロゾル、 可降水量、 オゾン全量の推定
AERONETのエ アロゾル推定法(Dubovik and King
2000) を参考にし、 観測波長 (315~2200nm) のエ
ァロゾルの複素屈折率（実部と虚部）、体積 粒径分布（半径0.02~20µm、20ビン入粗大粒子の非球形比、さらには、・可降水量とオゾン全量を観測値へ同時に最適化する 。 観測値は、水平（または 鉛直）面スキャンによって得られる直達 ・ 散乱光である。オゾン
吸収の強い315nmのデ ー タからオゾン全量が、水蒸
気吸収の強い940nmのデ ー タから可降水量が推定される。
太陽天頂角、 エ アロゾル、 オゾン全量、 可降水量の値を変えた100ケ ースのシミュレ ー ションデー タを用意し、 開発した推定法をテストした。水平面ス
キャンに対する各パラメ ー タの推定誤差は、 エ アロ
ゾルの波長500nmの光学的厚さー0.1士0.7%、一 次散乱
アルペド0.0±1.3%、 非対称因子0.3士0.8%、複素屈折率実部ー0.2±1.1%、複素屈折率虚部ー1.3士10.5%、 微小粒子のモー ド半径4.3士4.0%、粗大粒子のモー ド半径-2.0±3.1%、可降水量0.5士1.0%、 オゾン全量0.5士1.3%であった。 一 方、 鉛直面スキャンに対する結果は、光学的厚さー0.2±0.4% 、一 次散乱アルベド 0.2±0.4%、
非対称因子0.1士0.2%、複素屈折率 実部ー0.1士0.3%、複素屈折率虚部—3.6士5.9%、 微小粒子 のモー ド半径
3.7士3.3%、粗大 粒子のモー ド半径2.1士2.9%、 可降水量0.7士1.0%、 オゾン全量0.6±0.5%であった。太陽天
頂角が小さい時に、 より大きい散乱角 の輝度ま で 観測できる垂直面スキャンが優位な 結果 を示した。しかし、 実験では エ アロゾルの鉛直分布を既知としたが、 鉛直面スキャンの輝度は、 エ アロゾルの鉛直分
布に依存するため、 実際の観測デ ータを解析する際には、 ライダー 観測で鉛直分布の情報を補う必要がある。
4. 水雲、 エ アロゾル、可降水量、 オゾン全量の撞
応kuchi et al. 2006 と同様に、 天頂の輝度観測から水雲の有効半径と 光学的厚さを推定する。 ここで の大き な改善点は、 ガウスニュー トン法を用いることによって、 すべて の波長の観測を同時に 用いることを可能とした点である。 これにより、 長波長側の観測から推定される水震に加え て、 短波長側の観測か ・らのエ アロゾルの推定、 315nmからのオゾン全量の推定、,940nmからの可降水量の推定 を試した。
k泣uchi et al. 2006 では、 雲の光学的厚さと有効半径に応 じて多重解が存在すること が指摘されている。
そ こで、 光学的厚さと 有効半径が異な る複数の初期値を使った推定を行い、 最も良い結果（観測値と 計
算値の差が小さい方）を選択すること にした。
エ アロゾルに調し て は、 粒径分布の形を固定し、複素屈折率 の値もあらかじめ与えた。そし て、総体積のみを推定した。将来的に は、雲底高度も含めて、
ライダ ー 観測からエ アロゾルの情報を補完することを考えている。
太陽天頂角、雲の粒径分布、エ アロゾルの総体積、
可降水量、 オゾン全量の値を変えた100ケ ースのシ
ミュレ ー ションデー タを用意し、 推定法をテスト とした。推定誤差をまと めると、雲の500nmの光学的厚さ1.4士13.2%、 雲の有効半径1.6±13.3%、 エ アロゾ
ルの光学的厚さ 2. 紐22.4%、 可降水量 0.2±1.5% オゾ
ン全量0.5士1.0%、 であった。天頂輝度の観測のみでも、 思いのほかよく推定でき ることが分かった。
5. まとめスカイラジオメ ータのフォ ー ワ ー ドモデルを高度化し、 水雲、 エ アロゾル、 可降水量、 オゾン全量の推定法を開発した。 シミュレ ー ションデー タを用いた理想実験では、 いずれもよく成績を収めた。今後
は、 フォ ー ワ ー ドモデルヘ与えた婁と エ アロゾルの仮定 に対する誤差評価と、 実際の観測デー タを用いた実験を重ねいく。

-193-

0206
多波長 Mie-Raman ライダ ー によるエアロゾル地上ネットワ ー ク観測＊西澤智明 1 、杉本伸夫 1 、松井一郎 1 、清水厚i
原由香里尺鵜野伊津志尺安永数明 3( 1 国立環境 研究所 、2九州大 学 、 3 富山大学）

1. はじめに
国立環境研究所 (NIES) では 2波長(1064, 532nm)偏光(532nm) Mie 散 乱 ラ イ ダ ー に よ る地 上 ネ ッ ト ワ ーク
(AD-Net)を東アジア広域に展開し 、 エアロゾルや雲の動態把握を行ってき た 。また 、黄砂 、 大気汚染粒子 、 海塩といったエアロゾルの種類を判別 しそれらの光学特性を抽出するデ ータ解析手法の開発も進めてき た.,。2009年からは、ブラックカ ーポン 等の大気汚染粒子の分離測定も目指 し、 2波長偏光Mie散乱ライダーに Raman散乱
光(532nm励起の窒素振動Raman (607nm) )の 測定チャン
ネ ル を AD-Net の 主要サ イ ト 6 地 点 に付加し 、Mie-Ramanライダーシステム (MRL)によるネットワ ーク観測を開始した内
エアロゾルの より詳細な光学・微物理特性（サイズ など）を評価するには、 より多くのチャンネル数を有したラ
イダ ーによる計測が必要とな る丸黄砂、ブラックカ ーボ
ン 、 海塩、硫酸塩等の大気中の主要なエアロゾル種毎の光学·微物理特性の分離測定を目指すと共に、 抽出されたエアロゾルパラメータ ーの衛星観測の検証（例えば、日欧共 同地球観測プロジェクト Eart.hCARE)やモデル 同化への利用を見据え 、 地上ネットワ ーク観測 用の多波長Mie-Ramanライダ ー (MMRL)の開発およびAD-Netへの実装を行った。本 発表では、 MMRL のシステム概要、性能、観測状況および観測結果について報告する。
2. 多波長Mie-Ramanライダ ー (MMRL)観測① システムMMRLの構成を固1に示す。市販の Nd:YA Gレーザー(Quantel社）を用い、3波長 (1064, 532, 355nm)で鉛直上
方へ 同時射出する。大気 粒子（主にエアロゾルや雲）や
大気分 子による後方散乱光
を望遠鏡(Celestron社）で集の光し、ビームスプリッタ ー (CVI社）により波長分岐し 、 そ信号強度を測定する。波長355nmおよび532nmでの弾性散乱光は、光電子倍増管(PMT) (Licel 社）により 、波長 1064nm ではアバランシエフォトダイオ ＿ ド(APO)(Licel社）でアナログ測定する。また 、波長355nmおよび532nmでは偏光測定も行う。さらに、 355nmおよび532nm
励起の窒素振動Raman散乱光(387nmおよび607nm)を測定する。Raman 散乱光は弾性散乱光に比べ散乱効率が悪く信号強度が弱いことから 、 PMT を用いた光子計測( Licel 社）を行う。昼間は太陽光の影響により十分 な
Signal-to-N oise 比 (SN 比）が 望めないことから 、 Raman
散乱信号を用いた解析は夜間データのみ用いる。
② 観測地点と計測
MMRLシステムの開発と実装は、 2013 年より 進められ、 現在、福岡（九州大学応用力学研究所）、富山（富山大学五福キャンパス）、および沖縄（環境研辺戸岬大気 ・

エアロゾル観測ステ ーション）の3地点に設置されている。
信号は、他の AD-Netライダ ＿と同様に、1 5分毎 (5分 測
定10分休止） 、 高度6m毎（ラマン信号は 7.5m毎）に地
上 から高度24km (ラマン信号は3 0km) まで 、昼夜連続で自動計測される。測定デ ータは準リアルタイムで環境研究所のサ ＿バーヘ自動転送される。
③ デ ータ解析
デ ータは全 7チャンネルとな る（波長355, 532, 1064nm
での弾性散乱信号、波長355, 532nmでの 全偏光
解消度、
波長387, 607nmでの Raman散乱信号）。こ れらのデ ータ
から 、波長355および532nmでのエアロゾル（および雲）の消散係数(a)、後方散乱係数(�)、 偏光
解消度 (ll)、そして波長 1064nm での減衰付き後方散乱係数 (�)が導出される (2a+3�+21lデ ータ）。また 、波長1064nmでの減衰付
き後方散乱係数を用いて、高度毎にエアロゾル 、 雲 、雨等の 有無の 判別、そして、境界層高度の推定も行っている。また 、 Nishizawa et al. [2011]等で開発されたライダ ー
デ ＿夕からのエアロゾル種 推定アルゴリズムを発展することで 、 MMRL から導出されたエアロゾルの消散係数等の全デ ータ (2a+3�+2o)を同時利用 し、光吸収性が強い小粒子（ブラックカ ーボン）、光吸収性の弱い小粒子（硫酸塩等）と大粒子（海塩 粒子）、そして非球形粒子（鉱物ダスト）の4種 エアロゾルの消散係数と、それらの 粒径（ モ ー ド半径）の鉛直分布を推定するアルゴリズムの開発を現在進めている。

図1 :MMRLシステム概要
謝撻
本研究は科研費基盤研究（課題番号 S25220101)の助成のもと実施されている。
参考文献*1) Nishizawa et al., JQSRT, 112, 254-267, 2011*2)西澤等、 気象学 会2012年度秋季大会、8107, 2012
*3) Nishizawa et al., I EEE TGRS 46, 4094-4103, 2008.

-194-

0207

地上／火星用小型LIDARの開発と風洞試験＊乙部直人（福岡大学理学部）
山田園子 椎名達雄（千葉大学大学院融合科学研究科）
・

千秋博紀（千葉工業大学惑星探査研究センタ ー ）はしもとじょ ー じ ・ 梅谷和弘（岡山大学大学院自然科学研究科）
川端康弘（気象研究所）

1

はじめにLEDを利用した小型小電力のLIDAR. を開発した この LIDARは当初 ． 火星表面の気象観測装置の1つとして火星の沿陸探査計画を立案するに際に． 火星大気の特徴づけるダストの供給輸送過程などを明らかにすることを目標としていた ．
ダスト量を測定する測器はいくつかあるが. LIDARは
代表的なリモ ー トセンシング機器である通常のLIDAR

圏2: 風上側から撮った風洞内の写真手前に煙生成装置と粒子カウンタ ー． 奥にLIDARが写っているは上空に強いレ ー ザ ー を照射し ． その後方散乱光強度からダストの最を推定する成層圏に到達するような観測が行える反面低高度の観測は苦手としている．
今回の測器は基本的な観測原理は同じであるが ． レ ー
ザーの代わりに LEDを使用しており ． 水平に近いぐら
い寝かせて用いる こ とで ， 地表面付近のダストの水平分
布を測定出来る こ とを開発目標としている

較することで ， LIDARが正しく粒子の祗を計測できている事を確認した
次に 0.3m/s - l.Om/s のゆるい風を生じさせ ， 風によって煙を流し ， また間欠的に煙を生じさせることで奥行き方向に濃淡を生成した．

こ れはつむじ風のように円周に沿ってダストが分布するようなシチュエ ー ションを想定しての実験となっている

3

LIDARによる測定の結果
風によって ， 煙を流し ， LIDARの視野中で2個以上の煙の塊が存在するように調整した実験の結果を図3に示す前後になって近づいてくる煙が正しく観測されていることがわかる．
図1: LIDARの写真。 集光鏡の直径は10cm

風洞内での測定
LIDARでダストの観測が出来る事を確認するために，

風洞内で人工的に生成した煙を測定する実験を行った ．
2m角の直方体の風洞で ， 舞台装置などの煙演出に使われるフォグジェネレ ー タ ー の煙を測定した この煙はお80604020
un8
12

MAVrawdata

120

0

およそ数 µm 程度以下の粒径である
生成されているダストの景はOPCやその他の粒子力
ウンタ ー の測定と比較した まずは無風状態で ， 連続的に煙を生成し ， 拡散する煙をそれぞれの測器で測定し比

5

10

15

20

25

曲tancefml

30

35

40

図3: ダストが風によって流されるケ ー スをLIDARで測定した生デ ー タ 0.2秒間の積算デ ー タ-195,J

P201

冬季北陸地域における降水量の変動＊友近全志 1 安永数明 2(1 富山大院理工学教育部2富山大院理工学研究部）

1. はじめに（図3右）。また、風の影響を除いた北陸降水量と日北陸地域の降水量は冬季に極大となり、降雨、

本海中部域のSSTの偏相関係数を求めると、2月

降雪による災害は冬季に集中する。 このため冬季のみ 0.276と弱い正の相関を示したが、ほかの月

降水量の傾向をつかむことは重要である。 気象庁

は相関がみられなかった。 更に、SSTと北陸降水アメダスのデータによると冬季(11月から2月 ）の量を 1ヶ月ずらして相関関係（例えば、11月のSST

北陸地域の降水量（富山、伏木、金沢、輪島の平均と12月の北陸降水量の相関関係）を求めると、全降水量；以下北陸降水量とよぶ）は 12月のみ顕著

期間で弱い正の相関がみられた。 しかし風速ほどな増加傾向を示している（図1)。この北陸降水量がの強い関係ではなかった。

12 月のみ強い増加傾向を示す原因を探るため日

4. 考察

本近海の海面水温（以下 SST)と風について北陸地

本解析結果から、12月の日本海中部域における域の降水量との 回帰分析を行った。

モンス ー ンの強化傾向が同月の北陸降水量の増加

2. 使用データに関与していることが示唆された。このことから、降水量の長期傾向を調べるにあたって、気象庁のアメダス観測による月別値データを用いた。 解析地点は富山、伏木、金沢、輪島の 4 ヶ所。 期間
海面水温はNOAAが提供するOISSTを用いた。
、1982年以降である。 日 別デ
カバ する期間はタを、単純平均して月別デーー

タとして使用した。

海上風は衛星に搭載さ れたマイクロ波放射計に
よる観測デ

ー

タからリトリー

バルされたものを用いた(Remote SensingS sy tem 提供）。本デー

よりは冬季の季節風、すなわちモンス ー ンと深く関係していると考えられる。
モンス ー ンの強化傾向の原因を考えるため、 12は1961年·2014年の 11月·2月の各月である。
ー

冬季における北陸降水量の変動は、同時期のSST

タ

月のSSTに関して解析範囲を太平洋全域に広げた
ところ、北緯15度から20度、東経160度から西経 170度にかけてのSSTと、
日本海中部域の風速（さらには北陸の降水量）が関係していることがわかった（相関係数 0.650)。 今後はこのSSTの変動に関係していると考えられる太平洋十年規模振動(PDO)との関連を調べる予定である。

がカバーする期間は、1988年以降である。

11,cu

3. 結果

""'""叫1988 年から 2014 年の間で日本海中部域（範囲は北緯38度から42度、東経129度から140度；
図2)のSSTは 11月から2月すべての月で上昇傾向を示した。 しかし北陸降水量と日本海中部域の'"'--·、---

SST で相関関係を調べると、相関係数は 12 月で

図1.12月北陸降水量·0.137と ほぼ無相関であり（図3左）、ほかの月で(mm/month)

も 2者の間に有意な相関はなかった。次に風につ鯰如""'如,..

図2.日本海中部城の範囲
口匹9内""'"'·"

いて同様に調べたところ、 1988年から2014年の間での日本海中部域の風速はすべての月で強化傾
向 が み ら れ た 。 特に12月は回 帰係数が0.679(m/s)/10yearと高い強化傾向を示した。北陸
降水量と日本海中部域の風の相関関係を調べると、 図3. 12月北陸降水量と日本海中部域のSSTの散相関係数の 一番低い値の 2 月が 0.457、ほかの月
一は0.6以上あり12月は 番高く0.702を示した

布図佐図）と 12月北陸降水量と日本海中部域の風速の散布図（右図 ）

-196-

P202
高解像 RCM 実験情報を利用した統計的ダウンスケ ー リング
若月泰孝（筑波大学アイソト ー プ環境動態研究センタ ー ）1. はじめにー

地域スケ ルの気候変化予測は， 地球温暖化に対する適応策を検討する上で重要な役割を果たす． しかし， 全球気候モデル (GCM) による気候変化予測
は大きなばらつきがあり， ダウンスケ ー リングによって特定地域で詳細化したとしても ， 予測の不確実性が低減されるわけではない． そこで ， 複数のGCMの情報をダウンスケ ーリングすることで ， 確率論的予測情報を創出する研究が実施されている． その 中
で ， 領域気候モデル ( RCM)による力学的ダウンス
ケ ー リングは， 観測の少ない地域にも適応でき， 高解像実験であれば対流スケ ー ルの現象に対しても物理的整合性のとれた結果を導き出すことができる． しかし ， 計算負荷が大きく ， 不確実性をカ バー するだけの数の高解像気候実験を実施することが困難である ．
本研究では， 少ない数の高解像RCM実験の結果を利用して ， 統計的ダウンスケ ー リングを行う方法
を検討する ． つまり ， ここでいう統計的ダウンスケ ー
リングは， 粗い解像度の気候予測情報から バイアス
された高解像のグリッド情報を ， 経験則と RCM を併用して創出することをいう．
2. 実験手法・結果
本手法の流れを囮1に示して解説する． ただし，粗い解像度のGCM や客観解析から ， 一 旦， 中解像
度 ( 20~5km程度）までRCMによってダウンスケー
リングして ， 最終的に裔解像度(1~2km程度の解像度）まで2~3階層のネスティングでRCM実験を実施する 中解像実験は ， 複数のGCM に対して複数の RCM 実験を実施することができるが， 計算資源の問題から高解像実験を複数実施するのは極めて難しいと想定する．
1) 中解像実験で見積もられた現在気候の気候値と高解像実験の格子に内挿し ， 統計量の比（降水量など）や差（温度など）を補正に利用することによって高解像度格子情報に変換するための経験式を算出する．
2) 1)の中解像度と高解像度の気候値間の関係は，将来気候実験に対しても同様に適応される．将来と現在の変換式を別々に見積もることで，経験則の気候変化に対して，ある程度対応することが可能になるただし， 将来気候実験は数多くこなすことができないので， 代表的な将来実験を1つもし
くは少数選ばなければならない ． また， この経験
式を ， 高解像実験が実施できなかった他の中解像
将来気候実験に適応することで， GCMの予測の不確実性をカ バ ーする複数の裔解像の結果を少3)ない計算資源で創出することができる ．
1)と2)によって算出された高解像気候推定値は，バイアスがあるためこれを観測によって補正す
る．観測は現在気候にしかないので， 現在気候の
高解像気候推定値と観測を比較することで得られる補正式は将来気候に対しても適応される．観
測データは観測地点にしか存在しないが ， 作成するプロダクトは格子データである．気温などの場
合， 補正差（［補正差］＝［観測気候値］ ー ［高解像気候推定値］）
を用いて， この補正差を緯度・経度・モデル標高を説明変数として重回）希式を作成する． ただし，観測の気温はモデル標高の気温に補正して利用する これを用いて， 高解像RCM実験による空間分布の情報を生かしつつ ， バイアス補正された高解像気候値格子データが作成される ． 降水量などの場合は， 補正比（［補正叫＝［観測気候値］／［高解像気候推定値］）
を同様に施す． 図2は， 年降水量の中解像度の
RCMによる計算値， 観測値， バイアス補正済みの高解像気候値を示している． 中解像実験では ，
降水量の過大評価が目立っていたが，最終的には ，バイアスが小さく，高解像の分布情報をもった高解像気候情報が推定される． なお，補正比に対し
一ては ， 重回帰分析ではなく 般化線形モデルなどが用いられる．

謝辞．本研究は気候変動適応技術社会実装プログラムの支援を受け
たまた，いであ株式会社の小池克征氏の協力を得た．

図1: 高解像RCMの結果を利用した統計的ダウンスケーリングの流れ ．

図 2: 年降水量の現在気候での気候値. (a) 中解像度(6ktn)RCM の結果， (b)硯測 ， [c)補正した高解像度(2km)の気候値

-197-

P203

北海道東部における年最大土壌凍結深の将来予測
稲津勝・冨永純平 ． 勝山祐太（北大院理）・廣田知良（農研機構北農研）
1.

はじめに

'

•

._I

ついてはバイアス補正を行っていない．．

北海道東部においてジャガイモは主要な畑作

2.

物の1つである． 近年， 収穫期に取り残され図より， 積雪深が20cm以下の日の積算寒度た小イモが越冬し， 雑草化する現象が発生しの平方根の偏差（将来気候の現在気候との差）ている． このことは， 近年における土壌凍結

は，MIROCモデル境界の場合，北海道太平洋深が顕著な減少傾向と関連がある(Hirota et

側沿岸部と十勝地方で減少していた. MPIモ

al. 2006). また， Hirota et al. (2006)は， 年

デル境界の場合， 北海道太平洋側沿岸部のご最大土壌凍結深と積雪深が20cm以下の日の

くわずかな領域で有意に減少し ていた．

積算寒度の平方根との間に高い正の相関があNCARモデル境界の場合，十勝・釧路・根室・ることを示した． そこで本研究では， 地球温

渡島地方全域と胆振・日高地方の沿岸で減少

暖化実験に対する力学的ダウンスケ ー リング

していた．

結果と考察

どのモデルにおいても道東の太平

結果に基づき， 道東での年最大土壌凍結深を

洋側で積雪深が20cm以下の日の積算寒度の評価した．

平方根の偏差が減少していたことから， その地球温暖化実験に対する力学的ダウンスケ

地域では気温上昇の効果が積雪深の効果よりーリングには水平解像度約10kmの気象庁・も卓越しており， 気候変動によって年最大土気象研究所非静力学モデルを使用した．また，

壌凍結深が減少すると予測された． 実際， 北側面境界条件として東大などのMIROC3.2,

海道における11-3月の平均気温の偏差（将MPI ECHAM5/MPI·OM, NCAR CCSM3の来気候の現在気候との差）は温度上昇が道東

1990年代の20世紀実験と、 Albシナリオ実の太平洋側で北海道の他の地域よりも高くな験における全球平均気温が2K上昇した年代っていた． また， どのモデルにおいても沿岸を与えた． さらに， ダウンスケ

ー

リング結果

のうち、 気温と降水量に対しては， 気象庁に部では減少幅が大きくなる傾向があった． さらに、

バ イアス補正した気温と降水量を与えタ等を用いて バイアスて積雪モデルによって積雪量を見積もった場補正を行った(Inatsu et al. 2015)が、 積雪に合でも、上記の結果に大きな変化はなかった．

よるアメダス観測デ

ー

“”

...
叫

躙ぃ，,,'ic·',,,

轡9

血＇血, ,-,虹＂ 直

心

，“

｀紅

. ...

，と畑 I ta 1 I 屯＂ 血血四 虫 ./..''" .... ..,, ,... ,... '（左） MIROC, (中） MP!, および（右） NCARモデルを境界値とした力学的ダウンスケ ー リングに基図• づき，年最大土壌凍結深を評価した結果．網掛けは図左下の基準の通りで現在気候実験と将来気候実験の積雪20cm以下時の積算寒度の平方根の偏差（有意水準5%で有意な範囲のみに網掛けを施した）．

-198-

P204
東京における降水量の経年変化
町田沙季· 坪田幸政（桜美林大学）

2,000

500
1•

,

000
1

.

(
g}囀モ直叶500

1871 1881 2891 1901 1911 1921 2931 1941 1951 1961 1971 1981 1991 2001 2011 2021

図1. 東京の年降水量の経年変化

6―-11形近似1年峰水量）

10 8

ー 11年移動平均

162l..... ,年移動平均"·, . I .

(E)麟 長窪 ms 片s m< 直

こコ年隣水量2,500

4. 日降水量の経年変化
日降水量を階級に分け． その年間回数の経年変化を調べたが， 直線的な経年変化よりも増減を繰り返す
変動が顕著であったただし，降水量 0. 0mmの日数は統計的に有意な増加が認められた ． その結果， 図2 に示したように降水日（日降水量＞
0. 0mm)の平均日降水量の増加（信頼度水準99%)が認められた4l

1 . はじめに東京における降水量の経年変化については， 米谷(1978)が 1978~1975年の日降水最を解析し，降水の様相の変化を指摘した また財城・三上(2013) は，江戸時代からの気候変動を分析し，比較的多雨な1910年代と少雨な1960年代とした上で， 20世紀末から 21世紀にかけて増加傾向に転じたことを指摘した 一 方気象庁(2015)は，国内51地点の観測から，降水量の変動が大きく，いとした ． その上明瞭な長期変化傾向はみられなで，1970年代以降は年々の変動が特に大きくなっ
てい ることと， 1920年代半ばまでと 1950年代頃に多雨期がみられ るとした本研究では これらの先行研究を踏まえて，東
京の降水量の経年変化を再検討することとした ．
2. データ
東京管区気象台の日降水量，月降水量，年降水量のデータ(1876~2015年）を気象庁のWEBから
ダウンロ ー ドして使用した 日降水量には 32日の欠測があり ， 月降水量には気象庁の準正常値（欠測 20%末満）が 20ヶ月含まれてい る．
3. 年降水量と月降水量の経年変化
東京の年降水量の 11 年移動平均から， 少雨期（① 1886~1900 年， ④ 1961~1990 年）と多雨期（② 1901~1930 年， ⑤ 2001~2015 年）と変動期（③ 1931~1960年）に区分した この区分の妥当性は，平均年降水量と年降水量の標準偏差で確認した また，年降水量が正規分布に従うことを確認した上で， 各期間の降水量を比較した
1961~1990 年の少雨期は， 1886~1900 年の少雨期以外の間に，統計的に有意な差（信頼度水準
95%) が認められた また， 月降水量で比較すると， ④ 1961~1990年の 10月の月降水贔が， ②と③の期間に対して有意な差（信頼度水準95%)が
認められた

゜

1675 1眺S 1895 1905 191S 192S 1935 1945 ms 196S 1975 1985 1995 2005 2015

図2. 東京の降水日の平均日降水量の経年変化
日降水量を年毎に順位付けし， 各順位の日降水量の経年変化を線形近似して調べ ると， 順位19位（平均日降水量24.2mm)までは正の傾き， 順
位 20位以降は負の傾きとなり， 雨の降 り方の変化が確認できた． 尚， 日降水量100mm以上などの年間観測回数の経年変化も調べたが， 線形関係
よりも， 30年程度の周期変動が顕著であった．
5. まとめ
結果は， 東京に関する先行研究と整合的であったが， 日本を対象とした経年変化とは異なる特徴が認められた． これは全国各地の降水蓋が強調あるいは打ち消し合 った結果が平均となるからだ
ろう また， 降水量は年， 季節， 月 ，日などのデー タ期間により， その変化傾向が異なることも確認できた私たちが体験する天気（降水）は地域に強く依存するので，全体としての変化を実感す
ることは難しい降水における気候変化のシグナ
ルを検知するためには， 今後の観測が重要である ．
参考文献
気象庁， 2015 : 「異常気象レポ ー ト2014」.
財城真寿美・三上岳彦， 2013 : 東京における江戸時代 以 降 の 気 候 変 動 ， 地学雑誌， 122,
1010-10190.
米山恒春， 1978 : 東京における降水量の長期変化の解析， 天気， 25, 661-6670.
謝辞：本研究には平成27年度科学研究費補助金
基盤研究C (課題番号25350263) が利用された ．

-199-

P205

日雨量グリッドデ ー タを用いたパナマの雨季の入りと明け平年日の推定
仲江川

敏之＼荒川

理＼上口

賢治

2

(1: 気象研究所、2: 気象庁気候情報課）

1. はじめにパ ナマ運河あるいは パ ナマ地峡のある国として知られるパナマ共和国（以下 パ ナマ）の年平均降水量は 2 924 mm (UNESCO2008)と報告されているが、 この値は、 気候学的な考慮無
く、 地理情報システムの内挿機能を利用して作成されたもので、 その地理的分布には不自然さがある。 また、 雨季の入りと明けについては先行研究があるものの(Alfaro2002)、限られた地点に留まっている。 本研究では、 パ
ナマの日降水藷デ ー タを、 グリッド化し、 雨季の入りと明けの平年半旬を調査した。
2. データと解析利用した日降水量デ ー タは パ ナマの気象局

3. 結果
本研究での年降水量推定値は2545 mmで、UNESCO(2008)の推定値より14%少なかったが、複数の全球デ ー タセットと同程度であった。
図lに雨季の入り(a)と明け(b)の平年半旬の地理分布が示されている。 熱帯収束帯に伴う雨域が雨季の入り、 明けを基本的には支配しているにも関わらず、 北海道ほどの面積しかないパナマ国内で、雨季の入り、明け共に、明瞭な地域差がある ことが分かる。
カリプ海沿岸地域の西半分は、 第1半旬で明けが第73半旬の地域となっており、乾季が無い地域となっている。 これは 一 年を通して
東～北東風が卓越し、 パ ナマの脊梁山脈によって上昇流が形成されて、 半旬平均 3mm/dayに当たるETESAの水文気象部から提供された を下回らない降水が通年あるためと推察され°°
151 地点のうち、 デ ー タ期間と品質の条件をる。 一 方太平洋側のso.5 W,8 N近傍では、 入満たした118 地点である。この地点デ ー タを、りが第27半旬で、 明けが第67日半旬で、 雨
APHRODITE
解 析シ ステム (Yatagai et a l.
季は40 半旬(200 日）程度と最も短い。
2012)を用いて、 水平解像度0.05度、 39 年間
今後は、 この地域差の原因を、 気候力学的のデ ー タを作成した。 この地点デ ー タを半旬な立場から解析を進めたい。
謝辞：デ ー タを提供頂いたETEAS に謝意を表平均し、 雨季乾季判定半旬降水量を 3 mm/day
します。
として、 入りと明けの平年日を同定した。

Date

10N

10N

9N

9N

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8N

7N

． ． ． ．．

82W

80W

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Withdrawal Date

7N

►

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＇閏， I I J I I I t'
1ー1518 17 18 19 20 21 22 23 24 25 28(Pentod)●;'

82W...._.

紐

I

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I

t\し'i,.,',II冨螂←

70

71

72

(Pentod)固1. 日雨贔グリッドデ ー タによる パ ナマの雨季の入り(a)と明け(b)の平年半旬の地理分布。
閾値3mm/dayとした場合。入りが第1半旬で明けが第73半旬の地域は、 乾季の無い地域。
Nakaegawa et al. (2015, J. Climate) の図4より。
-200-

P206

暑熱による労働時間制限の将来予測＊鈴木パ ー カ ー

明日香（立正大）、 日下

1.

2050s

2070s

2090s

2070s -

2090s

sen
o
q
文
00 806040200(b) 重労働

2000s

一

2030s

2050s

c:::::ITokyo hoUISTokyo % hours lost

ー

2030s

ぢ
費”
mo
q
文
10
20
30
40
50
60
70
80
血90
0

図1に、DDS 実験によって得られた「労働時間」と予測減少率を示す．現在気候下は日中のほとんどが「軽労働時間」である が、 将来気候では徐々に労働時間が減少 し、2090年代には東京で 15-22%、
大阪で21-34%労働時間が減少すると予測された．
「重労働時間」は現在気候でも限られており、 東
京では 5.5時間、 大阪では3.3時間であった． 東京での「重労働時間」は2070年代以降3時間以下となることが予測された． 大阪の予測減少時間数はより大きく、2050年代までに2時間以下、2070年
代以降は1時間を切る可能性が示唆された． 日中

2000s

゜

3. 結是

(a) 輯労働6 5 4 3 2EnoH

2. データと手法
厚生労働省による熱中症予防通達は、 労働 の身
体負荷や労働者の熱順化の程度、 そして気流の有無によって異なる WBGT 閾値を示している． 本研
究では、 熱順化した労働者が軽作業（座位で行う
軽い手作業など）を行う際の閾値である
WBGT:::30℃となる時間を「軽労働時間」、 熱順化
した 労働者が重労働（全身を使う力作業など）を行う際の閾値であるWBGT::;25℃となる時間を「重労働時間」として解析を行う．
本研究の対象地域は東京と大阪とし、これらの都市において日本で最も暑くなる8月の日中の労働時間を試算する． 温暖化予測には、領域気候モ
デルW即による力学的ダウンスケ ー ル(DDS )アンサンブルシミュレーションを用いる． 現在気候
(2000年代）はFNL再解析デ ー タからのダウンス
ケ ー ルとし、 将来気候(SRES -AlB 気候下の 2030、
2050、2070、2090年代）は3 つのGCM (GFDLCM2.l,M旺CGCM2.3.2a, and CSIRO -Mk3. 0)に基づく擬似温暖化実験とした．

WBGTが25℃を下回らない日、 つまり、 「日中の重労働時間が全くない日」も増加し、 大阪において2070年代以降は20日以上となる可能性が示唆された． これらの結果は、このまま温暖化が進んだ場合、8月日中の「重労働 」は夜間に限られる可能性を示唆している． 夏季の働き方に大きな変化が必要となる可能性がある．

108 6 4 2 0
1412
em占

はじめに
地球温暖化などに伴う暑熱環境の悪化は、 多方
面に大きな影響を与えている． 厚生労働省では、労働者の熱中症予防のために、 湿球黒球温度(WBGT)を活用する よう通達を出している． この通達では、 労働 中に熱中症発症が危惧される
WBGTの閾値を示しており、これらの閾値を超えた場合は熱中症の予防措置を徹底して実施し、 必
要に応じて労働内容を変更また は中止することを求めている． 本研究では本通達のWBGT閾値を下回る時間を屋外における 「労働時間」とし、 今後温暖化していく中で、 いつまでにどれほどの「労働時間」が制限され得るかを調査することを目的とする．

博幸（筑波大）IZmOsaka hOUISOsaka% hours lost―

図1: DDS実験から得られた8月の日中労働時間の将来予測. ( a )軽労働 、(b)重労働． エラ ー バ ーはアンサンプルスプレッドを示す(Suzuki-Park er
and Kusak a,2005)
参考文献．．
Suzuki-Parker, A., and H. Kusaka,(2015): Futur e
pr oje ctions oflabor hoursbas祉on WBGT for Tokyo
and Osaka, Jap an,using mu lti-period ensemble
dYJ!amicaldownscale simula tions. Int. J. Biomet.,doi:/ 10.1007/s00484 - 015- 1001-2.
謝辞
本研究の一 部は、 文科省気候変動リスク情報創生プログラムの支援により実施された ． 本研究成果
は筑波大学計算科学研究センタ ー の学際共同利用
プロジェクト(COMA)を利用して得られた もの
である．

-201-

P207

The role of the cold Okhotsk Sea in the strengthening the Pacific subtropical high and Baiu
precipitation
K. Kawasaki 1, Y. Tachibana 1 , T. Nakamura2·3, K. Yamazaki l .2.3, and K. Kodera い
I: Weather and Climate Dynamics laboratory, Mie University, Japan
2: Faculty of Environmental Earth Science, Hokkaido University, Japan
3: National Institute of Polar Research, Japan
4: Nagoya University, Japan
It is commonly known that the formation ofa stationery precipitation zone in association with the Baiu front is influenced by theexistence oftl1e warm Tibetan Plateau. Some GCM studies in which the Tibetan Plateau is removed pointed out that without tl1e
Tibetan Plateau, the Baiu front wound not appear. The cold Okhotsk Sea, which is located to the north of Japan, is also irnpo1tant

m forming cold air for the Bai front. This study focused on the role of the Okhotsk Sea m the formation of the Baiu front byusing an atmospheric GCM. One GCM is executed without the Okhotsk Sea, in which was changed to an e&stern part of theEurasian continent as ifthe Okhotsk Sea was totally landfilled (land run). The other (sea run) is a control run under the boundary
condition ofclimatic seasonal changes of the SST over the globe. The comparison of the land run with the sea run showed thatprecipitation over Japan would weaken in the Baiu season without the Okhotsk Sea, indicating that the existence of the Okhotsk
Sea has an impact on the increase in precipitation (Fig.l). The precipitation increase in the sea run is du·ectly accow1ted by thes廿engtl1ening of southeast wind in association with the strengthening ofthe subtropical high located over the Pacific Ocean (Fig.
2). The westerly jet, which is located at the northern part of the subtropical high, was also accelerated in the sea run. The
subtropical high in association with the accelerated jet was strengthened by meridional atmospheric thermal gradient caused byunderlying cold Okhotsk Sea and the warm Pacific Ocean. The strengthened thermal gradient also activated the storm track that
extends zonally over the Okhotsk Sea, and the activated storm track further strengthened the jet and subn·opical high by wave­
mean flow feedback. This feedback loop could fu1ther stren阻hen the Baiu precipitation. In consequence, the Okhotsk plays asignificant role in the strengthening the sub廿opical high and its associated Baiu precipitation.
咄...\,,,',四II-1.5 -o� -M --o.J

I
o.J

I
o.5

I晶1 ,1 1』11...
o.s , , 1.s-•-•-•-•-1.2」, ...\.. ...\.,ふふ.t,. .1••1. 。1, I ,., ,.• ,.,Figure 1. Difference in May-June mean in

Figure 2. Difference in May-June mean in Sea level

precipitation [mm/day] between sea-run and land-run

pressure (hPa] between sea-run and land-run (color(color shading). Significance levels above 90% based

shading). Significance levels above 90% based on t-

on t-test are hatched.

test are hatched

-202-

P208
関東・東北豪雨を対象にした疑似温暖化実験• 筆保弘徳 1)2) • 荒川理 3)＊宮崎駿1) • 山崎聖太2)I) 横浜国立大学、

2) 横浜国立大学院、

1. はじめに2015年9月9日に本州に上陸・ 通過した台風18号は 、東日本の広い範囲に大雨をもたらした。台風による直接的
な雨を除き 、 国内で発生する集中梨雨事例の約3分の 2
が 、 線状の形態を持つことが統計的に調べられている（津ロ・加藤2014)。 今回の事例では 、 特に長期間・広範囲にわたって線状降水域が動かなかったことが 、 記録的装雨の原因と考えられている。本研究では 、 2015年台風18号の再現実験とともに 、 日本の地形を変更した感度実験を行った。さらに 、 混暖化気候時のリスクを評価するために複数のシナリオを想定した擬似温暖化実験を行ったので 、 その結果を報告する。
2.

数値実験の概要
本 研 究の 数 値 実 験 は 、 非静力学領 域 気 象 モ デ ル
WRF·ARW ver.3.6.1を使用した。2015年に本州に上陸・通過した台風18号を対象に 、 初期値、 境界値は再解析デー
タ JRA-55 を用い、 いくつかの数値実験を行った。特に今回は、 疑似温暖化実験について報告する。
現在気候と比較しながら4稲類の実験を行った。1 つは現在気候実験として 、 JRA-55 デー タをそのまま使用した標準実験(CTL)。 その他は 、 それぞれ異なる温暖化差分を用いた擬似温暖化実験( cl 、 c2、 c3)である。擬似温暖化とは、現在気候と将来気候から作成した温暖化差分を現実の大気場に加え、 擬似的に将来の気候場とする手法である。
温暖化差分は、気象研究所全球20km格子大気大循環モデ
ルMRI·AGCM3.2S(Mizutaet al., 2012)で実施した25
年間( 1979·20 03年）の現在気候実験 、 及び3通りの海面水
温の将来変化 (Mizutaet al. 2014)を用いて実施した今皿紀末25年間の将来気候予測実験から作成した。そして 、
それらの温暖化差分を標準実験で用いたJRA-55デー タに加えた。JRA-55デー タに与えた温暖化差分の変数は 、 温
度 、 ジオポテンシャル商度である。 いずれの実験においても 、 WRFの水平解像度は3kmに設定し 、 初期時刻2015
年9月8日 0 0 時から 4日間の時間和分を行った。 また 、台風の移動経路をベストトラックに近づけるため 、 スペク
トルナッジングを適用した。

3) 筑波大学

4.

まとめ
今回 、 2015年台風18号の事例に対して、複数のシナリ
オの温暖化差分を与えることにより 、 擬似温暖化実験を行った。温暖化気候時では 、 領域平均積箕降水量は増加せず 、
全実験で減少した。 また 、 cl 、 c2 は領域最大積算降水摂も減少したが、 c3は増加した。 今後、 標準実験の再現性の向上と共に 、 擬似温暖化の影蓉評価に対して信頼性を与えたい。
謝辞：本研究で用いた全球気候モデルデー タは 、 文部科学
省「気候変動リスク情報創生プログラム」テー マC「気候変動リスク情報の基盤技術開発」の基で海洋研究開発機構の地球シミュレ ー タで計算が実施された。
表1 気象レ ー ダ ー と各実験における領域降水摂と台風最低中心気圧。 領域は図2に点線で示した。
実験名

領域平均積符降水世

(mm)
298.6
1
3 01
272.4
267.4
276.9

OBS

CTL
cl
c2
c3

領域最大積符降水壼

(mm)
14898
919.0
904.1
869.4
969.3

最低中心気圧

(hPa)
985.0
987 2
987.4
9918
990.7

T1518 Central Pressure [hPa]:Domain1

1010

如。

98

09/00

11/00

10/00

12/00

Dnte(UTCJ

図 1 台風中心気圧の時系列。 黒実線はペストトラック 、
破線はそれぞれCTL、 cl、c2、 c3の結果を表す。
CTL

実験結果
各実験で再現された台風は 、 ほぽ同様な経路となった。
そして 、 台風中心気圧の時系列（図 1 )を比較すると 、 気圧の変動はほぽ同様に推移した。 台風最低中心気圧は、 CTL
が最も低い値となり、その他の実験は約 0.2-4.6hPa商かった。表 1に 、 領域の平均租算降水量と最大稜算降水星を示す。CTL の領域平均積算降水屈は 、 気象レ ー ダ ー から見積もった降水差とほぽ同等の値となった。cl 、 c2はCTLと比較して 、 領域平均梢算降水堂•最大積算降水堡共に液少した。 c3については 、 領域平均積算降水拮は減少した
が 、 領域最大租算降水歴は増加し 、 全実験において最も大きい値となった。気象レ ー ダ ー とシミュレ ー ションした各
実験における4日間積算降水祉を比較すると（固2) 、 CTL
では領域内において東側ではなく 、 西側にやや強い降水域が見られるが 、 降水且分布はある程度再現することができた。 擬似温暖化実験もCTLに似た降水量分布となった。

g ,g

3.

”゜

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．

瓢
..

(,nm)

図2 気象レ ー ダ ー と各実験における4日間の租算降水塁
分布(mm)。 点線内は線状降水帯と重なる領域である。

-203-

P209
風蒸発が台風の組織化に及ぼす影響＊青野憲史、岩崎俊樹（東北大院理）1. はじめに海からの水蒸気フラックスは台風のエネルギ ー源となるため、台風の発達において重要視されている要素の1つである。この水蒸気フラックスが
風速依存性を持つこと 、 すなわち風蒸発によるフィ ー ドバックが台風強度に寄与していると考えられているが、台風の組織化や内部構造への影審に対する理解はまだ十分でない。本研究では、風蒸発が台風の発達と組織化に及ぼす影響を調べるた
め水蒸気フラックスの風速依存性に注目し、雲解像モデルを用いた理想実験を行った。
2.

方法
本研究で用いた数値モデルはJMA-NHMである。
水平解像度は2kmとし、対流 パラメタリゼ ー ションは用いない。環境場の鉛直プロファイルには再解析デ ータ ERA-Jnterim の 2013 年 7-8 月データを使用し、北西太平洋(I I OE-l70E,EQ-30N)の時問領域平均した温位と相対湿度を与えた 海面水温は。
一定とした。初期の接線風速Vt は以下の302 Kで式に従って与えた (Nasuno and Yamasaki 1997)。
2{1i r/R
15 m svt =R = 120 km, Vi
l+(r/R)3'
ここで、rは渦中心からの距離であり、Vt は高度10 km で 0 になるように線形で減少させた。
JMA-NHMでは乱流過程をバルク法に基づいて算出する。水蒸気フラックスは切＝― C訊（面 一 qvs)で与えられる。ここで、 Cq 、 V 、西、 qvs はそれぞれ水蒸気のバルク係数、地表面風速、大気最下層の水蒸気混合比、地表面の水蒸気混合比である。
本研究では水蒸気フラックスの乱流輸送速度C討を、パラメ ータVqを用いて次式のような Cq l'new に置き換える。

。

CqVnew = C'max(V,Vq),。=

安定が対流を活発化させ、これに伴い解放された
凝結熱によって台風の2次循環が十分発達する前に反対向きの循環が形成されたためと考えられる。
これに対し、CTL 実験ではインフロ ーとアウトフ
ロ ー が遠方まで発達しており（図 2a) 、この差が台風の到達強度に表れたと推察される。
以上の結果から、台風が組織化に入る前の段階
では、風速によって形成される水蒸気の水平コン
トラストが組織化に重要である可能性が示唆された。台風の組織化では、インフロ ー とアウトフローが遠方まで発達することが重要である。そのため、水蒸気フラックスの風速依存性によって、風速の小さい台風外側で水蒸気供給量が小さくなり対流が抑制されることは台風の組織化に重要であると考えられる。

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0 12 24 36 48 60 72 84 96 108120132144156168
Tome [h]図 I: 中心気圧(a)、地上最大風速(b)、単位体積当たりの運動エネルギ ー(c)の時間変化。
Mo●● ●troomfunctlon [1r:t'k9.-'] 1k squlvolsnt PT [K]T: 8← 108 h

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本研究では、パラメ ータ％を Sms 、15 ms-1 にした実験 (Vq05 、Vql5) を行い、CTL 実験(Vq = O)と比較した。
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3. 結果と考察

図lに3つの数値実験により得られた台風の強度変化を示す。CTL と比較すると Vq05 は発達がやや遅く到達強度は同程度かやや強くなった。一方、Vql5 では T=48-70 h にかけて CTL より強度が大きかったものの、成熟期に達すると強度は最も弱くなった。水蒸気フラックスが過剰である場
合、大気下層は湿潤な環境となるが必ずしも台風を強化するとは限らないという結果となった。
各実験における台風の内部構造を見ると、Vq05
や Vql5 ではインフロ ーやアウトフロ ー の発達が阻害されていた（図2b、c)。これは、台風外側の弱風域での過剰な水蒸気フラックスによる成恩不·a 12 2• 36●
8 60 72 8尋96 10812013214鼻156 168
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335

1oo , !lo 200 2!10 300 3!10 400 450 soo
Rodluo [km]

340

345

350

355

300

305

370

図 2: 成熟期 （時刻 T 84-108 h) で時間・軸平均した質量流線関数（等値線間隔； 0.5 X 10 kg s ) と相当温位（陰影； K)の半径ー高度断面図。ハッチは負の質量流線関数を示す。

-204-

=

8

―

1

P210
携帯型分光放射計を用いた大気エー ロゾルの偏光分光観測＊深堀正志、小野里早苗、芦田裕子（気象大学校）
゜

1. はじめに
これまでにサンホトメ ー タや分光放射計を用いて、
太陽直達光や天空散乱光の分光観測から、大気エ ー ロている場合は偏光度が小さく、大気が清澄になるにしたがって、 偏光度 が増加する傾向が見られた。

間隔で測定した。

0.6
o.s
0.4

0.3 I
0.2

量
一

゜

同 一 高度面での天空散乱光をほぼ10

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視野角10 の入射筒を取り付けた携帯型分光放射計
MS-720 (英弘精機製）を用いて、太陽直達光と
太陽と

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7:M (J) = p;;_呵B
7を観測した。

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MS-120渫弘精機製）を用いて、 波長別のエ ー ロゾルの光学的厚さ('t"孤l)) を求め、式( 1)に示すオングス
トロ ー ム指数(a)とオングストロ ー ムの混濁係数(8)

2015

息

定量的に把握する目的で、 散乱光の 偏光観測を追加し、2015年3月から観測を実施した。
2. 観測と解析
気象大学校構内において、 携帯型サンホトメ ー タ, ー 。

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員一dP

ゾルの光学的厚さや粒径分布などの光学特性を求めてきた。これまでに得られた光学特性以上に、定性的・゜様に低下する傾向を示した。120 と180 の極大値は、0.5程度と高い値となっている。 一般に、大気が混濁し

8/2 8/3 8/4 8/5 8/6 尉7
DATE

0.1
o.o

図1 2015年7月30日から8月6日までに観測された
エ ー ロゾルの オングストロ ー ム指数(a) とオングス

トロ ー ムの混濁係数(/3)。

02015_0731

さらに、入射筒の直前に偏光板を設置し、偏光板を0゜゜から180 まで、45 おきに手動で回転させ、散乱光0.4の輝度を測定した。 偏光観測においても太陽と同 一 高゜゜
度面で、太陽からの角度30 おきに180 まで6個の....... 6/f
-150"

--

一90"
l紺

ー・ー1輝゜デー タを取得した。得られたデー タから、式(2)で定義される偏光度(Lp) を算出した。

LP=

Imax -Imin

Imax +Imin(2)

ここで、Ima,;は最大輝度、Immは最小輝度を表す。
3. 結果と考察

畑

月4 日までは0.2 以上と大きく、‘大気が混濁していた

’‘

2
M

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図2 と図3は、それぞれ7月31日と8月6日に観測された散乱光の偏光度と波長の関係を示す。 図中には、
゜゜゜
太陽からの離角60 （点線）、90 億瘍り、 120 （一 点鎖゜偉線）、180

緬

図2 2015年7月31日に観測された散乱光の偏光度。
-UO"
2015 0鰤 ......,(,If
-150"
一涵

ことを示しているが、8月 5 日以降は8が低下し、大気が清澄になったことを示している。

線）、150霞-—吋 —.

図lに、 2015 年 7月30日から8月6日までに観測された大気エ ー ロゾルのaとBを示す。この期間、 a
大きな変化は見られないが、 Bは7月30日から8
には

550
碑
Wa叫臼血(nm)゜（実線）の偏光度が示されている。
7月31日の偏光度は、400nmから750nmまでほぼ一定の 値を示し、750nm付近から低下する傾向を示した。
°
゜
また120 と 180 の値は0.26程度と小さな値となっている。一方8月6日の偏光度は、450nmから500nmに極大を持つ波長依存性を示し、長波長側にかけて一

紐

350

燭

6SO
550
Wa¥幽(nm)750

緬

図3 2015年8月6日に観測された散乱光の偏光度。

-205-

P211
太陽放射スベクトル観測から得られた酸素AバンドとBバンドの光学特性
芦田裕子、深堀正志（気象大学校）

o.i,

o.t

。

3. 結果・考察

参考文献• Rothman, L.S., .etal., 2013, JQSRT, 130 , 4·50 .
·Rothman, L.S., etal.,1992, JQSRT, 48, 469·50 7.
•Kasten, F.andA. T. Young ,1989, Appl. Opt.
28, 4735--4738.

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IョえI
g
g

1. はじめに
可視域には酸素の吸収帯が存在し、762、688、629
nm に中心を持つ吸収帯はA 、 Bおよびyバンドと呼ばれる。酸素による吸収量の計算には、 吸収線1本1本の分光パラメ ー タ（吸収線位置、強度および幅等）が必要であり、HITRANデ ー タベ ースが編集され、多くのパラメータが数年おきに改訂されている。
AバンドとBバンドの分光パラメ ー タの中で、最新版の 2012年版(Rothman etal., 2013)の吸収帯強度は、1992年版(Rothman etal .,1992)の それよりも、それぞれ15%と25%大きな値が編集されていた。
両者の分光パラメ ー タを用いた 大気の透過率計算を実行したところ、 計算された透過率には 1%程度の相違しかみられなかった。 この理由には、 酸素の体積混合比が地表から上空まで約20 %と大きく、吸収が飽和している領域が広いことと酸素の吸収が他の微量気体と異なる特性を持つことが推察された。このため、 まず酸素吸収帯の観測スペクトルとその微分値等と大気中の酸素量との関係について調査した。
2. 観測・解析
本研究では、携帯型分光放射計(MS-120 :英弘精機製）を用いて太陽放射の 350·1050mnの連続スペ
クトルの観測を行った。またエ ー ロゾルの光学的厚さ等を推定するためにサンホトメ ー タ(MS-120:英
弘精機製）による波長別直達日射の観測を行った。
測定されたスペクトルから透過率を求め、 透過率の対数を波長について微分する計算を行った。吸収の中心波長の周辺にはいくつかの微分値のピ ー クがはっきりとみられた（図1,2)。これらの微分値のピ ー
ク値のうち、Aバンドについては757 nm、 Bバンドについては 684nmのそれぞれR枝の中心にあた
るものについて、 大気路程( m)や地上気圧(ps)との関係を調査した。ここでの地上気圧は館野の地上気象観測の 10 分値を用い、 大気路程はKasten andYoung(1989)の式により計算した。

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図1
Aバンドにおける2015年12月1日の透過．
率の対数(Ln(Tr))(緑，左縦軸）とその微分値（赤，右縦軸）

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0.01

血

心

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図2 Bパンドにおける2015年12月1日の透過率の対数(Ln(Tr))(緑，左縦軸）とその微分値（赤，右縦軸）0.05

図3 は 2015年の観測における、AバンドとBバ
ンドの透過率の対数の微分値とm X P5 (atm)の関係を示したもの で ある。 横軸が特に 大 き い もの は
12/22の15:01-rn:13に気象大学校第 一校舎屋上で測定したものである。この時の大気路程は 4.42-18.5、太陽高度角は12.8゜ー 2.16°であった。両バンドともに、5次式での近似曲線を黒で示している。この近似曲線の相関係数はAバンドと Bバンドで、 それぞれ
0.9954 と0.9720であった。Aバンドについては微分値とmxP5 の関係に測定時期による変化はみられなかったが、 Bバンドの両者の関係には、夏季において水蒸気吸収帯の影響が みられた。2014年、2016
年の観測デ ー タについても同様の結果が得られた。
Aバンドにおける近似曲線を用いて観測スペクト
ルの微分値から地上気圧を求めると、 2%程度の幅が生じた。このため、 微分値から地上気圧を推定するためには現状十分な精度ではないといえる。微分
値のばらつきにも複数の原因が考えられるが、測器の特性についてよく把握することや、ノイズ除去等の解析手法の改良と高度化が必要である。

2015A­
Obs201SA o
2015B―
Obs201SB o

-0.15

-0.20

0

5

10

15

m拿Ps(atm)
図8 2015年の観測スペクトルの透過率の対数の微分値(Aバンド（青〇）,BバンH赤。»（縦軸） と大気路程と地上気圧の積
血*Ps(atm))(横軸）、それぞれの近似曲線
（黒）

-206-

211

P212
2 波長偏光ライダ ー による黄砂時のエアロゾル光学特性分類＊清水厚・杉本伸夫・松井 一 郎・西澤智明（国立環境研究所）

はじめにことが読み取れる。特に大阪に関しては瀬戸内海などを経由して黄砂が到達するまでに変質しやすくなっている可能性がある。 下段の固によると、 同月のデ ー タ
でもばらつきは大きく、 特定の黄砂イベントで全てのライダ ー で内部混合的な様子が見られることはない。
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図1 に、 地上付近でライダ ー によって黄砂が観測されたデ ー タに関して2波長比と偏光解消度をプロット
した散布図を示す。この図で、左下から右上にかけての曲線が理論的な外部混合（小粒子の2波長比0.25 、 大
粒子で1.4 を仮定）を示すもので、 これより右下側に外れたデ ー タは球形かつ大粒子の存在を示す。上段の図から、 福江島や松江では外部混合曲線に近いデ ー タが多いが、 長崎· 大阪ではそれから外れている点が多い

一
5
2
0

結果

X

。゜

手法
ライダ ー ネットワ ー クにおける時間分解能15 分、高度分解能30mのデ ー タについて、53211064nmそれぞれにおいてFernald法（分子密度はCIRA86 )を用いた
エ アロゾル解析を行った。黄砂を含む空気塊をタ ー ゲットとするためライダ ー 比は2波長とも50srを仮定している。 偏光解消度2%の微小粒子（大気汚染粒子）と同35%の粗大粒子（土壌粒子）の存在を仮定すると、 両者が外部混合している場合に2波長比(1064nm消散係数1532nm消散係数）と532nm粒子偏光解消度には一定の関係があり、 図1 のような散布図において曲線となる。 この曲線から大粒子・低偏光解消度側（右下）に離れた点にデ ー タが存在すれば、 これら2種の粒子の外部混合では説明が出来ず、非球形性の下がった黄砂、
つまり汚染物質との反応や湿度の影嬰で変質した黄砂の存在が示唆される(cf. 古今書院「黄砂」7-1-3 )。両バ
ラメ ー タは地上120-1020m、6 時間毎の時空間(30x24点）における中央値で定義した。使用したライダ ー は福江島・長崎• 松江· 大阪· 富山の5 地点、 期間は2013
年4/5月と2014-15年の3-5月全てである。

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0.3
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国立環境研究所などが運用する東アジアライダ ネッ
トワ ー クにおいては、 エ アロゾルの光学特性の導出は偏光解消度を計測している可視(532nm)において行われており、 同 時に観測を行う赤外 (1064nm)の情報は
専ら雲や雨の判定に用いられてきた。 晴天時には赤外でもエアロゾルからの信号が受かっており、 その有効活用が課題となっている。 一般に異なる波長による後方散乱係数（または消散係数）の比からは粒径に関する情報を得ることが期待される。黄砂に関してはこれま
でにもSugimoto et al.(2002, 2015 ) において2波長比と偏光解消度を活用して黄砂と大気汚染粒子の内部混合（あるいは黄砂の変質）を示唆する結果が得られているが、 ケ ー ススタデイに留まっていた。本研究では、
ネットワ ー ク多地点における長期デ ー タについて同 様の解析を行い、 日本域における黄砂の光学特性につい
て調べた。
ー

。。

0.2

1.2

図1: 横軸：2波長比（粒径の指標）、 縦軸：粒子偏光解消度（非球形性の指標）による散布図。シンボルの大きさは黄砂消散係数に比例している。上下は同じプロットだが、シンボルを月ごとに変えている。
上は地点ごとに、 下は考察・展望
以上の結果は、 国内の地域によって黄砂の変質度合
いに差が見られることを示している。実際には、 球形（大気汚染）粒子の粒径も 一 定ではなく、 また黄砂にも小粒径のものが含まれると考えられる。このため粒子状態の推定は、 黄砂が経由した地域の汚染状況など幅広い情報を集めて行うことが望ましい。ただし、 ライ
ダ ー によるリアル タイムの黄砂飛来情報提供により変質の進んだ黄砂によるリスクに関する注意喚起を行う
ことなども考えられ、 バルクに見た光学特性による状態推定もより深化させていく必要がある。
謝辞
本研究の一部は環境省環境研究総合推進費5-1502 により実施しました。

-207／

P213
デニュ ーダ・フィルタ ー パック法によるエアロゾル及びガス状有機態窒素成分の測定
大和昂貴（山梨大•生命環境）

1. はじめに十
生物利用 可能態窒素( NOa -、N0 2·、NH4 、及び有機態窒素など）の循環量 及び濃度の増大は、土壌の酸性化、富栄養化、 さらに 土壌からの亜酸
化窒素(N,O)の発生による地球温暖化など様々な環境問題の原因となり、 地球表層環境に大きな影響を与えてい る。その中でも有機態窒素(ON)は、近年の観測で大気 沈着物中の10~50%を占めることが報告されている。大気中に 相当量存在しているにもかかわらず、ONの成分や発生源は未解明な点が多い 。 その観測には、ろ紙
上に空気を吸引して 捕集するフィルタ ー法 が広く用いられている。 フィルタ ー法によるエアロ
ゾルの観測値は、 フィルタ ー 上における気体成
分や 粒子成分の反応・揮発などによるア ー ティ
ファクトの影響を含んでいる。ア ー ティファクトの影響を小さくする方法としてデニュ ー ダ・フィルタ ー パック法がある。本研究は、報告例の少ないエアロゾル 及び ガス状ON のデニュ ー
ダ・フィルタ ー パック法を用いた測定法につ いて 検討することを目的とした。
2. サンプリング方法
大気試料は山梨 大学甲府キャンパスS1号館
屋上にて採取した。2014年7~9月（夏季） 及び2014 年 1 2月~201 5年3月（冬季）の間 に図laのシステムで1週間ごとに採取された試料を用いて、デニュ ー ダ・フィルタ ーパック法の性能検討を 行った。 また2015 年 1月~12月の間に、
図 lbのシステムで2週間にわたるサンプリン
グを月に1回行い、同時に多段式インパクタ ー
法で エアロゾルを粗大 粒子（粒径 2 ~10µm)と微小 粒子（粒径2µm以下）に分けた2週間のサンプ
リングも行った。

a

3分析方法

松本潔

（山梨大院•生命環境）

エアロゾル及びガス成分を採取したフィルタは 超純水中で抽出後ろ過し、 デニュ ー ダは5mlの超純水で内部のサンプルを回収してから1 5倍に希釈し、 試料液とした。試料液はTDC/TN
計で全窒素(TN)、 イオン クロマトグラフで主要
無機イオン成分を定量した。有機態窒素(ON)は、
TDC/TN計で得られたTNとイオンクロマトグラ
フから得られた無機態窒素(IN=N02--:-N+N03--N+NH/-N)の差から求めた。
ー

4. 結果と考察
デニュ ー ダにおける粒径3.0µm以下のエアロ
ゾル通過率を光学式パー ティク ルカウンタ ー(Kanomax model 3886)で計測した結果、97.4
土2.9%であった。エアロゾルのデニュ ー ダ壁面
への沈着は認められなかった。図laに示したシ
ステムで行ったデニュ ー ダ・フィルタ ーパック
法と フィルタ ーパック法の比較によるエアロゾ
ルとガス態を合わせた TN濃度の再現性は平均で 95.6%、INでは 91 . 2%となった。ガス相中
窒素 成分のデニュ ー ダによる捕集効率はNHaで1 00.0%、HN02で95.1 %、HNOaで 88.2 %、 TNで99.5%であり、HNOaの捕集効率がやや低いが 一
つのデニュ ー ダによりガス成分はほぼ採取できることが確認された。
冬季の結果より、 デニュ ー ダ・フィルタ ーパ
ック法で得られたエアロゾル中の ON濃度は従来のフィルタ ー法で得られたエアロゾル中 ON
濃度と 比べて平均で 60.5土26.9%損失している
ことが明らかとなった。 これまでの方法では エァロゾル中ON を過小評価していた可能性が考えられる。また、ガス及び エアロゾル 態 ONの総ガス相には 13.8土19. 1 %のONが存在量のうち、することが確認された。 このうち塩基性ガスが62.8土49.2%、酸性ガスが37.2士49. 2%を占めていた。
b

図1. デニュ ー ダ・フィルタ ーパックシステム：DAは2%H�OJ1%グリセリン溶液、DBは2%Na2COJ1%グ
リセリン溶液塗布済みデニュ ー ダ。フィルタ ーパックは上流から石英繊維フィルタ ー (QRtOO、外径47mm、Toyo)、
2%Na2COJI%グリセリン含浸セルロー スフィルタ ー (SA、外径4mm、Toyo)2枚、2%H3POJ1%グリセリン含浸
セルロー スフィルタ ー2枚の順で装填したもの。サイクロンでは粒径2.51'm以上のエアロゾルをカットした。

-208-

P214
千葉工業大学津田沼キャンパスにおける WBGT 分布と高度変化
河野恭佑・白井健・小田僚子（千葉工業大学）
1 . はじめに都市部のヒ ートアイランド現象による熱中症対策には ， 高湿環境下での熱ストレスを評価する指
33
一
般的に広く
標である湿球黒球温度(WBGT)が32用いられている l) _ 本研究では， 身長の 低い幼児
31が 受ける熱ストレスについて検討するため， 高度
30120cmと65cmの2 高度で温 熱環境観測を行 い，
高度によるWBGTの相違 について検討した
2 観測概要一
日中晴天が続き猛暑日となった2015年8月7日 10:40~ 1 4:40に， 千葉工業大学津田沼キャンパ℃
ス（千薬県習志野市）において屋外温熱環境測定
140.021140.02214002を行った2班構成でそれぞれ約15箇所ず つの計
ー
29箇所で移動観測を行い（図 1中の0地点），］地
点では定点 観測を実施した気濫 ・ 相対湿度・大33
気圧，黒球温度を高度 120cmと65cmの2高度で，
32
風向 風速を高度 約 2mで測定し ， ま た定点では日射触も測定した 移動観測では ， 環境場に測器を31順応させるため， 各地点の測定前に7-15 分程度
30
時間をとってから5分間計測を行った
3. 2高度でのWBGT値の相違
キャンパス内におけるWBGT分布を図 ー 1に示
35.688ず120cmでの結果に比べると 65cm の方 で は
WBGT値の空間的ばら つきが大きく， 「日常生活℃
2における熱中症予防指針」 )において最も危険な
140.021140 02140.022
レベルとされる31℃を超えた地点は10地点あり，
ー1
WBGT値の分布図
図120cmの2倍の地点数であった．
（上： 65cm. 下： 120cm)
ここで， 地表面性状別での熱喋境の相違に着目する． 本研究では ， 観測地点の半径3m以内の地
4. まとめ表面性状をアスファルト， タイル ， 水辺， 士の465cmと120cm の2高度において温熱環境測 定
種類に分類した 日向においては日射による熱工を行っ たと ころ， 65c mの方 が WBGT値の空間的ー
ネルギ をより多く吸収するアスファルト上 （図「日常生活における熱中症予-1 の主に東側） で65cmの方が120cm より1℃程 なばらつきは大きく，
2
防指針」 )において最も危険な レベルとされ る度高くなっていた 日陰においては地表面性状に31℃を超え た地点 は全体の約 34%となり120cm
よらず120cmの方が高い傾向であった これは日の約2倍であった特にアスファルト上では射が当たらないこと によって地表面付近が冷やさ120cmよりも平均で1℃程度高い傾向が見られた．
れ， 輻射 熱が低下し たことによると考えられる
身長の低い幼児においては ， 成人よりも強い熱ス
また， 図では示していな いが， WBGT 値 と 地上風
トレスを受けることになるため，
熱 中症予防の観の空間分布に着目すると ， キャンパス内でも比較点で注意が必要であると言える．
一的開け た 地点で 様に風が流れているような 場所
では WBGT値が低い傾向が見られた 風速に関し
引用文献ては観測 地点全体の平均より0.1~0.2rn炉程度大I)顔境省 熱中症予防情報サイト http://www.wbgt.env.go.jp/
2)日本生気象学会：日常生活における熱中症予防指針 Ver.3,
きい風が吹き抜ける場所であるために熱が溜ま2013
ることなく，周囲よりもWBGT値が低下し たと考
えられる．
-209-

P215

渦ロスビ ー波と重力波との相互作用のメカニズム
小田真祐子（気象研究所台風研究部）•金久博忠（気象大学校）

1. はじめに‘‘ペご王二←ー一lz=H

台風のような軸対称渦の「中心付近の渦ロスヒ
ー

波」と「周辺部の重力波」との相互作用の概念

モデルを提示する。 さらにこれに基づいて解析モ

z=H/2

デルを構築し解析解を求めることを目指す。
z=O

2. 順圧基本場と傾圧擾乱
浮力振動数N 一 定でランキン渦を持つ順圧基
本場に加わった傾圧擾乱（第1モード）を考える。

ーは水平収束を表す。

＆.

正［負］の福渡擾乱(;> 0 [(; < O]を強化する。下降z•=H

図 2 : 反時計回りに伝播する重力波。 ＋は水平発散、流はその逆で、 上層で負の渦度擾乱(; < 0を、 下&’層では正の渦度擾乱G > o を強化する。
さらに、 下層の正の渦度擾乱(; > 0の内側へ向z=H/2

かう循環は、 正の温位擾乱0'> 0の下で発散をつ
．
し6

z=O

ro

くる。 また、 その真上の負の渦度擾乱G < oの外側へ向かう循環は、 正の温位擾乱0'> 0の上で収

図1 : (左）ランキン渦 の 基本場、（右）黒：鉛直渦度擾

束をつくる。 その結果、 等温位面が垂れ下がり、乱む、 灰：温位擾乱0'、 の 振幅

正の温位桜乱0'> 0は強化される。

Zu',v'ぶex: cosH'
冗Z
w',0'ex: sin H­
冗―

U、 V、 Wは速度の動径、方位角、 鉛直上向き成分である。 (zは鉛直渦度、0は温位、 Hは大気の高さである。半径r = 7i。に、時計回りに伝播し、反時計回りに移流される渦ロスビ ー 波が存在する。 渦ロ
スピ ー 波の上層と下層の逆向きの水平循環により、 周辺部に重力波が生み出される。
時計回りに伝播するロスビ ー 波と 反時計回りに伝播する重力波が位相固定を起こすとき、 共鳴相互作用により、 擾乱の成長が可能となる。
図 3: 擾乱の相互作用の固（左）三次元 、（右）z = O,H 。

3. 不安定のメカニズム＋は水平発散 、 ーは水平収束を表す。

反時計回り伝播の重力波は動径方向の渦度擾
乱¢と共に存在し、 正の温位擾乱0'> 0の右側に上昇流、 左側に下降流となる循環を持つ。
上昇流は下層［上層］では収束［発散］をつくり、基本場の鉛直渦度(zを外側［内側］へ移流し、r = 7i。の

このようにして、重力波と渦ロスビ ー 波が共鳴相互作用を起こし、 不安定が生じる。
当日は上にのべた概念モデルに 基づいて、解析モデルの提示を目指す。

-210-

P216

流跡線解析による台風の水蒸気コンベアベルトの形成過程の考察•藤原圭太，川村隆一，平田英隆，） II 野哲也（九大理）

1.

はじめに
台風の発達・維持には海面水温が重要であるが，インド洋や南シナ海等の遠隔海域から台風
シ ス テ ム 内 へ の 水 蒸 気 輸 送(MCB : mo isture
conveyorbelt も) 無視できないことが近年報告されている(Ku d o et al. 2014, Hedge et al. 2015等）．
しかし，MCBの3次元構造や水蒸気輸送プロセス等の詳細のは必ずしも明らかではない
本研究では，MCBに関する先行研究で扱われている台風 0704 号(M an-yi)を対象に雲解像領
域気象モデルCReSS�Tsub oki and Sakakibara
2002, 2007 )による流跡線解析を実施し，台風発
達段階別の水蒸気輸送経路の特徴を調査した．

結果，MCBを介して台風内部に流入する空気塊にはインド洋・南シナ海で既に湿潤なタイプと，MCB通過時に対流圏中層から下降することでフィリピン海から水蒸気の供給を受けるタ
イプが確認されたこれらの遠隔海域起源の水蒸気は台風中心近傍で無視できないほどの潜熱加熱を誘起し，台風の発達・維持に寄与していると考えられる

20N

2.

モデル設定
初期値·境界条件にはCFSR及び OISSTを用いた水平解像度は緯度0.05 ° X経度0.05° とし，計算期間は 2007 年7 月 9日OOUTCから5日間とした計算領域は西太平洋とインド洋の 一部°°°を含むEQ - 42.5 N, 70.0 E - 160.0 Eとした

流跡線解 析の 、f果ム
達をI st stage, 2nd sta e, 3rd
ロ風の発段
stage の3 つに区分し，台風システム内で悩熱に―よる加熱率が1.0 X 10 3 K/s以上の領域に空気塊を配置して，後方流跡線解析を行った台風発
達段階別による空気塊輸送経路の変化を調べると，発達するにつれてインド洋・南シナ海起源の空気塊の流入の増加が確認された.
1st stage°
では，フィリヒ ン西側のパラワン島付近において高度 2000m以下の空気塊が大気境界層を経由して台風内部へ侵入しており，大気境界層内を移動している間は比湿の変化に乏しい（図略）．
一方，2nd 及び3rd stageでは110 °E より西側の領域の高度3000mから8000mの空気塊も併せて流入しており，空気塊の輸送経路は鉛直積算水
蒸気フラックスの顕著な 領域(MCB)に対応している（図12, )また，高度の高い空気塊はフィリピン西側で急激に下降し，大気境界層に侵入していたその際に海面からの潜熱供給による強い変質を受けて比湿が急増しており，台風内部で凝結する直前には当初の2倍以上の水蒸気量を含むようになっている（図3 ). このような空気塊の挙動 は前方流跡線解析においても確認された（図略 従って，MCBを介した台風システム
羞
内への水？， 気の輸送には2つのタイプが考えら
一れる つは遠隔海域の下層の既に湿潤な空気
塊が台風内部へ流入する過程，もう 一つは遠隔海域上で下降した空気塊が海面からの潜熱供給による変質を受け， その際に獲得された水蒸
気が台風内部へ輸送される過程である ．
3.

4.

まとめ

CReSS を用いた流跡線解析を実施したその固l : 3rd stageにおける鉛直積箕水蒸気フラックスの水平分布及び SLP[hPaJ.':-;:、
.,

JON
25N

20Nj

)..,＼

＼

ふ》’ ●

吋

10N

、

.,--.--t-·/r
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{

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!

SN
EO

90E

10-0E

110£

120£

-�lil.7,:j

130£

1鼻OE

因2 : 3rd stageにおけるインド洋・南シナ海起源の空気塊
及び典型空気塊の水平輸送経路（太線：典型空気塊）

因3 : 典型空気塊の物理量の時間変化（実線：高度，破線：
比湿l点鎖線：温位，下因：潜熱フラックス）
謝辞
名古屋大学宇宙地球哀境研究所の加藤雅也研究員が開発した解析ツ ー ルを使用させていただきました

-211-

P217
北西太平洋域におけるフィラメント状の水蒸気輸送
高野雄紀 ＊ （東大・理）高薮縁（東大 AORI)

はじめにす。Q r とQb を比べるとJJA以外はQ r がQbよりも而熱帯から中緯度への極向き水蒸気輸送はフィラメン

大きい。これによりriverfluxが北向き水蒸気輸送に重ト状の 狭い領域で生じることが知られている(e.g. Zhu

要であることが確認された。SON について Q r (low)and Newell 1998: ZN98)。このような水蒸気輸送 が亜Q r (mid), Q b(mid)く0であり ，事例解析の結果と怪合的~

熱帯においてどのような総観場で起こるのか が十分に解であった。どの季節についてもQ r (low)とQ r(mid)は同

明されていない。本研究ではアジアモンス ー ンに伴う水程度であった。年平均についてもQ r は全体のほぼ8割

蒸気輸送多い西太平洋域を対象として， フィラメント状を占め，Qr(low)とQr(mid)で それぞれ全体の約4 割ずの水蒸気輸送(riverflux) を定義し ，その寄与を定鼠化

するとともに ，riverfluxを生じる総観場の特徴を理解つであった。
この結果から中層 riverflux
で表されるようなフィラ

することを目的とする。

メント状の水蒸気輸送は， 熱帯の対流域や亜熱帯ジェッ

方法

トなど が影響している可能性が示唆される。MJO がQ rー
解析には6時間毎の ERA-interimデタを用いた。

に与える 影孵の解析についても合わせて報告する。

対象期間は1979 年から2014 年の36年間である。はじめにZN98にならい，各点の水蒸気フラックス( WVF)Q

謝辞本研究は 、 環境省珠境研究総合推進費(2-1503)の支援により実施された。

を， その大きさに基づき幅が狭くフィラメント状のriver(a) 50N

fluxQrとそれ以外のbroad fluxQ b へと判別した。

40Ni= Q r fQ
. Qma x -Qmcan)
2': 叫an+ 04(
Q{otherwi
s
e
Qb

30N

20N
ION

ここでQmean は60E- 120Wの緯線での WVFの大きさの平均値，Qmax は60E-120Wの緯線での最大値である。次に Q r とQ b を 「中層」300-800hPaと「 下層」
80011Paー地上の2つへと分解 した。これは広島豪雨の際の Atmospheric Rver中の自由対流圏中の水蒸気の寄i
与の承要性がHirota et al. (201 6)により指摘されていIONることを参照した。結果WVFは

EQー l I�II"'''""',...

Q = Q r {!ow)+ Qr(mid)+ Qb(low) + Q b (mid)と4成分に 分解される。添字(low)は下層，(mi d)は中

図I 2015年10月31日06 UTC の (a) 300-800hPa.
水蒸気凪（影），WVF(矢印），500hPa高度（細実線）(b)800hPaー 地表面の水蒸気母（影） ， WVF(矢印） ， 850hPa
高度（細実線）。太破線は350K等湿位面l.5PVU線

層 を表す。 各季節毎に亜熱帯から25N, 120E-180 を通るv\TVFの北向き成分気候値を計箕し，熱帯水蒸気輸送
への各成分の寄与を求めた。
結果
図1 に201 5年1 0月31日06UTC の JRA-55再解析の中恩・下阿の水蒸気塁とv\TVF を示す。 中恩では亜熱帯ジェット(350KB面l.5PVU線の南）に沿って小笠原
高気圧の縁辺を回るフィラメント状の北向き水蒸気輸送が明瞭である 一 方，下層では亜熱帯に 広い南向きの水蒸

窃40
\30

e!-20
急10

o 0

�IO•(low)
>-10

炉°
l:-30

MAM

JJA

SON

annual気輸送 が見られる。フィラメント状の水蒸気輸送部では中層と下層で北向き輸送屈は同程度である。中層の水蒸
気輸送の根元には熱帯の活発な対流域が存在している。
25N,120E-180を通るv\TVFの北向き成分 を図2に 示-212-

図2 季節別の120E-180平均北向き水蒸気フラック
スヘの各成分の寄与

P218

サブミリ波帯衛星リムサウンデイングによる中層大気観測の構想
落合啓 Philippe Baron, 鵜沢佳徳入交芳久(NICT), 西堀俊幸(JAX.A),
真鍋武嗣（大阪府大），水野亮（名古屋大），鈴木睦(JAXA), 塩谷雅人（京都大）
はじめに
サブミリ波帯（テラヘルツ帯）のリムサウンダ
では、成層圏、中間圏、下部熱圏の、温度、水
平風、微量成分等を高い高度分解能で観測することができる。JEM/SMILES(2009-2010)に国際宇宙ステ ー ションで観測）は640GHz帯のサブミリ波リムサウンダであり、03 , HCl, CIO,
BrO等の微量成分を観測した。 JEM/SM几ES
では温度と風の観測に最適化されていな かっ
たが、成層圏の温度、上部成層圏から中間圏の水平風を観測[I] することができた。温度と風を広い高度範囲で、 多種類の微量成分等とともに観測する新たな衛星搭載サブミリ波サ
ウンダを著者たちは提案している。このサウンダでは、温度を lK 程度の精度で、水平風を2m/s程度の精度で、 高度分解能2~5km程
度で、成層圏（風は35km程度以上の高度）から中間圏まで計測できることを目標としている。さら に下部熱圏の観測、水蒸気、 03 、窒素化合物、塩素化合物等の多種類の微量成分
観測、酸素原子の観測も目標としている。この観測が実現すれば、中層大気における熱収
支、運動量収支の精度の高い見積もり、 対流
圏と成層圏の物質交換過程の解明等の科学的成果のみでなく、成層圏、中間圏を対象に含めている気象モデルに入力できる実測デー タ
としてのインパクトも大きいと期待できる。

SMILES-2衛星の構想
広い高度範囲の温度、風、微量成分を観測する
サブミリ波リムサウンダでは、複数の受信周
波数帯域をもつ高感度の受信機、数10cmからlm 程度の口径のアンテナによる走査が必要である。そのために、487GHz帯、525GHz
帯、557GHz帯、625 GHz帯、650 GHz帯、
1.8 THz、2.06 THzの周波数帯の超伝導受信機を使用した図lのような衛星を考えている。
図2 のように高度500km程度の軌道から リム観測を行うことで、上述の水平風観測精度が得ら れると期待されている[2]。
まとめ
薪芦衛星によるサブミリ波リムサウンデイ
ングにより温度、風、 微量成分観測の構想を検討 している。発表では期待される観測精度の見積もりとともに、検討中の衛星の概要を報告する。
[l] P. Baron, et al., "Observation of hourizontal winds inthe 1niddle-a血osphere between 30° S and 55°N during thenorthern winter 2009-2010," Atmospheric Chemistry andPhysics, 13, 6049-6064, 2013.
[2] P. Baron, et al., "Measurement of stratosphericand mesospheric winds with a submillimeter wave
limb sounder:

results from JEM/SM几ES and sim­

ulation study for SMILES-2," Proc.

SPIE, 9639,

doi:10.1117/12.2194741, 2015.

30

135

図1. 衛星搭載サウンダにより 2 方向のリムからのサプ
百波帯の大気放射を受信し、風の水平風ベクトルを
観測する。

150

165

180

195

210

図 2. 軌道に沿った観測点で、高度 10km から 180km 程
愛万沃：気を走査して観測する。

-213-

P219

MUレ ー ダ ー 実時間アダプティブクラッタ ー 抑圧システムの開発
万城孝弘 ！

橋口浩之 1山本衛 ！

1: 京大生存研

大気レ

ダ

ー

観測において、しばしば強いク

橋本大志 2

西村耕司 3
3: 極地研2: 京大情報

1 はじめにー佐藤亨 2による観測を継続している。 まず、 この標準観
測モ ードにNC-DCMP処理を実装した。 このモ

ラッタ ー エコ ー （山や建物からのエコ ー ）が問題

ーになることがある。 そのクラッタ ー 抑圧法として NC-DCMP (Norm Constrained-DirectionallyConstrained Minimum Power)法が提案され、MU

そのため、 実時間でクラッタ ー 抑圧を行うため

ドでの観測デー タは 8 秒に1回取得される。

には全ての信号処理を8秒以内に行う必要がある。処理方法の工夫により、NC-DCMP法の処i！

レ ー ダ ー による実観測デー タに適用し、効果がある ことが実証されている[Nishimura et al.,

理時間を平均1.0秒にまで高速化した。

JTech., 2012]。この処理は、これまではオフライ化しない。 そこで、 インコヒ ーレント積分7回

ンで実施されていた。 そこで本研究では、NC­

分 （約1分）の受信信号を用いてRxxを計算した。
2015年11月の標準観測から NC-DCMP処理を

DCMP法によるクラッター

抑圧処理をMUレー

ダ ー のオンライン処理システムとして実装し山や建物からのエコ ー は時間的に大きく変適用しているが、安定運用できている。 完全でた。 これにより、観測デ タの記録容量を数百はないが、航空機からのエコ ー についても、 抑分の1に削減でき、外部記悔装置などの制約の圧する効果が得られている。

ー少ない標準観測を行うことが可能になる。
4
2NC-DCMP法では、 下記の制約条件付最適化
問題を解く。
mm1m1ze

まとめ
MUレー ダ ー の実時間処理システムに NC­

NC-DCMP法

DCMP法を実装し、対流圏・成層圏標準観測モー

1

P =- 研RxxW
2

subjectto C位• = N and lwHwl$ 6N

ドで実運用を開始した。

Normlllr;o”Pは信号電力、wはウエイトベクトル、Rxxは入力信号の共分散行列、Cは所望信号の方向ベク
トル、Nはアレ ーの数、6はノルム拘束値、Hは201.SI碑.l21e5LOOO
lb匹口lh•匹

DCMP.CN

50

40

叩

エルミ ー ト演算子、＊は複素共役を表す。
図1にドップラ ー スペクトルの観測例を示す。 左図の中央の50dB程度のピ ー クがグラン
ドクラッタ ー からのエコ ー で、その左の30dB程
度のピ ー クが大気工コ ー である。NC-DCMP法（右図）により大気エコ ー にほとんど影響を与えずにクラッタ ー エコ ー を抑圧できていることが分かる。
3

MUレ ー ダ ー 実時間処理システムヘの実装

-201

0

,

,

,

,

,

,

I -20120咽60 80 100 l20 140

0―20囀60 80 鰤”匹

図1. ドップラ ー スペクトルの例。（左）従来の観測結果。＇中央のヒ° ー クがクラッタ ー エコ ー 。
（右）NC-DCMP法による結果。

MUレ ー ダ ー では30年以上に渡って、毎月100時間程度の対流圏・成層圏標準観測モ ー ド

-214-

P220

PAWRのドップラ ー 速度測定精度検証
ーラジオゾンデとの比較一

岩井宏徳（情報通信研究機構）、 山田広幸（琉球大学）
比較の結果、 弱風時、 強風時とも良い一 致を示
情報通信研究機構(NICT)沖縄電磁波技術セ した。 今後、 誤差要因(PAWRの観測ビン中のンタ ー （沖縄県恩納村）に設置されているフェ ラジオゾンデの位置やPAWRの受信電力•SN比ーーなど）について考察を行う。 また、 冬期の層状ズドアレイ気象レ ー ダ(PAWR)のドップラ
9速度検証のために、 沖縄本島内で ラジオゾンデ 性の降雨事例においてもラジオゾンデの放球をの放球を行った。 本報告では比較方法と比較結 行っており、 その比較結果についても発表時に報告する。
果について報告する。

1. はじめに

2. 比較方法

謝

．

，
.,
10

3. 結果

.. 、.,,,. /.,.

..

．

==.:P �

。

）』

（
一
．
a>g<
d

5

ラジオゾンデの放球では、 琉球大学の伊藤耕PAWRは通常の30秒ごとのボリュ ムスキャンを実施した。ラジオゾンデ(Vaisala RS92-SGP) 介助教と学生の皆様にご協力いただいた。
は2015年5月28日に琉球大学千原キャンパス
15.
'
N:
41
から、 7月10日にNICT沖縄センタ ー から放球
O.!JSS夏：�
した。 ラジオゾンデは 2秒ごとの位置情報（緯
,•
�·
ぽ
✓
10 卜臨
"
度、 経度、 高度）が保存されており、PAWRと務Oma·1/の観測時刻差が1秒以内で、PAWR の観測ビン（レンジ分解能100m、 方位角分解能1.2度）に含まれる観測データを抽出し、東西風・南北風
ふ- ✓をPAWRの視線方向に投影して比較した。なお、.
今回の比較ではPAWRの観測仰角9.38度以下の,(ff..
／
ーデ タのみであったので 、 雨滴落下速度の寄与-5 ヽ ..,
は無視した。
ーー

5月28日は梅雨期の激しい対流性の降雨事例
-S
-10
15
10
O
S
Radioso叶Vr(ms-1)
である。 ラジオゾンデは放球地点から東に飛翔した。 ラジオゾンデの観測デ ー タから上空の西 図1 2015年5月28日14 時23分30秒に琉球
風は25m/s程度であったが、PAWRの視線方向と 大学から放球したラジオゾンデとi>AWRのドッ直交に近い角度であるため、 ドップラー 速度は プラー 速度の比較。
I
4S↓ N'い I ido'遅く、PAWR の折り返しはほぼ無かった。 図1/
0.7!13
置：に比較結果を示す。 ラジオゾンデが激しい降水•L
叫醤？温� :のため高度 5kmで観測終了してしまったため、
一ー
デ タ数が少ないが、 概ね良い 致を示している。
7月10日は台風第9号による強風の事例であ-':,...
ーる。 ラジオゾンデの放球を2度 実施し、 ほぼ/
PAWR の視線方向に沿って北北西の方向に高速に飛翔した。 図 2に比較結果を示す。 PAWR の／ドップラー速度は全て折り返し補正を施してい●/20る。 良い一 致を示しているケ ースが多いが、 ば／／らつきも大きい。 折り返し補正の失敗では説明が付かない誤差であり 、詳細に調査する必要が
.15
IS
20
25 ·30354045ある。
ぬ血liUDde Vr (m s1)
図2 2015年7月10日9時45分38秒および13
4. まとめ時11分21秒にNICT沖縄センター から放球した
梅雨期と台風時に放球したラジオゾンデの風
ラジオゾンデと PAWRのドップラー 速度の比較。
速 とPAWRのドップラー 速 度との比較を行った。

.• ＾,.
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-215-

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P221

PAWR のドップラ ー 速度測定精度検証 — ドップラ ー ライダ ー との比較—
青木誠、 岩井宏徳（情報通信研究機構）
1. はじめに 情報通信研究機構(NICT)では、 フェダ(PAWR)とコヒ ー レントド
ップラーライダ ー (COL)の融合システム(PAND A:
Phased Array weather radar and Doppler lidar Network
fusion DA ta system)を整備し、現在、各観測機器の測定精度検証を実施している。
本報告では、CDLとの比較観測に基づくPAWRのドップラー 速度測定精度検証について報告する。
ー ズドアレイ気象レ ー場合があるので、更に詳しいスペクトル解析が必要である。前線背面の強い降雨領域では、CDLの信号は、降水粒子からの散乱信号が支配的になった。そのため、散乱機構の違いによるドップラー 速度の重み付けの違いはあるが、 測定値は概ね良い 一 致を示している。

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4. まとめと今後の課題 船舶 エ コー ドップラー 速度の比較から、 ハードタ ー ゲットにおけるPAWRのドップラ ー 速度測定精度は 非常に高い ことが確かめら
2. 観測概要 NICT沖縄に設置されているPAWRは、 れた。降雨時のドップラー 速度は、観測条件によって30秒間隔で 3次元観測(600レンジX300方位X 110 大きく異なり、 必ずしも「PAWRで観測される降水粒仰角） を実施している。本研究では、 仰角0度の観測 子の動き」 ＝ 「CDL, で観測されるエアロゾルの動きを行っているCDLとの比較のために、 ドップラ ー 速 （ ＝ 風）」の関係が成り立つわけではないことを示し
度データ(Vr-NOR) から 仰角0度のデータのみを取 た。今後は降雨時の観測事例を増やし、鉛直および水り 出 し て使用した。 COL (WINDCUBE400S, 平シア、 降雨の粒径分布、PAWRとCDLの観測体積
LEOSPHERE)は、PAWRのアンテナが設置されてい の違いを考慮したドップラー 速度の比較を実施する。
る20m鉄塔の高さ 17.5mのデッキに設置されている。
10
本装置のドップラー 速度測定におけるランダム エラーSample: 80
は、 SNRが装置の測定限界に近い領域であっても、
R:0.999
RMSD: 0.144 mis
非常に小さい( 0.2mis @ -30 dB) ことが確かめられ
四： O.IOSrn/s
Slope: 1.002ている（青木他、日本気象学会2014年度秋季大会）。
血wwµt-0.0283 mis
本研究では、 ドップラー 速度比較のため、 仰角0度、方位角210度から30度、 方位角分解能1度、 観測時
II
間90秒のセクターPPIを継続的に実施した。
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5

3. ドップラ ー速度の精度検証 NICT沖縄のPANDA
は、東シナ海に面しており、仰角0度の観測を行うと、両装置ともに、船舶からの強い エ コー が頻繁に観測さ-10れる。 本研究では、2015年8月29日から9月17日
ー10
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O
S
10
の期間において、観測時間の差が5秒以内（ 同 一の観
Doppler velocity measured with PAWR (mis)測レンジおよび方位角内で観測できていると見なせ
図1 PAWRとCDLの船舶エコ ー ドップラ ー速度比較。 実線は線
る） の、 船舶エコー ドップラー 速度を取り出して比較 形回帰直線を示している.RMSDおよびMAEはそれぞれ二乗平均を行った。 図1に、PAWRとCDLの 船舶 エ コードッ 平方誤差と平均絶対誤差を示している。 正と負のドップラ ー は、
プラ ー 速度の比較を示す。 観測体積の違いがあるが、 それぞれ装置から遠ざかる速度および近づく速度を示している。
両装置ともに 船舶 エ コ ー は幾何光学的な散乱が 支配IS的であり、本 質的に同じものを捉えている。そのため、
平均ドップラー 速度は極めて良い 一 致を示す。
降雨時のドップラ ー 速度比較も実施した。 図2に、
PANDA沖縄に前線が接近した2016年1月5日21時31分から21時37分の観測から取り出したデータ系
列（観測レンジが完全に重なり、 観測時間の差が2.5秒以内） を用いた比較を示す。観測体積の違いに加えて、PAWRの散乱体である降水粒子は、鉛直シアの影響を受け、厳密には大気との摩擦の影響を無視できない。そのため、主に大気中のエアロゾルを散乱体としているCOLとは、 わずかに異なったドップラー 速度が観測された（前線前面の弱い降雨領域）。 前線付近
ISの領域では、強いシアの影響と降水粒子の空間的な不一均 性によって測定値が非常にばらついている。この
領域のCDLのドップラー スペクトルには、 エ アロゾ
ルおよび降水粒子からの散乱信号が同時に存在する
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-216-

P222

東西熱帯太平洋における降水と雲物理特性の関係＊高橋直也、 早坂1.

デー タ

CloudSat 搭載の CPR は 94GHz の波長を持つ。
また CALIPSO 衛星搭載の CALIOP は 532, 1064
nm の 波 長 を 持 つミ ー 散乱ライダ ー で あ る 。
CloudSat と CALIPSO を同時利用することで、 雲凪や雲物理特性の鉛直分布を高枯度で求められる[Okamoto et al., 2010] 。本研究では 、 複合プロダク
トの 2B·GEOPROF·LIDAR, 2C·I CE を用いた。 それぞれ雲の巨視的特性、 氷雲の微物理特性に関するプロダクトである。各プロダクトに格納されている変数の水平解像度は1.4 x 1.8 km 、 鉛直解像度は240m である。
AMSR·E はマイクロ波放射計であり 、 降水強度、
海面水温 な ど様々な物 理鼠を観 測し て い る 。
AMSR·E を搭載している Aqua 衛星は CALIPSO とCloudSat と共に A-train を構成し、 同 一 軌道上に乗っているためほぼ同時観測が可能である。これら
3つの衛星 を組み合わせて使うことで、降水と雲の鉛直構造の関係を解析した。解析期問は 2007 年で 、対象領域は熱帯太平洋西部 (WP: 東経 120 度 -150度）と東部 (EP: 西経 120 度 -150 度）とした。

3.

10.0

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2.

おいて、 小さい雲粒を伴う上層雲が多く出現 することが見て取れる。 ただし、 WP と EP では出現温度が異なる。この出現温度の違いは上昇流のプロファ
イルの違いが影弊していると考えられる。 一方、 降
水を伴う場合、 大気 下陪から上恩まで存在する対流雲の存在が確認でき、雲粒有効半径は気温とともに大きくなる。 特に降水が強い場合では 、 80µm を超える大きな雲粒が Freezing level から 240K 付近まで存在しており 、 雲粒有効平径の鉛直分布が降水強度に影響を及ぼすことが示唆された。

゜ー ゜

10
5
15
Cloud top height (km)20

図1 : 空頂高度と降水強度の関係
黒丸は太平洋西部、白抜きf"=.角は太平洋東部における値を示す。
180

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結果と考察

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0 20 40 60 80 100(c)WP_Raln

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コ 1l.2 40忌>- 60
2WP と EP はそれぞれウォ ー カ ー 循環の上昇流域、下降流域に対応し 、 太平洋西部では深い対流が 、 太
平洋東部では相対的に浅い対流が起きることが先行研究で示されている。図1は雲頂閾度と降水強度の関係を WP と EP に分けて示している。多唇雲は無視し 、 1 屈目の雲頂高度を解析している。 凶 1 より、 どの雲頂高度においても EP での降水強度が大
きい｛項向が見られた。 この違いをもた らす要因はWP に比べて、 EP で下層の水蒸気収束と上昇流が強いことが考えられる。
図2では降水の有無でタイプを分け、さらに強い
降水（降水強度 lOmm/h 以上）を別に解析し、 3つのケ ースにおける気温と氷雲の雲粒有効半径の2次元ヒストグラムを示す。降水がない時 、 両領域にDifference of rain rate between WP and EP

゜
ー

はじめに
近年、 衛星観測を用いて 、 降水と雲物理特性の関係に関する先行研究が多くなされてきた。降水強度
は雲頂高度とともに増加するということが Kubar
et al. (2007) で指摘されている。一方 、 Hamada etal. ( 2015) では極端に強い降水は極端に強い対流を伴う必要がないことを示唆している。このように、雲物理特性と降水の詳細な関係は未だ完全に理解されていない。 そこで 、 本研究では CloudSat 搭載の Cloud Profiling Radar (CPR ) 、 CALIPSO 搭載のCALIOP Lidar 、 Aqua 搭載の AMSR·E を用いて 、降水特性が異なる熱帯太平洋西部と東部に浩目し 、
雲頂商度などの巨視的特性や雲粒有効半径 などの微物理特性と降水強度との関係を明らかに することを目的とした。

忠裕（東北大院理）

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180

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0 20 40 60 60 100
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Ice cloud particle radius佃m)

Ice cloud particle radius (µm)

雲粒有効半径(x軸）と気温(y軸）の2次元ヒストグラム。 左列は太平洋西部 、 右列は太平洋束部における結果をそれぞれ表す。

Reference(1) Kuhar et al. 2007, Geophys. Res. Lett., L03804(2) Hamada et al. 2007, Nat. Commun., 6:6213(3) Okamoto et al. 2010, J. Geophys. Res., 115, D22209.

-217-

P223
ビン法雲モデルと Downscaling を用いた雲・エアロゾル相互作用に関する数値実験～その 1 : 航空機銀測と衛星観測を用いたモデルの妥当性評価～
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1

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0佐藤陽祐 、 石坂隆［西澤誠也 、 八代尚 、 足立幸穂 、 吉田龍二＼山浦剛 、 富田浩文

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(1 : 理研計算科学、 2 : 愛知学院大学）

匠

ルを考慮、した実験を行った（水平解像度：200m) 。 こ

エ アロゾルは雲凝結核(CCN, cloud condensationの手法は lguchi et al. (2008)の手法と同様のものであ

nuclei) として働くことを通して、雲の寿命や降水過るが、水平解像度 200m という高解像度でも安定に、程に大きな影響を及ぼすと考えられる（間接効果）。

かつ高い性能で実行可能である。 また3段目のドメ

この問接効果は、 主に雲を構成する雲粒のサイズをイ ン に 用 い る エ ア ロ ゾ ル は MIROC-SPRlNTARS

変化させることから、 雲粒の粒径分布を陽に予報す(Takemura et al.2005) の実験結果から時空間方向にるビン法雲モデルによって雲・ エ アロゾル相互作用

内挿して作成した。

を陽に扱うことが可能になる。 ビン法はその計算コ計算の対象期間は APEX-E3 観測キャンペーン期

ストの高さゆえに、 主に理想化実険で用いられてき間であり、 同期問中に行われた航空機観測（石坂，たが、 近年では領域モデルにビン法を組み込み、 ダ2004)

ウンスケ ーリングによる実験が徐々に可能になって得られた微物理特性、およびモデルとの比較を行い、きている（例えば、lguchi et al.2008, Iguchi et al. 2012モデルの妥当性を評価した。 また衛星と比較を行うなど）。しかしながら、既存の気象モデルに おいては

際は Joint-simulator (Hashino et al.2013)によって計算大型計算機での超並列環境下で高い性能を出すことされた放射輝度と衛星親測によって得られた放射輝が困難になってきている（八代ほか 2012) 。

度を比較した。

によって得られた雲微物理特性と、 衛星から

そこで、本研究では大型計算機で性能が出るように理化学研究所にて開発がすめられてきた、 SCALE
ライプラリ (Nishizawa et al.2015, Sato et al. 2015) に導入されたビン法雲モデル (Suzuki et al. 2010) と、
Downscaling

によって与えられたエアロゾル場を結合させた計算を行うことによって雲と エ アロゾルの相互作用を陽に計算できるようにし、 航空機観測や衛星硯測を通してその妥当評価を行った（図）。

1実験設定と親測との比較I

固：本研究で用いた SCALE ライプラリと雲微物理実験に用いたモデルは SCALE ライプラリである。
この SCALE ライブラリは Nesting にも対応し、またOnline Nesting

時も高い性能が出るような通信方式

CONeP (Yoshida et al. 2015)

を採用している。 このライブラリを用いて、 3 段の Nesting による実験を行った。気象庁領域メソ客観解析デー タ (MANAL)
を初期・境界値として、2段（水平解像度は1段目 ：5km、 2 段目： 1km)の Online Nesting による実験を行い、 3 段目に関しては Offiine Nesting により、 3段目のドメインにのみビン法雲モデルと、 エ アロゾ

モデル、 エ アロゾルとモデル評価方法の模式囮
参考文献

Hashino et al. 2013: J. Geophys. Res., 118 doi:10.1002/jgrd.50564
七坂2004:APEX観測資料集 ， 名古屋大学HyARC
fguchi el al, 2008: J Geophys. Res., 113, D14215,
doi:10. 1029/2007JD009774
lguchi cl al. 2015: Progress in Earth and Planeta,y Science, 2:45
doi: 10.1186/s40645-015-0075-0
Nishizawa et al. 2015: Geosci. Model Dev., 8, 3393-3419,
doi:10.5194/gmd-8-3393-2015
Sato el al. 2015: Progress in Earth and Plane/a,)'Science, 2, 23,
doi:10. l 186/s40645-015-0053-6
Suzuki et al. 2010: J. Atmos. Sc,., doi:10.1175/2009JAS3283.1
Takemura el al. 2005: J. Geophys. Res., 110, D02202,
doi: 10.1029/2004JD005029·
八代ほか2012: 日本気象学会2012年秋季大会予稿梨， D166
Yoshida el al. 2015: AGU Fall Meeting 2015, Al lF-0110

-218-

P224
レ ー ダ ー ・降雪粒子同時観測に基づく Ze-R とその誤差要因• I中井専人・・1本吉弘岐. 2熊倉俊郎・1石坂雅昭・3村上茂樹(l: 防災科研雪氷，2:長岡技大，3:森林総研十日町）

謝辞 本 研究は防災科学技術研究所プロジェクト
研究『高度降積雪情報に基づく雪氷災害軽減研究』、 及び宇宙航空研究開発機構降水観測ミッシ
ョン(PMM, 第7回研究公募課題）によります。
X-POLは防災科学技術研究所によって、 露場整備
およびそこでの観測は各研究機関によってそれぞれ維持されているものです。
第1表

SPOSサイトとレ ー ダ ー 格子との関係

N8 P

.
,

g,

参考文献

Battaglia et al., 2010. JAOT, 27, 333-344.
lshizaka et al. 2013. JMSJ, 91, 747-762.
lwanarni et al., 1996. 12th ICCP, 190-192.
中井ほか，2011. 降雪ws, 長岡，18-19.
Tamura, 1993. Ann. Claciol., 18, 113-116.

NS P

1 . はじめにレ ーダ ー 等価反射強度因子(e quivalent radar ref­lectivity factor, Ze in mm3記）と降水強度(R in mm
hour-1)との関係はZe=BRB (B、 Bは定数）で表さ
れ、 観測による実験式が多くあるが、 極めて多様な固体降水粒子形状との関係は明確ではない。 このような固体降水粒子についての定量的降水推定(quantitative precipitation estimation: QPE)のため、
Ze、 R、 降雪粒子の同時観測を行っている。
2. 研究方法
2.1 観測デ ー タ
Zeは防災科学技術 研 究 所雪氷防 災研究セン
タ ー （新潟県長岡市）設岡のX-POL(lwanami et al.
1996)による仰角1.3度デ ー タを用いた。 これ以下の仰角はクラッターとビ ー ム遮蔽のため使わなかった。 降水強度はSR-2A(Tamura 1993)、 降雪粒
子種別（降雪種）はParsivel I (Battaglia et al., 201O)、
いずれも防風やぐら付き観測サイトSPOS(中井ほか 2011; 第1表）の観測値を用いた。
2.2 デ ー タ処理とマッチング
Zeはクラッタ ー とビ ー ム遮蔽を方位角とマス2クで除いた後、 サイト風上側約JOkm の解析域にl
ついてze /1.67(近似的にRに線形とみなした）の平均値を求め、 その値に（降水域／解析域）比を乗じたのちdBZに変換した。 この値とRを対数で比較した。 その際Ze<-20dBZ及びdB(R)<-SdBはばらっきが非常に大きいため除いた。 近傍アメダス気温による零下の時間について、 Parsivel 1観測値から求めたCMF(Ishizaka et al. 2013)に基づき乾雪（雲粒なし～少）、 雲粒付、 霰に降雪種を分けた。 その降雪種ごとにZeとRとの比較を行った。
3. 結果
降雪種ごとのZe-R両対数散布図を比較すると、定性的に乾雪は雲粒付や霰より大きいBを示し、これは既存研究と整合的である（第1図）。 しかし、ばらつきが非常に大きいため最小二乗近似をするとBが小さくなり、 Bの値の差異も小さくなった。
降水強度の小さい値に近似式が引きずられるため解析方法の改良が必要なことがわかった。
4. 誤差要因の考察とまとめ
このような誤差をもたらす要因には、 第2表のものが考えられる。 いくつかは解決に向けて観測や解析の改良、 もしくは追加実験を行っている。
誤差要因を 一 つずつ評価し、 正確なQPEができるようにしていきたい。

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dBA (dB(mm hour'-1)

15

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dBA (dB(mm hour'-1)

第1図 十日町サイトの乾雪（左）と雲粒付（右）についてのZe-R両対数散布図。

□喜三：鳳正第2表

Ze-Rのばらつきをもたらすものとして考

巨差亘室戸写呈弓：径：：：！捉 1 言言戸号圭呈呈竺巴：：::そ乞
地上観測誤差の問題

-219-

投失

高標高地の観測との比較

i11i

P225

雪崩を引き起こしやすい角板結晶の粒径 ー 落下速度関係＊山下 克也・中井
田尻
1.

専人・本吉

拓也・折笠

弘岐・山口

成宏・村上

はじめに

雪崩を引き起こしやすい降雪（角柱・角板結晶等）
が原因の雷崩は、2014年2月の関東甲信大雪の事
例だけではなく、東北や北海道でも数多く報告されており、予測や現況監視を含めての対策が必要である。現在、雪氷防災研究センタ ー において、粒径 ー落
下速度の関係から降雪粒子の種類を決定するアルゴリズムを朋発中であるが、雪崩を引き起こす降雪結晶に関しては、それらの知見が足りず、実際にそれらの降雪結晶が降っているのかを、粒径 ー落下速度の関係のみから把握することは難しい。そこで、少量ではあるが、雪崩を引き起こしやすい降雪結晶の 一種である角板結晶を人工的に発生することができる気象研究所の低温実験棟に、雪氷防災研究センタ ーの降雪測定装罹を持ち込み、降雪結晶の粒径ー落下速度の関係を調査すると共に、降雪結晶の形状を表す比表面積の測定を実施した。

2.

悟（防災科研・雪氷）

正隆（気象研）

上昇流生成装置を用いることにより、約1mm までの粒子を測定できた。角板結晶の雪片の測定では、約5mmまでの測定値が得られた。測定デ ー タにはばらつきがあるので吟味が必要であるが、測定値の最頻値は、ほぼ雲粒付着の無い角板、鼓、砲弾、角柱で構成される雪片 (AUA)の近似曲線付近にデー タが分布している。南岸低気圧起因の降雪結晶もAUA近時曲線付近に分布することが分かっているので、粒径 ー 落下速度及び比表面積を結びつけた南岸低気
圧起因の降雪粒子判別法を確立することを目指している。
参考文献
Atlas et al. 1977. JAM, 16, 1322-1331.
しocatelli and Hobbs 1974. JGR, 79, 2185-2197.

実験方法

固l気象研究所の低温室で発生させた角板結晶の光学顕微鋭写真。
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結果
-20℃に冷却した低温室を過冷却水滴で満たしたところにドライアイスシー ディング（約10秒）を行うことにより発生させた角板結晶の光学顕微鏡写真を固1に示す。角板結晶と氷球が存在しているが、ほとんどのものがLPMの検出限界である 0.1mm より小さいもであった。過冷却水滴噴霧中には、LPMでは粒子が検出されず、ドライアイスシ ー ディング後にのみ粒子が検出された。これらの結果より、過冷却水滴や単体の氷球は、LPM による角板結晶の測定には影孵が無いものと考えられる。
囮2 は、個々の角板結晶及び角板結晶の雪片の粒径一落下速度の散布図を示している。角板結晶の雪片は、ドライアイスシ ー ディング後に粒子採取トレーに堆積した角板結晶を、 エ アダスタ ー を用いて再飛散させることにより発生させた。個々の角板結晶は、「
6r

気象研究所の 一40℃低温室は、氷点下における気象現象を解明するための実験や、そこで用いる観測装置の技術開発や性能試験に利用されている施設である。また、この施設は、角板結晶の降雪粒子を、
微水滴噴霧装置などを使用して生成することができる。この ー40℃低温室に降雪粒子の特性を表すのに必要である粒径、落下速度を測定するための光学式
ディスドロメ ー タ ー であるLPM(Laser Precipitati on
Monitor; ThiesClima社製）と比表面積を測定する比表面租計（雪氷防災研究センタ ー オリジナル）を持ち込み、発生させた角板結晶の特性を調べた。ここでは、2015年9月10日の実験で得られた粒径ー落下速度の測定結果を示す。

0

1

2

3

4

5

Size(mm)

因2気象研究所の低温室で発生させた角板結晶の粒径 ー落下速度の散布図。個々の角板結晶（●）と角板結晶の雪片（▲）の測定値を示している。各粒径の落下速度の最頻値を点で 、 最大最小値をエラ ーバ ーで示している。凡例の括弧の中の数字は、測定した粒子数を 、曲線は、 微水滴(Rain: Atlas et al, 1977)と雲粒付行の無い角 板 、 鼓 、 砲弾 、 角柱で構成される雪 片(AUA(Aggregates of Unrirned Assemblages of plate,side planes, bullets and columns): Locatelli and Hobbs,
1974)の測定値を元に作成された近似曲線を示してい

-220-

る＾

P226

熱帯域と中緯度における層状性降水の鉛直プロファイルの違い＊小林和貴・重尚ー • 山本宗尚（京大院・理）1

はじめに
GPM 主衛星の運用開始により衛星搭載降水レー ダによる観測範囲は TRMM/PR の観測範囲である熱帯・°°°亜熱帯域 (35 N-35 S) から中・商緯度 （約 65°
N-65 S) にまで広がった熱帯のメソ対流システム(MCS)の恩状域では ， 融解層より 下層に穏やかな下降流が存在し ， そこで雨滴 は蒸発する (Houze 1982 ,JMSJ). 一方，温暖前線降雨帯の層状域では融解層より下庖にメソスケ ールの上昇流が存在し ， 雲水 を生成する ． 落ドする雨滴がこの雲水 を捕捉することによって融解層以下でも雨滴が成長することを示す観測結果がある(Houze et al. 1981, JAS). 従って ， 同じ思状性と分類される降水であっても ， 熱帯·亜熱帯域の MCSによる降水と， 中・高緯度の温帯低気圧・前線 による
降水では降水過程が異なり， 降水の鉛直プロファイルに違いが 生じると考えられる． そこで ， 本研究ではGPM 主衛星に搭載された Ku 帯降水レー ダ(KuPR)の一周波プロダクトを使用し ， 同プロダクトにより 層状性と判定された降水を対象に， これらの有効レ ー ダ反射因子 Ze の鉛直プロファイルが， 降水システム・地域（熱帯域と中緯度）によってどのような特性をもっのか調べた．

2

事例解析

図 la,b はそれぞれ ， 赤道付近の MCS と日本の東海上の温暖前線降雨帯から得られた Ze の鉛直プロファ
イルのヒストグラムである ． 縦軸は融解層下端からの距離 ， 横軸は融解層下端 を 0 とした dBZe を 表す． 縦
軸0 km以上 に見られる Ze の高 まりがプライトバンド(BB)であり， 融解層に対応する． 図 la では BB より
下層で Zeが地表に向かって減少傾向であるのに対し ，
図 lb では BB より下層で Ze が地表に向かって増加する 傾向が見られ ， 下層の Ze の多くは BB 下 端の値より大きい これ は融解恩より下恩において降水粒子が成長していることを示唆する ． 別の湿暖前線降雨帯でもこれと同様の傾向が見られた．
3

下層成長する層状性降水の分布
BB 下暦で成長する 層状性降水の分布を調べるため
DZ 三： dBZe[ClutterFreeBottom + 1) - dBZe[BBBottom]で定義されるパラメ ー タ DZ を作った ． こ こで，
ClutterFreeBottom+1 (CFB+1) はクラッタ ーのない
最も下端 のレンジビンの1つ上のレンジ ビン ，BBBottom は BB 下端のレンジビンを表す ． 温帯低気
圧 に伴う前線帯， 停滞前線（特に梅雨前線）の削線帯，多くの台風事例において DZ は大きな正の値を示した ．
図 2 に春季の平均された DZ の分布を示す. DZ の分
布は熱帯域と中緯度で対照的であり， 主に熱帯域で負 ，中・高緯度で正の値となっている． 特に日本の東海上で DZ が大きな正の値を示しており ， 温帯低気圧の発
生• 発達域と対応している． したがって ， 同じ層状性降水であっても融解唇以下の Ze の鉛直構造は， 熱帯域と温帯低気圧が支配する 中・高緯度では体系的に異なる ． この差異は融解層より下層における雲微物理が熱帯と中緯度で異なることを反映しており，このような雲微物理の違い によって層状性降水がもたら す潜
熱加熱プロファイルや雨滴粒径分布等も また熱帯域と中・高緯度では異なる可能性がある． また ， 地上付
近（～地上 0.5-3km 以下）では グランドクラッタ ーが混入するためレ ー ダ による降水観測は困難であるそこで TRMM/PR プロダクトでは dBZe[CFB)から単調な 傾き（陸上の層状性： 一 0.5dB/km,その他：OdBZ/km)を仮定し， 地上降水強度 を推定している (e_Surffiain).
本研究 より地上降水強度 を梢度 よく推定するためには降水システム など によってこの傾き を設定する必要が あることが 示唆される．

o.,

心巫 g g 姻 g

-•�

ー1.5

-2
-25

-J
-J�
0

.... 。...

0.03-- --0.12

図 1: KuPR Ze 鉛直プロファイルのヒストグラム. (a)2014/10/6, パプアニュ ー ギニア島東海上で観測された
MCS. (b) 2014/10/12, 日本 東海上で観測された温暖前線降雨帯層状性と判定されたデータのみ使用 ．

ーI

-0,0

-0,6

-0.4

-0.2

0

0.2 . 0:4

-o:o

0.8

I

図 2 : 2014,2015 年の春季 (3,4,5 月） における DZ の平均値 BBBottom と CFB+l の差が 1.125km 以上か
つ ， dBZe[CFB+l]>lSdBZ のデ ータのみ使用．

— -221-

P227
日本の暖候期に発生する準停滞性降水系の組織構造に対する水平風の鉛直シア ー の役割＊鵜沼昂•竹見哲也（京大防災研）
1. 研究背景・目的なりやすいことがわかった．つまり，日本の暖候期に対流霙の組織構造の形成においては，水平風の鉛直
シア ー が重要な役割を果たす．特に，対流圏下層ある

発生する線状構造を持つ準停滞性降水系の走向は， 主

いは中層における水平風の鉛直シアー の重要性が指摘されている（例えばLeMone et at. 1998). 日本において大雨をもたらす線状・団塊状降水系の発生分布については，津ロ ・ 加藤( 201 4}で調ぺられている．しかし，―として対流圏 ド層の鉛直シア ー によって制御されていると言える．
さらに， 団塊状・線状の違いに及ぼす現境条件を調査した. Unuma and Takemi (2016}で調べたような
環境パラメタにより調べたところ，CAPE或いは対流

形状間の相違については十分に調べられていない．発

圏下層の鉛直シア ー においてそれぞれの形態間に有意表者はこれまでに準停滞性降水系発生時の熱力学的条
件について明らかにした(Unuma and Takemi, 2016}
が，それらの組織構造については十分に調べていない．

な差があった． このことから， 日本の暖候期に発生する準停滞性降水系の形態は，CAPEと水平風の鉛直シ
ア ー の環境パラメタによって分類することが出来ると本研究の目的は， 日本の暖候期に発生する準停滞性降

考えられる. CAPEと水平風の鉛直シアー とを組み合水系の組織構造とそれらの環境条件を明らかにすることである．

わせた環境パラメクとして，バルク ・ リチャ ー ドソン数

2. 使用デ

境パラメタを用いて団塊状・線状の準停滞性降水系の

ー

タ

・

解析手法

Unuma and Takemi (2016}で得られたデ ー タを用い，準停滞性降水系の形状を推定した．ここで Maddox(Weisman and Klemp, 198 2}が知られている．この環組織構造の違いを調査した結果， バルク・リチャ ー ド(1980}は，扁平率を用いて円あるいは楕円によってメソン数の値は， 団塊状の場合に 48 ・ 線状の場合に33となった．これらのカテゴリ間には， 統計的に有意な

ソ対流系の形態を推定している．このようなアイディ

差があることを確認している．したがって， 日本の準・ アを基に，本研究では準停滞性降水系の形態を円または楕円によって推定した．形状の推定には，Fitzgibbon

停滞性降水系における組織構造は，バルク・リチャ ー
ドソン数によってそれらの違いを把握出来ることがわかった．

et al.(1999)の手法を用いた．

s. 結果 ・ 考察

以上で得られた結果を用い，環境パラメタの観点から

Unuma and Takemi (2016} では日本本土上において，4133 の準停滞性降水系を抽出した．これらのデー
タを用い準停滞性降水系の形状を推定した結果，25 49
例の準停滞性降水系の形状が推定出来た．これらの準停滞性降水系を本研究の解析に用いた．
まず，円あるいは楕円によって推定された準停滞性降水系のアスペクト比を調査したところ，多くの準停滞性降水系のアスペクト比は1.4以上であった．ここで，団塊状あるいは線状の違いを調査するために，アスペ
クト比L4を基準にそれぞれのカテゴリを分けた．アス
ペクト比の基準は，Maddox (1980)にしたがった．その結果，アスペクト比1.4以上（線状）と 1.4未満（団本研究と日本以外の地域との類似・相違点を調査した．
線状の準停滞性降水系におけるCAPEの値は，Barnes
and Sieclanan (1984}の場合とほぼ同等であるが鼻 鉛直
シアー の大きさは本研究のほうが大きい．これは，熱帯＇と中緯度との風速場の違いであると考えられる．高速で移動するメソ対流系の場合と比較すると，Bluesteinand Jain(1985)で調べられた Back Builder(BB)の場合とバルク ・ リチャ ー ドソン数の値がほぼ同等であった． 日本の線状降水系におけるCAPEと鉛直シア ーの値は，BB の場合のほぼ半分であった．このように
環境パラメタにおける熱力学・カ学的条件は大きく異なるものの，パルク ・ リチャ ー ドソン数という複合パ

塊状）の降水系は，それぞれ2 ,216例·333 例であった．

ラメタを用いることで組織構造の類似・相違点を説明

次に，線状の準停滞性降水系の走向を調査した．降水系の走向は，風向と同様に北(oo)を基準とし，南参考文献(180 °}までの角度を計算した．その結果 ， 降水系の走向が45 0 となる場合が最も多かった．このことから；

日本の暖候期に発生する線状の準停滞性降水系の走向の多くは，南西—北東となることがわかった．また，これらの降水系がどの高度における鉛直シア ー に関係しているかを調査したところ，線状の準停滞性降水系の走向に対し1000-700 hPa の鉛直シア ー が最も平行に出来ると考えられる．
Barnes, G. M., and K, Si叫lrm"n, 1984: Mon. Wea. Rev., 112,
1782-1794.
Bluestein,H. B.,and M. H. Jain,1985: J. Atmos. Sci., 42,17111732.
Fitzgibbon, A., M. Pllu, and R. B. Fisher, 1999: IEEE加冠
Pattern Anal. Mach. Intel!.,21,476-480.
LeMone,M. A.,E. J. Zipser,and S. B. Trier,1998: J. Atmos. Sci.,
邸，3493-3519.
M叫dox. R. A., ljl80: Bull. Amer. Meteor.'Soc., 61,1374-1387.
Unuma, T. and T. Takemi, 2016: Q四rt. J. Roy. Meteor. Soc.,
血cepted. doi:10.1002/qj.2726.
W曲mi,n,M. L., and J. B. Klemp, 1982: Mon. W:皿転.,110,504-520.
津口裕嵐加藤輝之，2014: 天気，61,455-469.

-222-

P228

LETKF を利用した平成 26 年 8 月 19-20 日の広島豪雨の再現実験
依岡幸広・大谷修 一 ・秋枝周子・石本歩・岩田奉文・風早範彦・立神達朗·
仲田直樹・西森靖高（広島地方気象台）、 瀬古弘・横田祥（気象研究所）
1. はじめに 平成 26 年 8 月 19~20 日に広島県で線状降水帯が停滞し、大規模な大雨災害となった。この大雨は
社会的な注目度も高く、 大雨の発生機構等を取りまとめる必要がある。線状降水帯について、現業モデルは大雨を正確に予測できず、また、事後に気象庁非静力学モデルを用いて実験を行ったが、 再現結果も満足できるものではなかった。 デ ー タ同化などを行って線状降水帯が再現できれば、 その結果を用いて大雨の発生機構などを調査することができる。ここでは、局所アンサンブル変換カルマ
ンフィルタ ー (LETKF) で得られた予測結果を用いて線状
降水帯による大雨の発生機構等を調査した「広島地方気象台と気象研究所との地方共同研究」の結果を報告する。
2. モデルの概要と事例解析の方法 使用した予報モデル
は水平格子間隔 2km 、 鉛直総数は 50層の気象庁非静力学モデル(15km、 5kmからダウンスケ ー ル）で、境界値には全球予報値を利用した。 初期値には19 日 9UTCのLETKFの解析値を利用し、 20のメンバ ー を計算した。
解析方法は、 大雨となった広島市安佐南区八木付近を中心に 22km 四方の積算降水量（安佐SMQR) を計算し、 積
算降水量の大きいメンバ ー #010(FT=540までの積算雨量
約 120mn1) について解析し、 さらに小さいメンバ ー#005(70llllll)との相違点を調べた。 また、 20メンバ ーの再現結果を用いて大雨監視で利用できる指標について記述した。

発生期:FT=340、一綺如\:綱の翼人

図l 線状降水帯の概念図
皮＇・""凡綱....,

●、

J:

゜

● 9

3. 再現した降水帯の様相 再現した降水帯の概念図を図1:.
に示す。 線状降水帯は、 高度 400mの収束帯に沿って発生し竺., '"' ,., ,., ,mていた。既存の降水セルからの発散風は下層の収束を強め、新たな降水セルを環境場の風の上流方向や下流方向に生図 2 SREH(横軸） 、 500m の QFLUX成させ、 線状降水帯を維持していた。九州山地の山越え気（縦軸） 、 雨水祉（丸の大きさ）の散布区
流は、 不安定となっていた広島湾での対流を抑制し、 降雨域を陸上に限定する働きをした。 衰弱期は、 広島湾の風が時間とともに南成分を弱め、 600hPaのシア ー ライン後面の乾燥気塊の流入も加わって、 降水帯は衰弱した。
-出-�•)

4. メンバーの比較による大雨要因 アンサンブルメンバ ー 間の比較により、 以下の線状降水帯の大雨の特徴が得られた。 ①線状降水帯の停滞時間が長く、 降水セルが繰り返し発生していた。
②発散風による高度20mの収束量が大きかった。 ③発達期に 一 時的に入った中層の相対的な乾燥気塊の厚みが薄く、 発達が抑制されなかった。 また、 下層400mでみた広島湾からの南風の収束の位置が降水帯の位置に良く対応していた。
KIなどの不安定指数と安佐SMQRとの相関係数を算出したところ、 警報級の雨を監視する指数として、八島（広島湾の南西側にある島）でのKI 、 SREH 、 500mの水蒸気流入量 (QFLUX) が利用できる可能性があることが分かった。 全メンバ ー の線状降水帯が形成されたFT=360~440の20分毎のSREHとQFLUXの散布図（図2) を作成した。 SREH が150m 袴l、 QFLUXが300gm裕lを超えると雨水量が大きくなっており、 これらの値が閾値として利用できる可能性がある。
-223-

P229
「一発雷」の発生頻度と季節変化
林

修吾（気象研究所）， 丸井知鶴（筑波大学大学院生命環境科学研究科（旧所属））

1. はじめに（目的）
日本の北陸地方に見られる冬季雷では，「 一発雷」と呼ばれる突然発生し雷放電が一 回しか観測されないか ある
いは最初の雷放電の発生から最後の雷放電までの活動継続時間が極端に短い現象があることが知られている(Takeuti et al.
19 78, 北川ほか ， 19 9 6など）． しかし， 「一発雷」に着目した発生頻度・ 地域 分布の定量的な研究
はこれまで行われていない ． 本研究では
気象庁
雷
による
有人雷観測デー タと電磁波観測による
位置標定デ ー タを用いて、 「一 発雷」に関する
定
量的な解析を行い、 日本周辺の 「 一発雷」の発生地域や季節変動について明らかにする．

冬(DJF)
雷日数

一発雷日数
（回数）
2

雷日数

39

10

29

宮山

30

7(9)

56

金沢

79

18(19)

34

1

福井

63

゜

22(23)

゜゜

34

3

前橋
宇都宮

，

熊本
鹿児島

64
60

1

73

1

64

6

(c) JJAヽ

44N

夏(JJA)

一発雷日数
（回数）

新潟

．

(a) DJF表1. 有人気象官署での雷日数と 一 発雷日数切e
（一2. 対象期間と解析方法
対象期間は200 9年12 月~2012年11月の3年間とした．
有人観測の 対象地点は， 有人気象官署のうち夏季および冬季に雷日数が多かった上位4官署をそれぞれ 選択した． この基準から ， 冬季は金沢(78日）， 福井 (59日）， 新洞(
3 5日）， 富山 (2 9日）の4地点 ， 夏季は熊本 (6 6日）， 前橋(63日），
宇都宮 (59日）， 鹿児島 (57日）の4地点 ， 合計
8地点が選択された（括弧内は各季節での 3年間
合計雷日数）． これらの官署の原筋デ ー タから ，「 一 発雷」日数を求めた． ここでの 「一発雷」
を伴い，起時のみの定義は「雷鳴（強度0を含む）
が記録され ，その前後 6時間に雷放電の 記録がないもの」とする．
ために ，
さらに ， より広く均質なデータを得る
気象庁の雷監視システム(LIDEN, 気象庁 (2001))
を用いて ， 同様の調査を行った． ここでの 「一発雷jの定義は， 「 緯度0.2 度X経度0. 2 5度格子
（約2 2km四方）毎に ， LIDENによる対地放電検知
検後 ，その前後 6時間にその格子内に 対地放電が知されなかったもの ，ただし検知後1分以内に検知された対地放電を除く」とする．

3. 結果
「一 発
表1
に有人官署の季節別の雷日数および雷」日数を示す （春季と秋季は省略）． 北陸地方の4地点の雷日数は，富山を除き 冬に最も 多くな
り ， 春～秋にかけては少ない ． 北朋東（前橋 ，宇都宮）， 南九州 （ 熊本 ， 鹿児島）の雷日数は，夏に最大値 ， 冬に最小値を示す ． 「 一発雷」日数は冬季の北陸地方で大きな値を示し，特に金沢，福井が突出して 多く，いずれも3年間で約20日が「 一発雷」
観測されている．北関東，南九州でははほとんど観測されず ， 鹿児島の夏にのみやや大きな値を示す ． この結果は， これまでの「冬季の北陸地方に 一発雷が多い」と 一 致する．
図la~dに I
L DENによる 「一発雷」発生日数を示す ． なお ， 図は省略するが， 雷日数について
は， どの季節でも有人気象官署の値とよく 一 致
日本海沿岸していた． 冬季の 「 一 発雷」日数は部および太平洋の黒潮続流域に大きな日数が観測されている． 夏季の「 一 発雷」日数は， 西日本陸上で大きな値が散在している． 冬季のような明瞭な地域性は見られないが， 夏季にも 「一発雷」定義に当てはまる現象が冬季と同様発生している．有人観測との違いは学会で説明する．

40N
36N
32N

10

15

J

10

15

図1. LIDENによる
季節別

3「 一 発雷」

-224-

10

15

3

10

15

P230

ひまわり8号高頻度大気追跡風のデ ー タ同化実験
大塚道子， 國井勝， 瀬古弘（気象研・理研AICS), 下地和希（気象衛星センタ ー）

1. はじめに本研究では、 集中豪雨 や局地的大雨の 予測
精度を向上させるために、2015年7月 に運用開始された気象静止衛星ひまわり8号で得られる高分解能な商頻度観測 （ ラピッドスキャン）デ ータの同化手法を開発している。 ひまわり8号の観測で は、水平解像度が赤外2km、可視 0.5- 1 krnに向上し、 全球は 10分 、 日本
付近では2.5分の 時間間隔で画像が得られるようになった。 Shimoji ( 2014)は、 ひまわ
り8号の 高度化に合わせた大気追跡風(AMV)の 算出手法をあら たに開発し 、 気象庁現業数
値予報での 利用の ために、10分間隔の通常観測から得られたAMVを1時間ごと に算出している。 今回、 この新アルゴリズム によって°2.5分間隔の観測を利用したラヒ ッドスキャ
ン AMV(RS-AMV)を作成した。 高度化したRS-AMVデータの同化により解析・予報が向上すること が期待できるため、 これらのデータの同化手法の 開発 や同化実験を用 いた検証を行う必要がある。 大塚ほか(2015秋季大会）は、 このRS-AMVデ ー タを、NHM­
LETKF (気象庁非静力学モデル(NHM )を基にしたLETKF (局所アンサンブル変換力
ルマンフィルタ ー） (Kunii 2014))を用いて同化し 、 初期的な結果を報告した。
ひまわり 8 号の観測データ が上記の ように高頻度・ 高密度になったため、 利用可能なデー
タ数も数~10倍程度に増加した。従来の同化システムの前処理では、 解析の解像度や観測誤差相関を考慮して、 デ ータの空間引きや
ス ー パ ー オプザベ ー ション によって、AMVの選別ある い は平均 化 を行 っ て い る(Yamashita 2014など）が、 さら に高解像・高頻度な RS·AMVを有効に利用するために、最適な処理方法を検討する必要がある。
2. 手法
NHM-LETKFを用いた同化実験を行うた 'めに、QC 、デ ータ間引きや観測誤差等の最適な設定を検討する必要がある。 本報告では、
゜
日本域観測の2.5分間隔の ラヒ ッドスキャン
観測画像を5分間隔 に間引いて利用し、15分
間 隔 で RS-AMV を算出し た。 そし て 、
RS-AMVと 高層ゾンデ観測 、 気象庁メソ解析(MA)、 第 一 推定値(5 krn NHMによ る予測風）との差を用いた統計調査を行い、 精度検証、観測誤差設定や誤差相関の把握を行った。
3. 誤差に関する統計調査の結果
2015年8月の期間で得られたRS-AMVの高度別観測数 （凶1) をみると 、 上層風の数が圧倒的に多いが、ひまわり6·7号 と 比べると下層から中層風 も数多く得られている。 同
期間の MAやゾンデ観測との 比較（表1、 表
2 )では、 水蒸気チャンネルのAMVは、 可視や赤外に比べてやや精度が劣り、 布バイアスがみられたが、 全体としては上層から下層まで良い精度の風 が得られた。 図2は、 観測されたAMV の東西成分とある距離で離れた第一
推定値 との相関係数（同期間の平均値）を、基準にな る時刻から並べたもので ある。 観測間の距離 がある程度 近いと誤差相関は無視できない。 時間方向には、 距離が近 いと相関は大きいが、空間方向に適切な間引きを行えば、15分間隔の同化利用の可能性も考えられる。
これらの結果を踏まえ、 今後は、 同化実験を実 施していく。

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.....

匹—,;;.
,

表1 . メソ解析との差 ．
単位はms-10

図1 . 高度別の観測数(2015年8月） ．

<E-,➔ 小相関表2. ゾンデ観測との差

•

,m •

..

-

-•

..

図 2. 観測間の第 一 推
定値との 差の相関係
数横軸は距離(km).
縦軸は時間（分）．

謝辞
本研究はJSTCREST「ビッグデ ー タ同化」の技術革新の創出によるゲリラ降雨予測の 実証（研究代表者：三好建正（理研AICS))の支援を受けました 。

-225-

P231
A scalable High-order Spherical Laplacian Implicit Filter
for the Cubed-sphere Spectral Element Dynamical Core
*Hyun-Gyu Kang and Hyeong-Bin Cheong(Department of environmental atmospheric sciences, Pukyong national university, Busan, Korea)
1. Introduction
The spectral element dynamical core has been
widely used as global atmospheric model for its
accuracy, grid flexibility, and parallel scalability. To
stabilire the numerical model by nonlinear instability,
some diffusion operators should be employed.
Although explicit hyper-viscosity in the dynamicalcore is mainly used to remove numerical noise, there
are much restriction to configure diffusion
coefficient and time step size that should not violate
CFL condition. In the present study, the implicit
di伽sion which is free of di伽sive CFL condition isdeveloped for the spectral element dynamical coreon the cubed sphere.

2. Scalable high-order implicit filter

performance to high-order spectral filter except for
only few high wavenumbers (Fig. 2). The advantageof the filter, particularly when it is used as a
hyperviscosity in the time-stepping procedure, is thatan arbitrary magnitude of viscosity can be used,unlike the conventional explicit-hyperviscosity
based on the Laplacian operator. The filter was
implemented in the cubed-sphere spectral elementhydrostatic dynamical core to control the grid-scale
numerical noises. It was demonstrated that the filter,
while maintaining the parallel efficiency of thespectral element model, eliminates effectively thenumerical noises without affecting significantly thelarge-scales and thus contributes to the stability ofthe model.

The spherical Laplacian operator on the cubed
sphere was discretized by spectral element method

1500
1200

900

1200

1500

Fig. 1. Parallel scalability of the high-order implicit filterfor 1 ° horizontal resolution with 30 vertical levels tested
on KISTI Tachyon 2 supercomputer system.
1.E+06
1.E+OS叫

03 02

compared. It turns out that grid-based high-order
implicit filter shows very similar scale-selective

600

Number of processors

1350 cores (Fig. l).
3. Evaluation of performance of the high-order
implicit filter
To evaluate scale-selective performance of thehigh-order implicit filter, spectrums of the Earthtopography filtered by the high-order implicit high­order filter and spherical harmonics spectral filter is

300
900600
300

m
oE E
1
1
1
百 ）』0Modthe inverted filter matrix in advance, multiplicationof the inverted matrix and the global grid vector (i.e.,
matrix operation method) is required to carry out
filtering process. The filter is, therefore, parallelized
for matrix-vector multiplication process using the
distribution of filter w�ights which is matrix
components in a row of the inverted filter matrix, andparallel scalability of the filter is nearly perfect up to

dnpaads(SEM) adopting the Gauss-Lobatto Lagrange
Interpolating Polynomials (GLLIPs) as orthogonalbasis polynomial for each local element, and theglobal discrete Laplacian operator matrix is, constructed by assembling the local discrete
Laplacian operator matrix to represent global linear
system. The global discrete Laplacian matrix which
is appeared to be a highly sparse matrix is used toconstruct the high-order filter matrix. By preparing

1.E+01�
1.E+OO

1—―Raw--•SH見q3
SEM_q310

Spherical wavenumber

100

Fig. 2. Spectrum of the Earth topography filtered by high­order SEM filter (red solid) and spectral filter for q=3 (Vりfilter order (blue dash).

-226-

P232
人体の温熱感覚器を用いた都市熱環境評価に関する実験的検討＊

板倉拓哉 （東京理科大学大学院理工学研究科）， 酒井遼（東京理科大学大学院理工学研究科），
仲吉信人（東京理科大学理工学部）
L序論
都市の熱環境は年々悪化傾向にあり，熱中症や睡囲睾書などとされているsErが22.tCから25.6"Cまでの範囲のデー タが不足していることからー詳細な議論はデータの追加が必要である．
(Giggeetal, 1941)(2)体感温麿とSET': 体感温度とsErの屋外観測の結果を園2といった社会問題にまで発展している．これら問題の対応策を練るには，都市の気候を詳細に把握し評価することが効果的であるとされている．しかしながら，屋外q楕覇魔は非一様性り5強く，アメダス観測網では諾細な糊慰竜を捉えられない．そこで，人の温熱感覚データを多量四囮農することで都市の熱環境を把握し 評価できないかという着想の下，本研究室ではスマートフ

ォンのアプリケー ションを用いて街区を活動する市民から気象に関する主蜘劇trータを収集は昴市q鞭慰意を評価する手法の検討を行っている．この手法を確立するには観測機郡こより得られた気象デ タと 被験者の申告によって得られる体感気象に示す． 佑蛮尉度と況rは非常に高い相関を示した. sErは日
射や風速，人体の熱収支を考慮した温熱必繭恥？あるため，榔験者の佑叡駐覧申告は気温自体の 評価ではなく，その空間におけるさまざまな要素をふまえたうえでの評価であるといえる．温
熱感では夏冬で 2パク ー ンの熱環境評価となるのに対し，体感
疇ぱ勇年で熱環境を評価できる可能四t示された．
4. まとめ涸熱感と体感温度は温熱感指標であるsErと高い相関を示し

ー

値との整合性を得る必要がある．本報では、気象観測値と被験者の体感気象申告の関係を調査したので報告する．

た．このことから，都市の熱環境を詳細に把握するための手法として人体の温熱感覚器を利用できる可錮生を得た．さらなるデー

2. ii輿磁(1 )実験概要：客観気象値と体感気象値の関係について検討するため屋外での観測を行った．椙熱感芍知臨即泊憲肉象には，庇往研究でも多く用いられているSET" (標準新有効椙度）を利用した. SET"とはO寧etal. (四l)によって提案された人体のタの蓄積や尺度の改善などが今後の課題として挙げられる．

疇：本碗究は翠科研費篇濶9の助成むtiたものである．ここは薗鼓示す．
参這
I)
2)

OW.AP叫： ASHRAEli匹迅虹•77(1泊叩'267,1971
0,囀凶eta!: Sci匹公丸砥m伍H況1941

熱 収支に基づく温熱感指標である.
(2)屋卜観測：屋外における客観気象値と体感気象値の関係について検討するため，東辰埋科大学野田キャンパス5号館の屋上で観測を行った．観測実施日は201517/31, 201醜6- 2015/10'6,
2015/ll/17で，被験者の延べ人数は21名である．客観気象の測 定
項目は直達日射量，短波・長波放射砒風向風速，気温，湿度とし，それぞれ測器を用いて迪胸的に観測を行った．佑影“良の測定項目は，温熱感，快適感，体感風速，体感日射，体感温度，体感湿度の6項目である．加えて，被験者ごとの身長・体重性別，
年齢，着衣量を収集した．裁1に釦影鴎遣の尺度表を示す．被験者間での相談は禁じ，1分間隔で観測シー トに体感気象値を被験者に記録させた．
3. 結果と考察，

以降では体感気象デー タに区間を定め， その区間内でSEJ"の平均値と標準偏差を算出し議論する．
(1)温熱感と置:r': 表1に示すように，温熱感の尺度は夏季と冬季により異なるため，夏季と冬季に分けて解析を行う．結果を
園1に示す． 夏季の結果，決定係数が約0.84と温熱感とSEJ"の間には高い相関はみられなかった．冬季の結果，決定係数が約

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-227-

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臨と夏季に比ぺ高い相関がみられた．このことから冬季においれた．夏季の結果についてはデー タの数が少ないことや即菌威

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40

45

P233
都市域の熱フラックスと人工排熱に調する考察＊荒木沙耶，平野竜貴， 菅原広史（防衛大地球海洋）， 近藤裕昭，村山昌平（産総研）

1.

はじめに
人工排熱（顕熱）はヒ ー トアイランドといった都市域での特徴的な気候を形成する要因であるだけでなく、対流の励起 ・ 強化をとおして降水現象へも影響を与える可能性がある。一般に人工的に排出される熱や水蒸気は電気やガソリンなどのエネルギー消費量から算出される（インベント
リー 解析）。しかしながら、 例えば人工排熱と同様にインベントリ解析によって推定される二酸化炭素放出量は、実測された二酸化炭素フラック
スとは特に日変化のスケ ー ルにおいて 一 致しないことが指摘されている(Hirano et al., 2015
SOLA) 。
前報(2015年秋季大会）では、国交省・環境省による人工排熱の推定値と実測のフラックスを比較したが、夜間の人工排熱推定値が実測の熱フラックスを上回っていた。自然起源の熱フラックスも存在することを考えると、推定値が適切であるとは考えにくい。都市部には様々な種類の人為排出源が不均質に分布しており、インベントリー解
析による人工排熱の推定は難しいと考えられる。
そこで本研究では、熱フラックス実測値の平日休
日差や季節変動から、人工排熱について考察を行った。
2. 観測概要
東海大学代々木キャンパス（東京都渋谷区）内の鉄塔（地上約 52m) に乱流計測機器を設置した。
超音波風向風速計(Wind Master Pro)、及びCOJ
比0オ ー プンパスアナライザ(Ll-7500/vを使用し、渦相関法を用いた顕熱・潜熱フラックス観測を行なっている。観測間隔は 10Hzで30分ごとにフラックスの算出を行った。観測サイトの北東方向には大規模緑地（代々木公園、明治神宮、新宿御苑）が位置しており、また南側にも緑地 （東大駒場キャンパス）がある。その他の方位は中 ・ 低層のビル群となっている。
3. 結果
解析の対象期間は 2012年11月~2015年5月である。顕熱フラックスの実測値は季節や天候、雲量等に左右されるため、大気放射量L及び全天日
射量Sを用い、それらの合計に対する顕熱フラッ
クスHの割合を求めた。図1に2月、8月の平日

及び休日の顕熱フラックスの割合時別平均を示す。データ数は時間帯によって異なるが、 平日がN=13860、 休日がN=6495 である。
図1を見てみると、2月の未明から 明け方にかけてにおいては、休日の方が顕熱フラックスがマ
イナスの値をとっている。この時間帯の平日 ・ 休
日の差は統計的に有意である。この時間帯は放射冷却により地表面が冷えるためと考えられる。平日は人工排熱によりそれが緩和され、顕熱フラッ
クスはゼロに近い値をとったと考えられる。一方、8月は日中僅かに平日の方が大きい傾向を示しているが、 夜間は 明瞭な差が見られない。 また、2月と8月では平日休日での大小が特に昼過ぎから夕方にかけて逆転していて、人工排熱の排出源 （交通、建物）あるいは排出特性（日変化）が2月と8月で異なる可能性がある。
図1 平日及び休日の、全天日射量と大気放射量の和o.sFebruary

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に対する顕熱フラックスの割合。時別平均値。上図：2
月、下図： 8月
＊本研究は科研費24241008の支援を受けた。観測に際しては、 東海大中島孝先生に協力を頂いた。

-228-

P234

冬季・春季日本における粒子状物質広域高濃度時の気象条件（第2報）：
ー高濃度時の気温逆転層ー＊早崎将光・菅田誠治（国立環境研究所）
1. はじめに 前報(2015年秋季気象学会P360) にて，冬季一 春季の日本におけるPM2.s広域嵩濃度事例の 一 部(21-24May2013, 25-27Feb2014)について高層
ゾンデ観測を用いた解析を行い，地上でPM2.s高濃度がみられる地 域の近傍では高度1 km ないしそれ以下の高さに気温逆転層が存在することを見出した ． このような気温逆転層の存在は，地表面からの排出物質の鉛直輸送を抑制することで地上での高濃度をもたらす
可能性がある． ただし，これら逆転層は高層ゾンデ観測から検出した情報なので，逆転層尚度 ・ 強度やその空間規模の時間変動について検討できなかった ．
本研究では，対象事例を拡大して気象 ・ 大気質に関する観測デ ー タ解析に加え，領域気象モデルも併用し. 広域高涙度時 の気温逆転層の時空間変動を明てPM2 sらかにする．

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3. PM広域高濃度の検出と気温逆転層 本研究における「広域高濃度日」は，閾値(50µgm -3)を上回る格子点が14点（約10,000km生千葉 ・ 神奈川 ・東京の合計面積に相当）以上の日とする． 解析期間中
では，合計18回(39日）のPM2.s広域高濃度を検出した（表1). このうち ，、気象庁により黄砂日と判定された2回(29
May-04Jun2014, 22Mar2015; 8日）を除
くと，冬季から春季(12月ー5月）で13回(23日）発生
していた ． 特に高濃度のイベントの多い2 - 5月では，8回のうち5回で気温逆転層が検出され，いずれも逆転層の下端が高度1000 m以下にあった ． また ，逆転層を伴う高濃度イベントでは，ライダーで観測された球形粒子 の高濃度層の上端南度が気温逆転層の下端高度とほぼ対応していた（図略）． この事は，気温逆転層が存在することで，それより下層のエアロソル鉛
直拡散が抑制されていた可能性を示唆している．

表1: PM2.5 広域高i劇度事例の月別発生回数と積第日数. 2013
年 4月ー2015 年 12月まで．気象庁観測による黄砂日も含む．
Jan Feb Mar Apr May Aug Oct Dec22
イペント数 3
2
2
1
4
2
（日数）
(4) (5) (4) (2) (13) (6) (2) (2)n3

2. 資料および解析方法 大気汚染常 時監視局（常監局）から，解析期間中(Apr2013-Dec2015)で継続観測（有効デー タ比率80%以上）とみなした 一般局（合計421
局）のPM2.sの1 時間値(Apr2014 以後は速報値）を使. i農度の品質管理(QC)
用した ． なお，前報同様，PM2 sをおこない，近傍測定局との濃度の乖離が顕著な測定局・1 時間値を解析対象から除外した ． また ，常監局の観測値とCTMの推計値との比較をおこなうため，
測定局濃度を格子平均濃度（格子間隔25km)に変換して解析に使用した（格子平均PM2.sの国土被覆率：約20% ). 作成した格子平均PM2.s(l時間値）から日最大8 時間平均を算出し，高濃度日の選択に使用した ．
気象デ ー タは，アメダス ・ ゾンデ ・ ウィンドプロファ
イラなどの地上 ・上層観測値を，大気中のエアロソル
関連観測値として，MODISの光学的厚さ(AOD)と日
本国内のNIESライダ ー 観測(9地点）を使用した ．
領域気象モデルはWRF(v3.7.l)を使用し，計算領
域はDl: 東アジア域(27 km 格子，151 X 121点，35層）およびD2: 日本拡大域(9km 格子，154 X 142点）の2段階双方向ネスト（領域内デ ー タ同化off)とした ．

4. モデルによる気温逆転層の再現性 扁層ゾンデ
やウィンドプロファイラ観測の みでは，観測時刻や観測地点に制約があり， 気温逆転層の時空間変動を議論するのが難しい． そこで，PM2.s広域高浪度期間でのWRFによる大気場の再現実験の結果を示す．
図1 は，D2 領域の気温・相対湿度(RH)の南北—鉛直断面（ほぼ133 ° E沿い）である． 松江{35.5 °N)における高層ゾンデ観測と比較すると，高度1-4 km での顕著な乾燥気塊はゾンデ観測とよく 一 致していた ． 一
方で，高度1 km 以下ではRH が過大であり，かつ観測で見られた2 層の気温逆転層(sfc-400 m, 1000-1200m)の再現性が悪い． 特に，地表面に近い方の逆転層は，モデルでほとんど再現されていない． 気温逆転層の再現性が良好でない要因の一 つとして，WRFの鉛直層数の不足が考えられる． ここで使用した WRF計算設
定では， 高度1 km未満の鉛直層が少く(7 層），観測でみられた薄い気温逆転層（厚さ100-400 m程度）を再現しきれない場合があると考えられる．
発表では，逆転層を伴う全てのPM2.s広域忘濃度事
例における地 上でのPM2.s濃度動態と気温逆転層の時
空間変動について報告する．

32,4

34.6

latitude潤..

Relative Hum�ity図）

39、1

I I I I I I 属910 20 30 40 50 60 70 80 90
図1: 気温（等値線）およぴ相対湿度（陰影）の南北ー鉛直断面
図松江近傍（ほぽ133° E)に沿う (OOUTC 26Feb2014).

-229-

41.3

大 へ 会第3日

A301

ISM確率台風モデルの開発その2＊鈴木

香寿恵 ・中野慎也· 上野はじめに

v(t)=え(t)= v(cp(t), 入(t))+v,.,(t)v, (t)= W*V心 (t-I)+e(t)むと表現する。 ここで、 Vre_s(l)は慣性の成分であり 、
時刻1-1の進路方向に重み付けをした上で、 摂動としてe(l)のランダム成分を付加している。 すなわち 、一つの発生種から様々な台風経路の推定が可能に なるような設計となっている。 wは重み付けの項で、月ごとに BTを用いて最小二乗法でフィッティングしている。 進路を決める際、 一つ前の時刻の情報を参考に することから、このモデルは自己回帰モデルであり、 便利のためIBAモデルと呼ぶこととした。
ここでは気象庁ベストトラックおよびMRI-AGCMの実験結果から抽出した台風トラックデ ー タを蜆測
デ ー タとして、このIBAモデルによって生成された
台風経路の再現性について検討する。

結果
図lにM図AGCMによる将来気候の再現実験から抽出された台風トラックと、それらを基にIBAモデルで生成された経路の頻度分布を示している。 将来気候においても、基となるトラックデ ー タがあれば十分に模写が可能であることが示されている。 これらの結果を用いて、 将来気候下における台風強度推定を実施する予定である。

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時間tは一定とし、 ¢は経度、 入は緯度である。 aoから印までの係数は、 各月ごとに BTを用いて最小

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台風経路は、 その背景となる大気循探場の構造にとても影轡を受けたものとなっている。 これまで開発されてきた確率台風モデルでは、 年間発生数に従って台風経路を推定することが多かったが 、 季節変化
をより正確に捉え、台風による人間生活へのリスク推定を季節毎に実施することも視野におき 、 季節変化に対応可能な確率台風モデルの開発を進めている。
ここで、 個々の台風経路はそれぞれ異なるが、その平均風ベクトルを月ごと 、 長い期間について計算す
ると 、 同期間の月平均SSTの分布によく似ていることが確認できている。 すなわち 、 平均風ベクトルは代表的な台風経路の分布を示している。 この平均風ベクトルをfiled Vと考え 、 次の式で表すことが出来
る。

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経路推定と使用デ ー タ

二乗法でフィッティングして決定させる。 このfiledに対して 、 ある台風の時刻tにおける位置x(l)をx(l)=(<jJ(l), 入(l))と表現すると、 その移動速度v(l)は,aaa,a―—•――――-―•―[

将来、 気候変動によって生じる様々な自然現象の変化が想定される。 そのうち低頻度ではあるが人間生活への影糊の大きな事象によるリスク情報の創出することが最終的な目的である。 ここでは、 「人口の集中する大都市圏へ到来する台風」を想定し 、GCMやRCMによって予測された将来気候下における台風経路の確率分布を推定することを本研究の目的とする。
これまで、 過去のベストトラックデ ー タ（以下 BT)
から台風の移動速度・台風強度などの確率分布を算出する、確率台風モデルの開発が進められている（橋本ら、 2005など）。 これらの確率台風モデルによる、
現在気候における台風生成については再現性がよい。
しかし ながら将来気候においては、 確率分布の元となる観測デ ー タがないことから台風の発生位慨や台風強度の温暖化によるバイアス問題への対処が難しい。 また、 GCMによって予測された将来気候において発生する台風を蜆測デー タとして扱う場合にも、年間30 個程度しか発生しない台風の特性から、確率分布を推定するには十分なサンプル数が得られないという問題がある。
以上から 、 GCM等によって予測された将来気候場にも適用可能な、ISM(The Institute of
S tatistical Mathematics)確率台風モデルの開発を進めている。 経路推定には 、 二種類の手法を適用している。 手法aは、 BTを用いて確率分布場を算出し、経路生成を行う従来の手法に 加え新たな統計手法を適用させ、将来気候場においても運用可能な方法を甜くことを目指している。 手法bは、 台風の移動が指向流や偏西風に依存していることから、台風の中心位四を流跡線解析を用いて追跡することで台風経路の推定を行うものである。 この手法は、 台風種の位置を与えることで、 将来気候場においても計算可能なモデルとして考えている。
消滅は 、 経路と同様に BTを用いて消滅確率場を算出し、消滅判別を行っているが 、 経路に沿って台風強度を与えることの可能なCHIPSモデルの導入もしくは強度推定モデルの開発を予定している。

玄太（統計数理研究所）-. ..,.- - ·んパt,( • ,-

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図I. a) 6月におけるMRI-AGCMによる将来気候推定実験から抽出された
台風トラックの頻度分布(5股xS度）とb)I I月におけろ同頻度分布。 c) a)のトラックから生成した台風経路の�i度分布。 d) c)と同様だがb)から生成した台風経路の頻度分布。 e) a)とc)の，'；。 t) b)とd)の差。

謝辞：この研究成果は文部科学省気候変動リスク創生プログラム・テ ー マCによる助成を受けたものである。

-233-

A302

将来温暖化時の瀧率降水量マップの作成(2)＊杉正人・今田由紀子・仲江川敏之（気象研究所）・上口賢治（気象庁）

はじめに共通のパラメ ー タを用いる平均値正規化法の方

気候変動リスク情報創生プログラム（文科省
H24-H28)のテ ー マC「気候変動リスク情報の基が、 各地点ごとのパラメ ー タを用いる従来法より盤技術開発」では、 高解像度の大気モデルによる

デ ー タの分布関数への適合度が良い ことが示された（図1)。

予測実験結果を用いて、将来温暖化時の確率降水

結量マップを作成する手法の研究を進めている。課以上の検討結果から、確率降水量マップを作成

題は、 1)モデルの数値実験の現在と将来それぞする方法として、 地域内で共通のGEYを用いる平れ 25 年のデ ー タから、 どのようにして 100 年確

均値正規化法が適切であると考えられる。 今後、率降水量を精度よく推定するか、 2)降水量は地形の影響を強く受けるが、確率降水量の空間分布

この方法の妥当性を、AGCMの世界の各地域のデ ータに対して検討していく予定である。

における地形の影響をどのようにして精度よく゜(a)従来法（各地点ごとのパラメ ー タ）

推定するかである。

5

平均値正規化法(Gumbel分布）
本研究では、 上記1) 2)の課題に対して、 平

601

3そして、 平均値で正規化されたデ ー タは、 全地点(l )年最大日降水 量の平均値で表されると仮定する。

4

均値正規化法の開発を進めている。 この方法では、
確率降水量に対する地形などの影響は、各地点の2で共通の極値分布関数に従うと仮定する。
平均値正規化法の妥当性を検討するために、まず、極値分布関数としてGumbel分布を仮定して、全国のアメダス地点 1001 地点の28年の日降水量0_5

観測デ ー タの極値分布関数への適合性を調べた。
その結果、 従来法（地点ごとに分布関数のパラメ(b)平均値正規化法（全地点共通のパラメ ー タ）

ータを求める方法）の方 が平均値正規化法よりもCl
5

Gumbel分布によく適合することが示された。この
結果を見ると、 従来法の方 が平均値正規化法より

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o・

2

い て計算した確率降水量も大きな推定誤差を伴苫

響を受けやすく、 その結果、 そのパラメ ー タを用(l )分布関数のパラメ ータは、 サンプリング誤差の影

4も良いように見える。 しかし、 地点ごとに求めた

うと考えられる。さらに、Gumbel分布を用いる方法を AGCMの実験結果に適用すると、 日本以外の地域では、 従来法も平均値正規化法もデー タの分o_.s

布関数への適合性が良くないことも示された。
平均値正規化法(GEV分布）
そこで、 極値分布関数として、 より一 般的な一
般化極値分布関数(GEY)を用いる方法を検討した。 その結果、 GEYを用いる場合には、 地域内で

-234-

図1

20

25

s

年最大日降水量のs-logTプロット。20km

全球大気モデルの北西太平洋域格子点(43x43地点）のデータ(Cunnaneプロット）と GEY 。

A303
比較 SPI を用いた将来の降水量変化の評価
一＊長谷川聡·Maksym Gusyev · 岩見洋
土木研究所(PWRI)水災害・リスクマネジメント国際センタ ー (!CHARM)
量の多寡に関わらず個々の地点の将来変化の深刻度を比1散できる例えばチベット高原西部では上図では明瞭ではじめにSP! (Standardized P「ecipitation lnder-)は， 水文条件や牒業活動や社会経済活動を考慮しない気象条件のみによる渇水（気象学的渇水） や洪水の指標の一 つである． 気象変数として降水羅データだけを用いて簡単に計鍔可能で， lヶ月から数年単位の様々な時間スケ ー ル の気象
学的渇水を特徴付け， 世界中の異なる地点や気候帯でない程度の増加だが， 下図では現在の年々変動の大きさと比して非常に大きく湿潤側に将来の平均状態が移行することがわかる． 逆にボルネオ烏やニュ ー ギニア品では
上図では増加が顕著だが， 下圏では将来の平均はほぼ現在の年々変動の上端程度にあることがわかる．
-...

比較可能である． 通常は連続する20-30年以上の長期問の観測デー タから計算して， その中央値でSPl=Oに，
士10", 士1.50", 土20"でSPI=土1.0, 土1.5, 土2.0となり， その外側でそれぞれ"modelately, severly, extremely wet d
/ ry"

,..

等と湿潤・乾燥の程度を分類する．
しかし気候モデルを用いた疑似温暖化実験など， 同 一
地点の異なる気候状態（例：現在vs将来気候）を比較する
場合， 両者の気候条件で大きく降水量が変化したとしても， それぞれの気候データ別にSPIを計符して単純に比較するだけでは両者の差は非常にわかりにくい． このような比較が容易となる比較SPI (comparative SPI; cSPI )ー1000-eoo -ooo •oo- -200 o200,oo ,oo ,oo 100()

心を提案し， 幾つかの河川の流域平均について適用し発表した(Hasegawa et al AOGS2015; 日本気象学会2015年度秋季大会予稿集P l 97). 本研究では， 地点降水砿で比螂

四較SPIを計算し， その水平分布を求めた．

2

デー タ
MRI -AGCM3.2Sを用いた 1 979-200
3 年の現在気候実験および2075-2099年の幽種の SSTを用いた RCP8.5
実験の日降水旦データ
をバイアス補正して用いた．

3

結果と考察

図： MRI-AGCM3.2Sのバイアス補正降水愚から求めたアジア

ここでは， MRI-AGCM3.2Sを用いた現在気候実験とRCP8.5のマルチモデルアンサンプル平均のSSTを用いを中心とした平均年降水母の変化(f-.)と現任気候実験を出げ準とした将来気候の12ヶ月スケ ー ルの比較SP! の平均（下）。

た実験の比較
を例に示す． 上図は平均年降水鼠の将来—■ 謝辞

現在気候実験の差を示す． この固は， あくまで平均値の生プログラム」の支援により実施された． 各種データの差を示すものであり， 現在気候状態でもある年々変動の提供に感謝します．

本研究は， 文部科学省「気候変動リスク情報創

大きさと比してどれだけ将来気候状態で変化するのかは■ 参考文献 Hasegawa, A., M. Gusyev, T. Ushiyama,

示していない ． 下図は現在気候状態の中央値や標準偏差J. Magome and Y. Iwami (2015) Drought assessment inを基準とした将来気候状態の 12ヶ月降水位の比較SPI

the Pampanga River basin, the Philippines - Part 2: Aの平均値を示す． 将来の平均降水旦が現在と変わらなけ

comparative SP! approach for quantifying climate change

れば 0付近，現在の年々変動の幅の上下に達すると士1.0

hazards,という形に標準化されているので， 現在気候状態の降水

http:/ /www.mssanz.org.au /modsim20l5/Ll3 /hasegawa.pdf.

-235-

A304

日本付近の Atmospheric River の出現特性
谷田貝亜紀代・高薮 縁（東京大学大気海洋研究所）
1.
はじめに
米国西海岸の豪 雨を も た ら す要 因 と し て ，Atmospheric R iver(AR )が知られているこれは，熱帯・亜熱帯を起源とする対流圏中層の湿った大気がJet気流によって細い川のように長距離輸送
され ， 地形性降雨により豪雨がもたらされる等の特徴がある最近全球的な解析もなされ， 南太平
洋や大西洋の例も報告されている． 日本付近の解析例は少ないが，2014年8 月 の広島豪雨時 ， 湿潤
な対流圏中層， 東南アジア付近からの水蒸気輸送などAR の特徴がみられることが報告されている(Hirota et al. , 2016). そこで本研究は， AR自動抽出アルゴリズムを構築し， 日本付近の AR 出
現特性を整理し， 日本の多降水イベントとの対比を行うことを目的とする

4.
今後の予定と謝辞
本研究は， 日本の豪雨の要因の 一つとして， 熱
帯からの中層の水蒸気輸送である AR に着目して解析を行っている． 日本の降水母や， 他の循環特性との対応については， 当日報告する ．
なお ， 本研究には， 科研費補助金（ 基盤A, 代
表：高薮縁）を使用した

ERA-Interim WV anomaly (>10)
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図 l 広島豪雨(2014年 8月19日 18UTC頃）の日について抽出された AR 領域（陰影）． 点線はAR を含むBOX領域実線は日本域(123·146E,
24·46N).
500
100
150
200
250
300
350

2.
データとAR抽出
ARの抽出（定義）はSSM/Iにより ， 20mm以上の水蒸気量（可降水量 ，PW)があり幅1000km以下の
細い川のようなPW領域が距離2000km以上伸びていることでなされることが多いしかし日本付近
では 20mm 以上を基準にすると， 広島豪雨など典型的な事例が ARに相当せず，SSM/Iでは陸域との統合的解析が難しいそこで， 本研究では，SSM/IとERA-Interimの海上のPWの時空間相関が高い
ことから， ERA-Interimによる水蒸気量 偏差からの抽出を試みた ．
ERA-Interim再解析データ( 0. 75度格子） ， 1日
4回のPWを1988-2014 年について日平均して使用した対象期間(27年間 の各日の平均値を計算）
後，その日を中心とする31日移動平均を求め， 平年値とした 対象期間の各日について，PW平年偏差を計算し，PW偏差-lOmmの領域を抽出した熱帯に端を発するが30Nを超えて北上しないものや，
細長くないもの（熱帯低 気圧など）は除外した ．
図lに広島豪雨日の抽出例を示す ．

方振動指数(SOI) が有意に正(La Nina)で，1999-2000 年は夏以外の季節は有意に正である．
また， 最低出現数の 1992年は年間を通じて SOIが有意に負(El Nino)であるが，他の El Nino年には， 出現の多い年も含まれ， 熱帯の経年変動特性だけで日本付近のARを説明することは難しい

―
―

v ooz

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8661

661

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8861

-236-

11 0661-,'

AR出現特性3.
図2に， 日本域（図1参照）にARが検出された日数の経年変化を示す．季節平均では ， 冬(DJF)
1013例，春(MAM)1722例，夏(J JA) 2229例，
秋(SON) 1870例で， 夏 季に多く，冬季に少ない
図 2 図1の日本域内にARが検出された日数
結果となった．
固2でAR出現の多い 1998, 2010年の夏 は南の経年変化．

A305
地球温暖化が影響する日本の冷夏と暑夏について（その8)-「東北地方でのみ起こった梅雨明けの遅れ」の原因について一谷貝勇
1

これまでの経過とその後°ー2015 年春季学会で、 谷貝は、 気象庁のデ タによると温暖化による梅雨明けの遅れは東北地方でのみ起こり、それより南では起こっていないことを報告した。IPCCの報告害(2007, 2013 ) では、
温暖化実験で、 東北地方よ り南における降水量で梅雨明けの遅れを解析していたから、これらは整合性がない。 その後、秋季大会で栗原(2015)は、口頭発表で、 気象研究所地域気候モデルによる温暖化実験で、 500hPaの高度場を使って前線を解析すると、6, 7 月の位置に変動がなく、 すなわち、
東北地方より南では、 梅雨明けの遅れのないことを報告した。 これから、 これまで解析された「梅雨明けの遅れ」は、 モデルの欠点によるものではなく、 降水量で梅雨明けを判定したことによることが明らかになった。 このことは、 過去のシミュ
レ ー ション結果で、 高度場や温位を使って前線を再度、解析することで確認することができる。
また、 温暖化による異常気象の起こる原因として、 まず、 地表気温の上昇が考えられている。 しかし、 これでは、 東京と仙台で、 梅雨明けの影密が異なる原因にはなり得ない。 日本列島では、 夏期といえ ども力学的に異常気象が起こっているので、 加熱、 すなわち地表気温の上昇としては、 い
つ、どこで起こるかで、フィ ー ドバックが異なり、列島で起こる気象変化は大幅に異なる。 今回は、
どこで起こった地表気温の上昇が、 日本列島に影響するのかを調べた。
2＊

解祈結果について

日本の夏期で前線帯の強さの指標として、 西日
本と北日本（宮古） の気温差で定義する北冷西暑指数を用いる。 この値が極大になる日を集めて、°JRA25の地表気温で偏差を計算すると、東経140°ーの経度線上にヒ クが現れる。 これから、気象庁で作成したJRA55 , JRA55Cを用いて、
July

°

°

°

°
°
A (65 -70 N, 140 -145 E)、B(40 -45 N,°°
140 -145 E) 地点の月平均気温偏差の差から得られたシベリア ー オホ ー ツク海指数(A-B)を計算する。B点は北海道であるが、オホ ー ツク海上のじょう乱の影響を検知するのに都合の良い地点に°なっている。 HadCRUT 3では欠測のため、 60-65 Nの点を用いた。 これらは、 基本的に、 同様の結果を与えた。HadCRUT 3の値のある点で、JRA55と 55Cを比較すると、 各種の相関係数で 55Cが大きく出た。 これは、 観測値の多い領域では、 気象衛星交
代に伴う人為的なノイズが減った結果と考えられる。 世界平均気温（陸上）は、 気象庁から 2010年までの値が公開されていたが、 地球温暖化と力学を結びつけるために重要な星のひとつである。
第1図にある 7月のシベリアー オホ ー ツク海指数と7、8月の世界平均気温（陸上）は、温暖化が進行した 1976-2010年までの 3 5年間では、 0.38と0.45となり、これらは99%の統計的信頼性がある。
すなわち季節変化に伴う（ ユー ラシア大陸上での）気温の上昇は、 一様には起こらず、 東シベリア地域が 1 月前から始まり、 この地域は地球温暖化の影密を検知しやすい。 シベリア ー オホ ー ツク海指数および北日本（宮古） と西日本の温度差で定義
する北冷西暑指数の相関係数は、 同じ期間の7、 8
月で 0. 52 と 0. 48の高い値となり、 いずれも 99%の信頼性がある。 オホ ー ツク海高気圧の発達に、これらの地域の気温変動が重要であることは知ら゜
れていたが、もっと 一般的に、東経140 の温度傾度は、 偏西風の分流に影響を与えて、 日本の天候に影響を与えてきたことが分かる。
Tomita et al., (2011)では、梅雨明けは、 ユー ラ
シア大陸東部から北太平洋中部に至るダイポ ー ルと共に変動している、 と指摘しているが、 地球温
暖化の影響を受けているのは、 この内、 東シベリ
アからオホ ー ツク海、 北海道に至る南北の温度傾度であることが、99%の統計的信頼性で確かめられた。
Aucust

1
T

→
YEAR

＊元気象庁気象大学校
Email: ivagai@gmail.com

第1図 1961-2010年までの7, 8月におけるJRA55によるシベリア ーオホ ー ツク海気温偏差（黒色）と北冷西暑指数偏差（灰色）、 陸上で平均した世界の平均気温偏差（白色 ℃）。

-237-

A306

地球温暖化による梅雨の将来変化
楠昌司（気象研究所）

序気象研究所では2002年から20km 、60km格子の全球大気モデルで様々な混暖化予測実験を実施してきた。
2014 年秋季大会では海面水温(SST)および積雲対流を変えたアンサンプル実験で梅雨入りの遅れを指摘した。
（楠2014: 講演番号A308 )。その後に追加した実験を含め新たな解析を行った3
1.

Precipitation change (F-P)/P (鵞） Month一6
SP• HP• : Preeent-day 1983-2003 21 years
SF• HF• : Future rcp8.5 2079-2099 21 y●ars
Hatch: 95冥significant

SON

＋＾ハ

40N

30N

20

り 10E

120E

140E

130E

150E

圏1 6月の降水量変化， 現在気候値に対する比3 等値線
間隔1颯影は負。斜線は95財す意矩形域(125-142E,
30-40N)は囮2の定義域すべての実験を用いた平均。
Precipitation (mm/day) Pentod
Pentod• 27 (111にy-15Mの） to 48 (14Aug-18Aug)
Jap an: Lon•125-142E Lot一30—心N
SP• HP• : Present 1983-2003, 21 yeoraSF• HF• : Future 2079-2099, 21 yeora
Closedcircle: 95 X ●lgnlflcant

2

降水量の将来変化
図lは日本の梅雨期である 6 月の降水星の変化である。20km, 60kmモデルのすべての実験結果を使用した。
60kmモデルの租雲対流実験は20畑モデルの実験の3倍あるので 、公平なサンプリングを行うため20kmモデルの重みを 60kmモデルの3倍にした。積雲対流によって現在気候の降水贔の再現精度が 異なる。この違いを考慮した精緻な加重平均を行っても結果はほとんど同じである。図 l では中国大陸と日本の南海上で降水量が増えているが、 日本付近では西日本を中心に降水量が有意に減っている。亜熱帯高気圧が 日本の南海上に停滞して北上しないことが原因である（図略）。
図 2 は日本付近（図l矩形） で平均した半旬降水量の時系列である。 6月の中旬で有意に降水量が減っている。これは梅雨入りが遅れることを意味する。 この結果は、20km, 60km モデルによる先行研究で指摘された
梅雨明けの遅れ(Kusunoki et al. 2006; Kusunoki andM izuta 2008; Kusunoki et al. 2011)とは異なる。 その3

謝辞：本研究は、文科省の気候変動リスク情報創生プログ
ラム ・ テーマCにより実施された。

゜t>

2.
モデルと実験
モデルは MRI-AGCM3.2S(20km), MRI- AGCM3.2H(60km)を使用しtea 現在気候(1 983~2003, 21年）は、吉村裕
正氏の積雲対流(YS)を組込んだ20kmモデルに年々変動がある観測されたSSTを与えた。60 kmモデルでは、YSの他に Arakawa-Schubert (AS)と Kain-Fritsch (KF)の
積雲対流についても同じ実験を行っtea 将来気候(2079~20 99, 21 年）は、第5期結合モデル国際比較計画(CMIP5)の大気海洋結合モデルによる予測から構築した4種類の SSTを与えた(M izuta et al. 2014)。排出
シナリオはRCPS.5。 積雲対流は20kmモデルではYS のみ、60kmモデルはYS, AS, KF の3種類を用いた。

理由は、 モデルの物理過程、排出シナリオ、 将来実験でモデルに与えたSSTの地理分布のなどの違いにある。

!

ヽ、 0
-1

-2·

16MAY

1JUN 16JUN

1JUL

16JUL

1AUG 16AUG

図2 日本付近（図1矩形）で平均した半旬降水世の将来変
他黒丸は95知旬意っ すべての実験を用いた平均。

-238-

A307

領域気候d4PDFデータによる梅雨降水の温暖化時将来変化＊岡田靖子・竹見哲也•石川裕彦（京大防災研）
雨域の停滞が見られた （図示せず）．
はじめに
因2に6月および8月における西日本域の日降 水
我々の頻発
7
かけて蒙雨がし生
近年， 月から8月に頻度分布を示す. 6月の結果によると， 50
行量相対
温暖
被害を及ぼしている地球
化の進
活に甚大な
に伴う気候変化と極端降水との関係に対 する関心 mm/day 以下の降水はわずかに減少するが， 100は高まる一方であるこれまで温暖化に伴 う梅雨期 mm/day以上の降水が増加することが分かった. 7の降水変化に関する研究は数多くなされてきた そ 月も6月とほぼ同様の 変化を示した（図示せず）• 8の多くは， 地球温暖化に伴い梅雨明けが8月まで遅月の特徴は ， 6月と比較 して弱い降水が少なく ， 現
きな差はないというものであれることを指摘している日本付近を対象とした地在と将来との間に大一150 mm/d ay以上の極端側の
方で，
った
8月には
.
西
域気候予測によると， 梅雨後期(7月） では特に果より， 4℃ 上昇
している
降水は増加
．これらの結日本で日降水量の増加が 著 しいことが 指摘 されて，極端降水が生じるした気候では現在気候に比べいる．
極端降水といった現象は低頻度事象であるため， リスクが高ま ることが予測される． その他， 地域
極値の将来変 化 の評価のためにはその サンプル数別降水歴変化および極端降水をもたらす大気 場のを行う予定である ．
が多いことが望ましい このような問題意識から， 調査,,.
高解像度全球大気モデルおよび高解像度領域大気モデルを用いて多数（最大100 メンバ ー ） のアンサ<::::::"" � -<·'-'eo-�
ンプル実験が実施され， 「 地球温暖化対 策に資する""
気候予測デー タベ ー ス(d4PDF)」が作成された本
27N
研究では、d4PDF領域大気モデルの出力結果を用い，!MAY !&MAY!JUN 16JUN !JUL
l6JUL
!AUG 16AUG
梅雨 期を含む夏季降水量の将来変化を調査した ．
u.,u., ' ' ' 、
8
8
,o
'2
I.

J;N

地

2.

こニニ�-

図I. 西日木域（東経 129-137度）の日降水址/ ay)の季節進行 ． 現在気候(shaded)と( mmd
将来気候(contoLir).

アンサンブル実験の概要----,- ·······t·一一

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1

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8U

使用された領域気候モデルは， 格子間隔20 kmの
気象庁気象研究所非静力学 地域 気 候モ デ ル(NHRCM20 )であり，日本全域を含む計算領域（水平格子点数；191Xl55 )が設定されている ． これは ，格子間隔6 0 km の 気象研究所全 球大気 モ デ ル
M囮AGCM3の実験結果をダウンスケ ー ルしたものである将来実験は ， CMlPSの6種 SSTパタ ーンがそ れぞれ全球平均で4 ℃ 上昇した場合を想定したものである． 各実験設定の詳細は先の学会で報告された(M虹AGCM3の実験；水田他(2015 ), NHRCM20の実験；村田他(20 1 5 )).
本研究で使用したメンバ ー 数は， 過去実験 (I 951~2011年）の50 メンバーと ， 将米4℃ 昇温実験(2051~2111年）の90 メンバー(6種SSTX15メンバー）である解析対象は6月から8月の日降水醤である ．

羹／三戸噸翌ぅ

1e-06

0

50

100 .

150

200

250

Precipition [mm/day]

図2. 西日本域の日降水量の変化. 6 月：現在
気候（破線）と将来気候（実線）• 8 月：現在
気候（▲）と将来気候(O).

謝辞

本研究は、文部科学省の気候変動リスク情報創生プログラムの支援により実施された。本研究で固lは ， 西H本における5月から8月のH降水是の は ， 創生プログラムのもとで作成された地球温暖
季節進行を示す ． 現在および将来気候ともに梅雨前 化施策決定に資する気候再現・予測実験データベ
線による降雨域の北進を示す．詳細に見ると，6月に ース (d4PDF) を使用した
引用文献
おいて蒋凍気候の北進は現在気候に比べ遅延する ．
水田他 (201 5 ) : 気象学会2015年秋季大会
この結果は全メンバーを 平均した値であるものの，
村田他(2015 ) : 気象学会2015年秋季大会
各SSTパタ ーンにおいても日本列島南方で6月に降

3.

結果と考察

-239-

A308

アンサンブル気候予測デ ー タベ ー ス (d4PDF) における東アジアの極端降水の将来変化＊遠藤洋和・水田亮•石井正好（気象研究所）・鬼頭昭雄（筑波大学）
1. はじめに
気候変動リスク情報創生プ ログラムの下で、高解像度全球大気モデルによる 100 メンバー 規模のアンサンブル温暖化予測 実験を行い、「地球温暖化対策に資するアンサンプル気候予測デー タベ ー ス(d4PDF)」として昨年末に公開した。 d4PDF は、
これ までの湿暖化予測に比べてメンバー数が1桁大きいことから 、特に極端気象の 変化とその不確実性に関する解析への活用が期待されている。 本研究では、d4PDF における東アジアの 極端降水の再現性と将来変化を調べた。
2実験設定
気象研 究所大 気 大 循 環モ デ ル MRI-AGCM.3 2(Mizuta et al. 2012)の水平解像度60km版を使用した。現在気候実験では、1 951~2010年の 期間、観測された年々の 海面水温(SST) を与え、100メ
ンバー のアンサンブル実験を行った。 将来気候実
験では、CMIP5大気海洋結合モデルが予測 した6種類のSST変化 （ △SST) パタ ー ンを 、観測SSTに加えて、90メンバー （各SSTパタ ー ンの下で15メンバー）のアンサンブル実験を行った。△SSTパタ ー ンについては、全球平均年平均気温上昇星が産業革命前
から十4℃になるようにスケ ー リングした。積分
期間は現在気候と同じ60年とした。
3. 結果
モデルは雨季(6~ 9月平均） の 降水贔や循環場、年最大日降水量 ( Rld) などの 極端降水を現実的に再現することを確認した （図省略）。
平均 ／極端降水 指数の将来変化を図1に示す。指数の定義は図のキャプションを参照。南西日本～
朝鮮半島付近を領域A、揚子江付近を領域Bと定義した。領域Aと領域Bともに時間スケ ー ルが短
い極端降水ほど増加率が大きい。 この傾向は、
M
C IP5実験よりもd4PDFにおいて顕著である。また、領域Aの 増加率は領域Bよりも総じ て大きいが、この傾向は MC IP5実験と逆である。これは北西太平
洋の 降水量および これに伴う太平洋高気圧の西方への張り出しの違いに起因する （図省略）。
次に、Rld変化の空間分布とその不確実性を 示す。
Rldは東アジアの ほぼ全域で増加している（図2a)。
増加率は中国大陸や北 日本で大きく亜熱帯海 上で小さい。 また、増加率は亜熱帯海上を除いてメンバー 間標準偏差(a)より十分に大きい（図2a-b)。
これは、Rldはモデル格子スケ ー ルでもロバストに増加することを意味する。
次に、2元配置分散分析を行い、0を SST因子によるもの （ 叫.,) とそれ以外(a.)に分離した （固2 c-d)。 sstは、東シナ海～日本海やその周辺（日本や朝鮮半島など）では e と同程度の 大きさである 一 方、 その他の地域 （中国大陸など） では
よりも小さい。すなわち、前者ではSSTパタ ー ンと内部変動の両方が予測不確実性を もたらすのに対し、後者では主に内部変動が予測不確実性を もたらすことを意味する。
(J

(J

(JC

謝辞：本研究は文科省の 気候変動リスク情報創生プ
ログラムおよび環境省 の環境研究総合推進費(2-1503)の支援を受けて実施された。
15 (a) Region A

15 (b) Region B

10 _

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と'!',, ,,

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5-!
01

-5

-5

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·•

,.

Ti•j''!

Pav R10d R3d Rld
Pov R1 Od R3d R1 d
図1'平均／極端降水指数の変化率[%/KJ。 (a)領域゜°
A平均 (125-140 E, 30-37. 5 N)、(b)領域B平均
゜°(105-120 E, 25-32. 5 N)。 d4PDF (CMIP5実験 ( 13モデル））による予測を黒色 （灰色） の箱ひげ図で示す。下から順に10%、25%、50%、75%、 90%タイル値。
Pav:6~9月平均降水品、RlOd: 年最大10日間降水品、
R3d: 年最大3日間降水量、 Rld: 年最大日降水籠。全
球平均年平均昇温益でスケ ーリングした。
(a) Change

|とと

50N

40N

40N

JON

JON

,
,
I 20N
20N 17T ,110E 120E 130E 140E 150E
110E 120E 130E 140E 150E(d) Sigma_e(b) Sigma
50N I
Jlr」50N 』
下

心N

40N

30N

JON

20N l'T .
,.
1 20NJ鯉五立
110E 120E 130E 140E 150E
110E 120E 130E 140E 150E
-�! rw11'
�·I 11!> JIii呵!9""←

図2年最大日降水量(R1d)の(a)アンサンブル平
均変化率、Cb)メンバー間標準偏差 ((J') 、(c)SST因子によるばらつき ((J' SST) 、(d)それ以外(u ,)。60
年平均した Rldを用いて解析した。(c)と(d)の陰影のスケールは(a)と(b)の半分。全球平均年平均昇温最でスケ ーリングした。単位はいずれも%/K。

-240-

A309

夏季の大陸東岸から洋上にかけての降水帯とその日々の分布の概念モデル
堀之内武（北海道大学・地球環境科学研究院）

N(high PV)y(low PV)

,！,

b• し

簡単な考察と設定
本研究では簡単のため ， 傾圧不安定に問題における Eady 問題のように， f平面での準地衡近似を採用する。 B面への拡張は適切な非断熱加熱等を想定することで行えるであろう。
準 地 衡 の 温 度 移 流 は ー Ug·V汀 0(I/令lf/xz―
lf/x lf/ z と表せるので（例ま準地衡流線関数。 そyの他標準的な記法に従う）， VH If/が高度とともに時計回りに回転すれば正， すなわち暖気移流である。 そのような状況は， 例えば太平洋高気圧の西の南北にのびる uのコンタ ー （あるいは北西で南西 — 北東に伸びるそれ） が， 上空のジェットに沿う東西のコンタ ー に移り変わるのに対応して存在できる。
概念モデルを，準地衡渦位q の分布に基づいて構築する（全て無次元化する）。qの値は対流
幽と成層圏で二値のみ考え，図(a)のように低緯度と中高緯度で対流圏界而の高さを階段的に変える（分布a) 。 このq分布より ， 階段を中心

(a)

し

はじめに
ユ ーラシア東岸から北西太平洋にかけて， 夏
季に梅雨前線帯等の降水帯が形成される。 本研
究では， それを大掴みに概念モデルで説明することを試みる。 アプロ ー チは Sampe and Xie(2010; SXlO) に近く，中上磨の力学に着目するが， 盛夏期もカバーする第ゼロ近似的な視点を得るため， 特定の地形（チベット高原など） は考えない。 SXlO は （中暦での）暖気移流による上昇流と降雨帯形成という見方を提示した。
それは有用だが， 気圧座標での水平の暖気移流の存在は， 直接には ， 傾いた等温位面の山側を向く水平風成分の存在を意味するにすぎない。
本研究では， ごく単純な枠組みを用いて，暖気移流の見方をより洗練させることを目指す。
Horinouchi (2014)は，この領域の夏季の日々の降水帯が， 350 Kの等温位面(~200 hPa)
上の1.5-3 PVUの等渦位線の南側に沿ってよ＜帯状に形成されることを示した。 この線は同温位面において対流圏的空 気塊と成層圏的空気塊の境目にほぼ対応するが ， 降水帯はその動きに追随することが多い。 本研究で示す概念モ
デルは， その説明にも用いることができる。

V

L

Warm
x I (high surface PV)!Jl!.

(low surface PV)

図概念モデルの基本設定とするジェットと南北の温度差を伴うu分布が得られる。 一方， 図(b)のような温度コントラストを， 地表のqのアノマリ分布として設定でき（分布b), 東側を高気圧にできる。 分布a,bはそれぞれ定常解であるが， その和はそうでない。 しかし， このモデルでは現実的な設定では非線形効果は小さい （なお， 地表付近に顕熱を模した非断熱加熱が必要である）。
基本解
分布aのみでは当然ながら鉛直流は存在しない。 しかし a+bでは， 「 海陸」をまたぐあたり
でジェットに沿って上昇流が生じる。Qベクトルを使った考察により， これはジェット軸の両脇でのシア ー 変形による2次循環で説明できる
ことが簡単に示せる。 上昇流域はジェットよりやや狭くなる。 さらに， 上昇域で非断熱加熱を考え実質的な安定度を低下させると 上亘流はより狭く強くなる。 bの温度コントラストの設定はやや乱暴で ， 実際と合わないところがあるが， 前述の考察などより， 定性的にはロバストと考えられる （検討中）。
波状のジェット軸に対する解
低緯度帯と中緯度帯の境を水平面内で波状に曲げ， 解を求める。 このときb なしなら， 通常の期待通り上層のトラフの東側に上昇流 ， 西側に下降流が伴う。 これにbが加わると， ジェット軸に沿って上昇流が加わる形になる。 その分布は， 観測的に得られる， 上層の渦位分布と降水分布の位相依存コンポジットに良く対応する。 つまり本モデルは日々変動する渦位と降水帯の対応関係の説明にも応用できる。

-241-

8301

A-Train 循星観測デー タを活用した気候モデルにおける暖かい雨の雲微物理過程の評価＊道端拓朗（九大院総理工）•竹村俊彦（九大応力研）

1. はじめに多くの気候モデルが抱える，雲ー降水プロセスにおける課題点として，雲水から雨水への変換プロセス (autoconversion) が，衛星観測結果よりも早い•ことが指摘されている (Suzuki et al., 2013). また，モデルは間接効果を過大に表現しているという報告もあり (Quaas et al., 2009), モデル内の雲ー降水に係るパラメタリゼ ー ションを重点的に改良する必要がある．雲ー降水相互作用は，非線形性が大きいプ
ロセスであり，また エ アロゾル量の影響だけでなく，大気安定度などの力学的側面の影響も考慮しなければならないため，雲ー降水相互作用の詳細なメカニ
ズムの解明には，長期間のデー タを用いた全球規模での解析が求められる本研究では，気候モデルにおける雲ー降水プロセ
スの再現の改善を目指し， MIROC-SPRINTARS のシミュレ ー ション結果と， A-Train 衛星観測デー タを複合的に用いた全球解析結果を比較し，モデルと観測における雲ー降水微物理過程の検証を行った．

2. デ ー タ

I
,

：
I

，

I

本研究では，対流圏の主要なエアロゾルを陽に予測でき る全球 エ ア ロ ゾ ル ー 気 候モ デ ル
MIROC-SPRINTARS を用いた．解像度は，T42L20（約 2.8°格子）でシミュレ ー ションを行い，6 年間積分したうち後半の 5 年分を解析に用いた．また，
雲 微物理ス キ ー ム の 検 証 の た め に ，5種類のautoconversion スキ ー ムを用いた感度実験を行った．実験設定は， Michibata and Takemura (JGR,2015) と同様である
モデルとの比較に用いる衛星デ ー タは， CloudSat
Data Processing Centre の標準プロダクトを利用し，2006 年 6 月から 2011 年 4 月までの約 5 年分を解析した雲およびレ ー ダー の鉛直プロファイ
ルに関する楯報として， 28-TAU, 28-GEOPROF,
雨に 関す る情報と し て 2C-PRECIP-COLUMN,
2C-RAIN-PROFILE, 気象場の客観解析デ ー タとして ECMWF-AUX プロダクトをそれぞれ用いた．
モデル・観測ともに，氷雲を含まない低層の水雲のみを解析対象とした．

3. 解析結果と今後の課題
雲ー降水相互作用の解析として． エ アロゾル数濃度の変化に対し．降水量がどの程度影響を受けるのかを定量的に見稲もるために．次の式で定義される
Precipitation susceptibility (So) という指標を用

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800

Liquid Water Path [g m ]図： CloudSat·MODIS 衛星観測デー タより得られた So (左軸）
' の領域比較． 点線が北太平洋．実線が東アジア域を示す．
棒グラフは LWP の確率密度関数（右軸）を示す．

いた (e.g., Sorooshian et al., 2009; Feingold et al.,2013).

So =

dlnR
dlnNc

ここで R は rain rate, Ne は雲粒数濃度である
海陸ともに, So は LWP が 250-350 [g m·2] 以下の時は単調増加し，ピ ー ク（以後転換点と呼ぶ）を迎えた後は単調減少する傾向が見られた．これは，
LWP が十分に少ない時は． エ アロゾル数に関係な
く降水は生じにくいため So は低く．また LWP が十分に多い時は． エ アロゾル数に関係なく降水が支配的に生じるため Soは低くなると考えられるすなわ
ち先述の転換点は，autoconversion レジ ー ムからaccretion レジ ー ムヘと切り替わる目安として解釈することが可能である
國に は MIROC の デ ー タは示していない が．
A-Train 衛星観測と比較した結果 LWP がより低い側に転換点が現れることがわかった．これは観測よ
りも降水の開始が早いと言い換えることができる
また, autoconversion スキ ー ムを差し替えた実験の結果転換点が現れる位置はスキ ー ムに強く依存することも明らかになった．
講演では．衛星観測デー タより見積もった，雲水から雨水への conversion rate や, conversion の時
間スケ ー ルに関する内容も提供する予定である．
上述の通り．雲ー降水プロセスの再現に関して未だに観測事実との不確実性を 抱えており．更なるモデル改良 を進めていく必要がある．具体的には．ド
リズルおよび雨水を予報変数としてモデルに導入し．
複数タイムステップにまたがり降水が落下するスキームの導入 を当面の目標とし．衛星観測デー タを活用したモデルとの相互比較や．衛星シミュレ ー タ ーを活用したプロセス指向のモデル評価を通して．気候モデルの性能向上に取り組む．

-242-

B302

ビン法雲微物理モデルを使った積雲境界層の再現実験（凝結核の活性化スキ ー ムと関連して）・中村晃三 1 、藤吉康志口、坪木和久 1 ,3、久芳奈遠美 4
1: 海洋研究開発機構、2:北大低温研、3:名大宇宙地球環境研究所、4:東大大気海洋研
雲粒数が、高度とともに、大きく減少するという問題点
はじめに境界層上部にできる雲に関連した物理過程の理解を があった（図1)。
深め、モデルを改良することは、気候のモデリングのー
上で大変重要な問題である。 海洋研究開発機構(JAM­ 3. 新しいスキ ムとその結果
今回、鉛直速度によって 活性化する凝結核数を決める
STEC) シ ー ムレス環境予測研究分野 (DSEP) では、地ーションスキ ー ムを、これまでの方いうパラメタリゼと（球環境変動領域 (RIGC) 以来開発してきたビン法 久芳・藤吉モデル）を組み込んだ CReSS による貿易風帯積雲 法と矛盾しないような条件のもとで、雲粒がある場合に(RICO, Rain in Cumulus over the Oce皿 Experiment も活性化が起こるように拡張した。ここでは、上昇によ
2004-2005 の c邸e) の再現実験を進めている。その結果、 る湿度の増加と、雲粒の凝結成長による湿度の減少を比較し、前者が後者よりも大きい場合にだけゞ両者の大き観測や他 モデルの結果と比較して、雲内の平均雲粒数
さなどから決まる臨界値の大きさ以上の凝結核を活性密度が高さとともに大きく減少するという結果が得られた。その原因として、雲内活性化を考慮していないこ 化させた。
その結果、平均雲粒数が、高度とともに減少するといとがあげられた。これまで、久芳•藤吉のビンモデルでうこれまでの問題点が改善され、他モデルや観測（図は
は、雲の中では、空気塊の上昇による過飽和度の増加
が、既にある雲粒の凝結成長のために妨げられると考 省略）に近い結果を得ることができた（図2)。
え、凝結核の新たな活性化を考えていなかったが、それが雲内の平均雲粒数密度の減少の原因と考えられた。そこで、これまでの鉛直速度を使った活性化のパラメタリ
ゼ ー ションに対応させて、雲粒がある場合でも、その影響も考慮した同様のパラメタリゼ ー ションを考案した。
.,.
その結果を報告する。

1.

.

拿...

2.

.....

モデルと数値実験の設定

20

40

80

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100

図 1 雲内平均雲粒数密度の鉛直分布。単位は [cm-3]。雲格子は、雲水混合比（知 >0.0l[g/kg]) で定義。 3 本の緑線（白黒では薄い灰色線）は GOSS 比較実験での 3
つのビンモデルの結果。黒線が3つの緑線の平均。紫線（下層で70の白黒では濃い灰色線）は2モ ー メントバ
ルクモデルの結果。赤線（白黒ではやや薄い灰色線、図2の黒線に近い線）が久芳•藤吉のビンモデルを維み込んだこれまでの CReSS の結果。（実線と破線は移流ス
キ ー ムの違い）

J.Sl···+··t.·i -+-�t.lc叫me+
avencd(l=20:24hr)[cm"']

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設定は、 GCSS と呼ばれる比較実験のものと同じで、平均的な下降流と乾冷気の水平移流の下で、海面からの熱と水蒸気の補給および放射冷却によって平均的な定常状態が保たれる状況である。初期条件、外力の与え方など詳しくは (http://projects.knmi.nl/rico/) を参照してください。なお、格子間隔は、水平 100m、鉛直 40mで、格子数は、128x128x100、 水平方向は周期境界条件を使う。実験は、 24 時間計算し、最後の 4 時間の平均を解析に使う。
これまで開発してきた久芳•藤吉のビンモデルでは、上昇流中で、過飽和になって活性化する凝結核の数を、
鉛直速度を使ったパラメタリゼ ー ションスキ ー ムによって決定している。これは、これまで多くのモデルで使われてきた格子ごとの相対湿度を使った方法では、格子間隔や時間ステップが大きすぎるため、十分よく活性化を表現できないと考えたからで、どの大きさまでの凝結核が活性化するかは、様々な粒径分布や上昇流などの条件を与えたパ ー セルモデルを使った上昇過程での結果か
ら、鉛直速度の関数として決定した。
そして、雲内では、上昇による湿度の増加よりも、雲粒の凝結成長による湿度の減少の方が大きく、新しい凝結核の活性化は起きないと考えていた。そのため、平均11.11+ヽ・・・"ヽj' 書"・・；' 五ヨ�.: ... , . .:...... i' ...... .:'. . ... :' ..ヽ
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靡 飢Cloud Number Co11U1111bul細1 [om""]
図2 新しい活性化スキ ー ム（赤線、白黒では灰色線）と古い活性化スキ ー ム（白丸をつなぐ黒線）で得られた―
雲内平均雲粒数密度の鉛直分布。単位は[cm 3 ]。但し、計算は、3次元は計算途中のため、簡便な2次元での
結果。

-243-

8303
暖かい雨に対する雲物理スキ ー ム比較実験-2モー メントバルク法とビン法一＊久芳奈遠美1• 鈴木健太郎 1 • 佐藤正樹 1 , 2 . 清木達也 2 ·Woosub ROH 1( 1 東京大学大気海洋研究所、2 JAMSTEC)

2 モ ー メ ン ト バ ルク法は Seifert and
Beheng (2006) を基に Seiki and Nakajima(2014) が改良したものを用いる。ビン法はKuba and Fujiyoshi (2006) が開発した 2 モーメントビン法を用いる。

1 . はじめに
雲解像モデルでエアロゾルが雲の降水効率
および放射過程に与える影響をより良 く評価するために雲物理スキ ームの改良は重要である。1モ ー メントバルク法では 暖かい
雨のエアロゾルヘの感度が不十分なために
2 モー メントバルク法が開発された。 本研
究は 2 モ ー メントバルク法とビン法、さらに衛星観測デ ー タと を比較して 2 モ ー メン
トバルク法の改良を目的とする。

4. 数値実験

今回は第 一 段階として雲凝結核の活性化ス
キ ームの比較はせずに雲粒から雨滴への変換効率を比較した。雲凝結核の数密度を変えた数値実験を繰り返し、初期の雲粒数密度がおよそ 50 、 100 、 300 、 800cm-3 に なるケ
ー スを2
モー メントパルク法とビン法の それぞれから選び降水への変換効率を比較した。領域内平均 の地表面積算降水量の時間変化を図に示す。同じ程度の雲粒数密度になる場合で比べると 2 モー メントバルク法の方が降り始めが遅く、降水量も少なく、雲凝結核の数密度への感度も大きいこと がわかる。 この結果は LES による先行研究 と一致するが 、 メカニズムについては 解明されて こなかった。本研究 では雲粒粒径分布、
auto-conversion rate, accretion rate な
どの詳細な解析を行い、 このような差をもたらすメカニズムを説明する。

2. Kinematic driver model
Shipway and Hi11 (2012) の kinematic
driver model (KiD) を用いて 2 次元の領域（水平 9 km、鉛直 3 km) で浅い暖かい対流雲を対象として雲物理スキ ー ムの比較実験を行う。 こ の よ うな比 較実 験は既に
Large-eddy simu I ation (LES) により行われているが (van Zanten et a I. 2011 ; Satoet al. 2015) 、雲物理過程から力学過程へのフィ ー ドバックを無視するなど単純化された KiD を用いること により、詳細な解析が可能になり、雲物理過程とバルクスキ ームの関連が理解しやすくなる。
3. 雲物理スキ ー ム
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囀 そ堂撼郷

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図

時間（分）
領域内平均した地表面降水量の積算値の時間変化。右：2モー メントバルク法。左： ビ
一ン法。 初期の雲粒数密度はおよそ 50 (実線）、 100 (破線）、 300 (点線）、 800 ( 点鎖線） cm天
-244-

B304
疇が年子の衝蝉長を麟する効果のレイノルズ数依存性
大西 領（国立研究開発法人 海洋研究開発機構）

Axel Seifert (Deutscher Wetterdienst (ドイツ気象局）），＇‘ 3l S2 8

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図 1: 衝突併合因子の Re入=104 と 103 の比。（上）Ayala-Wang モデル、（下）本モデル

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図 2: autoconversion 項の乱流による増大率のレ
イノルズ数依存性。 初期平均半径が l5µm の場

合謝
衝突統計量に関する最大規模計算には、理化学研
究所のスー パ ー コンピュ ー タ「京」を利用した（課
題番号：hpl40120) 。衝突成長計算には、海洋研究
゜
開発機構のス ー パ ー コンヒ ュ ー タ、SGI-ICEシス

テムおよび地球シミュ レー タを利用した

w

本研究は、 乱流が雲粒子の衝突成長を促進する効
果のレイノルズ数依存性を調べた。 まず、 テイラ
ー マイクロスケ ー ル基準乱流レイノルズ数 (Re入）が 1,140 にも及ぶ乱流衝突統計盈に関するデー タ
セットを構築した。 そのデ ー タセットを用いて、既に提案した衝突併合因子モデル (Onishi et al.
2015 、 Onishi モデル） を更新した。 その上で、Ayala-Wang モデル (Ayala et al. 2008, Wang etal. 2008) との詳細な比較を行った。 その結果、二つの衝突併合因子モデルは、 Re,. が 0(102)という低いレイノルズ数の時には、よ く一 致することがわかった。 一 方で、 レイノルズ数依存性に大きな 違 いがあ り 、 現実的 な対流雲 で見ら れる
Re,.=0(103-4) という高レイノルズ数域では、 二つのモデルの間に大きな違いがあることがわか った。 具体的には、 レイノルズ数 が大き くなるにつれて、 Ayala-Wang モデルでは autoconversion 域(2粒子の半径がともに ri,r 応40µ. m) の衝突併合因子が増大していくが、Onishi モデルでは逆に減少する。 一方、 Onishi モデルでは、雨粒の自併
合域 (ri, 四>40µ. m) は増大していく （圏 1) 。
衝突併合因子モデルに見られる、 これらのレイ
ノ ル ズ 数 依 存 性 の 違 いが 、 乱 流 に よ る
autoconversion 項の増大率 (E皿b, Seifert et al.,2010) に与える影響も調べた。 固 2 に、 二つの衝突 併 合 因 子 モ デ ル を 用 い てバルク衝突 成 長式
(Stochastic Coalescence Equation) を計算した結果と、 Lagrangian Cloud Simulator (LCS、Onishi et al. 2015) を用いて計算した結果を示す。
LCS は乱流場をオイラー 法によって計算しながら， そ れに含まれる 微小慣性粒 子 の運動，
hydrodynamic interaction および粒子間衝突をラグラジアン追跡法によって計算する直接数値
シミュレーション法である。 LCS によると、レイ
ノルズ数が大き くなるにつれて、E皿bは微減する。
その様子を Onishi モデルを用いた場合にはよ く再現できる。 レイノルズ数依存性の違いか ら 、 ニ
つのモデルでは、Re入=104 の時には Eturb におよそ倍く ら いの開きが生じ得る。 つまり、 衝突併合因子のレイノルズ数依存性は雲シミュレーションに大きな影響を及ぼし得ることが示された。

参考文献[1] Onishi et al., J. A tmos. Sci., 72, 2591·2607(2015)[2] Ayala et al., New J. Phys., 10, 075016 (2008)[3] Wang et al., New J. Phys., 10, 075013 (2008)[4] Seifert et al., Q. J. R. Met. Soc., 136,
1753·1762 (2010)

-245-

B305
JMA-NHM 氷飽和調節適用の影響評価＊橋本明弘・林修吾・伊藤純至・山田芳則（気象研究所）
1. はじめに

ー

―

140'

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3. 結果
図lは2015年7月12日12時(UTC)の再現結果と気象衛星ひまわり 8号による観測結果である．氷飽
和調節の有無による違いは，上層の氷雲の面積の差異となって現れていた（図1a, b). より観測に近いのは，NoSA実験の結果だった図ldは計算領域全域で平均した氷晶と雪粒子の鉛直プロファイルである．
SA とNoSA の違いは上層ほど大きく現れていた. SAと NoSA の違いの現 れ方は事例により様々だが，上

3 5'

13 5'
20

°

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2. 数値実験2015年夏期(2015年7月1日 ー8月31日）と2014
年冬期(2014年12月21日 ー2015年2月20日）を対象に， JM A-NHMを用いて再現実験を行なった
計算領域は，関東甲信（夏期）または北海道（冬期）を覆う水平 1100kmx900km, 鉛直約22kmとした水平解像度は 5ktn, 鉛直方向には 40-72 3111の可変格子を用いた（鉛直層数 60). 積分時間間隔は15秒とし，OOUT, 06 UT, 18UTを初期値とする 12 時間(00,06UT 初期）および18時間(18UT初期）の時間租分を行なった解析には，計算開始後 3時間以降の出カデ ー タを用いた初期値・境界値には ， 日本を中心とする気象庁メソ客観解析 (MANAL)を用いた
雲・降水過程には雲水・雨水・氷晶・雪・霰5種類の水粒子を仮定し，氷晶は混合比と数濃度を予報し，それ以外の粒子は混合比のみを予報した以上の設定で，氷飽和調節あり(SA)・なし(NoSA)の2通りの実験を行った層ほど差異が大きくなる点は共通していた． 図2 は，気象庁の地上観測点（夏期10 地点，冬期7 地点）における気温の観測値と再現値の差異に関する度数分布である．夏期の結果を見ると（図2a)観測に対するモデル自体(SA)の誤差（灰色）に比べて，氷飽和調節あり・なしによる差異（黒）が無視できない大きさになり得ることを表している 一 方冬期（図2b)は，氷飽和調節あり・なしによる差異（黒）は，モデル自体の誤差（灰色）に対して小さかった今後，その他の気象要素に関する統計解析を行うとともに，特徴的な事
例における氷飽和調節の影孵を調べる予定である．

〗
Lt

気象庁非静力学モデル(JMA:_Nl-lM)は，気温 36℃末満の格子に対して水蒸気の氷過飽和を許容せず，余剰水蒸気を全て氷晶に置き換えるよう設定されている（氷飽和調節） ． これは，その温度域の氷過飽和が，通常用いられるタイムステップ（～数10秒） 以内に解消されると仮定するのと同等であるし―かし，地球大気中で 一 般的に見られる数濃度(lL l程度）の氷晶によって余剰水蒸気が吸収され，氷過飽和から氷飽和に至るまでの緩和時間は，状況に応じて，数分から数10 分かかり，氷過飽和は数10%に達することもある そのため，雲・ 降水過程に関わる
数値実験に氷飽和調節を適用 する場合，物理的に不整合な計算によって，無視できない影孵を結果に及ぼす可能性が あ る (Hashimoto et al., 2007,
doi:10 .2151/sola.2007-022). そこで，JMA-NHM を用いて，氷飽和調節の適用が実験結果に対してどのような影器を与えるかを，2015 年夏期・2014年冬期
それぞれ2ヶ月間を対象に調べた
―

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2印

10• 10-- 1が104 10·'Qi, Qs (g kg- り珈

因I. JMA-NHMによ る赤外輝度温度 (IR!) の再
現 結果： (a) 氷飽和調節なし ， (b)氷飽和調
節あ り ， および， (c) ひまわり 8号による親測結果. (d)雲氷 (Qi) と雪(Qs) の平均混合
比プロファイルの再現結果．時刻はいずれ も2015年7日12日12時(UTC),o•Summer 2015

(a)

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2

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Tsa-Tobs, Tsa-Tnosa固2. 観測と再現実験によ る地上気湿の差異の度数
分布. (a) 2015年夏期. (b) 2014年冬期．
Tsa-Tobs : 氷飽和調節あ り実験 と 親測の差（灰色） • Tsa-Tnosa:氷飽和調節あ り ・なしの差（黒） ．
(Tsa-Tnosa) .

-246-

B306

固体降水地上直接観測による融解層内の降水相変化と密度特性＊鈴木賢士（山口大農）中川勝広（情報通信研究機構）宗近夏美（日本気象協会）
金子有紀（宇宙航空研究開発機構）中村健治（獨協大）

100

図1. 固相および液相の降水粒子の存在比存在比はG-PIMMSで観測した降柑立子より1分間平均て計算されている． マー
クは湿球温度を示す．
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1

3. 融解層内の鉛直密度分布
2014年11月26日および2015年3月4日は，気温変化に伴い融解層高度が上下しG-PIMMSが融解
層内外を観測した。 図2 はG·PIMMSが観測した降水粒子の粒径と重量から算出された10分間平均の密度と湿球温度の分布を示している。 密度は降水フ
ェ ー ズに関係なく算出しt.:::oo℃よりも大きくなると密度も大きくなる傾向がみられ，1.5℃ではおよそ
0.5g/cm.8 になっていた。 この図は見方を変えると密Wet--blub Temperature (℃）
X 2.1 <Tw<2.4△ 1.5 <·Tw<2.1
口0.9 <Tw< 1.5
0 0.3<Tw<0.9• -0.3<Tw < 0.3

Abundance ratio of liquid precipitation tfl)
図1. G-PIMMSで観測された降水粒子画像

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1
n
q
1
冨M
Ee
J
(
OJen
芭e
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2. 雨雷＋みぞれ判別
図1 は1 分間にG-PIMMSで観測された固相およ
環相の降水粒子の存在比を湿球温度でプロットしたものである。 例えば雨滴が37%, 氷粒子が 25%であれば，残りの38%が融解粒子であることを示している。 雨滴の存在比（横軸）が50%であることは
雨と雪（みぞれを含む）が半分ずつになること（つまり雨雪判別） を意味しているが，このときの湿球
温度はおよそ 0.9~2.1℃であった。 Sims and Liu(2015)は世界中の測候所の観測デー タより，雨雪を判別する湿球温度は1℃であると述べているが，それに近い値を降水粒子直接観測から確かめることができたまた，縦軸の50%に注目すると，0.3~0.9℃
を雪とみぞれ（雨を含む） の判別の指標としてみることができるのかもしれない。 いずれにせよ，今後のさらなるデー タ収集が必要であると考えている。

度の鉛直プロファイルとしてとらえることができる
傭精貞の温度の高低を逆に描いている）。従って，融解層内の鉛直密度プロファイルと考えることができ，
さらなるデー タ収集によってより精度のよい プロ フ
ァイルが決定できると，融解層（ブライトバンド）
内の鉛直密度分布の知見，しいては降水量推定精度の向上に貢献できるものと考える。

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OO!
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1. はじめにリモ ートセンシングによる降水量推定の精度向上のためには降水のフェ ー ズ（固相，液相）の知見が重要である。 また，降水雲内においては融解層（ブライトバンド）内の微物理構造の理解のためには降水粒子の相変化団ぷげ・， 融解粒子，雨滴）や鉛直
密度分布の知見もまた重要である。2014年2月に打ち上げられた全球降水観測計画(GPM)主衛星に搭載された二周波降水レ ー ダ(DPR)の地上検証を目的に
山形蔵王において2014年11·12月および2015年8月に集中観測が実施された。 その集中観測において
地上降水のフェ ー ズの観測と融解層内の降水粒子の相変化を直接観測することを目的に，地上設置型降水粒子撮像·質量測定システム(Ground-based
Particle Image arid Mass Measurement System
G-PIMMS)を蔵王山麓の標高の異なる2地点に設置して，長期間の連続観測を行った。G·PIMMSは，
CCDカメラにより降水粒子映像を，さらに電子天秤
により重量を計測でき，それによって密度を見積もることができる。

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3

Density (gtcm )図2. 2014年11月26日および2015年3月4日に観測された10
頒顎の密度憾叫）と湿球温度佗）の関係

-247-

B307

鉱物ダスト粒子氷贔核能の温度依存性＊田尻拓也・村上正隆（気象研）

い
1
い
1
T

←
1

“

い。
1

-248-

が
1

4. まとめ
I11ite NX粒子を用いて、IN能の温度依存性を定式化す る手法を開発 し ている 。 Immersionoa
1

freezing実験では、 発生した雲粒中のIllite NX
粒子が IN としても働き氷晶を形成するため、 雲
粒数濃度比により、AFおよびINASを求めた方が、
特に雲粒数濃度が少ない 状況では 実験再現性がありそうである。 現状、INAS算出において、乾燥
粒子総表面積を固定しているが、 実際には成長した雲粒や氷晶は実験空間から落下除去されるため、 それに対応する乾燥粒子表面積の減少を評価
し、 より適切にINASを評価する必要がある。

nEnuu<とuon09rPo"

1. はじめに
断熱膨張過程を高精度に再現する雲生成チェ
ンバ ーを用い、 エ アロゾル粒子から雲粒・氷晶が発生する状況を詳細に追跡する室内 実験を行っている。 これにより、特定粒子の雲核(CCN) 能・
氷晶核(IN)能の定式化を進めている。
長年、乾燥および半乾燥地域から大量に大気中に飛散するダスト粒子が自然界で支配的なINであると考えられてきた。 近年の純粋な鉱物ダスト（標準粒子）を用いた室内実験からは、 ー15℃以下において有効な INとして働くことが示されている。 一方、 ダスト粒子は、 水溶性ではないもののCCNとしても働き、 雲過程へ影響することが示
唆されている。 本稿では、Illite NX(Arginotec,
NX Nanopowder )を用いた Immersion freezing実
験デ ー タを用いて、 鉱物ダスト粒子の IN能の温度依存性を定式化する試みについて報告する。 今
後、 同様な手法により、多様なエアロゾル種のIN能の定式化を図 る予定である。
2. 鉱物ダストエアロゾルの物廻特性
I1lite N Xは、 イライトを主成分とする試料粒子であり、 最近、 海外における実験研究でダスト'標準粒子として多用されている。 バ ルク試料成分
分析 (XRD) から、 イライト 69% 、 カオリナイト
10% 、 石英3%、長石14%、方解石3%を重量比として含む。 エ アロゾル化したIllite X
N のピ ー ク粒
3-0.
0.
4µmであるが、
図1に示すよ径はおよそ
うにミクロンサイズの粒子を数濃度比<•>で 1
0 5µm超の割超、 表面積比（園）では6割程度、 .
粒子では同様に.4割、 園9割を含む。 I11ite NX
粒子表面の物理化学特性が粒子サイズによらず
均 ーであると仮定すれば、 これら比較的大きな粒子から優先的にCCNおよびINとして活性化する。
3. IN能の温度依存性
雲生成チェン バ ーによる Immersion freezing
実験から得られた CN 数濃度および 生成した雲粒
数 濃度に対する氷晶数の活性化比( Activated
Fraction; AF) を図2にそれぞれ園、 鬱として示す。 雲粒の存在する状況下、 ー18℃付近から氷晶が発生し、 ー 23℃付近までは、 鬱に対し国が3-4割程度のAFの立ち上がりが計測された。 ー 24℃以
下では園のAFの上昇は鈍化するものの、 ◎のAFは増加し ー 27℃までに1割がIN として活性化した。
AFのみでは粒子サイズによるIN能の優劣が表現できないため、 より有用なIN能のパラメ ー タとしてINAS(乾燥粒子総表面積当たりのIN active
site数）密度を導入し、図3を得た。比較のため、
Niemand et al.( 2012)によるDesertDustに関して定式化されたINASをあわせて示している。

0.1
1
Diameter [mm]國1 llllte糖子の戴濃麗比(@t)および豪園積比（園）
100
I:
0

10-1

I

u 104

'II

""

-

/N臼,INdnlplet

1o-3.t 10"4,C 10-11 ,

＇

”

11t"

-25

国□

-2 0

-15

Temperature (degC)

園2氷贔骸醤蝕化比の重竃依存性
1012
1011 l-- 一・．息｝＂’＂E 1091010 I｀｀ ヽ 鋤願蕊 IN/4.S如

plet

ヽ

嶋

I:

1炉
107
10"

-30

-25

-20

Temperature (degC)
國3 IN籠のバラメータCINAS)

•15

B308

乾燥・半乾燥地域における降水強化に関する先端的研究
ー研究計画概要 一＊村上正隆（気象研究所・名大宇宙地球環境研究所）、折笠成宏、 田尻拓也、橋本明弘（気象研究所）、篠田太郎（名大宇宙地球環境研究所）、鈴木健太郎陳：大大気海洋研究所）(1)ルー ティンデ ータを用いたシーダビリティ評価
はじめに
衛星デ ータ・現業気象レー ダデ ータ等を用いて、雲微物理
水が、人間や他の生物が生きていくために、 また社会
特性を禅出するアルゴリズムを開発し、UAEにおける通年
経済活動を発展・維持していくためにも必須なものであることは言うまでもない。現在、 乾燥・半乾燥地域を中の シー ダビリティを評価する。2017年の観測計画立案に役立てる。
心に世界中で約50の国や地域で水資源確保のために人工(2)シーディング物質のキャラクタリゼーション
降雨・降雪のプロジェクトが実施されている。 地球温暖気象研究所所有の断納l防長型の雲生成チェンバー、連続化が進むと、少雨・渇水や豪雨・洪水などの異常気象がーことも指摘されており、今後予想される渇水等
流熱拡散型の氷晶核計、DMT社の雲核計等を用いて、シ頻発するの災害軽減対策を早急に講じる必要がある。
ディング物質の雲核能・氷晶核能を含む、 大気エアロゾIレ
このような背景から、アラプ首長国連邦( UAE)政府 の物理化学特性のキャラクタリゼーションを行い、 面精度が、 UAEをはじめとする乾燥・準乾燥地或における水不なシーディングスキームを構築する。
一(3)地上リモセンを用いた通年観測
足問題解決の 方策としての人工降雨の 研究を国際的に
UAE東部山岳地域にある地上観測サイトに、多波長、能推進するために、 UAE 降水強化科学プログラム賞を設け
鰹・受翻型リモ ートセ冴ーを設置し、UAE気象地震局
た。 第1回目に採択された3課題は以下の通りである。
「饂・半乾燥麟における降水強化に関する先端的冊 ( NCMS)の繭則ネットワ ー クを強化し、2017年の1年間を通した雲・降水のモニタリング喝珈を実施する。 シー ダビ究」（本研究湖咆0「降水強化のための凝結核形成促進を目的としたナノテ
リティの定量的評価、及び衛星デ ータ解析アルゴリズム・
数値モデルの検証に用いる。
クノロジーの利用」(UAE、 Masdar Institute)「先端的リモ ー トセンシングと陸面改変による雲シーデ(4)航空機等を用いた集中観測2017年夏季の 1か月間、研究観測用航空機を用いて、UAE
ィングの最噌韮化」 （ドイツ、Hohenheim Univ.)
本稿では、本研究プロジェクトの研究 計画の概要を紹介 東部山岳地域上（図1)でのシーディング有り／無しの雲・するとともに、広く気象学会員の方々の意見をいただき、 降水及び大気環境（雲核能・氷晶核能を含む、 シーディン
グ物質を含む／含まない大気エアロゾルの物理化学特出の研究実施の参考とさせて頂くことを目的としている。
2. 研究計画概要
直接観測を実施する。 シーディング物質を含むエアロゾIレー
本研究プロジェクトの主な目的は、 吸湿性シ ディン
が雲の微物理構造に及ほす影響評価、衛星デ ー タ解析アルーーー
ゴリズ ム・数値モデルの検証に用いる。
グ頃空機型マイクロパウダ ・吸湿性フレア シ デ
観測はHohenheim Univ.のドップラーライダー、Ka-band
ィンクう及び氷化(AgI)ジーディング（地上型・航空機
ドップラー いー ダ、 UAE気象地震局のX-band ドップラー型）の技術を用いて、 乾燥・半乾燥地域における降水強
レー ダ等を用いた観測と同期して行う予定である。
化の有効性を調査することである。
自然の降水の変動が大きいために、3年程度のプロジェ(5)数値モデルによる人I)降雨研究
数値モデルを用いて、 シー ダビリティの評価、シーディ
クト期間中にシーディング効果を統計的に評価するのは困難なことは良く知られている。本研究では、3年プロジェ ング効果の定量的評価、最適シーディング法の開発、及びクトで人工降雨研究を効率的かつ現実的に行うために、 シ 長期的なシーディング効果に有効な統計的評価の新手法のー
ディングの重要な要素、例えば、シー ダビリティの評価、 開発等を行う。 また、2017年夏季集中観測期間中は、シーシーディング効果の定量的評価、最適シーディング法の開 ディングに適した雲の予報実験を実施し、観測支援資料を発、及び長期的なジーディング効果に有効な統計的評価の 蜘ける予定である。
新手法の開発などは、 主に、 高度化されたシーディングス
図1 アラブ首長勺ジ�
キー ムを組み込んだ高精度で信頼性の高い数値モデルを使国連邦とオマー ン
北部の地固と、Al用して調査することにしている。 このモデル（スキーム）
Ain空港を中心とは、後述の室内実験に基づき開発し、直接・リモセ刀視測する飛行予定空域を用いて検証・改良することにしている。
（円）。
本研究プロジェクトでは、異なる3つの非静力学モデル(M料NHM、 AORINICAM、及び ISEECReSS)にシーディングスキームを組み込み、各モデルの有する不確実性の許容範囲内で種々のシーディング法が降水強化に与える影孵を詔価することにしている。
具｛枠勺な研究内容は以下のとおりである。
1.

亙\

J
\、

-249-

C301

Cl{eSS-NHOES を用いた伊勢湾台風の大気海洋結合実験＊加藤雅也 I . 相木秀則 1,2. 吉岡真由美 I . 坪木和久 l('名古屋大学宇宙地球環境研究所，2海洋研究開発機構）

1. はじめに

SEA LEVEL PRESSURE AND SST
12 JST 26 SEP 1959

台風の最大強度を精度 よく推定するためには、大気海洋I I l,-,<J1I !,Iバ,;結合モデルを用いて、 海洋の効果を考慮することが重要である。 し か しな がら、 伊勢湾台風の ような過去台風において、 海洋のデー タセット 、特に内部のデー タはほとんど観45•

測 がな い。 そこで 、今回いくつかの海洋デー タセットを用,o·

いて、CReSS-NHOESによる伊勢湾台風の大気海洋結合実
験を行 い 、台風発達に対する海洋のインパクトを明らかに

35• _,することを目的とする。

30● _,

2. 実験設定,s·

大気場における、初期・塊界値はJRA-55を使用した。 海
洋デ タセットはSimple Ocean Data Assimilation (SODA)ー面.

デー タ バ ー ジョン2.1.6で 作成された5日平均及び、OFESを用いて作成された1ヶ月平均値を用いた。SODAはERA-

図l SSTデ

1

命・

ー

140'

145'

150'

タにJRA-55を用いたCReSSの結果。

40/ERA Interimを、OFESはNCEP/NCAR再解析デー タ
を風応力として、 これに観測デー タを同化して作成され

SEA LEVEL PRESSURE AND SST
12 JST 26 SEP 1959

たものである。 また、 加藤ら(2015年春季大会D453)でCR硲S[UC[d訊,,-o.05d,g
GPV,JRA-55
SST, SOOA[HO[提案した手法を用いて、JRA-55の SST分布よりJCOPE2
デー タにバイアス値を加えたデー タセット も 使用した。 こ
れらのデー タセットを用いて、大気海洋波浪結合モデル
CReSS -NHOESにより、伊勢湾台風の大気海洋結合実験を実施した。 比較のため 、SSTに.TRA-55、SODA 、OFESの35·

デー タを与えたCReSSによる計算も行なっている。CReSS
において、SSTは1次元熱拡散モデルにより簡易的に計算30·される。 初期時刻は1959年9月24日12UTCとし 、3 日
25"·間積分を行った。

3. 結果

130'

図1から 3はそれぞれ SST にJRA-55、SODAを与え

図2 SSTデ

た CReSS 、 そ して3次元海洋デー タにSODAを与えた
CReSS-NHOESの結果を示している。SSTデー タはSODAと比較してJRA-55の方がやや高い 。 また、.TRA-55では

135'

ー

140'

145•

150'

タにSODAを用いたCReSSの結果。

SEA LEVEL PRESSURE AND SST
12 JST 26 SEP 1959
'I I I'I

SSTの 分布が非常に滑らかなのに対して、 SODAでは黒潮及びその続流域に似た分布が解析されている。 両者の'5'と中心気圧• 最デー タを用いたCReSSの結果を比較する[MIN/MAXI'9.l(mお）8 \/29.9 (℃）
gヵ.3/1024.6 (hPaJ

大地上風速共にほぽ同じであった。 これに対して、CReSS­NHOESの結果（囮3)は、CReSSの結果と比較して約13hPa気圧が高い。 また、 台風の後方にSSTが 3℃以上低下する領域が見られる。OFESや .TCOPE2にバイアスを加- rr·

えたデー タを用いたCReSS-NHOESの結果はSODAを用いた場合とほぼ同様の結果と
なった。

、25

謝辞
本研究は、 文科省の気候変動リスク情報創生プログラム・
テ ー マCの支援により実施された。

130'

135•

140•

145"

, so·

1ss·

24

園3 3次元海洋デ ー タに SODAを用いたCReSS-NHOESの
結呆。

-250-

C302
21 世紀末を想定した擬似温暖化実験による伊勢湾台風の将来最大強度推定＊金田幸恵 I), 2)• 竹見哲也 3). 山崎聖太 4) • 筆保弘徳 4) • 加藤雅也 I)• 坪木和久 I)I)名古屋大学宇宙地球環境研究所、

2)気象研究所、 3)京都大学防災研究所、

1. はじめに非常に強い台風は、 日本を含む東アジア域にしばしば甚大な被害を及ぼす。このよう な台風が、21世紀末にはどのような最大強度をもつか 、 また 、 上陸時にどの卸度の被害をもたらすかは 、 社会の大きな関心事の 一つである。この問題に取り組むため、 昭和34年台風第15号(Vera: 伊勢湾台風）を例
として 、 4つの領域雲解像モデルを用いて擬似温暖化実験を試みt-=,,
2. モデルと設定
参加モデルは 、 名古屋大学で 開発された雲解像モデル
CReSS (Cloud ResolvingStom1 Simulato)、r 気象庁で開発された
現業用のメソ気象モデルを気候実険用に改良したメソ気候モデル(JMANHM)、 第5世代N CAR/PS U メソスケ ー ルモデル
h d Forecasting (WRF)である。水平解(MM5) 、 Weat her Researc叩
像度は 5kn1 とした。各モデルの概要を表1に示す。 なお 、 全
モデルとも基本的にパラメータ調整等は行ってい ない。
3. 初直・境滉帷直(a) 再現実験(CNTL)
伊勢湾台風を対象に再現実験を実施した。初期値・境界値
は 、 気象庁 55年長期再解析 (JRA55)の気圧面解析データ（水平解｛剃変1.25度 、 鉛直庖数 27恩）と地表面データ（水平解像度 0.56 度）から 6時間毎に作成した。計箕開始時刻は 、 1959
・年 9月 22日OOUTCである。稜分期間は、 少なくとも伊勢浩
台風が日本に上陸し、日本海側に抜けて北海道に向かう9 月
27日06UTCまでの 5日6時間以上とした。
(b) 擬似湿暖化実験(PWMM, PWCI, PWC2, PWC3)
擬似温暖化実験とは 、 現実の大気場に現在気候と将来気候の差分を加箕して 、 擬似的 な将来気候場を作成する手法である。温暖化差分データは 、 創生プログラム領域テ ー マCにて
全球大気 20klnモデル(MRI-AGCM3.2S )で実施したタイム
スライス実験の現在気候 25年実験 (1979-2()03年）および将来予測25年実験(2075-2099年）の結果から作成した。なお 、
将来予測 25 年実験では 、 第 5 期結合モデル国際比較研究(CMJP5)による Multi-Mode lアンサンブル(MM)平均の他に 、 クラスタ分析による3種類の海面 水温(SST)将来変化(C l ,C2,C3)を用いている(MiZlltaet al . 2014)。
各気候実験 9月の月平均気候値データについて将来予測25
年実験(4実験）の各平均から現在気候 25年平均を引いた 4通りの薗援化差分を作成し、再現実験で用いた JR A55の 6時
間毎の初期値・境界値に加えた。JRA55に加算する温暖化差分の変数は 、 SST、 気温、 気圧 （ジオポテンシャルハイト）である。それぞれの温暖化差分を用いた擬似温暖化実験を
PWMM, PWCI, PWC2, PWC3と呼ぶ。
1959年9月22日OOUTCのSSTの 水平分布を固1に示す。
再現実験においては 、 強い台風の発達に好ましいと される
SSTI8度以上の領域は日本南海の北緯30度以南にとどまっている。一方 、 擬似温暖化実験においては 、 すべての初期値においてSSTが 30度を超える領域が西日本周辺域に 達している。
台風の発達や最大強度はSSTに強く依存することから、擬似温暖化実験では 、 日本周辺域まで強い台風の発達に好ましい
SSTを供しているといえる。
3. 結果
図2に各実 験 の 最 低 中 心 気 圧 を ま と めた 。 CReSS 、
JMANI-IM 、 WRFにおいて 、 再現実験の最低中心気圧の値自体にはモデル問で差異があるものの 、 3モデルともすべての

4)

横浜国立大学大学院

擬似温暖化実険において最低中心気圧は再現実験より低い。再現疇における最低中心知Eは、 901hPa~916hPaである。一方、
擬似温暖化実験においては、 876hPa~900hPaである。擬似幽妥
化実険における再現実験からの最低中心気庄の差は CRe.<;S で23hPa、 JMANHMで 25hPa、 WRFでIOhPaであっt.::o
4. まとめ非常に強い台風の最大強度を表現しうる多数の領域雲解像モ
デルを用いて 、 4種類の温暖化差分を用いた擬似温暖化実験を実施した結果 、 1959年の伊勢湾台風がもし 21世紀末に発生とした
ら 、 現在気候のそれより強度を増すことを全実験が示した。さらに 、 現在気候からの最低中心気圧の変化量はIOh Pa~25hPa程度と推定された。
謝本研究は文部科学省の気候変動リスク情報創生プログラム・テー
マCの研究として実施されt:.
参考文献：陣ユ1at etal. 2014,SOLA,doi: I0.2 151/sola.2014-035
表］各モデルの概要
Models

積雲ス
キーム

WRFA
/ RW

JMANHM

CReSS

Kain andFritsch

KainandFritsch

使用しない

雲微勃 Smgle-moment
Spectralnudging
0四匹..

的l蕊 scheme

Simple-2 momen Simple

3-ice bul k scl1eme

Yes+ボーガス Yes
初期値固定

Kain mKF itschr

2-momeii
Goddarcl

3-,cebulkscheme
ll, V

初期値固定

MM5

ナッジング

l�V +ボーガス

初期値届

ID-モデル..． .�......—.
II償I匹1撼I蠣I匹1閾I

定110& liOI I喜置""'砥1編

図1 1959年 9月22日OOUTCのSST分布は湖しSST=28度）
920

9 10
900

-出，0
凸U 880
z
87

0
860

•

0

扇

liiil
合
※

■C

口NPT
W ML M◊

CReSS JMANHM WRF MMS

図2 モデル別各実駿の最低中心気圧(MCP11Pa)。

-251-

△
』◇

PW

PW
C2I

C
W
※PC3

C303

伊勢湾台風の強さは地球温暖化時にどのように変わるのか？
＊竹見哲也・伊東瑠衣（京大防災研）， 荒川理（筑波大）
1. はじめに1959 年 9 月に発生した伊勢湾台風は， 伊勢湾岸域
での高潮災害など日本全国各地で甚大な被害をもたらした． 伊勢湾台風級の極端台風は， 地球温暖化が仮に進行するとどこまで強まり， それによる災害はどう変化するのかということを評価することは， 将来の気候変化に対する適応や減災を考える上で重要である． 台風による災害への影響を評価する場合，既往台風を可能な限り忠実に再現することが必要で°ある． 例えば， 2013 年台風 Haiyan によるフィリヒ
・ン レイテ湾での高潮とその温暖化影響を評価するには， 台風の強度や経路を忠実に再現することが大事であることが分かっている (Mori et al. 2(114;
Takayabu et al. 2015). よって， 地球温暖化時の伊勢湾台風による災害影響を考えるには，まず 1959 年に生じた伊勢湾台風をできるだけ忠実に再現し， 次に
仮想的な温暖化条件で伊勢湾台風と同様の経路をとるような極端台風をシミュレ ー トする必要がある．
そこで本研究では， 擬似温暖化実験の手法を用いて， 将来の温暖化条件での仮想伊勢湾台風の強度がどのように変化するのかを評価した．

2. 数値シミュレ ー ションの設定

用 いた領 域気象モデ ルは ， WRF-ARW (version
3.3.1)である． 数値シミュレ ー ションでは， まず 1959
年 9 月の伊勢湾台風の再現を行う． 初期値 ・ 境界値には JRA-55 を用いた． 計算領域は北西太平洋の大3. 結果
再現実験およぴ擬似温暖化実験により， 伊勢湾台
風の ベストトラックに近い経路をとる台風をシミュ
レ ートすることができた． したがって， 経路が仮に同じであった場合に伊勢湾台風級の極端台風が温暖化によりどこまで強まるかという議論が可能となる．
図 1 には， シミュレ ートされた台風が最も強まった時点での中心気圧と最大風速を全実験についてプロットした．再現実験では，中心気圧は 899.5-909.0
hPa の範囲であり， ベストトラックとよく 一致している． 一方， SST と大気場を加算した擬似温暖化実
験では， 中心気圧は 879.4-898.1 hPa の範囲となった. SST クラスタ ー 別の実験でもこの範囲に収まっている． このことから， 伊勢湾台風は温暖化時には10から 10 数hPa 程度強まると言える．
SST のみが温暖化するという極端な条件を設定す
ると， 中心気圧は 859.7-876.8 hPa の範囲で強まった． 極端な設定ではあるものの， この結果は仮想伊
勢湾台風の強度変化の上限とみなせるであろう．

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70 65 8全ml、
6E3 邑6で 三 g g 且 ｀一部分をカバ ーするようにラン ベ ルト地図投影により設定し（モデル上端高度： 20hPa; 格子点数： 976X
831X56), 水平格子幅は 5km とした．主な物理過程
は Mori et al. (2014) と同様であるが， 積雲過程にKain-Fritsch スキ ー ムを用いた．定量的な影響評価を可能とするため， 計算開始時刻に台風ボ ー ガスをベ
ストトラック位置に設定した． 再現実験では， 計算
開始時刻を 1959 年 9 月 20 日 12 UTC から 22 日 12
UTC まで 12 時間毎にずらし， 初期時刻の違いに対する感度も調べた、次に， 将来の地球温暖化条件を設定するために，
擬似温暖化実験を行った． 気象研究所全球大気モデ
ル M既AGCM3.2 による現在気候および将来気候の数値実験の結果を用いて， 将来気候の 9 月の月平均値から現在気候の 9 月の月平均値の差分を求めた,
この差分をJRA-55に加算し， W即モデルの初期値·境界値として与えた． モデルの設定は， この初期値·境界値以外は 1959 年 9 月の再現実験と同 ー である．
温暖化差分を加算するにあたり， 相対湿度の加算はしないこととした． これは， 気候予測実験結果から， 相対湿度の将来変化は有意でないと考えられるためである． また， 異なる SST 条件による気候予測
結果の違いの影響を考慮するた め， M切,ta et al.
(2014) による異なる SST クラスタ ー (3 通り）の温暖化差分についても調べた. SST (コントロ ー ルと 3

通りのクラスタ ー ）および相対湿度以外の大気場の温暖化差分および初期時刻の違いを考慮した数値実験を行った． さらに，最も極端な状況として， 大気
場は変化させずに SST のみを温暖化させた場合の強度変化も調べた．
まとめると以下の数値実験を行った．
•再現実験 (CNTL)
・擬似温暖化実験
MM (SST/TIGHT) : SST ・ 気温・ハイトを加算
MM (SST/T): SST ・ 気温を加算
MM (SST): SST のみ加算
Cl : �ST (クラスタ ー 1) ・ 気温 ・ ハイトを加算
C2: SST (クラスタ ー2) ・ 気温 ・ ハイトを加算
C3 : SST (クラスタ ー3) ・ 気温 ・ ハイトを加算
再現実験およびMM実験では5通りの初期時刻を設定した．

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図1: 伊勢湾台風の再現実験(CNTL)および擬似温暖化実験による最低中心気圧(hPa) (左図）および最大
地上風速(m s-1) (右図）．

謝辞

本研究は， 文部科学省気候変動リスク情報創生プ
ログラムテ ー マ D ・ テ ー マ C の枠組みにより実施されました． 関係各位に感謝いたします．

-252-

C304

高緯度地域まで北上する台風がもたらす強風ハザー ドヘの温暖化の影響＊伊東瑠衣・竹見哲也（京大防災研）

はじめに

2004年台風18号は， 日本海上で温帯低気圧に変わり， その後北海道付近で再発達した． 再発達した
台風の影響により， 北海道では半数を超える気象官
署で最大瞬間風速の記録を更新し， 森林地域では深刻な倒木の被害が発生した．この台風18号のように比較的高緯度地域まで台風が北上した場合には， 台風の接近頻度が低い高緯度地域において台風ハザ ー
ドに対する耐性が弱いため， 被害が深刻化する傾向にある． 将来地球温暖化が進行すると台風が強大化することが予想されるため， 北上する台風への温暖化の影響を明らかにすることは， 高緯度地域における今後の台風対策を考える上で重要である．
本研究では， 高緯度地域に北上する台風への温暖化の影響を明らかにするため， 2004年台風18号を対象に温暖化差分デー タを用いた擬似温暖化実験を行った． 現在気候条件下と擬似温暖化条件下との間
で台風がもたらす北海道上での強風を比較し、 温暖化の影響を評価した．

実験設定

再現実験 お よび擬似 温暖化実験にはWRF ver.
3.6.1を使用した. 3 つの計算領域を用いたダウンス
ケ ー ル実験を行い， モデル解像度はそれぞれ9 km,
3 km, 1 km とした． 最も外側の計算領域は 13.751.7 °N, ll.1-168.9°Eを覆うように設定した． 全モ
デルの鉛直層数は 57層である．各モデル間は2重ネ
スティング計算 を 行 い ， 境界層ス キ ー ム に はMellor-Yamada-Janjicスキ ー ムを適用した．初期時刻
における台風強度の再現性を良くするために， 観測
デー タを参照した台風ボ ー ガスを初期時刻に設定した． 各実験の初期値境界値は， 再現実験については
JRA-55から， 擬似温暖化実験についてはJRA-55に温暖化差分デ ー タを足し合わせたデ ータから求めた．
温暖化差分デ ー タは， 気象研究所全球大気モデル
MRI-AGCM3.2Sによる現在気候と将来気候の実験結果から得た．対象月である9月の25年平均値を各
気候条件で計算し， これらの差を温暖化差分とした．
擬似温暖化実験は， 温暖化差分を加算する変数を変えた2ケ ース(easel,Case2)を行った. CaselではSST ・ 気温場・ 気圧場に温暖化差分を加 算し，Case2
では SST ・ 気温場に加算した. Case2については SST
条件の違いによる将来気候の違いを考慮するため，
Mizutaet al. (2014)で示された SSTクラスタ ー 別の将来気候実験結果から求めた温暖化差分を加算した3
ケ ー ス(Case2a,2b,2c)も合わせて行った．
積分は2004年9月 3 日から開始した．北海道での強風の解析には9月7日 03UTCから9月9日OOUTCの計算結果を用いた．

荒川理（筑波大）結果
現在気候実験と擬似温暖化実験での結果から求めた台風経路はよく一 致した. CaselよりもCase2で現在気候での経路に近づいた． 中心気圧の時間変化
からは， 台風が最も発達する時間帯には温暖化条件
下で中心気圧がより低くなり台風強度は強まった．
その後， 台風が日本海上を北上する時間帯には， 温
暖化条件下で台風が急速に弱まった．
台風が北海道に接近して通過するまでの期間平均
風速は温暖化条件下で低下した． 温暖化により台風が強化する時刻での地上風は， 現在気候よりも温暖化気候において強まる． そして台風が北上し， 北海道に接近する時間帯には， 台風強度が弱まるとともに地上風も弱まった．
温暖化条件において， 台風の北上に伴い台風強度が急速に弱まった原因を明らかにするため， 台風の温帯低気圧化を引き起こす環境場の変化として，
SST ・ 鉛直シア ー •水平温位勾配に着目した． これら 3 変数を台風の中心付近および台風経路上で求め，
現在気候条件と温暖化条件との間で比較した． その結果, SSTは温暖化条件で上昇するため， 台風を強化する要因として働き， 鉛直シア ー は両条件で顕著な違いが見られなかうた． 一方で， 水平温位勾配は
温暖化時には小さくなった（図1). つまり， 台風が進行する経路上では大気の傾圧性が弱まり， 大気が安定化していた． 安定化した大気において， 現在気候で起こった温帯低気圧化は起こりにくくなり， 温暖化条件での台風は急速に弱まったと考えられる．
本結果は2004年台風18号を対象とした事例解析の結果であり ． 同様の傾向が高緯度地域まで北上す
る他の台風でも見られるのかについて今後明らかに
していく．

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Horizontal gradient [K]
図1 2004年9月7日OOUTCでのSOOhPa面の温位から求めた台風経路上での水平温位勾配の時間発展．温位勾配
は台風の中心から半径500kmの円内での南北の領域平均差である．
謝辞本研究は文部科学省「気侯変動リスク情報創生プログラム」テ ー マDおよびCの支援の下で実施しました．

-253-

C305

大気太陰潮汐による降雨微小変動現象の検出
およびそれを用いた相対湿度に対する熱帯降雨の感度の推定＊神山翼 1 • John Michael Wallace 1(1: ワシントン大・大気科学科）

1. はじめに発生にともなう断熱圧縮は， 高温， 高飽和水蒸気圧， お
月の潮汐力による大気の発散と収束が 気圧を微小変 よぴ低湿度偏差をもた らす。Brethertonら{2004)によ動させる大気太陰半日潮汐(L2 )は，断熱膨張と圧縮に ると， 熱帯において湿度の減少は降雨の減少をもた らすより気温，飽和水蒸気圧 ， 相対湿度を変動させること ので， 気圧変動は降雨変動と逆位相になることが期待さを明瞭に示している。
が知られており， 物理的には降水をも変動させ得るこれるが， 本解析結果はそれとが 期待される。本研究では， 熱帯降雨観測ミッション
図l(a)右段は，比較のために各時刻における気侯値に(TRMM)で得られた降雨デ ー クを解析し，L2が降雨量
ついて{00 - 06 + 12 - 18)/4 のように平均を取り計算
を微小変動させることを示す。振幅は， 惑星スケ ー ル で された大気太陽半日潮汐{S2}についての結果を示して相対湿度を微小に変動させた際の降雨の感度を与える。 いる。各変数の位相の相対的な関係はL2と同様であり，かつ振幅が全ての変数について約15-20倍程度になって
2. データと解析手法いるので，L2とS2は線型的な類推で理解出来る。
TRMM Multisatellite Precipitation Analysis(TMPA)の降雨デ ー タ(1998-2012年，毎3時間，4度 間
4. 相対湿度に対する熱帯降雨の感度の推定隔） ，ERA Interim再解析（毎6時間）のジオポテンシャ
図l(b)にはL2(左段）およぴS2{右段）について，静水ル(1979-2011 年， 4.5度間隔）と水平発散(1979-2014 圧平衡，断熱過程およびClausius-Clapeyronの関係を
年， 3度間隔）のデ ー タを使用し解析した。ジオポテン 仮定して求めた相対湿度の変動と， 降水変動 の関係を示
シャルは標準重力で除してジオポテンシャル 高度とし した。現在の熱帯の気候条件では1%の相対湿度増加にて用い， こ れと水平発散 に関しては1000 hPaから100 対して， 約10%の降水増加が期待される。Bretherton
hPaについて質量の重み付き平均を取った。
ら{2004)は，気象の自然変動を用いて15.6%という数
まず国際標準時の0 時. 6時，12時 ，18時のデ ー 値を得たが，類似の関係が力学的に励起された微小強制タを別々に用意し， 月の半朔望周期(14.765294日）を についても成り立つことは注目に値す る。
持つ正弦， 余弦関数に対する回帰図を作成した。次に，
5. まとめ(00 - 06 + 12 - 18)/4のように平均を取ることでノイ本研究では·, L2による 降雨微小変動現象を検出した。
ズを除去し，さらに月からの経度差 に基づきコンポジッ
この現象
は，TRMMのデ ー タ がlµm/hrな召極端に微トを取ることで，L2のシグナルを検出した。降雨は，3
小な変動を検出し得る情報を残していること，および熱時，9時, 15時, 21時のデ ー タも同様に利用した。
の微小な変動を非常に鋭敏に
帯降雨システムは相対湿度
感じ得ることを示した。
3. L2降雨微小変動現象の検出
図l( a)左段は， 潮汐力の強い南緯10度から北緯10度 において, L2の振幅を東西波数2の正弦曲線で近似し求め た ものである。水波に類推されるように， 収束の最大点は3時間後に高圧偏差を生じている。高圧偏差のa)L2降雨微小寮動現象の検出

Bretherton, C. S., M. E. Peters, and L. E. Back (2004),
Relationshipsbetween water vapor path and precipitation
over the tropical oceans, J. Clim., 11,1517-1528b)相対温度に対する熱帯降雨の感度の推定l饗竺言��
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図1 (a)左：大気太陰半日潮汐{L2)の南緯10度から北緯10度における各グリッドごとのシグナルを，月からの経度差に沿って描いた散布図。上から順に，ジオポテンシャル高度，水平発散，降雨。実線は最小二乗法でフィットした東西波数2の正弦曲線。潮汐の性質に基づき，同一シグナルを経度方向に一 回繰り返して示した。 右：左段と同様ただし大気太陽半日潮汐{82)。{b)左： L2に基づく相対湿度変動と降水変動の関係。マ ー カ ーは，相対湿度10バ ー センタイルごとのコンポジット エラ ー バ ーは2標準偏差。実線は最小二乗法でフィッ トした原点を通る直線。破線はBrethert_onら{2004)による気象の自然変動に基づく推定。右：左段と同様，ただし82。

-254-

C306

2007 年ジャワ島洪水における大循環変動の役割＊小寺邦彦（名大・宇地研）， 江口菜穂（九大・応力研）
序

precipitation 30 Jan- 3 Feb 2007

2007 年1月末から 2 月始めにかけてジャワ島西

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結論
以上から、 2007年のジャワ島の洪水の原因として、 ユー ラシアからの寒波の吹き出しに加え、下部成層圏の寒冷化による全球的な対流活動の南半球への移動が考えられよう。

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110E
104E
2007年1月30日~2月3日平均の降水と925hPa水

図I.

結果

ジャワ島西部で激しい降水が観測された期間のTRRMによる降水と925hPa水平風の分布を図lに示す。 図2のOLRを見ると、 1月下旬から対流
活発域は赤道から南半球に移動し南インド洋、
オ ー ストラリア、 南太平洋で熱帯低気圧が発達する。 また、 海洋大陸付近の対流は抑制されている。 熱帯南半球(20S-l OS) と北半球 (Eq-JON)の
OLR偏差の差（図3c)を見ると、 対流活動は1月30
日~2月3日の期間（図中の縦線）に北半球から南半球側に移動する。 これに従いジャワ島西部の経度帯(109度近辺）で北風が強化する（図3d)。
図3bに赤道南半球 (20S-Eq)平均の200hPa と各気
圧面の気温偏差の差の高度一時間断面を示す。 l
月半ば、特に1月末から2月にかけ下部成層圏の気温が下がり対流圏界面領域で静的安定度が下がる。 この為、 対流圏界面領域まで達する深い
対流の存在する夏半球で積雲対流活動が活発化
し、 逆に冬半球側では対流活動が抑制される。
この様な対流活動域の南北移動は成層圏突然昇温に付随して発生する (Eguchi et al., 20 l S) 。
2007 年の場合も図3aに見る様に、1月半ばから北
半球中高緯度でプラネタリ ー 波の活動が増加しており、 熱帯下部成層圏の低温はこの波活動より誘起された成層圏子午面循環の強化によると考えられる。

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部は大洪水にみまわれた。 洪水の直接原因としては赤道越えの気流により励起された激しい降水に因る (Wu et al., 2007) 。 寒気の吹き出しが強い場合は、 一般的には南シナ海で対流が立つ傾向があり赤道越えの北風は発生し難いとされる(Hattori and Mori, 20 I I) 。 従って、 2007年］月
末の場合は、 何故強い北風が赤道を越えてジャワ島まで及んだかという問題がある。 ここでは
この時の大規模場の特徴について調べた。

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図2. 5日平均OLR偏差（等値線: -20,-40,-60…W/m2)。
下部は熱帯低気圧の名称。
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1 Feb
16 Feban
図3. a)45-75N平均IOOhPa渦熱輸送b)200hPaと各気圧面
高度の気温偏差の差(T'Lev·T'200)の高度時間断面. c)熱帯南半球と北半球のOLR偏差の差， d)東経109度付近の南北
風偏差の緯度一時間断面。

-255-

C307

インド・ チェラプンジにおける活発期の特徴
O村田文絵（高知大理），寺尾徹（香川大教育） ， 林泰

ー

（京大東南研），浅田晴久（奈良女子大文），松本淳（首都大），Hiambok J. Syiemlieh(NEHU, India)

1. はじめに
インド北東部・メガラヤ州にあるチェラプンジは月降水呈より長い時間スケ ールで降水量極値をもつ。この地域の大雨は下流のバングラデシュに大洪水をもたg 5らすという点で社会的影響が大きい。本研究では1902g

年以降の日降水里デ ー タから活発期を同定し，チェラ

5g

プンジに多雨をもたらす環境場を理解することを目的

t

とする。

g
5

2. 用いたデ ー タと解析方法

g“

本研究では解析期間の日毎のデ ータを
年毎に平均しg

た値に15日移動平均を2回かけたも のを気候値とす”gる。 チェラプンジの活発期は，インド気象局( IMD) から収集した日降水量デ ー タから作成した気候値の1.5倍を超える雨量が観測された日が連続する期間のうち ，総雨量が500mm を超える期間と定義する。 活発期は
1902-2005年の中で360事例， 循環場の解析を行った
1958-2005年の中で149事例あった。活発期の循環場の

図1: チェラプンジ活発期において気候値に比べて有意水準5%で有意に雨量が多い地域を黒 ， 有意に雨量が少なし解析のため に M
I Dのグリッドデ ー タ(0.2度x0.2度） ，APHRODITE降水デー タセット ， JRA55再解析デ ータを用いる。

3. 結果
固1 に1958-2005年のAPHRODITEデー タセットを用いたチェラプンジの活発期において気候値よリ有
意に降水呈が多い地域と有意に少ない地域を示す。 降
水量が少ない地域は） フィリピン北部からインドシナ
半島インド亜大陸中央部と西ガ ー ツ山脈 ， パキスタン
南部にかけての10-20N帯に分布する。 これ は通常モ
ンス ー ントラフが位置する地域に相当し ） トラフが弱化していることを示す。 一方降水量が気候値より有意に多い地域はそれらの南北に分布する。 活発期の総雨量は年降水量と良い相関があ リ， 活発期の雨量が年降
水量の多少を決めている。 総雨量の多くは2000mm未"満であるが，7-9日の間に3500-5000mm を観測した事例が3例あった。 活発期の長さは3-14 日， 毎年あたりの活発期の数は1-9日である。 図2 に活発期の長さが(a)3日と(b)7日の活発期第1 日目における850hPaの

固2: JRA55 を用いた850hPa面におけるチェラプン
ジ活発期第1日目の流線関数と風のコンポジット。 活

流線関数と風のコンポジット を示す。事例数は3日が 発期の長さが（上）3日と 下）7 日を示す。 ハ ッチは有（21例， 7日が9例あった。 活発期は流線関数の正の偏差がベンガル湾上に位置したときに始まる。3日に比べて7 日はベンガル湾より西の南シナ海からフィリピ

意水準5%で気候値に比べて流線関数に差がある地域を示す。

ンの東海上にわたって大きな正偏差がみられる。

-256-

C308

JRA-55速度ポテンシャルによる熱帯東西循環の評価＊小柴厚（筑波大学地球環境科学専攻）、 田中博（筑波大学CCS)
12
10

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1958

1988

図1: ピ

ー

1978

1988

1998

2008

ク強度の推移(1月、GMST回帰）

2
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1

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8
6

結果と考察：
図 1、2、3 に 1 月のピー ク強度の推移を示す。
ーピ クの強化傾向は、1990 年代はじめ頃からみられるのに対して、7 月（図 3) では 2000 年代
はじめと遅れている。 図中の破線は、全球平均
地上気温 (GMST) や Nino3海面水温に回帰した
成分の推移で、残差成分（薄い線）の長期的なトレンドがほぼないことから、最近の循環強化に、 1 月では Nino3、 7 月は GMST が関係している可能性がある。 図 1 の GMST に回帰した残差
成分には弱化傾向がみられる。
一方、．図 3 の Nino3海面水温の回帰成分と比較すると、 図3の残差成分の最近のトレンドがほとんどなくなっていることから 1 月では GMST
より Nino3 の影響が大きいことも考えられる。
ピー ク位置の西進傾向は、1月（図4の濃い線）は 1990 年代はじめと、強化傾向のはじまりとほぼ同時期であるが、7 月（図 5 の濃い線）には西進傾向はみられず、 Nino3 の回帰成分とほぼ同様な変動がみられた。
°
低緯度対流圏循環を速度ポテンシャルのヒー
クで評価すると、位置については南北の季節変化がみられ、強度は冬季と夏季で影響する気候要素の違いがみられた。

14

4
1

はじめに：
ここ 20 年程度の低緯度大気循環について、
ハドレー 循環は極方向への拡大、 ウォ ー カ ー 循
環は強化と 西進傾 向などが指摘されている(e.g. Bayr et al. , 2014) 。
°
JRA-55 の月平均速度ポテンシャルのヒ ー ク
値によって 低 緯度対流圏の循環を評価した(Tanaka et al., 2004) 。 速度ポテンシャルは
発散風の積分量であり、大規模な循環の特徴を表現するのに適している。 なお、速度ポテンシ
ャル熱帯循環の力学指標、 ゾ ー ナル質量流線関°
数ゼロ線位置（鉛直速度のヒ ー ク）とも整合している。
速度ポテンシャルは赤道付近の対流圏界面°(150hPa) で極大となり、海洋大陸付近にヒ ―ークがある波数1の構造である。 このピ クの強度と位置について赤道ベルト平均の経度高度°断面で解析した。 平均する緯度はヒ ー ク位置の
季節変化に応じて、1 月は南緯 10 度、 7 月は北緯 15 度とした。

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2

1958

1968

図 2: ピ

ー

1978

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2008

ク強度の推移 (1 月、Nino3 回帰）

18
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10
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2

1958

1988

図3: ピ

ー

1978

1988

1998

2008

ク強度の推移(7月、GMST 回帰）

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180
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1858

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1998

1898

2008

図4: ピー ク経度位置の推移(1月、GMST回帰）
160
150
140
130
120
100
80
80
1958

図 5: ピ
文献：

巨
1888

ー

1978

1988

1998

2008

ク経度位置の推移 (7 月、Nino3 回帰）

Tanaka et al., 2004, Tellus, 56A, 250-269
Bayr et al., 2014, Clim. Dyn., DOI 10. 1007 /s00,382-014-2091―y

-257-

D301

測風ライダ ー を用いた火山灰の粒径分布推定の試み
星野俊介• 1) 2), 新堀敏基 2). 福井敬ー 2). 石井憲介 2). 佐藤英一 2).
白土正明 3)t , 藤原健治 3) ・駒崎由紀夫 1)2)
1)高層気象台2)気象研究所3)鹿児島地方気象台t現所属：気象庁火山課

デ ー クから推定された粒径の確率頻度分布（白：WPL解 析、 灰
色：RATM予測）である。WPL解析•RATM予測とも粒径分布のピークは0.1mm付近に存在し、両者は概ね整合的である。ただし、WPLからの推定値の幅が広く、 また 、 図の範囲外では粒径が20mmを超えるモ ー ドの存在も推定されている。 実際の降灰はこれを誕付けるような状況ではなかったことから、ドップラ ー 速度の絶対値が大きい部分のノイズを一 つのモ ー ドとして解析した
結果現れた不適当な値と考えられる。

'

4. 今後の凰闘

現在の手法ではスペクトルに含まれるノイズが粒径分布推定に与える影響を十分に除去できていないために不自然なモ ー ドが解析されている。 また、 今回示さなかった時刻のデー タでは、シアが大きく風の定常性の仮定が成立せず不自然な粒径が推定された事例もあった。 このほか、環境場の値の与え方によってはV『が負になってしまい、粒径が算出不可能な場合もある。今後はこれらの問題を解決していく必要がある。 また、検証のためにはモデル以外の観測結果との比較も必要であろう。
実際の火山周辺でのW凡観測にあたっては、 光アンテナ部への降灰対策など留意すべき点も多いが、WPLの可搬性や下層の風観測が可能であるといった利点もある。どのように活用できるかについて考慮する価値はあるものと考える。
12

2. 手滋

WPLは通常、インコヒ ーレント積分の結果得られたドップラ
スペクトルの最大値を探索し、その周辺のモー メントを求める、
もしくは単峰ガウス分布で近似することによりその中心をドップラ ー 速度として算出する。これに対し、本研究ではスペクトル
分布をGMM近似し、最大値周辺以外にピ ークを持つモ ードについてもそれぞれの中心となるドップラ ー 速度を解析した。
°
WPLは仰角79糾 のコニカルスキャンで風を観測しているため、 ドップラ ー 速度v, と実際の風ベクトルとの関係はWPLから ，遠ざかる向きを正とすると以下の式で表される。
V,.(8) = -V8 cosB, cos(B -tP)+ w sin88
ここでVH: 水平風速、中：水平風向、w:鉛直速度（鉛寵上向きを正）、
8: ビー ム方位角、％仰角である。
一方、 火山灰の移流拡散過租は落下速度の大きさをv. とするとー(t+ L1t) = x(t) +叩t+ u'(t):dt{"y(t+ .it) = y(t) +可可Lit十が(t)Lltz(t + .it) = z(t) + w(万Lit+w'(t)Llt- VpLlt

-10

-5

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0

S

10

15

—'I
図I 3月26日14:56:38JSTの第2層のスペクトル強度分布。
横軸は対応するドップラ ー速度。 （黒細線溝l測されたスペク
トル強度、（黒太線）GMM近似結果。-0.003m/sおよびふ36m/sに中心をもつ2 つのモ ー ドが解析された。
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14 3

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U LO 2で表される障f堀ほか2010)ことから、環境場の水平風速町、水平
風向中四、鉛直風Wenv を共通とすると各モ ー ドの落下速度Vp1は
Vr1CB) =—冗cos88 cos(B -4'vH) + (�血, -Vp1)sinB.
から推定できると考えた（摂動項は無視している）。なお、今回は町、伽およびw ... は局地モデル(LFM)の客観解析値を使用した。
ここで得られた各モ ー ドの落下速度が、新堀ほか(2014)で示された火山灰の終端速度（式省略）と一 致すると仮定じてモ ード毎の代表粒径を推定し、 その確率分布を領域移流拡散モデル(RATM)にLFMを入力して予測したW乳観測点上空の火山灰粒径分布と
比較した。

-15

3

スペクトル解析の例として図1 に3月26日14:56:38JSTの第2層（標高500~648m) の観測されたスペクトル（黒細線）とGMM近似結果（黒太線）を示す。GMMでは2 つのモ ー ドが解析され、 それぞれのV, li-0.003m/sと—5.36m/sであった。 この結果から粒径を求めると、•それぞれ0.068mm、3.50mm と推定された。
図2 は第2層における3月 26日 14:50 -15:00JSTの10 分間の

3

8. 算出例

呼

が

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10..

10·1

D[mmJ

図2 第2層において3 月26日14:00-15:00JSTのデー クか ，ら推定された粒径の確率頻度分布。 （白）WPL解析、 （灰色）RA1M予測。

-258-

I

1. はじめにミ ー ライダ ー を用いた火山観測としては、酒井ほか(2014)のよ
うな火山灰の高度分布の解析例はあるが、対流圏内の火山灰の粒
径分布に着目した報告例はまだ多くない。 一 方、ドップラ ー ライ
ダ ー は発射したピ ー ムの大気中のエ ー ロゾルからの散乱光のス
ペクトルを解析し、そのドップラ ー 速度を求めることにより大気の風分布を観測する機器であるが、青木ほか(201Sa,b)は風の観測にとどまらず、ドップラ ー スペクトル強度を多峰の正規分布の重ね合わせ（混合ガウス分布モデル； GMM)で近似することにより雲粒・雨滴の信号を抽出、 粒径分布を推定する試みを行っている。
この考え方を応用すれば、火山灰の粒径分布を推定することも可能ではないかと考えられる。
気象研究所火山研究部では、鹿児島地方気象台との地方共同研
究「桜島噴火に伴う降下火山レキによる被害軽減のための研究」(H26~28年度）の一環として、2015年3月25~26日に桜島（鹿児島市黒神町）にて測風ライダ ー（三菱電機製可搬型ドップラ ー ライ
ダ ーLR-09l11S、以下WPL)による風の観測を行った。 この観測は当初桜島における客槻解析風の評価を目的として行われたものであるが、観測期間中に昭和火口にて計32回の噴火が観測され、放出された火山灰を含む大気の流れを観測していた。火山灰の粒径は幅広く分布していると考えられることから、この観測結果をもとに、WPLのスペクトル解析による粒径分布推定を試みた。

D302
気象レ ー ダ ー を用いた噴煙高度の確率的推定手法について＊佐藤英一、福井敬一、新堀敏基、石井憲介、高木朗充（気象研）、菅井明、黒木英州（気象庁）、真木雅之（鹿児島大）
1. はじめに
気象庁は、平成27年3月から新しい降灰予報の運用を開始し、降灰量分布や小さな噴石（火山礫）の落下範囲の予報を出している。 降灰予報は、大気中に放出された火山砕屑物の量をSuzuki (1983)の供給源モデルから推定しているが、その初期パラ
メ ー タの内、最も重要なものの一 つが噴煙高度である。 現在、気象庁では、噴煙高度を求めるために遠望カメラによる映像を用いているが、曇天時などの監視のため、レ ー ダ ー等リモー トセンシングを用いた即時的な把握技術が求められている。
気象庁におけるレ ー ダー エコ ー 頂高度プロダクトに関しては、青柳(1992)による調査を基に求められた代表的なパラメ ー タを高度補正に使っているが、全てのケ ー スに当てはまるパラメ ー タではないため、誤差が大きいケ ースも存在する。 一方、 火山噴火に関しては、遠望カメラによるデ ー タが数多く得られているため、リファレンスデ ー タとして用いることが期待出来る。
本研究では、気象庁 一 般気象レ ーダ ー を用いて噴煙高度の確率的推定を試みたので、 その手法と適用例について紹介したい。
2. 手法
各レ ーダ ー（レ ー ダー の違いを添字iで表記）で観測されたエコ ー 頂高度はビ ー ム幅等の影響により決定論的に決めることが難しい。 そのため、確率密度関数PDF (平均µ,、分散uf の正規分布）紐） 本叶疇｝

3. 結果の例
図は2014年9月27日の御嶽山噴火事例における、 一 般気象レ ー ダ ー (7サイト）と今回の手法で導出した確率密度分布である。 なお、本事例では、
遠望カメラ観測で噴煙高度を求めることが出来ていなかったが、間ノ岳で撮影された写真から噴煙高度
は海抜約8km.に到達していたと推定されている。
今回の手法で求めた確率分布は、最も 火口に近い
長野レ ーダ ー に近い高度（海抜7.39km)にピ ー クを持っているが、 分布はよりシャ ー プになっており、2 a (95%)の区間は、海抜6.57km.~8.21kmであった。 また、本事例では東京レ ー ダ ー のデ ー タが海抜10km.付近にピ ー クを持っており、気象庁
レ ー ダー エコ ー 頂高度の過大評価要因となったことが考えられるが、今回の結果では、その影響が低減されているように見える。
1.0
0.9
0.8
0.7
0.6
皇0.5
0.4
0.9
0.2
0.1
0.0

＝

で仮定する。h1(=jAh,j=0, 1, ... , oo)は、海抜高度を離散的に取ったものである。 また、µ, = F(い <11= {J(Hu - Hi)/2とした。 Heヽ凡、H1はそれぞれ、噴煙を捉えた最高仰角の 火口上空におけるビ ー ム中
心高度、ビ ー ム上端高度、 ピ ー ム下端高度である。
これらの高度は、等価地球半径Re = 4/3 X R ( Rは地球半径）を仮定したビ ー ムパス（例えばDoviak
and Zrnic (1993))から求めた。Pは実際のアンテナパター ンと正規分布との差異を考慮した係数であるが、今回は簡単のため、{J = 1としている。
各レ ー ダー で求めたPDFから/composite (り）＝ー

ilf=1fi(h1)L加cn�11icり）） Ah

で（噴煙エコ を観測した）全レ ーダ ー を合成した
PDFを求める。 分子は確率の積を表し、分母で全確率が1になるよう正規化している。 今回は、h
A =O、Ol(km)とした。
レ ー ダ ー は異常伝搬により、ビ ー ムパスが通常と異なる場合があるが、この手法を用いることにより、一部レ ーダ ー で異常伝搬が発生した場合でも、残りのレ ー ダー が正常な値（範囲）を示していれば、異常伝搬の影響を低減することが期待される。

3

4

S

6

7

8

9

W

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U

12

U

l.4

15

図 2014年9月27日御嶽山噴火事例での噴煙高度の確率密度分布4. まとめと今後本手法を用いることで、曇天時など、遠望カメラ
で噴火現象が直接見えないときも、噴煙高度をエコ
一頂高度の確率密度分布として推定することが出来る。
一方、本手法にも想定される欠点がある。それは、
レ ー ダ ー が(1台や2台などの）少ない数でしかカバ ー されていない 火山では、一つのレ ー ダーサイトの影響を受けやすく、範囲がうまく絞れないことがあると考えられる。 また、今回は反射強度デ ー タを用いて噴煙を認識しているが、大気中の降水物質の粒径が（雨粒程度に）大きく、数濃度も多い場合には、降水物質と火山砕屑物の識別は難しい。 これらの問題点は、これからの課題である。
PDFそのものに関しては、火山噴火の遠望カメラ
による観測値（事前確率）などを考慮し、改善を検討したい。 また、現在は標準的な大気を仮定しているが、最終的には、大気の屈折率を加味した手法の確立を目指したい；

-259-

D303
火山噴煙の

z-恥関係式＊真木雅之（鹿児島大学）・高橋忍（京大防災研）
1. はじめに気象レ ー ダが火山噴煙をとらえることがわかってきた．地上で観測された降灰強度RA(kgm·2い）とその地点の上空で測定されたレ ー ダ反射強度2Cmm6m·3)から， 降灰強度推定式(RA·Z関係式）を求めることができる．
しかしながらRA の瞬間値 が測定されることはまれで，通常得られる情報は地上での時間積算された降灰量である．本研究では，地上の積算降灰量と積算レ ー ダ反射強度の情報からRA·Z関係式を導出することを試みた．
2. RA·Z関係式の導出

4

且...-z関係は次のべき乗式で表されるとする．
RA =az P(1)

反射因子lOlogZ (d.BZ) および降灰強度RA の時間T(h)の積算
値をそれぞれSz (dBZ) , SA(kgm ·2 ), とする．すなわち，寸゜T 10logz.d
ふ I゜TR
Sz

t

=

Adt

(2)
(3)

である．降灰が観測された期間中，aと8は変化しないとし，(1)の対数をとり時間積分すると，

。

i

゜習 4
-6

。

3. 結果

2013年8月18日の桜島噴火の国交省XバンドMPレ ー ダの 観測デ ー タと桜島島内に設置された国交省の自動降灰量計のデー タを用いて&·Z関係を推定した．図1に(Sz, S心の散布図を示す．最小2乗法から次の回帰直線
lOlogSA =0204Sz -7.56
(6)

I
I

:I

が得られた．式(6)はレ ー ダ反射因子の積算値から地上の総降灰量を推定する式である．同様に(Sz/T, SAIT)の散布図（図2 )から， 最小2乗法により
lOlog( SA IT) =2.72+ 0.0 207(Sz / T)
(7)が得られた．これにより次のRA·Z関係式を得た．
o .0201
RA = 1 8. 7. z
(8)

0

;g -2
rn"'

I lOlogRA dt = T・lOloga+/JJ, lOlog加(4)��が成り立つ. (2)と(3)を用いて(4)のRA, zを品とSz で置き換え整理すると次式が導かれる．
(6)
lOlog(SA IT) = lOlog a+ P(Sz IT)

ここで，RA は時間によらず 一定と仮定した．
観測点1, 2, …, nで測定された地上積算降灰葦を8A1,SA2,…, SAn, 観測された積算反射因子をSz1,Sz2, · ·· ,Szn, 積算時間
をT1, T2, ···Tnとすると，(5)の係数a, (3は(SAi/11, &ii乃）
i=l,nの散布図から最小2乗法により回帰直線を求めることにより計算できる．ただし，(1)のRA-Z関係式は場所によらないと仮定する．

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I2 Sakurajima, Aug. 18, 2013

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図1

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Szー lOlogふ関係式

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I Sakur呻ima, Aug. 18, 2013

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S打(dBZh )
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500

図2 Sがr-lOlog(SAff)関係式

4. まとめ得られたRA-Z関係式は＆が時間によらず一 定と仮定している．さらに，RA-Z関係式は場所によらないとしている．今後，この仮定の検証と得られた関係式の適応限界を把握する必要がある．
謝辞：本研究で使用したレ ー ダデ ー タおよび自動降灰量計のデ ー タは九州地方整備局大隅河川国道事務所より提供を受けました．

-260-

D304

小型無人航空機·MUレ ー ダ ー 同時観測実験

1

森昂志 • 橋口浩之1·Laks hmi Kantha2• Dale Lawrence2·Tyler Mixa2·
11
1
Hubert Luce3·Ric hard Wilson4' • 津田敏隆 ・矢吹正教
1京都大学生存圏研究所

2 Department of Aerospace Engineering Sciences, University of Colorado Boulder, Boulder, Colorado, USA
3 Universite de Toulon, CNRS/INSU, IRD, Mediterranean Institute of Oceanography (MIO), UM 110, France
4 Universite Pierre et Marie Curie (Paris06); CNRS/INSU, LATMOS-IPSL, Paris, France
1.

2. 観測実験の概要

図1 . 2015年6月9日にMUレ ーダ ー近傍に
おいて、UAVで測定された気温（緑線）と MUレー
ダ ーで測定された鉛直流（コンタ）の時間 （高度）変化． 赤線
はUAV の 高度を示す。このとき
UAVは4-5 分周期で MUレ ー ダ ー を中心とした半径400-SOOmの円を描いて半時計周りに旋回しているったり出たりしていることが分かる． これと気温変化との関係についても調べていく予定である

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図2 . 2015年6月9日におけるMUレ ー ダー
周波数イメ ー ジング観測によるエコー強度（コンタ）及びUAVの飛行高度（赤線）と エコー から推定されるUAV軌道（緑線）の時間変化 ．

3. 結果

図1 に2015年6月9日の観測結果を示す．
MUレ ー ダー 上空では上昇気流と下降気流が頻繁に入れ替わり，UAVはその中を高度約2.42 k mでほぼ水平 に 飛行していることが分かる通常， 高度が一 定なら 気温はほとんど変化しないと期待されるが，比較的大きな
変化が見られているMU
レ ー ダ ーで観測された鉛直流との 比較から、定性
的には，鉛直流に伴う断熱圧縮・膨張により気温が上下した と言えるが， それだけでは説明できな
い大きな気温変化が観測されている． この 時 、背景風 はlOm/s前後の西風であり，風向とUAV の飛行方向との関係などを今後調べていく また固2 に示すように ， UAVはMUレ ー ダ ーで雙測された エコ ー強度の強い（乱流の強い）層の中に入以21111,,,,.;,,, 鵠)lf.OJ"'V11•11!0>« 心V11令211•

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キャンペ ー ンではUAV とMUレ ー ダ ー の他，
本稿では述べないが，ライダー やラジオゾンデも運用した
UAVはコロラド大学で開発されたSAMSと呼ばれるもの を使用した. UAV搭載のセンサ ー により気温 、湿度、 気圧などを1秒毎にリアルタイムに得 ることができる
MUレ ー ダ ーは，中心周波数4 6.5MHz, アンテ
ナ直径103m, 送信出力lMW の 大型大 気レ ー ダー
であ る． 観測は天頂方向と天頂角10 0で北，北
東 東，南東，南の5 方向にビ ー ムを切り替えて，，
周波数イメ ー ジングモ ー ドで行わ れた．

Vel1lc.ol wlndfm/1)

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E1

はじめに
近年，対流圏の観測手法として小型無人航空機( UAV)が注目されているGPSを利用した自律飛行により，任意の場所のデ ータを取得でき る2015年 6 月に信楽MU観測所（滋賀県甲賀市
信 楽町）で ShUREX(Shigar aki, UAV- Radar
Experi ment)キャンペ ー ン が実施された．コロラ
ド 大で開発された低コストの UAV[Lawrence
and Balsley,201 3]がMUレ ー ダー の近 くで運用され、気温 、 湿度、気圧、風向・風速の他、温良に関する乱流構造定数c/ や 乱流エネルギ ー 消散率£などの 乱流パラメ ータが測定された．
本研究ではShu REXキャンペ ー ン において，
MU レ ー ダ ー 上空 を飛行する UAVで 測定された
気温 の変化について，鉛直流や水平風 などとの関係を検討する4. まとめUAV·MUレ ー ダー 同時観測で得 られたMUレー ダー
上空の気温変化について解析を行った水平飛行において， 比較的大きな気温変化が観測された 今後は，
鉛直流や水平風のほか，エコ ー強度などからその要因を検討して報告する予定である ．
Lawrence, D.A., and B.B. Balsley, High-Resolution
Atmospheric Sensing of Multiple Atmospheric
Variables Using the DataHawk Small Airborne
Measurement System, J. Atmos. Oceanic Technol.,30, 2352-2366, 2013.

-261-

D305
地上雲レ ー ダ観測による鉛直ドップラ速度の統計解析
大野裕 一 （情報通信研究機構）
1. はじめに
情報通信研究機構(NI CT) は2003年から2006 年 に か け て航空機搭 載 雲 レ ー ダ(SPIDER)を地上のコンテナ内に設置して、数か月にわたり鉛直方向の連続観測を実施した。 SPIDERはエコ ー 強度と共にパルスペア手法によりエコ ー のドップラ速度が得られ、 高さごとの雲エコ ー の強度とドップラ速度が取得できる。 本発表ではこの長期データの統計解析を行い、 ア ー スケア衛星搭
載雲レ ー ダのアルゴリズム開発に有用な情報の抽出を試みた。

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図1の6-9kmの鉛直速度の頻度分布
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図3

-262-

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3. 各高度でのエコ ー の鉛直速度の出現率
図1は2006年7-9月のエコ ー の出現分布で縦軸に高さ 、 横軸に鉛直速度をとり、 各高
さおよび速度のエコ ー の出現が全エコ ー の何パ ー セントを占めるかを濃淡で表したものである。 エコ ー 頻度の少ない外側の白い領域を除き、 色が薄いものほど出現頻度が高くなっている。5kmより高度が高いエコ ー
は ー 2 Om/s に出現頻度の最大があり、 これは氷雲の粒子の落下速度を示している。 下に行くほど落下速度は大きくなり、 粒径が落下しながら成長して落下速度が増していると解釈できる。 夏季の融解層高度である5kmより低い高度では次の二つの分布の重ね合わせと見ることができる。 一つは高度2kmより下の鉛直速度ゼロ付近の水雲エコーの分布で 、 もう 一 つは ー2m/s以上で4km以上まで広がっている降雨エコ ー の分布である。 降雨エコ ー の頻度が高い領域は下ほど落下速度が小さい傾向があるが、 大気密度が大きくなり、 空気抵抗が大きくなっている効果と考えられる。
EarthCARE衛星搭載雲レ ー ダでは、 直下にビ ー ムを向けて観測を行うが、 少しでも衛星進行方向に傾くと衛星速度が混入して、バイアスエラ ー となる。 上記に示した地上からの鉛直ドップラ観測の統計解析結果を用いて、衛星雲レ ー ダのバイアスエラ ー を評価することを考える。 図2は高度6-9kmの

km

2
1

2. 小金井における雲レ ー ダ鉛直観測使用したSPIDERのデ ー タは小金井の情報通信研究機構の敷地内から鉛直固定で観測したもので 、 2003年7月後半から2004年1月、2004年8月末から12月末 、 2005年6月下旬から8月上旬、2006年3月後半から2006年9月末までの4年間の観測デ ー タである。 この間、
ほぽ24時間連続で観測が行われた。 レ ー ダ
観測高度は82.5mおきに12kmあるいは15kmまでで、 時間は10秒の積分後のデ ー タを基に解析した。

ェコ ー の鉛直速度ごとの出現頻度である。
この高度範囲の鉛直速度は幅の狭い正規分
布に近くなっており、 平均が ー0. 92m/sで標準偏差が0. 54m/sである。衛星雲レ ー ダの鉛直速度も 統計的に長期平均をすれば地上からの鉛直速度に近づくと仮定でき 、 衛星雲
レ ー ダのバイアス誤差の評価に有効だと考えられる。
図3は降雨エコ ー に注目した高度1-4kmのェコ ー の鉛直速度ごとの頻度分布である。
衛星雲レ ー ダのドップラ折り返し速度は4.8~6m/sで、落下速度の大きな降雨ではドッ プ ラ折り返しが生じる 。 図中で縦に4.8m/sの線を示していて、 この落下速度を超える出現率はこの期間で6. 18%である。
だいたいこの割合で降雨エコ ー の折り返し補正が必要になると考えられる。
•発表時には、 季節による違いや 、 エコ ー
強度を考慮した分布についても報告する。

血図1の1-4kmの鉛直速度の頻度分布

D306
雲レ ー ダ ー を用いた積乱雲へ成長する積雲の観測＊前坂剛・岩波越・鈴木真 一 ・出世ゆかり・櫻井南海子（防災科研）

1. はじめに

4. まとめ

都市は局地的大雨に対して脆弱であり， その監視と予測が重要であることが指摘されている ． 近年， 気象レ ー ダ ー
ネットワ ー ク， 特に国土交通省の XRAIN に代表されるよ
うなMPレー ダ ー のネットワ ー クが整備され， 短時間で局所的にもたらされる大雨の降雨強度を高精度に監視できるようになった ． 一方で ， そのような大雨の予測， 特にその発生時刻と場所の予測は社会的要請を満たず状況にはない ．
たとえば， 通常の気象レ ー ダ ー では， 雲内に雨粒が形成されてから初めて観測が可能になるため， 通常の気象レー ダ ー を用いた大雨の予測は， その発生初期においてリ ー ドタイムを長くとることができないという問題がある ． この問題にKaバンド帯の雲レ ー ダ ー を用いて積乱雲発生の早期検知を試みた ． 図1は1540 JST 以降の観測結果を示している
30 JST から積雲のエコ ー が検出されておが ， 実際には15
り ， C バンドレ ー ダ ー で雨が検出される30分前から積雲が検出されていだまた， 雲レー ダ ー は従来の気象レー ダ ー に比べて感度が高いため ， 従来のパルス圧縮型気象レ ー ダ ー
では大きな問題では無かったレンジサイドロ ー プが顕在化
するが ， 既知のレンジサイドロ ー プパタ ー ンからその領域を抽出することができた ．

対して， 防災科研では雨粒が形成される前の雲粒を観測できる雲レ ー ダ ー を開発し， 積乱雲発生の早期検知に用いる研究を行っている． 本発表では， 茨城県南部で雲レー ダ ー により観測された積雲から積乱雲への発達の解析結果を示す．

2. 雲レ ー ダ ー
解析に用いた雲レー ダ ー （三菱電機製）は， 直径2.2mのカセグレンアンテナを用いてKaバンド 3( 5 GI-I帯）の水
平・垂直偏波を同時送受信し， マイクロ波増幅器として出力3kWのExtented InteractioKln ystron(EIK)を使用している ． 本レ ー ダ ー の最小受信感度の仕様は， 距離20km
で一17 dBZ( パルス積算効果なし， ノイズレベル+3 dBを検出可能レベルとする）のエコ ー が観測できることであり ，
この値はKes.5ler(l969)の暖かい雨のパラメタリゼー ション
における雲水から雨水への変換が始まる雲水量が観測できるよう決定された ． この感度を実現するためにバルス圧縮技術が用いられている ． 観測範囲は30kmである．

3. 解析結果
固1は2014年 8 月6日1540 JST から1610 JST の間に， 茨城県つくぱ市に設置した雲レ ー ダ ー と気象庁の C バ
ンド気象レ ー ダ ー で観測されたレ ー ダ ー 反射因子と降雨強度を示している. 1540 JST の雲レー ダ ー PPI画像（図la)には—15 dBZ程度のレー ダ ー 反射因子が観測されているが， このエコ ー はCバンドレー ダ ー では検知されていない（図le). 1550 JST では直径1km以下の積雲(-5dBZ 程度）が複数個発生している様子が雲レ ー ダ ー で観測されているが（図 lb), この時点でも C バンドレー ダ ー では検知されていない（図lf). その後これらの積雲は組織化し， 直径が7km程度の積乱雲へと発達していくが（図le, d), Cバン
ドレー ダ ー では160 0 JST に初めて検出された（図lg).
図ldの強エコ ー 域のレ ー ダ ー 側（レー ダ ー からの距離が
2 0 km-23km程度の領域） に不自然なエコ ー 域が見られ
るが ， これはパルス圧縮によるレンジサイドロ ー プである ．

Ka-band Reflectivity (dBZ)<.t .r"更 1 r

皿,�.......

C-band Rainfall Rate (mm h·')<J�.tf�

このレンジサイドロ ー プはレ ー ダ ー デ ー タを解析する際に問題となるため ， レンジサイドロ ー プの領域を検出して無 図1: 2015年 8 月6日1540 JST から1610 JS'l' に防災ーーー
視する必要がある， レンジサイドロ ー プのバタ ー ンは既知 科研雲レ ダ （つくば市）で観測した積雲・積乱雲のレーーー
反射因子のPPI(
仰角11度）画像(a-d)と，同時刻にダであるため， このパタ ンを用いてレンジサイドロ プ領
おける気象庁Cバンドレ ー ダ ー で観測された降水強度
分布域を抽出する手法を適用したところ， 良好に抽出すること( e-h). 画像は10分毎 ． 図中に雲レ ー ダ ー からの距離を10ができた（屈示せず）．
km毎に円で示す． 固中の破線で示す円や矢印は， 本文中で注目する積雲・積乱雲を示す．

-263-

D307

降雪粒子の立体形状とフラクタル次元
民田晴也（名大宇地研）

津田紀生（愛知工大）

はじめに
レ

ー

藤吉康志（北大低温研）ている。2月28日(05:0 0前後除く）、3月10 日(0 9:00

ダ 降雪強度の高精度化を目標に、降雪粒子の立

体形状と粒径分布が計測できるlaserdisdrometerを開以降）の羹と3月13日の雪では大きな分散(>0.02 )を示し、幅広い形状の混在を示唆している。明確な差では発している (1) 。レ ー ダ反射因子は降雪粒子の後方散乱ないが、フラクタル次元の分散から雨・霰と雪の分類が断面積の粒径分布積算値であり、反射因子検証のため、期待できる。

後方散乱断面積の理論値を得るには粒子形状と誘電率の立体構造モデルが必要である。開発disdrometerは 、4台のレ ー ザラインスキャナを 45度間隔に配置、4 方
向から落下粒子の影画を取得、3台以上のスキャナで計測された粒子画像 から立体形状を再現する (2) 。立体形
状再現はシ ー ト光の交差部分を通過した粒子に対して有効で（観測粒子全体の約10%)、90%の粒子は立体形

暑

26
旦
24
Cこ）
22
互
� 2.0
1.8
1.6

2

4

6

状が再現できず、 立体形状情報を持つ短時間粒径分布を手法開発が必要となる。粒子形状と種別分類の数値化（形状指標であるフラクタル次元を利用した粒子種別や降水タイプ分類）を目標に、降雪粒子立体形状のフラク
タル次元の特徴について調べた。個々の粒子の種別分類

言o1a
11
1.8

報を取得、形状複雑さは輪郭線のフラクタル次元から評価する予定である。

2.6

2.8

図1: (上）粒子サイズとフラクタル次元の関係(2015年3月13日）。破線は球形粒子のフラクタル次元。実線は楕円体（軸比5: 1)のフラクタル次元。 （下）フラクタル次元と粒子落下速度の関係。〇印はサイズ>5rnmの粒子。＋印はサイズ2-5mmの粒子。

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クタル次元が小さな粒子ほど落下速度が遅い傾向が確.

大粒子ほどフラクタル次元が大きな値を示す傾向、フラRゞ~2. 6を示し(2 .6は縦横比5:1 の回転楕円体に相当）、

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2、直線は）を示す。降雪粒子のフラクタル次元は1.8

へ
←
り＼)-

a

目安として立方体のフラクタル次元は3、正方平面はい13日）。フラクタル次元はボックスカウント法で算出、

2
2.2
2.4
Fractal Dimension□

図1に粒子サイズとフラクタル次元の関係およびフラクタル次元と落下速度の関係の例を示す(2015年3月

18

3.0

は、立体形状のフラクタル次元から板状、球形などの情

降雪粒子立体形状のフラクタル次元

16

3.5

(
S
/W
)

得るためには全検出粒子に立体形状を適応（推定） する

8 10 12 14
size (mm)―認できる。フラクタル次元2. 4前後、 落下速度2 ms 1hour

以上の粒子は、粒径が 5mm 以下で霙・霰の混在可能性がある。立体形状を0.1 mmグリッドで再現しているため、 小粒子は解像度不足となりフラクタル次元は小さな値を算出する傾向があり、 フラクタル次元と落下速度の2関係では粒子サイズ2mmより大きな粒子を抽出·描画した。
フラクタル次元と降水タイプ
因2 に2015年2月27日、2月28日、3月10日、3月13日のフラクタル次元の30 分平均値と分散の時系列を示す。気象庁観測では、2月27日は霙、28日は雪（霰交じり）、3月10日は大雨から奨、13日は雪として記録されている。2月27日の霙、 3月10日の雨(0 8:30まで）のフラタル次元の平均値は2.3前後、 分散は小さな値(<0 .02)を示し、 フラクタル次元は平均値に集中し

4

6

8

10

12

hour

14

16

18

20

22

24

図2: フラクタル次元の30分平均値と分散の時系列。2015
年2月27日（霙） ， 28日（雪）、3月10日（雨→霙）， 13日（雪）。但し、3月10日06:30~07:30の1時間は欠測。
謝辞
本研究は科研費(26400464)および北海道大学低温科学研究所
共同研究の助成を受けている。
参考文献

1. Minda et al., 2016, IEEJ TEEE, 9, (in press).
2. 民田ほか ， 日本気象学会2015年度秋季大会予稿集Cl05

-264-

P301

アジアモンス ー ン水循環に対する地形解像度の影響＊荒川理・尾形友道・鬼頭昭雄（筑波大•生命環境）

前回(2014年度秋季大会P357)、3 つの異なる
水平解像度(20km、60km、180km)の大気大循環

ンス ーン期の気温上昇が早まることによる（図lb)。

モデルに観測海面水温(SST )を与えた現在気候実ー験の結果をチ ベット高原上の水収支について解析し、モデルの水平解像度の向上 とともにモデルバイアスが改善されることを示した。 一般にモデルの水平解
像度を変更するこ とは、 力学過程や物理過程を計算するモデル格子の解像度を変更するだけでなく、 外

地形解像度の低下と共に見られるアジアモンス
ンの季節進行の変化は、 チ ベット高原上の地表面

水収支にも 見られる（図略）。降水量や蒸発量には明
瞭な変化は見られない一 方で、 地形解像度の低下と共に地表面流出量の最大及び積雪量時 間 変化の最小の出現時期が早まっている。 この季節進行の早まりは、 西チ ベ ットの方において東チ ベットよりも明瞭

部境界条件である地形分布の解像度を変更することを伴う。 前回の実験 は、 力学過程や物理過程を計算に見られる。 地形解像度の低下はチベット高原上でするモデル格子の水平解像度 変更と地形分布 解像度
変更を同時に行ったものだった。 そこで、 今回 モデットの方 が東チ ベ ットに比べて大きい。 そのため、
西チ ベットの方が東チ ベ ットに比べて、 地形解像度

ル格子の水平解像度を変えずに、 地形解像度のみ変低下による地表面気温の上昇が大きい（図略）。 地上

はグリッド標高の低下を伴うが、 その割合は西チ ベ

更する実験を行い、 アジアモンス ーン水循環に対す

気温の上昇が融雪・地表面流出の 季節変化に影響をる地形解像度の影響を調べた。 使用したモデルは前回同様MRI-AGCM3.2 である。 モデルの解像度は与えたものと考えられる。
本解析結果から モデルに与える地形の再現精度60km 水平解像度版を使用した。 このモデルに対し、が、 アジアモンス ーンの平均状態だけでなく、 その
季節進行、 特にプレモンス ーン期の季節進行に影響

地形解像度を元の水平解像 度 60km に加えて、120km、180km、280km 、560kmの地形解像度デタを用意した。 これら5つの異なる解像度の地形
分布をモデルに与えて、同一の境界条件（季節変化ー

することがわかった。地形解像度 という観点から も 、
気候モデル がより高い解像度を持つ ことは重要であることが示唆される。
(a)•,-

する気候値SST 及び海氷分布 、温室効果気体、 エーロゾル）の下で数値積分を実行した。 解析対象領域
を60°E-110°E、20咽—50°Nとし標高3000m以上の

..

(b)

四

領域をチベット高原と定義 する。 また90 °E以西を
西チ ベ ット、90°E以東を東チベ ットと定義する。以下、各実験をcn tl、tpgTL 159、tpgTL95 、tpgTL63、
tpgTL31と呼称する。
地形解像度の低下とともに、 北半球夏期3ヶ月(JJA )平均降水量の増加が10 ° N-20 ° N帯のアラビ
ア海 、 南インド、 ベンガル湾で見られる。 降水量の増加に対応して、 鉛直積算水蒸気フラックスにも増加が見られる。 さらにチベット高原北西部上空の対流圏上層気温の上昇が見られる（図略）。 平均状態の変化に加えて、300hPa面における60 °E-100 °E、20 ° N-40 ° N平均と60 °E-100 °E、Eq.-20 ° N平均の気温 差で定義されるMeridionalThermal Gradient(MTG )の符号の、プレ・モンス ーン期に負から正に変わる時期 が、地形解像度の低下と共に早まる（図la)。 このMTGの季節進行の変化 は、MTGを定義
する2領域のうち北側領域のみ見られる、 プレ・モ

""�

-8
-10

,,.

匹

一12

men出

month

図1 (a) Meridional Thermal Gradient(MTG )の
季節進行 。 MTGの定義は、[1]60 °E-100 °E、20 ° N -40 ° N と[2] 60 °E-100 °E、Eq.-20 ° Nの間の300hPa気温(T300)の差([1]ー[2])。 (b) MTGを定義する2領域のT300 の季節変化。 実線が北側([l])、破線が南側([2])。(a)、(b)に共通して、●がcntl、 口がtpgTL159、 ■がtpgTL95、 △がtpgTL63 、 ▲がtpgTL31 。 単位は[K]。
謝辞：本研究は、 文部科学省「気侯変動リスク情報創生プログラム」テ ー マC「気候変動リスク情報の基盤技術開発」のも とで実施されました。関係各位に感謝します。

-265-

P302

関西地域の夏季降水を対象としたSCALEによる将来変化予測—その1 : 現在気候における降水分布のモデル結果の妥当性検証 ー＊足立幸穂·山浦剛·吉田龍ニ ・ 西澤誠也·八代尚・梶川義幸・富田浩文（理研計算科学）
1. はじめに

Aphro]Pとの比をMRI- AGCMとSCALEでダウンスケー ル

都市域で発生する短時間豪雨は、 時に床上・床下浸した結果のそれぞれについて図1に示す。MRI-AGCM の水や地下交通網のまひなどを引き起こすことがある。

現在気候実験の気候値は、 観測に比べて、 九州、 四国

それに加えて、 長時間継続する降雨は士砂崩れなどの・ 南部、 新潟から北陸付近で過小評価、 それ以外の地域

危険も高める。 県市COEプロジェクトでは、 神戸市を含む関西地域を対象に、 将来気候変化に伴う降水変化

で過大評価となっている。SCALEのバイアス傾向は基本
的にはMRI-AGCMの傾向を引き継いでいる。総降水量はの適応策に資する目的で、 力学的ダウンスケー ル手法

SCALE の方が観測よりもバイアスはさらに増加していを用いて同地域の空間詳細な降水将来変化予測を行っる。 一方で、 差の標準偏差は改善しており、 空間分布ている。 雨水排水能力の見稼もりや、 大規模河川の洪の再現性はダウンスケー ルにより向上している。

水対策を考える上で、 現在の降水イベント特性とその関西周辺の日降水量ヒストグラムについて、AM
eDAS

将来変化の把握は重要である。 それに先立ち、 この講と比較 したところ、 MRI-AGCM では日降水量の頻度が演では、 気候学的な観点からMRI-AGCMとの比較においlOnnn/day未満のカテゴリを除いて全体的に過I少傾向にーて領域モデルのパフォ マンスを把握する。

あったが、SCALEは観測を比較的良く再現していた。 一

2 実験設定とモデル設定

方、 九州、 中国地方、 兵庫県域で、 強い降水の頻度が使用したモデルは、 計算科学研究機構で開発された
SCALE- RMである(Nishizawa et al. 201 5; Sato et al.

観測よりも多めであった。 今後は、 日降水量のヒスト

2015)。 SCALEの初期値境界値には、 \!RI-AGCM3.2
S (約毎の総観場の変化とともに解析を行う予定である。
参考文献
Nishizawa, S.,H.Y邸 hiro,Y. Sato,Y.Miyrunoto, and H. Tomita, 2015,
Influenceof gridaspect ratioon pl釦 etaJy boundruy layer tuJbulencc in
lru-ge-eddy simulations,Geosci.ModelDev.,8,3393-3419.
Sato,Y.,S. Nishi珈 va, H. YashiroY.
, Miyan1oto, Y. Kajikawa,and H.
Tomita, 2015, lmi:oct-�of cloud microphysics onbade wind cumulus:
which cloud microphysicsp,ocessesconlributeto the diversity in a large
eddy simt�ation?,Prog.Farth Planet.Sci.,2,21.
Yoshida,R.,S.Nishizawa,H. Yashiro,S.A. Adachi,Y. Sato,T.Y血 aura,
叩 d H.Tomita. 2016: A newcost
七ffective online nesting systemfor
regional atmosphericmodel.(under rev匂）謝 MRI-A仮Mデータは気象研究所よりこ提供頂きました
本研究は公益財団法人計算科学振興財団研究教育拠点(COE)
形成推進事業、 及び、]ST/CRESTの支援を受けました本研究の計算には、 理化学研究所のス ーパー コンピュ ータ「京」を利用しました

20ktn 水 平解像 度）で 計 算さ れ た現 在 気 候 実 験( 1979-2003年）と将来気候実験 (2075-2099年）のそれぞれ6--9月を使用し t:=o 計算は、5月31日から1日のspin up期間を含む5日計算を 9月30日までtimeslice で行った。 計算ドメインは 2段l ,vay online
nesting (Yoshida et al. 2016)とし、 第 1、 第2ドメインそれぞれの水平解像度は 7. 5ktn、2.5ktn、鉛直層数
は48層、 60層である。解析には神戸市を中心とする第2ドメインの計算領域の結果を使用する。 積雲パラメ
タリゼ ー ション は両ド メ イ ン と も使わず、
1-moment-bulk雲微物理スキーム (Tomita, 2008) のみを使用した。
3. 結果

グラム及び空間分布の将来変化について、SSTパタ ーン

現在気候 25年分4ヶ月の平均降水量について、

1i,
a

99

螂 珂

一

MRI-APHRO
ave-l&.o (108.9X), std-&S.8»,..

SCALE-APHROe.•o•24.7 (110.0鸞）. •ld•0.5»ぇ｀＇,,i

図1: 1979-2003年6-9月平均の月積
算降水量 (mm/月）のAphro]Pに対す

細る比（パーセンタイル）： a( MR) I-AGCM、(b)SCALE.シェイドは 1 0(1'/o以上のところを示し、

コ ンタ ー 間隔は2(1'/o毎夕

イトル上の数値は、 それぞれ、Aphro]Pとの差の空間平均値(mm/day, 括弧内
182E!:WE 186E !86E

1341! 138E 1388 l�ll

-266-はパーセンタイルイ圏と標準偏差P303
四国平野部における降雪の地域特性＊福田崇文・村田文絵（高知大理）
1.

はじめに

比較的温暖な地域である四国は雪があまり降らないと言われるが、 平野部でも大雪に見舞われることがある。 例えば、 2011 年 2 月 14 日には南岸低気圧に伴い徳島市で積雪 6 cm 、 高松市で 3 cmの積雪を記録し 、 歩行者の転倒や交通障害 、 農作物への被害などが生じ、 社会生活に大きな影牌をもたらした。 そこで、 本稿では四国平野部での降雪の地域特性を解明することを目的とする。

降雪の時期は冬型は四国平野部では 12 月中旬頃
より始まり 、 3月上旬頃まで続くこともあり、1 月~2 月上旬にかけて頻度が高くなる。 南岸低気圧は瀬戸内側で2月中旬に圧倒的に頻度が高い。
今後は四国平野部における降雪時の地域特性について総観場の詳細な解析を行う予定である。
，．匡正）

2. 使用したデータと解析方法
気象庁により降雪量の観測が行われている四国の平野部9地点（図2中に地点を記載）のデー タを解析する。 用いたデ ー タの期間は 1961 年から、 気象官
署は 2014 年まで、 測候所の多度津，宿毛は 2001 年まで、 宇和島は 2005 年まで、 消水は 2007 年まで 、室戸岬は 2008 年までである。 観測された日降雪籠のデータを用いて以下2つの項目について解析を行う。(I)年降雪量の経年変化傾向とその要因を調査する。(II)各地でどのような総蜆場で降雪となるのか調査する。 総観場は冬型、 南岸低気圧、 日本海低気圧、 南岸前線（低気圧を伴わない南岸の停滞前線）の4つに分類する。 降雪の回数の定義として 、 冬型
は冬型が継続中のおおむね 24 時間以内の連続した
降雪は1回のイベント、 低気圧や前線によるものは
同 一 の低気圧（または 一 連の前線）が通過中の降雪を
1回のイベントとしてカウントする。
3.

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m:WH豆fi:S£�f l��Wi l�i!UH,, 亘§奎ltiを再〖葦mmまfoij'

図1 四国の県庁所在地における年降雪畳（棒グラフ）と冬季平
均湿球温度（実線）の時系列。 点線は全期間の湿球温度平均。 期
間は 1961 から 2014 年。 冬季湿球温度は前年 12 月～当年 3 月までの冬季における計算値を平均した。

結果(I )四国の県庁所在地における年降雪枇と冬季の
平均湿球温度を図 1 に示す6年降雪量は 1990 年 頃
を境に大きく減少している。 そこで冬季平均湿球温度を計算してみると 、 1990 年より前と後で湿球温度は 1℃程度有意に上昇している。 したがって、 90 年
代以降は平野部の気温が比較的廊い状態が続いていることが降雪景減少の1つの要因として考えられる。
(Il) 四国平野部における総観場別の降雪頻度と降雪是の割合を図2に示す。 四国平野部では宇和島など四国山地西側の南西部や徳島などの北東部で降雪が比較的多い。 降雪の総観場別にみると、 降雷の頻度ではほぼ全域で冬型の頻度が 50%を超え、太平洋側では 90%を超えている。瀬戸内側では南岸低気圧の頻度もおよそ 30% 以上とやや嵩い傾向にある。さらに降雪星で見ると、 太平洋側は降雪菌も冬型が圧倒的である。 しかし、 瀬戸内側では冬型の頻度こそ高いものの 、 降雪贔で見ると総降雪星のおよそ半分以上を南岸低気圧が占めている。 つまり、 瀬戸内側
では降雪品では南岸低気圧による降雪の影聘が大きいと言える。

固 2

四国平野部における総観場別の(a)降雪頻度と(b)降雪最の割合

-267-

P304
水平解像度および積雲対流スキ ー ムが熱帯陸域の降水特性に及ぼす影響＊杉本志織 1、 高橋洋 1, 2 (1 JAMSTEC; 2首都大学東京）
1. はじめに
領域気候モデルを用いた数値実験において、
空間解像度は降水の再現性を左右する。 水平解
像度が低い場合には、積雲対流スキ ー ムを用いることでサプグリッドスケ ー ルの降水を表現する。 一方、 水平解像度が高い場合には、 雲微物理過程や積雲対流 の始動を陽に解くことがけた（図1)。積雲対流スキ ー ムを用いない実験
では、季節によらず、 月降水量の空間分布が比較的よく再現された。 一方、 積雲対流スキ ー ム(GrおよびKF) を用いた実験では、季節によって異なる応答がみられた。 プレモンスー ン期可能となるため、降水特性の再現性が向上する
こ とが期待される。 ところが、積雲対流スキ ームおよび水平解像度が降水に及ぼす影響をそれぞれ区別して考察した研究は多くない。
降水の季節性や日変化が 明瞭な地域として、南アジアに位置するバングラディシュ周辺地
域があげられる。 この地域では、 プレモンスー

降水域が観測とあまり整合しなかった （空間相関係数：小）。

ーン期には対流性降水が、モンス ン期には層状性降水や浅い対流による降水が卓越する。 また、南部の平地と北部の山岳地域とでは、降水の日変化が大きく異なる。 そこで本研究では、熱帯域である南アジアの降水過程に着目し、水平解像度および積雲対流スキ ー ムが降水の再現性に及ぼす影響について明らかにする。
2. 数値実験設定
領域気候モデルWeather Research andForecasting model W(皿）Ver. 3.5.1を用いる。
初期・境界値はERA-interim (大気）および
OISST (海面水温）から作成し、 解析期間は、2003年から2007年 の4·9月とする。空間解像
度は5km、'10km、20km とし、 それぞれに対してGrell 3D ensemble スキ ー ム(Gr;Grell
1993; Grell and Devenyi 2002)を用いる実験と用いない実験を実施した。20km 実験においては、 積雲対流スキ ー ムの種類による再現性を比較するた め に 、Kain Fritschスキ ー ム(KF;
Kain 2004)およびBetts-Miller-Janjicスキ ー—ム(Be; Janjic 1994)を用いた実験も追加した。
観 測デ ー タとし て、 APHRODITEお よ び
TRMM3b42プロダクトを用いた。
3. 月降水量の空間分布
月降水量の空間分布は、水平解像度の差異よりも積雲対流スキ ー ムの有無の影響を強く受には多降水域での降水量が過大に表現されたのに対し（標準偏差：大）、モンス ー ン期には4.

降水強度および頻度の日変化
プレモンスー ン期には、 積雲対流スキ ー ムの有無や解像度によらず、降水強度の日変化が概ねよく再現された。 一方、積雲対流スキ ー ムを用いた場合にのみ、午前中および午後の早い時刻において降水頻度が観測よりも著しく増加した。 これは、スキ ー ム内で対流不安定の解消
が過剰に表現されたためと考える。
モンスー ン期には、ほとんどの実験で降水強度・頻度ともに観測とあまり整合しなかった。
高解像で積雲対流スキ ー ムを用いな い実験では、南部平地における降水特性の再現性に改善がみられたものの、北部山岳域の降水は再現が難しかった。 北部では地形が降水過程に及ぼす---力学的影響が強いため、 積雲対流スキ ー ムの有無だけでは降水の再現性が十分に改善されなかったと示唆される。

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-268-

P305

ラジオゾンデデ ー タとスペクトル解析に基づく
南極昭和基地における対流圏水平風変動の特性
4＊山森美穂 1 • 佐藤黛 2 • 冨川喜弘 3,
1都留文大、2: 東大院理、3極地研、4:総研大1. はじめに本研究では南極昭和基地の下層風の変動に着目している。 対流圏における水平風変動のパワ ー の
高度分布の極大が高度1.2 kmと8 km付近、 極小が高度3 km 付近に存在すること、 い わゆるプリザ ー ドとは別におおむね高度1.5 km以下においてのみ北東風が強まり、1~2日続く事例がしばしば起きていることが確認されている(2015年秋季大会講演予稿集Cl65 )。 本発表では、 対流圏上層と下層の極大の関係、季節変動、 長時間
スケ ー ル変動との関係をラジオゾンデデ ー タとス
ペクトル解析に基づいて解析した。

゜
ー

~

之

5

゜

10 1

V-P.S.D[m稔 ー2 day]

10°

10 1

10°

Period [Day)
Period [Day]図1: 東西風（左）・南北風（右） 周波数パワ ー ス
ペクトル密度。 コンター は対数で等間隔(10 1 /4倍毎）。
15

normalized K v( zl v( lkml normalized Kv(zlv( 8kml

5
Eェ a
pn
1
1
1
1
v

゜
ー

3. 結果
a)対流圏上層と下層の変動の関係
図1 は、 東西風及び南北風の周波数パワ ー ス
ペクトル密度(PSD)を高度の関数として示したものである (14年間平均） 。 高度1.2 kmと 8km付近に存在する二つの極大のパワ ー の 比は
10 1 /4 10 1 /2程度である。 二つの極大の周波数成分ごとの関係をみるために高度間のクロススペ
クトル解析を行った。図2 (左） は各高度と高度1kmの南北風(PSDの平方根で正規化）間のコスペクトルを高度の関数として示したものである。
周波数によらない傾向として、 大きな値が高度2 km以下に限られた分布がみられる。 周期4~5日付近では比較的上層まで大きな値が見られる
一方、 周期3日付近以下では下層へのとどまりが強いことがわかる。 図2 (右） は基準高度を8ぬnにとった同様の図である。 この図においても、 同様の特徴が明瞭であり、 周期3 日以下の変動は上層と下層の連動性は小さい。

15

U-P.S.D［呼s-2 day]E)

2. デ ー タと解析手法用いたデ ー タは昭和基地における2001年1月~2014年1 2月までの気象庁定常高層気象（ラジオゾンデ）観測デ ー タである。
各月のパワ ー スペクトルおよびクロススペクト
ルは、 その月を中心とする90日の時系列についてFFTにより求めた。 季節変動は同じ月でとった平均に基づいて議論する。

層水平風変動のパワ ー は11~2月に小さく、5~8月に大きいことがわかった。周波数帯によりPSDが最大となる時期にずれがあり、 周期10日付近
は5月、数日以下では6, 7月に最大となっている。
長時間スケ ー ル変動との関係について、South­
ern Oscillation Index (SOI)とAnt紅ctic Oscil­lation Index (AAOI)の正負でPSDの大きさに違いがあるかを調べた。 周期7日付近のPSDはSOIが負の場合に大きく、10日付近より長周期の成分は正の場合に大きい傾向がみられたが、 有意性は確認できなかった。一方、AAOI が負の場
合に、 対流圏上層の周期10日付近の成分が信頼度95%で統計的に有意に大きか った。

b)季節・長期変動
同じ月についての14年分平均から、 対流圏下

-269-

゜

10 1

10°

10 1

1 00

Period [Day]
Period [Day]図2: (左） 各裔度における南北風と高度1 kmにおける南北風のコスペクトル。パワ ー スペクトル
密度で正規化。 （右）左図と同様、 ただし高度8kmについて。

P306

北半球における海洋前線の強化と温帯低気圧活動の変化＊山口文彬（気象大学校）•本井達夫（気象大学校）
1. はじめに

参考文献

湿帯低気圧の活動は気湿傾度に強く依存し、 それは海洋前線に依ることから、 海洋前線の変化は温帯
低気圧の活動に大きな影響を及ぼすと考えられる。
そこで本研究では、 温帯低気圧の活動が 1958 年から 2013 年の 56 年問に、北半球の海洋前線の変化と連動してどのように変化してきた かを明らかにすることを目的として、 海面水温傾度と低気圧経路頻度の変化を解析したので報告する。

芝ぞば『：、 、疇屡哨

2. デ ー タ
本研究では、 1958 年から 2013 年の COBE·SSTの海面水湿デ ー タと JRA-55 の海面更正気圧デ ータ
及び IBTrACS の熱帯低気圧ベストトラックデータを用いた。

3. 解析方法
海洋前線については、各月の海面水温傾度(SSTG)
を計算し た 。 大気スト ー ムについては、 Serreze(1995) に従い、 ストー ムトラック解析を行った。 解析されたストー ムから、IBTrACS デ ー タを使用して熱帯低気圧を取り除き、 混帯低気圧を抽出した。 さらに、 温帯低気圧を強い低気圧と弱い低気圧の二つに分けて強い低気圧経路頻度(SCTF) を求めた。
そして、 SSTG と SCTF のそれぞれについて、
1958·1987 と 1984·2013 の 2 気候値の差と 1958 年
から 2013 年の線形トレンドを見積もり、 それらの統計的有意性の検定を行った。

4. 結果と考察

、

(a)

�

(c)

l�三
� 三

(b)NP における 4 月の SSTG の 1958-2013 時系列と線形トレンド(c) 北大西洋における 1 月の SSTG の 1958·1987 気
候値と 1984-2013 気候値の統計的に 95%で有意な差の分布(d)NAM における 1 月の SSTG の 1958·2013 時系

列と線形トレンド ．

(e)NAH における 1 月の SSTG の 1958-2013 時系列と線形トレンド ．

(a)

-�

(c)

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、�-;�'.�

Ii

三
三!(云
図
2. (a)北太平洋における4 月の SCTF の 1958·1987 気贔
候値と 1984·2013 気候｛直の差の分布．
(b)NP における 4 月の SCTF の 1958-2013 時系列と線形トレンド(c)北大西洋における 1 月の SCTF の 1958·1987 気
候値と 1984·2013 気候値の差の分布．
(d)NAM における 1 月の SCTF の 1958·2013 時系
列と線形トレンド(e)NAH における 1 月の SCTF の 1958·2013 時系列と線形トレンド ．
(S S S g .

iik
'
r

）e"

北太平洋では、 海洋前線が存在している領域NPで 4 月において SSTG が増加しており、海洋前線が強化されたことがわかった（図 l(a),(b))。 これに対応して、SCTF の増加が確認された（図 2(a),(b)脳 3(a)) 。
これは、 海洋前線の強化によって、 直上の大気の気温傾度が強まり、 低気圧活動が盛んになったためだと考えられる。
北大西洋では、［中緯度で海洋前線が存在している
領域 NAM と商緯度の海氷縁・開水域で海洋前線が存在している領域 NAH で 1 月において、 SSTG の増加が NAM よりも NAH で大きく、 高緯度でより
海 洋 前 線 が 強 化 さ れ て い る こ と が わかっ た （ 図
1(c),(d),(e))。 これに対応して、 SCTF が高緯度では増加し、中緯度では減少していることが確認された（図2(c),(cl),(e), 図 3(b),(c))。 NAH で海洋前線がより強化されているのは、 海氷縁では海氷が存在しているために海面水温が結氷温度でほぼ 一 定であるのに対して、隣接する開水域では海面水温が著しく増加していることが原因であると考えられる。

Serreze(l995) Atoms. ·Ocean, 33, l·23.

図3

-270-

言〗〗／二
- ., (b)

(cl

P307

北西太平洋海面水温前線に対する大気応答実験
＊吉田

庄士郎 2

聡＼見延

(1 : JAMSTECアプリケーションラボ、 2: 北海道大学大学院理学研究院）

JAN:SST(K), CNTL-SMTHK

1. はじめに
中緯度西岸境界流に伴う海面水温前線域では、 大気が海洋 の微細構造に応答することが親測やシミュ
レ ー ションから明らかになりつつある。 本研究では大気大循環モデルを用いて北西太平洋域 の海面水温前線 に対する感度実験を行い、 低気圧活動と大規模場の大気応答メカニズムについて明らかにする。
2. モデルと解析手法

1·i01:

用いたモデルは地球シミュレ ー タ 用大気大循猿モ
デルAFESである。 水平解像度はT23 9(約50km)、鉛直層は 48層、 海面水温にはNOAA 0. 25° daily OISSTを用いた。 租分期間は1981年 9 月から 2001年8 月の 20年間である。 標準実験(CNTL )ではOISSTをそのまま用い、感度実験(SMTHK)では北西太平洋域で水平平滑化をしたSSTを境界条件として与えた（図1)。地表面気圧の局所時間変化率（局所発達率 ， LDR,
Kuwano-Yoshida 2014, SOLA) を利用し、 月平均爆弾
低気圧活動の指標として24時間の気圧変化率 LDR24
�1 hPa/hを各格子で月平均した LDR24Plを用いた。
但しLDR24<1のときは0 として月平均に含めている。

コ ンポジット

解析の結果、 黒潮・黒潮続流 からの水蒸気供給が降
水による潜熱加熱を通じて低気圧の急発達をもたらし、 下流でのジェットの蛇行を引き起こしていることが示された （図示せず）。
謝辞
本研究 の計算は地球シミュレ ー タで実施した。 文部科学省科研牲新学術領域研究(22106008) の支援を受けた。

J 701:I BO

JAN LDR24Pl(hPa/day):CNTL-SMTHK

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120じ

140L:

1608

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110\1

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図2. 1月LDR24P1のCNTL-SMTHK (hPa/day). 陰
影は95%有意な領域．
CNTL JAN 300hPa: UMAX FREQUENCY (1/monlh), U(m/s)(,()\ I,r一七ノi-10ヽ

ットが直進する傾向を示した（図3)。

I 60f:

2.6

60\

CNTLではSMTHK よりも北西太平洋で爆弾低気圧活動度分布では、CNTLでは北東太平洋域でジェットが南北に蛇行する傾向を示すのに対し、SMTHKではジェ

1.6

図1. 1月海面水温のCNTLとSMTHKの差(K).

ぅ0\

いた。 また、 6時間毎の西風ジェット南北位置の頻lうOfI.;;;て:,,,.---

0.6

3. 結果
図2 は1 月のLDR24PlのCNTL とSMTHK の差である。
が活発になるのに対し、 北東太平洋では抑制されてJi()f:-=-1'W\
iOiWI·,
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160/
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1·10\\I'011
SMTHK JAN 300hPa: UMAX FREQUENCY (!/month), U(m/s)(l(J', l

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1

2

3

4

5

6

7

図3. 1月の300hPa西風最大緯度の頻度(1/月 ，陰影）． （上） CNTL, (下） SMTHK. コンタ ー は東西
風速の気候値(m/s)

-271-

P308
ひまわり8号の領域3観測による台風周辺の大気追跡風データの利用＊大和田浩美l、 下地和希2、 野中健一2、 小山亮1、 沢田雅洋l
1: 気象研究所、2:気象衛星センタ ー
L 背景
現業客観解析においては、 使用可能な観測デー
タ数は年々増加傾向にあるものの 、 多くの場合熱帯海洋上に存在する台風の周辺の観測デー タは少ない。 台風の監視と予報は防災上極めて 重要であることから、 気象庁の全球解析とメソ解析では、
台風周辺の観測デー タの不足を補うことを目的として、 台風ボ ー ガスと呼ばれる人工的な観測データを作成して 同化している（大野木1997など）。
一方、 2014年 10月に打ち上げられた静止気象
衛星ひまわり 8 号は、 これまでのひまわり6号、7 号から大幅な餓測機能の向上が図られて おり、
通常のフルディスクの観測の間にタ ー ゲットを絞った高頻度の領域観測を行っている。 現在、 領域3と呼ばれるこの観測では試験的に台風をターゲットにしている。 これにより 2015年の台風シーズンでは、 台風周辺の高頻度な観測データを得ることができた。 台風をタ ー ゲットとした観測を定常的に行うことにより、 台風周辺において も密な観測デー タを得ることができるように な るた
め、 これらの利用により台風ボ ー ガスを作成する
必要がなくなる可能性がある。 このため領域3から算出された大気追跡風(AMV)データ（林・下地2013)に対し、 台風ボ ー ガスの代替としての利用可能性について 調査することにした。
2. 台風ボ ー ガス
台風ボ ー ガスは、 予報部予報課が解析した台風
中心位置、中心気圧、 強風半径をもとに作成される。 お お よそ台風の周辺 4点における海面更生気
圧と風(lOOOhPa から 300hPa までの指定気圧面）、 そして中心気圧を疑似観測として 同化する。

設定して平均化しだ値を同化対象とすることにした。 今回は 0.5度X0.5度の空問分解能で、 解析時刻の前後 30分のデータをすべて 使用して平均 化 を 行 っ た 。 鉛直方 向 にはlOOOhPa か ら
150hPaまでの指定気圧面をとった。
ある解析時刻におけるデー タ分布の例を図 1に示す。 850hPaと 150hPaの高度について 、 領域
3の可視画像 の上に、 平均化されたAMVと同時刻に使用された台風ボ ー ガスの情報 （星印は位置を表し、850hPa は太い矢羽で風を描画） を重ねた図である。 850hPa では台風の中心付近の厚い雲域の部分にはAMVの親測はないが、 周辺の親測からは低気圧性の循環が確認できる。 台風ボ ー
ガスでは 300hPaより上層の風は作成しないため、
150hPa には台風ボ ー ガスの風はない 。 一方、150hPaの平均化されたAMV は台風の上恩発散を表現して おり 、 この高度のデータを同化することによる効果が期待できる。
5. 今後の予定
異常値データの混入を防ぐため、平均化の前処理に品質管理を導入する。 そして 、 台風ボ ー ガスの代わりに平均化されたAMVデー タを同化し、インパクトを調査する。

,,,

ー

3. AMVデ タ
ひまわり8号の観測機能向上と算出アルゴリズ
ムの改良により、 台風周辺でも高 密度な AMVを算出できるようになった。 ここでは領域3から算出された、 約 0.1度XO.l度の空間分解能を持つ
10分間隔のAMVデー タを使用する。AMVは可視と赤外の6つのバンド（波長は 0.
64, 3. 9, 6.2,
6.9, 7 .3, 10.4µ, m)について個々に算出されている。
4. 同化方法
台風は多くの場合熱帯海洋上に存在するため、事例数が多い全球解析におけるインパクトを調査することにした。 領域3のAMVは、 全球解析
システムの解像度 （約60km) と比較して空間的にも時間的にも密 であることから、 特定の間隔を

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コ

算

図1: 平均化されたAMV (細矢印）と同時刻に使用された台風ボ ー ガスの情報を重ね合わせた図（左が850hPa、
右が150hPa)。 吉景は領域3の可視(0.64µm)画像。
星印は台風ボ ー ガスの位置を表し、850hPaは太い矢羽
でボ ー ガスの風を描画。2015年10月15日OOUTCにおける台風第24号の事例。

参考文献
大野木和敏， 199T台風ボ ー ガス． 数値予報課報
告・別冊第43号， 気象庁予報部，52·61.
林昌宏， 下地和希，2013: 大気追跡風算出アルゴ
リズム ． 気象衛星センタ ー技術報告第58号， 気象衛星センタ ー， 3·109.

-272-

P309
多波長ミ ー ・ ラマンライダ ー から得られたエアロゾル光学特性と混合状態
2
s
4
3
2
］
＊原由香里 ，西澤智明 , 弓本桂也 , 鵜野伊津志し長田和雄 ,小林拓 ,杉本伸夫
ぐ九州大学応用力学研究所，2国立環境研究所，3気象研究所，4名古屋大学，5山梨大学）
1. はじめに

東アジア域はエアロゾルの混合状態が非常に複雑な地域であり， その光学特性と混合状態を明らかにすることは非常に重要である． 九州大学応用力学研究所では多波ー
長ミー ・ ラマンライダ の連続観測がなされており，同時にエアロゾル濃度の地上観測も行われている．これら
ライダーから得られるエアロゾル

3. 結果と考察
2015年1月~4月の エアロゾル地上親測により，微小粒子が卓越した期間を,,汚 染 ，粗大粒子が卓越した期間を””黄砂", 粗大ナトリウムイオンが高かった期間を 海塩 とー区分する．表1にライダ から得られた高度400 -700m平
均ライダー比，355n mと532nmの粒子光学的厚さから算＇”の観測を統合利用し，出したオングスト ロ ー ム指数粒子偏光解消度を示す．

2. 観測の概要

炭素， ナトリウムイオンの平均値を示す．
”
表1から 汚染,,期間のライダー比は49-65 srの値をとの光学特性と混合状態について議論する．

本研究で開発されたライダ

ーは，355/532/1064 runにおけるミー散乱と， 3551532nmの窒素ラマン散乱および偏また，地上エアロゾル観測より得られた微小粒子， 黒色

り，その平均値はそれぞれ355nmと5 32nmの波長に対して56 士5 srと55土8srであった．この値はNoh et al. (2008)

光を測定している．これらの信号から，3波長の粒子後による春期の韓国で得られた非黄砂時の観測結果58砂sr

消度(5)が得られる．これらの情報を用いて、 エ アロゾル

方，,,黄砂 の期間では，ライダー比は355nmと532nmで方散乱係数(/3), 2波長の粒子消散係数(a )と粒子偏光解
4種（黒色炭素・ 土壌性粒子 ・ 海塩粒子・散乱性大気汚染粒子）への分離が可能となる(Nishizawa et al., 2011). 本研

究ではエアロゾル種の分離の際に重要となるも ライダ
一比(S=l a//3)などの基本的な光学パラメータについて，先行研究に基づく検証を行った． イベントの特定のため(355nm)と60±IO sr(532nm)に比較的近い値となった． 一”

平均53 士9srと48士16 srとなった．これらの値は，純粋な黄砂のライダー比銀測から得られた値よりもやや高く，. の比較的高いオングストロ ー ム指数 が得
平均値0.9士0 4られたことからもわかるように，,,黄砂,,期間であっても，高い割合での微小粒子の影響が見られた．粒子偏光解消に， POPC(偏光光散乱式粒子数濃度計）から得られる個

度も純粋な黄砂の観測事例(20%<0)よりも低い."海塩2"タも使用した． 光学的観測のみならず，比などの光学パラメ ー タヘの影轡が見られた．より詳細

別粒子の偏光特性（散乱角120や体積濃度デー゜の後方散乱の偏光成分）

対象期間のエアロゾル種毎の情報を得るため， ェアロゾル成分分析装置(ACSA-12 )による直接サンプリングから，・(硝酸イオン(N03J ・ 硫酸イオ
水溶性有機化合物WSOC)

ン (S0/1など の微小 粒子(PMr:Dp<2.5µm) と 粗 大 粒子

(PM.:2.Sµm <D p<lOµm)濃度を1時間分解能で得た． 黒色

炭素(BC)について は ，MAAP(multi-angle absorption
photometer)による観測結果を利用したまた，海塩粒子
ー ー ・ フィルタパック法により得の指標としてデニュ ダられたナトリウムイオン(Na+)を利用した． 解析期間は2015年1月-4 月である．

ー

な解析は大会当日示す．

参考文献

a
o
f
nt
a .:lDevelo pme
et
o o
i t
N.Sugmih izawa,T.,
Ns
dual-wavleength high-spectral- resolution lidar, Lida r Remote
Sensn
i gfor Envi ronmental M no itoringZI, Pro .c Of SPIE Vol.
7860, 8
7 0
6 0D, do i:10.111 7/12.8700 68(2011).
o al ch a ra c teristics of lida r
Noh M., Y. J. Kim, D. MOiler: Seasn
ratiosmeasuredwith a Ra man lidar atGwangju, Ko rea in spring
and a u tumn, Atmos. Env. 42, 2208-2224 2( 008).
即辞） 本研究は科研費基盤研究S(25220IO I)の補助のもと行われました。ここに記して感謝いたします．

ミ ー ・ラマンライダーから得られた光学特性とエアロゾル地上観測値

Date

S,.,

S.,,

S,,.JS,,, A(AOD355/532)

ー染汚

1/9 2Q:OO-I/IO 6:00

59.8

52.9

2

1/16 18:00-1/17 6:00

48.6

3

type

表1

の期間においても黄砂粒子との混合が見られ，ライダ

2/4 18:00-2/5 6:00

a.,,

a,.,

PMf;µg/m"'(ratio1) BC;µg/m• (ratioりNa,;µg/m"'

RH

1.1

1.6(0.57/0.29) 4%

7%44.2(70%)0.88(3%)

1.57

48%

579

0.8

0.8(0.46/0.33) 4%

5%77.0(82%)

1.50(4%)

1.86

56%

61.1

64.7

0.9

1.1(0.56/0.36) 3%

6%60.0(83%)

1.27 (4%)

0.83

62%

4

216 I9:00-2n 6:oo

51.1

58.6

09

0.8(0.28/0.20) 5%6%

43.9 (79%)

122(6%)

1.25

73%

5

2/10 19:00-2/11 6:00

58.6

49.2

1.2

2.0(0.43/0.19) 4%

9%39.2(67%)0.85(4%)

1.19

53%

6

4/15 19:00-4/16 5:00

55.8

43.0

13

1,5(0.55/0.30) 5%5%54.8(66%}

1.29(4%)

1.39

55%

黄砂1

1/19 18.00-1/21 0:00

55.6

64.5

09

1.1(0.54/0.35) 5%

11% 52.9 (62%)

1.55(6%)

1.53

58%
53%

2

2/17 18:00-2118 6:00

51.8

30.0

1.7

1.4(0.43/0.25) 7%

12% 41.0 (52%)

0.58(4%)

1.43

3

2/23 18:00-2/25 6:00

41.6

45.3

0.9

0.5(0.25/0.21) 11% 17% 38.3(40%)

0.93(8%)

1.70

69%

4

3/21 18:00-3/23 6:00

64.2

53.6

1.2

0.8(0.42/0.30) 15% 18% 63 .l (52%)

1.19(5%)

1.24

51%

海塩1

4n I8:oo-4t8 s:oo

16.7

23.1

0.7

0.9(0.14/0.09) 5%

4%

21.0 (54%)

0.54(6%)

1.81

66%

2

4/16 19:0四/17 5:00

49.6

27.0

1.8

1.1(0.28/0.18) 11% 8%

33.0(46%)

0.63 (4%)

2.39

61%

1: PM(Dp<lOµm)に対するPM,のJ合. 2:PMrに対するBCの割合．

-273-

P310
冬季つくばにおけるエアロゾル吸湿特性(K,)の変化の特徴
0財前祐二、 田尻拓也、 折笠成宏、 村上正隆（気象研究所）
はじめに 大気 エアロゾルは、活性化により雲粒を定された総粒子数濃度の時系列を示す。lh毎のCCN形成することにより、雲の性質や気候、降水に影響

個数と積算粒径個数から活性化サイズDeを決定し、を与える。 一般に大気エアロゾルの組成・混合状態

Pe tters and応eidenweis の計算方法によりKを求めた。

は複雑であるため、 Kと呼ば れる単 ーパラメ ー タでKの値 は、0.1 から1.2 の範囲で変動した。総粒子数

吸湿特性や雲活性を記述することが提唱されているとの関係をみる と 、 エ アロゾル個数濃度が高いとき

1( Petter s and Kreidenweis, 2007)。 この研究では、関にkはミニマム（約0.1)になり、個数濃度が低いとき

東平野中央に位置するつくばにおいてCCN 個数濃に高い値(0.5以上）を示す傾向が見られた。

ー

度とエアロゾルサイズ分布のモニタリングデ タから、 求めた Kの変動と、 透過型電子顕微鏡による個
別粒子の分析結果とを比較することで 、 その変動要因を調べた。
観測 銀測は、2012年3月より気象研究所（茨城県つくば市） 低温実験観測棟にて行っている。 サンプ

図2

ル空気は裔さ llm の位置に設置された PMJO インレ

たサンプルの電子顕微鏡画像

ットから吸引した。 CCN猿度の測定は、CCN 計

図2 に 、 K の高いとき(20]6/1/25 ]5:00-)5:30, K(model CCN-200, DMT Ltd.)の 2つのセンサ ーを用い0.5%=0.6) と 、 低 いと き(20)5/12/5 ]5:00-15:30, Kて、 過飽和度 0.5%の連続測定と 0.1%, 0.2%, 0.5%,

0.5%=0.l)に採取されたサンプルの電子顕微鏡画像

0.8%, 1%を切り替えながらの測定を行っている（測を示す。 Kが高いときのサンプルでは、 0.05-0.5µm

定方法の詳細は、2山下ら、2014) 。 エアロゾルサイのサイズ範囲の粒子はほとんどが S を含む球形粒子

ズ分布は、SMPS(TSI-3081/TSI-3772)を用いて2分であり、 形態や電子線に対する反応から硫酸アンモ毎に9.31-406.8nmまで 105チャンネルで測定した。

ニウムと推定される。 強い電子線を照射した後も 、ー

高KH寺（左）および低孔寺（右）に採取されを用いすすなどの残留物はほとんどなかった。 一方Kが低て、1日1回30 分間の採取を行い 、透過型電子顕微

いときのサンプルは、 すすと有機物と推定される鏡(JEOL1400)及びEDS分析装置(Oxford MAX80)

C-richの粒子がほとんどであり、 すすにつ いては、

エアロゾルサンプルは、 2段のインパクタ

を用いて個別粒子の形態および元素組成分析を行っ

外部混合 、 内部混合ともに存在した。

た。

1) Atmos. C he m. Phys., 7, 1961-1971, 2007

結果

固l に2015年12月から2016年1月に測定さ

2) Ea rozoru Kenkyu, 29(3), 174-1 82, 20 14

1.5

乏

゜

<dd

5

12/15

121:沿

Date (2015-2016)

1/12

1/26

図1過飽和度0.1%および0.5%のK: (口とX)と総粒子数（灰色の線）の時間変化-274-

CN concentr
at
cm,
,
on(
3)

0
00 00 00 00000 00
30025020015
10 50

れたIC (過飽和度 0.1%および0.5%) と SMPSで測P311
エアロゾル湿性除去過程に関する物理・化学同時観測ー
0梶野瑞王（気象研）、 藍川昌秀（国立環境研）、 平木隆年、 堀江洋佑（兵庫県環境研究センタ ）財前祐二、 足立光司、 田尻拓也、 川端康弘、 五十嵐康人（気象研）
はじめに 湿性除去過程は、大気エ アロゾルの 沈着程度であったが、S0 2 が枯渇すると pH は5.6まで上

彙とその大気中の存在量を支配する にも関わらず、昇し た。 この ように 本研究では、降水イベント毎にその・モデル再現性は極めて低い。湿性除去過程は、ガス、雲核形成 に伴う雲内除去 (rainout) と 雨滴との衝突

いて 、 その細かい 時間変化を同時に把握することが併合による雲底下除去 (washout) に大別されるが、できる。 発表では、 これら観測結果から、 エ アロゾ

通常の 観測ではrainout と washout を区別して測定 す

ルの湿性除去率や、 硫酸塩の rainout/washout比を導ることが出来ない。 そこで本研究では、 エ アロゾル

出し、 先行研究との比較検証結果・考察を併せて発エ アロゾル、降水の化学お

n .
guiug

導出し、 モデルで計算された寄与率を観測の 寄与率

国

観測 2015年5月より気象研究所（茨城県つくば市）に おいて連続観測を開始した。【降水化学】酸性雨自動測定装置(AR-107SNA)を用いて、降水0.5 mm
間隔の降水のpH、湿度、 電気伝導率、 1mm間隔の―

so/ , N03- 濃度を測定した。［降水物理】 Distrometer(SE-LP5411)により、1分毎に降水粒子を 、 粒径(0.16.

ロゾル化学】サルフェ

トモニタ

ー

03

(SPA5020i) により sotエアロゾルを30 分毎に測定した。また1

-

I

訊

.. --- - ,__ ---- --を20チャンネルにそれぞれ分けて測定した。［エア
ー

(c)

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-Smm)を22チャンネルに 、落下速度(0.2 2- 0 mis)

I

=

.

の初期観測結果につい て発表する。

I

AWS

""

3

改善に役立てる こと を目的とした。 本発表では、 そ--P1ml1•llttlll"''"'"四I以..
匹郎9叫ID

3

で個別評価することによって湿性沈着モジュ ールの― ,...,.

3 3すること で、 信頼度の高い rainout/washout 寄与率を

1

表する。

3

と降水の高 時間分解能の物理観 測と 化学観測を併用

よび物理特性に つ

冒

-- -―

sm,au-

02．

冒-- --....-一叫
一

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．
1

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分毎にS0 2 ガス m
( odel43C) と1日毎にPM2sの機イオン成分濃度をlC で分析した。 【エアロゾル物
理】SMPS (TSI-3080ffSI-3775)、 APS (TSI-3321)
により、 数密度粒径分布をそれぞれ 5 分毎に7.3-

I

289 runまで103チャンネル、10分毎に 0、 .3-19.8µmまで52チャンネルで測 し定た。
結果 図に2015年5月12日 (20:00-23:30) の降水図. (a)降水強度（左軸 mm/s 、 実線：Distrometer) 、イベントにおける観測結果を示した。3時間半で約

降水量（右軸mm 破線：転倒マス) (b)降水pH (左45mmの降水があった。 前半にまばらな降雨が見ら軸実線）と降水中 sol 濃度（右軸破線，µg/mL)、(c)

れ、 後半に 強くなった。S02は枯渇し、 硫酸塩濃度

大気濃度（左軸実線S0 2 ppbv、右軸破線SO{µg/mり、は時間経過とともに低くなった。 エ アロゾル数濃度も同様の傾向が見られた。pHは最も低いときで5ー(d)粒子数濃度（左軸実線・微小粒子 (D=7.3- 289

run )、 右軸破線 ・大粒子(D=0.3-19.8µm)) (#/cc)

-275-

P312
奈良におけるエアロゾルの微物理特性と気象要素の関係
野澤理紗、 舟田亮子、 宮川真友、＊久慈誠（奈良女子大学）

1. はじめにられた。また大粒子( 2.0µm以上）についても同じような特徴は見られたが、風向が南東と北西のときに粒子数が深刻化し、健康被害や視程悪化による交通への影専が濃度が高くなるなど 、小粒子とは異なる特徴があった。
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アロゾルの微物理特性と気象要

図1 2013年09月01日から2015年09月30日における風l句毎の風速と全粒子数濃度の分布図。縦軸は風速(ms-1)、横軸は風向（括弧内の数字は風向毎の観測回数を表す）、カラ ー バ ーは粒子数濃度(Par­ticles L-1)を示す。また 、 OPCは非降水日の デ ー タのみ使用しており、デ ー タ数は405である。風速と粒―子数濃度の平均値は、それぞれ1.9 ms l と82040 .6
Particles L - Iなった。

素との関係について報告する。

2. 観測デ ー タ
解析には、OpticalParticle Counter(OPC)、微小粒
子状物質Particulate M atter (PM2.5)、並びに気象要
素の各観測デ ータを使用する。
【OPC]空気1 Lあたりのエアロゾルの粒子数濃度を粒径毎に測定する。2013年9月から奈良女子大学で観測

•.

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N N N E E E S S S S S W W W N N)37) N E N (●) S E S(Z7)S W S(27)N W N
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w <●1) We (31) e, (3) e
�7)
(8)
(1)
)12)
(21))
"''
(27)
(83)

そこで本発表では、 エアロゾル観測デ ータと気象要素との比較を行うことで 、.
•• It .

風速などの要素と比較することで、 ヘ イズが発生しやす
い気象条件が調べられている(Salmond et al. 2015)。

‘

ァロゾルの観測を継統的に行っている。 ここで例えば、
N ew ZealandのA uk.landにおいては、気温や相対湿度、

..
.＂
‘
..
、.aI．

当研究室ではポ ー タプルタイプの測定器を用いたエ

5 4 3 2
(
S
P』
)
口 ＆s
？茎

把握することは大気環境を把握する上で重要である。

6

懸念されている。大気汚染を引き起こす要因の 一つに エァロゾルが挙げられる。そのため 、 エ アロゾルの動態を

二―二 細゜

近年、アジア地域では経済活動の発展に伴う大気汚染

次に 、 全粒子数濃度と風速の相関を調べたところ、相を行っており、観測時刻は14:00 JSTである。

関係数は ー0.16となり、 ほとんど相関が見られなかっ【PM2.5( 微小粒子状物質）】大気中に浮遊する粒径 2.5た。さらに粒径区間毎の粒子数濃度と風速においても全µm以下の粒子の質量濃度(µg m-3)である。観測は区間で無相閑であったことから、奈良における エアロゾ

本学から約7 km離れた西部大気汚染測定局において 、ルの増減に風の強さはあ まり関係していない ことが分

201 2年4月から1 時間毎に1日24回行われており、1かった。

時間値が公表されている。
【 気象要素 】奈良市の降水醤、湿度、風向・風速、視程を
気象庁ホ ー ムペ ー ジよりダウンロ ー ドした。本学から約

4. まとめと今後の課題
本研究では 、 エ アロゾル観測デ ー タを解析することで800 m離れた奈良地方気象台で観測が行われている。

奈良における大気環境について調べた。 また、気象要素

3. 解析方法と結果の違いがあることが分かった。一 方、風速との比較では解析結果のうち、ここでは特に 、 OPCと風向・風速の比較について示す。尚、風向・風速はOPCの観測時
刻とあわせて14:00 JSTのものを使用した。

との比較を行った。その結果 、 特に風向毎に粒子数濃度
粒子数濃度との相関は低かった。
発表当日はPM2.5の観測デ ータや他の気象要素との関係について詳細に議論する予定である。

図1 に風向毎の風速と粒子数涙度の分布図を示す。ここで 、 粒子数濃度はOPCより得られた直径0.3µm以上の粒子、すなわち全粒子数濃度である。この図より 、南側や西側からの風が吹くときに粒子数濃度が高い傾向が見られる。そこで 、 風向毎に粒子数濃度の平均を求めたところ、風向が東北東および南南東～西北西のときに全デ ー タの平均よりも粒子数濃度が高い ことが分かった。
同様の方法で粒径区間毎に調べたところ（図省略）、
小粒子(0.3~2.0 µm) については概ね同様の結果が得圃PM2.5デ ータは奈良市役所より、気象観測デ ータは気象庁より提供を受け ました。厚く御礼申し上げます。また、観測にご協力頂いた関係者の皆様に感謝し ます。

参考文献

J. A. Salmond, K. N. Dirks, S. Fiddes, A. Pezza, N.
Talbot, J. Scarfe, J. Renwick, J. Petersen, A clima­t ological analysis of the incidence of brown haze in
Auckland, N ew Zealand, International Journal of Cli­
matoo
l gy, DOI: 10.100 2/joc.45
09, 2015

-276-

P313

随伴放射伝達解法を用いた線形放射モデルの開発
太田芳文（気象研究所）

1

背景]レゴリズムヘの応用はあまり例がない。
ー

衛星で測定される放射デ タから大気・地表面
パ ー ラメ ー タを定量的に推定するためには、 どのような解析手法を用いるにしても放射モデルの果たす役割は大きい。特に、定量的な解析手法
として1次元変分法の考え方に基づいた手法が用いられることが多いが、その最適化の過程では通常の放射モデル計算に加えて、線形化した放射モデル（ヤコビアン行列）が必要となる。
線形放射モデルの計算方法には、放射モデルの数値差分をとる方法（ルックアップテ ー ブル法を含む）と、 通常の放射モデルを解析的に微分して計算する方法がある。前者は実装がし易いという利点があるものの、推定パラメ ー タの数が多い場
合には計算処理時間の点で実用的でないことが多い。 一方、後者は計算効率が良いことが利点であるが、放射モデルの解析微分の定式化が必要となる。熱赤外波長領域で散乱過程を無視した放射伝達や、一次散乱近似での放射伝達などの限られた条件下では放射伝達の数式解が簡素な形で求まる
ため、その解を直接微分することで線形放射モデ
ルを構築することができる。しかし、多重散乱過程を含む場合では、離散座標法等によって放射伝達の数式解は求まるものの複雑な形であるため、直接微分による線形放射モデルの構築は容易 ではない。

2

随伴放射伝達解法

多重散乱過程を含めた線形放射モデルを構築するために、近年では随伴放射伝達解法が考案されて様々な放射伝達モデルに応用されている[1, 2, 3, 4]。 通常の放射伝達計算に加えて随伴放射伝達計算を行うことで、原理的には放射伝達計
算で用いる任意のパラメ ー タについての線形放射モデルを構築することができる。特に、随伴放射伝達は通常の放射伝達モデルと全く同じ計算アルゴリズムを使って計算することができるため、新たにモデルを構築する必要がないことが大きな特徴である。 線形放射モデルの計算に必要なのは2回の放射伝達計算とパラメ ー タに応じた
内積計算のみであることから、計算効率は数値差分法に比べて格段に良いことが期待できる。しかし、随伴放射伝達計算の実装は放射伝達アルゴリ
ズムに依存するところもあり、特に偏光 の効果、
海面反射・透過、海洋層が導入された放射伝達ア

Pstar への実装

3

本研究では、随伴放射伝達解法を放射モデル
Pstar に導入して線形放射モデルの構築を行った。
Pstar は大気海洋系の放射モデルであり、偏光・多重散乱・ー熱放射の効果を考慮した放射計算を行うことができる。放射伝達計算アルゴリズムは離散座標法と加算法に基づいており、大きく分けて3つの計算過程で構成される。
離散座標法・加算法による放射伝達計算（拡散成分）• TMS 法による一 次散乱成分の補正• 海面による直達光反射の計算（サングリン
卜光）●

衛星観測を想定して、大気上端でのストー クスベ
クトルに対して線形化を実装した。線形化に用いる物理量（線形化パラメ ー タ）は、大気•海洋層については光学的厚さと 一 次散乱アルベドを採用し、 地面と海面についてはランバ ー トアルベ
ドまたは海上風速を採用した。大気層・地面•海
面はプランク関数についての線形化も行った。一次散乱成分とサングリント光については放射伝
達の数式解を簡素な形で表すことができるため、数式解を直接微分することで線形化を行った。随伴放射伝達解法は離散座標法・加算法による拡散成分の計算過程に実装し、 放射伝達計算を逐次的に2回行うことで通常のスト ークスベクトルと随伴ストークスベクトルを求める構造とした。
その後処理として、線形化パラメ ー タに応じた微分関数と随伴ストー クスベクトルの内積処理を新たに加え、線形化した拡散成分を計算することとした。発表では線形放射モデルの概要を示すとともに、線形化パラメ ー タとして用いる物理量等について議論したい。

References[1] Hasekamp, 0. P. and J. Landgraf, JQSRT, 75,
221-238, 2002.
[2 ] Landgraf, J. et al., JQSRT, 72, 327-339, 2002.
[3] Rozanov V. V., light scattering reviews, 1,
Springer (Berlin),pp. 339-392, 2006.
[4] Rozanov V. V. et al, Light scattering reviews,
2, Springer (Berlin), pp. 205-2652007.

-277-

P314
自己組織化マップ(SOM)を用いたAOとNAOの違いについての解析＊須長智洋（筑波大学

生命環境科学研究科）， 田中博（筑波大学

はじめに北極振動<Arctic Oscillation:AO) と北大西洋振動(NorthAtlantic Oecillation:NAO)の実態は現在るため各nodeのNAO indexを比較する。 また、対象期間を延ばして、 デ ー タサンプルを増やして解析を進め る。

獄｀’ー10000に至るまで明確に区別がなされていない。
Itoh(2004)では、太平洋・北アメリカ振動(PNA )とNAOが実体であり，AOが虚像であることを述

10

用いて第

ー

モ

ー

ドで定義されることから統計的線

09の海面更正気圧に対し経験的直交関数(EOF)を叫嶋給

o node16d a ( 2005)
べている．一方で、Tanaka and Mateue
は，AO は順圧 構造内の特殊な固有振動であると゜を明らかにしている. AOは北半球北緯20 以北

計算科学研究センタ ー）゜:Ao8 ° "to

•a・

09.

形関係を見ている。
そこで本研究では、統計的に非線形な広がりを·g-持つ構造に対して分類を行なえる自己組織化マップ(Self-OrganizingMaps : SOM)を用いて、AOとNAOの実態について明ら かにすることを目的

-150

とする。

-100

囀

0

50 ,

100

150

PC1

餌デー タと解屑の流れ゜JRA-56の北緯20 以北の海面更正気圧デ ー タを用いた。 解析期間は1980年の 12月から201 0の2月までの冬季DJF平均値を用いた。はじめに

図1 : PC1·PC2平面でみたSOM の空間分布。黒丸と黒実線はSOMのnodeと隣接関係、白丸がEOF解析したPCの実測の値である。

大気の主要な変動成分と共にAOを抽出するため
EOF解析を行った。
r (PC)をPC1~20まで用
次に、EOFの cs o e
いて、20次元空間デ ー クとしてSOMを使ってマップを作成し分類を行った。
結果とまとめ
図1はPC1·PC2平面でみたSOMの空間分布を表している。 両矢印はItoh(2004)で述べられた
NAOの方向に対応するものである。AOである
PC lが負に傾く年では、nodelが対応し、正に傾く年では、 node20が対応している。
図2は SOMの各nodeの 構造を示したものである。nodelとnode20が代表的 なAOの構造と一致していることがわかる。
図1のNAOの方向に対するnode6は太平洋に弱い構造があるものの、 北極と大西洋に強い作用中心が見られNAOに対応しているといえる。 しかし、その他の NAOの方向に対応する構造は明瞭でない。
今後の課題としてNAOの再現性を詳しく調ヘnode16

図2:SOMの各nodeの構造。北極を中心とする北緯20゜ までを表し、円の上側が大西洋、円の下側が太平洋と対応する。
参考文献： ltoh, H.. 2004: Reoonsideration of the true
versus apparent Arctic Osei I lation. J. Climate, submitted.
Tanaka, H. L. , and M. Matsueda, 2005: Arctic Osci 11 ation
analyzed as a singular eigenmode of the global atmosphere.
J. Meteor. Soc. Japan., 83, 611-619.

-278-

P315

金星下層大気が中層大気ス ー パ ー ロ ー テ ー ションに与える影書＊西田侑加（九大院総理工）．

山本勝（九大応力研）， 高橋正明（東大 大気海洋研）

1 . はじめにJでは（図l右） ， 実験Cよりも中緯度のジェッ

金星の高度65km付近には自転の60倍を超トが弱められ， 赤道上で東西風が極大となってえるス ー パ ー ロ ー テ ー ションが存在する このス ー パ ー ロ ー テ ー ションの形成・維持に関して

いる 実験Jと実験Cの東西風速の差（図2左）は ， 下層ジェットの存在が ， 雲層より上の高緯

諸説提唱されているが ， 未解決のままである
本研究では ， 大気大循環モデルを用いて， 金星
下層大気が， 中層大気スー パ ー ロ ー テ ー ション

度東西風を20 m s-1も弱め， 赤道の雲層上部の東西風を10 m s-程強めることを示す．

に及ぼす影響を調べる

では中高緯度に顕著な正のフラックスが確認

実験Jの鉛直渦運動量フラックス（正訂， 図2右）されたが ， 実験C では見られない また、 下層
大気の波を減衰させた実験Jreでは ， 中層大気2. 解析方法
本研究では ， T21L52 のAORI大気大循環モの東西風は実験Cと似た構造になった このよ

デルAGCM5.6 を用いた放射過程は ， Seiff et

うに， 下層から伝播する波は ， 金星中層大気にal.(1985)の標準気温Tomasko et al.(1985)

多大な影響を与えるの太陽光加熱， Yamamoto and Takahashi

仮定した計算開始から30金星日までの間 時定数3
日 で， 全層の東西風を初期帯状流速場に緩和させる その後 下層大気(> 3.Sx10 5 Pa, およ

3•S(
OE9993z.
6)r―

初期風速は雲頂付近で 100 m s·1になる分布を

2(2009)のニュ ー トン冷却を用いて簡略化した
温度初期値は ， Seiff et al.(1985)の値を用い，..
.... 、�
.. ；-�.，
|用
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,

_,

.,o ... ·•• ·2D • 2D •• .. ,0

Q

”

ら

IO

N

2

.,

しotit•.. (d•9l

そ高度40km以下）の帯状平均東西風を時定数

図l. (左）実験C, (右）実験Jにおける帯状平均し3日で初期帯状流速場に緩和し， 中層大気が平

た東西風
5

7

E

i

ベ
a

i

，

く これら3 つの実験を比較することで， 下層sを3 日の時定数で減衰させ， 波の影響を取り除kf

ェットを持つ分布を仮定する 加えて， 実験
Jre(remove�ddies)では ， 実験 J の擾乱成分『● ―翼・▼
9

J(Jet)は ， 初期及び下層の帯状流が高緯度でジiの低緯度で等速になる分布を仮定し， 実験

“

～

°

,
＂'“,"．“`2.”

但ontrol)では ， 初期及び下層の帯状流が土40`”””•se83 20 -c，｀

衡状態になるまで計算する 標準実験

旦

大気の風速場とそれに関連した擾乱が中層大図2. (左）実験Jー実験Cの東西風速差 ， （右）実験

気に与える影響を調査した 中層大気風速がおJの帯状平均鉛直渦運動量フラックス戸勾およそ安定に達した 90金星日から， 3 時間毎のデー タを， 3金星日について解析した

4. まとめ金星下層大気の風速場（初期及び下層ジェット

3. 解析結果

実験C の帯状平均した東西風では（図 1 左） ，中緯度の雲層上端付近に最大風速を持ち ， それを境に上下に弱まった帯状風構造を持つ． 実験の有無） は ， 中層大気の渦運動置フラックスを変え， 東西風速構造に影響をもたらすことが示唆される発表では ， 波の構造についても言及
する

-279-

P316

衛星観測および再解析デ ー タを用いた準二日振動の鉛直モ ー ド展開＊角ゆかり＼増永浩彦町1. 名大院環境，2. 名大・宇宙地球環境研究所）

1

位相速度はnが大きいほど遅くなる(i.e.,49, 26,19,15

はじめにms-1). 図I(b)は鉛直速度wの構造関数である .wの準二日振動は周期約 2日の熱帯大気の振動現象であり向きは第lモー ドでは対流圏全層で同じだが，より高次

総観規模の環境場と雲対流の変動を伴う．その力学機構のモー ドでは高度に依存する．これらの結果はTOGA­

WIG)の伝は対流と結合したn=lの西向き慣性重波(

COAREの現場観測デ ータから求めた鉛直モー ドの特徴

播で説明される．しかしながら，個々の湿潤対流過程が(e.g., Haertel et al. 2008)とほぼ一 致している．

波の大規模な循環場と結合して，西進する対流システム

次にwのコンポジット時系列をモー ド展開した結果が組織化されるしくみは明らかにされていない．近年，を示す．図2(a)は第1から第4傾圧モー ドの重ね合わ対流結合波の結合機構を説明するために，代表的な鉛直せによるwの鉛直構造であり，t=O付近でそのピークドに基づく理論モデル(multi mode model)がいくつは約350hPa付近に存在する．この top-heavyな構造はか提案されている(e.g., Mapes 2000, Kuang 2008). 本研は示さない）をほぼ再現し
モ ー ド展開前のwの構造（図究では，それらの理論モデルを観測的知見から検証するている．実際，各モー ドの寄与率の時間変化（図2(b))

ド展開の手法を用が示すように，第1から第4モー ドまでが寄与率の大半

モー

ために，コンポジット解析と鉛直モ

ーを占めている．特に第1と第2·3モ ー ドの寄与が大き

いてWIGの力学および熱力学過程の詳細を調べる．

2

く，両者の位相差は約 90度である．第4モ ー ドの寄与

解析デ ー タと手法は小さいが，第1から第3モー ドの重ね合わせによるw

全球観測デ タから統計的に連続なコンポジット時系のピ ー クは図2(a)に比べてやや低い（約400 hPa) た

列を得るためSumi and Masunaga(2016)のコンポジッ

め，第4モー ドの影響も無視できないと考えられる．

ー

ト手法を適用する．まず，赤外輝度温度(Qlobal-merged

今後は，鉛直モ ー ド展開から得られた観測的知見 とIR Brightness Temperature Data)のフィルタリング解析

multi mode modelが示す対流結合波の描像との対応をよ(Wheeler and Kiladis 1999)から WIGを 同定する．本り詳しく調べ，WIGの対流結合メカニズムについて議研究ではWIGフィルター をかけた輝度温度（標準偏差論を行う予定である．

17)の値がー2u以下のものをWIGの対流中心（コンポジット中心）と定義する．次に，対流中心のまわりに再解析デ ータERA-Interimを合成して環境場(e.g., 気温，収束場）のコンポジット時系列を作成する．解析期間は2000-2009年，解析領域はION-IOSの熱帯域である．

'

ドを調べるため，コンポジット時系列の偏差をモー ド展
開する(e.g.,Tulich and Kiladis 2012). ここで偏差は各圧力面における時間平均値（土48 hr)からの偏差を表す．

3

結果
図I(a)に第n傾圧モ ー ド(
n= 1

―n= 1
--n=2
―n= 3
―n= 4
_,,一n=l-

d
J
650
750
00aJns700
400
a800
s

ド）を求める. WIGの力学・熱力学場と関係のあるモー~o)amega

守 dq『

固有値方程式を解いて規格化された固有関数（鉛直モ ー

100
200

rigid-lid近似を適用する. 25 hPa の等間隔で差分化した•

図I j
傾圧モ ド (n = 1 4)の構造関数. a) 水平風速u,vとジオポテンシャル高度<P, b)鉛腐速度w.

1985). 本研究では上記の解析期間・領 域 で平均し たー

ERA-Interimの気温を基準 場とじて用いる．大気の 境界
を IOOhPa(上端）とlOOOhPa(下端）に定め，境界条件に

3

` 3-

かれた固有値方程式から求められる(Fulton andSchubert

0.5

1 .. , i 12、 24�-1緻
-48-36-24-12 0~ 4)の水平風速

u,vとジオポテンシャル高度¢の構造関数を示す．第n傾圧モー ドはn個の節を持つ変調正弦波であり，その

-280-

.

Relative time [hr]図2 wの偏差場の鉛直モ ー ド展開．横軸はコンポ
ジットの相対時間. a)n=l-4の重ね合わせで再現されたwの鉛直構造．実線（点線）は正（負）の偏差を表す．等値線の間隔は0.002hPaS-1. b)各モ ー ドの寄与率. 2点連鎖線はn=1~4の和を表す．

ー・

鉛直モー ドは線形化されたプリミテイプ方程式より導P317

SVM を応用した雲判定アルゴリズムにおける誤判定修正及び特徴量選択方法の構築＊石田春磨（気象庁気象研究所） ， 大石優， 中島孝（東海大学情報技術センター ）ときに貢献度の大きい特徴星をスラック変数和などより調査し ， 更に雲と睛天の分離超平面の性能が劣化しないかをマー ジンの変化などから評価する ．
例として ， 海氷上の雲についての誤判定修正結果を図2に示す． 海氷は雲と非常に紛らわしいが， これを教師デ ー タに追加しても， 海氷上も含め雲判定が実行可能な判定基準（分離超平面）を導出できることが調査より示唆され ， 実際に妥当な雲判定結果が得られた ．
本発表では ， 誤判定修正手順の詳細や特徴歪削減方法について事例とともに報告する予定である．

9

特徴RI

1. はじめに雲判定は地上測器や人工衛星によるリモ ー トセンシ
ングにおいて， 雲自身や他の物理呈測定のための前処理として必要となる雲判定には機械学習法の応用が可能であり ， 筆者らもサポ ー トベクタ ー マシン(SYM)
を利用したアルゴリズムをこれまでに開発している
雲判定における機械学習法の応用の利点のひとつとして期待されることは ， 定械的な評価に基づく ， 雲判定に有効な特徴最の取捨選択， 及ぴ， 誤判定発生時の判定基準修正である ． 雲も睛天域（地表面）も多種多様でありしかもその変化は連続的であるため， ある状況で正確な判定基準が他の場合では不正確な結果をもたらすことがしばしば発生する． したがってまた ， 判定に有効な特徴量の調査や不要な特徴最の削減においても，個別の条件における有効性だけでなく ， 解析対象デ ー
タ全体の精度維持・向上を考慮する必要がある ． このょ うな課題に対処するため ， 本研究では， これまで筆者らが開発した雲判定アルゴリズムを基に， 適切な特徴量の選択， 及び判定基準修正の方法を構築する ．

.....

．.池表而I..
． ．．．． ． ． 地表
． ・ . ． ． ．．
． ．. ..．... ..
． • .. 、．．．．． ． ヽ

. ..

. .

．咀.... ..:·.

2. 原理

..

1fii2

、

'

一
般的にSVMでは ， 多次元の特徴世空間， もしくは
特徴置2
それより高次に写像した空間において， ふたつの異な 図 l.SVM における ， 誤判定地表面の新規追加による分
るグル ー プ間の教師デ ー タ を最も効果的に分離する 離超平面修正の概念図．
（超）平面を求め， これを（本研究の場合は）雲と睛天の判定基準とする． この超平面の法線ベクトルの各特徴甚
1'J方向に射影した距離が大きいほど ， その特徴量が分離5'.0に貢献していることを表す ． また， ある特徴蓋を除外
して分離超平面を導出したときに ， 分離超平面とサポー
トベクタ ー との距離（マー ジン）が ， もとの分離超平面
におけるマ ー ジンより減少しなければ ， その特徴星は54»削減しても分離性能が変わらないと推測できる実際'"の雲判定では ， 特に雲の多様性のため， 得られた教師ーデ タが完全に分離できることは稀で ， いくつかの教
_,,
_,..
_,,
-52
_,,
_,.
師デ ー タが（相互に）分離超平面を超えて（その距離をス
凶,;,叫''"'''
血"""'-"'""'●9疇">bD
ラック変数という）他グル ー プの領域に存在するような学習結果になる． 従ってスラック変数の和は ， 分離,,,の明瞭さの指標となる ． このように ， SVM解祈で導出されるいくつかの値を， 雲判定精度の改善の指標とすることできる．
3. 誤判定修正への応用とその事例
機械学習による判定基準を基にした雲判定において，
ある特定の条件（例：地表面）では必ず雲に誤判定すると,,.,いう事例が発生することがある ． その要因としては，ートレ ニング時にその誤判定する領域を教師データにし叩9叫ef虹I"'"""'"''�"""'含んでいないことが挙げられる（図1). しかし ， もし放
ー
図
2.
(上）
2012
年
2
月
16
日
14:55(UTC)の MODIS による射特性が雲と非常に類似していれば ， 教師デ タに追ー
加しても効果は無く ， 更にはデ ー タ全体としても雲判 海氷と雲を含む可視画像 ． （下）海氷面を睛天の教師デ定が不正確になる恐れがある． そこで ， まずその誤判 タに含めた SVM 解析に基づく雲判定結果．白色部分が一定地表面と雲の間に明瞭な分離ができるか， またその 海氷（ 部陸域） ， 黒色部分が雲（または海上）．

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-281-

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・”P318

交互送信交互受信時の送信時間ずれが観測データに与える影響＊加藤万莉絵，酒巻洋，原照幸，柿元生也，松田知也（三菱電機）

I同時送受信方式|

I交互送受信方式I

1. まえがき
気象レ ー ダー において，近年，水平偏波と垂直偏波を用いて観測を行い，Zar(differential reflectivity)や
伽p (differential propagation), PHv(copular correlation
coefficient)といった偏波パラメ ー タを導出して降雨
強度推定精度の向上や，降雨粒子タイプの判別が行われている．二重偏波の送受信方法として同時送受信方式では，一般に2台の受信機が必要であり製作コストが高くなるほか， 水平偏波と垂直偏波間の高いアイソレ ー ションを得ることが困難である．一方
で，交互送受信方式では上記課題は解消されるものの，同距離の観測に対して観測周期が同時送受信方式に比べて2倍かかるため，偏波パラメ ー タの推定劣化が想定される．本稿では，観測周期が2倍かかることによる推定精度の影響について検討を行う．

horizon叫polAriTAlmn→[BP)c-'"Z)O S゜0504504碑 g a 02

2. 検討方法
各送受信方式の 水平偏波と垂直偏波の偏波送受夕
イミングを図lに示す． パルス繰り返し間隔を Ts とおいたとき，交互送受信方式では水平偏波と垂直偏波の送信タイミングがTsずれているため，この送信ずれが降雨強度推定精度や，降雨粒子タイプの判別にどの程度影響をおよぼすか検討する．検討指標として，本稿ではレ ー ダ ー 反射因子差Zar, 偏波間位
相差伽p, 偏波間相関係数PHVの各ヒット数に対する標準偏差を算出する[1,2.]

10

20

30

40 50 60
N[pair]70

80

90 100

図2. レ ー ダ ー 反射因子差Zdrの各ヒット数に対する標準偏差3. 検討結果
図2は，ヒット数N(水平偏波と垂直偏波のペア数）と標準偏差SD(Zar)の関係を表す．以降，図の実線が同時送受信方式の標準偏差を，破線が交互送受
信方式の標準偏差を示す．ヒット数20のとき，同時送受信方式ではSD(iar) S 0.21, 交互送受信方式
ではSD(な） S 0.42である．図3は，ヒット数Nと標準偏差SD($op);の関係を表す．ヒット数20のとき，同時送受信式ではSD($op) S 1.95, 交互送受信方式ではSD($op) S 3.23である．図4は，ヒット数N(水平偏波と垂寵偏波のペア数）と標準偏差SD(f}Hv)の関係を表す．ヒット数20のとき，同時送受信方式ではSD(f}HV) S 0.003, 交互送受信方式
ではSD(fiHV ) S 0.058である．これらより，交互送受信の場合，Zarや伽pはヒット数を増やすことで同時送受信方式とほぽ同等の性能に近づけられるが，PHVは同時送受信方式との乖離が大きく，現実的なヒット数では同等の性能を得ることが困難であることが分かった．

10

20

30

40 50 60
N[palr]70

80

90 100

図4. 偏波間相関係数PHVの各ヒット数に対する標準偏差4. むすび
本稿では，交互送受信方式が同時送受信方式に比ベ，同距離の観測に対する観測周期が2倍かかることによる推定精度の影響について検討を行った．その結果，特にfHVの劣化が大きいことが分かり，ア
イソレ ー ショノやコスト，ヒット数等のトレ ー ドオ
フにより送受信方式を選択する必要がある．

参考文献

[1]

[2]

-282-

V. N. Bringi and V. Chandrasekar,'Polarimetric Doppler
Weather Radar,'Cambridge University Press, 2001.
深尾昌 一 郎，浜津享助， ＂ 気象と大気のレ ー ダ ー リ
モ ー トセンシング［改訂第2版］ ＂，京都大学学術出版
会，京都，2009.

P319

マルチレーダーネットワークによる3次元風速場解析*箕輪昌裕、高木敏明（古野電気株式会社)、大石哲（神戸大学)、中北英一（京都大学）

1．

融解層より下層で成長した雨滴の落下に伴う下降流

背景

近年、局地的豪雨による被害が世界的に問題となが存在していることを示唆している。

っている。著者らは局地的豪雨の高時間・空間分解
能観測や短時間降雨予測に適した小型Xバンド二重4．

結論

偏波ドップラ気象レーダーの開発を行っている。 こ

本解析では3台のレーダーによる同時観測により、

こでは小型Xバンド気象レーダー複数台のネットワ

水平方向150m､鉛直方向250mの格子サイズで水ーク化による3次元風速場解析の事例について紹介

平風および雨粒鉛直速度を算出した。今後は本解析する。

結果と直上観測用レーダーとの比較検証を行う予定
である。

2．解析内容・方法
2015年4月14日の降雨事例を解析に用いた。こ5．

謝辞のとき、低気圧が本州南岸を通過し、西日本において大気が不安定となり広範囲で降雨を観測した。

本研究は、科学技術振興機構研究成果最適展開

支援プログラムA‑STEPハイリスク挑戦タイプにRadarl :神戸大学、Radar2:フルノINTセンタ

おける成果である。
町１１ｔ．０８△』ｌ

ー、Radar3:神戸国際大学の3台のレーダーによる｜高度2000m

同時観測を行うことにより得られたドップラ速度から、マルチドップラ法により雨粒の3次元速度場を算出した。格子サイズは、幾何学的に有利な3台のレーダーを結ぶ三角形（レーダー三角形の内側）を中心に、水平格子間隔150m、鉛直格子間隔250mで算出した。

3．結果
時刻12:00の解析結果に注目した。図1に高度2000mにおける雨粒の速度分布を示す。矢印は水

図1

3台のレーダーによる雨粒速度推定

雨滴鉛直凍庶（上向き＋）＝

平風の風向風速（水平間隔500mで図示）を表し、大気の鉛直風速（上向き＋）＋雨滴上昇速度（上向き＋）

濃淡は雨滴鉛直速度（上向き＋）を表している。

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卜層での雨滴鉛直速度は−7m/s程度となるはずである。よって図2の結果は、

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られた。この時刻の降水強度は15mm/h程度であったことを考えると、

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という特徴がみ‑5m/s、下層では‑10〜‑12m/s△ ｆ ・ ロ ー ︽ １ ８１︾︐！

に注目すると､､それより l云層では雨粒鉛直速度が−3

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︾１．２

3000

のときの気温15℃程度から、融解層と考えられる）舎．．！⁝：庁．：⁝︑︲嘩匠

均しプロットしたものである。高度2500m付近(こ

哩斗講読

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錦１１ 衿Ｉ

m〜4000mの各高度面(250m間隔）で20分間平

審：暇：

5000

咄一

11:50〜12:10雨滴鉛直速度平均値m

図2は領域Aにおける雨滴鉛直速度を､高度1000‑15m/sec

3台レーダー間の雨滴鉛直速度分布※背景地図データ：国土地理院電子国土Webシステムより

−283−

P320
自己整合法に基づく粒径分布抽出手法のC-band二重偏波レ ー ダ ーのPPI観測への利用*

l)

足立アホロ・ 2, I) 小林隆久• I) 山内洋・I)

小司禎教(I: 気象研究所 ， 2: 電力中央研究所）

1

はじめに・ニ軍偏波レ ー ダ ーは降雨による電波の減衰枇や粒径分布の情報を含んでいるため， 従来の水平偏波
レ ー ダ ー よりも高精度に降水強度が推定できるといわれている．これまでの手法の多くは偏波デ ータと減衰係数や粒径分布パラメ ータの関係を 2DVDなどの地上観測から事前に求める必要があった ． そこで
我々は二重偏波レ ー ダ ー のデ ータだけからその自己整合性に基づいて粒径分布を推定する，Auto DSD
retrieval( ADR) 法の開発を行っている (Adachi et al.
2015 JMSJ). この手法により地上の事前観測無しに，
レ ー ダ ー の校正 ， 減衰補正 ， 粒径分布の抽出，降水強度の推定などが可能となる．この内， 校正係数
（バイアス） は，減衰補正したZとZnnから理論的に計箕される叫切が実際に観測された <1>�; と一 致するように調整して推定する．これまで校正係数の調整はマニュアルで行う必要があったため，解析する
デ ータ量に限界があった．そこで今回この作業の自動化を試みた ．

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璽址式雨撰計による降水強度[mm h-1]ーー
第3図 偏波レ ダ から推定した降水強度と璽批式
雨最計による観測値の比較（回帰直線と相関係数）．
2011 年 09月21 日 10: 00-20: OOJST, 熊谷

-284-

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3. 結果
2011年9月2 1日14時頃，台風15号が浜松市付近に上陸し，18時20分頃，気象研の西10km付近を北北東進して通過した．気象研レ ー ダ ー デ ータから推定したこの日の降水強度の 一 例を第1図に示す．
現在気象庁などが用いているZ-R関係から求めた降水強度(a)に対して，ADRで推定したDSDから求めた降水強度 (b) は減衰補正を行っているため強度は(a)よりも 強いものの， 平面的な分布パタ ー ンは(a)に類似しており，自動化によるフィッティングは正
常に実行できていることを示唆している．図中，気象研の西に存在する強降水強度領域方向のフィテッ
ング結果を第2図に示す . z とZDR から理論的に推定した <I>。p(Z, ZDR)と実際に観測された<I>。,,(obs)は
よく 一 致しており，フィッティング が精度よく行われていることを示唆している．従って，z ゃZDR も
精度よくの減衰補正されたと考えられる なおこの時推定されたバイアスは0.15dBであった またADRとZ-R関係を用いて推定した降水強度を地上の重鼠式雨祉計と比較した結果を第3図に示す．

0
8

2. 手法
自動化のためには理論的に計箕される叫ふと親測された叩gを (1) レ ー ダ ー の最近傍 (Ga tel: 化）と(2) レ ー タ ー から遠方で 一 致させる必要がある。そこで<l>orの品質を距離方向に評価し ， 品質の高いもののうちレ ー ダ ーに最も近傍の地点(Iぶ）と， 最も遠方の地点（島）の叩ぱを参照値とする． 一 般に<I>':;;
は雨滴の粒子の数(N。）に依存するため ， 弱い雨の領域ではノイズが大きくなるため凡は必ずしも G, と一致しない 一 方 ， <t>1;,, はZとZDJ1 から計算するため ， 弱い雨域でも〇霊に比べて品例が高い そこで(1)はバイアスを変化させながらADRのイタレ ー
ションによって得られるcI>似( R1)と<I>�p(G)の差か
1
ら<l>np(G,)を求めた。一 方、(2)についてもcI>需（鳥）とcf>�ふ（島）の差が閾値よりも小さくなるようにイタ
レ ー ションでバイアスを調整した

P321

氷相 two-moment バルク微物理モデルの開発
山田芳則（気象研）
表1微物理モデル（新と現行）の主な違い。
1. はじめにJMA-NHM
降雪雲の 再現性や降雪量の 予測精度を向上さ 降水・降雷粒子の粒径
Gammaまたは指数指数せるためには、 氷相の数値モデルを改良したり開 分布
m-Dの関係球
発したり することが必要である。 現行の気象庁非 粒子の質量一粒径
静力学モデル( ]MA-NH)で用いられている氷相
M
Gammaまたは指数
雲氷の粒径分布
分布の幅を仮定.. ......................疇................
雲物理過程には改善が望ましいと考えられる部 ...... ............_ -..................響疇............... 粒. .径.. の大..き....な粒子を雷ー
auto-conversion
雲氷 ＞雪分が存在する。 氷相 two-momentのバルク微物理に変換
陪単なパラメタリゼー
厳密式
モデルを新たに開発し、 気象庁非静力学モデルに 雲氷の併合
ション
簡単なパラメタリゼー
オプションとして組み込んだ。 このモデルの概要 雪の併合
厳密式
ションと試験的な実験結果について報告する。
雲氷と雪の容量球または円盤球. ...._.. ,··-··.....................
・ （凝 結 成 長 L ..•••••. .... .....
. .
あられ形成過程
bin-likeな方法（雲氷一過冷却雲粒）
あられ形成過程
bin-likeな方法

g

2. モデルの概要
新しいモデルでは、 氷粒子として雲氷と雪、 あられの混合比と数濃度を予測する。 新しいモデル
あられ形成の抑制と]MA-NHM の微物理モデルとの主な違いを表1に （雲氷一過冷却雨滴） あり
まとめて示す。 新しいモデルが現行と大きく異な 降水・降雪粒子の蒸発 Maxwellまたは過飽和 Maxwell度の4次の式っている点は、(1)粒径分布ではGamma分布を選択できるようにしたこと、(2)球形以外の粒子を扱えるようにしたこと、(3)雲氷から雪への変換過程では、 粒径の大きな雲氷が雪に変換されるモデルとし、 auto-conversionを排除したこと、(3)雲氷や雪の併合過程では厳密式を用いたこと、(4)雲氷や雪のライミングによるあられ発生過程では、 bin法に似た手法を取り入れたこと、である。 雲氷から雪への変換過程で用いる不完全ガンマ関数の計算は、 高速・高精度のプログラムを用いている。
3試験的な実験結果
新しいモデルの性能を調べるために、2014年12月15日の札幌での大雪の事例について、5-km解像度の実験結果を図lに示す。 大雪は、 石狩湾から石狩平野に進入するバンド状の降雪雲によってもたらされた。 モデルの初期時刻は2014年12月
14日
18UTCで、札幌を中心とする水平方向の領域は401 X
401格子、 鉛直層数は50とした。 新しいモデルの方 が、 バ ンド状の降雪域をより良く再現しているだ
けでなく、 札幌付近での降水量も多くなっていることがわかる。
謝辞：本研究は、 JSPS科研費26242036 の助成を受けたものです。 不完全ガンマ関数及び併合過程で用いられるガウス超幾何関数の計算プログラムは、 気象研究所と産業技術総合研究所との共同研究「発電量評価技術等の開発・信頼性及び寿命評価技術の開発」で開発した。

-285-

P322

シーディング手法を用いた降水抑制シミュレー ション＊鄭藤翼・林浩平・遠峰菊郎似i大地球海洋）
ことにより起きている。その他の降水の促進過程及び地上降水量の減少過程は発表で 示す。
表1 数値実験の設定
2010年12月26日 0300JST
計算期間~27日0300JST
気象庁MSM(3 時間毎）
初期値・境界値300m
水平解像(d03)
60層（モデル上端50bPa)
鉛直層
Thompson scheme
雲微物理
1方向ネスティング
計算方法""""-II
111←叫ヰ扉111<�竺—�c!(!�ed)

可ー���

1:

・
呼匹

夏 星笛

｀a "
”

1. はじめに
Stewart(1986)では、 雲の中に降水の種となる物
質を撒くこと（以下、シーディング）により、本来の降水過程よりも早く降水粒子が成長し、地上に落下する こ とが示 さ れ て い る 。 これを応用し て 、Shimada e t al.(2015)では、 シ ー ディングにより降水を促進し海上に早期に落下させることで、地上降水量を減少させることができることが 示唆されている。し かし、 それらの詳細な過程については十分明らかにされていない。
本研究では 2010年12月26日の冬型気圧配置における日本海側での大雪（秋田県湯の岱で日降雪量
66 cm)の事例を対象に数値実験を行い、シ ー ディングによる 地上降水量の減少を示し、降水の促進過程
及び地上降水量の減少過程を解析した。
2. 数値実験の概要
数値実験には領域気象モデルWRFver.3.7を使用した。設定を表 1 に示す。数値実験上でのシー ディ
ングは、液体炭酸を散布した場合に発生する雲氷の混合比、数濃度、雲氷生成による潜熱及び水蒸気の減少量を算出し、 気象場に与えることで 表現した。
散布領域は秋田沖で、シ ー ディングは目標の雲を設定し、1800JSTから2200JSTの間、 雲を追跡しながら5分毎に行った。また、シー ディングの効果の評価はシ ー ディングラン（以下、seed)とコントロ ールラン（以下、ctl)の結果を対比する ことで行った。
3. 地上降水量の評価
湯の岱を含む58.5kmX52.5 kmの沿岸部領域を解析対象領域として、 地上降水量の評価を行った。
対象期間は、シ ー ディングした 雲が対象領域に到達し た 時刻(1920JST)から、 対象領域を出た時刻(OlOOJST)とした。 対象領域内の総降水量に対する減少割合は、領域平均で約5.1 %(0.6 mm)、1格子点(300X300 m)で最大約45 %(6 mm)であった。
4. 降水の促進過程
シ ー ディングにより降水強度が増加し始めた時
間(1804JST)の霰の混合比に着目して、 その時間変化率について 解析した。 図1にseed の霰の生成項の鉛直断面を示す。雨が雲氷を捕捉することによる霰の生成過程(prg_rci:(a))と 霰が雲水を捕捉する ことによる 霰の成長過程(prg_gcw:(b))では実線内で増加しており、これを足し合わせると 霰の時間変化率(qgten: (c))とほぼ一 致する。よって霰の生成は、
この2つの過程：(a)(b)の寄与が大きいことが分かる。
また(c)の破線内ではctl にはない減少している領域
があり、霰の融解による雨水の生成過程(prr_gml:(d))の実線内の雨の混合比が増加している領域と 一致している。以上 から降水の促進は、1) シ ー ディン
グにより雲氷を増加 させることで、2) 雨が雲氷を捕捉して霰の生成が 促進 され、3)周囲の雲水を捕捉して成長、早期 に 落下し、4)海面付近で雨に変化する�ふミ
ぶ�"\�t�� ゃ瓢n藷＿，血111•-..-.- ......... 四d

図1

霰の生成項の鉛直断面(1804JST)
実線：増加 破線：減少

5. 参考文献(1) Stewart, R. W., 1986: Summary report andrecommendations.
(2) Shimada et al., 2015: Journal of
Meteorological Research (accepted)

-286-

P323

レ ー ダ雨量計を用いた降雪量の定量観測精度向上
越田智喜＊、竹森史郎、吉田 ー 全、三浦裕司（いであ仰）【はじめに】都市型豪雨災害を目的としたXバン••� ....
;:
ドMPレ ーダ（通称XRAIN)は整備が終了し、本格'-~?
運用が始まっている。MPレ ーダはKm,-R法を活用
駄匹できる強い降雨の定量観測に従来のレ ーダより
'r---.
で：：： : /
も高精度であるが、弱い降雨、あるいは降雪に
f'.u
.-/�'
対しては従来レ ー ダ と同様のZ-R法を活用しているので定量観測精度向上の余地を残す。なかでも、 レ ーダ観測において0℃高度付近で出現するプライトバンドは降水量の定量観測では降水量を過大評価する観測ノイズである。XRAINでは
MSMによる気温予報値に基づくブライトバンド
図1 ブライトバンド出現例2015年4月8日6:00
対策を実施しているが気象状況によっては処理
http://www.river.go.jp/xbandradar個i面コピーが十分でないことがある（図1)。気象庁大手町の地上観測では気温が4月8日6時の4.2 ℃から9時2.9℃へ低下し、降水は8:50に雨から霙（みぞれ）となっていた。
【ブライトバンドの補正】ブライトバンドの補正を①ブライトバンドの検出②プライトバンド
凡 例の補正の 2つの手順に分けて実施する。①プラ＊
イトバンドの検出は既往研究 に基づき融解層
上端、下端を 2次微分で判定する手法を採用した。 ②ブライトバンドの補正はプライトバンドが検出される同ー セクタの上下メッシュで降水
口 50.0~IOO.O
量を線形空間内挿した。 プライトバンド補正の置置 100.0~
結果を図2 に示す。 神奈川県東部に出現する円→〗(\-、 \形の強雨域が周辺と同ランクになっていることがわかる。本事例は、0℃高度が短時間で低下し、同ー 地点での出現時間が短く、アメダスの0.5 mm、10 分の分解能による定量評価への影響を判定することが難しかった。 そこでインパクトタイプのディスドロメ ータによる1 分雨量と、補正後のレ ーダ雨量を比較した結果を図3 に示す。5時から7時にかけて出現する過大傾向が補正されていることが示される。
【今後の課題】線形で空間内挿する手法では、十数km にわたって平坦なパター ンが続くことになる。 改善点として同一レ ーダの別仰角雨量や他レーダの雨量を用いる手法を検討する。
謝辞：本研究はXバンドMPレ ー ダコンソ ー シアムによるデータを活用した。
＊越田智喜・沖大幹(2014)XバンドMPレ ーダで観測された「融解層」の特徴，水文・水資源学会誌，
水文・水資源学会， 2014, vol27,No.5 pp.233-244

,m/h

ー

図2補正結果（単体極座標レ ダ雨量）仰角1.ヂ
mm/h

,zj

”

←吐也上雨量(1分毎）. .レーダ雨量(2分毎）
補正後レー ダ雨量．

．．

... ●●。

。

図3補正前後のレ— -287-

5
ー

6

7

8

9JST

ダ雨量と地上雨量の時系列P324

陸別で降雪量を観測している測器の特性と課題
平沢尚彦 l 、 小西啓之 2 、 飯田和彦 3 、西村浩一人 C. Genthon5
1. 国立極地研究所 2.大阪教育大学 3.気 象庁•
1.
� 課羅の整理に向けて
地球温暖化などの気候変動に伴って地球上の水循環が変わると考えられているが、水循環の一部を担う降雪量の観測は依然として困難である。筒型の筐体で粒子を捕捉する方式(Raineane� 方式） の観測で1お風による降雷粒子捕捉率の低下から逃れることができない。これに蒸発ロスが加わることが少なくない。極域をはじめとし
た、より寒冷な地域では、降雪強度が弱く、イベント全
体の降雪量も少な凶項向にあるため、これらの問題はより深刻I�欝すると考えられる。これらの問題の改善に向けて WMO が約 20 年ぶりにアレンジした第 2 回
SPI匹プロジェクト(Solid Precipitation JnterComparison
Experiment : 固体降水比較観測計画）(Qui, 2012) に北
海道陸別町（第 1 図） を観測サイトとして 2013/14 年冬期から参加している。 その観測結果について、これまでの気象学会、雷氷学会他において報告してきた（引用略）。
各測器の性能に関しては、WMO が定期的に開催する会
合(IBCO: Technical Conference on meteorological andenvironmental instrumentsand methodsof observations)への提出論文やメ ーカーのカタログ、マニュアル等の技術的説明などの記述が存在するが、実際の計測データを扱
おうとする際にそれら研癖員は必ずしも網羅、整理されておらず、観測の目的との整合性についての見通しも得にくい。SPICE の最終報告書にどこまでの記述がなされるかについて、現在検討されている。 そこで、本ポスタ
一発表では、陸別でのこれまでの観測から分かってきた
各測器の計測値の特性や問題点を 整理し田加匹wa eta/.,2016入特に低温域における降雪旦観測の精度向上に向けた課題を識論する。
2. 朧町に設置された測羅の特性
講演で扱おうとする測器の概要を以下に示す。
2.1 筒型の筐体で粒子を捕捉する方式
2.1.1 G肛inar
計測の方式：捕捉した 降雪粒子を不凍液中に溜め、全体の重量増加を計測する。 不凍液表面を油膜で覆い蒸発を抑制する。
膨這・羞：張カセヵョD頴臓から輯を求め、水位に換算する。 水位の解像度I�瓢崩数iカウントが表す重量差となる。このため、計測時間が長いほど水位の解像度が高くなる。概ね 1 分間計測で 0.002~0.02 mmとなり、この計測値を 1 時間毎に比べる
ことによって、0.002~0.02 mm/hの降水強度の解像度が得られる。
課題：1)風による振動で計測値が散布する。 2)振動数が気温に応答して変化するため、水位にして概ね°0.5mm/2000変化がある。 寒冷地の気温の日変化によって、降水がなくともこの程度の量が変動する。
•.
2.1.2 RT3及びKI'4
計測の方式：TR3 litt献足した降雪粒子を融解し、下部の転倒ますに導く。RT4 I材甫捉した降雪粒子を不凍液中に取り込み（表面を油膜で覆う）、溢れた液を転倒ますに導く。

4. 名古屋大学

5.LGGE(France)

降水量・強度：転倒ますの容量は降水量0.5 mmに相当する。
課題：1)時系冽は0.5mm毎の階段状のデータとなる。
2)0. 5mm 以下の降水があった後で、しばらく降水がなけれ1誌§発ロスとなる。3)RT3はRT4に対して 20%程度の蒸発ロス（融解 時）がある。
2.2ディスドロメー タ ー
レーザ一面（概ね 10cmx20cm) を張ってそこを通過する個々の降水粒子の粒径と落下速度を計測する。前方謎Lの肇から降水強度を求める。筆者ら(Konishi et al.,2012)1叫測される粒径と落下速度の統計値から降水強度を求める独自のアルゴリズムを構築·改良する。計測する粒径I�尉;llOO 乃至 300µm 以上、数cm以下の範囲。
2.2.1 LPM(I'hies 社）
降水量・強度：原理的には 一粒の降水粒子から計測が可能。 メ ーカー値では、ある程度少数の降水粒子が計測されていても降水強度がOmm/hと出力される。
課題： l) 降水のない時期に SOOµm 以下の粒径の粒子数が出力されることが多い（ノイズ） 。2)風が強くなると（概ね4 mis以上） カウントされる粒子数が増え、降水強度の過大評価となる。
2.2.1 Parsive/(011' 拍， PWS(Campbe/1 Sci. 柏
基本的に LPM と同じ特徴であるが、計測する粒径バンドなどの違いがある。詳細は人会会場にて。
23粒子カウンター
2.3.JSPC(;新潟範旬
計測の方式：レーザ＿面を通過する個々の降水粒子の粒径を計測。 計測する粒径は SO~SOOµm の範囲。
降水量・強度：球形粒子を仮定して積分する。
課題： 1)粒径の小さい降水にのみ対応しており、この計測だけで全ての降水を評価することは難しい。
2)ダイヤモンド ダストなどの降水に向く。レーザー
面が狭い(2mmx25mm)ため、通過できる粒子数が多くなく、 時間をかけた観測が適当。
P

参考文献

Qui,J. (2012), Nature, 鵡!l,3匹313.
Hirasawa et al. ⑳ 16),R油がわ西("f\tobesn加ボ回
Konishi et al⑳12),ICCP (l:iil諒且樹理四．

第1図陸別町の位置を＋印で示す。（国士地理院地図）

-288-

P325
理想化数値実験による梅雨前線帯の降水システムの構造解析
l:
筑波大学アイソト(
1.

ー

若月泰孝＼川岡真也 2
プ環境動態研究センタ ー， 2: 筑波大学地球学類）

はじめに

これまで，梅雨前線に関する多くの研究がなされてきたしかし， 梅雨前線は複雑な階層楠造を持つため，いまだ全容の理解はなされておらず(e .g., Ninomiya
and Shibagak.i2007), 梅雨前線と前線楷の降水シス
テムに関する研究は重要な課題である．
梅雨前線および前線帯の降水システムに関する研究手法の1つに 理想化実験が挙げられる． 例えば
Wakazu.kiand Watanabe (20 15 )は ， 長時問持続する
メソaスケ ールの降水システムを再現できる梅雨前
線理想場を作成したこの理想場は， 下層の温度および相対湿度の構造を関数によって表現し， 地衡風の関係を用いて長時間准定常な状態を維持できるようにしたものである．この理想場では， 梅雨前線中層に特定の相対浬度を与えたとき ， 最も降水強度が強くなることが示された．理想化実険は，複雑な梅雨前線を単純化し扱うことが出来る手法である．しかし， 理
想化実験でメソaスケ ール降水システムを研究した
例は限られ， メソa~yスケ ー）レまでの階恩構造を扱えるような商解像度実験の例は非常に少ない． そこで，本研究では梅雨前線理想場において， 水平解像
度1kmという高解像度で， 梅雨前線帯に形成される
降水システムの階層構造を解析した．また， 詳細は省略するが， 鉛直気温減率や前線帯に吹き込む南風の強さに対する， 感度実験も実施した．
2. 使用モデル及び実験手法

ムを複数，一定間隔で形成していた また， 降水によって形成される冷気プ ールについて， 東進してきた
強い降水が冷気プ ールの中に取り込まれることで減衰し，冷気プ ー ルが弱まると新しく強い降水が形成されるという様子が確認された（凶2). このメカニズムによって， 冷気プ ールの盛衰がメソBスケ ール
降水システムの周期性に重要な役割を果たしていることが分かった． 冷気プ ールが降水システムの周期性をコントロ ールしていると指摘した観測研究であるWakazukiet al. (2006)との関連性を調査する必要がある．
感度実験では，気温減率を大きくしたとき降水の形
成が早く な るほか ， 領域平均降 水星や 強雨>30mm/l1)が増加するという傾向が示された これ(らの傾向は，南風を強くしたときも同様に見られた．
今後は， 今回解析された降水システムの構造と実際の観測事例との照合が必要である．
参考文献

Ninomiya,K., and Y.Shibagaki, 2007·Multi-Scale Featuresofthe Me,yu­
Baiu Front and Associated Precipitation Systems. Journal of the
Meteorolog1ca/ Society ofJapan. 85B, I 03-122.
Wakazuki, Y., K. Tsuboki, T. Takeda, 2006: Periodic evolution ofmultiscalc precipitation systems developed within a Baiu frontal cloudcluster. Journal ofthe Meteorological Society ofJapan, 84, 497-518
Wakazuki, Y., T. Watanabe, 2015: Numerical experiments ofmeso-alpha­scale precipitation systems under Baiu front like idealized
environments. SOLA 、 II, 150-155
30.5N

使 用モデル は雲解 像領域大気モデル WRF 30N(Weather Research and Forecast ing ModeDである．
29.5N
初期値 ・ 境界値に は， Wakazuk iand Watanabe(2015)が設計した梅雨前線理想場を使用した． 解像
度は， 感度実験では水平解像度5km, 高解1象度実験
29N
173W
175W
174W
176W
では水平解像度1kmとする． 解析対象期間は， メソ
0
1
2
3
4
5
ー
aスケ ル降水システムが維持される期間を考應し，図1 計算開始から12時間後の梅雨前線理想楊に形成される降計算開始から20時間後までとした．
水システムの様子（シェ ー ド：：雨混合比(g/kg), コンタ ー
298Kの等温線）
3. 結果とまとめ
高解像度実験では， 梅雨前線上のメソaスケ ール降 30N
29.6N
29.7N
29.4N
29.6N
翡閑
29.1N
295. 5 296 296. 5 297 297. 5 298 298. 5 299
固2 束側の降水システムの30mm/h以上の降水領城（コンタ ー）と気温分布（シェ ー ド）の時間変化． 上から ， 計舞開始11時
問~15時問後の様子

-289-

k

水システム内部に， 東西で異なる特徴を持つメソB
スケ ール降水システムが形成されることが確認された（図1 ). 西側では非断熱加熱に伴うメソ低気圧形
成により南風が強くなり， 冷気プ ールの発散風による北風との間で強い収束を引き起こしている様子が見られた対して東側では， 南風が弱いために冷気プールが南側へ張り出すように拡大する様子が確認されたこの冷気プ ールは， 降水システムの後面に取り残されるように拡大し， 前面の南風と後面の北風による低気圧性循環を伴うメソBスケ ール降水システ

P326

広島豪雨をもたらした線状降水帯の数値シミュレ ー ション＊大元和秀・川野哲也・川村隆 一 （九大院・理）1. はじめに
日本ではしばしば局地的に多量の降水が集中し 、土砂災害や浸水害といった甚大な集中豪雨災害が発生する。津ロ ・ 加藤(2014)は386件の集中豪雨事例を抽出し、集中豪雨をもたらす降水システムの形態分類を行った結果、 168件が線状降水帯によって発生していることを明らかにした。 このような線状降水帯がもたらした集中豪雨の典型事例の1つとして、
2014年8月20日に広島で発生した事例があげられる。この広島豪雨の概要については気象研究所報道発表資料(2014)で、線状降水帯の停滞要因については加藤(2015)によって報告されている。その他にも、様々な数値モデルを用いた予測に関する検討が行われているが、それらの多くは計算開始時刻が豪雨発
生の直前であるため、線状降水帯の形成要因について議論できておらず、 その理解は不十分である。
本研究では、集中豪雨開始時刻まで十分なリ ー ド
タイムのある8月19日09JSTを初期値として数値
シミュレ ー ションを行うことで、集中豪雨をもたらした線状降水帯の形成要因、特に下層水蒸気の流入経路である豊後水道の役割について調査した。
2. 数値実験設定◆使用モデル： WRF(Ver.3.6.1)◆初期値 ・ 境界値： NCEPFNL◆水平解像度： 2km (格子数300 X300 X 60)●積分時間： 30 時間(2014年8月19日09JST~20日15JST)
3再現実験(CTLrun)
CTL-run の24時間積算降水量図を固1 (左）に示す。解析雨量図（図略）と比較すると、 強雨域の位置や形状がほぼ一致していた。また三入から約2.7km離れた格子点において雨の降り始め時刻や1時間降水量の極値を記録した時刻が一 致していた。
4. 地形改変実験
豊後水道の地形が線状降水帯のふるまいに与える影響を詳細に調査するために 、 九州東部及び四国西部の標高を段階的に改変した実験を行った。実験名
は豊後水道の幅を広くした順にそれぞれBRD-run、（図1中央）、CTL-run、NRW-run (回1右）としている。24 時間積算雨量の結果から 、 豊後水道の幅を広くした実験では降水域の幅が大きくなる傾向が見られ 、 豊後水道を狭くした実験では降水域の形状
がより細長くなった。また積算降水量の領域平均値
は豊後水道の幅を広くするほど増大したが、積算降
水量の最大値は標高の変更度合いを大きくするほど減少した。975 hPa高度の南風の分布を見ると、豊後水道の幅が狭くなるほど佐田岬半島の北側で南風が強くなる領域が確認された。その一 方で、南風強化域の東側と西側では反対に南風が弱くなっている。
これらのことから、豊後水道周辺の隣路上の地形は、南風を強化することで下層水蒸気の輸送量を局所的には増大させるが、全体としての輸送量を低下させるはたらきをもつことが示唆される。豊後水道の幅を広げた実験では降水系が様々な場所で発生していたために租算降水量の極値としては大きくならなかった。 一 方で豊後水道の幅を狭めた実験では降水系
はほぼ同 一の直線上で発生していたが、より北側で細長い降水域を形成していた。すなわち、些後水道の地形は線状降水帯の形成及び発達に有利な十分な水蒸気供給と適度な風をもたらしていたと考えられ
る。

35.5N
35N

150
100

34.5N
34N��池(,、�34N
132E 132.SE 133E 133.5£

10132E 132.5E 133E 133.5

図1 2014年8月19日12JST~20日12JSTの24時間租算降水品血m)。左： CTL·run、中央： BRD·run 、 右： NRW·run。

-290-

P327
WPR及岱剃直シミュレ—ションを用いた乱気流高駒胴殖項爵斤者可抒沫：、棚捐理塘子、清和尭、西野直樹紺控自衛隊)
1.

Wind

30

はじめに
ウィンドプロファイラ似下「WPR」という。）を用��-—><-.;a;I&

ばらつきを表す量坪辱られる。このRSWは舌靡珈大

:l:l
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15

きバまと初かる特勅ゞあり、 舌虔流と⑬甘関があること

=
音

12

が報告されている（梶煎劫ゞ2011)。
本研究では過去に自衛隊機が遭遇した乱気流の事例の

圧

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幅似下「RSW」という。）と明丑凶散紺;;js:O)J國加：）頭の乱気流遭遇時(15 000FT
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いてドップラ→狸但を求める過稗ヰ3いて、スペクトル

21

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RSW憂、疇との郊芯をみるとともに弗惰力学

14

15

16

メソ気象モデルW即を用いて気象場を再現し、舌廣流

図2 2012.2.1強席改流遭遇�rj?)RSW予卿）可能性を探っt;:.,(2)数値シミュレーションを用いた解肝結果と考察

2. 使用デ←タ

図3にはリチャー ドソ刀攻似下「応」という。）を事疇所と痺瓜以下のとおり。

表しも赤石暉禍辺の東醸譴断面図を冠。舌愧流① 2015.4.15名古屋笙巷乃北で並舌園流(WPR,:尾鷲に溝邑した15 40i頃&; 0.25が表現されており、② 2015.3.13熊罪難⑳話虞流

舌は證荒の主な靡因とされるケルビン・ ヘJレムホルツ不(WPR,:
名古屋｝

安定が生じていることがわかる。

③ 2012.2.1赤石山脈の東で強乱節瓶WPR祠口湖
3. 寅険認
用いた数値モデルはWPR/ARW ver.3.4である。領域は、水平解像芽承こ3 つに分け、鉛劃晉はn幽粟系8〇層としにまた、初期直・境界値には気卸'TMSM (6喘澗源5km格子）を使用し、モデル出力は30分毎とし応
4. 結果と考察(1 ) WPRを用い芯憐雁哉さと考察
図1に2015.4.15並の舌改浙譴遇事例を、図2に2012.2.1強の舌は蜀流近駁剪事秒叱りRSWを示す。事靭解
栃結果、RSWが2m/s以上0濯瞑注目した場斜こは並の乱蜀犀3m/s以ヒで絃疇叙活虞洵嘩詞

区13 20122.l 15iのRiを表した刺団扉聰応していたことが分かる。

5. 今後の予定

30

27
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並の乱気流遭遇時（約lOOOOFT IOK T
16時32分）のRSWは2 m/s
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あること力扮かっね今後は噌始供吋蔀票である風鴎沿

3.4

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図1 2015.4.15並の乱矧蔽製朋f例DRSWl

1

直シアだけでなく、これら⑪節こな刊月罪数を団映し、舌ピ蜀茄の予側に役泣文ていく予定てある。
※詞嬬：響齢・橋口i認皐熊霞川
樽靡足立アホロ ・月I�扉康螂・黒須I虻言，20U:l.3GHz
帯ウインドプロファイラによる航翌釦こ0活虞流尉即）可能性第5回病直大気レーダーシZ択>r)A,pp46

-291-

P328

超高解像度数値シミュレ ーションによる竜巻の詳細構造の解析（第3報）
益子渉（気象研）
1 . はじめにきくなっており 、 高度!Omにおいても 25111/s以上の値がみ
本研究では 、 これまで計算機資源の制約によって実施すられる。 その上の高度 50m付近では下降流が徐々に顕在化ることが困難であった現実場における竜巻の超高解像度シ
し 、 12:15:45頃に多重渦構造を示すようになっt::oこの鉛直
ミュレー ションを、 2012年つくば竜巻を対象に実施し、竜流の分布・時間変化は鉛直気圧傾度力によってほぽ説明でき 、巻の詳細構造や 、 その構造を支配する力学を明らかにするこ
高度25m付近で気圧傾度力の向きが逆転しており、高度25mとを目的としている。 これまでの発表（益子，2013年秋季
付近に気圧の低偏差の極値が存在するためである。浮力項は大会予稿集8104 、 2014年秋季大会予稿集D167)では 、 ス
気圧傾度力に比べて極めて小さくほとんど寄与していなかーパーコンピュ ー
タ「京」を用いて、 水平解像度10 mの実った（図略）。 この気圧の低偏差は地表付近で上昇流が極め験を行い、竜巻はスワ ー ル比の増大とともに地表付近において大きな値をもつ 12:15:30頃まで持続していた。その気圧低下の原因を明らかにするために、 ブジネスク近似を用いて気て1セルから2セル 、 そして多重渦構造へ変化することが確かめられた（区I 1)。多重渦構造においては 、 副渦のまわり
圧低下をもたらす力学項の値を診断的に評価した。
＇＇＇
で低気圧性回転を伴った風が水平収束することで、強い上昇'g)＋（詈） ］十½iol'- 1�1• ]+＋（房）"'[(詈）
n流が形成されており、吸い上げ渦と呼ば れる特徴が見られた。
右辺：左からExte11Sion項、 氏fom叫on項、 \brticity項、 浮力項
しかし、 時系列でみると、 上昇流、接線風ともに最大となる=のは多重渦構造が顕在化した時よりも、 1つの主渦として存D -(生＋竺竺+�竺＋吋，
砂9こ 'ii= iJx'i'x ily 1 ( こ立血ー立立目
uy a:'a: ox'ex C)'
在した時であり 、 高度!Omという地表付近において、 上昇
流は50m/s に達する極めて大きな値となっていた）
その結果、 主にExtension項による地表付近の正の寄与（図竜巻に伴う地表付近の上昇流についてどの程度の値であ3a) とVorticity項の負の寄与（図3b)によって、 12:15:30頃
るのか、観測による試みも行われているが (Fujita 1992,まで高度 25m付近に顕著な気圧低下が形成されていたこと
Wun11ru1 et al. 2013)、 その困難さからほとんど明らかにされが明らかになった。Defonnation 項はほぼ一 定であり、浮力項は極めて小さな値であった。これらのことから、 地表摩擦ていない。しかし、竜巻による実際の被害は、 水平風だけではなく上昇流によると思われるものも多くみられ、特に上昇による収束や、地表摩擦による鉛直シアによる水平渦による流によって巻き上げられた飛散物が被害の連鎖と拡大を招
力学的効果によって地表付近の猛烈な上昇流が形成されていたといえる。
くことが風工学の分野で指摘されている（田村2007)。このため、竜巻に伴う地表付近の上昇流について調査することは 100
90
防災上重要である。今回再現された地表付近の上昇流の値に 60ついて妥当性の問題はあるが 、 どのような力学過程によって；：モデルの中で生じたのか調査した。

f,( —ヤ�il週1,,i,':LJ, I � い,,...
v,,1,eoi molioo [ mダ']'�讐疇ー'-1, �!.J, I � �- P囀.....
"'"'"" G,od,eot fo,c, [mo·•]

固2. 竜巻中心を30m四方で平均した(a)鉛直流と(b)鉛
直気圧傾度力の時間高度断面図
100

叫(a)
70608 S 3020

80
70

”
60

”
ヽ0

·:1,r;さぷこ

20

図l. 水平解像度!Omのモデルで再現された竜巻の多重渦構造
浪い色づけは渦度が2. 2 s-1 、 薄い色は0. 8 s-1の領域を示す．
ベクトルは麻度15mの風を示す．
2 竜巻内部の力学
図2 に、1つの主渦から多重渦構造に変化した時の竜巻中心における鉛直流と鉛直気圧傾度力の時間高度断面固を示す。12:15:30 にかけて高度20~30m付近で上昇流が極めて大12'1H5

12,15,15―,--,;:'I ·:12,15,45

12,16,\5 "'"'"

12,15,15

12,15,4'

呵1"!!1'!1111�-L !, I I.. I�↓pp....."ふt I I.. I�fl疇Vwt.c,ty Te,o, [, 'I
r,,,,,.,,, T"m [,'I
固3. ブジネスク近似を用いた気圧偏差の診断竜巻中心を30m四方で平均した(a)Extension項と(b)Vorticity項の時間高度断面図――

謝辞：本研究は． 文部科学省のHPCI戦略プログラムの助成を受けたものである ． 計算結果は理化学研究所のス ーパーコンピュー タ「京」を利用して得られたものである

-292-

P329
NICAM-LETKFシステムを使つた全球28kmデータ同化実験
寺崎康児l、 小槻峻司l、 三好建正1
1: 理化学研究所 計算科学研究機構
1

NI CAM -LETKFの開発の降水量の予報が改善することが知られて正二十面体全球非静力学モデルNICAM

いる， しかし数時間を超えると降水予報はの開発が、 東京大学、 JAMSTEC 、 及び理

降水デ ータを同化しない場合と予報精度が化学研究所で進められている。 数値予報を変わらないか、 悪くなることもあることがタ同化の適用は必要不可欠

これまでの研究で明らかにされている。 こである。 しかし、 これまでにNICAMに実の原因として挙げられているものの1つに、観測を同化しうるデ ータ同化手法は適用さ

降水観測デ ータの非ガウス性がある。 これ

れていなかった。 そこでTerasaki et al.

に対し、 Lien et al. (2012; 2016a; 2016b)(2015, SOLA)は、NICAMに局所アンサン

は、 降水量の確率分布をガウス分布に変換

プル変換カルマンフィルタLETKF を適用して同化実験を行い、 実観測デ ータを使っし、 従来型観測デ ー タNCEP PREPBUFRてうまく動作することを示した。

の同化に成功した。 そして更なる解析精度

3、行う上で、 デー

全球28km同化実験の向上のために、 放射伝達モデルRTTOV

本研究では、 これまでに開発をしてきたを用いて観測演算子を開発し、 改良型マイデ ータ同化手法を組み込んで全球高解像度

クロ波探査計(AMSU-A)の同化を行い、でのアンサンブルデータ同化実験を行う。

衛星観測データを同化することで解析精度同化する観測デ ータは、 従来型観測、 輝度が向上した。

温度(AMSU·A)そしてGS MaP 降水量で

2、

降水デ

ー

ある。 水平解像度は28kmでアンサンブル

タ同化

様々な衛星が打ち上げられ多くの観測デ

メンバー数は100 とする。 本計算には理化

タを得ることができる。 JAXAは全球降学研究所のス ー パ ー コンピュ ー タ「京」を水観測計画において、2014年2月に二周波使用した。 図1 は同化開始から約3日後のー

ダ ー DPR を搭載した衛星の打ち

降水量の解析値を示す。 全球28kmの解析上げに成功した。 降水デ ータの同化は非常値が112kmでの実験よりも降水をよく再に難しいことが知られている。 ナッジング現している。

降水レ

ー

法や変分法を用いた先行研究では、 降水観
測データを同化することで、 数時間先まで”ー”"｀(m-.,)

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図1 : 2014年 6 月 3 日18Zの（左）解析値(112km解像度）、（中）解析値(28km解像度）、 （右） GSMaPの 6 時間和算降水措。

-293-

P330

アクティブラ ー ニングを提供するウェブサ ー ビス,...,_,Cross-Cutting Comparisons (C3) ,...,_,※今井弘二(ISAS/JAXA)

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2. サ ー ビスの特徴
C3はインター ネット環境が整っていれば“何時でも・何処でも・誰でも"利用することができるブラウザ型の手軽なウェブサ ービスである。 そのサ ー ビスの特徴の 一つは、対話形式の操作性である。 入カフォ ー ムは、誘導的であり、 ユー ザの選択に従って指示が表示されるため、初学者でも容易にデー タを確認することができる。 また、 デー タ点に
マウスポインタを重ねることで、より詳細な情報（例えば観測日時など） を確認することができ、詳細 に見たい範囲をドラッグすれば、その領域がズー ム アップされるため、気象学
における様々な現象 を柔軟に捉えることが可能である（図1)。 さら に、 クエリ文字列を用いれば、他の学生と情報共有ができるため、
グJレ ー プ学習として活用することもできる（図2)。C3によって気象学における教育現場がより活発になること を期待している。

ー・Slnol• n,ea,u,em,nn of the SMILES 03 tvmlon 3.0)’‘...
ヽ鼠... ,,�,.. 1',<•,<>t>Mll,..,O... lrt,-,, •NM,�U. 喜0.0. •0..Mlto, .... ,

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1. はじめに温暖化やそれ に伴う異常気象がますます問題視される中、気象学をはじめとする環境保持のための教育は、より 一 層重要となってきている。 しかしながら、 気象学は高まる
専門性ととも に細分化され、デー タの所在が分からず、またデー タ形式やビュ ー ワも統 一されていないため、教育目的の利用は非常 に困難である。そこで気象学における各分野のデー タ を 容 易 に 確認 す ることができる
ウェブサ ービス(Cross-Cutting Comparisons ;略してC3と呼ぶ）の開発を行った。
C3は宇宙科学研究所のデータア ー カイブ(DARTS*1)から公開しており •2、その利便性が故に、 公開して僅か1年半で ユー ザ数は
1, 000名を超えている。 本発表では、そのサ ービスの利用方法、特に アクティブラ ー ニングのための活用例について紹介する。

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オンマウスでデ ー タ点の．

詳細情報が表示される
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MU

図1 C3が作成する図の例

参考文献
I) Miura, A. et al. . (2000) In: Manset, N. ,Veillet, C., Crabtree, D. (eds) Astronomical
Data Analysis Software and Systems (ADASS) IX,
ASP Conf. Ser. 216, 180.
2)http://darts. isas. jaxa. .ip/C3/
謝辞
本プロジェクトは、 宇宙航空研究開発機構・
宇宙科学研究所、科学衛星運用・デ ー タ利用セン
夕 ー (C-SODA)の助成を受けて実施しております。
ここに感謝の意を表します

-294-

P331
被験者実験に基づくフラクタル日除けの快適性評価
山森賢也 ＊ （東京理科大学理工学研究科） ， 仲吉信人（東京理科大学理工学研究科），
酒井敏（京都大学人間・環境学研究科）
1.

はじめに
現在，都市のヒ ートアイランド現象が問題になっているこれの原因の 一 つに ， 都市の劣悪な熱・放射環境により都市部の表面温度の上昇が挙げられる．
放射環採の改善方法として ， 近年， フラクタル日除けが開発された I) _フラクタル日除けとは ， 樹木の形状を模した新しい形の日除けであるフラクタル日除け下は ， 一般的な日除けであるパ ラソル下と比較して可視光は通すため比較的明るいが，近赤外 ， 熱赤外の遮断効果は高く，また， 日除部の闇い放熱特性から日除け下空間の放射環境を改善することが確認されている立本研究
では ， フラクタル日除けの人の快適感に与える影幣を調べるため ， 2015年夏季に屋外温熱生理の被験者実駿を行ったので報告する．

4まとめ
観測の結果よりフラクタル日除けは総合的な快適感指標のSET*を低下させるまた ， 熱負荷の低下により ， フ
ラクタル日除け下では他の場所よりも平均皮陪温度が低いことを確認できる平均皮慮温度が低下するので ， フ
ラクタル日除け下でば快適感が上がると考えられる以上のことからフラクタル日除けが人体に与える熱負荷を低下させ ， 快適感が上昇することが分かる．
謝辞：本研究はJSPS科研袈26241029の助成を受けたものである．ここに謝意を表す．
Reference

I. 酒井敏 ， 中村美紀 ， 大西将徳 ， 飯澤功 ， 古屋姫美愛 (2010). フラク
タル日除け樹木の形に学ぶ新発想のヒ ー トアイランド対策 ， 日本ヒ ー ト
アイランド学会誌 ， Vol.5, pp.17·22
2. 中村美紀 ， 酒井敏 ， 大西将徳， 古屋姫美愛(201 I)フラククル日除けによる放射環境改善効果， 日本ヒ ー トアイランド学会綸文集. vol.6, 8・15
3. 仲吉信人(2012)人の動線に沿った熟哀境・温熟生理評価のための人体装着型計測システムの開発と応用 ， 東京工業大学国際工学専攻博士鯰
文

＇

●
臼

日

フ

＊

ラソル

フラクタル
日除け

図2 各地点の平

日射環境

快適感
均

4立 2
中

゜

不快

T
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”町 平

快適 6

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点
地
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図）

パ

脳瘤学

-295-

[

38 3736 35

3.

'454341393735

螂哩
]
3。
[

寧 艇 芸卦

結果と考察
観測日の天気は睛れ ， 降水はなく ， 最高気温は36.6℃
で平均風速は 2.lm/s であった
図1より，総合的な快適感指様であるSET*がフラクタ
ル日除け下では他の場所より小さいこの原因として ，
フラクタル日除け下ではパ ラソル下と日射環境下よりも気温が低くなることや平均放射温度が低いことが挙げられる（紙面の都合上グラフは割愛）．このように放射環境が大きく改善されることが確認できるしかしながら ，
同じ日除けであるパラソル下は日射環境とSET*が同程度であったこれはパラソルからの長波放射が原因であると考察できる
図2より ， フラクタル日除け下では他の場所より平均
皮用温度が低いことを確認できる原因としてフラクタ
ル日除けでSET*が低くなるため ， 人体への熱負荷を小さくし， 平均皮膚温度を下げることにつながるのではない

[
3。
]＊ヒas

研究方法
日本工業大学宮代キャンパ スの野外都市模型実験場（北緯36.0269069, 東経139.704433)にて親測を行った被験者は健康な20代男女9名である．親測実施日は2015年8月3 日である観測時間は昼間の14: 05~14:54 と夕方の16: 00 ~16: 49である． フ ラクタル日除け
下の比較対象として ， 市販パラソル下(6mX6m)と日射環境下を選定した被験者を3 グルー プに分け ， フラク
タル日除け下 ， パ ラソル下と日射環境の3 地点をロ ー テーションし， 観測を行った．各地点の観測時間は10 分
で ， 観測が終了したらフラクタル日除けの下で5分休憩
し， 次の観測の5分前に観測地点で待機するという形をとった
気象測定項目は気温 ， 湿度 ， 風速，短波・長波放射とし ， 熱環境計測システム J) にて測定した．また， 生理量として被験者の皮粛温度をボタン型センサ（サー モクロ
ンSL, KNラボラトリ ー ズ）にて親測し ， 深部体温を耳栓型温度センサ（日機装サー モ） にて観測し， 被験者の体感申告（温熱感，快適感， 体感風速，体感日射 ， 体感湿度） の時間変化をアンケ ー トにて収集した．被駿者培衣は全員青色のTシャツと長ズボン(clo値は0.43)に統ーした．
2.

かと考えられる
図3を見ると ， フラクタル日除け下では快適感が上がることが見て取れる．図2より平均皮隣温度を下げるので人体が快適と感じるのではないかと考えられる．

フラクタル 日射環境
日除け
図3 各地点の平 皮膚温度
パ

ラソル

均

P332
東京スカイツリ ー を用いた 2015 年の東京における地表と上空の粒子の挙動について＊田中清敬（東理大院・理），

速水洋（東理大連携大学院／電中研）， 三浦和彦（東理大），

板橋秀 一 （電中研） ， 齋野広祥（東理大院・理）， 入江仁士（千葉大） ， 齊藤伸治（都環科研）
1. はじめに

あ わせて夏季の観測結果を含めたより短いタイムスケ

現在の大気の監視・評価は地表付近でのものが多く

ルで地上と上空の比較を行う予定である。

ー

上空の大気の直接測定はあまりない。 大気には鉛直勾

FIii,!

配があり、 時間や季節により変動し地表付近での濃度変化に影脚すると考えられている。 本研究では鉛直方向の 大気汚染物質などの挙動を明らかにするため2015年8月 11日-14日、12月 7日-10日に東京スカ
イツリ ー（以下 TST )の高度320m(以下H320)とスカイ[-;;;-iii:J

ツリ ーから南東へ約300mに位置する東京ヒュッテ屋
上（高度約 lOm)(以下地上）において粒径分布の連続測定を行った。
2. 方法
粒径分布と 個数濃度のデー タを得るために地上と

9

、.,..

H320 に SMPS(Scanning Mobility Particle Sizer ;TSI社 製

model3910 ; 測 定 範 囲 10nm-420nm ;13ch) 、 OPC(Optical Particle Counter ; リオン社製；
KC-52; 測定範囲0.3µm-5.0µm; 5ch)をそれぞれ配

Tl­
hUO

置し同時測定を行った。 大気成分はH320での観測の他、環境省大気汚染物質広域監視システム（以下そらまめ君）江東区大島局の速報値を使用した。 また風向・風... . ..

速の測定のため東京都環境公社東京都環境科学研究所（以下都環科研）の屋上にドップラ ー・ライダーを設置し
た。

,e,oo

20,00

ー，“

,. 00

図1 SMPSによる2地点の粒径分布( 1段目：H320,
2段目：地上，3段目：総個数濃度の経時変化） と地上

3. 結果と考察

12月8日は s:oo 頃からH320で個数談度が逓増しとH320の大気成分の経時変化 ( 4段目）

SMPSの総個数濃度は n:oo に地上とH320で一致した（図 1)。 しかし OPCではH320の個数濃度は 11:00
頃から上昇し その後地上の濃度と 一致した（図2)。しかし 粒径ごとに濃度一致の時間に差があり粒径によ って鉛直方向への拡散速度に差があることが示唆された。

その後 rn:oo までは挙動、 濃度とも 一 致していたがる。 SMPSの総個数濃度に着目してみると n:oo に地

＂
く•
F`•
―

たため地上と上空で異なった挙動を示したと考えらえ，．
�

rn:oo 以降は 一致しておらず新たに境界層が形成され上とH320で一致した後13:00までは両高度とも濃度が下がっているのがわかる。 これ は混合層高度がまだ発達中であり上空へ伸びているため混合層内の粒子が上空へ希釈されている過程だと考えられる。
発表では都環科研で測定された大気成分の結果と入..
疇

図2 12月8日：OPCによる個数濃度分布佐辻； 0.3µm; 右上 0. 5µm; 左下LOµm; 右下 2. 0µm)

江研究室が地上で独自観測した MAX-DOASの結果を

―2
- 96-

P333
海風流れに及ぼす都市幾何の影響評価
金子

凌*Oil京理科大学理工学研究科）， 仲吉 信人 Oil京理科大学理工学研究科）

1. はじめに都市は様々なスケ ー ルで気象に影響をもたらすことが知られている．熱中症被害に直結する街区スケ

ー

ルから地

球温暖化に影響をもたらす総観場スケ ー ルまで，その影響範囲は広い. 2000年代には気象に与える都市影響の理解，気象シミュレーションの精度向上を目的とし，都市キャノ

位を上昇させ海域との温位差を作る．その差が大きければ大きいほど陸域が海風を引き込むポテンシャルは大きくなり， 海風の流入を促進させる． そのため，CASE6では海風流入が促進され，海風が早く各地点へ到達すると考えられる．

表2より，Point CにはCASE6の方が早く 到達し， 確

ピ ー モデルの開発が盛んに進められた．同時に都市キャノ

かに上述のような効果が確かめられる．ところが顕熱フラ来の，粗度が 様な平板モデルから非 様なモデルヘの転CASE6の方がCASElよりも海風が遅く到達することが概に言えないのが現前後の陸城 の乱流エネルギ ー が高く出ている（図略）こと

ピ ー モデルの代表的な入力幾何パラメタの整備が進み，従一一換が期待されている． ところが， それらのパラメタについて十分な評価が行われているとは一状である． 当研究では代表的なパラメタである， 粗度長( o), 修正粗度(Z�. 建物高さ(BH), 天空率( SVF), 建坪
Z

率(PAI), フロンタルエリアインデックス(FAI)の気象場への影響を調べる． またZoを用いたパルク係数の気象モデ

ックスが高く出ているにも関わらず， Point Aには，分かる． これは， CASElよりもCASE6の方が到達時間に要因すると考えられる．海風を引き込むポテンシャルが，乱流エネルギ ー による大気の混合に用いられた結果，海風の流入に遅れが生じたものと考えられる．

ルヘの組み込み方法がTop·Down法(TD)とBottom·Up法

謝辞

か， 公を地形デ

ここに謝意を示す．

(BU)とで， 気象場にあたえる影響がどのように異なるのータ(Topography)と風速の対数則分布(Log)と用いたときにそれぞれどのように異なるのかを評

本研究はJSPS科研費268890
57の助成を受けたもので価することを目的としている．
2. 計算手法

米国の大気海洋局等が開発しているWRFモデルを使用

し気象計算を行った．二次元睛天日計算を行い，純粋に日射と都市幾何の影響を評価できるようにした．都市幾何デなAve. lli起 Ave.. Ave.

I

城50kmを含めた202kmのデ ータと， 2000年代8月のる．

タを平均したものであ

A

-297-

t

大きく出ていることが分かる．顕熱フラックスは陸域の温n。

これを見ると，CASElよりCASE5の顕熱フラックスがTD

Topography

皿

Topography

I B I C

17:15 19:55

Heat Flux／＼
I'I'J.J'I'I

CASE1

CASEli ごご

Point C

OLoo

この時，各地点での顕熱フラックスの差異を図1に示す．

400300200100

空率に分布を与えたCASE5のみを取り上げる．各地点でのケ ースごとの海風の到達時間を表2に示す．

rp

紙面の都合上，機械的粗度に分布を与えたCASElと天ii

3. 計算結果と考察

La乞目U
冨

108km<PointC)の8地点での海風到達時間の比較を行った．

＇

CASES ·15:40 16:20 19:30

4003002001000

く なった60km<Poi.IitB ), 内陸側で最も 粗度長が高い

A

辛

ラメタに分布(Dist.)や平均(Ave.)を持たせ， 粗度のパ

組み込みを変化させて計6ケ ー ス（表1)を用意した． 粗度

長が最も大きい海陸境界から16km<Point心，粗度長が低Ave.

慶 璽琶：墓蜃：

表2 2ケ ースの海風頚達時刻

タと初期値として使用したのは，東京から埼玉へ至る海ー

Ave.

血血血血血血ー

館野の睛天日のラジオゾンデデ

設定

BB SVF PAI FAI sc血e sAe
藍慧躙欝躙疇塵鰐�詞i�
鳴慮鰐隈匿嘩巫
函 Ave.. 証n.:· Ave. Ave. Ave. 1D Topography
乙

02

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OB

10

12

14

16

Hours of the day

1B

20

図1 地点ごとの顕熱フラックス

22

24

P334

気象要素の年々変動が森林のオゾン吸収量に与える影響＊渡邊貴典，泉岳樹，松山洋（首都大院都市環境）

1. はじめに

日本における光化学オキシダ ントの年平均濃度は20年間で約1%/年の割合で増加しており（大原，2009) , それに伴う樹木への悪影孵も指摘されている（伊豆田，2002) . そうした植物が大気汚染物質から受けるリスクについては，近年は気孔を通じた伍吸収墓( POD : accumulated
Phytotox.ic Ozone Dose) を算出することによってその評価が行われている（例えば斎藤ほか，
2013) . しかしPODは気象要素の影響を強く受けるにも関わらず，単 一 年のデータを用いて推定している研究が多いそこで本研究では，複数年のシミュレ ー ションを行い，気象要素の年々変動
が森林のオゾン吸収量に与える影密を明らかにすることを目的とする．

2. 研究手法

実験には， 大気モデリングシステムADMER­
PRO Ver.LOを用いた．計算領域は，太平洋と日本海を含む800X800kmをGrid1, 関東地方を中心とした250X270kmをGrid2とした水平格子
間隔はGridlを20km, Grid2を5kmとした また
計算期間は， 2003-2009年の7·8月とした
PODの算出方法は，
凡=C(z)*g,1。*

無相関(r= -0.05)であるのに対し，2004年は強い正の相関(r=0.80)となった. gstoは気象要素の影孵を強く受けるため ， PODoの空間分布の違いは気象要素によってもたらされていると考えられる ．
また気象要素の年々変動が森林のオゾン吸収量に与える影響を調べるために，オゾン吸収フラックス(Fst)やオゾン濃度，気象要素の日変化についても解析を行ったその結果，2003年のような
低温多雨の年はオゾン濃度や日射量がF,tに大きく影警を与え，2004年のような高温少雨の年は気温や乾燥度がF叫こ強く影態していることが明らかになった
以上のことからオゾンが森林に与えるリスクの評価を行う際には気象要素の年々変動を考慮
し，複数年のデータを用いて評価を行う必要があることが示唆された
参考文献
大原2009. 国立環境研究所研究報告203:1-219
伊豆田 2002. 大気環境学会誌37:31-95.
斎藤ほか2013. 大気環境学会誌43:251-259.
(a) JI.ON
J65N�し、rerh +retヽ遍ヽ

36.0Nl..�

PODY = f max(F, I - y,O)dt↓

である なお、 FSはOsフラックス [nmol/m2/s],
C(z)は 樹冠上部高 さz[m] に お け る伍濃 度[nmol/m3], gstoは気孔コンダクタンス[mis], r.』ま葉面境界層抵抗 [slm], 1·cは葉表面抵抗[s/m]を示
し，爪ま閾値である ． なおgstoは気象要素や土壌水分，フェノロジ ー の影密を強く受ける．

o55N
35ON
(b) 37.0N,.'r-:,_l)盪奮ヽ

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ヽ・・-/

I

(mmol/m2)
I 16.0
14 0
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、、と、 Jlllllill!:1}85(1}90(1}9、5E 1'0OE 1405E

頃�I(mmol/m2)
I 16.0
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II -.;...J.."r--..'f-ヽr· ヽ■•ー／ I
355N

3. 結果と考察

Fig.lに2003年と2004年におけるPODoの空間分布を示す．なお2003年は平年に比べ低温多雨であり，2004年は平年に比べ裔温少雨であったま
たオゾン濃度は2004年の方が2003年よりも全体的に高濃度であるものの， 空間分布は概ね一 致していた. 2003年におけるPOD沿布(Fig.la)を見ると，平野と山地の境界で高い値を示しているのに対し ， 2004年は山岳域で高い値を示している(Fig.lb). ここでPODoと気孔コンダクタンス(g叫の空間分布について相関を取ると，2003年はほぼ籠，"''讐Ill'

』鷹―(I

J6.5N

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-298-

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ll&.5ーE IJ9,0E ;J99 ,5、�`—140.0C 140,5(ヒ
7·8月のPOD沿布(a)2003年 ， (b)2004年（土地利用が森林以外の部分をマスク）P335
観測開始から90年を経過した成躁気象観測所
90'thAnniversary of the Seikei Meteorological 01,servatory
涼也 （成躁気象観測所／成躁中学高等学校）
Atsushi Miyashita, Ryoya Matsumoto (Seikei Meteorological Observatory / Seikei High School)
敦， 松本

宮下

1. はじめに
成誤気象観測所は， 成誤学園に所属する私立の学校気象観測所である． この観測所は， 旧制成瞑高等学校物理科教諭であった加藤藤吉が，1926年から生徒たちと 一 緒に始めた気象観測が基になっており，
2015年で正式観測開始から90年を経過した．
加藤藤吉の学校気象観測の狙いは， 生徒たちの手で自然現象をできるだけ正確に ， かつ継続的に測定することにあり， 観測には気象庁検定測器を用い，観測方法も気象観測方に忠実に 行った． 戦時下の1941年から1976年まで東京管区気象台区間観測所（吉祥寺観測所）に指定されていだこともあり， 公的
な気象観測デー タと比較可能な気象デ ー タセットが蓄積された． この体制は 現在も継続中で，1995年からはデ ー タロガ ーを導入し， 目視観測と併せて，AMeDASデー タなどとの互換性を確保している．これらのデ ー タは， 「年報」として出版している他，10
年毎にまとめており， 「 90カ年報」を近く発行予定である．
2. 都市気候変化
成誤気象観測所は東京西郊の東京都武蔵野市にある． 学校敷地内に設置されていることもあって， 測
定環境は比較的安定している． 観測開始後の比較的早い時期から都心の大手町露場での観測デ ー タと比較して，観測値の系統的な変化がとらえられていた．
• Fig. 1は日平均気温の年平均の経年変化を示したもので， 気温上昇率は100年間で約3.. 2℃になっている．他の気象デー タも90年間の間に変動が見られる．
20

Annual mean細m畑ature (1926 - 2015)
Salkal Meteorological Observatoryy = 0.032x - 47.43
R2 =0.798

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3. ユニ ー クな学校気象観測項目
学校気象観測では ， 通常の気象観測では行わない
観測項目として，富士山や東京タワー の視程日数や ，露場での結氷の厚さ測定などがある． これらは子どもでも直感的に現象を把握しやすく， 教育的なものであるまた， 一般にもわかりやすい情報になるため， 報道などでの利用も多い．
4. 気象教育教材
成誤気象観測所は気象教育に資することが第 一の目的であるので， 積極的に観測所の教育利用を図っている． 設立 時のように， 午前9時の定時観測を生徒が担うことは現状の学校制度の下では不可能だが ，代わりに， 昼休みの 時間に成誤中学校1年を対象に当番制で気象観測実習を行っている． 成誤中学校に在籍した生徒は， ほぼ全員がアナログ測器による気象観測を実体験しているまた， 現状のカリキュラ
ムでは，高等学校の高校2年の文系履修者は90年分の気象デ ー タを解析する教材で， 都市気候や 気候変動に関する学習を行っている． 自らが通学している
地域の気象デー タを自分たちで解析する教材は， 世界的にみても稀有な実践と考えられ る．
5. 今後
ヒ ー トアイランド現象の進行に伴い， 東京近郊では熱中症の危険が増加しつつある. 2015年からは，
新たに黒球温度計を設置し， 暑さ指数の連続測定を開始した． 学校での熱中症予防だけでな<, SNSを通じて地域に情報を提供することを試みている．

2
1

10
1920

1930

1950

1970

1980

1990

2000

Year
Fig. 1 Anuual mean temperature 1926 - 2015.
-299-

2010

2020

大 会第4
前
午

日
Ji

A401

2012/13年夏に南極氷床表面に残された氷の形成過程
平沢尚彦 1 、 本山秀明 1 、 堀雅裕 2
1. 国立極地研究所 2. JAXA

第1図 南極氷床上の氷の発見地点。海岸から約50km、標高 1200m付近。

{
P)
叩原

16 21 26. 31 S 10 15 20 25 30
12月/2012年 ー1月/2013年

第2図 2012年12月ー2013年1月の昭和基地の日最高・日最低地上気温の時系列。
10

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6

2地ヒ釦温と対流圏の気温
第2図に2012年12月から2013年1月の昭和基地の最高気温、最低気温の日変化を示す。 「 高温時期」
゜の 1月7日にこの夏の最高気温8. 6 Cを記録しており、その前後の日最高気温も7.4℃及び7.9℃と昭和基地°
としては高かった。8. 6 cより高い気温は1978/79年
夏まで遡らなければ発現していない。 また 、 「 降雨時期」の 12月22 日前後も最高気温が約5℃と高く 、最低気温が氷点下にならなかった。
第3図にゾンデ観測による上空の気温の時系列を示す。 850hPa高度は1200m前後であり、氷が発見された氷床の標高とほぽ一致している。 「 高温時期」には850hPaや925 hPaでも気温が高いが 、500hPaの気
温は1月 1 日から 15 日に掛けて徐々に下がる傾向が続いている。 昇温は対流圏下層に限られており、フェ ー ンの特徴と 一 致している。 「 降雨時期」には500hPaを含めて 、気温の極大が観測された。
゜
一「 高温時期」の 850hPaの気温は1. 1 Cまで上がっており、この時期の晴天の日中の氷床表面では更に舌くなって融解が起こった可能性がある。 一 方、 「 降篇時期」の850hPaの気温はー2.3℃であり、この高度
では雨ではなく雷であったと考えられる。講演時にはこれらの解析に加え 、衛星デー タや数値モデルによる検討結果も紹介する。
最後に 、夏季のフェ ー ンによる氷床表面の融解や昇華は、氷床表面の水収支のメカニズムとして考慮すべき項目であることが今回の解析で示唆される。

氷の発見地点ー
086a202a680
ll

1. はじめに2013 年 1 月に昭和基地から約 50km内陸の標高約1200mの氷床上（第1図）で表面の窪地に形成された
沢山の氷を発見した。その地域は南極大陸の規模からすれば氷床末端域と見えるが 、これまでの日本 の内陸活動においては、頻繁に表面融解が観察されるような温暖な地域ではない。ちょうど半年前の2012
年7月にグリ ー ンランド氷床表面の全面融解が人類史上始めて観測されており、これまで地上気温に明瞭な温暖化傾向が現れてこなかった東南極においても地球温暖化を反映する現象が発現した可能性を考えた。
そこで 、この氷の形成メカニズムを明らかにすべく研究を開始し 、2014年春季気象学会において初期的な解析結果を示した。 まず注目したのは、この夏に昭和基地で約 30年ぶりの高い地上気温(8. 6℃)を記録した 1月7日前後の状況で 、フェ ー ン現象が起きていた可能性を示唆した （「高温時期」とする）。
この夏には、他に 12月22 日に9年ぷりの 雨を観測しており（「 降雨時期」とする）、氷床上で 降雨があったならば 、氷床表面に氷を残す可能性がある。
本講演では、1月7日前後と 12月22 日前後に現地で表面融解 、或いは降雨があった可能性について検討した結果を示す。

I

vi
v I
11 16 21 26 31 5 10 15 20 25 30
December 2012 / January 2013

図3 2012年12月ー2013年1月の昭和基地のゾン
デ観測による925 hPa、850hPa、500hPaの気温の
時系列。

-303-

A402

南極域における降雪をもたらす雲パタ ー ン検出手法の検討＊鈴木香寿恵l、 徳永旭将2、 平沢尚彦3、 門崎学4、 山内恭3
1統計数理研究所

2九州工業大学

3国立極地研究所／総合研究大学院大学

はじめに
近年の温暖化環境における南極氷床の涵蓑
量の変動のふるまいは、地球全体の水収支に大きな影轡を及ぼすことから関心が 高まっている。衛星観測による涵養量の変動からは、特に西南極で顕著に減少していることが報告されている。涵養械を正確に捉えるために 降雪や消耗などのプロセスを理解し、実測することが重要である。しかしながら、その厳しい環境や
飛雪の影轡などから降雪量の観測自体が難しく、観測データも乏しいという現状である。物理モ
デルによって降雪イベントを再現し、降雪量を推定することは可能ではあるが、計算コストから現実的ではない。そこで、降雪イベント時の総観場から降雪量を推定し、年涵養量を見積
もる降雪鼠推定モデルの開発を進めている。しかしながら、客観解析気象デ ータとして配布されている降雪量は、昭和基地で観測されている
降雪イベントを再現できていないことがあり、降雪 デー タとして使用するには問題が残っている。
そこで、客観解析気象デ ータによる総観場（主に気圧や相対湿度）の空間パタ ー ンと、衛星観測による雲の楠造・パタ ー ンとの関係について調べ、降雪イベント時の背景となる大気の空間構造を抽出する。得られた空間構造を教師とした、機械学習によるイベント抽出を実施し、内陸旅行や昭和基地の雪尺デ ータ等を用いてイ
ベントごとの重みづけをすることで降雪塁の違いを雲構造とその背景となる大気循環場のパ
タ ー ンから推定が可能となる。

4 RESTEC

南極氷床周辺においてもAVHRR ch.4では、背の高い雲がはっきりと目視できるが、両サイドの低気圧性の雲よりも輝度が高く 、背が高い雲となって水蒸気輸送されている。
図2は、領域を陸• 海氷• 海と区分し 、 それ
ぞれ別々の閾値をもうけて雲判別を実施し、結合させた結果を示している。内陸上空に入り込んだ雲の様子が捉えられ、水蒸気輸送と関係が深い雲構造を得られた。いくつかの特定の事例から、同様な雲構造・パタ ー ンを抽出し、長期間の雲画像データから 自動検出を実施すること
で、涵養と直接関わる雲パタ ー ン検出を目指す
予定である。

200

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図I.元画像ファイル(NOAA/AVHRR ch.4, 2009年7月6日）,

手法とデー タヽ 00

今回は2009年に観測された3つの降雪イベン
トを教師とし、同様な雲検出を実施する。ここで用いる衛星観測デ ータは南極昭和基地で受信しているNOAA/AVHRRのチャンネル4(Hirasawa and Yamanouchi, 2000)で、海上にあるデータだけを対象とするため、地形デ ー
タとしてGTOP030、海氷の有無についてSSM/
Iデ ータを用いて識別を行うこととする。検出された雲のパタ ー ンと大気循環場の特徴について紹介し、検出手法について議論する。

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1800

2000

図2.1闊値を用いた雲識別結果

結果
2009年7月6日に昭和基地周辺で観測された雲（図1)は、低気圧と低気圧に挟まれたリッジが発達することで水蒸気輸送が南極域外からもたらされた典型例の 一つである。

参考文献
Hirasawa,N.. and Yamanouchi, T. (2000), NOAA AVHRR images received at
Syowa S回Uon, Anlarclca in 1997. Data of Project on AtmosphericCirculation aod Material Cycle in the Antarctic, Part I.)ARE Data Rep., 248(Meleorol. 33), 216 pp., 2000

本研究はJSPS科研費26870822の助成および惜報・システム研究機構 平成27年度融合研究シ ー ズ探索の助成金を受けたものです。

-304-

A403

Role of Weddell Sea ice variability in southern African climate
1

1

o Yushi Morioka • Francois Engelbrecht2 • Swadhin K. Behera(1 :JAMSTEC/APL, 2:CSIR/NRE)Key words: Weddell Sea ice·lnterannual variability· Atmosphere sea-ice interaction

1. Introduction
Southern A frica experiences most ofits annual
rainfall during the austral summer with its large
year-to-year variability. Previous studies reported
several oceanic climate modes affecting the rainfall
variability (e.g. ENSO; Richard et al. 2001, Indian
Ocean Subtropical Dipole; Behera and Yamagata
200 I ), but a role of sea ice variability, particularlyin the Weddell Sea, has yet to be studied. This
study aims to investigate the potential role of
Weddell Sea ice variability in southern African
climate by conducting coupled model experiments.

3. Results and Discussion
The sea ice extent in the Weddell Sea shows asignificantly negative correlation (-0.6) with theindex of the summertime southern African rainfall(Fig. I ). Based on a spatial pattern oftl1e SJC in the
Weddell Sea during Nov-Jan, we calculated theWeddell Sea ice index as area average of SIC in a
specific region (40-20° W, 70-60°S). Then, we
defined low (high) Weddell Sea ice events as years
when the normalized index exceeds -0.8 (0.8)
standard deviation.
Composite anomalies of SIC and sea levelpressure (SLP) during the development phase (Oct­Dec) of low Weddell Sea ice events show that thenegative SlC anomalies are significantly associatedwitl1 high (low) pressure anomalies to the northeast(southwest) (Fig. 2). It is found that the negative
SIC anomalies are attributed to the increased solar
radiation related to the decreased albedo and thenorthwesterly wind anomalies. The negative SIC
anomalies, in turn, contribute to an increase in

Corr=-0.6*
4 2 0 2 4 6 8― ― ― ―

2. Data and Methodology
For sea ice concentration (SIC) and sea surface
temperature (SST), a mon出ly mean dataset derived
during the satellite era (1982-2014) from NOAA
Optimum Interpolation (OJ) SST V2 is used. The
associated atmospheric variability is analyzed using
precipitation from CRU and other atmosphericvariables from ERA interim reanalysis. To performthe model experiments, we used a coupled generalcirculation model called SINTEX-F2 (Masson et al.
2012), and subsequently conducted 150-yr control(CTR) and tropical Pacific (TP) experiments. In the
TP experiment, the SST variability in the tropical
Pacific is suppressed by the model climatology oftl1e CTR experiment. Montl1ly anomalies arecalculated by subtracting monthly climatology anda linear trend from the data and model output.

surface air temperature (-1 °C). This acts todecrease meridional temperature gradient to thenorth of the SIC anomalies. This is a favorable
condition for sustaining the high pressure anomalies
there by enhancing atmospheric stability (Fig. 2).
Since studies suggest a remote influence fromENSO in the SLP anomalies of the South Atlantic,
we performed a comparison between the CTR andTP experiments. The high pressure anomalies
observed northeast of the negative STC anomalies
are simulated in the CTR experiment. Also, in the
TP experiment, the high pressure anomalies are
significantly associated with the negative SIC
anomalies. These results suggest that Weddell Sea
ice variability may contribute to SLP anomalies in
the South Atlantic besides the remote ENSO
influence, which may be important for southern
African climate.

1985

1990

1995

2000

2005

2010

Figure 1: Time series of sea ice extent in the Weddell
Sea (SIE_Wed, in I 011 kmり and the southern African
rainfall index (SARI, in IO mm month-1) during Nov-Jan.
SIC_ano OND(-1)
20S
JOS
40S
sos
60S
70S
605 60W 40W 20W O 20£ いE 60E
SLP_ano OND(-1)
20S

80S 60W 40W 20W O 2況： 姐 60E 80£ 1 OOE 120£
Figure 2: Composite anomalies of sea ice concentration(C.1. 5 %), and sea level pressure (C.1. l hPa) during
Oct-Dec of low Weddell Sea ice years. Significant
anomalies at the 90 % confidence level are shaded.

-305-

A404

新潟での里雪・山雪と偏西風蛇行パタ ー ン・山崎哲（海洋研究開発機構），本田明治（新潟大学）， 川瀬宏明（気象研究所）
1. はじめに新潟での里雪・山雪型降雪の発生と ，対流圏上層での偏西風蛇行との関係について 調査する． 新潟や日本海側での里雪・山雪発生の環境
場 に関し て は， ロ ー カル な風場との関係(Iwamoto et al. 2008 ) , 総槻場 との関係
(Akiyama 1981) , 熱帯域の大気大循環場との関係(Ueda et al. 2015)に着目した調査が 行 われてきた． それぞれ時間スケ ー ルでは，日スケ
• ー ル， 数日，1季節程度に注目して調査 が行 なわれているが，上記のどの結果においても，里雪・山雪が顕著な事例では共通して日本の上空にトラフ（寒気偏差）が現れている． 今回，先行研究では取り扱われていない10日(1旬）程度の時間スケールに注目し， 新潟での顕著な里
雪・山雪型降雪時に現れる日本上空のトラフに関係する偏西風蛇行パタ ー ンを調査し ，トラフの成因について分析した．
2. 研究方法
気象庁長期再解析JRA-55 {Kobayashi et al.
2015)と気象庁の地点気象デ ー タを用いて解析を行った． まず， 里雪・山雪の発生を地点デ ー
タから決定する．新潟での里域の代表として新潟， 新津， 長岡，下関， 津川の5地点， 山域の代表として湯沢，関山 ，津南， 十日町， 小出，守門（旧入広瀬） の 6 地点の旬積雪量デ ー タをそれぞれで積算平均する. 1980年から 2015年までの冬季(12月~2月）の全315旬デ ー タを用いて，里域と山域での それぞれの旬での降雪
平均（旬気候値） とそこからの偏差と標準偏差を計算し， 標準偏差で規格化した偏差 を求めた．
里（ 山） 域での規格化偏差が正に大きく ， かつ山（里） 域での規格化偏差が+1以下の 上位 15旬を里雪（非里雪）事例とし ， 両域で規格化偏差がともに大きい上位15旬を山雪事例として，
各 15旬をそれぞれで合成 した大気循環場についてJRA-55を用いて 調査 した．合成は，各15旬のそれぞれの旬の初日(1日，11日，21日のいずれか）から 10日平均 した偏差場について行われ た． 偏差は， 冬季35年での気候値からのずれとして日毎に 計算した．
3. 結果

合成偏差図から，里雪・山雪・非里雪事例のすべてで，日本上空に低圧偏差（トラフ） が見られた． こ れは， 移動性擾乱よりも低周波で偏西風が蛇行・南下していることを示唆する． また，対流圏上層において， 里雪ではシベリアに高圧偏差が見られ，その付近から日本上空のト
ラフに向かうRossby波束伝播， 山雪と非里雪
では中国南部を通過してトラフに向かう熱帯方面からの波束伝播が見られた．
更にトラフの成因 を調査するため，偏西風の蛇行に関係するブロッキングの発生頻度を気候値と比較した. Cheung andZhpu (2015)と同
じ方法でプロッキングを検出 し，里雪・山雪・
非里雪事例におけるブロッキングの発生頻度を調査した． その結果，里雪と非里雪事例では気候値よりも多くブロッキングが発生しており，ブロッキングの発生もトラフ形成の要因となっていた． さらに， 里雪事例では日本より西側， 非里雪事例では東側でのブロッキングが多く， トラフ生成の起源がそれぞれの事例で異なることを示した．
最後に熱帯域での対流活動 を見る と， 山雪と非里雪事例ではインドシナ半島付近での外向き長波放射(OLR)偏差が負で ，大規模な対流活動が活発であった． この対流活動が中国南部を通過するRossby波束の源となっていたようだ．
4. まとめ新潟での里雪や山雪の発生は ，旬の時間スケールにおいても日本上空のトラフと関係していることがわ かった． 更に，トラフの成因には
中高緯度・亜熱帯からのRossby波束伝播やブロッキングの発生があり， 里域と山域で降雪が顕著と なる場合でそれぞれ波源やブロッキン
グの起源が異なっていた．
参考文献
Akiyama, T., 1981: JMSJ, 59, 591-601.
Cheung, H. H. N., and W. Zhou, 2015: JC, 28,
2203-2216.
Iwamoto, K., et al. 2008: SOLA, 4, 45-48.
Kobayashi, S., et al. 2015: JMSJ, 93, 5-48.
Ueda, H., et al. 2015: Int. J. Clim., 35, 991-998.

-306-

A405

暖流域からの顕熱供給が温帯低気圧の急発達へ果たす彼割＊平田英隆・川村隆

一（九大院・理）・加藤雅也・篠田太郎（名大・宇地研）

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-307-

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ことがわかる. CNTLランと各 感度実験間の SLP差の 空
1. はじめに間分布に注目すると，各実験とも特に後屈前線付近で急速に発達する温帯低気圧（爆弾低気圧） の発生頻SLP差が明瞭となる（図略）．また，各実験間の低気圧
度は西岸境界流域に集中する傾向にあり，その 一 因との発達度合の違いに対応して，後屈前線付近の潜熱加して暖流から低気圧システムヘの潜熱・顕熱供給の働きが指摘されている(Reed et al. 1993ほか） . Hirata
熱の生成がCNTLランで最大で，NLSHFランで最小であった（図略）．したがって，各実験の後屈前線付近の潜et al. (2015)は，2013年1月中旬に急速に発達した親迦熱の差が，各 実験の低気圧の強度の差異をもたら
南岸 低気圧に注目し，この急発達に対して黒潮・黒潮したと考えられる．また， 暖流からの顕熱供給も後屈続流域からの潜熱供給（水蒸気供給） がどのように影前線付近の潜熱加熱の生成を強化する働きがある．
響を与えたのか調査した．具体的な過程は以下の通り
どのように暖流からの顕熱供給が後屈前線付近のである，低気圧北象限に位置するcold conveyor belt
潜熱加熱へ影響を及ぼすのか理解するために，各ラン(CCB)が 暖流域に重なる際に， 暖流から乾燥空気を伴の後屈前線風上側の下層大気の対流不安定度を調べうCCBへ多量の水蒸気供給が生じる．さらに CCBによた（図2 ). CNTLランでは，CCBに沿って対流不安定なって輸送された水蒸気 は後屈前線付近で潜熱を解放
成層状態が現れる．これは，CCB に伴う乾燥かつ寒冷することで低気圧の急発達を促し，CCB をさらに強めな空気塊が暖流からの多量の潜熱・顕熱供給によってる．彼らは，このようなCCBを介した 潜熱加熱の正の強い変質を受けた結果である．一方，NSHFランでは下フィ ー ドバック過程が 暖流域における温帯低気圧の部境界層で中立状態，NLHFランと NLSHFランでは安定急発達に寄与していることを指摘した．
Hirata et al. (2015)では主に黒潮・黒潮続流域
な成層状態になっている．．このことから，暖流からの顕熱供給は CCBを介して後屈前線へ流入する空気塊をからの潜熱供給の効果に注目したが，低気圧発達期に変質させ，後屈前線付近の対流不安定化をもたらし，は暖流から CCBへの顕熱供給も顕在化する．彼らのフ潜熱加熱の生成を促す役割があると考えられる．
ィ ー ドバック仮説では顕熱供給の効果は言及されて
4. まとめいないが，顕熱供給は後屈前線近傍の大気安定度を低下させることによって，上述の正のフィ ー ドバックを
暖流からの顕熱供給は後屈前線付近の境界層内の強めるセンスに働くかもしれない．そこで，本研究の対流不安定を強化することで潜熱加熱の生成を促進
目的は，暖流からの顕熱供給が Hirata et al. (2015)
し，温帯低気圧の急発達に寄与する．この顕熱供給のが提案した CCBを介した潜熱加熱のフィ ー ドバックプ
効果はHirata et al. (2015)が提案した潜熱加熱のロセスを強化するのかどうかという視点から，顕熱供
正のフィ ー ドバックを強めるセンスにあるといえる．
給が低気圧発達へ果たす役割について明らかにする 今後，フィ ー ドバック過程の定量的な検証及び他の事ことである．
例に対する調査を実施する予定である．
2. 使用モデルの諷定
参考文献
本研究では，領域雲解像モデル CReSS (Tsuboki and(2015), Mon. lfea. Nev. , 143, 4126Sakakibara 2007)を用いて暖流からの潜熱・顕熱供給
図1. 各感度実験
を除く感度実験を実施することで，暖流からの熱供給とCNTLランとのが低気圧発達へ与える影響について評価する．今回，低気圧中心気圧焦点を当てた事例は，Hirata et al. (2015)と同様のの差の時系列．差は感度実験から2013年1月中旬に発生した爆弾低気圧である．モデル
CNTL ランを引く
ドメインは 110 °E-179. 3°E, 12 °N-60 °N, 水平解像度はことで定義している．口，△，X
緯度0 0. 5° X経度 0 0. 5° , 鉛直層数は45層である．大が記されている一気の初期値・境界値には気象庁の全球数値予報モデル
線が，それぞれー
GPVを用いた．海面水温デ タにはJAMSTEC 提供の
NLHFラン， NSHF
ラン，NLSHFランJCOPE2 (Miyazawa et al. 2009) を使用した．計算期とCNTLランとの間は2013年1月13日06UTC-16日06UTC である．上差を示す．
記の実験設定の 下で，コ ントロ ー ル実験(CNTLラン），
黒潮・黒潮続流域からの潜熱フラックスを除いた実験
図2. 最も低気圧が急発達した時(NLHFラン），顕熱フラックスを除いた実験 (NSHFラ
刻(14日15UTC)ン），潜熱・顕熱フラックスを除いた実験(NLSHFラン）
における後屈前線風上側の大気の4種類の数値実験を行った．
の相当温位の鉛3. 暖流からの顕璽呻と低銀圧斃達
直プロファイル．
CNTLランと3つの感度実験でシミュレ ー トされた低
o. ロ，△，Xが記されている線
気圧の中心気圧の時間発展を比較する（図1 ). C NTLラが ． それ ぞ れンと比較して NLHFランでは 13 hPa , NSHFランでは4叩L ラン. NI.HF
フン，NSHFラン．
hPa , NLSHFランでは16hPa程度，中心気圧の低下が抑NLSHFランの代制された．潜熱供給に対する感度よりも小さいもの の，
表地点のプロフ
ァイルを示す．
顕熱供給が低気圧発達へ与える影響も無視できない

A406

MJOの位相が南岸低気圧に与える影響＊佐藤尚毅（東京学芸大学/JAMSTEC), 城岡竜 一 {JAMSTEC)
1はじめにる時には，太平洋域で活発であるにもかかわらず，東部

東アジア域では，真冬には低気圧活動は抑制され，む
しろ晩冬から早春にかけて活発になる傾向がある．本
州南岸を発達しながら通過する南岸低気圧は，普段は降雪の少ない太平洋側の地域に大雪をもたらすことがあり，防災上も重要である．一般に温帯低気圧が発達いることがわかる（図3). 位相5における東南アジア
からの水蒸気供給の増加は，低気圧発生時以外にはみられない（図は省略）．低気圧通過時の温度偏差の分布にもMJOの位相による差異が見られ（図は省略），雨と雪の違いにもMJOが影響している可能性がある．
4するためには南北温度勾配が本質的に重要であり，まインド洋から東南アジアを通って水蒸気が供給されてFMA

3た多量の降水をもたらすためには水蒸気の供給も必要であろう．比較的低緯度でみられる南岸低気圧の発生，発達には， 熱帯，亜熱帯域からの暖湿な空気の供給が重要な役割を果している可能性が考えられる．本研究では，北半球冬季に赤道域で卓越するMJOの位相と，南岸低気圧との関係を解析する．

2MJOの位相と南岸低気圧
はじめに，九州大学の爆弾低気圧情報デ ー タベースを用いて，急速に発達した南岸低気圧の事例を抽出した．爆弾低気圧の事例の中から，日本の南海上で急発達したものを選んだ． 解析期間は1997~2014年の2~4月とした．一方で，Wheeler and Hendon (20 04)を参考にしながら，日別のOLRデー タを用いてMJOの位相を同定した．図1 に南岸低気圧が発生した時のMJOの位相を示す．インド洋で対流が活発になっている位
相2と3のときに南岸低気圧が多く発達していることぐがわかる．また，それとは別に，海洋大陸から西太平洋にかけての領域で対流が活発になっている位相5のときにも，南岸低気圧の発生が多い． 位相2と3での南岸低気圧の発生は冬の前半である11 ~1月にもみられるが，位相5での南岸低気圧の発生はこの時期に特有である（図は省略）．

3南岸低気圧発生前の熱力学場の特徴
それぞれの位相における南岸低気圧発生の前5日間の熱力学場を調べた．ここでは，JRA25再解析デ ー タを用いて，比湿と水蒸気フラックスの偏差を解析した．
位相2,3で南岸低気圧が発生する時には，熱帯の対流
活動はインド洋で活発であるが，日本の南東の太平洋域からの水蒸気の供給が増えていることがわかる（図2). 赤道太平洋域での対流不活溌域にともなう下層の
高気圧性循環の 一 部が水蒸気の供給に奇与しているよ
うにみえる．低気圧発生時以外でも同様の傾向がみられる（図は省略）．一方，位相5で南岸低気圧が発生す

-308-

図3

図2と同じ，ただし，位相5.

B401

ひまわり 8 号 2.5 分観測値を用いた日射量及び太陽光発電出力の準リアルタイム解析及び短時間予測手法の開発
竹中栄晶1、中島映至1、中島孝2、日暮明子3、橋本真喜子1、石崇1、鈴木健太郎4、樋口篤志5
1.宇宙航空研究開発機構地球観測研究センター
2東海大学情報技術センター ，東海大学宇宙情報センター
3 . 国立環境研究所
4東京大学大気海洋研究所
5. 千葉大学環境リモ ー トセンシング研究センター
研究背景
地球は太陽放射を受けて温まる 一 方 で、その温度に伴う地球放射によってエネルギ ー を宇宙に放出している。地球の気候はこれらの放射エネルギ ー の収
支の変化に大きく影聘される。太陽放射は地球大気の気象現象に対する唯 一 のエネルギ ー 源である。雲は太陽放射を反射し地球を冷却する効果と、地球放射を吸収再放射することで地球を保湿する効果を併せ持っている。しかしながら、雲は地表面の蒸発散や降水など地球大気系の他要素と複雑なフィ ー ドバック
結合によって関連付けられるため、雲の気候に対する効果の定量的な評価は難しいものとなっている。
従って、地球の気候をより良く理解するためには雲やエアロゾJレの放射収支に対する効果を定量的に評価することが重要である。また、近年では気候変動に関する課題として再生可能エネルギ ー の積極的導入が検討されている。再生可能エネルギーとしての太陽放射エネルギ ー の利用には太陽光発電や太陽熱利用が挙げられるが、これらを電力等のエネルギ ー 源として利用するためには高精度な太陽放射エネルギ ーの
現況把握技術と予測技術の開発が不可欠である。本
研究では静止衛星ひまわり8号観測デー タに基づく
日射贔の準リアルタイム解析及び太陽光発電出力のリアルタイム・モニタリングの実施と短時間予測技術の開発を行う。
ひまわり8号観測デー タの精度
ひまわり8号は2014年10月7日に打ち上げられ20
15年7月7日より運用を開始した静止衛星である。可視から赤外まで16のチャンネルを持ち、ひまわり7号
までのセンサに比べて観測性能は飛躍的に向上した。
特に時間解像度は飛躍的に向上し日本領域では2.5分毎の観測が可能となった。これにより時々刻々と変化する雲やエアロゾルの時空間的な解析が可能となる。日射量の解析において最も重要な要素は大気要素の光学的特性の物理量を麻精度に得ることであるが、同様に物理量の時空間的な位置情報は重要な情報となる。雲は刻々と変化することで太陽放射を遮るが、雲の正確な緯度経度情報が得られなければ高精度な日射量を得ることは出来ない。本研究ではひまわり8号観測デー タから雲の光学特性準リアルタ
イム解析にて得るが、その際に位相限定相関法によるデ ー タの位置情報の高精度な補正も行っている
図1に位置誤差補正における統計値を示す。南北方
向の誤差は非常に小さいが、東西方向の誤差は大き°く、500m解像度のチャンネルにおいて最大4ヒ クセルを記録している。また、時間方向には午前から午後にかけて誤差は拡大傾向を示していることが分かる。
元データには大きな誤差が含まれるが、本解析ではこれら誤差は補正 されている。

わ"""°"'_••(�-曇i
図1.ひまわり8号観測デー タの位置誤差統計値。右：南北方向の最大値、左：東西方向の最大値。
2.5分時間解像度日射量解析
本研究はひまわり7号までに適用されてきたアルゴリ
ズムを拡張することで、ひまわり8号観測データから雲の光学特性を推定し10分毎に東アジア域、及び西オ
セアニア領域を含む広域の日射量プロダクト(4x4km解像度）と日本領域の日射量プロダクト(lxlkm)の解析を実行してきた。今回は新たに2.5分時間解像度のデータを用いて日射量の推定を行った（図2)。このときデー タ単位の位置精度の補正も準リアルタイム
にて実行されている。処理時間は約14 0秒である。また、同様に2.5分ごとに太陽光発電量の推定も行う。
本発表では2.5分時間解像度の日射量解析の結果を報告し、加えて新しい短時間予測スキ ー ムの開発について解説する。

kW/PV

図2.ひまわり8号衛星観測デー タに基づく太陽光発
電出力の解析例。準リアルタイムにて 2.5分毎の日
射量解析を実行し、PVパネルの種別とインバ ー タ効率を考慮して太陽光発電の出力を推定する。また、このとき「ひまわり8号」の元デー タに含まれる位置情報の誤差は各観測単位で補正処理が実行される。

-309-

B叩2

雲エアロゾル相互作用の港湾•海岸地域における特性について1•関口美保 、藤野祥太＼鈴木将人＼中島孝 2ヽ、 永尾隆(1: 東京海洋大学、2: 東海大学、3: JAXA/EORC)

3

衛星によるリモ ー トセンシングは エ アロゾル

度が257K以上の水雲を対象に解析を行った。
鉛直積算 エアロゾル数密度はMODISエアロゾ

や雲の全球分布を得られる唯 一 の観測手法であり、 雲 エアロゾル相互作用の研究の使用に適している。衛星観測で得られた エアロゾルと雲の微物

2010] の エアロゾル光学的厚さ、 大粒子と小粒子の比率、 エアロゾルの種類などを用いて導出した。

1. はじめに理パラメ ー タの統計的な関係を調べ、 エ アロゾルと雲の相互作用を推定する研究が多くなされている。 エアロゾル数密度と雲の有効粒径との間には負の相関[e.g.,Nakajima et al.,2001]が、雲粒数密度との間には正の相関[
e.g.,Quass et al.,2006]があり、 アルベド効果が現れていると推測される。 また、 鉛直積算雲水量との間に正の相関がみられ、寿命効果が 現れているのではないかと推測される。

さら に 、 雲量と の間にも正 の 相 関 [e.g.,

Sekiguchi et al.,200 3]があることが示されている。
先行研究［関口ら、 気象学会2014年春季大会］
では、 衛星デ ー タを用いた相関に付随する問題点を克服する手法を考案し、 エアロゾル数密度と雲微物理量の相関関係を調べることで手法の有効性を確認した。 先行研究は主に海上の傾向について議論を行ったが、 本研究では、 同様の手法を用いて、 港湾地域、 海岸地域における エアロゾル数
密度と雲微物理量の相関関係について議論する。

2. 使用データと解析手法

本研究では、 長期間安定した観測が続けられているアメリカ航空宇宙局(NationalAeronauticsandSpaceAdministration,NASA)の地球観測衛星Terraに搭載さ れ ているセンサMODIS (Moderate-resolution ImagingSpectroradiometer)によって観測されたデータを用いる。 ． 解析期間は200 1年1月から2010年12月までとした。
雲物理量は、 MODISにより観測された放射輝度デ ー タを元にNakajimaand Nakajima(1995)およびNakajima et al.(2010 ) が開発した雲解析アルゴリズム CAPCOM (ComprehensivAnalysiseProgram forCloud OpticalMeasurement)によってルプロダクトMOD04

level2 [Levy et al., 2009 ,解析地点は港湾地域と海岸地域を3点ずつ選択し、375km四方、3ヶ月間、10年分集めて相関を取った。

3. 港湾地域、 海岸地域における特性
先行研究の海上の特性として、 エ アロゾル数密9

度が10 より少ない範囲で、 エアロゾルと雲の有効粒径は負の強い相関が、 光学的厚さとは正の強い相関が見られ、．どちらも間接効果が現れていると考えられる。

エアロゾル数密度が10

9

より多い

範囲では少ない範囲と逆の相関が現れるケ ー スがみられた。
ェアロゾル数密度と雲粒有効半径の相関について、 海岸地域では、 夏期 には海上と同じ負の相関、 冬期には海上とは逆の正の相関が見られた。
また、 港湾地域では夏期、冬期ともに海上とは逆の正の相関が見られた。 さらに、 先行研究では エ
9

アロゾル数が10 付近で傾きが負から正へ相関の傾向が逆転する現象が見られたが、 港湾地域ではェアロゾル数が10 10 付近で正から負へ相関の傾向が逆転するケ ー スが見られた。
エアロゾル数密度と雲の光学的厚さの相関について、 海岸地域では、 夏季、 冬季ともに海上と同じ正の相関が見られた。 また、 港湾地域では、
夏季には海上と同じ正の相関；冬季には海上とは逆の負の相関が見られた。 さらに、 雲粒有効半径ほど特徴的ではないが、 エアロゾル数密度が大きいところで逆転するケ ー スも見られた。
このように、 海上、 海岸、 港湾地域によって傾向の違いが明らかになった。 原因としては エアロ
ゾルの組成や陸地の影響が挙げられる。 発表では
AHiの解析デ ー タを用いた結果も示す予定である。

＇導出されたものを使用した。 本研究では、 雲頂温

-310-

B403

多視野角・多重散乱偏光ライダーによる粒子タイプ識別手法の開発
1

1

藤川雅大 , 岡本創＼佐藤可織 , 西澤智明叫杉本伸夫

2,

神慶孝り工藤玲3

1. 九州大学応用力学研究所、 2. 国立環境研究所、 3. 気象研究所

1.

筒を全て真上に向けた観測を実施し、 それぞれのチャンネルの感度を合わせる事で相対校正を実施した。
まず エ アロゾルの検出は、 観測船「みらい」による先行研究 (Okamoto et.al 2007) により算出された後方散乱係数の閾値を下回り、 かつラジオゾ
ンデ観測から推定された気体分子よりも大きい後方散乱係数の値であるものを取り出した。
次に エ アロゾル以外の領域において、 真上のチ
ャンネルの偏光解消度を引いたものを多重散乱の寄与として評価した。 ここでは多重散乱の寄与の大きさが大きいものを雲粒子、 小さいものを降水領域とした。

はじめに光の波長域のレ ー ザ ー を用いたライダ ー による雲の観測は、 光学的に薄い粒子や小さい粒子に対して感度が高く、 非常に有効な観測手段である。
しかし、 地上観測においては衛星に比べて同じ視野角でもフットプリントが小さく、 多重散乱の影
響を強く受けた信号を取得できないため、 光学的厚さは最大で3程度にとどまるとされる。 この問
題を克服するためには、 より広い視野角での観測が求められる。 これまでに広視野角の多重散乱ラ
イダー の開発が行われてきた (Davis 2008 など）。
しかし、 雲の相識別や微物理特性抽出に有効である偏光解消度の情報を取得することができないという課題があった。
本研究に用いられる多視野角多重散乱偏光ライ
ダー (MFMSPL) は、 lOmrad の視野角を持つ鏡筒
を平行と垂直成分用の 2 本を、lOmrad ずつ傾けて合計 8 チャンネルでの独立した観測を行っている。
こ の よ うに 多 視 野 角 に す る 事 で総視 野 角 が40mrad で、減衰後方散乱と偏光解消度の同時取得
を地上観測において実現した。 これらの 8 チャン
ネルの情報を利用して、 雨粒子、 雲粒子、 エ アロ
ゾJレを識別する アルゴリズムの開発を行った。

3. 結果と展望
解析例として、 2015 年 10 月 1 日に Ch.I によって得られた減衰後方散乱係数の時間商度断面の結果を示す（図1左）。 期間前半には エ アロゾルが高度 1km 付近まで分布している事がわかる。 次に、雲と降水の識別結果を図 2 に示す。 下層の水雲が高度 1km から 1.5km に分布し、期間前半では降水を伴っていない事、後半の期間で降水が高度 200m付近で検出されている事がわかる。
今後は、 粒子識別結果を検証するために雲レ ー
ダとの同時観測デ ー タの解析を実施し、 また水粒
子と氷粒子の識別も行うアルゴリズムの開発を実施する予定である。
謝辞：本研究は科学研究費補助金基盤研究(A)'25247078 の助成を受けたものです。
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2. タイプ識別の手法の開発と解析事例
MFMSPL は国立環境研究所にて 2014 年 6 月 7日より連続観測を開始している。 校正は2段階で実施し、 絶対校正に同研究所のミ ー 散乱ライダーと MFMSPL の真上向きの平行成分用のチャンネ
ル(Chl) の晴天域のデータを用いた。 次に全ての鏡

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(左） 2015 年 10 月 1 日に MFMSPL のチャンネル 1 によって取得された

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後方散乱係数の時間高度断面固。（右）エアロゾル領域。

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図2. (左）雲識別結果、（右）降水識別結果。

-311-

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図 1.

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B404

衛星・地上型アクティブセンサの複合利用によるニ ー オ ー ルスンの雲特性の解析＊太田晃平，

岡本創，

佐藤可織（九大応力研），鷹野敏明（千葉大），塩原匡貴（極地研），

矢吹正教はC:k)
1. はじめに北極域の海氷面積は年々変動が有ることがマイ
クロ波放射計の観測からも把握されている。海氷の消長に雲も放射過程を通じて重要な役割を果たしていると考えられている。しかし雲の果たす役割に関しては未だ解明されておらず、課題の 一つとなっている。北極域においては従来衛星搭載のバッシブセ
ンサを用いた観測が広く利用されてきた。海氷面と雲の区別が困難である、鉛直方向に雲の出現頻度を解像する事が困難である等の課題も存在していた。
一方で極軌道衛星にはCloudSatとCALIPSO衛星にアクティブセンサを搭載した観測が2006年より開始された。 雲の放射効果に言及するためには、雲の相に分けた微物理特性が必要となるが、それには原理的にアクティブセンサが適していると考えられる。しかし衛星観測では雲底付近の雲検出は不確定性も存在すると考えられる。また 一 定時刻での観測
デー タしか得られないため日変化が得られないという課題も存在する。
GRENE北極気候変動事業において、 ニー オルス
ンに地上設置型の雲レ ー ダとマイクロバルスライダの雲同時観測が2013年より行われている。本研究ではCloudSatとCALIPSO衛星と地上設置型アクティブセンサによって得られたデ ー タを複合利用することにより、雲特性の解析を行う。

ニ ー オー ルスン上空の解析期間24ヶ月間にCloudSat雲レー ダとCALIPSOライダでそれぞれ検出された雲の出現頻度分布を求めた（図l)。
CloudSat雲レー ダでは高度9.2km以下で雲が検出され、高度約1.4kmで雲検出頻度が最大の40%となっていた。高度4kmから6kmでは20%、それより高い高度では徐々に高度とともに雲出現頻度は減少していく事がわかる。
CALIPSOライダでは、同じ期間で最大の雲出現
頻度がs:icm付近で得られその値は13%程度であった。この高度ではCALIPSOライダの方がCloudSat
雲レー ダより2倍程度大きい値を示していたが、これはライダが薄い氷雲に高い感度を持っためである。
高度8kmから4kmまでは雲出現頻度は減少していくが、それから増加し、下層の高度1km付近で極大を示していた。次にCloudSat雲レー ダによって検出された雲と降水のレ ー ダ反射因子の平均値の高度分布を図2に示す。高度4km以下では·lOdBZ以上、高度3 km以下ではOdBZ以上と非常に大きな値．．
を示しており大粒子の存在を示唆している。
衛星によって得られた雲物理特性と地上アクティ
プセンサによる解析結果の比較結果についても発表する予定である。

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解析手法
極軌道衛星のうち、CloudSat衛星は94GHz雲レーダを搭載し、雲からのレー ダ反射因子の観測を行っている。CALIPSO衛星に搭載されたCALIOPセ
ンサー は、波長532nmと1064nmにおげる減衰後方散乱係数と、波長532nmにおける偏光解消度の観測を行っている。CloudSatの雲レー ダと
CALIPSOライダから分解能を水平方向に1.1km、鉛直方向に240mに合わせた統合プロダクトを作成した。これに対して雲マスクを適用し雲検出を行った[Kyushu University cloud Mask; KU-Maskプロ
ダクトHHagihara et al.,2010]。今回2013年1月から2014年12月までの24ヶ月にニ ー オー ルスンの地上観測サイトから距離が10km以内の領域に入ったCloudSatとCALIPSOのデ ー タとして64レコー
ドのデー タを抽出し、地上デー タとの比較解析用に利用した。
3. 解析結果
CloudSat雲レー ダは減衰の影響が少ないので、地上のクラッタ ー の影響が避けられる下層の1km付近までの雲と降水の情報が得られる。CALIPSO
ライダは、光学的に薄い氷雲や下層の水雲に関して
は雲 レ ー ダよりも感度が高いと考えられるが 、上層の雲の存在によって下層に行くほど減衰の影響を強く受けやすい。

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図1 2013年から2014年のCloudSatとCALIPSOの軌道がニ ー オ ー ルスンから10km. 以内の距離にある時の雲出現頻度頻度分布。

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図 2.

図1と同様だがレ ー ダ反射因子。

謝辞：本研究はJSPS科研費25247078, 15Kl 7762, 文部科学省GRENE北極気候変動研究事業の助成を受けたもの
です。

-312-

8405
衛星搭載アクティブセンサを用いた北極域の雲特性解析＊

佐藤可織 、岡本創、太田晃平 （九大応力研）、浮田甚郎（新潟大）

1. はじめに
現在、地上における雲レ ー ダやライダから雲の微物理特性やその生成要因の一 つである雲内鉛直流の解析が可能であり[Sato et al., 2009]、
同様のセンサや機構を搭載する衛星を複合的に用いた全球デ ー タからも、雲の生成メカニズム
やその放射特性の理解に向けた研究が行われてきている。
北極域では、雲粒子の生成メカニズムを理解する事を目的とした例として、CloudSat衛星搭
載の雲レ ー ダ、CALIPSO衛星搭載の2波長偏光
ライダCALIOP、 AQUA衛星搭載のAIRSセンサ
及び、AMSR-Eセンサを複合的に解析した先行研究から、雲の相毎の雲量と水蒸気量や海氷面積との関係が調べられている［岡本他、 日本気象学会春期大会2015]。 そこでは、下層、中層、上層別に見た雲量と海氷面積の季節変動の大まかな特徴として、夏季前半に下層雲の減少に対応する領域で海氷が減少し、夏季後半に海氷の溶けた領域と対応して下層の水雲が増加してくる
こと、冬季は氷雲と海氷の対応が良く、 AQUA
衛星/AIRSセンサの解析から氷雲出現領域と水蒸気量に良い対応関係があること等がわかっている［岡本他、2016]。 また、下層雲の放射効果の見積もりに必要な微物理特性を抽出するために、ライダの多重散乱効果を考慮したモンテカ
ルロベ ースの解析手法[Sato et al., 2016]や、それを改良した準解析的 手法の開発を行ってきた。
本研究では先行研究で行われた解析を進め、衛
星デ ー タを用いた解析からこれまで詳細に行われていない北極域の雲微物理特性と海氷密接度
等とを関連付けた研究を行うことを目的とする。

課題であったライダ光の減衰領域における雲検出を改善し た も の を用い た 。 相識別手 法は[Yoshida et al., 2010]を用いた。 また、氷雲の微物理特性に関しては既に開発済み[Okamotoel al., 2010, Sato and Okamoto, 2011]のものを使用し、水雲に対しては、新たに衛星搭載ラ
イダの後方散乱係数や偏光解消度における多重散乱成分の微物理抽出精度に対する影響を考慮した手法[Sato et al., 2016]を利用する。
図は、海氷面積が減少している 9 月から11月の3ヶ月平均の高度1km付近の雲呈の2007年と2008年の比較を示す。 両年ともAMSR-Eから海氷が溶けた領域で下層雲が卓越し、雲粒子タ
イプでは過冷却水滴の寄与が他のタイプよりも大きかった。2007年から2010年までの期間では、海氷が最小となった2007年に過冷却水滴の雲量が最大となった。
さらに、海氷の消長における雲の放射効果の解析に必要な雲全域の微物理特性の解析を行い、海氷との対応関係に関しても発表する予定である。

2. 解析 手法と結果
2006年から2010年のCloudSat/CALIPSO衛星観測デ ー タを解析して得られた詳細な高度毎の雲粒子特性と、AMSR-Eの海氷面積デ ー タとを あ わせた 解 析 を 行 っ た 。 CloudSat及 び
CALIPSOデ ー タ解析手法としては、開発された
雲マスク[Hagihara et al., 2010]を基に改良し、

図高度 1 km付近における左） 2007年及び、右）2008年9月~11月平均の雲量_,,,,.,._
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謝辞：本研究はJSPS科研費25247078、15Kl7762
及び、 文部科学省GRENE北極気候変動研究事業の助成を受けたものです。

-313-

B406
CloudSat-CALIPSO-AIRSの複合利用による
氷粒子微物理特性の形成メカニズムの全球解析•岡本創，

佐藤可織（九大応力研），石元裕史（気象研）

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2. アルゴリズムと解析結果
CloudSatと CALI PSOデ ータを用いて， 雲域検出のために雲マスクアルゴリズム(Kyushu University
cloud Mas k: KU-Mask)[Hagiharaetal., 2010] を適用し ， 氷雲の検出には、 雲粒子タイプ識別アルゴ
リズム( KU-Type)[Yohs idaetal., 2010]を適用
した レ ー ダ反射因子、 ライダ後方散乱係数、 そして偏光解消度を用いて、氷水 量 等の氷雲微物理特性(KU-Micro)を解析した[Okamoteo t al. , 2010]. 上の3つのプロダクトの水平解像度は約1 1 .km,鉛直
分解能は約 240 mである ．
AIRSの解析には，Ishi moto[2009]のアルゴリズムを用いる ． 従来のAIRSの水蒸気拭プロダクトの水平
解像度が 45km程度であるのに対し ， この手法では13.5km程度 と小さく ， そのため AIRS の標準プロダ
クトより現実に近い過飽和度値を推定できる ． まず
CloudSat/CALlPSO によって解析された氷雲の近傍の水蒸気屈(Pms)をAIRSの解析から求めたものを利用した［田中修士論文］． 次に 、 p AIRSと氷雲内で氷粒子が生成された時点の水蒸気量(p CR)との差

が氷雲の氷水品に相当する と考え、p CR を推定した ．
これ と温度を元に過飽和度を氷雲内の過飽和度RHcRとした
全球解析の期間は 2009 年の 6-8 月の 3 ヶ月間(2009]JA)と 02 08年1 2月から 2009年 月
2の3ヶ月間(2009D]F)である ． 図で氷水堡と p CRはいずれも全層平均 値を示している]JAでは氷水温は北半球で大きく、南半球を除く と陸上で大きい傾向がある（上図） • p Cいま中央アジア、 束アジア、北米と南米の西岸付近、南極で120%を超える値を示している ．
これらの値の季節変動も大きく、DJFでは氷水誠は南半球で大きく、全球的に海上で大きくなっていた
p CRは、 北半球陸域でより大きな値 となっていた．
これらの地域特性 と、 p CRと温度の関係から地域特性の違いは氷晶核の種類によって説明可能である
可能性がある

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I. はじめに雲の微物理特性の形成には ， 水蒸気と鉛直流等の結果としての過飽和度やエアロゾルの種類が関与している[Sakaietal., 2014]. 氷雲の過飽和度は、
航空機親測 [Jensen 0
2 00]や気球を用いた観測によるものがあるが、全球で氷粒子の微物理特性 と過飽和度を同時に解析した例はこれまでなかった
2006年4月に打ち上げら れた雲レ ー ダを搭載した
CloudSat衛星 と ， 波
2
長偏光ライダ CALIOPを搭載した CALIPSO 衛星を同時に利用することで ， 氷粒子の微物理特性を高精度で解析可能 となる[Okamoro
et la ., 2010, Sato and Okamoto 20ll].ま たCloudSat等 と同じ軌道上を周回するAQUA衛星には、
赤外サウンダである AIRSセンサが搭載されている．
2 09]の手法を適用する事
AlRSデ ータにlshimoto[0で、 従来の標準プロダクト と比較して高解像度で、晴天域のみならず下 層雲の上の相対湿度も解析可能になった[I hs imoto 2009].これまでの事例解析か
ら、AIRSによる氷過飽和の領域 とCloudSat/CALIPSO
による氷雲の領域は良い対応を示す事がわかって
2 14]. 今回、 氷水藷と水いる[Ishi motoet al., 0
蒸気量のプロダクトを複合利用することで ， 雲内部の過飽和度を推定し、氷粒子の生成メカニズムの全球解析を行った一叶

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上図 200hPaから600hPaに存在する氷雲の平均的な氷水歴の水平分布 ．
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下図 上函と同じだが、CloudSat/CALIPSO A
同時利用から推定された氷雲内の氷過飽和度．
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謝辞：本研究 は科研挫254
助成を受けたものです ．

-314-

基盤研究(A)のB407
グリ ーンランド氷床の衛星抽出雪氷物理量に対する雲検知アルゴリズムとMODIS感度経年変化の影響
青木輝夫・谷川朋範・庭野匡思・石元裕史・増田 一 彦（気象研究所）， 堀雅裕(JAXAJEORC) , 島田利元（千葉大学），Knut Stamnes, WeiL i, NanChen(スティ ー プンス工科大学）

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結果と考察

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Jun. JulMonth
図l グリー ンランド氷床上でTerra / MODIS デ ー タ°から抽出した 2000年4-9月の高度別月平均晴天ヒ ク
セル数。 (a) MODlSC5 &SKI アルゴリズム、 (b)MODISC6&CN Iアルゴリズムによる結果。
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年の高度別月平均睛天ヒ クセル数を図1に示す。総°ヒ クセル数に大きな違いはないが、全体的に cs&
SKI ( 図l a) がやや少ない。月別、 高度別に見ると4月と8-9月の標高3,000m 以上でC5&SKI の方がやや少ない。cs とC6デ ー タの違いは主に可視域から短波長赤外域の短波側で顕著なため、 図l の違い
は主に雲検知アルゴリズムの違いと判断される。抽出画像を確認すると、4月の標高 3 ,000m 以上の領域
で晴天域が全くない場所が広く認められたことか
ら SKI にはある条件で晴天域を過小評価する傾向がある。次に表恩積雪粒径を抽出し、2000年以降の経年トレンドの違いを示したのが 図2 である。図2bで 7月と8月の値が増加し、 6月はやや小さくなった。気温が高い時期ほど稼雪粒径の増加率が高いことは、 粒径は気温に敏感であるという物理的解釈と整合する。6-8月には 2000年以外でも雲検知精度がSKJ とCNIで大きく違わないことから、この結果は
主に cs とC6の違いによるものと思われる。

参考文献
青木ほか，2015: 気象学会 2015年春季大会，Al64.
Box et al., 2012: TC, 6,821-83 9.
Chen et al., 2014: JGR , 119, doi:I0.1002/ 2014.JD0220l7.
Polashenski et al., 2015: GRL, 42, doi:10.1002/
2015GL0659l2.
Stamnes et al., 2007:RSE, 111, 274-29 0.
0
1
8

はじめに
近年のグリー ンランド氷床の顕著な融解と氷床
表面アルベドの低下が衛星観測から指摘されている(Box et al., 2012) 。その原因として我々は衛品リ
モ ー トセンシングによって、租雷粒径、不純物濃度、
裸氷面栢、 暗色域の変化を抽出し、 涵養域では梢雪
粒径の増加が主要因、 消耗域では裸氷面栢と暗色域の拡大が主要因であることを指摘した（青木ほか，
2015) 。しかし、 アルベド及び雪氷物理量抽出に用いられたMODISCSデ ー タにはセンサ ー の経年劣化の影響が大きいことが判明し (Polashenski et al.,2015) 、 その補正を施した C6デー タによる検証が必要となった。本研究では cs とC6の比較と共に、雲検知アルゴリズムの影署について謙論する。
リトリー バル・ ア ルゴリズム
本研究で対象とする雪氷物理星は深度の異なる2種類の穂雪粒径とすす相当不純物濃度である。アル
ゴリズムには太陽ー衛星間幾何学条件の関数として変化する双方向反射率関数を利用したJレックアッ
プテ ー ブル法を用いた。 雲検知は旧アルゴリズムでは主に波長JOµmの窓領域の2波長と波長3.7µmの輝度温度を用いた方法(SKI 雲検知アルゴリズ ム，
Stamnes et al., 2007) と、 GCOM-CS/ GLJ用に新規開発された波長1.6と2.2µmの反射率を用いたdynamic
t hreshol d法(CNI雲検知アJレゴリズム，Chen et al.,2014) の違いを調べた。なお、 ここで示す表屈禎雪
粒径は波長l.24µmの反射率から求めた。

(a) Greenland

2000-2014
As1 (h >0 m)
CS & SKl(b)

G『eenland

2000-2014
Rs1 (h>Om)
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May

Jun. Jul Aug Sep
Month
図2 月別表層禎雪粒径の経年トレンド。(a)と( b)の衛星デ ー タと雲検知アルゴリズムは図1と同じ。

-315-

Apr.

B408

分光型日射計による精密放射観測装置の開発
1＇

2＊山崎明宏 , 石田春磨＼ 工藤玲 ， 内山明博 , 居島修＼高野松美
1
気象研究所， 2国立環境研究所，3高層気象台

特性係数が 1. 056~1. 061であった。
精度の良い分光日射測定を継続して行えるようにするためには特性の把握に加え校正法を開発する必要があり、Langley法と光源（ランプまたは積分球）
を用いた方法を併用し安定で継続性のある方法の確立を目指している。Langley 法を使った検定は、分光型全天日射計を直達日射計と同等な構造にするコ
リメ ー ションチュ ー プを取り付け、太陽追尾装置に載せることで分光直達日射観測をNOAAマウナロア観測所で実施し検定デ ー タを取得した。MS-711についての Langley法による検定定数Yoと検定定数のバラッキを図に示す。MS-711の感度が低い波長と水蒸気の吸収帯以外についてはバラッキが小さく0.5%程度以内で検定定数が決定されている。PGP-200NIR2での Langley法で決定した検定定数に対する NIST
ランプとJAXAの積分球で決定した検定定数 の例(1227. 9853, 1625.753, 2200.5257nm)を表に示す。
Langley法による検定定数V。と NISTランプによる検定定数 Vとでは、相対誤差((V。 -V)/V。 ) で 一 7%から-2嘩度の差であった。 また、積分球を使った場合の相対誤羞は 一 4~1縣財隻の差であった。
このように分光型日射計の特性把握、検定法の開発を行うことで分光型日射計による精密放射観測装置の開発を進め、連続銀測を実施する計画である。

1. はじめに気象研究所では、地球環境保全試験研究費「分光日射観測とデ ー タ同化によるエアロゾル ・ 雲の地表
面放射収支に与える影響監視に関する研究」において波長別に精度の良い日射観測（分光日射観測）を実施するために波長域 350~2550mnで分光型日射計
による精密放射観測装置の開発を進めている。ここでは、装置の開発状況と分光型日射計の検定結果の一部について報告する。
2. 分光型日射計の特性と検定
気象研究所は 350~2550runの波長域を測定可能な
分光型日射計の整備を進めている。平成26年度から27年度にかけて整備した分光型全天日射計は、 EKO
MS-711(300~1100mn)、EKO MS-712 (900~l 700run)、
PREDE PGP-200NIR2 (900~2550run)である。分光型
全天日射計は直達日射遮蔽装置付き太陽追尾装置に搭載することにより、直達日射を遮蔽しない場合に
分光全天日射観測を行い、直達日射を遮蔽する場合に分光散乱日射観測を行っている。この測定から得られる分光全天日射観測デ ー タと分光散乱日射観測
デ ー タから分光直達日射観測デ ー タを得ることができる。
日射を観測する測定器は、温度変化による検出器の感度依存性や太陽直達光が入射する方向により検出器の感度変化が起こる場合があり、精度の良い測定を行うためにはこれらの特性を把握する必要がある。このため、 分光型日射計の温度特性検査と入射角特性検査を実施した。 PGP-200NIR2 を例として示
すと温度特性と入射角特性試験結果では、 4波長( 1145run, 1217nm, 1304mn, 1644nm )における温゜度特性が 一 1.1% ~4.0%、入射角70 における入射角

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本研究は地球環境保全等試験研究費·(H26-H30)、
気象研究所 一般研究費、JAXAGCOM共同研究(H25-H27)の助成を受けました。JAXAで実施した積分球による検定は、RESTECの中島幸徳氏、出口聡氏、中島康裕
氏、JAXA/EOR Cの堀雅裕博士の協力がありました。

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C401
インドネシア海洋大陸域における海陸集中観測"Pre-YMC"＊勝俣昌己 、 森修 一 、米山邦夫、鈴木順子、那須野智江（海洋研究開発機構）
Fadli Syamsudin (インドネシア技術応用評価庁(BPPT))、Nurhayati (インドネシア気象気候地球物理庁(BMKG))［はじめに］

熱帯域のインド洋と太平洋の狭間に位置する「海洋大陸」
域は 、 地球上で最も海水温の高い海域と大小様々な島嶼による陸域が混在している。ここでは活発な積雲対流が発生しており 、 地球大循環の重要な駆動源の 一 つとなっている。
しかし 、 この海域での大気海洋システムの挙動やメカニズ
ムはまだ明らかになっていない点が多い。特に海岸線を挟んで海陸で異なる挙動を示す日変化(e.gMo. ri et al. 2005)や 、
マッデン ・ ジュリアン振動(MJO)の 東インド洋から西太平洋への通過の際の挙動などは 、 各種の数値モデルでの再現性が低い。その原因はふ毎洋大陸域の急峻かつ複雑な地形に伴って発生するメソスケ ール現象 、 特に降水システムのメカニズ
ムの理解と再現性が不足している為｀と考えられている。
そこで現在 、 海洋研究開発機構をはじめとする各国の研究機関では 、 "Years of theMari time C o ntinent Y( MC)"という案中観測を201 7201
- 9年度に実施すべく準備中である。
このYMC集中観測をより効果的・効率的に実施すべく 、 海洋研究開発機構・インドネシア応用技術評価庁(BPP T )・インド
ネシア気象気候地球物理庁(BMKG)は 、 パイロットスタディとしての集中観測"Pre-YMC"を201 5年1 1 月~ 12月に実施した。
本発表ではその観測の概要と初期結果を報告する。

［観測デザイン］

海洋大陸域で卓越する現象として海岸線を挟む海陸間プ
ロセスを考えた場合 、 海岸線や地形が複雑な領域では現象もまた複雑化し 、 現象の本質を理解できない可能性がある。
また、限られた観測リソ ースで理解できる現象には限界がある。このため 、 今回の集中観測では 、 現象をできるだけ単純化した形で捉えられる場所を選択した。すなわち以下の条件
を可能な限り満たす場所である： ( a )衛星観測等で海岸線の海
陸両側に強雨・豪雨が観測できる場所・時期 、 (b)2次元近似の出来るような直線的な海岸線 、 (c)海側・陸側を単純化できる地形（海岸線近傍に島嶼などがない／少ない）、 (d)できるだけ（熱帯域で卓越する）東西風に直交に近い海岸線方向。
これら条件から考慮した結果 、 Pre-YMCにおいては 、 インドネシア ・ スマトラ島西岸の南部 、 ンクル市とその近傍(4S,
102E付近）を観測地域として選択した。
対象地域には 、 海陸両側で観測点を展開した。海側 、 海岸線から50kmほどの沖合には研究船「みらい」を派遣し、25日間(11月23日~12月18日）の定点観測を行った。この間
みらい」では 、 3時間毎のラジオゾンデ及び CT D観測 、 Cバ
ンド偏波レ ーダー・ライダー ・Kaバンドレ ーダー等の連続観測 、などを実施した。また 、 対岸の陸側では 、 （「みらい」と同じ）8
回／日ラジオゾンデ観測 、 Xバンドレ ーダー・ディスドロメータ等の連続観測 、 等を 、「みらい」定点観測期間を含む2ヶ月間実施した。また 、 海陸共同観測として 、 ンクル陸上 サイトから
ビデオゾンデを飛揚させ 、 みらい」レ ーダーでビデオゾンデ位
置を含む鉛直断面観測を行った。上記に加え 、 赤道上の京大
EAR(赤道大気レ ーダー）サイトでは 、水蒸気・オゾンゾンデによる対流圏界面遷移層の観測も行った。
更に 、 集中観測と同時進行で 、 NI CAM等の数値モデルによる予測実験を実施し 、 観測データとの比較を行った。

エコ ー面積 、 中図の水蒸気混合比偏差 、 共に強い日変化を示しており 、 過去の衛星等を用いた研究結果と矛盾しない強い日変化シグナルが捉えられていた。一方 、 観測期間終盤(12月12日以降）は 、 日変化シグナルが抑えられるのと同時に 、 広範囲に広がる弱いレ ー ダー エコ ー と 、 上空湿潤・下層
乾燥というパタ ーンが見られている。この期間には下恩で西風成分が卓越しており 、 MJOの対流活発期を捉えたものと考えられる。
これらの大気変動に対応して 、 海洋構造にも興味深い変化がみられた （図1下図）。観測期間序盤から終盤にかけて海洋混合層の厚さ及びその中の水温は上昇しており 、 海洋混合層への熱の蓄積が推定される。また 、 海洋表層 20m では
極端な昇温 、 塩分低下が起こっており 、 降水雲との相互作用が示唆される。加えて 、 MJO対流活発期には 、 強い西風に伴う強い海洋鉛直混合が起こっている様子も観測された。

［今後］観測で得られたデ ータは 、 現在 、 関係者の手で品質管理の為の予備解析•初期解析中である。品質管理済のデータは観測終了1年後を目処にデ ータ公開し 、 広く興味をもつ方々に使用可能とする予定である。また 、2017年度 にはYMC本番の集中観測を予定している。興味をお持ちの皆様には 、 解析
及び観測への積極的な参加を是非期待したい。

［謝辞］

観測にご参加 ・ ご支援いただいた全ての皆様に感謝します。
特に下記の方々には絶大なご支援をいただきました：鈴木賢
士氏（山口大学 、 ビデオゾンデ観測） 、 JAX A/EORC各位（「みらい」 Kaレ ーダー・ディスドロメ ータ観測） 、 みらい」船員・観測技術員各位及び GODI各位（ みらい」及び観測機器の運用）、
ベンクル大·BMKG 各位（各種観測参加） 、 BPPT各位（各種観測参加 、 インドネシア国内各種手続・支援） 、 JAMSTE C 各
位（観測参加・各種手続・支援·ほか）。
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［初期結果］「みらい」にて取得された観測デ ータの 一 部について 、 定点
観測期間(25日間）の時系列を図1に示す。上図のレ ーダー

図1: 「みらい」で観測された主なパラメ ータの時系列。（上図）Cパンド
レ ー ダ ーで観測されたエコ 一 面積（黒：)15dBZ 、 赤：)35dBZ)。（中図）
ラジオゾンデで観測された水蒸気混合比を 、 各気圧高度毎の平均値からの偏差で示したものの時間高度断面。（下図）CTDで観測された
海水温の時問深度断面。

-317-

C402

海陸同期ラジオゾンデ観測でとらえたスマトラ島西岸域の日変化＊横井覚， 森修 一 ， 勝俣昌己， 米山邦夫（海洋研究開発機構）

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4S

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図1. 研究船「みらい」の定点とベンクル観測所の位置。
左下の挿入図の矩形は， 本図の位置をあらわす。

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1. はじめに
201 5年11月から 12、月にかけて ， インドネシア
海大陸がマッデン・ジ ュリアン振動(MJO)に及ぼす影孵の解明などを目的と して， スマトラ島西岸沖に配した研究船「みらい」（海側）と沿岸都市ベンクル（陸 側） において大気海洋集中観測Pre­
YMC2015を実施し， 気象レ ー ダ観測や3時間間隔のGPSラジオゾンデ観測などを行った（図1)。
海大陸では， MJOに加え ， 対流活動や循環場に顕著な日変化があり， かつその特徴が海岸からの距離で大きく異なることが知られている。 両観測点間の距離は約50kmしかないものの， 沸側と陸側の両方のデ ー タを比較することで， 片側だけでは描ききれなかった日変化の詳細な構造を明らかにできる可能性がある。 そこで ， 両観測点で同時にラジオゾンデ観測が行われた11月23日から
12月16日の24日間を対象に ，観測値の海陸差の平均的な日変化 を調べた。
2. 結果
スマトラ島の西岸域では， 海岸線が南東 ー 北西方向に走る。 図2aは， 海側における， 海岸線 に直交する風速成分（陸 に向かう風が正値）の平均的な日変化を示している。 日中午後(13-19 時頃）
は850hPa面より下層で洵風が見られ， 夜間には950hPa面より下層で弱い陸風が見られる。
この風速成分の海陸差 （海 一 陸）の平均的な日変化を図2bに示す。13時頃(19時頃），大気最下層で統計的に有意な負値（正値）が見られる。 こ
れは， 二次元的な描像を仮定すると ， 両観測点の――間で3-4Xl0 5 [s I ]の水平発散（収束）があることを意味する。 これらは古典的な海陸 風循環の描像と整合的である。 なお ， 収束が夜間の早い時間にしか見られない点は興味深い。
また， 収束 は未明 から明 け方の800-900hPa面付近にもある。 これは， 日周期で海上に現れるメ
ソ降水システムに伴うものかもしれない。
また， 海岸線と平行な風速成分や気温， 比涅の海陸差についても調査を行った（図略）。そこで見られた特徴 の中には， 既往の海陸風循環や対流日変化 の知見では説明が難しいものもあった。 今後
は， それらの特徴の解釈を進めるほか ， 日変化特性 とMJOの関係についても調べていきたい。

固2. 対流圏下層における島スケ ー ルの海岸線の走向（南東ー北西方向）と直交する風速成分（陸に向かう風が正値）の平均日変化(36時間分描画）。 (a) 海側（研究船「みらい」） ， (b)海陸差（海一陸）。等値線はどちらも0. 5[m s-1J。
aでは負値に陰影を ， bでは有意水準95%で統計的に有意な正値（負値）に濃い（薄い）陰影をつけている。 横軸は
地方時。

-318-

C403

「みらい」 MR15-04 で観測された下層雲と上層雲の日変動
安永数明 I, 3• 柳瀬篤志 2 • 増永浩彦 2 • 勝俣昌己 3 ・歌騨 3• 横井覚 3
谷口京子 3 ・茂木耕作 3 • 清水厚 4 • 西澤智明 4 • 松井一郎 4
1 : 富山大学理工学研究部， 2: 名古屋大学宇宙地球環境研究所，
3: 海洋研究開発機構， 4: 国立環境研究所

ムとして，重力波や他のシステムとの併合発達過程等々様々な仮説が立てられているが ， 決定的なものは存在しない。以上から本研究では，再発達の メカニズムを明らかにすることを目的に ， 「 みらい」MR15-01航海のスマトラ島西岸沖における定点観測デー タを用いて，雲の日変動を調べた。
2. 解析手法 ・ 解析結果
木研究では，シ ー ロメ ー タ （雲底高度計）のデータを用いた。ここでは大まかな変動を見るために，雲底の観測高度が0-lOOOmの場合を下層雲，
1000-5000mの場合を中層雲 ， 5000m以上を高層雲と分類して ， それぞれの検出された頻度を1時間毎にまとめた(Local Time = UTC+7時間）。
固a は ， 雲がいずれの高度でも検出されなかった観測の頻度の時間変化である。日中には海上で雲が殆ど観測されていない。これは日中の局地循
環の強化 （海風の発達） により，海上での雲の発達が抑制されている，と解釈する事が出来る。下層雲に関しては， 特定の時間帯に発達するという様子は見られないものの （図b)'中層雲に関しては夕方から夜半にか けて観測頻度が増え （図C)'高層雲に関しては中層雲の発達した後だけでなく ， 中層雲の発達する前にも観測頻度が増える （図d)。下層雲の平均的な雲低高度を計算したところ ， 高層雲が観測され始める時間帯から下層雲高度が上昇していた （図略）。即ち ， 高層雲
は下層雲の発達に何らかの 影響を及ぼしていることが示唆される。こういった特徴は，高層雲による重力波の励起を通じた積雲対流の発達の促
進 ， という仮説と整合的である。今後は ， ライダ
ー ，ラジオゾンデ， レ ー
ダ等の他測器と比較しな
がら，より詳細な解析を行っていく予定である。

1.

研究概要
海洋大陸域のスマトラ島において，降水は顕著
な日周期変動を示す。過去に行われた幾つかの研究では，スマトラ島の山岳地で日中に発達した降水システムは，時間と共に山岳域から平地・海上へと徐々に東向き• もしくは西向きに伝搬していくことが報告されている。我々の研究グル ー プでも，この降水システムの伝搬方向に関して，衛星による観測デー タと客観解析デー タを用いて統計的に調べたところ，次のことが分かった。
① 対流性降水に特徴的な降水システムの伝搬は，対流圏下層の風によって強く影態を受ける。即
ち ， 対流圏下層の風は，季節周期や季節内周期
で西風や東風と変動するが，対流性降水に特徴的な降水システムは，西風期は東側に，東風期は西側に移動する。
② 層状性降水に特徴的な降水システムの伝搬方
向は，対流圏上層の風によって強く影密を受ける。即ち，この地域の対流圏上層の風は ， どの
季節においても基本的には東風となっている
ので ， 層状性降水に特徴的な降水システムは ，
ほぼ何時も西側に移動する。
対流性降水は下層に加熱の極大があり，層状性降
水は上層に加熱の極大がある事を考えると，こっした風向きと降水システムの移動方向の 一 致は ，それぞれの加熱の極大のある高度での環境場の風が降水システムの移動方向を支配している，という点で理解しやすい。一方で ， 層状性の降水に特徴的な降水システムは，対流圏上層の風によって受動的に流されているのではなく，陸上から海上に出た後に対流性降水を伴う降水システムへと再発達する場合がある。この再発達のメカニズ：:,' ー. 示�- ! ；

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図：雲底高度計による日周期変動（横軸：日付，縦軸： UTC)。(a)雲がどの高度でも検出されなかった観測の頻度。(b)下層雲（雲底が1000111以下），(c)中層雲（雲底が1000-5000m), (d)高層雲（雲底が5000m
以上）の観測頻度。いずれも低頻度は寒色系 ， 高頻度は暖色系で，段階的に塗り分けられている。

- 19―3

C404
MJOに伴う対流活発な位相通過時にスマトラ島で観測された対流システムの特徴
伍培明1·Dodi Ardiansyah2· 横井覚 I • 森修一1·Fadli Syamsudin 3·勝俣昌己 I • 米山邦夫 l(1. 海洋研究開発機構 ， 2. インドネシア気象気候地球物理庁 ， 3. インドネシア技術評価応用庁）,. はじめに 赤道に近い低緯度地域では赤道季節内振動(MJO)に伴う対流活発な位相が通過する時に、 対流活動が活発になることはよく知られている。 一体、 海洋大陸の島々が通過する対流シ
ステムにどのような影響を与えているのか？そこで、 本研究では現地観測により、 海洋大陸における降水のメカニズムをMJOと局地循環との関連に着目して解明することを目的とする。
2. 観測 2015 年 11 月 から 12 月 にかけて
『Pre-YMC (Yearsof the Mari t ime Continent =海洋大陸観測年） 集中観測 2015 』と名付けた陸地と海上の同時集中観測が実施され、 スマトラ島西°岸のベンクル (Bengkulu, 3 51'30.4"S 102 °20'28.5"E)と、 海岸から約50キロの海上で観測
船『みらい』 により、 地上気象観測、 C バンド ・
ドップラーレ ー ダ ー による降雨観測、47日間連続して3時間毎のGPSレ ー ウィンゾンデによる高層気象銀測を行い、 気温、 湿度、 風向・風速の高度
時間変化などのデー タを取得した。
3. 結果 MJOに伴う対流活発な位相は、 2015年
12 月中旬から 下旬にかけてインドネシア付近～
太平洋中部を東進していた。 2015年12月ベンクルにおける日降水量の変化を図lに示す。 意外なことに、 MJO の対流活発な位相がスマトラ島付近に位置していた期間中の12月13~14日の日降雨量はこの地の平均値より少なかった。 高層気象観測の結果から、 この期間中地面近くから高度およそ8キロの対流圏中下層では西風、 特に1~3キロではおよそ10 m/s以上と風速が強い（図略）。

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図 1 . 2015 年12 月 スマトラ西岸のベンクル(Bengkulu)で観測された日降水量の変化。
2015年12月14日にCバンド・ドップラーレ ー
ダーによって得られた高度3kmのCAPPI を図2 に示す。 午後に島上では対流がほとんど発生していなかったことがわかる。 夕方から、 広い層状雨を伴う組織化された対流システムが西の海上より東方へ移動し、 夜間島上に降水をもたらした。 その後、 夜半過ぎに島上の対流が衰弱し、 翌早朝か
ら正午にかけて対流が抑制されていた。 その次の日の12月15 日にも類似した対流活動の日変化が観測 された（図略）。
通常、 スマトラ島上の対流は午後に背の高い雷を伴い、 短時間に大量の降雨をもたらす。 本研究の観測結果から、 MJO の対流活発な位相が通過する時には、 局地循環とそれに由来する午後雨は上
空の強い西風により抑制され、 夜に層状雨が観測された。 また、 早朝から正午にかけて海上とは対照に、 島上での対流は抑制された。 島が通過する
MJOに伴う対流を抑制していると考えられる。
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図2. 2015年12月14日ベンクル(Bengkulu)におけるレ ー ダ ー 観測によるエコ ー 強度 の高度 3kmのCAPPI (Constant A l ti tud e Plan Po sition

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Indicator, 定高度 水平断面図）。 左） 16:00 LT;
右） 23:00 LT。 下層のデー タには山岳による影域が多いため、 高度3kmのCAPPIデー タを用いた。

-320-

C405
2015 年 11-12 月の海大陸集中観測を対象とする全球非静力学数値計算一＊那須野智江・米山邦夫．勝俣昌己 ・森修 ・鈴木順子（海洋研究開発機構）
1. 背景・研究目的
海大陸は地球上で最も対流活動が活発な地域の1つであり、その気象 ・ 気候への影縣は甚大である。海大陸はまた日周期変動の卓越により特徴づけられ、その地域性や背景場の変動との関係がこれまで多くの研究により調べられてきた。しかし、末だその全容は明らかにされておらず、特に全球モデルによる再現性には課題が多く残されている。海大陸の多重ス
ケ ー ル ・ 多重プロセスの現象理解を目指して 2015年
11-12月にスマトラ南西において行われた集中観測の一 環として、全球非静力学モデルNICAMを用いた予測計算を行った。本研究では、観測期間中の目立ったイベントについて初期解析の結果を報告する。
2. 計算設定
予測計箕ではNICAM において水平14/7kin格
l sisから初期
子・鉛直10層を用い、NCEP Final anay
値を内挿して2-7回／週の頻度で30/7日積分を行った。海面水温の設定について ( 1 ) dailyの気候値に初期日のアノマリを加えた値を用いる系列、(2)スラプ
海モデルによる予測値を(1)の値にナッジングする系
列の計算を行った（計4種類）。
3. MJOと大規模場の変動
l sisの下層東西風の分布を
l ay
図1に NCEP Finaan
示す。観測期間の前半はMJO位相3に当たり、対流°
中心や下層西風のヒ ークはインド洋上に停滞していた（図la)。赤道域では対流を伴う総観規模の西進渦擾乱が繰り返し通過し、スマトラ島周辺では1-5日周期の風向の変動が顕著に見られた。12月13日頃を境に西風域が急速に海大陸域を抜けて東に移動し、西太平洋上で大きく北半球側に蛇行した後 、 暖水域
一帯で南半球側にシフトした（図1 b)。この急速な東西風の変化は MJOの急発達と東進に対応する。海大陸域では、西風強化とともに、ロスビ ー 波的構造に伴う両半球側からの収束（特に北半球からの北東風の流入）が強まり、対流活動や降水形態に大きな変化が見られた。30 日の予測計算はこれらの大よその傾向を約2週間前から捉えていた。
4. 日変化とメソスケール降水システム
7km格子の予測計算では、大規模な場の変動に伴い 対流の組織化に顕著な違いが見られた。図2にス
マトラ島周辺の12月13 日前後の降水と下層風の分布（合成図）を示す。西風の強化は12月10-11日頃、2S付近を中心とする時計周りの渦擾乱から始まり（固2a) 、この渦擾乱の西進と、続く東進擾乱の通過に伴って顕在化していた（図2b)。西進擾乱（図2a)は渦の北側の下厨収束域に降水域を持ち、この時期には島の地形に沿った降水l=I変化の特徴も明瞭に見られる。
東進擾乱（囮2b)が卓越する時期には、降水域は西風
ピ ーク周囲に楔状に集中し日周期は目立たない。
5. 今後の方針
上述の結果は、対流システムが赤道域の様々な擾
乱と相互に影孵を及ぼし合うことで、総親規模～大規模場の変動に寄与する具体的なプロセスを示唆する。
今後、計算デー タを活用して力学・熱力学的観点か
ら解析を拡充し、新たな見解を提示したい。
謝：計算は地球シミュレ ー タを利用して行った。

図2: NICAMを用いた7-km格7-計算における降水率（陰影）と850hPa風ベクトル。(a)2015/12/10 1200 UTC (b) 2015/12/14
1200 UTC。10ケー スの合成図。

-321-

C406
Zonal SST difference as a potential environmental factor supporting
realization of the Madden-Julian Oscillation
Tamaki Suematsu* and Hiroaki Miura
三浦裕亮

末松環

The University of Tokyo (東京大学）
1. Introduction
3. Results
The Madden-Julian Oscillation (MJO) is
Composite analyses of MJO and failed­the dominant intraseasonal variability in MJO revealed that convective activities
the tropics composed of a couple
of of MJO are strongly organized with more
atmospheric circulation cells of planetary
vast region of active convection andscale that is coupled with moist
accompanied by stronger circulation thanconvection. Although the general picture
those of failed-MJO. Furthermore, MJO
of this phenomenon is widely accepted as
is fo u n d to be a s s o c i a t e d w i t han eastward proceeding envelope of anomalously warm SST over western toconvective activity defining the MJO, and central Pacific, whereas anomalously
thereby distinguishing them from tentative
cold condition prevailed for failed-MJO
organized convection, is still regarded as a
(Fig. 2). Furthermore, there was a distinctdifficult problem on its own. Here, we difference in the anomaly of sea surface
i n v e s t i g a t e w h a t e n v i r o n m e n ta lpressure (SLP) between MJO and failed­background factors determine whether MJO, in which a decrease in SLP towards
some convective activities end as a
the western Pacific was only seen for the
sporadic event or continue to develop to MJO (Fig.3).
constitute a part of a large-scale
4. Summary
phenomenon like an MJO. For thisThe results presented in this study
purpose, we classify MJO-like convective
confmned the suggested importance of
events in to MJO and failed-MJO events.
the positive zonal SST gradient from theIn this study, we elucidate that MJO andIndian Ocean to the central Pacific to
fa i l e d -MIO a r e o c cu r r i n g u n d e r
m a i ntain l o n g- l a s t i n g s t a t e t h a tcontrasting background sea-surface
contributes t o the realization of the MJO
temperature (SST) states, and present theby supporting low-level convergence.
potential importance of positive zonal
SST gradient from the Indian Ocean to theWestern Pacific for the realization of MJO
events.
2. Classifying MJO and failed-MJO
A conventional MJO index, the〗／三�l��三:s�言冒:.: �-��·;Q jロニ::;:�:;
贔。

-322-

C407
熱帯域における沿岸降水気候学
荻野慎也(JAMSTEC, 神戸大）・山中大学(JAMSTEC, 神戸大）•森修 一 (JAMSTEC)· 松本淳(JAMSTEC, 首都大）

1.

背景と目的

熱帯における雨葦の平均的な水平分布は 一 様ではなく、 大きな非均 一 性を持つ。これまで、 領域を海と陸とにわけて、それぞれの領域における降水量や降水の特徴の違いを調べる研究はなされてきた。しかし近年の衛星による雨量親測は、一定程度の降水が陸と海の境界である沿岸域で起 こっていることを示している。熱帯沿岸域における降水過程 はいくつかの顕著な地域において調べられているが、個別の地域における降水の特徴やメカニズムを調べたものがほとんどであり、沿岸域の降水の定量的な評価や、 他の陸域および海域の降水量と比較した知見は得られていない。
我々は沿岸域における降水の気候学的特徴を記述す
ることを目標に、 まず本研究で以下の3つを行なう。
i)降水量分布の観点から「沿岸域」を定義する。ii) 沿岸域での降水量を定量的に求め、それを沿岸城以外の海、 陸と比較する。iii)沿岸域で降る雨の量的に見た特徴を記述する。
2. データ

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次に、 海岸線からある 定距離の範囲を沿岸域と定義した場合に、沿岸域で降る総降水量を計算し、そ

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一

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1

4. 沿岸雨量はどのくらい稼いでいるか？

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まず、 海岸線から距離に応じて雨量がどのように変化するかを見てみる（図1)。 雨量は海岸線を中心に鋭いピ ー クを持ち海岸線から離れるに従い減る傾向にある。海岸線を中心としておよそ土300kmの範囲
で海側、陸側ともに急激に減少する。減少の勢いは陸側の方が大きい。 海岸線上でおよそ 1250 mm/yrの
雨量ピ ー クは陸側に300 kmで750 mm/yrに減少するのに対し、 海側では 1050 mm/yrにしか減少しない。

沿岸域の降水量頻度分布を全領域の頻度分布で割ることにより、 沿岸降水の占める割合を降水葦毎に見てみると、 3000 mm/yrより少ない降水量では、 25~35%であり、 また大きく変動しないのに対し、3500
mm/yrを境に急激に大きくなり、 それ以上の降水量
では9 0%以上を沿岸降水が占めている ことがわかる。 つまり3500 mm/yr以上という多雨のほとんど沿岸城のみで起こり、他の領域では起こらないことはがわかる。 このことから、 そのような地球上で最も顕
著な多雨傾向をもたらすには沿岸域に特有の降水シ
ステムが必要であることが示唆される。このような沿岸に多雨をもたらす降水システムの実態明らかにし、
3500 mm/yrという最にどのような物理的意味があるのが、 今後調べる必要がある。

(』

3. 海岸線からの距離と雨量

5. 多雨は沿岸で起こる

0
0
4
1

雨量データとして、TRMM3A25のPR月平均地.
度、期間
上雨葦を用いた。水平分解能は0 5度X0.5
は1997年12月から201 1年1 月までのおよそ14年間である。 全てのデータをグリッド毎に平均し、およ
そ1 4年の気候値を作成した。 また、 標高デ ー タThe
GlobalLand One-kilometer
BaseElevation(Globe;
http://www.ngd.
c noaa.gov/mgg/topo/globe.html)を用いて海岸線を定義した。そして、TRMMデ ー タの全てのグリッドについて、 最も近い海岸線上の点までの距離を海岸線からの距離と定義した。 以上により、海岸線からの距離の関数として単位面積当たりの雨量を整理した。

れが沿岸域を含む全領域の総降水量に占める割合を求める。海岸線から土300km. 以内を沿岸域と定義した場合は、 沿岸域における降水量（沿岸降水量と呼ぶ）
は、9.9 x1016 mm/yrと見積もられる。前節で述べたように、 この範囲で雨量は陸側海側ともに海岸線から離れるに従い急激に減少するから、 この範囲を海岸線に特有の降水システムの影響を受ける領域と考えることは妥当である。この場合、沿岸降水が全領域の降)に占める割合（沿岸雨量率）は水量(2.9 X1 017 mm/yr
34%である。 沿岸域が占める面積の割合（沿岸面積率）は29%であるから、沿岸降水は他領城と比べて、単位面積当たりの降水量が多いことがわかる。

-2000- 100001000
Distance from the coastline (km)固1: 海岸線からの距離と降水量の関係。 海岸線
から陸に向かう方向の距離を正で、海に向かう方向の距離を負で表している。

-323-

C408
日射起源の水平（強制）対流に関する統 一 的再考
山中大学（海洋研究開発機構）
1.

成分の固有値hからは，O<hく(Cp/Cv)Hの場合にははじめに：温故知新
赤道波(Matsuno, 1966)ならびに潮汐negative mode

上下伝播に対応した2個の鉛直波数mが得られる（そう(Kato,1966). の理論的発見から丁度半世紀が経過した．

でないnegative modeなどの場合は2 個のmは共役な

本講演ではこれらを再考 ・ 再整理し，特に演者らが赤道虚数となり，鉛直に減衰増幅する外部波となる）．

域で観測してきた，日射が励起する日周期（や年周期）の水平（強制）対流について，できるだけ一 般的 ・ 統 一

地球の特性：惑星モー ドと海岸線モー ド

4.

的に考えてみたい．日射に対する大気応答としては勿

地球自転軸は公転面からかなり立っており年平均日論さらにJeffreys(1922)の海陸風論やMilankovic (1920,

射は赤道で最大で，これに対応した定常で帯状波数 0・ 気候変動論などまで遡れる．またのRossby波とKelvin波の重畳としてHadley循環が生

AKATSUKIが金星周回軌道に投入された今，惑星大じる(Kosak.a and Matsuda, 2005) . 自転軸の傾きによる論 ・ 基礎論としても，再考するのに最適のタイミン

南北半球逆位相の年周期変化に対応した内部Rossby

19 30)の地球運動
気一般

グであると考えている．

波の重畳として，夏冬半球間の「惑星モー ド」の季節風（モンスーン）が生じ，これはHadley循環の季節変化として認識される（中層大気や火星大気の大循環も該当）．

2. 太陽系の反映：恒星日，太陽日．太陽年
恒星の周りを公転しつつ自転する惑星には，恒星日

また日周期で東西位相構造をもつ熱潮汐は，主(I日準拠の遠心力やCoriolis 力などの力学効果（恒星·衛周期）成分の低緯度(30 ° 以内）のみと半H以下成分だ

星による重力潮汐もあるがここでは論じない）と，太陽けが内部慣性重力波で，昼夜間対流は地球下層大気

日・太陽年準拠の日射加熱周期性が現れる．年周期変では重要でない（自転の遅い金星でも多重平衡のもう化には，彗星・外縁天体のような楕円軌道の場合の全一方superrotationが選択されている；Matsuda, 1980)
一

惑星同位相のものと，極端な場合は天王星のような自方，海陸の熱的コントラストにより「海岸線モー ド」が転軸の傾きによる南北半球逆位相のものがある．金星

励起され，年周期についてはRossby-Kelvin重畳の大やTitanのような緩い自転が極端になると，自転と公転

陸大洋規模となり，これがモンス ー ンの主要成分である．

が同期した系外hot Jupiterのような場合がある．我が地

また日周期についてはやはり低緯度で卓越し，内部慣

球は自転が公転より 360倍も速<.Coriolis力と日射年性重力波の重畳として，分散関係式で与えられる海岸

周期は中高緯度で，日周期は低緯度で顕著である．

線両側数百kmの幅をもつ海陸風循環となる．

3.

大気の応答：ノー ド数と等価深度

5.

おわりに：観測比較と現実的諸効果

日射を外部強制として大気運動方程式系を解くのでこれまで観測してきた海大陸域など赤道付近の陸域あるが，その変数分離解は（中層大気など境界から遠の特に海岸線付近では，以上述べてきたようなものとしい領域では）3次元的な（各成分の波数が定義される）て本質的に説明できる多重スケ ールをもつ水平対流が波動で表わされることが多いが，（下層大気や，赤道域

みられる（山中，前回学会；荻野他およぴ森他，今回学捕捉など）境界条件が設定される場合には南北 ・鉛直会）．講演ではさらに，境界層，湿潤過程，山谷風的なに固有値をもつ（水平面内や鉛直面内では循環 対流効果などがどのように反映するかを， スケ ール計算や観的パターンを持つ）東西 ・ 時間波動として表わされる．

測結果とともに示す．

・

南北変化成分のノー

ド数に対応した固有値nは，それぞれ正負2個の南北波数l、つまり南北両方向に伝わる波動と対応する．また等価深度と呼ばれる鉛直変化

-324-

D401

衛星観測から推定された雲特性量を用いた
地表面日射量変動の推定手法
＊渡邊

武志、

大石

1. はじめに
太陽光発電システムの導入が進むにつれ、日射に関するより深い理解と様々な形態の情報が求められている。 このような動きは、社会からの気象学への新たな期待とな っている。 日射量の強さ
は発電量へ影響するため関心を持たれているが、日射変動もまた電カシステムの安定性へ影響することから重要であると考えられる。
地表面での日射変動を定量化するためには、日射時系列データを用いる必要がある。 細かい時間

優（東海大TR IC)
Correlation, Entropy,Local homogeneity)。テク
スチャ ー 特徴量はOTから計算した。
3

日射変動と霙特性との関係
同時刻の衛星観測と地上観測（同時観測点） の雲特性量及び日射変動特性量を以下の手順で得る。
雲特性量は、観測所を中心とした45km四方の領域での平均値を用いる。
日射変動は、平均、標準偏差、sample entropy

解像度の時系列デ タは、 地上観測から得ることが 一 般的であるため、観測 地点でのデータに限られる。 太陽光発電システム工学への応用においての3つの特性量を使って定量化する。 これらの特性量は、衛星観測の観測時刻を中心として、前後は、面的な日射量変動の情報が必要である。
このような要求に答えるために、本研究では雲と日射量変動の関係をもとに、面的に日射変動をする。
得られた同時観測点を日射変動特性量に関する k·means法を用いて、6つの日射変動クラス

推定する手法について提案する。

タ ー ヘ分類する。各日射変動クラスター の平均雲ー

60 分、計121分の長さの時系列デ ータから計算特性量から、日射変動に関係する雲の特徴を知ることができる（図1)。

2 デーク(1) 地上観測日射量データ
気象庁で観測されている1分間積算日射量である。時間間隔は1分、使用したデータ期間 は 2010年から 2014年の5年間である。観測所は、 関東地方およびその周辺の6つの気象台のデ

ー

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タを

• "' 』ri,rb"蓄11,,;'"'rt,r』""'

使用した（東京、つくば、銚子、宇都宮、 甲府、静岡）。本研究では、地上観測日射量を大気上端日

�n "rir

射量で規格化をしたものを使用した。以下、晴天指数(Clearness Index: CI)と呼ぶ。
(2) 雲特性デー タ
NASA の地球観測衛星TerraとAqua に搭載さーれたMODISセンサによる観測デ タから計算されたLevel2 雲プロダクトを使用した。 Optical
thickness(OT)、Effective cloud·particle radius(ER)、Cloud top pressure height(CP)、Cloud
fraction(FR) の4つの雲特性量を使用した。 空
間解像度は、0Tおよび ERは1 km、CT及びFR
は 5 km. である。 使用した期間は、2010 年から2014年までの5年分である。 雲の空間分布特性

眉畠

図1

j ,;-s,&IIほ … 』tla'ri,r

各日射変動クラスタ ー の平均雲特性量 各変数はそれそれの標準偏差で規格化されている。
4

面的日射量変動の推定手法
日射変動クラスタ ー の雲特性量の特徴をもとに、判別分析を用いた面的日射量変動の推定手法を提案する。 作成された判別器は、衛星観測から推定された雲特性量が入力されると、対応する日
射変動クラスター ヘ分類する ものである。

ーを評価するために5つのテクスチャ 特徴量を用 い た(Angular second M oment, Contrast,

謝辞 本研究はJST/CREST/EMSの支援を受けて行った。

-325-

D402

ひまわり8号の高頻度観測デ ー タを用いた雲の解析＊岩渕弘信・所悠香・齊藤雅典·N urfiena Sagi ta Putri· 片桐秀 一 郎（東北大理），
関口美保（束京海洋大）1. はじめに
静止気象衛星ひま わ り8号には可視・赤外イメ ー ジャAdvanc ed HimawariImager( AHI)が熱帯を想定 し た 場 合 ， 真の 光 学 的原さ(COT)が0.3 (0.1 )以上のとき， 雲頂気圧(CTP )のRMS誤差は20%(50% )以下であった。 氷雲搭載されており， 日本付近を2.5分問隔で観測している。 この高頻度観測の特長を活かすと，深い対流による雲降水系や屈状雲の生成， 維
持， 消滅のライフサイクルをほぼ連続的に捉え ることができる。 本研究では， 特に氷晶雲のライフサイクルを把握することを目的として， 雲の解析システム(ICAS ) を開発している。
前回の発表後， AHJについても適用できるよでは， COTが 0.05-10 のとき， COTのバイア
スは約15%以下， RMS誤差は約30%以下であった。 温度が高いほど COTの誤差は大きくな

うにし， 誤差評価と比較検証を行ったので，結果について報告する。

およびCloudSat/CALIPSOのプロダクトとの比る。 COT0ふ5 の氷雲では， 有効半径(CER)のRMS誤差は30% 以下と見積もられた。
4.

比較検証
検証のために MODI C ollection 6プロダクト較を行った。

2. 解析方法
lCASでは， MODlSまたは AHl の熱赤外域の8-10個のバンドを用いることで， 氷晶雲の雲粒有効半径， 鉛直積算雲氷量， 光学的厚さ ，雲頂気圧・気温・高度， および地表面温度に加えて ， 多層雲や雲相の判別が可能である。
インバ ー ジョンには最適推定(Rodgers, 2000)
を用い， 観測とモデル誤差は睛天域におけるの端の部分(COT1 以下）を低い雲とする場
合が多くあるが， ICASではCOT> 0.1まで上層 雲 と して 雲頂を 捉え て い る 。 しかし ，CloudSat/CALI PSO と比べると， 水雲の雲頂高度が高めに推定され る傾向があること， 積雲の端が画素内に含まれ るときに上層雲がある
かのように解析されてしま うことがわかった。
雲頂淵度が -40℃ 以下または 0℃ 以上では雲相の判定精度が高いが， ー20℃ 付近では判定が難しい場合があった。 単層の COTは MODI S
プロダクトとよく 一 致したが， CE R は低い相

モンテカルロ法によって評価した。 大気の鉛直分布や雲底気圧などにランダムな摂動を与えてフォワ ー ドモデルを使って擬似観測値を再現し， 観測ノイズに相当するランダムな誤差を与えた。 この擬似観測値からインバ ー ジ

0.01

ョンを行って始めに仮定した雲特性の値と比較することでリトリ ーバル誤差を見積もった。
雲の条件を様々に変えて， 上記のような試行をそれぞれ 500回行って， バイアスとRMS誤差を見積もった。

10

100

(
Eミuw3

気データ， 雲底気圧， 地表面温度の誤差， 放射伝達の近似による誤差）によって， 雲特性のリトリ ーバル誤差がどの程度生じるかを，

OOFS
2

4

3. リトリー バル誤差
観測ノイズとフォワ ードモデルの誤差（大3゜関が得られた。

ー

観測とモデル計算の比較やより高精度なモデ
ルとの比較から 見租もった。

MODI S プロダクトでは， 上層雲

0.1

1
COT

図I. 雲の光学的厚さ(COT) と雲粒有効半径に依存した自由度。 擬似観測値に誤差を加え ないと仮定した理想的な場合。

-326-

D403

ひまわり 8 号デー タを用いた地表面温度の算出
山本雄平I• 石川裕彦2 • 奥勇一郎3(1 : 京大院理， 2: 京都大学防災研究所， 3: 兵庫県立大学）

1. はじめに
地表面温度は大気陸面相互作用のキ ー パラメ
ーター である。 そのため、 森林伐採や都市化による土地被覆変遷過程の把握や、 その変化がもたらす砂漠化やヒ ー トアイランド現象等の環境問題の解明に重要な役割を果たしている。 Oku et al.
[1],[21,[3]はGMS-5(ひまわり5号）の観測デ ー タを用いてチベット高原上の地表面温度を算出する方法を提案し、 これを用いて地表面フラックスの算出を行った。 一方、 昨年7月より運用が開始されたひまわり8号は、 従来のひまわりと比べ時空間分解能が大幅に向上している。 そのため、 土地
利用分布が複雑な日本の都市域などでも地表面温度の分布や時間変化を捉えることができ、都市化の進捗にともなう植生・土地利用の変化やヒ ー
トアイランド現象のより詳細な実態を明らかにできると期待される。 本研究では都市域における熱環境の詳細なモニタリングやヒ ートアイラン
ド現象のメカニズム解明への適用に向けた、 ひま
わり8号用の地表面温度算出手法の構築を行った。
2. 算出アルゴリズム
静止衛星による地表面温度観測は大気の窓領域における地表面からの放射成分を用いるため、前処理として雲域を除外する必要がある。 そこで本研究ではまず、 ひまわり8号で新たに追加されたバンドを利用した雲域検出手法を構築し、 雲域を除外するアルゴリズムを作成した。 次に、 放射伝達モデルRstar6bを用いて様々な地表面・大気状態をシミュレ ートし、 ひまわり8号に最適な地
表面温度算出式や使用バンドの検討を行った。 さらに、 検討によって得られた算出式に衛星天頂角
LST(K)

130(の情報を組み込むことで、 よりひまわり8号デ ー
タに適した地表面温度算出式を考案した。 また、衛星が観測する赤外放射量は地表面温度の高さに応じて変化するだけでなく、温室効果ガス（主に正0)の量や地表面射出率の大きさにも反映して変化するため、 地表面温度の算出には水蒸気最や
地表面射出率の情報も必要となる。 本研究では水
蒸気量と地表面射出率もひまわり8号デ ー タから推定することで、 ひまわり8号デ ー タだけで地表面温度の算出が可能な手法を構築した。

3. 結果

図1に日本域における地表面湿度デ ー タの出力例を示す。 静止気象衛星であるひまわり8号を用いた算出手法を構築したことで、 高頻度・高解像
度で地表面温度の時空間変化を捉えることが可能となった。 また本研究で作成した雲域検出手法に関しても、 MODIS 雲マスクプロダクトとアメダス日照時間デ ー タを用いた比較検証を行うことで、 雲の検出が困難な都市域において信頼性の高い検出結果が確認された。
謝辞

ひまわり8号のデー タは 、 気象庁の主催するひまわり8号
品質評価プログラムでNICTサイエンスクラウドより提供されたものです。 また可降水量推定に使用したGPS可
降水量デ ー タは気象研究所より提供していただきました。

参考文献[1] Oku n
a d Ishikawa (2004): J. Appl. Met.,43,548·561.
[2] Okuet al. (2006): J. Climate,19, 2995·3003.
[3] Okuet al. (2007): J. Appl. Met. C血.,46,183-195.

2015080203:00:00Z

HOE

図1. ひまわり8号デ ータから算出された日本域における地表面温度の空間分布の 一 例。

-327-

ヽ

D404

衛星マイクロ波探査計 ATMS を用いた台風中心気圧推定法の開発及び検証小山亮（気象研究所台風研究部）

〗 三

ヘ

発

[­

BBO

声

1

ATMS
AMSU
32 km
48 km
2600 km(96FOVs)
2200 km(30F'OVs)
気 核の さの 埠 出 Ch8(55.5GHz), 1BOhPa面 Ch9(55.5GHz)
暖に使 う チ 強
ャ ン ネ ル 及 び Ch7(54.94GHz), 250hPailii Ch8(54.94GHz)
ン ーが主に観測 Ch&(54.5GHz), 400hPa面 Ch7(54.5GHz)
セサ
する高度面
Ch&(53.596士0.115GHz)‘
Oyama(2014)に基づき2012
暖気核の強さ＆Oyama(2014)~2014年のATMSデータを
中心気圧推定式の
尊出手法
用いて各種回帰係数を算出
水平解像度(FOV)
東西走査幅(Swath)

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ATMS法の概要(AMSU法との比較）

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表1

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温 卜連 各 と さ ネ 推 例 回⑮ 均

デ 研 s 表 ル 200
？

→ 5需

閉は

2本 ATMい 注 輝 km1 . はじめに対ベストトラック精度を201、 5年の台風事例を用いて評価するとともに、同期間におけるAMSU法
気象庁の台風強度解析では、静止気象衛星ひまによる推定値の精度と比較した。
わりの赤外画像で 測 される雲パタ ー ンに づく
ドボラック法による強度推定 （中心気圧•最大風
3. 結果p速）とともに、極軌道衛星NOAA及びMetOの
図1に、2012~2014年の全台風に対するATMS
マイクロ波探 計AMSU·Aで観測される暖気核（及びAMSU·)で観測された暖気核の正輝度温
Aの正気温偏差に づく中 心 気 圧 推 定(Oyama
度偏差最大（暖気核の強さ）とベストトラック中2014)が利用されている。このAMSU·A基による心気圧との関係を示す。両者の相関はATMSを用
中心気圧推定（以下AMSU法）はドボラック法を観いた場合の方がく、 ATMSを用いた場合の方が支援することが期待される（小山ほか、 205
1
年秋
一より大きな正輝度 度偏差が得 れる傾向もみ
季大会A356)
方 、 AMSU·A 測の低空間解像れる。この結果は、ATMSを用いることによって
度 （衛星直下48km
基 )に起因した推定誤差も指摘
暖気核の気 分布をより正確に観測することが可されている。本研究は、特にAMSU法のAMSU能となり、AMSU法よりも高い精度で中心気圧推の低解像度に起因する弱点をカバ ーすることを目定を行うことができる可能性を示唆する。この検い（衛星直指して、AMSUよりも空間解像度が高 5年の台風を用いた中心気圧証のため行った201
下32km)
極軌道衛星NPP(2011.
年10月打ち上
推定値の対ベストトラック精度評価（表2)では、げ）のATMSを用いた中心気圧推定法を開
し、
査
観
ら
ら
ATMS法の方がAMSU法よりも推定誤差(Bias、
その有効性を検証することを目的とした。
温RMSE)が 小さい傾向が確認された。またこの傾向は、特に比較的強い台風（中心気圧が概ね970
温hPa以下 ）でみられることもわかった。
高

表2 ATMS法とAMSU法(NPPと軌道が近いNOAA-18を使用）の中心気圧推定精度(hPa)の比較。2015年
台風第1号～第27号を対象。
対Afl,SU (NOAA-18)
全観測
中心気圧く950hPa
950hPa ;:;i中心気圧く970hPa
970hPa� 中心気圧<990hPa
990hPa� 中心気圧

-328-

AMSU
RMSE
Bias
1.1
11.6
15.8
7.9
2.4
16.2
0.7
11.5
6.2
-1.7

ATMS
RMSE
Blas
-0.1
10.9
. 4.3
15.8
2.5
12.9
12.5
0.2
-3.0
62

Number
138
22
28
26
62

D405
GPMのマイクロ波放射計に適用する陸上降雨判定デ

ー

タペ

ー

スの作成

＊瀬戸心太（長崎大学）、久保田拓志(JAXA)、 重尚 ー（京都大学）
はじめに
GPM(金求降水観測）計画は、2014年3 月に運用を 開

,..

1JJ

...

始した主衛星と、副衛星群から構成され、 主衛星にはGMI、副衛刷詳には AMSR2、SSMIS 、AMSU-Aのマイクロ波放射計が搭載されている。

I·ー+●●●●. . . . .1

DJ!

ルゴリズムは、各ピクセルの降水の有無を 決める降雨判叫� 心出匹ん 。� 心

叫.o定および、降水有のピクセルの降水強度を定量的に求(a) 陸上（積雪と陸水を除<)

多くの場合、マイクロ波放射計による降水強度推定ア

めるリトリ

ー

バルから構成される。著者らは、陸上での降雨 判定手法 を 、TRMM搭載のTMI 、 Aq�搭載のAMSR-Eなどに適用するために開発し、GSMaPのアル
ゴリズムに導入している(Seto et al. 2005; 2008)., 本研究では、GPMのマイクロ波放射計に適用するために、陸上のut. · ····1· Iuo.anau臼0.0(b) 陸水図ー1陸上降雨判定の評価。■口は陸上降雨判定
デ ー タベース利用（■はk=3.5、左 上側の口 は
k=2.0、右下側の口はk=S.O)。0は、GMJ標準アルゴ
リズム（左上側がpo=5%、右下側がpo=95%)。

降雨判定手法および必要なデータベースを作成する。

KuPRの降水 判定を基準として、POD=(hit)/(hit+miss);

艶上降雨判定データペースの作成
TMIの場合、陸上で観測されtdfi康温度(IB)が、以FAR=(fulse)/(hit+紬e)の暉掘票を算出した。図—1に、横軸にFAR、縦軸にPODをとり、結果を示す。図の右上に来るほど精度が高い。 Kの値について、2.0~5.0まで

下の条件を みたす場合に、 降水有と判定される。
TB(85.5G厄V)< 叶bX1B(21.3G厄V)一 kXu

0.5 きざみで変化させて、それぞれ評価した。Kが大きい

ここで、a,b,uは、月ごと、0.25度格子ごとに決められる。
これらの値を収めるのが陸上降雨判定デ ー タベ ー スである。TMIと PRの同時観測データから、PRで無降水と判断されたときの TM1の輝度温度を 回帰分析し、a,b をほど、降水有の出現が減るため、図では右下に位置する。
比較のため、GMI標準アルゴリズム(verison03 )の評
価結果も示す。GMI標準アルゴリズムでは、従来のよう得る。cは回帰式の残差のRMSEである。Kは一定の値

な降水有と降水無の二択ではなく、降水確率pを与える(Kummerow et al. 2016)。 ここで は 、Pの値がである。AMSR-Eについては、TM1より高緯度側を観測

po=S;l.0,35,50,65,80,95(%)以上の場合をそれぞれ降水有

できるが、PRとの同時観測が得られないため、別の統計とみなして、それぞれ評価しt4poが大きいほど、図ではーー的方法でデ タベ スを 作成しており、TMIに比べて降醗j定精度が低いと考えられる。
今回は、GMIについて、GPM主衛星に搭載の二周ー

波降水レ ダ(DPR)を構成するKuPRとの同時観測を利用して、 デ ー タベ ー スを作成する。 ただし、89.0GHzと右下に位置する。
k=3.5 とすると、陸上降雨判定デ ー タベースを使う本手法の結果は、GMI標準アルゴリズムの結果の右上に位置しており、精度が高いと言える。ただし、積雪がある
場合、本手法はfillsealannが多くなり、精度が劣る。大河23.8GHzを用 いる。他の放射計についでも、GMIで作成

川の河道などの陸水がある場合は、本手法の方が良い

したデー タベースを利用する予定である。PRで観測でき精度を示している。

なかった南北37度より高緯度側について、DPRを降雨
判定デ ー タベースの作成 に利用できるようになったこと

今後の課題
これまでに 、2014年9月から 2015年8月の1年分

で、中高緯度の陸上降雨判定精度の向上が期待できる。

の観測からデータベースを 作成しt4今後年数（サンプリ

降..度の評価ング数）を増やすことで、精度向上が期待できる。なお、

GMI の陸上降雨判定の評価結果を示す。評価対象
期間は2014 年 5月、対象範囲はGMIの親測域全体である。デー タベースは2015年5月の観測から作成した。

GMI以外の放射計は、チャンネル構成が若干異なるため、 デ;.....タベースの適用にあたり注意が必要であろう。
謝辞：本研究はJAXA/PMM/RA7の成果の一部である。

-329-

D406
GSMaPのアルゴリズム別推定降水量比較＊弓場良樹、森本健志（近大理工）、妻鹿友昭、牛尾知雄（阪大院エ）1. はじめに
地球全体の降水量を測定することは災害対策や
グロ ー バルな水循環、生態系を考える上で必要不可欠である。我が国ではレ ー ダ ーおよび 雨贔計による観測網が充実しているが、途上国では観測網が充実していないことや、海上では雨の直接計測が不可能なことがら、衛星による高精度な降水推定の需要は増している。
衛星全球降水マップ(GSMaP) は 1 時間、0.1 度
格子の商分解能で全球の降水推定を行うプロジェ
クトであり、解析精度を重視した mvk アルゴリズ
ムと解析速度を重視した nrt アルゴリズムがある。
両者の最大の違いは IR 画像による雲移動ベクトルの舜出(Joyce et al. 2004)の節略化にあり、mvk
アルゴリズムは時間的に順方向、逆方向過程の両方を行い平均するが、nrt アルゴリズムは順方向
過程の処理しか行わない。本研究ではIR処皿の連
続回数に洛目し、GSMaP のアルゴリズム別推定
降水最の評価を目的とした成果を報告する。

30

nrtao"
過大

叶
'
l
}

I

1s

／

I

mvk = nrt

,,!
X

／

百

10

10

図1

15

叩111111/hrl

20

25

30

IR 処理1回目の推定降水世

30252. 解析手法
nrt アルゴリズムは IR 処理を連続で行うほど推定精度が低下すると考えられる。そこで本稿では、
マイクロ波観測が行われてから 3 時間連続で IRによる移動処理が行われ、4時問後に再びマイクロ波観測が行われた際の1回目および3回目の IR処理による推定降水量に着目し、毎時間ごとに散布図を作成する。

nrt 809'遍大

mvk = nrt

20

5
ー

IJII
)
U
=＜g

3. 解析結果
1 回目の IR 処理による降水推定の例を固 1 に示
10
16
20
25
30
mvklmm/hrl
す。 mvk アルゴリズムと nrt アルゴリズムの推定
図2 IR 処理3回目の推定降水量
降水量は概ね 一 致しており、現在解析済みの133
例中 122 件が強い相関を示すが、1�11 の様に nrtの 一 部が 80%以上過大となる例が22例確認され
4. 終わりにた。
IR 処理が 1 回目であれば nrt アルゴリズムの推同様に3回Hの IR 処理による降水推定の例を
定降水品は mvk アルゴリズムの推定降水羹に近図2に示す。全体的に両アルゴリズムの推定降水
いものとなる。しかし IR 処理を重ねるとばらつき
祉のばらつきが大きく、強い相関はない。 mvk ア
は大きくなり、降水晶が増加するにつれて散布因Jレゴリズム :::;:nrt アルゴリズムと見なせる例はは大きな広がりを持つことが分かった。
133 例中0件である。また図2にも図1同様特徴
nrt アルゴリズムが特徴的な過大推定を行ってnrt が約25%
的な nrt の過大推定の傾向が見られ、いる地点を全球上で確認したところ、陸海上を問過大となる例が98件、80%過大が11 5件、 400%
わず発生していることが分かっている。原因を明過大が27件確認された。
らかにするためには解析デ ー タを増やすとともに両図を比較すると推定緒度の差は明らかであり、 IR 画像等を用いた比較が必要である。
図2では約 3mm を超えると急激に nrt アルゴリ
謝辞：本研究はJAXAIEORCにより開発されたGSMaP
ズムが過大推定を行う傾向がある。
アルゴリズムを用いています。

-330-

P401

富士山測候所で観測された積乱雲の雲頂からジャンプする雲岩崎杉紀（防大）、鴨川仁（学芸大）、久保田尚之(JAMSTEC)、石元裕史（気象研）
はじめにメラを設置し、束京方面の撮影を行った。ほとんどの場
下部成層圏に到達する稼乱雲（オ ー バ ーシュ ー ト）合は、富士山山頂付近の雲や オ ー バ ーシュ ー トと測から生成される雲として、jumpingcirrus (Fujita, 1982, 候所の間の雲に視界を遮られてオ ー バ ーシュ ー トのJMSJ)やovershoot plume (Putsay et al., 2013, AR)が撮影はできなかった。また、jumpingcirrusのように見知られている。jumpingcirrusは、オ ー バ ーシュ ー トやえても、ひまわり8号の赤外画像から成層圏にまった＜
かなとこ雲の雲頂からl-2k.Jn上方にジャンプする雲達しない雲もいくつかあった。このような雲の場合は、で、overshoot plumeはオ ー バ ーシュ ー トから煙突の煙館野のラジオゾンデで見ると、対応する雲頂高度に逆のよう に断続的に上方に流れ続ける雲と言われてい転層があるものもあった。
る。Wang (2013)の数値計算によると、これらはいずれ 図は、2015年8月5日の夕方に見られたjumpingcir­
も非断熱過程で生成される。このため、対流圏の物質rusである。右図に カシオペア座の 一 部が あ る たを効率的に成層圏に輸送することが出来ると考えられ め、測候所 か ら 見 た jumping cirrusの方角が分かる。
る。 ひまわり8号の赤外画像 か ら、クラウドクラ
しかし、これらの雲の研究は、その観測が困難であるスタの位芭が分かる。 こ れ ら より 、 jumpingcirrus
ためほとんど進ん でいない。積乱雲の雲頂は、I OOk.Jnは群馬県富岡市付近で起き た と思われる。 jumping
゜
程度離れた場所であれば地上でも観測することが出cirrusのヒ クセル数、測候所と富岡市の距離、 カ メ
来る。しかし、実際には混合層の影響で視程が悪く、 ラ の視野角か ら、 jumpingcirrusの雲頂は、周り の地上観測は現実的ではない。また、少なくとも10分は 雲の雲頂か ら4k.Jnほど高 く なっている と思われ
同 一 地点を観測し続けなければ、これらの雲は他の る。
雲と区別がつかないので、細かな現象を測定できる極波長が6.2µmと 10.4µmの輝度温度の差分は、雲軌道衛星による観測でも難しい。
の上に雲頂温度より 温かい 水蒸気が十分存在する
富士山山頂からの視程は混合層の影孵が 少ないた と正になる。 ひまわり8号の2.5分毎の赤外差分画め良い。北関東や都心から100知n前後離れており、そ像では、 富岡市付近は最大で—2度であ っ た（正にの地域で発達する オ ー バ ー シュ ー トの観測が しやす はならなかった ） 。 ただ、 2.5分ずれる と 差分温度
い。また、2015年7月から本格運用が始まったひまわり が数度ずれる ので、 短時間で激し く変動している
8号は、水平分解能が粗くこれらの雲の直接観測は難 こ とが分かった。
しいが、間接的には測ることが出来る。また、赤外チャ
大会当日では、jumpingcirrusの位置 と時間精度を高め、jumpingcirrusの特徴を報告する。
ンネルから水蒸気を推定することが出来る。
本研究では、 富士山測候所に設置されたカメラで観測されたjumpingcirrusの考察を行う。
謝辞
本研究は、NPO 法人「富士山測候所を活用する
結果会」が富士山頂の測候所施設の 一 部を気象庁から借2015年夏の1カ月程度、富士山測候所の屋外に力用管理運営している期間に行なわれた。

に図 2015年8月5日の19:23 にジャ ンプ し始め（左） 、 そ の7分後の19:30(右） に等高度を漂っている＇
jumpingcirrus (矢印） 。 画像より 、jumpingcirrusの雲頂は、周り の雲の雲頂より4kmほど高い と思われる 。 右図の右上の3点はカシオペア座の一 部と飛行機である。

-331-

P402

久慈川の水温測定によるシガ（晶氷）発生予測と観光への活用＊関根 一 夫， 出村尚英（久慈川のシガ研尻：会）， 牛尾収輝（極地研）］． はじめにシガは、 厳冬の久慈川で気温と川の水温が適度に低くなると、 水面にシャ ー ベット状の氷が現れ、 その氷はそのまま川の流れにのつて流れるという現象で、 袋田の滝の氷瀑と共に 茨城の冬を代表する風景である。 日本で、晶氷が発生する地域の 一つとして、 福島・茨城を流れる久慈川上流部にあたる矢祭町～大子町袋田付近の約15kmの区間があげられる。
これは世界的に見ても、 比較的低緯度の地域で発生する流氷現象である。
久慈川は茨城県最商峰の八溝山北麓を源流とし、 冬期には上流から水温の低い水が流れる。シガの発生地域となる矢祭山付近からは、
八溝山地と阿武隈山地に挟まれた渓谷が続き、日照時間が短く気温、 地温が低下しやすい。
また、 大子は盆地で冬期の季節風が流れ込みにくく、 放射冷却が起きやすい等の特徴がある。 図1 にシガ発生時の写真を示す。

、．~

頂くことができれば、 茨城の新たな魅力を伝えることができるのではないかと考えて活動を続けている。
シガ発生のメカニズムについては、 まだ完
全には解明されていない。 シガの発生には主に、 ①川底発生説、 ②水面発生説、 ③水中発生説の3つがある。 その中でも、 川底から発生する説が一 般的だが、 著者はその仮説に疑問を持ち、 それに替わる発生メカニズム を検討した。 それが熱境界水層発生説（水面発生説）である。 水面の最上部には、 厚さ数IIllTIの熱境界水屈があり、 その水面温度（表皮水温）はその下層よりも低くなると言われている。
これは、 放射、 伝導、 蒸発の各要因によるものである。
固2に赤外放射温度計で測定した表皮水温を示す。 表皮水温は流心水温より0.3~0. 4℃
低いことがわかる。 表皮水温が 0.0℃まで下がると熱境界水層では氷の生成が始まるが、この段階ではまだ流心水温が高いため、 氷はすぐに解けてしまう。 流心水温がさらに下がり、 0 0. ℃に到達すると、 氷は解けずにそのま
ま川面を流れてシガとなる。
このようにシガの正確な発生予測ができる
ことを多くの方に知って頂き、 冬の奥久慈の新たな魅力、 シガの観光資源としての活用について考えていきたい。
0.4
0.3
0.2

図l シガ発生時の様子（福島県矢祭町）（発生の目安は、最低気温が3日連続で一7.5℃以下）
2. 観測
シガは、 その正確な発生予測ができないと言われてきた。 これは夜間の天候、 主に雲と風の影響で気温が予想から大幅にずれてしまうことが原因である。 著者は高精度温度計(PT-100 )を使い、 早朝の久慈川水温の定点観測を行ってきた。 その結果、 シガが流れ始める前から、 その兆候を捉えることに成功した。
3. 結果と考察
図 2にシガ発生時の水温変化を示す。 夜間の気温低下により流心水温が下がり、0.0℃に到達した時にシガが発生している（シガ発生℃で推移する）。
中の流心水温はー0.02~+0. 02
ここで注目すべきは、 シガ発生前の水温変化である。 その日の温度勾配から、 シガが発生する時刻を推定することができる。 地元大子や袋田は温泉地として有名であり、 例えば
その宿泊者の方を対象に情報を発信して見て

0.1

―� 〇

,.0.1
*-0.2

-0.3
-0.4
-0.5
-0.6
6

7

8

時刻（騎）

9

10

※表皮水温測定時の放射率は 、 0.97に設定

図2 シガ発生時の水温変化
参考文献
1 )宇佐美宣拓， 吉田剛 ， 山下俊彦， 2008:
寒冷地河川で発生する晶氷に関する現地観測， 水工学論文集， 第52巻， 499-504
2) 茨城県立大子第2高等学校地学部， 1985:
久慈川のシガの観察とその発生条件についての研究 ， 大子町史研究， 第 13号 ，
51-76
3)渡辺貰太郎 ， 1969: 表面水温における問
題点， 海と空 ， 45, 2·3, 53-76

-332-

P403
東京における大気圏外の太陽輻射量と気温の日別平滑平年値の関係について
水瀬正雄（長岡市役所）
1

回帰式は以下のとおり
Yi+rL = aX,- 十 b
ここで
Y; +Tl.: i+TL日の気温日別平滑平年値（℃）
X;: i日の大気表面の単位面積に垂直に入射する太陽輻射量 (MJ/面）
TL: 最大の相関係数となる遅れ時間（日）a : 傾き， b: 切片
図ー 1 に太陽輻射量と遅れ時間を考慮した気温
日別平滑平年値（統計期間 1891-1920 年）の散布
図と回帰直線を、 表 ー1 に統計期間毎の解析結果
一覧表を示す。
30

2015105 0
25
V
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匿L 』!
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概要
気温は熱エネルギ ー の指標でありその源は太陽である。
よって太陽エネルギ ー と気温の変動は関係があると推測される。
地球大気表面の単位面積に垂直に入射する太陽輻射量は、太陽定数を 一定とすれば太陽と地球の天体上の位置（赤緯）と地球上の観測点の位置（緯度）から計算によって求められる。
一方、気温の日別平滑平年値は西暦1で始まる
年から 30 年間の日別平均値を移動平均により平滑化したもので 10 年毎に見直される。
本稿は、東京における気象庁の観測地点の位置（緯度）から計算によって求めた日別太陽輻射量と日平均気温の日別観測値 (1891 年から 2010 年まで：気象庁）を基に算出した気温日別平滑平年
値 10 統計期間の関係を調べたものである。
2 デー タの算出方法(1) 太陽輻射量（理論値：不変と仮定）
太陽輻射量Qは以下の式によって求めた。
Q=S ば(dm/d)只sin c/J·sin o·H+ cos c/)·cos o• sinll) X86. 4 (MJ/ 吋）
ここで c/J : 緯度， 0 : 赤緯（月日）H=Cos → (- tan ti tan (/J)
S: 太陽定数 1.365W/ 面
dm/d: 地球・太陽間の平均距離(dm)と観測時の距離(dJの比(2) 気温日別平滑平年値
気温日別平滑平年値は、 気象観測統計指針（気象庁，平成 27 年 3 月 1 日改正）に基づき日別平均
気温の 30 年間平均値について9日間の移動平均
を 3 回繰り返し平滑化した値を算出した。

15

35

45

図ー1 太陽輻射量と遅れ時間を考慮した
気温H別平滑平年値： 1891-1920 年の散布図と回帰直線
表ー1 解析結果一 覧表
東京北緯 35 度 41.5 分東経 139 度 45 分
bra
、 統計期間 TL
1891-1920 38 0.9911 0.8544 -11.6571
1901-1930 38 0.9907 0.8547 -11.6119
1911-1940 38 0.9906 0. 8710 -11.8064
1921-1950 39 0.9904 0.8830 -11.9952
1931-1960 38 0.9910 0.8648 -11.1515
1941-1970 38 0.9903 0.8542 -10.5108
1951-1980 38 0.9912 0.8290 -9.4068
1961-1990 39 0.9907 0.8236 -8.9948
1971-2000 40 0.9914 0. 8089 -8.2144
1981-2010 40 0.9909 0.8064 -7.8102

解析方法2により算出した太陽輻射量と気温日別平滑
平年値： 10 統計期間について回帰分析を行った。
年変化の波形より、太陽輻射量に対して気温が遅れて変動していることが想定されたため、気温を太陽輻射量に対し1日ずつ遅らせていき、最大の相関係数となる遅れ時間を求めた。
解析結果
各統計期間 で太陽輻射量と遅れ時間を考慮した気温H別平滑平年値は高い直線相関を示した。

25

Solar Radiation (MJ/rrl)'

3

4

....

r = 0. 9911.,

Y;+3a = O. 8544%;-11. 6571

相関係数 (r) は全ての統計期間で 0.99 以上の高い値となり、散布図からも高い直線相関が認められる。
遅れ時間(TL)は 38~40 日に集中している。

-333-

P404
北半球の自然変動が十年スケ ー ルの地上気温変動に及ぼす影響についての研究＊田村美奈（筑波大学生命環境科学研究科），田中博（筑波大学計算科学研究センタ ー ）1. はじめに北極振動(AO)は冬季北半球における大気の最も卓越した変動であり，北緯60度を挟んで海面更正気圧(SLP)が南北に逆相関を持つ現象である(Thompson
andWallace1998, GRL). また，近年，顕著に現れている北極域の温暖化 は北極温暖化増幅(AA)とよばれている(S erreze andFrancis 2006, Clim. Change).
Nagato and Tanaka (2012, PolarSci.)は北緯20度
以北の冬季SATについて経験的直交関数(EOF)解析を行い，EOF-1 のAOパタ ー ンは自然変動，EOF -2のAAパタ ー ンは人為起源変動であると示唆した ．
また，Alexeev andJackson(2012, Clim. Dyn.)は2-BoxE nergyB la anceModel(L angen andA lexeev
2007, Clim . Dyn.)を用いてSAT変動において大気上端の短波放射収支（プラネタリ ー アルベド）が重要な変動成分であることを理論的に示し，Tanaka andTam ura(2005, s ubmitt ed ot PolarS ci.)はこのモデルを用いて北半球SAT変動を再現し，CO 2 の影孵がない場合でも長周期の変動が現れることを示した ．
本研究ではNagato andTanaka(2012)で述べられたAO とAA の分離の結果を再検証し，実際の大気でのプラネタリ ー アルベドと地上気温変動との関係を明らかにすることを目的とする．
2. 解析手法
本研究ではCO 2 の線形トレンドを人為起源変動成分と仮定し，回帰によりSATの人為起源変動成分を抽出したまた，SAT変動から人為起源変動成分を引いた残差を自然変動成分と定義してEOF解析を行っだ さらに北半球平均およびシベリア平均プラネタ
リ ー アルベド変動を求めた ． ここで使用したデ ー タはN
OAA のM aunaLoa月平均CO 2 , JRA-55 の月平
均2 mSAT, 2次元物理量平均値の大気上端上向き・下向き短波放射フラックスで，期間は全て1958/59年-2011/12 年(DJF)である ． 本研究では大気上端上向き短波放射と大気上端下向き短波放射の比をプラ
ネタリ ー ア）レベドとして扱った ．
3. 結果・考察
CO 2 の線形トレンドをSATに回帰した結果， 北極域を中心とした北半球全域の温暖化パタ ー ンが抽出された ． 自然変動成分について EOF 解析を行うと，EOF-1 にはAOパタ ー ン（図省略），EOF-2 にはバレ
ンツ海の正偏差と大陸の負偏差が顕著なバレンツ海
モ ー ド（図1)が現れ，AAパタ ー ンは現れなかった．
これよりAAパタ ー ンはCO2トレンドに伴う人為起源変動成分であること，AOパタ ー ンとバレンツ海
モ ー ドは自然変動成分であることが確かめられたま
た，AOパタ ー ンのSAT変動を領域平均するとほぼOKであり， バレンツ海モ ー ドの領域平均は-0.16 Kとなることがわかった ． バレンツ海モ ー ドの変動は
Tanaka andTamura(2015)で再現された北半球平均
SAT変動とよく似ており，北半球のSATの自然変動成分として重要なパタ ー ンであると考えられる．
さらに北半球平均したプラネタリ ー アルベド変動（図2)はバレンツ海モ ー ドの変動と時系列がよく似ていること，またシベリア平均したプラネタリ ー アルベ
ドは北極振動指数(AOI)とよく似た変動をしている
ことがわかった ． これより北半球のSAT変動にはバ
レンツ海モ ー ドが大きく影響しており，それにはプラ
ネタリ ー アルベドが密接に関係していると考えられる． またAOパタ ー ンもSAT変動に寄与するが，その影響はロ ー カルなものであると考えられる． それらの相互作用についてはアイスアルベドフィ ー ドバッ
クだけではなく，雲など他の要素によるフィ ー ドバッ
クの重要性もあげられる．
JRA-55 SATres EOF—2
1958/59 - 2011/12 (DJF)

Time series (13.5%)
3
2

!

1·

0
ー1·
ー2
-3

'

1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010
Yea,

図1: SATの自然変動成分の EOF-2 の空間分布（上）と正規化 されたスコア時系列（下） ． コ ンタ ー 間隔は0.4 Kで，実線は正の値，破線は負の値を示す．
Planetary Albedo Anomaly
Northem Hemisphere Avernge
JRA-55 195!1/59-2011/12 (DlF)
0.005
0.00.

ピ

0,003
0.002

-0.002-0003-0004-0.005

1960

1965

1970

1975

1980

1985
v..,

1990

1995

2000

2005

2010

図 2: 北半球平均したプラネタリ ー アルベド変動の時
系列

-334-

P405
南鳥島における大気中二酸化炭素の安定同位体比の観測＊村山昌平＼坪井 一 寛 2 、石戸谷重之 1 、松枝秀和2、澤庸介久丹羽洋介2、高辻慎也3、奥田智紀3、
出原幸志郎3、森陽樹3、細川周 — 3、宇佐美哲之 1
1産業技術総合研究所 2 気象研究所 3気象庁環境気象管理官
1.

評0 が正の偏差を示すこと等を明らかにしており、今回の結果はこのことを反映しているのかもしれな
1,, ヽ。

今後、さらにデ ー タを蓄積していくとともに、 各変動要因について、定量的な解析を進めていきたい。
謝辞 本研究は環境省地球環境保全試験研究費、科研費
15H02814等により実施されたものである。
参考文献 Nakazawa et al. (1997) EnvironMetrics, 8, 889.
Welp eta!. (2011) Nature 477,579.
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はじめに
南鳥島は、国内で唯ー バックグラウンド消浄大気の観測が可能であり、同緯度帯を代表 する大気組成の変動を捉えるのに適した場所であるとともに、 大陸起源の気塊がイベント的に運ばれてくることがあるため、東アジア域の人為活動や陸上生物活動の影響を明らかにする上でも重要な観測 点である。気象庁では主要
温室効果気体の大気中濃度の長期連続観測を実施しているが、 その変動要因を詳細に調べるために、気象庁の協力の下、2011年6月にフラスコサンプリング法による二酸化炭素(CO2)の安定同位体比（炉C、伊0)の観測 を開始した。本発表では、 これまでの観測で得られた結果について報告する。
2. 観測・解析方法
現地において、概ね週1 回の頻度で除湿された試料
大気を採取し、産総研において主要温室効果気体の濃度およびCO2 の安定同位体比の分析を行った。時系
列デ ー タに対するベストフィットカ ー ブの計算および、 季節変 動や 経年変 動 等 の各成 分 の 分離は 、
�akazawa et al. (1997)の手法を用いて行った。
3. 結果と考察
図Iに、 これまでに得られた観測結果を示す。CO 2
濃度は、春に最高値、初秋に最低値を示す明瞭な季節変動を示し、 人為起源の CO:z放出を反映して、 経年増加も見られる。炉C は、 CO:z濃度 に対して明瞭な負の相関を示しており、両者の関係から季節変動は、 主として大気ー陸上生物圏(Cl植物）の交換に起因していることが確認されたが、詳細な解析結果から、季節変動を引き起こしているCO2の炉C の値が、 夏～初
秋は他の季節と比較して統計的に有意に高く見積もられ、季節により起源が異なる可能性が示唆された。
2015年夏～初秋に低CO2 濃度、高炉C を示す不規則な変動が見られるが、後方流跡線解析の結果から、北半球中高緯度の陸上植物の光合成の影響を受けた気塊がイベント的に運ばれてきていることに起因していると推察された。 沢0 については、炭素循環だけ
で なく水循環も関係しているため、CO2濃度との相関は見られないが、夏季に最高値、晩秋に最低値を示す
明瞭な季節変動を示している。
経年変動については、観測期間が短いため見積もり
誤差は大きいが、 201 2~2013年と比べて2013~2014
年の方が、 CO:z濃度増加量および炉C減少量はそれ
ぞれ小さかった。一 方、沢0については2014年以降、増加傾向が見られる。これを図2の南方振動指数(SOI:
気象庁HPより）の変動と比較すると、2014年以降SOIが負に転じてエルニー ニョ傾向にあり、沢0 が増加＇傾向を示している時期と概ね一致している。 近年の
評0 の増加傾向は、 ハ ワイ ・ マウナロアでも観測されている。 このことに関して、Welp et al. ( 2011)は、
エルニー ニョ時に世界各地でCO2 のがもの経年変動が正の偏差を示すこと、東南アジアや南米の降水の-1.0 2011

2013
2014
2015
Year
図1. フラスコサンプリング法で得られた南鳥島における大気中CO2濃度およびその炉C、沢0の変動。
CO2濃度については、 気象庁連続観測日別値(Cont.)
もプロットしている。 図中には、 デ ー タヘのベスト
フィットカ ー ブと経年変動成分も示す。
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図 2. 南方振動指数(SOI)の月別値（点線）とその11ヶ月移動平均値（実線）。 （気象庁 のデ ー タより作成）

-335-

P406
ニュ ー ラルネットワ ー クを用いた山形県内の冬季降水域・気温分布の解析
高野哲夫（（一 社）日本気象予報士会）［量-··"圧 l !

国

筆者はこれまで， 冬季の季節風の風向と強弱（フルー ド数）の開係に着目し， 山形県内における局地風と降水域について検討してきた（高野2009 ,2014). この結果 ， 季節風が弱い（フルー ド数が低い）場合は，降水域は県央の朝日連峰よりも海寄りに広がる一 方， 季節風が強まる（フルー ド数が商まる）につれて ， 降水域は朝日連峰を迂回するように
南東および北東の内陸側に進入する傾向が見られた
また ， 高野(2015)では， 新たにニュ ーラルネットワ ーク
を用いたサクラ開花日の学習・予測実験を試みた ．
そこで今回は，冬季の季節風の強弱と夜間の気温分布の関係について，ニュ ー ラルネットワ ークを用いた数値モデル（以下， ニュ ー ロ ・ モデル）を構築し， 解析を試みた ．

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季節風が弱い場合は， 低温域が内陸側で南北の広い範囲に分布する一 方， 降水域が朝日連峰の手前で停滞する傾向が見られた また ， 季節風が強い場合は， 低温域が内陸側の中央部付近に集中する一 方，降水域が朝日連峰を南北に迂回して内陸側に広がる傾向が見られた．
このように， 季節風の強弱によって低温域と降水域の広がり方は異なり， 降水域は低湿域を迂回するように分布している特性が描き出された．

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3ニュ ー ロ ・ モデルの計算結果
第2図には，季節風が弱い場合と強い場合の降水母の分布を示したここでは相対降水昂が 1.0 以上の領域を降水域として着色している． 季節風が弱い場合は， 降水域が朝
日連峰の手前で停滞する一 方， 季節風が強い場合は降水域
が朝日連峰を南北に迂回する特性が見られた．このような季節風と降水域の朋係は高野(2014)とも符合する．
第3図には，季節風が弱い場合と強い場合の夜間の気湿
偏差の分布を示したここでは気温偏差が·0.5℃以下の領域を低温域として着色している． 季節風が弱い場合は， 低
温域が内陸側で南北の広い範囲に分布する一 方 ， 季節風が強い場合は， 低温域が内陸側の中央部付近に集中する傾向が見られた このように ， 季節風の強弱によって低温域の・ 広がり方が異なる．

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第1図ニュ ー ロ ・ モデルの構造（降水量モデルと気温モデルは同じ構造を持つもの）

w

2ニュ ー ロ ・ モデルの構造
第1図にニュ ー ロ ・ モデルの棉造を示す. 21時と翌09時の高府観測（秋田）の850hPa面における風ベクトルの東
西成分 ， 南北成分 ， および気温を入力変数とし， 山形県内
22地点に下脱Wi混県）を加えた23地点における各々の地
上の相対降水景と夜間の気温の平均偏差を各々出力変数とするニュ ー ロ ・ モデルを構築したa( )相対降水量モデル
山形県内 22地点における21時～翌09時の12時問降
水昂の平均値（空問平均）を「1.0 」 （基準）とした場合の， 各地点における降水枯の相対比率（相対降水摂）を用いる．
Cb)気温偏差モデル
山形県内22地点における03時の気温を6.5x10·3[℃Im]の気温減率で標高補正し、 補正気湿の平均値（空間平均）を「0.0℃」（基準）とした場合の各地点における空間平均からの偏差（平均偏差）を用いる．
上記(a)(b)のいずれも ， 入力変数と出力変数の組合せは，
2008~2015年の各 1~2月の観測値を基に466バタ ー ン
用意し， 各々10万回反復することにより学習を行った

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第2図相対降水量分布パタ ー ン（季節風の風向は西北西 ）（左季節風が弱い場合右：季節風が強い場合 ）心

第3図気温偏差分布パタ ー ン（季節風の風向は西北西）（左：季節風が弱い場合右：季節風が強い場合）

5. 参考文献

涵野哲夫 ， 2009: 3次元熱流体数値モデルの独自開発一
山形県四賜地方の冬 季局地風への適用ー ，天気 ， (56),471·476.
高野哲夫 ， 2014 :· 山形県における冬季の降水域形成の数
値実験天気，(61), 499·503.
高野哲夫 ， 2015: ニュ ー ラルネットワ ークによるサクラ
開花日の学習・予測実験． 天気， (62), 807·812.

-336-

大

会 第 4
後
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8451
New 3-D Lightning Location Results of BOLT
Tmg Wu1, Mtchael Stock:1 , Tomoo Ushio1, Satoru Yoshida2(1: Osaka University, 2: Meteorological Research Institute)

1. Introduction

即血直四are indicated as cross signs and are labeled as Tl­
T3. The origin of dte flash is also indi叫It seems that 1hree

We have been using an improved IDA technique to locate
lightning flashes detected by BOLT. The basic principle is thatstepped _leaders all initiate quite near dte origin of 1be flash but
develops in画如rt diredions. The 3D speed ibr dtese 1hreeusing only叫latively high frequency component for locating. The
bandwidth of BOLT is about 800 Hz to 500 kHz. Previously werespectively.

used the whole bandwidth for locating. Now we use 230 kHz to
500 kHz and the location函血have beenaimproved

stepped leaders is 2.1 x 1 o'mis, 1.3 x Io'mis and 1.6 x 1がmis,

All dart leaders in this flash are well imaged Figure l(e) shows

altitude-time四曲of the dart leader of RS. The average 3D

significantly. Here I will show cl匹知苓匹id (CG) flash withthreelelu血叫ons located with this improved method.

2.Res血6

I0 m/s.

Flgure I shows a negative CG細with 9 retum strokes (RSs)(labeled as RI-R9). This flashes has three囮mi皿tionspn吐匹dby first three RSs. Leaders of these threeRSs are all stepped
leaders. Subsequent dart leaders all go into the same chmmel as

the 1hini stepped。s

RSs stnlre at 1he

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Figurespeed for this leader is 3.9 x I Cf mis. A切直90 ms after the lastRS, a K change was located. Figure l(t) shows altitude-time
results ofthis K中四翌The 3D speed forthis K change is 32 x

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一

B452

積乱雲内の鉛直流と雲放電電荷構造の関連
一＊吉田智し楠研［足立透し猪上華子し呉亭 2, 牛尾知雄 2, 吉川栄—3(1:気象研究所，2: 大阪大学，3: 宇宙航空研究開発機構）

1. はじめにー

気象研究所は、フェ ズドアレイレ ダ (Ph ased Array
We atherRadar; PAWR)を尊入し、それによる研究の 一環として、租乱雲の立体的なエコ ー分布に雷放靭路の詳細な3次
元 分布を重ね合わせ、両者の 関連を解析している。今回は大阪大学が関西域で実施し ている 雷センサ (Bro adband
Ob如 ation network forLightning and Thund erst onnBOLT);および同大学吹田キャンパス設置のPAWRの親測デー タを解析しt½BOLTは複数のLF帯広帯域センサで構成された
雷観測ネットワ ー クで、各センサは落雷( CG ) および雲放電(TC)から放射されるLF帯電磁波を受信し、TC及び CGの3次元標定を行う。さらに雷放電に寄与した電荷分布も推定可能である。PAWRは仰角方向に電子走査を用いており 、 今
回解析した事例は30秒に1回の頻度で半径60畑の領域を
3 次元観測したデータを用いた。本稿では PAWRで観測された積乱雲内の鉛直流に着目し、その変化に伴う積乱雲内
電荷構造の変化を考察する。
ーー

flash rate の上昇につながったと考えられる（図2)。一方で、
CG最盛期の上層は下降気流が支配的であり、上昇気流が弱まったため 、 上層で の電荷分離が不活発となり、JC flash
rateの低下につながったと考えられる。

3まとめ

lC に寄与する電荷は主に上層の上昇気流によりもたらさ
れていることを示した。一方、CGが活発にな った時間帯は上層から中層へのアラレの流入が発生したと考えられる。このことから上層から流入したアラレがー 10℃高度以下で正に帯電し、ポケット静電荷領域を形成し、CGflash rateの上昇につながったと考えられる。
謝辞本研究は、日本学術振輿会科学研究費補助金（課
題番号、 26750138及び15H03728)の 支援のもとに行われた。

2観測結果

本発表では2 015年7月30日に PAWR近傍で観測された、活発な雷 活動を伴う積乱雲の事例を示す。同事例のflashrate(I分あたりの雷放電数）はIC,CG それぞれ12,5のヒ°—クに達し、ICflash rateがCGflashrateよりも4分先行した，本発表ではICflash rateが急J:.昇する 発達期(4分問）、その後°
TC flash rateがヒ ー クに達するRE最盛期(5分問）、CG flash°ー
rateがヒ クに達しICflash rateが急減少する CG最盛期(5分間）の3つに分類しそれぞれ解析を行う。ただし本稿では紙面都合上、CG最盛期のみ示す。
図1に CG最盛期における、PAWRで観測されたドップラ
ー
速度とレーダー反射強度の穂乱雲進行方向の鉛直断面、およびBOLTで推定された電荷領域を示す。同図に示す通り、花負正の典型的な三重極分布を示しており、メイン正電荷の領域は上昇気流の強いと考えられる領域に存在している。なお、本稿ではドップラー 速度と反射強度の上昇から総合的に上昇気流の存在は判断している。で上昇気流のIC最盛期では積乱雲の上層（高度約Ilklnお) よび中層（高度約8km)は上昇気流が支配的であり、この上昇気流中で大醤のアラレが生成、氷晶との衝突により電荷分離が発 生し、メイン
正電荷および負電荷を形成し、両電荷領域間で多数のICが発生している。
IC最盛期では対流圏界面に上昇気流が達し、対流圏界面付近でドップラ ー 速度の明確な 発散が見られた。対流圏界面付近の 発散によりエコ ー 頂付近で下降気流が発生し、その下降流が CG最盛期には中層に到達する。この可降流は40dBZ以上の反射強度を有し 、 多くのアラレを含むと考えられる。 一方で 、 CG最盛期の中層では下屈からの上昇気流が流入しており、上層からの下降気流と中層の上昇気流が高度約7k111(-IO℃高度）で混合する領域が発生する。この混合領域付近にBOLTによりメイン負電荷およびポケット正電荷が推定されている。以上より、CG 最盛期では租乱雲の上層からアラレが—10℃高度以下に流入し、培氷電荷分離機構
により、アラレが正に帯電し、ポケット正電荷を形成、CG-340-

固1 CG最盛 期 に お け る 、 PAWRで観測 さ れた積乱 雲 のドッ プ ラ ー 速 度 （グレ ー スケ ー
ル；黒、 レ ー ダ ー から離 れ る 方向、白レ ー ダーに 近づく方向）お よ び反射強度 （コンタ ー ）の鉛直断 面。BOLT で推定 さ れ た電荷構造（＋：
正竜荷，ー：負電荷）を重ねて示す。水平距離は25 kn1で あ る 。PAWRは図の左下 に位置す る 。
15km

図2:CG最盛期の内部風速と眠荷構造の模式図。矢印は推定さ れ る風速を示し、＋、ーは それ ぞれ正負の電荷を示 す。

B453

偏波ドップラ ー レ ー ダ ー と雷探知装置を用いた
雷雲内電荷電場推定手法に関する研究
千原拓馬

1.

＊

，

大石哲，

小池雄大，

小川まり子（神戸大学）

して ， 電荷を移流させる.

本研究の背景と目的本研究では ，Xバンド偏波ドップラ

ー

レ

ー

ー

ダ を用いた雷雲内霊荷電場推定手法を提案し ， 多地点LF帯センサ（営v)l格子ずつ求めた電荷黛を全格子に対してポアソン方程式を解くことで ， 電位と電場を算出する．
この手法により計算された2015年9月I Fl 15:23の電探知装置）によって探知された雷情報と比較することで ，落雷予測に関する基礎的な研究を行う．その際， 事例検証

場ベクトルとBOLTの雷情報 を ， AVSを用いて比較したを大阪湾周辺域で行った ．

結果，電場ベクトル の分布とBOLTのデ ー タの分布が重な2.

っている部分が多く確認できた

観測装置(1) Xバンド偏波ドップラ

ー

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ダ

神戸大学，神戸国際大学，フルノINT センタ ー （西宮市西宮浜）の 3か所に設置された気象用Xバンド偏波ドップラ ー レ ー ダ ー （以下 ， 古野気象レ ー ダ ーと称する）を用いる古野気象レ ー ダ ーは覆域 30kmで1分間かけてボリ
ュ ー ムスキャンを行っている．
(2) 雷探知装置

図I :2015年9月1日15時23分の電場ベクトルと雷分布
I

雷探知装置は吉田ら }が開発した多地点 LF帯センサ（ただしこの事例は移流計算なし
カラー（以下 ， Broadband Observation network forLightning and図Thunderstorm, BOLTと称する）を用いる. BOLTは雷放点を示す）

電時に放射されるLF帯鼈磁波を現在12地点のLF帯セン

4.

左：鳥敵図 ， 右：鳥厳ーバ は電場ベクトル ， 黄色の点はBOLTの標定

結論と今後の課題

サで受信してその放射源位四推定を行うも のである．観測

本研究では古野気象レ ー ダ ーを用いて粒子判別され粒範囲が半径 200kmと広範囲の雷進展を捉えるこ とが可能

径分布推定を行った結果から大気中の電荷電場の計算をである ．

行うアルゴリズムの構築により．実測値をもとにした雷の3.

予測可能性を検討した．電荷電場の計算精度をさらに向上

雷雲内電荷電場推定手法

雷電気の主な電荷の担い手は霰 ， 氷晶と考えられる．本研
2)させるために ， 雷雲内の鉛直移流の影轡など他の諸要因を考慮して計算を行うこ とを今後の課題とする ．

究では，中北ら の手法で降水粒子判別を行った後，
3)

Takahashi が提案した雲の帯電機構である蒋氷電荷分離

参考文献

機構を基に電荷 ， 電場の推定を行う．本手法の概要は以下

I)の通りである.

定とレ ー ダ ー 反射囚子との比較 ， pp9, 2013i)古野気象レ ー ダ ーで観測された MP(ZH,
2

ZDR,, pHV, KDP)から中北ら )の手法で粒子判別を行う ．

2)在状態推定に関する研究 ， 京都大学防災研究所年報第53号

野気象レ ー ダ ーで観測された MP(ZH, ZDR, KDP)から霰
iii)求めた霰の粒径分布から1格子ずつ嵌の竜荷措を求め， 電荷甚を算出する. iv) 3台の中北英 一 ・隅田康彦・山口弘誠・鈴木宍士・中川勝広•川村
誠治：最新型偏波レ ー ダ ー を用いた氷相降水粒子タイプの混11)粒子判別の結果 ， 叛と判定されたデ ータを使用し ， 古の粒径分布を算出する.

吉田智：多地点LF帯センサによる雷放咆リ ー ダの三次元椋

B, pp.433-445, 20093)

古野気象レ ー ダ ーのドップラ ー 風速から水平風速を算II-\-341-

Takal1ashi, T.. 1978: Riming electrification as a charge
generation mechanism m thunderstorms. J. Atmos. Sci, 35
l 536-1548

B454
雲解像モデルを用いた雷シミュレ ー ションにおける中和電荷分配方法の検討～三次元標定銀測デ ー タとの比較～
噂者田雪江 I}• 加藤雅也 2) • 道本光一郎 I)• 横田匡彦 I)• 牛尾知雄 3)·Wu Ting3>· 坪木和久 2)1)ウェザ ー ・サ ー ビス株式会社，2)名古屋大学宇宙地球環境研究所，3)大阪大学
その結果、 全スキームにおいて 、 概ね強雨域での発雷を再現できた。 また正極性雷と負極性雷のうち 、 負極性雷の方が多いとい う結果も夏季雷の特徴と 一 致する。 また 、 10分毎の発雷頻度の時間変化を調べたところ 、 観測で見られ゜
た 20~21 時のヒ ー クも 、 すべてのスキームで概ね再現でき°ていた（固 1)。 しかし 、 20~21 時に見られた発雷数のヒ —ーク時に発雷社度が商くなる現象については 、 シミュレ シ
ョンでは再現できていない（図 2)。
各スキームの特徴については以下のようになった。
スキーム1 : 時間栢分が進むにつれ 、 各粒子の電荷が増大
し 、 規模の大 きな発雷が多発する。
スキーム2 : 全スキーム中最も発雷数が多い。 特に雲間雷の発雷数 が多い。
スキーム3 : 負極性雷の発生頻度が比較的高い。 発雷地点
分布が水平方向に広が りやすい。
スキーム4: 全体的な傾向はスキーム1と類似しているが 、
スキーム1よりも時間和分が進むにつれ 、 電荷が増大する
傾向は小さい。

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1. はじめに
気象モデ ルに よる高精度 な雷予測システム構築のため には 、 シミュレ ーションによる現象の再現性を涵める必要がある。 本研究では 、 雷シミュレ ーションの結果を左右する要素の1つ である 発 雷後の電荷の中和過程に培目した。 中和過程にお いて 、 中
和後の各格子の正味の電荷品が 決ま った時 、 シミュ
レ ー ションで計 算 し て い る各水物質にどの よ う に分配するのかを決める必要が ある。 各格子の中和後の正味の電荷呆は同じであっても 、 各水物質の電荷品が異なると 、 時間和分が進むにつれ て 結 果が異なる。 各水物質への分配方法について、 これ ま でに対地雷のみを対象と した二次元標定観測デ ー タを使
用 し 、 発雷の水平空間分布や発雷数の時間変化について比較を行った。 本発表では 、 三次元標定観測データの BOLT(Yoshidaetal., 2014) で観測された対地雷・雲間雷とシミュレ ーションとの比較を行った結果について報告する。
2. 雷シミュレ ー ション
電荷の生成には Takahashi (I 978) の着氷電荷分離機構 、 雷放電では MacGoman ()tal. (200 I) の雷パラ
メタリゼ ーションを採用する。 中和の際は 、 各計算
ラメ ー タで設定した中格子内の正味の電荷拭を 、和割合分だけ減じ る。 その際 、 算出した中和後の正味の電荷品を5つの水物質（霰 ・ 雪・氷晶 · 雨水・雲 水）に分配する。 その分配方法に ついて以下の4つのスキ ー ムを用いて比較を行った。
ス キ ー ム 1 : 格子内正味の中和霞荷品を各水物質の 表 面籾に 応 じ て 分 配 する (MacGoman
et al., 2001) 。 このスキ ー ムでは 、 必ず しも中和後の各水物質の電荷温は減少 し ない 。
ス キ ー ム2 : 格子内正味の中和後の電荷醤を各水
物質の表面和 に応じて分配する。 このスキ ー ムでは中和後の各水物質の電荷の絶対値は 必ず減少する
が 、 中和前後で電荷の符号が 逆転する水物質が存在する。
ス キ ー ム3 : 格子内正味の中和電荷址を各水物牲
の中 、 中和電荷最と逆符号の電荷を持つ 粒 子にのみ
各表面和に応じて分配する。 このスキ ー ムでは 、 中
和後に 、 中和され なかった符号の電荷量が相対的に増加する。
スキーム4: 格子内正味の中和電荷品を符号別に各
水物質の表面租に応じて分配する。 このスキ ー ムでは 、 中和前後で各水物質の電荷の符号を維持したま
ま 、 全ての電荷量を全体的に減じる。
3. 結果
2013/8/23 近畿地方で発生した発雷事例について 、 水平
解像度 2km 、 鉛直モデルトップ 24km に設定し 、 計算を行った。 解析対象領域は BOLT の観測網内に限定し、 この領域内を雷雲が通過した 19~22 時を解析対象時刻と
する。
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-スキーム1 ••スキーム2 -スキーム3 •.スキーム4

22:00

図 1. 発雷頻度の時間変化

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図2. 発雷開始高度の時間変化(�) BOLT (b)スキームl (c)スキーム2 (d)スキーム3(e)スキーム4
引用文献

Yoshida, S., T. Wu, T. Ushio, K. Kusunoki, and Y. Nakamura,
2014: J. Geophys. Res. Atmos., 119, 12,034-12,051

MacGorman, D. R., J. M. Straka, and C. L. Ziegler, 200 I: A, J
Appl. Metcorol., 40, 459-478
Takahshi, T., 1978: J. Atmos. Sci., 35, 1536-1548.Takahshi, T.,-342-

1978: J. Atmos. Sci., 35, 1536-1548

B455
雲解像モデルを用いた北陸冬季雷雲の電荷蓄積過程の解析
森野達也 I . • 加藤雅也 I . 諸田雪江 2 • 坪木和久 l（ ！ 名古屋大学宇宙地球環境研究所・2ゥェザ ー ・サ ー ビス株式会社）

1. はじめに上層で生成または移流した結果、囮l で見られるような3ー

雲解像モデルを用いた雷放電シミュレ ションは、電荷の生成および蓄積、 雷放電路決定、そして電荷中和過程で構成される。名古屋大学宇宙地球環境研究所が開発を行なっている雲解像モデル CRcSSに対して、電荷生成過程にTakha sa hi(1978)の着氷電荷分離機構、そして雷放電路決定および電荷中和過程に MacGorman et. al. (200 I)を組
み込んだモデルを開発した（金子，2007年修士論文）。現在 、このモデルで再現された電荷分布や放電後の中和過程について、その妥当性の検証を行なっている。本研究では、特に雷放電発生までの電荷蓄積過程に焦点を当て、冬季北陸で負極性雷と正極性雷をもたらしたそれぞれの事例に対して解析を行った。

極構造に成長した。上部の正負の境界にあたる商度3km
付近で電界強度150kV/mを超える領域が存在していた。
その結果負極性落雷が期待され、シミュレー ションされた
電荷分布の再現性が非常によいことが示唆される。
図2にPISの雷放電開始時における、シミュレー ション
された正味の電荷密度および電界強度分布を示す。図l と同様に正· 負・正の構造が見られるが、水平方向に広く分布していること、下部の正電荷密度の領域が非常に大きな値を示している点が大きく異なる。雷放電開始10 分前において、対流域に対応する、固2 の上昇流域の東側（図中右側）に別の対流域が存在しており 、 複数の対流域で電荷が生成された結果、電荷は水平に広く分布した。Nl3と比較して、上昇流の高度が低いため 、 -10℃以下の高度にお2. 解析手法

ける電荷生成呈が多く、その結果、下部の大きな正電荷領積乱雲内の電荷分布を定品的に測定することは非常に困域が形成された。電界強度が150kV/mを超える領域は、難である。CReSSにおいて、電荷は着氷電荷分離機構に

高度1km付近と2km付近に存在しており、 上部の領域か基づき、霰と氷晶（雲氷と雪）の衝突により生成される。生成された電荷は、カテゴリ ー 変換や移流などにより雲内に広がる。 このため、積乱雲内における凝結物質の空間分布が正しければ、電荷の3次元分布も正しいと仮定すること

らは雲内放電、下部の領域からの落雷が期待される。 PISの篭荷分布に関してはさらなる検証を行う必要がある。
Cha,ge Density 0130 (JST) 21 DEC 2013

Field Intensity 0130 (JST) 21 DEC 2013が出来る。そこで、 CReSSで再現された凝結物質と、国
土交通省Xバンドマルチパラメ ー タレ-ダ(MPレー ダ）
観 測結果をKouketsuet. a l. (2015)による粒子判別法を用いて推定した降水粒子の分布と比較することより、シミュ
レー ション結果の検証を行った。
解析事例として、負極性落雷は2013年12月21日（以下Nl3)、正極性落雷は2015 年］月ll日（以下Pl5)を選び、 水平格子間隔500 mで放電開始に達するまでシミュー ションを実施した。放電開始は電界強度が150kV/m

レに達した時刻とする。初期値・琉界値として、気象庁提供の MSMおよび mgdsstを用いた。

3. 結果と考察

,,
0

阿＇ー
5

,0

。

0

5

,0

Horizontaldistance [km]Horizontaldistance [km]図1負極性雷事例における、 シミュレ ー ションされた 、 落雷発
生時の積乱集の鉛直断面図。（左）正味の電荷密度を陰影で 、 鈴
直流を等値線で示す。等値線は1 m/sより2 m/s毎で実線が上昇
流 、 破線が下降流を示す。（右）雷界強度を陰影で 、 電位を等値線で示す。 等値線はそれぞれ10,30,50 MYを表し 、 実線は正 、 破線は負を示す。

MPレー ダ観測より推定された霰粒子の鉛直分布はNl3、PIS共に-lO℃高度付近で最も体積が大きく、Nl3の方がCharge Density 1150 (JST) 11 JAN 2015

field Intensity 1150 (JST) 11 JAN 2015

ややその高度が高かった。N13では霰がより高い裔度まで分布しているのに対して、P15 は地上付近においても比較的多くの霰が存在していることが特徴であった。CReSS
においても、これらの特徴をよく再現していた。
図l に Nl3の雷放電開始時における、シミュレー ショ
ンされた正味の電荷密度および電界強度分布を示す。正味の電荷密度分布は正・負· 正の3極構造を示した。雷放電
開始10 分前では、上部の正電荷領域は小さく、最下部で正、 その上部で負電荷の領域が存在していた。高度3km
付近を中心として上部に上昇流が存在しており、霰がより

,,·-,
0
5

↓ ..
,0

'

0.
0

'
5

,0

Horizontaldistance [km]Horizontaldistance [km]図2図lと同じ。 ただし、正極性落雷事例の結果を示す。

-343-

B456

積乱雲タレットの発達と落雷開始の関係(Convection initiation と CG initiation)
小林文明（防大地球）
1. はじめに積乱雲発生初期段階(convectioninitiation)の詳

細を理解するためには，積雲から積乱雲へ成長する過程を微細構造であるturret( タレット）スケ ール で観測する必要がある

可視的にみたタレットと ， レー ダ

この事例では，観測されたCGは次の 2点が特徴的であった①CGは各タレットの発達と対応して 間歌的に発生し た②最初のCGはタレットが成長中である雲頂

高度7.5 km時点で発生した このように，積乱雲タレットという微細構造をみると，CG発生にも規則性があでみたファ ーストエコ ーの時間的な関係を厳論 し ，
最初のタレット(firstturret)の発生から積乱雲のることが示唆された参考匁献

Ka-bandやIV-bandの雲レー ダー による観測(Kobayashi

Kobayashi et al. 2011: SOI.A, 7. 125-128

ー発 達 を捉え ることが要求されてい る ． これまで，
et al.

201
1, Sakurai et al.

2012)や衛星ラヒ ッド
゜

スキャン画像を用いた解析（齋藤ほか2013) など新し

い観測デ タ を用いたタレットの研究が行われている．

Kobayashi et al. 2012: J. Atmos. Electr. , 32, 13-23.
齊藤洋一ほか， 2013: 天気60, 247-260

Sakurai et al. 2012: SOLA, 8, 107-llO.

ー

B:1432

A:1422

積乱雲タレットの発達段階のどの時点で落雷(CG)が始まるか
initiation"は重要 であるが ，，す なわち"CG

これまでタレットとの関係では議論されてい ない

T3

2. 2010年8月23日の積乱雲

2010年8月23日夏季晴天時に房総半島北部で孤立して発生した積乱雲タレット事例(Kobayashi etal.

2012, 齋藤ほか2013) を示すこの積乱雲は，13 時30分に発生 し ，

間欠的に発生した 5個のタレット(Tl~T5)の成長で1個の穣乱雲が形成された （図1). フの13時42
ァ ーストエコ ーが検出されたのは ， 12分後分であり，顕著なタレットの成長 が確認されたのは雲の発生から40分後であったアンビルが形成されたのは70分後であり，寿命は約2時間であった衛星ラヒ

図1 2010年8月23日の和乱雲タレット横須賀から北東を望む，T2~T5はタレットを示す°

Aug. 23, 201016[
14

ッドスキャン可視画像では， タレットの発達に対応した，衛星可視反射率の変動が確認された．

＾E 12

3. CG initiation

CGが最初 に観測されたのは14時26分であり ， 2個

目のタレット発達時（図 lの TZ), タレットの雲頂が

口ヅl

4

゜I

2

分間で 9回のCGが親測されたト タルCG数19回の
ー

た．

「―

゜

は観測されず，タレットT3発達時の14時37分
から155分に 3回(T5), 15時01
分に 2回のCGが認 められ_]f-●●

c- 10�
I-ェ
田 68

7. 5kmに達した時であった （図2). その 後10分間
CG

約半分を占めた この時のタレット雲頂は11 km を超
6に1回のCG(図lのT4), 、
えていたその後14時4分

TURRET 4戸- - - _

1340

1400

，＇．や，↓
1440
1420
TIME (JST)..r

TURRETS10.3ml,““1500

図2 タレットの雲1頁高度の時間変化．矢印（下向き）はCGの時刻を示す

-344-

B457
関東の暖候期に発生する積乱霙に対する上昇流情報を用いた発雷指標の比較検討＊櫻井南海子 ・ 清水慎吾・出世ゆかり ・ 鈴木真 一 ・前坂剛·木枝香織・岩波越防災科学技術研究所
1.

はじめに
ー

レ ダは、電荷分離と密接に関係している降水粒子の分布や気流構造を高時間分解能で広範囲を観測できるため、雷の監視 ・ 危険度 予測に有効だと考えられる。櫻井他(2014年秋季大会） は、2013年 9月2日 埼玉県越谷市付近に竜巻をもたらした積乱雲事例に対し、反射強度、 上昇流 、偏波バラメタのそれぞれを用いた代表的な発雷指標の比較を行った。本発表では、上昇流を用いた発雷指標に注目し、関東の暖候期に発生する雷雲に適した発雷指標を明らかにすることを目的に調査した結果について報告する。
2'.

デーク

解析した事例 は、2012年 9月2日に都内で発生したマルチセル(Tl)、2013年8月21日 に埼玉県で発生した孤立積乱雲(T2)、2013年8月22日に埼玉県で発生したマルチセル(T3)、2013年9月2日に埼玉県越谷市付近に竜巻をもたらしたスー パー セル(T4)の計4事例である。Tl、
T2、T3は雷活動度の低い事例であり、一方、T4 は雷活動度の高い事例である。解析に用いたデー タは、防災科研が神奈川県海老名市と千葉県木更津市に設置しているXバ
ンドMPレ ー ダ(XMP)、・フランクリン ・ ジャパン社の 2次
元落雷位置デー タ 、館野のゾンデデ ータから得た気温情報である。XMP による積乱雲観測では、積乱雲方向のみをス
キャンする方法（セクタ ースキャン）を行い、時間分解能
1分もしくは 2分で積乱雲の3次元 レ ー ダデ ー タを取得した。発雷指標には、体積を求めるものがあるため、積乱雲の 3 次元領域を正確に抽出する必要がある。 本研究では、
高度 3kmの反射強度が35 dBZで閉じた面積が 10km2 以上であるとき、この領域を自動追跡プログラム(AITCC、Shimizu
and Uyed a2012) を用いて追跡した。 積乱雲の傾き等を考慮して、高度 3kmの 先述の方法で抽出した領域から水平方
向に 4km広げた領域を積乱雲 領域 と定義し、地表面から高度 20km までの領城を抽出した。解析には、積乱雲全体が2台のXMPの観測 範囲内にあった期間のみ使用した。気流場の算出には、2台のXMPの動径風と連続の式を積分する
こ とで求めた。（積乱霙J:.端に境界条件( w=O)を設定 ）(Protat and Z awadki 1999) 。

3.

より相関係数が高かった( r> 0.8)。この結果は、雷活動度によって、最も適した発雷指標が異なる可能性を示唆していると考えられる。
また、発雷有無の判断に適した発雷指標を明らかにする
ため、以下の 解析を行った。発雷指標の時系列デ ータにおいて、閾値を超えた時刻を「レ ー ダによる発雷判定あり」とし、同様に、解析した積乱雲の領域内に落雷が1個でもあれば、その時刻を「実況あり」とする。発雷判定ありと実況ありを同時に満たした場合を「適中」とし、それぞれの発雷指標の閾値において、適中率(HR) ・ 空振り率 (FAR) ・捕捉率(POD)・スレットスコア(CSI)を調べた。捕捉率が0.9以上で、且つ、適中率が 最大となる閾値で得られた結果を表 2に示す。4事例を合わせた解析では、平均上昇流を除く 6 つの発雷指標で適中率が0. 7を超えた。従来もっ と も 広 く 使 わ れてい る 反 射 強 度 を 用いた発 雷 指 標(40 dBZのエコ ー 頂高度が 一 10℃温度高度を超える）では、
HR、FAR、POD、CSIが0.60、0.38、0.93、0.32であった。
これらの結果から、上昇流を用いた発雷指標は、反射強度を用いた発雷指標よりも適中率が高く、上昇流を用いた発雷指標の有用性が示唆された。
4. まとめ2012年、2013年に観測された雷雲 4事例 に対して、デュアルドップラ ー レ ー ダ 解析から得られた上昇流 情報を用いて、発雷指標を比較した。その結果、落雷数の時間変化と良く対応する発雷指標は 馬と転であり、先行研究 と整合的な結果が得られた。また、落雷有無を判断するには、
平均上昇流を除く 6 つの発雷指標で適中率が 0. 7 を超えた。
これは、従来もっとも広く使われている 反射強度を用いた
発雷指標よりも適中率が高く、上昇流を用いた発雷指標の有用性を示唆する結果である。今後は、さらに事例数を増やして幅広い雷活動度における発雷指標を調べるとともに、偏波パラメタを用いた発雷指標についても検討を進める予定である。 また、本研究では監視の観点から発雷指標を評価したが、予測の観点からも発雷指標の比較検討を行
いたい。

解析結果

今回、 Deierling and Petersen(2008)を参考に、 以下の 7種の発雷指標を比較した。
1. w。：上昇流W > 0 misを満たす体積。
2. 馬：上昇流W > 5 misを満たす体積。
3. W10: 上昇流W > 10 m/sを満たす体積。
4. 恥： 上昇流W > 15 misを満たす体積。
5. W20: 上昇流W > 20 misを満たす体積。
6. w... : 最大上昇流。
7. w.... : 平均上昇流。
解析高度は、Deierling and Petersen(2008)にならって、-5℃温度 高度より上空とした。 4 事例をまとめて落雷数と発雷指標の相関関係を調べた結果、馬と転で相関が高かった�r > 0. 7) (表 1)。この結果は、 11 事例を解析 し(2008)と整合的な結果である。
た Deierling and Petersen
最も雷活動度が大きかった T4 では、4事例合わせた相関係数よりも高く、 上昇流の閾値が大きい恥、W15 ヽ 転でTl, T2,
T3, T4
T4

W。

Ws

0.68

o.11

胃10
o.so

Wis

o.65 I o.64 I o. 39 I o. 53

I o. 75 I o.78 I o.83 I o.82 I o.87 I o.50 I o.74

表2:4事例の上昇流情報を用いた発雷指標の比較結果
FAR
CSI
POD
HR
閾値

胃。

0.81

0.18

0.93

0.49

435-447 [km可

冒5

0.80

0.18

0.90

0.47

71-73 [km3]

W10

0.77

0.21

0,90

0.43

8 [km3]

Condition was not satisfied.

W15

C ondition was not satisfied.

W20
w...

0.72

0.26

0.90

0.39

13 [mis]

w....

0.54

0.44

0.93

0.29

2.4 [ m/s]

-345-

B458
高解像度モデルによる 2015 年夏季の再現実験結果
林修吾， 山田芳則， 橋本明弘， 伊藤純至（気象研究所）

1. はじめに（目的）位置ズレ， 時間ズレ ， およびそもそも積乱雲を高解像度数値モデルによる2015年夏季の再現 ·再現出来なかった原因を今後調べていき ， モデ
実験をおこなったのでその結果を報告する ． 本
ルの再現性向上及び雷指標の検証を進めていく．
実験の目的のひとつに ， 夏季の不安定性降水の再現性向上を目指すことがあるが ， 本稿ではお表1. 各モデル設定
もに雷観測デ ー タを用いてモデルの再現性の確認をおこなった結果を報告する．（それ以外の要
5km
2km
1km
500m
水平解像度
素についての検証やモデルの評価結果について
220xl80 550x450 1100x9GO 2200xl800
格子数は別途報告される．）
x60
x60
x60
x60
xys
←同左
ー同左
ー同左
予報時間 12h(00,06z)
2. 対象期間と解析方法対象とした期間は，2015年7月1日から8月31日
18h(l8z)の62日間で， 解析対象領域は関東平野とした ．
15秒
10秒
5秒
3秒
dt
この期間 ， 7月上旬は梅雨前線の影評が強く ， 中
•一同左
←同左
←同左
MA
初期値
旬に台風が通過し ， 以降は睛れた日が多かった ．
(5km)
境界値
8月上旬は引き続き睛れた日が多かったが ， 中旬
ー同左
←同左
以降台風や ， オホ ー ツク海高気圧の影態で天気
←同左
なし
対流パラメ
の悪く気温が低い日が続いた． このため， 本研
タリゼ ー シ
究で着目している夏季の不安定性降水の発生頻ョン
度は ， 期間を通して低かった ．
G·class、 同左-[;,)左← lol左雲物理過程用いたモデルは ， 気象庁非静力学モデル(NIH!)
1·moment
で， モデル設定等は表1のとおりである． 用いたモデル解像度は ， 5km, 2km, 1km, 500m, の4種
Ci 2·momeni
類で ， 物理過程は同 一 のものを利用した． 予報・�[,;]左
ー同左←同左
境界恩過程 MYNN2.5
時間は12時間または18時間で1日三回メソ解析
ー同左
←同左
ー同左
あり
部分凝結雲
を初期値境界値とする再現実験をおこなった
積乱雲内部を詳細に解析できるよう5分間隔で3次元デ ー タを出力した． 初期的な解析として，5分毎 ， 5km格子での対LIDENの検証結果を示す ．
3. 結果
図1に期間中のLIDENによる対地放電発生回数を示す． これに対して， 5km格子での5分毎の鉛直積算上昇流体積(W>5m/s, W>lOm/s), 霰体積(QG)lg/kg, QG〉5g/kg, QG)lOg/kg)を発雷指標とした対LIDENの検証結果を表1に示す ． ここでは，
位置ズレ ・ 時間ズレを全く考慮していないために圧倒的に見逃しが多くなっているが ， 例えば
QG>5は空振りがなく ， 梢乱雲の位置が正しければ良い予測指標となる可能性がある ． 同様に
W>10も空振りが少なめであり期待される ． まだごく初期的な解析に取りかかった段階であるが ，

ー I ,-.II"•図1. 2015年7, 8月合計
LIDEN対地放電発生回数(5km格子毎）

表2. 発雷指標に対する5分毎·5km格子での ， 的中 ・ 見逃し ・ 空振りの格子数 (2ヶ月合計）
雷indexW)5m/s
W>1 Om/s
QG>1g/kg

閾値

25km3
3
25km
25km3
3
QG>5g/kg 25km
3
QG>1 Og/kg 25km

的中
71

10
310
25

゜

16928
16989
16689
16974
16999

18074
2774
72754

゜゜

的中
55
10
255
22
3

-346-

2km
逃し
16944
16989
16744
16977
16996

空辰り
21617
3482
65509

゜゜

的中
80
15
247
32
4

16919
16984
16752
16967
16995

り
19606
3473
59529

゜゜

8459

―
;····-日本下 ｀ニ・ダル雷忍ジ下ワニー グを用いだ極端気象砂初期解析結菓 -!
芳原容英1、石井楓杜！ 、 熊谷悠里l、S. Heckman 、C. Liu 、E.W辿ams(1 : 電気通信大学 、
2: Earth Networks, USA、 3 : MIT, USA)

！

2

；

:1. はじめに：！ 我が国では、近年竜巻等による極端気象による災害がi
海年のように発生している。竜巻をもたらす積乱雲は同！
i時に活発な雷活動を伴う場合がある。これまで雷放電が!
滝巻より先行して出現すること（ライトニングジャンプ）i！を用いた短期予測が多数欧米にて報告されている。
: (Goodman et al. 1988) その他にもメソサイクロンの解！
浙を用いたアプロー チなど数種類の竜巻予測の研究が行 ，：わ！ れている。しかし、日本 特有の台風に伴う竜巻事象に i
i対する雷放電とメソサイクロンによる解析の融合した調！
漆例が未だ少ないのが現状である(e. g. Nishi hash i et
料1. , 2015)。
！ 電気通信大学では 、 2 0 1 4年より日本をカバ ーするi’
！トータル 醤1視測ネットワ ークを展開中であり 、 ネットワ ，：°iーク内での 、 対地放電、匹放電 、 雷放電極性 、 ヒ ー ク電 ！
.！流値ゃ空電波形が取得可能である。そ-で、本発表では：： 主に
2014年8月1 0日に栃木県にて発生したFlスケ ール！
；の竜巻を用いて、 極端気象に先行する雷放電の特性とレ：ー ダ観測との対応との調査例 を報告する。

2

/
i

2

··--·······-· ··--·-·•••••••• ••• ··-·········· ••••·•••••• ·••·········c· · · ·ecccc!

:4. 解析結果
！ 図2は、 竜巻に関連するメソサイクロンの角運動祉の変i！化を示している。メソサイクロンが明瞭に見えるようにな：
iったのは竜巻 発生の1時問近く前であるが、その半街は人きく変化していない。しかし 、 角運動址の変化は竜i:巻発生以降大きい リ メソサイクロンの最盛期は 2 時l (1！分 と竜巻発生時刻よりも20分も先に現れている。 また 、 i！竜巻発生以降、 メソサイクロンは低高度のみとなり、 2(1i分後には消滅している。つまり 、 竜巻発生がメソサイクロi！ンの最終ステ ー ジにて発生していることが分かる。
！
図3に竜巻発生前後のメゾサイクロン周囲に発生したi濯放屯を 、 対地雷とトータル雷を分けて示した。対地雷ば
iほぼ平坦でピークが明瞭ではない。一方 、 雲内雷を含めた！
：トータル雷はピークをはっきりと確認でき 、 竜巻発生時繕
゜：よりも約10分先行したところにヒ ークがある。 また、そ：°ー：のヒ クに向かう急激な立ち上がりすな わち、 ライトニ：！ングジャンプが、メソサイクロンの最盛期である2時 1�
分頃に確認できる。 トー タル雷もメソサイクロン同様、竜{巻発生後急激に頻度が減少し、30分ほどで泊滅している。！

:

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1

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三
竺
喜三
t 口�·�

:2観測デー タ！本研究では2014 年2015年に日本国内の陸上 に発生し: : .

臼〗�す休 悶;;�;_;,;�-:、�,:,,、まここ',,"{J I

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裏知

蜂山

又 �J

:三：：：：2ジ

2:00

1:30

2:30

2:50

:図2: 竜巻に関連するメソサイクロンの角運動鼠の変化：

辰o
：
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： \ I
:'(160
：ヽ
：函 ，
：製40

・-

虐I
:
20
i
。01:00
:

水沢

'

1:00

<パ〉

'

'

'

-

.

一

叫紐心竺，.,lfi/AI

一対地雷

:

I

ート ー タル雷

01:30

02:00

02:30

03:00

●布

i図3: 竜巻に関連する雷雲に伴うト タル雷の時間変化 i:5. まとめと今後の展望!3解析方法！ 今回 、 国内における竜巻に伴う、 トータル雷とメソサイi}まず、ドップラー レ ー ダデ ー タの ドップラー 速度の差を目i
iクロンの関係を調裔した。その結果，メソサ イクロンの回！
！ により確認することで 、 メソサイクロンを同定する。沢視：転が高 高度まで及ぶピークの後にトー タル者のピークに｝！に 、 最大風速と最小風速の差を回転速度Vとし 、 2点閲
徊けた急激な頻度上昇（ライトニングジャンプ）が確認さ！
iの距離をメソサ イクロンの直径ZRとする．このとき叔！れた。トー タル雷と竜巻の時間分布からもトー タル古のヒく
iめた2km裔度のメソサイクロンの大きさの周囲5 km以；ー クは竜巻よりも10 分 先行しており ， ライトニングジ：内に発生している宙放軍を ， このメソサイクロンに伴う！
：ャンプは20分先行し ていた。一方対地宙ではこのよう！
津放電と同定する。 さらに、メソサイクロンの盛衰のス！
な！ 明瞭な立ち上が りやピークは見られなかった。よって、:― ー、プ ジを調査する ために角運動址を尊出する。
！
i日本においても竜巻の 短時間予測には対地雷のみではな i
iくトー タル雷が有効である可能性が高い と思われる。

図 1 : 電通大トー タル雷蜆測ネットワ ークーi--------------------------------------------------------------------·--·-·····------··-··--·····-----··-·······-··-··--·--··-·--·--·---·'

-347-

B460

フェ ーズドアレイ気象レー ダ ー (PAWR)を利用した極端気象現象（落雷、降雹等のシビアハザ ー ド）予測に関する研究
道本光 一 郎・天野慎史・諸田雪江・横田匡彦・栗本麻子•宮川美南子・烏居大亮（ウェザ ー ・サ ー ビス（株））
1. はじめに

囮1は、PAWRデータの解析の一 例として、 エコー の予測が困難な局地的大雨（いわゆる 「 ゲリラ濠雨」な

三次元可視化画像と落雷の関係を示した図である。

ど）が引き起こす、河川の氾濫や洪水などの災害軽減

2014年8月16日の11時台のものである。強いエコーのためには、防災（気象などの）情報が有効である。

の盛衰と落雷発生（図中のエコ ー 上部の白丸印）との

ー

ダ

ー

(PAWRと略記）など関係が見て取れる。そして、グランドクラッターを除去しから得られる、いわゆるソー シャル ・ ビッグデータから、た事例を示している。大阪平野付近の地形性エコーが防災（気象）情報を導出する方法に関する研究を実施

きれいに取り去られていることが一 目瞭然である。

本研究では、新型気象レする。すなわち、 「 PAWR」や 「 ひまわり8号」などから
2014/lln G 11 :30:00の膨大なデータを用いた高密度の気象予測の基本技術を確立するための基礎的な解析研究を実施する。
2. 研究の背景
近年、突然発生する局地的大雨、竜巻やダウンバー
ストなどの突風などの極端気象現象、いわゆる 「 シビアハザー ド」によって、河川氾濫、家屋倒壊、斜面崩壊、浸水、車両や航空機への雷撃などの被害が多発し、人命被害の発生も希ではない。これらの現象の多くは短時間で発達する 「稜乱雲」によってもたらされることが多く、現象は数分間程度という短時間に発生し、その発生範囲は数キロメートルと極めて狭い範囲で起きるという特徴があり、この現象に起因する災害への対応が喫図1. PAWR反射強度の3次元描画(2014年8月16日11時30分）

緊の課題となっている。
3. 観測手法等の説明
フェー

(1)

ー

ズドアレイレ(2)監視カメラの画像利用
ダー(PAWR) の利用

監視カメラの画像を利用して、水位や降水量を導出

情報通信研究機構(NICT) 殿の保有するPAWRは、
日本で初めて設置された新しい 測定原理に基づく気
ー

ダ

ー

ー

ダ

ー

する研究も進行中である。
(3) 防災情報の溝出よりも短時間で詳以上の(1)及び(2)で得られる情報に加えて、アメダス

細な三次元構造を観測できるが、その観測情報を気象や独自の気象観測測器網(ESN:NTIドコモが設置、予測に利用する研究は着手したばかりで確立されてお運用している環境センサネットワ ークの略称）などにより象レであり、従来のレ

らず、これらの観測データをもとにした、雲の動き等の得られる風向風速、降水量、落雷などの観測情報を活シミュレーションを行う雲解像モデル (CReSS: 名古屋大用し、防災情報の導出を試みる研究についても継続実学）を組み合わせ、局地的な気象の解析と予測を行うと施中である。

いうことなどの全体研究を現在鋭意実施中であり、サン（謝辞）本予稿の作成に際し、NICT殿にはPAWRデーー

プルデ タの解析とデ タ授受ネットワ
究と同時進行で構築中である。

ー

ク環境を研

ー

タの提供やネットワ ー クの構築等の便宜をはかっていただきました。ここに記してお礼申し上げます。

-348-

B461

避雷飛行支援システムの開発に向けた庄内空港周辺における冬季雷観測222＊吉川栄一し吉田智 , 楠研一］足立透 , 猪上華子 , 牛尾知雄

3

(1: 宇宙航空研究開発機構2: 気象研究所，3: 大阪大学）

1. はじめに

+旦

芍
111

-349-

1

ロ

航空機誘発雷は、我が国の航空機運航における重要な問題として腔識されている。今日では 、 航空機の機体は被雷対策を施した設計が為されているため、被雷が直接重大事
故につながることは稀である。しかしながら、国内の被雷件
数は年間約数百件にのぼり 、 被雷による遅延や欠航といった運航に対する障害及び機体修理にかかる費用は、年間数億円規模であるため、運航上の大きな経済負担となっている。また、冬季日本海側は世界的にも珍しい冬季雷が発生する地域として知られており、その大きな放電エネルギー による機体への影響は大きい、といった特有の問題も存在する。
宇宙航空研究開発機構では、WEATHER-Eye連携協定の下、気象研究所や航空会社等と連携して、避雷飛行支援シ
ステムの開発に向けた実現性検討を、2015年度より実施している。本稿では、本研究開発の概要を示すと共に、2015年度冬季に山形県庄内空港周辺で実施した観測実験及び初期観測結果について述べる。
2避雷飛行支援システムの開発
避雷飛行支援システムについて、その概要を図1に示す。
航空機の回避行動が制限される空港もしくはその周辺において、気象レー ダ、雷放電検知装置、及び旅客機による上空気湿計測及び直接ダウンリンクを活用して、雷気象状態の主要三要素である降水・雷放電・上空気温を、空港周辺において効率的に取得する。取得データは、高橋らの着氷電荷機構等に基づいた帯電量推定を通して、雷発生確率及び雷が誘発された場合の放電エネルギーの推定を行う。放電工
ネルギーは、室内放電実験により構築される機体損傷デー
タベ ース及び運航データ解析により 、 運航へのインパクト量として算出される。最後にリスクマネジメントの概念を海入して、発生確率及びインパクトから航空機誘発による運航リスクレベルが評価される。気象物理量を運航リスクレベルに変換することにより、既に高い運航者のワ ークロ ー ドの増大を最小限にとどめた上で、被雷件数を削減する。本研究は 2017年度まで、観測実験を実施し、取得したデー タを 解析することで、上記システムの実現可能性を確認することを目標にしている。2015年度冬季に庄内空港周辺にて観測実験を実施し、その初期解析を実施しt:.,
3. 庄内空港周辺における冬季雷観測
庄内空港周辺で実施した観測につ いて、設置展開した観測装置を図2に示す。気象レ ー ダの他に、雷放電検知装置と し て Broadband Observation network for Lightning andThunderstorm (BOLT)、そして上空気湿観測として旅客機のフライトレコ ー ダのデータを取得した。図3は気象レー ダと
BOLTの観測データを重ねて描画したものである。レー ダ反射因子の高い位置とBOLTによる放電経路の標定点が良く一致していることから、2016年度以降に実施する実現性検討に資するデー タの取得に成功したことが分かる。同様の
数デー タを取得しており、高精度の雷観測装置のデー タを用いて雷雲を正確に検出できる可能比があることをボ唆してVヽる。
4. まとめ

避雷飛行支援システムの開発に向けた実現性検討を実施して いる。避雷飛行支援システムは、雷気象状態の主要三要素である降水・雷放電・上空気温を、航空機被雷の大部分が発生する空港周辺において効率的に取得するため 、 気象
レーダ、雷放電検知装置、及び旅客機による上空気温計測を活用する。リスクマネジメントの概念を達入して 、 観測により取得する気象物理量 を運航リスクレベルに変換することにより、運航者に負担をかけることなく被雷件数の削減を図る。
冬季庄内空港周辺にて観測実験を実施し、展開した観測装
置の相互検証等から、取得デー タの妥当性を検証すると共に、雷謡出等の実現可飼生に対するボ唆を得t½

図1

避雷飛行支援 シ ス テ ム の概要

図2

.

図3

.

構築 し た観測実験環境..,ふ，,.':匹'.

.

"レー ダ反射因子及び放電経路の標定点

蕊2ISS/JEM-GLIMSミッションによる雷放電の電波および光学観測森本健志 ＊ （近畿大学）、菊池博史、牛尾知雄（大阪大学）、佐藤光輝（北海道大学）
山崎敦、鈴木睦(ISAS/JAXA)、菊池雅行（極地研）

はじめに ．
国際宇宙ステ ー ション(ISS)において、電磁波観測と光学観測を併用したスプライト及び雷 放電の高速測光撮像センサ(JEM-GLIMS)による観測を 2012 年II月から20
1
5年8月の3年弱に渡り実施した。GLIMSミッションで は、ISSの日本実験棟「きぼう」曝露部に設置されたポ ー ト共有利用実験装置内部に、CMOSカメラ2台、フォトメ ー タ 6台で構成する光学観測機器と、VHF
センサ2台からなる干渉計、 およびVLFレシ ー バ1台で構成する電波観測機器を設置し、全球的な雷と高高度放電発光を観測している。このうちVHF干渉計は、
地球指向面に1.6mの間隔で設置した2つのアンテナ
で 雷から放射されるVHF電 波を受信し、2.5µsを1単位と する波形デ ー タを最大130波形分記録し、記録波形のアンテナ間位相差から到来方向を求めている。本稿で は、GLIMSの 観測デ ー タを用いて、地上からの観測で は困難である雷放電発光と電波放射の水平方向の広がりを比較する。
電波および光学観測結果の比較
本稿で使用するGLIMS観測デ ー タは、広角視野のフォトメ ー タで設定閾値を超える発光が捉えられたことをトリガにして記録した、 トリガ周辺の33 ms * 4 フレ ームの CMOSカメラ画像と、2.5µs * 130の VHF波形である。この方法で記録した観測デ ー タから、 トリガの前
後lOOms以内にVHF千渉計が130波形を取得したイ
ベントを選ぶ。その中から位相差から求めたVHF電波の到来方向がCMOSカメラで撮影した画像の発光領
5イベントを解析対象とする。これらの イベ域に重なる5ントに季節や地域の偏りは認められない。求めた130の到来方向の標準偏差と、カメラ画像の発光ピクセル数を比較する。カメラ画像は 5)2X512 の ピクセルイメージであり、発光強度が閾値を超えるピクセル数を発光の大きさとして定義する。
図1に上記の方法で得られたVHF電波の到来方向の広がりと発光の大きさの関係を示す。ここで 、発光ピ
クセル数が 4500を超える 3イベントと、到来方向の広がりが 30度となる 1イベントは 、 図 1に示す全体の 分布か
ら大きく離れるため除外した。図に示す電波の取得時
間とはVHF千渉計が受信した130波形の最初と最後の時間差である。
図1において、発光ピクセル数が1000以上 の発光領域が広いイベント に注目すると、10例中8例で到来方向の広がりが8度以内、6例で電磁波の取得時間がI ms以内となっている。すなわち、雷発光が大きいイベ

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到睾方向の広がり（崖I5

図1. VHF電波およびCMOSカメラ画像の比較
ントでは、VHF干渉計により短い時間に狭い場所からの集中的なVHF電波が記録されていると言える。紙面の都合上、詳細は割愛するが 、4フレ ー ムが保存される
CMOSカメラ画像において発光が何フレ ー ムに渡っているかで発光の長さを定義し、図 1 と同様の 比較を行，ったところ、 同じく雷発光の長いイベントで集中的な
VHF電波放射が記録される傾向が見られた。
普通、発光が大きく長い雷放電は、 VHF 電波放射も広く長いことが予想される。しかしなが ら、図 1の結果はそれとは逆の特徴を示している。これは、VHF干渉計の 機器仕様による。リソ ー スの制約から、VHF干渉計
は観測を停止する直前の130波形のみ保存している。
各波形は設定閾値によるイベントトリガ方式で記録している。この ことから、図1に示す電波の取得時間は130
波形が 放射されるの に要する時間であり、取得時間が短いことはVHF電波の放射頻度が高いことを意味する。
言い換えれば、発光ピクセル数が多いまたは発光時間が長いイベントにおいて、 短時間で特定の 領域からの
多くのVHF 電波が記録されていることになり、 光学的に活発な雷放電から、活発な VHF電波放射が記録されたと言える. VHF干渉計の記録波形に 1 30 という上限がなければ、発光エネルギ ー の大きな雷放電ほど、高密度なVHF電波放射が広い範囲からなされた と考えることが できる。
おわりにv即千渉計によるVHF電波の到来方向の広がりおよび取得時間と、CMOSカメラ画像の発光の大きさの比較を行った。その結果、 雷発光が大きいイベントでは、
VHF干渉計により短い時間に狭い場所からの集中的なVHF電波が記録されていることが わかった。この ことは、光学的エネルギ ー の大きい雷活動が 、より活発な
VHF電波放射をした結果であ ると考えることがで きる。

-350-

B鵠3
落雷エネルギ ー と極性に注目した東日本における春期落雷の特徴
岩崎博之 ＊ （群馬大学教育学部）
1. はじめに
寵LLN全球落雷デ ー タを用いた解析から，落雷頻度の低い領域では，高いエネル
ギ ー を持った落雷の発生頻度が高いことが示されている (Iwasaki , 2015: Int. J. Climatol.
4437-4347). そして，関東地方では ． 春期(4- 5月）の落雷頻度は低いが， 高エネルギ ー 落雷の占める割合が高く， 逆に ． 落雷頻度が高い夏期(78)では高エネルギ ー 落雷の占める割合は低くなる (Iwasaki, 2014: SOLA 98-102). しかし，この高エネルギ ー 落雷の実態については研究が行われていないのが現状である．
ここでは ． 寵LLN落雷に加え，極性が得られる，ドコモ環境センサ ー ネットワ ー クで得られた落雷デ ー タ(domomo落雷）を用いて，落雷エネルギ
ーと極性の関係に注目し，東日本の春期落雷の特徴について報告する．
2. デー タと解析期間解析に用いた落雷デ＿夕は， 次の2つである．
1. 暉LLN落雷（ワシントン大学提供）：
落雷時刻・位置と落雷エネルギ ー (J)2 . docomo落雷（株式会社NTTドコモ提供）：
落雷時刻·位置，ピ ー ク電流値 (A) と極性
解析期間は 2013と2014年の5月解析領域は34.
0-38. SN/135. 6-141. 1E (中部～関東地方）の範囲の陸域とした． 春期落雷の特徴を明らかにするために，8月の落雷についても解析を行った．

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第1図： 2013年5月 の輝LLN落雷(a), docomo落雷(b), P-ratio とS-ratio (c)の時系列．
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4. 結果
第1図に，2013年5月について. 1時間毎に観測された鼎LLN落雷とdocomo落雷の個数(aとb). 解析領域全体で求めたP-ratioとS-ratio (c)の時

に
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F16

3. 解析に用いた落雷パラメ ー タの定義
1)高エネルギー 落雷
暉LLN落雷のなかで，落雷エネルギ ー の上位10
闇値 (7666 J)を越えるものを高エネルギ ー 落雷と定義する．
2)Strong ratio (S-ratio)
全寵LLN落雷に占める高エネルギ＿落雷の割合
をS-ratioと定義する． 高エネルギー 落雷の定義
から，S-ratioの全球平均値は10%となる．
3) Positive ratio (P-ratio)
積乱雲内の正電荷が対地落雷により中和された場合 それを「正極雷」と言う． 全docomo落
雷に占める正極雷の割合を，ここではP-ratioと定議する． 活発な粗乱雲については，P-ratioの平均値は10%と言われている． そして， 負極雷に比べて， 正極雷に伴うピ ー ク電流値は大きいことが知られている．

系列を示す． 暉LLN落雷とdocomo落雷では検出方法が異なるが， 大まかに同じような落雷個数が観測されている. 5個／時を越える鼎LLN落雷が観測された期間では高エネルギー 落雷の割合 (S­ratio)と正極雷の割合(P-ratio)は20-80靡である．それぞれの全球平均値は10%と10-20%なので ．
春期の東日本では高エネルギ ー 落雷と正極雷が卓越していることが分かる．．
次に ． 高エネルギ ー 落雷と正極雷の特徴に共通性があるのかを確認する． 第2図は ． 落雷活動
度とS-ratioとP-ratioの醐係を示す． 落雷活動度の定義には，1時間毎の落雷個数の10分位値を用いる． 落雷活動度1 (10)は下位10闇（上位10%)の落雷活動度を意味する．図から明かなように ．
5月において，落雷活動度が弱い場合に，高エネ
ルギー 落雷と正極雷の割合が高くなる傾向にある . 8 月の夏期雷にも同じ傾向が認められるが ．
春期雷(5月）では， この傾向が，非常に明瞭であることが分かる．
そのため. 1 時間毎に解析領域全体で計算されたS-ratioとP-ratioには, r=0.68という有意な・正の相間が認められる （図略）． これらは高エー
ネルギ 落雷と正極雷が『同じ現象』である可能性を示唆している．
発表では ． 解析期間を4月にまで広げる． そして， 2つの落雷デー タにおいて ． 同 一 落雷と同定、された個々の落雷について ． 極性と落雷エネル
ギ ー を比較し ． この可能性について議論する予
定である．

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Lightning四向第2図： 5月と8月における落雷活動度とP-ratio(a)とS-ratio(b) の関係． 落雷活動度が小さいほど. 1,時間当たりの落雷個数は少なくなる．

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飛騨高山森林サイトにおける大気中酸素濃度観測に基づく 2005-2015 年の全球炭素収支

石戸谷重之＼村山昌平\ Prabir K. Patra2、 田口彰 一）、青木周司 ・ 、 中獨高清 3 、 森本真司尺後藤大輔..、 近藤裕昭 l
1 産業技術総合研究所、2JAMSTEC、 3 東北大学、4 東北大学、・国立極地研究所
1. はじめにが見られた。 これらを踏まえ、 高山サイト、仙台および
Ny-AlesundのAPO季節変動と、 大気海洋間 02 フラックス
大気中酸素co.>濃度 (M02/N2))と二酸化炭素(co2)濃度の経年変動を解析することで、陸上生物圏と 海洋によの気候値 (Garcia and Keeling, 2001)を用いて大気輸送
モデル (Patra et al. 2009; Taguchi et al. , 2011)にる人為起源co.の正味吸収量を分離して推定できる(e.g.
Manning and Keeling, 2006)。本推定では、 陸上生物圏がより計算したAPO季節変動とを比較した。 その結果、夏季
co.を吸収する際の平均的な ー o/co2 比（％）として、植物に 1.1より小さい ％を、冬季に 1.1 より大きい％を採用
体や土壌有機物の元素分析結果に基づく1.1 の値が採用することで、高山サイトの日中デ ー タに基づく季節変動のされている(Keeling, 1988; Severinghaus, 1995)。 一方
極大値 出現時期をモデルおよび夜間デー タの場合の出現で個々の森林においては、森林生態系が大気からco.を吸時期に近づけつつ、全てのサイトの季節変動振幅を、 ％収する場合と、大気にco. を放出する場合で-021co2 比が異が通年で 1.1の場合の振幅と等しくすることが可能であなり、 結果として大気→辰林間の o. とco.の正味交換のった。日中デー タに基づくAPO季節変動の極大値 出現時期
-O
大きく異なる場合が/C0
比が1.1とあることが報告さが％に依存し 、 より小さい ％ を採用した場合にモデルや
2i
れている(Seibt et al., 2004; Ishidoya et al., 2013,
夜間デー タの場合の出現時期に近づくこと は、高山サイト
2015; Hockaday et al. , 2015)。 そ こで本研究では、飛騨における夏季 日中の大気—森林間正味交換のー o.;co2 比が1.1 より有意に小さい (0.9以下）ことを示唆した過去の高山森林 観測サイトにおける6(02/N2 )の長期観測結果に基づき 、 6(02/N2 )とco. 濃度から導かれる大気ポテンシャ
報告(Ishidoya et al., 2013, 2015)と整合的である。
ル酸素(APO 02 + ae xco2)の季節変動と、 陸上生物圏
高山サイトにおけるl>(02/N2 )および CO2 濃度の経年変化から 推定した、2005年 1月 ー2015年 1月の期間における陸および海洋のco. 正味吸収量について 、 ％に対する依存性を試験したので報告する。
上生物圏 および海洋による平均的な CO2 正味吸収量は、
a 8 1.1 の場合 にそれぞ れ 2.1土0.8および2.6土0.6
直ー
GtCyr 1 であった。 一方で上記の季節変動の考察から、陸岐阜県高山市乗鞍岳中腹の冷温帯落葉広葉樹林内°°(36 09'N 、 137 25'E、 1420m a. s. 1.)において 、 高
上生物活動が卓越する夏季の％が1.1 より小さくなる 可度 8.8 および27 m (森林キャノピ ー 内外）の2 高度で日能性を考えて、仮にaa=o.asの値を用いた湯合には、 同期中および夜間に1 試料ずつ
、計 4本の大気試料を、年に約間の陸上生物圏および 海洋の CO2 正味吸収量 は 2.7土0.8
ーおよび2.0土0.6 GtCyr 1になる。 ae=L 1 の場合の推定 値
9回の頻度で採取した。 採取した試料の6(02/N2)は質量分
析計(Finnigan MAT-252)を用いて分析した(lshidoya et
は Global Carbon Projectで報告されている 2004-2013
al., 2003)。 2013 年以降の試料については新たな質量分
年の推定値と よく一致し、a 8=0.85とした場合の値 は海洋析計 (Thermo Scientific Del ta-V)による分析も行なっ
モデルによる2010年 相当の推定 値と 一致する(Le Quere
た(Ishidoya and Murayama, 2014)0 MAT-252 およびDelta-V
et al., 2014; Wanninkhof et al., 2013 ) 。 そのためによる6(0,!N.)の測定精度 はそれぞれ約5 および3permegl>(02/N2)に基づ< CO2 収支解析によって他手法の推定値のである<-021 co2 比が1のo.とco.の交換が生じた場合に、妥当性を検証するには、 aeの不確か さを削減することがー
M02/Nz)の4.8permegの変動がo, モル分率のIµmolmol 1
課題の一 つと なる。
の変動に相当する）。
3. 結果と 考察
図1に、 飛騨高山森林観測サイトにおける大気中
6(02/N2)とco. 濃度の変動 、 およびae= L 1の場合のAPOの変動を示すo図には観測値へのBest-fitted curvesと その長期トレンド(Nakazawa et al. , 1997)も併せて示した。 6(02/N2)は夏期に極大値を示す明瞭な季節変動を示し、、APOと同位相であった。APO
その位相はCO濃度と逆位相
2440は陸上生物活動に対する保存 量であり、その季節変動 は主と し て大気 海 洋 間 の。2 交換の 季 節 変 動 を反映する，(Keeling et al., 1993)。 そのため 、 6(02/Nz)と APOの
季節変動振幅の比較から 、 M02/N2)の季節変動の約7割が陸上生物活動に由来することが示唆 される。
APO 季節変動のaeに対する依存性を試験するため、JOO
Best-fitted curvesから求めた6(0/ N2)およびco. 濃度の平均的な 季節変動を用いて、aeを 0.9から 1.3まで変化
させ ながら APOの平均的な季節変動を計算した。その結果、
APO季節変動の位相について、 日中 のデー タを用いた場合に、％の増加に伴う極大値の出現時期の遅れが見られた。
一方で、夜間のデ ー タを用いた場合や、北半球の沿岸観測2016
サ イ ト（仙台市郊外 お よ びスバルバ ー ル諸島
2014
2012
2010
2008
2006
Year
Ny-Alesund ; Ishidoya et al. , 2012a, b)の場合には、季節変動の位相は％ に依存しなかった。 季節変動の振幅
図1 : 飛騨高山森林観測サイトにおける大気中li(02/N2)、co,について は、 全てのサイトでaeの増加に伴う振幅の減少
濃度およびAPOの変動。

C452

大気境界層内 CO2 濃度高度分布のライダ ー 連続観測柴田泰邦、長澤親生、 阿保真（首都大学東京システムデザイン研究科）
1.

はじめに高い空間 および 時間分解能で下恩大気中のCO2濃度分布を測定することにより、森林、耕作地や都市＇ 域など、ロ ー カル領域内のCO2 フラクッスを詳細に分析することが可能となる。 我々は、 下層大気中のCO2 鉛直分布を高精度に測定を行う小型1.6µm 差
分吸収ライダー( DIAL:Differential Absorption Lidar)を開発した 1 ,2。2015年］月 からII 月にかけて4回、首都大学東京・日野キャンパ ス内（東京都日野市）
において日出前後を中心と したDlALによる大気境界屈内C伍鉛直分布の連続観測を実施した。 本講演
では、 各観測事例について紹介するとともに、 下層
CO2 鉛直分布の季節的な違いについて報告する。
小型1.6µm DIAL
送信部は出力2 mJ、パ ルス繰り返し 400 Hzの
Nd:YAG レ ー ザ励起 OPG (Optica l Parametric
Generator)を用い 、受信部は送受信同軸の口径25cm
望遠鏡と光電子増倍管、16bit ADコンバ ー タを用い、アナログモ ー ドで観測を行っている。 送信ビ ー ムはスキャンが可能で、大気境界層内のCO2濃度鉛直分
布 および近距離（～数km)の水平分布を昼夜とも高精度に測定することができる。
2.

3. CO2鉛直分布銀測
大気境界層内のCO2濃度分布の時間変動および季節的な変動を調べるため、日出時刻前後を中心にDIAL観測を首都大学東京・日野キャンパス（東京都日野市）において行った。 観測日は2015 年1月2日、6月 10日、8月21日、11月 5日の4回である。

o.o 5 • f 10 11 12 ll Iヽ1● 16 11 11' ' . ＇: . ヽ ， ． ．

4. おわりに
従来測定手段が無かった大気境界暦内のCO2濃度の鉛直分布について、 日出前後の時間変化や季節的な違いについてDIAL親測により初めて明らかにした。 今後 測定事例を増やすことにより、大気モデルとの比較などを行っていきた いと考えている。
謝辞：本研究は科学技術振典機棉「先端計測分析技
術・機器開発プログラム」により行われた。
参考文献

I. 長澤他、 計測と制御、Vol.SO, No. 8, 883,2011.
2. 阿保他、 日本気象学会2015年度秋季大会,.,,,.●"'""',.. ふハ.,., -

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各日の観測結果および日出時間を図lに示す。 高度
分解能は294m、時間分解能は 1時間である。また、
図2に各日の日出時間のC伍濃度分布を基準にしたCO2 漿度の変化誠を高度ごとに示している。0.0kmの値は地上に設箇したCO2濃度計測器(LI-7500)のl
時間平均値である。
1月：地表近くのCO2濃度は昼間にかけて増加しているが、高度1.7km より上では逆に減少しているのがわかる。 これは冬季で光合成によるCO2 の変動は少なく、都市部からのCO2の流入の影響があると考えられる。
6月、8月、 11月：日出後の高度 1.5 km以下において、 光合成に起因すると思われるCO2猿度の 減少が親測された。また、8月と 11月は日出時の地表付
近と 高度2 km付近の濃度差が他の観測例より大きかった。

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図1 CO2 鉛直分布(2015年1月2日、 6月 10日、8月21 日、 11月 5日）
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C453

Influence of Fossil Fuel Emissions on CO2 Flux Estimatesby Atmospheric Inversions*Tazu Saeki1 , Prabir K. Patra1, Shinji Morimoto2, and Shuji Aoki2

1) Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology, Yokohama, JAPAN
2) Graduate School of Science, Tohoku University, Sendai, JAPANTop -down approaches (or atmospheric
inversions) using atmospheric transp ort
models with CO2 observations are aneffective way to estimate carbon fluxes at
global and regional scales. CO2 flux
estimates by Bayesian inversions require apriori knowledge of terrestrial biosphereand oceanic fluxes and fossil fuel andcement production (PFC) CO2 emissions.
In most inversion frameworks, PFC CO2 isassumed to be a known quantity because
PFC CO2 based on world statistics arethought to be more reliable than natural
CO2 fluxes. However different databases of
PFC CO2 emissions may have different
temporal and spatial variations esp eciallyat locations where statistics are not soaccurate. In this study, we use 3 datasets of
PFC emissions in inversion estimations
and evaluate the sensitivity of theop timized CO2 fluxes to PFC emissions
with JAMSTEC's ACTM (an AGCM-based
atmospheric chemistry-transp ort model)
for the p eriod of 2001-2011.
Interannually varying a priori FF
CO2 emissions were based on 1) CDIAC
database, 2) EDGARv4.2 database, and 3)
IEA database, with some modifications.
Biosphere and oceanic fluxes were
optimized. Except for FF emissions, otherconditions were kept the same in our

inverse experiments. The three a priori FF
em1ss1ons showed ~5% (~o.3GtC/yr)
difference in their global total emissions in
the early 20oo's and the difference reached~9% (~0.9 GtC/yr) in 201�. This resulted
in 0.5-1 GtC/yr (average 2001-2011)
difference in the estimated global total
emissions for the ACTM inversions.
Regional differences in the FFC emissions-were relatively large in East Asia (~0.5
GtC/yr) and Europe (~0.4 GtC/yr). These ap riori flux differences caused differences inthe estimated biosphere fluxes in East Asia
and Europe. Boreal North America and, North Africa had·less difference in FFC
emissions but showed larger difference inestimated fluxes which血ght be affectedby their neighboring regions.
Forward simulation results withthe prior and posterior fluxes werecompared to aircraft measurements overJap an by Tohoku University to validate thefluxes.
Acknowledgements. This work is supported by theEnvironment
ResearchandTechnology
Development Fund (2-1401) of the Ministry of theEnvironment, Japan. We thank Ingrid .T. van der
Laan-Luijkx for providing IEA FF emis�ion dataset.

-354-

C454
中国中東部におけるオゾン増加：衛星観測とモデルシミュレ ー ションの比較＊林田佐智子 1 、 出牛真 2 、 山地一代 3 、 梶野瑞王2、 関山剛 2 、 慎木貴史 2
1.奈良女子大学，2.気象研究所，3.神戸大学大学院
はじめに
中国の大都市における深刻なオゾン汚染は国内の問題にとどまらず、 国境を越えた半球規模での地球環境問題として注目を集めている。このため、衛星による対流圏オゾンの広域的監視が期待されている。Hayashida et al. (2015)は、Liu et al.
(2010 )が衛星観測か ら導出したオゾン鉛直分布を綿密に解析し、中国中東部上空で、 毎年6月頃にオゾンが高濃度で観測されることを示した。 しかし、衛星デ ー タのリトリー バル手法においては鉛
直方向の平滑化誤差が大きく、上部対流圏l下部成層圏(UT/LS)のオゾン変動が下方に伝播している可能性を否定できなかった。
そこで本研究では、OMI のオゾンリトリー バル
において UT/LSにおけるオゾン増加が下部対流
圏オゾン導出にもたらす見かけ上の影響を除去するための方法を開発し、不確実性の高いデ ー タを除去した。また、現地観測では地上オゾン濃度に対する冬小麦収穫後の野焼き(OpenC rop Residue
Burning; OCRB)の影響が強いことが知られている(K anaya et al. 2013)。そこでOCRBの影響を明らかにするためにモデルシミュレ ー ション結果との比較を行った。
衛星デークとモデルについて
1. 衛星親測デ ー タ：オゾンについてはLiu etal.(2010)で OMIから導出されたo-60 km を 24層に分割してリトリー バルされたオゾンプロファ
イルを解析した。二酸化窒素(N02)については同様にOMIのL3 (OMN02d)を、一酸化炭素(CO )についてはMOPIT TのL3 version6を用いた。
2. モデルシミ ュレ ー ションには気象研究所化学
気候モデル MRI-CCM2 (Deushi and Shibata,2011)を用いた。境界条件として与えるエミッショ
ンは Table 1 の通りである。ここにCNTL は基準
実験、OCRBは野焼きの効果を調べるための感度実験である。中国の野焼きのエミッションは山地
によって開発されたインベントリ(Yam.aji et al.
2010)を含め て いる 。発表で は領域モ デル
NHM-C hemの結果についても併せて議論する。

結果
UT/LSオゾン変動の影響を除去するためのスクリーニング法を開発し、2006年6月のモデルシミ
ュレ ー ションの結果に適用し、該当するデ ー タを取り除いた。その結果、 スクリーニングの後においても、中国中東部上の下部対流圏オゾン増大現象を明瞭に示すことができた。この結果によって、
中国中東部で毎年 6月にオゾンが高濃度になるというHayashida et al. (2015)の報告の妥当性を確認することができた。
標準実験のモデルシミュレ ー ションでは、6月のオゾン増大現象をよく再現でき、 オゾン増加の原因は主として工業活動や車などの人工起源のエミッションと強い紫外線による光化学生成によるものと解釈できた。少なくともOMI観測で得られている程度の粗い高度分解能のスケ ールでは、
OCRBの効果が OMIの親測結果に大きく反映されているとは考えられない。発表ではN02 やCOの結果についても考察する。

謝辞

文部科学省GRENE·eiプログラム炭素循環課題（代表：今須良 一 博士）の支援を受けて実施した成果の報告を含みます。小野朗子さんと茅場聡子さんの貢献に感謝します。
参考文献
Deushi M, Shibata K (2011), PMG, 62:1-46.
Hayashida S. et al. (2015), ACP, 15, 9865·9881.
Kanaya Y. et a l. (2013) ACP, 13, 8265·8283.
Liu X. et al. (2010) ACP, 10, 2521·2537.
Yamaji K. et al. (2010), ACP, 10,7353·7368.
＊本餅究の内容は以下の投稿中論文の内容を含みますHayashida et al., Study on lower troposphericozone over central and eastern China:
Comparison ofsatellite observation with model
simulation, "the Land Atmospheric Interactionsin Asia", Springer.

Table 1. Anthropogenic and biomass burning emission invent ries
1l Sensitivity study for open crop residue bu血四(OCRB)
Control run (CNTL)
Anthropogenic

MACCity (monthly)* (Lamarque et al. ACP, 2010; Garnier et al. Climate Change, 2011)

I GFED ver.3 (monthly)*I

GFE ver.3 + OCRB emission inventory developed by K
Yam �"i**(van der Werf, ACP, 2010)*The monthly values were converted into daily values for calculations. ** updated from Yamaji et al. (2010)
Biomass burning

-355-

C455

都市ヒ ー トアイランドによる局地循環の変化がオゾン分布に及ぼす影響＊出牛真、梶野 瑞王、青柳．暁典（気象研）

めており、高濃度オゾンは呼吸器などへの健康被害を及ぼすとともに、植物被害や農作物収蛍の減少などの悪影
幣をもたらすことが知られている。
2. モデルと実験設定
NI髄Chemの力学モジュールは、気象庁／気象研が開発した非静力学モデル (NI-IM) であり、本研究で用いたバージ°
ョンには単層都市キャノヒ ーモデルSPUC (.Aoyagi et al. ,2011) が組み込まれている。また本モデルの化学・輸送
モジュールには、対流圏オゾン閑連の詳細な化学プロセスが陽に組み込まれており (Kajino et al. , 2012)、カ学モジュ ー ルとオンラインで結合している（出牛ら ，
2013)。
本研究では、上記NI-IM-Chem(水平解像度2km)を用いた数値シミュレーションを、夏季(2006年6-8月）の東京°とその近郊域を対象にして実施した。都市キャノヒ 一お
よび人工排熱それぞれの影蓉が、地上付近のオゾンの動態に及ぼす影幽を定拭的に評価するために、以下に示す
基準実験と感度実験を行った。
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基準実験：都市キャノヒ ーなし・人工排熱なし°
感度実験A: 都市キャノヒ 一あり・人工排熱なし°
感度実験B: 都市キャノヒ 一あり・人工排熱あり
上記3つの実験において、化学・気象場の境界値および大気汚染物質のエミッション呈は共通とした。化学場の境界値は、 NHM-Chem を多段ネスティング（水平解像度がそれぞれ20km, 5km) した計算結果を、気象場については
気象庁メソ解析デー タを用いた。また大気汚染物質のエ
ミッシ ョンインベントリデ ー タとして、 人為起源は
EAgrid2000-Japanの2005年値更新版（福井ら ， 2014)を、
自然起源はMEGAN2(Guenther et al. , 2006)をそれぞれ用
いた。
3. 結果
図 1 に、モデル最下磨オゾン(03)および 一 酸化窒素
(NO)濃度の感度実験Bと基準実験の差を示す。
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1. はじめに都市域における大気汚染は、そこに住む人々の健康や安全•安心に大きな影響を及ぼす。大気汚染物質の動態
は、その放出源の場所・強度・種類などによって大きく規定されているが 、 さまざまな気象要素OO・気温・日射・大気安定度など）とも、輸送・化学反応プロセスなどを通して密接な関係が存在している。
°
都市域の気象場は、都市キャノヒ ーや大きな人工排熱によって有意な影蓉を受けていることが知られている。
これまでの研究においては、特に都市ヒ ートアイランドの強度 ・内部構造や局地循環との相互作用などについて
多岐にわたる調査がなされている。また、都市域における大気汚染と気象場償｝地循環や大気境界層など）の関係に注目した研究も多くなされている(e.g.吉門，2015)。
しかしながら 、 これまで行われてきた研究の多くは 、
都市ヒ ートアイランドと都市大気汚染の間に存在する相互作用を陽に考慇し、これらのプロセスを統合的に評価したものではなかった。この一つの要因として、これらプロセスとその相互作用を詳細にシミュレートする数値モデルが、計算機能力の制限もあって開発されていなかったことがあげられる。しかし、近年の計算機能力の向上とともに、このようなモデルを用いたシミュレー ショ
ン研究を行う環境が整ってきた。
そこで 本研究では、都市キャノピー モデルを組み込んだ涸解像度の領域化学輸送モデル(NI-IM-Chem) を用いて、東京とその近郊域を対象とした数値シミュレーションを実施し、都市ヒ ートアイラントが大気汚染に及ぼす影牌を調査しt� 特に、地上付近のオゾン (Yf.化学オキシダント）およびオゾン関連物質に注目して解析を行った。
オゾンは、近年重要な大気汚染物質として再び注目を集

図1. モデル最下屈03濃度佐図）および NO濃度（右図）の基準実験と感度実験Bの差（％）。2006年6-8月の3ヶ月間平均値3
最下層03については、都市ヒ ートアイランド効果により特に都心付近で最大 2澤程度増加する結果となった（図1)。一方、最下層 NO については、都心付近では最大で40%程度減少し、また郊外域においても広範に 5-20%程
度減少しt:.aこれらの結果は、夜間の都市ヒ ートアイラ
ン噂J果による大気安定度の変化が主たる要因であると考えられるが、局地的な水平収束の変化などに伴う影幣もあると考えられる。本発表時には、NOx/VOC比への影製を解析した結果についても示す予定である。

-356-

C456

衛星データから見たオゾン量の経年変動と力学場の関係(m)＊半田太郎・廣岡俊彦（九大院理）•江口菜穂（九大応力研）[ 1 . はじめに］
成層圏オゾンは、 種々の要因により、 幅広い
時間スケ ー ルで変動することが知られている。
本研究では、 人工衛星測器MLSにより得られたオゾン場と力学場の経年変動を調べ、 成層圏
オゾンの変動に、 力学場がどのように関わっているかを考察する。
[2. 使用デー タ］
本研究では、 NASA 作成の AuraEOS/MLS
オゾン混合比・気温デ ータ(v4.2 Level2 )を使用する。 MLSデ ータは衛星軌道上のデータから、゜°
10 X10 経度緯度格子点デ ータに変換した。
鉛直層数は38 層(261hPa-0.02hPa)、 解析期間は2005年から2013年の9年間である[3. 解析方法］
オゾン量混合比データと気温デ ータについて
帯状平均場を求め、 パ ワ ー スペクトルを計算した。 解析期間における両帯状平均場の気候値的
年周期データを作成後、日々の値の偏差を求め、高度ごとに両偏差場の比較を行った。 また、 各
緯度帯において高度ごとにフー リエ級数展開を行い、EPフラックスなどの力学量を計算した。

4.2 オゾン場と気温場の経年変動
QBO周期の変動を詳細に見るために、 オゾン
混合比と気温の気候値的年周期デ ータからの偏差を計算し、 赤道域における時間・高度断面図を描いたのが図2 である。 オゾン場、 気温場ともに、 QBO に伴う2 年から3年周期で偏差場の正負が入れ替わり、下降しているのがわかる。
一方で、 オゾン場の下降は30km付近でしばら＜停滞し、 結果的 に30km付近を境にして、 気温場との間で相関関係の位相がずれ、 上層では負相関、 下層では正相関となっている。
両半球の中緯度では、半田他(2014年秋季大会Pl28)で示したような、QBOに伴う子午面循
環による赤道域とは逆位相の変動を形成するとともに、 プラネタリ ー 波による冬極方向への輸送の影響を受ける。 その結果、 高緯度域のオゾ
ン量は中緯度域のEP フラックス鉛直成分の冬季積分値と高い正の相関を示した。 発表では、
この関係を詳しく雖論する。
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各緯度におけるパワ ー スペクトル
図lは赤道域におけるオゾン量混合比のパワースペクトルを高度ごとに描いたものである。
赤道域特有の準2年周期振動(QBO)の影響を受°けたヒ ークが25km、35km付近に見られ、30km
付 近 に構造の 節 が 見 ら れる 。 こ のことか ら
30km付近においては、 上層の化学的要因、 下4. 1

層の力学的要因の両者が釣り合って打ち消しあっていると考えられる。
中商緯度でも、 QBO の周期帯に 30km 付近
゜に節を持つヒ ークが 見られるが 、 30km 付近と40km付近に節を持つ1年周期の変動が卓越する（図は省略）。

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図2: 赤道域における 、 2005~2013年の期間のオゾン偏

図1: 赤道域における、 2005~2013年のオゾン混合比パ差場（上図）と気温偏差場（下図）の時間・商度断面図。単位は

ワ ー スペクトルの高度分布。単位は ppmv2, QBO、 1年周それぞれ ppmv と K, QBO に伴う変動が見られ 、 両者は期、 SAO( 半年周期）を強調して描いてある。

上層では負 、 下層では正の相関を示す。

-357-

C457
大気環境常時測定局で使用済みテ ー プろ紙の分析による福島第 一原子力発電所事故直後における東日本での大気中放射性セシウムの時空間分布（その2) : 高濃度現象とその気象場の解析＊鶴田治雄(RESTE C)、大浦泰嗣・海老原充（首都大）、大原利箕（深境研 ）、森口祐 一 （東大院エ）、司馬 葉・
草間優子・荒井俊昭（東大 大気海洋研）、山田裕子・中島映至(JAXA/EOR C)
1. 目的：東京電力福島第 一 原子力発電所事故
直後における大気中放射性物質の時空間分布の解明のため、 大 気環境常時測定局で使用されている、B線吸収法浮遊粒子状物質(SPM)計中の使用済みテ ー プろ紙に採取された放射性物質の分析結果について、第l期 4 0地点のCs-1 37の時空間分布と主な プル ー ムの挙動については、 すでに論文(Scientific Reports, 2014)として昨年度に報告した。さらに第2期 を 含めて約100のSPM地点
で分析された全デ ー タは、日本放射化学会のwebsiteからデ ー タ集論文(JNRS, 2015)として、最近公開された。そこで全デ ー タを解析して、第 1期 以後に明ら かになった主な結果を、 気象場の解析と併せて報告する。
2. 調査方法：分析したSPM地点は、東北地方南部から関東地方西部と南部までで（図1)、2011年3月12日~3月21 日の1 時間毎の大気中Cs-134とCs- 137濃度である。また、 大気汚染常時監視局の
SPM濃度デ ー タ、気象庁のGPVデ ー タで lOOOhPaの風向風速とAMeDASの気象デ ー タ、各モニタリ
ングポストの空間 線星率も解析に用 いた。
3. 結果と考察： (1 )関東 地 方 西 部への輸送：3
月15日午前中に関東地方中部まで輸送された汚染
気塊の一部は、午後には関東西部山麗地帯まで輸送された（図l上段）。また3月20日午後に、東寄りの風により茨城県東部沿岸域から埼玉県西部にかけて、
巾約40kmのプルー ムが観測され、西部では 夜間から
21日朝にかけて高濃度で滞留した（図l下段）。この
主な原因は 、 つくばでの気温鉛直分布で観測された、強い気湿の逆転層（高度119-245m)の存在によると推測された。 なお、それより上空では、強い南寄りの風が存在した。(2)東 北 地 方 中部への輸送：文科省の航空機モニタリング調査結果で、 宮城県北部から岩手県南部にかけて、周辺よりも多い放射性物質が地表面に沈培していた（図1下段の白線部）。
この主な原因は、3月20日夜間に南寄りの風によりこの地域まで汚染気塊が輸送され、同時期に観測された降水により沈着したためと推測されている。 しかし同時期における、宮城県内のSPM地点の大気中
Cs-137濃度はほとんど検出下限値(0.1-1 Bq m"3) 以 下だった（圏1下段の点線域）。一方 、宮城県内の 3月20日のSPM 濃度は、3月中で最裔を示した地点が多く、下層大気が非常に安定していたことを示している。これから、つくばで観測された20日夜間の気温

逆転層は、東北南部にも存在したと推測される。 それにより、 高濃度の放射性物質を含む汚染気塊は、地上より上空の大気あるいは雲中を北方に輸送され、降水により地上に沈瘤したと推測される。 一 方 、 3月21日午前中は強い北寄りの風だったが、宮城県から福島県北部の SPM地点では、 最高10 Bq記のCs-137談度が測定された。これは、夜間に上空に存在していた高濃度の汚染気塊の一 部が、強い鉛直混合で地上付近まで運ばれたため、 と推測される。これらから、 汚染気塊の輸送過程を解明するには、局
地風系とともに、大気の鉛直構造を考慮することが重要である。謝辞：テ ー プろ紙を提供して下さった全ての自治体 、 及びこの研究を協カ・支援して下さった若松伸司教授（愛媛大）をはじめ 、 文部科学省 、 環境省 、 規制庁及び多くの方二白

-358-

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C458
放射性Csの沈着速度について＊渡邊 明（福島大・理工）二宮和彦

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第2図 日降水量とCsの沈着速度の相関a

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よそ3m/
a s以下とCsl37に比べて小さな速度を示している。さらに，総Csで計算した値はCsl34に類似した沈
着速度になっている。
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1. はじめに
東京電力福島第一 原子力発電事故で一般環境中に放出された放射性物質のうち，5年が経過しても， 計
測可能なCsの挙動は， 廃炉作業の瓦礫撤去時の粉塵放出とも関連し，重要な課題になっている。 福島大学では事故後ハイボリュ ー ムサンプラ ー が設置された2011 年5月18日から，1 日単位で9月2日まで観測すると同時に， その後72時間を単位として今日まで計測している。 また， インパクタ ーが設置された 2011年
12月7日からは，3週間単位で粒度度別放射性物質濃度を計測している。 さらに，事故当時から月単位の降下贔を今日まで計測している。 また，福島大学から北北西6. 5kmにある福島県原子カセンタ ー では2011年3月27日から2014年3 月31日まで1日単位で降下最を測定し， その後今日まで月単位で降下量を測定している。 これらの測定値はいずれも顕著な季節変動をしていると同時に， 時々出現する相対的な高濃度が何に依存するのかを理解することは， 一般環境中の放射性物質の動態を理解するうえで重要な課題である。
2. 沈着速度
ここではハイボリュ ー ムエア ーサンプラ ー から求められた大気中濃度C,unと原子カセンタ ーが計測している降下母凡をもとに， 沈着速度D、を
Dv=凡/C,,1rnで求めたっ その沈着速度の変動を第1図に示す。数cm
Isから71n/s程度の沈着速度を示し， 大気モデルなど

篠原 厚（大阪大学·理）201 l/5/182011/12/4201V6/21 2013/1/7 2013/7/262014/Vl I

第1図Csの沈着速度の変動で使用している乾性沈着速度 0. 3cm/sより桁追いに大きい速度を示している。 降水を伴う沈着速度では降水
強度の1/2乗に比例していることが示されているので，第2医に日降水星と1日ごとの計測世で求めた沈着漣§度との関係を示す。無降水の日でも沈着速度は2.4m/s程度を示しており，降水最との関係は必ずしも明確ではない。 また， 第1図に示した沈着咆匝戸？はCsl37が正の相関を示すものの， 特にCsl37が特有の沈著速度を有している関係は得られない。
3. まとめ
観測的に求めた沈着速度は沈着モデルで用いている速度と大きな隔たりがある。 そこで気象要素との関係を調べてみると，平均風速や最大屈速との間で良い相関を示すことが分かった。 当然相関関係だけで沈着速度の議論はできないが， 大気中濃度と沈着藷は比例的関係を持っているので， 大気中濃度が上昇する要因として相対的に殉風になると大気中濃度が上昇し，沈着漣渡が大きくなっているものと考えられる。 地上
高度 24m の屋上で測定しているため降下量に舞い上がり効果が効いているとは考えにくいし，湿度との関係
でも正の相関を示し， 必ずしも乾燥している時に沈着速度が大きくなるわけではない。

-359-

C459
ライダー観測のためのエアロゾル粒子モデルの作成
1l・及JI I栄治 、西澤智明 、中島映至

21 )国立環境研究所、 2)宇宙航空研究開発機構地球観測研究センタ ー

1. 背景
観測のリトリア ロ ゾルは 、ライダー 比と偏光解消度の両方が小ー

バルや全球モデルで用いられているエアロゾルの光学特性やサイズ分布は、それぞれさい 。 これ らの結果は、既存の研究で示されて いる粒子種の特徴と 一 致している。

のエアロゾJレ粒子モデルに依存 する。そして、そ れ

本研究で分類 し たエア ロ ゾルタイプのライダがエアロゾルの3次元分布や放射強制力の見積もり

一比 を地上のラマン ライダ ー 親測[Groft et al.,の不確定性の一 つとなっている。そのため、季節変

2015]と 比較す ると 、 多くのエア ロ ゾルタイプで化や領域ごとの特徴を捉えられているエアロゾル粒

本研究の結果の方がライダー 比が大きい結果に子モデルを作成することは、重要な課題である。

な っ た（表1) 。 そのため、 今後は事例解析な どを行い、 こ の原因を調べる予定である。

2. 方法

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ルの光学特性の計算を行い、ライダ 観測における

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ゾ

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消度などのライダ 観測によって得られるエアロゾ

0.3

0.35

0.4

偏光解消度(355nm)

比や偏光解

ー

ル

ロ
ア
エ
性

学特性や粒径分布を用いて、ライダ

ー

ゾ
ロ
ア
ェ

クラスタリングで分類されたエアロゾルタイプの光。

折率の虚部m, の計9パラメ ータある。

1

ける微小粒子の割合(Fine mode fraction)と複素屈.
.
—合(Sphericity)と4波長(440,675, 870, 1020nm)にお

:r-r
ーぷ芯

ラスタリングに用いたパラメ ータは、非球形粒子の割

1

アロゾル種の光学特性や粒径分布を見積もった。クISSE)[1s]

測される混ざり合ったエアロゾルのデ ータから、各 エ（月を用いて、AERONETのサンスカイフォトメ タで観

120
110

00908070605040302010 0

ー

煙
洋
|
．域 海
-••市
都 川け
ー一

本研究では、クラスタリング手法のFuzzy c平均法

圏I. エア ロ ゾIレタイプごと の355nmにおけるライダー 比と偏光解消度 。

エアロゾJレ分類のためのエアロゾJレ粒子モデルを作

表1. 本研究と地上ライダー の355runのライダー

成する。

比の比較。
3. 結果
図1 は、 エア ロ ゾルタイプごどの 355nm のライダー

比と偏光解消度を表して い る 。 全球の本研究

Gro/3 et al. 15

ダスト

88 sr

58 士 8 sr

ダスト＋煙

100 sr76 士 12 sr

AERONETの観測 デ ー タ のク ラ ス タ リ ン グ結果

海洋性

38 sr

18 士 4 sr

か ら、 ダスト、 ダスト＋煙、 煙、都市域エア ロ ゾェア ロ ゾJレ

ルの4 種類に分類できた。また、離島のAERONET
サイトのク ラ ス タ リ ング結果で、最も粒径が大き参考文献

く、散乱の強い粒子タイ プを 海洋性エア ロ ゾルと

Gr oB, S. e t al. (2015), Almosph. Sci. Lelt., 16: 77—82.

定義した。 ダストとダスト＋煙は非球形粒子 を含

doi: 10.1002/asl2.524

んでいるため、 偏光解消度が 0.2程度である。 一方、球形で散乱の強い粒子タイプである海洋性工
-360-

C460
衛星搭載UV-Visibleセンサ ー でのエアロゾルの有効高度算出＊朴Jhoon Kim (Yonsei University)、

祥緒（九州大学応用力学研究所）、

Hanlim Lee (P ukyuog National University)、 竹村
I.

はじめに

俊彦（九州大学応用力学研究所）する。AEHの算出に影響を与える要素に対してAEH

近年 、越境大気汚染物質の増加に伴い、 衛星での物の算出精度を計算した結果、1 km程の誤差で算出でき

質の空間分布観測 に関する重要性が高ま っている。

ることがわかった。

ヨ ロッパや米国ではUV-Visible波長を利用した極2007年春、 東アジアでの黄砂飛来時のOMIからー

軌道環境衛星 の打ち上げを進め、 大気汚染気体の全算出したAEHの空間分布を図2 に示した。 黄海域で量を溝出している。 しかし、 環境衛星からの大気汚は、 結果が安定的に出ていることが分 かる。CALIOP

染気体全量の導出精度は放射の散乱に影響を与える との比較の結果、 OMIからのAEHは、CALIOPがエアロゾルによって変わ る。 その精度はエアロゾル 通過した周辺で1 km以内の誤差で導出されているこの光学的厚さ( Aerosol Optical Depth, AOD)や種類 とが分かった。
によって主に決ま るが、 対流圏に存在する気体に対してはエアロゾルの高度分布によって依存するため(e.g., Lin et al., 2014)、 環境衛星でのエアロゾル高度情報の把握は非常に重要なテ ー マである。
でのエアロゾJレ
今回の発表では、 UV-Visible 波長(OzoneMonitoring Instrument)センサ からエアロゾルのー

eight, AEH)の算出
有効高度( Aerosol Effective H

じ汗→"" "''•'=·
北.,...,を して、 その初期評価をする。
2.

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，
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証し 、 アルゴリズムの作成及びOMI

...

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�������������, ,有効高度の算出可能性を放射伝達モデルを用いて検＜図2>0MIからのAEH(上）とCALIOP からのエアロ算出手法と結果

ゾル高度分布（下） (2007年3月31日）

OMI の 観測波長に入る 477 nm で の Oxygen
Dimer (Q4 )の吸収量をDO AS (Differential Optical

3. まとめAbsorption Spectroscopy)方法 を利用して算出を行OMIセンサ ー の観測波長を考慮して477nmでのう。 大気での Q4量は時空間的にほぼ変わ らない為、

伍吸収量を利用した AEH 算出の可能性を放射モデ

光学的経路の長さを測る目安になる(Wagner et al., ルを使って確認した。 こ れに基づいて観測 に適用し
201 0) 。 AODとエアロゾルの種類を固定した場合、た結果、AEHは安定的に算出され1 km程の誤差範囲

図 1 の様に衛星から得られるQ4の吸収量(Q4I)は内で算出することを 確認した。
参考文献

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AEHに関係する。

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soot ＿こ AODー1.0-- AOD=2.5
―

05

10

15 20 25

3.0 ,., 4.0 4.5 5.0 ,.,AEH[kmJ＜図I>AEHと04lの関係
しかし、 光学的経路はAODやエアロゾルの光学的性質に関係するだけでなく、 地面の反射率にも影響

Wagner, T., Beirle, S., Deutschmann, T., 皿d de Vries, M.
P.: A sensitivity analysis of Ring effect to aerosol
properties ru1d comparison to satellite observations,
Atmos. Meas. Tech., 3, 1723-1751, 2010.
Lin, J. -T., Martin, R. V., Boersma, K. F., Sneep, M.,
Stammes, P., Spurr, R., Wang, P., Van Roozendael, M.,
Clemer, K., and Irie, H.: Retrieving troposphericnitrogen dioxide from the Ozone Monitoring
Instrument: effects of aerosols, surface reflectanceru1isotropy, and vertical profile of nitrogen dioxide,
Atmos. Chem. Phys., 14, 1441-1461, 2014.

-361-

C461
北海道における太陽放射観測から得られたエアロゾルの光学的特性
噴木一真（富山大）、青木輝夫、谷川朋範（気象研）、 堀雅裕(JAXA)、
中路達郎、安成哲平、藤吉康志（北大）

:I

はじめに
1990年代から地球観測衛星等の地上検証を行うため、Fig. 1 は、 滝川、網走、 和滉における2014年 12 月から2015年11 月のスカイラジオメ ーター観測から得られた測定できる 太陽放射観惧勝幽の開発と観測を行ってき t�

0.5pmのエ アロゾルの光学的厚さとオングストローム指数

太陽直達光と周辺光の放射輝度の自動測定は、SKYNETやの月平均値を示したものである。エアロゾルの光学的厚さ

ーとオングストロー ム指数は、 3 地点とも月平均値で示すとク化が進み、現在では様々な場所におけるエアロゾルの光学的特性のデ タを得やす

距離ば暇すているものの同じような項向を示していt� 光

くなってきた(e. g.Aoki, 2013)。 しかしながら、雲やエ

学的厚さは、Aoki and Fujiyoshi (2003)の和滉の結果のアロゾルの直接的・間接的効果による気候影響は、時間・ように春に最大で、秋から冬に最小な季節変化が再確認さ

空間変動が大きいという特徴から評価することが難しく、れたが、この期間のオングストロ ー ム指数は明瞭な季節変衛星観測のみならず、太陽放射観測や大気化学的な現揚観化が見られなかった北海道は、 北海道以外の日本の観測ー,エアロゾルの光学的特性の時間・空間特性

陸上や海洋上における雲とエ アロゾルの光学的特性等を

AERONET等の観測ネットワ

I
，

a

1.

測等による研究が必要不可欠である。本研究は、来年度打地点と比ぺると大陸からの影響をあまり受けないが、 時々、

ち上げ予定の気候変動観測衛星（釦Q\f-Cl/JAXA}等のため

黄砂粒子の飛来によりオングストロー ム指数が低くなっに、 エ アロゾルの光学的樹生はもちろん、それらの時間・たり、森林火災の影響を受け高くなったりしており、この空間代表性が地上検証に及ぼす影響について、北海道におような個々の現象については発表で示していく。

ける今までの観測結果と今後の計画について報告する。
2.

......一Monthly mean durln_g Dec. 2014 to Nov. 2015
Ta繍mwa_TKW, Abash....」這S, Sapporo_SPK
2.0

太陽放射観測と解析概要
太陽直達光と角度別の周辺光の波長(7 or 10, 11波長）

メ ーター 依M釘，02: PREDE. CO. LTD. , Japan) を使って、雲・エ アロゾlゆ炉苺糊生の噸屑・空間砲肋⑰鵬を行地点て僑濶(http://skyrad sci.u-toyama. ac. jp/}が行われ
辺光を10分おきに放的躙菊則定し、5波長(0. 4, 0. 5, 0. 67.
0.87. 1.02皿）を使ってSKYRAD.pack ver. 4.2飩akajima
et al. 1996) によりエアロゾルの光学的特性等の導出を0.0行っている。本報告では、現在、観測を継続している以下の 4 つの観測地点の結果について示す。1997年より長期

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ている。基和的な観測・解析は、直達光を1分おきに、周...,._T疇AOT(flDT匹((00•.55SPK5. KW_i,_
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ってきた現在は、東アジア域を中心に世界100箇所余の

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Ertg·o冨 111S
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0堕uovの放射輝度を日中睛天時に自動測定できるスカイラジオ

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12 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
2014
Month

間観測している和滉市（ 北海道大学胆鼠科学研究所：SPK,

Fig. 1滝川(TKW)、網走(ABS)、札幌ほ粉における2014年12

43. IN, 141. 3E)。EarthCARE等の地上検証として様々な測

月から2015年11月までのスカイラジオメ ー タ一観測か器で 2013年より観測している滝川市 （たきかわスカイパ

ら得られたO.li皿のエアロゾルの光学迎厚さとオングス

ーク： TKW, 43. 6N, 141. 9E)。 大気・雪氷•海氷相互作用

トローム指数の月平瑚直

ー．の検即紺尽として、特に、オホ ツク海が流氷に擾われた4.

まとめと今後の課題

ときの大気の状態等を 2012 年より観測している網走市

長期観測により、 様々な地点のエ アロゾルの時間・空間

儒走地方気象台：ABS, 44. ON, 144. 3E)。 大気・雪氷・

変動がわかるようになってきた，今後は、さらに、他の地

ーで上観測、衛星観測や数値モデルの結果と比較・検討を行い、2015年より観測を行っている苫小牧市(TMK, 北海道大学

また、彫濡融合し沿誤劫ヽら新た滋吉果や、精度の向上、苫小牧研究林：42. 7N, 141.6E)。

安定した観測システム咲鞘襄を目指していきたい。

植生相互作用につい て研究するため森林内のタワ

-362-

C462
福江島における大気中ブラックカ ー ボン質量濃度の長期観測2009·2015:

湿性除去過程の統計的解析

金谷有剛I,*、 Xiaole Pan汽宮川拓真l、 駒崎雄一 I、 竹谷文ー ！、 鵜野伊津志 2、 近藤豊 3
1海洋研究開発機構，2九州大学、3国立極地研究所
プラックカ ー ボン(BC) は湿暖化に寄与するエァロ ゾJレ粒 子成 分 で あ り 、 近年で は SLCP
(Short-lived Climate Pollutants) の代表物質として注目されている。 巨大な発生源と目される中国とその風下地域では影響が大きいと考えられるが、 排出や除去過程の定量的な理解は断片的である。 そこで我々は、 日本の西方に位置しアジア大
陸からの大気輸送の影響を強く受ける長崎県・福°°大気中のプラックカー

らに詳細に解析を行うため、 降水最のないデー タ
群での比の中央値によって、 降水の有った場合に計測された△ BC/△ CO 比を規格化して輸送効率(TE) を算出し、 その APT に対する依存性を解析した。 その結果（図 lb) 、 TE は APT に対して単調減少し 、 Stretched exponential 式(TEA2exp(-A 1 xAPT ) でよく近似できること、 空気塊の起源地域による違いは小さく、 一 般性が高いこ

江島 (32.75 N, 128.68 E) において、 2009 年からと、 平均的には、 15血nの降水量によってBC質

ボン質量濃度の長期観測

籠濃度が半減することが示された。 この関係式にを実施し、 BC の濃度変動を支配する過程の解析を行っている。 本発表では 2015 年まで 6 年間によって、 複雑な湿性除去過程の表現が採用された
モデルシミュレ ーションの妥当性を検証するこ得られた長期デー タについて、起源地域分類や湿性除去過程の統計的な解析を行った結果を示す。
測 定 に用 い た 機器は COSMOS(Continuousとが可能と考えられる。 発表では、 湿性除去の項を補正して、 排出量の長期トレンドを解析した結果についても示す。

Soot·Monitoring System) で 、 大 気 中 の PMl(2011 年11 月まで PM2.5) エアロゾル粒子について揮発性成分をプレヒ ー タ ー によって除去した

のちに、 ロ ール状フィルター に捕集された粒子による吸収度を測定して、 BC の質量濃度を算出した 。 同時に運転し て い る MAAP(Multi·Angle
Absorption Photometer) による BC 濃度値との相関関係は期 間中一 定であった。

福江における BC 濃度は年平均値が 0.36µg m·3

1

で、 夏に極小を示したがその他の季節には大陸か2らの影響で高濃度を示した。 HYSPLIT による後

方流跡線により、 デー タを6起源地域（中国東北(b)

水稜分量(ApT)の有無によってデ ータをそれぞれ2 分類して解析を行った。 不完全燃焼により BCと同時に排出される一 酸化炭素 (CO) は、降水による除去を受けないパッシブなトレ ー サ ー であるため、 △ BC/△ CO 比は発生源情報に加えて、 降(4.5-5.6 ng m-3 ppb-1) は無降水のデ ー タ群での値 (5.3--6. 9 ng m-3 ppb-t) より有意に低く、降水積
分量が多いほど比の値が小さくなった（図 la) 。 さ

1.5

゜
+ 0

大別したうえで、 後方流跡線上の過去3日間の降ー（ビ ）冊 袋痢癒部・中北部・中南部・南部、 韓国、 日本）に まず水による BC 除去履歴の情報を持っている。実際、降 水 の 有 っ た デ ー タ群で の △ BC/ △ CO 比

10

降水積分量 (mm)10 20 30

100

全データ

中国中北部
中国中南部

40

50

60

降水積分量 (mm)

囮1.(a)測定されたtiBC/tiCO比の降水積分駄に対する依存性。 ＋は各時間値による結果、 0は降水籾分拡で10ビンに区分したデー タの中央値。(b)輸送効率(TE)の降水積分量依存性（ビン後のデータを使用）は 、
起源地域によって大きく変わらない。

-363-

C463

モンゴル国ダランザドガドにおけるアジアダストのシ ー ロメ ー タ ー 観測
: 2015 年 4 月に観測された二重ダスト構造の解析＊西尾優汰（名大理、現・気象庁）•河合慶・甲斐憲次（名大院環境学）·D. Batdorj (NAMEM)

321(Eエ）19<
15

00

21
18
29 April 2016

03

Time (LST=UTC+B)

ー

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06
09
30 April 2015

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10

(/103/srad/km)

ーー

図1 シ ロメ タ の観測結果(2015年 4月29日14 時から30日14時）
4

T(℃）

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-5

0

20

40

60

5

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10

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2

(
E エ）19 <

゜゜

100

80

RH(%

／

図2 ダランザドガドに且ける気温と相対湿度の鉛直分布(2015年4月30日8時）

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⇒
9
ゴ .

生源地域であるにも関わらず、 2 層構造を持つダ
スト層をとらえることができた。地表面付近のダスト層は地上付近で観測された強風 によってロカルに発生したものであり、その後南東方向へ輸送された。 一 方、上空のダスト層は、地表面ダスト層と同時刻にモンゴル北東部で発生したダストが上空の逆転層に捕えられ、ダランザドガド
まで移流してきたものである。
ー4

1. はじめにモンゴルと中国に また がって広がるゴビ砂漠
は、アジアダスト（黄砂）の重要な発生源の一つである。発生源におけるダストの鉛直構造を観測するために、2013 年 4 月末、 ゴビ砂漠の中央部に位置するダランザドガド気象台(N 43.58 ° 、E
104.42 ° 、標高1,470 m) に シ ー ロ メ ー タ ー(Vaisala製CL51)を設置した。本研究では、
観測期間中の 2015年4月29日~30日に発生したダストイベントについて事例解析を行った。本
事例で はダスト層が同時刻に2つ観測されており、その原因を考察した 。
2. 4月29-30日のダストイペントについて
シ ーロメ ー ター によって、地表面付近と上空に、2つのダスト層が観測された（図1)。地表面付近のダスト層は29日19時頃から30日2 時頃までの約7時間にわたって観測され、ダスト層の高さは最大で地上約1.3 kmまで達した。親測点においては29日20時にllm/sの強風を観測していることや地上気象(SYNOP) の現在天気デー タから、地表面付近 のダスト層はダランザドガドとその周辺地域 から発生したロ ー カルなダスト層であると推定した 。
上空で 観 測 されたダスト層は、地上 から約1.5km付近で見られた。地表面付近のダスト層と比較すると、厚さ は薄く、 後方散乱係数も小さい
ことからダストの濃度は低い。この薄い上空のダスト層は、29日23 時頃から30日の9 時頃までの約 10 時間にわたって観測された。地上気象の
現在天気デー タでは浮遊ダストが確認され、ラジオゾンデの デー タから30日8時に上空に気湿の逆転層が確認された（図2)。後方流跡線解析の 結果（図3)によると、高度1.5kmを境に、下層は北東から、上層は南西から空気が流入している。
ダスト層と逆転層の高度がほぼ一 致していることから、上空で観測されたダストはこの逆転層によって捕えられたものであると推定した。
3. まとめ2015年4月29日~30日にかけて発生したダストイベントのシ ー ロメ ー ター観測によって、発

..

蕩

..

-·� 一�.... 日—......
. ,.,,
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匹

“
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図3 後方流跡線解析結果(2015年4月30日8時）

-364-

D451

2015 年 5 月におけるゴビ砂漠でのパイバル観測＊河合慶1, 甲斐憲次1, 能田淳 2, E. Munkhjargal叫J. Chogsom4(1:名大院環境， 2:酪農学園大学， 3:モン ゴル気象水文環境情報研究所， 4:ダランザドガド気象台）
1. はじめにした。 5 月 2 日から 3 日にかけて、 移動性高気圧

モン ゴ ル南部から中国北部にかけて広がるゴ
一が北西から接近し、 観測地点の東側を通過した。

ビ砂漠は、 黄砂（以下、 ダスト）発生源の つでこれに伴って、 地上付近の風向は時計回りに変化ある。 強風によって地表面から舞い上げられたダした。 3日午後は、 高気圧に向かってのびる気圧

ストは、 大気最下層の大気境界層内を浮遊する。

の谷の影響を受け、 北西風が卓越した。 観測期間

このダストが自由対流圏に到達すると、 偏西風にを通して、高度約 1.2km 以上で西風が観測され、よって日本や韓国などの北太平洋地域へ長距離

偏西風に対応していると考えられる。
2 日 23 時と 3 日 1 時の親測では、 地上から上輸送される。 ダストを大気境界層から自由対流圏
一一に輸送するメカニズムの つとして、 寒冷前線シ

空へ向かって風向が時計回りに変化した。

ステムが挙げられる (Kawai et al., 2015, SOLA) 。

その前後の時間帯の親測では、 地上から上空へ向方、ダストの長距離輸送を解明するためには、 発生源

かって風向は反時計回りに変化した。 本研究は、における風の鉛直分布について理解を深める必

JSPS 研究拠点形成事業(B.アジア ・ アフリカ学

要がある。

術基盤形成型）の助成を得た。

2. 銀測

｀

2015 年 5 月 1 日から 3 日に、 ゴ ビ 砂漠中央部に位置するダランザドガドで、 2時間毎にパイロ
ットバル ーン（パイバル）を放球し、 水平風の鉛直分布を観測した（図1)。 パイバルには上昇速度
が毎分 150 m となるように水素ガスを充填した。
セオドライト （タマヤTD·4) でパイバルを追跡
図 1. パイバル観測の様子

し、10秒毎に方位角と高度角を測定した。 上昇速
一度が 定であると仮定し、高度 25m 間隔の風向・風速を得た。 パイバルの移動が激しい場合などに追跡がうまく行えず、 デ ー タの欠測が存在する。
ダランザドガドではラジオゾンデ観測が 1 日 2 回
行われており、 その結果との比較も行った。
3. 結果と考察
図 2 は、 5 月 1 日 9 時から 3 日 21 時までのパ
イバル観測によって得られた水平風の時間高度分布を示している。 5 月 1 日には、 北東に位置す

一

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9●-

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-(LBT.UTC.a)

.,

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鱒
"
"
騎"""

..

図 2. パイバル観測によって得られた水平風のる低気圧からのびる気圧の谷により、 西風が卓越-365-

時間高度分布図D452

Thermal lmage_Velocimetry のヘリコプタ ー 観測への適用＊

土方基由 ， 稲垣厚至， 神田学， 山下幸彦

東京工業大学1 . はじめに屋外における流れの地表面2次元速度分布を計測
す る手法に 熱 画 像 風 速測定法(Thermal Image
Velocimetry, TlV)がある この手法はサ ーモカメラ

スケ ー ルの塵旋風や建物壁面付近の上昇流の観測及び定量的な風速場の測定がなされてきた(Inagaki,
et al.

E<N9で観測される輝度温 度の移流速度ベクトル分布から表面速度を推定するものであり ， これまで に数十m2013) . しかし ， TIVによる観測は， サ ーモカ

メラの設置場所確保の親点から観測地域の選定に制限が伴ってきた そこで本研究では， 明治神宮を対
象 に ， 上空約900mからヘリコプタ ーによるTTV観測を行い， その適用についての検討を行った これ
により ， TTYの汎用性を高めるとともに， より広域の地表面風速場を推定することを目的としている．
2. 画像補正方法
ヘリコプタ ーからの観測に伴い， 時間経過に従って生じる画像間の変動を補正する必要があるが ， 本
研究では，ホモグラフィ変換を用いた．似たものに，
画像の平行移動 ， 拡大・縮小，回転を行うアフィン変換があるが，ホモグラフィ変換ではそれらに加えて ，座標位置に応じて拡大・縮小の比率を変える台形状の変換が可能である また， 画像間のホモグラフィ
変換を求める際に， 基準となる四組の点を決定する必要があるが， これにはSlFT特徴量(Lowe,et al.

1999)を用いた. SIFT特徴量とは， エ ッジなどのある特徴点に対し ， その点の画素値や微分値から算出した値であり ， 回転・ スケ ー ル変化等に不変な特徴品を記述するため， 多くの画像マッチングや物体認識の分野で用いられている なお， 特徴点のマッチ
ングに際しては， 二乗誤差中央値最小化法により，異常値の排除を行った

3結果
図lの中段に観測開始直後の熱画像 ， 下段に補正が高温で示されているが， 両者の比較から熱画像の

7

後の観測開始60秒後の熱画像を示した． 建物や裸地
位懺が適切に補正されていることが確認できる．

謝辞
本研究は ， JSPS科研費基盤研究(A) ( 課題番号25249066 ), 基盤研究(C) (課題番号26420492) の助
成を受けた

-366-

17

図1観測対象地域の衛星画像（上）観測開始直後の熱画像（中）観測開始60秒後の熱画像（補正後）（下）0453
長野市を対象とした夏季の温熱環境調査(1)ー日最低•最高気温の決定要因ー＊重田祥範・荻原悠季（公立鳥取環境大院・環境経営）
1. はじめに
長野市は長野県北部に位置し，周囲を山に囲まれた盆地内に位置している．そのため，寒暖の差（いわゆる日較差）が大きい榊原(1998)は夏季に気温の移動型観測を実施し，晴天日の夜間には都市内外で約2℃の気温差があると報告している．しかしながら，移動型観測では面的な気温分布を捉えることは可能であるが，それは断片的な結果であり，時空間的な変化を捉えることはできないまた，WBGTなどの体感温度を把握する
際には，暴露時間を明らかにすることが重要であり ， 従来の移動型観測では不十分であると言える．
そこで，本研究は長野市を対象に定点型の気象観測を多地点で実施し ， 都市内外の暑熱環境場を明らかにすることを試みた本稿( 1 )では，長野市の日最低•最高気温に着目し，地上気温の決定要因について明らかにすることを目的 としたさらに，夜間のヒ ー トアイランドの発達に対して重要な因子である日中の全天日射量と，夜間風速の依存性についても検討した ． また，次頁の(2)では，温熱指標の 一 つであるWBGTを算出して，放射環境の違いによる熱中症リスクの評価を試みた．

3. 結果
周辺環境が気温に与える影響を調べるため，天空率と各地点で測定された気温を比較する解析に用いたデータは，夏季の好天静穏日が続いた2015年8月 1~10日の日最低•最高気温を各時刻に対してアンサ
ンプル平均した値である．天空率と日最低気温の関係を第2図に示す．各相関分析の結果，天空率と日最低•最高気温には有意な相関は認められなかった ． 次に，夜間の顕熱フラックスが負の場合に生じる大気冷却量に着目し ， 夜間の放射冷却に天空率がどの程度寄与しているのかを明らかにする．夜間の大気冷却最LIT
は次の(1 )式から求めた
LIT = Td - Tm
(1)
Tdは日没前18時の気温 ，Tmは翌朝9時までに測定された日最低気温を意味する． ここで，日中の蓄熱に対する議論を厳密にするため，日照時間が10時間以上の晴れの日であった6日間(8月1·2·7·8·9・10日）のアンサンブル平均した値を用いたその結果天空率と夜間の大気冷却量のあいだには，有意な相関は認められなかった(r = 0.048) . 夜間の気温低下には，その場の空間開放度（天空率）の大きさに起因した放射冷却によるものが 一 般的 である．しかしながら，長野市における夜間の気温低下には， この天空率の大小による放射冷却よりも，それ以外の外部的要因で決定づけられていることが示唆された
（
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2. 研究概要
長野県北部に位置する長野市は，盆地特有の気候を形成する． 観測対象地域はJR長野駅を中心とする
東西10 km, 南西8kmの地域であり，計34地点の測定点を設けた市街地（第1図， a)の西部を流れる裾花
川は，扇状地を形成しながら南方へ流下し，ー級河川である犀川へと合流するまた ， その扇状地（第1図，c)には住宅地や果樹園が広がっている． 一 方 ， 南東部の地域（第1図， b)では水稲の栽培もおこなわれている ．

0.80

Sky view factor

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第1図長野市における地上気象観測網．
●は定点型観測地点 ，第2図日最低気温と天空率の関係
謝辞
本研究の一部は，文部科学省平成25年度科学研究袈補
助金（研究課題番号： 25750116)の援助を受けたことを記して謝意を表しますまた ， 木研究を進めるにあたり ， 観測機器の設置場所をご提供して頂きました長野市役所公園緑地課の方々，ならびに貴重な観測データを提供して頂きました長
野県環境保全研究所の浜田崇氏に心より感謝申し上げます

-367-

D454
長野市を対象とした夏季の温熱環境調査(2)ー熱中症リスクの評価一＊荻原悠季・重田祥範（公立鳥取環境大院・環境経営）
1. はじめに
一般的に，ヒ ー トアイランドは冬季の方が夏季に比べて明瞭に出現する．しかしながら，猛暑期における人体への熱ストレスは大きいため，夏季に発生するヒー トアイ
ランド現象も無視することができない．この熱ストレスを表現するためによく用いられるのが温熱指標（体感温度）である．しかしながら，温熱環境を対象とした過去の研究では，便宜的に気温のみで議論したものが多く，温熱指標 に主眼を置いた研究はそう多くはない．
長野市は周囲を山に囲まれた盆地内に位置しているため，寒暖の差（いわゆる日較差）が大きい．そのため，長野市の暑熱環境は，他の都市よりも時空間的に 特異な振る舞いをすると予想される．
そこで， 本稿では都市内外の温熱環境を気温と温熱指標を用いて明らかにし，温熱環境場の空間把握をおこなった．さらに，WBGTに着目して，放射環境の違い
による熱中症リスクについて検討した．

3. WBGTの要因分析
放射環境の違いによる熱中症リスクを把握するため，
土地被覆形態の異なる都市部，水田，谷口の3地点でWBGTに対する各温度項の寄与率を算出 した．その結果，日中では都市部よりも水田の方 が 高くなった（第2図，a). また，黒球温度項(0.2Tg)の差は，日の出から正午頃にかけて明瞭であり，WBGTへの寄与率が極めて高くなった．一方で，湿球温度項(0.7Tw)と乾球温度項(O.lTd)の差はともに小さい．日中における都市部と谷口間では，谷口の方が高い傾向であった（第2図，b). しかしな がら，WBGTのうち乾球温度項の寄与率の差はほとんどなく，湿球温度項の差もわずか14%であった．一方，黒球温度項の差は日の出頃から明瞭となり，11時には83%を占めていた．
このように，温熱環境はそ れぞれの活動空間が受ける外部的要因に依存するため，熱中症リスクを気温のみで解析することは望ま しくない．今後は，熱中症者数などの数値情報と本研究で得られたWBGTを照合することにより更なる評価手法の向上が期待できる．
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（第1図）．特に，短期間の解析では，都市部よりも郊外の積算時間の方が長く，熱中症リスクが都市部よりも郊外で高くなった．このように WBGTを用いて熱中症リスクを評価した場合，地域差が気温よりも明瞭であった．
そのため，熱中症リスクを評価する際には，その指標や,!! -1.0
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第1図WBGTの28~31℃帯における日積算時間分布(2015年8月1~10日のアンサンブル平均値）．
図中の数字は積算時間(h)を示す．

Valley < Urban

Tlme(h:mm)

22:00

第2図温度項別のWBGT差(2015年8月8日）．
(a)都市部と水田間, (b)都市部と谷口間．
謝辞
本研究の 一部は，文部科学省平成25年度科学研究費補助金（研究課題番号：25750116)の援助を受けたことを記して謝意を表します．また，有益なコメントを頂きました立正大学
地球環境学部の渡来靖氏に感謝申し上げます．

-368-

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D455

熊谷地方気象台における地上気温の空間代表性の調査＊中村祐輔（立正大院），重田祥範（鳥取環境大） ， 渡来靖（立正大）
Lはじめに
地上気象観測において ， その観測値は周辺環境に大きく影馨される ． 観測点周辺の土地利用は一 般的に不均質であり ， それは観測値の空問代表性に影醤を及ぼすと考えられる． また ， 長期間同 一 点で観測を行なっている熊谷地方気象台のような観測点では ， 周辺の都市化によって観測される気温に都市バイアスを含むことが報告されている（たとえば， 松本ほか， 2002; Kuwagata et al,2014). このようなことから， 地上観測点で測定された気温をある領域の代表値として扱う際には， 領域内の気温分布に対する観測値の特徴を理解しておく必要がある． しかし， このような観測
点の空間代表性に関する調査は ， これまで十分に行われてきたとは言えない
気象庁の展開する地上気温観測点は約 21km 間隔である
ため ， 暗黙のうちにそれらの観測値は約 20km 四方の領域の代表値として扱われることが多い． そこで本研究では，
熊谷地方気象台における観測値を約 20km 四方の領域の代表値と見なした際の地上気温の空間代表性やその季節変化について ， 第 1 図に示す東西約 21km, 南北約 16km 領域の長期気温観測に基づき調査した．
2.研究概要
定点型による計 56 地点の地上気温観測をおこなった（第1 図）． 観測期間は ， 2014 年 3 月 1 日~2015 年 2 月 28 日
までの1年間である． 気温の測定には ， 温度センサ ー(RTR·502;T&D 社）を組み込んだ自然通風式シェルタ ーを使用した ． 測定間隔は 2 分であり ， 解析には 10 分ごとに中央平均した 20 分平均値を用いた ． 観測機器は公園内に位怪する街灯やポ ールを利用して ， 高度約 2.5m に設置した．
3結果および考察
本研究における気温の測定方法は， 気象台で測定される気温と比較して ， 使用測器だけでなく 測定高度やサンプリ
ング間隔に関しても異なるため ， 直接気温差を算出することは適切ではない そこで本研究では， 気象台観測露場から直線距離 10m の場所に観測機器を設置する ． そして， この気象台最寄り観測地点で測定された気温を他の観測地点の気温と比較することで， 観測手法の違いによる差を除去することとした なお， 気象台蜆測値と気象台最寄り地点
での観測値を比較した結果， 年間を通した気温差（使用機
器 一 気象台）は平均で 一 0.2℃となり ， 本研究で使用する機
器の気温が， 気象台気湿よりも低いことが示された ．
2014 年 3 月~2015 年 2 月の 1 年間における ， 本研究で観測された全地点の気温と気象台最寄り地点の気温差を検討した． ここでは， 全観測地点との気温差（気象台ー全観測地点）を各日の日平均気温， 日最高気温 ， 日最低気温についてそれぞれ箕出した 気温差の平均値および最大値の月別平均を第2図に示す． 日平均気温における気温差の平均値は常に正の値であり ， 年平均で+0.3℃が示された（第2 図a). 月別に見ると8月に平均気温差が最大となり(+0.4℃) ， 平均土標準偏差の範囲すべてで気温差が正となっているただし ， 気温差の年変動は 0.3℃以内であり ， 季
節的な特徴はあまり明瞭ではない
日最裔気温における気温差の平均値は年平均+0.3℃であり，日平均気温と同値であった（第2囮b). しかしながら，
日平均気温より季節ごとの特徴が明瞭で ， 気温差は夏季に大きく （平均 0.5℃) ， 冬季に小さくなった（平均 0.1℃) ．
特に， 9月の平均値は標準偏差を含めても全観測地点平均値より高い値が示される ． さらに， 最大値の夏季平均は+1.3℃を示し ， 冬季平均+0.6℃と比較して 2 倍以上の差が生じている ． 一方 ， 日最低気温における気温差の平均値も年平均+0.3℃であり ， その他と同値であった（第 2 図c).
しかしながら ， その他と比較して標準偏差が最も大きく（年平均で士 0.6℃) ， 平均値と最大値の差も 12 月に最大 2.1℃が示される これは ， 日最低気温において観測領域内の気温のばらつきが大きいことを示唆している
これらの結果から ， 熊谷地方気象台の気温における空間
代表性を検討する． 気象台最寄り地点と全観測地点の気温差は年平均+0.3℃であり ， 月別値で見ても常に正の値が示された このことから ， 気象台最寄り地点の気温は観測領
域内で恒常的に高い傾向にあることが示唆された ． 特に，
夏季の日最高気温について気温差が大きく なっており ， 気
象台気温を 20km 四方の領域の代表値と見なした場合には
平均約 0.5℃過大となっていることを示唆している ． この要
因の一 つには ， 都市ヒ ー トアイランド現象が考えられ， ヒー トアイランドが発達するような気象条件では， 気象台の空間代表性は乏しくなるものと推測される
発表当日には ， 天候による気温差の違いや， 観測地点周囲の土地利用を考慇した都市バイアスの解析結果についても報告をおこなう予定である．

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第1図 地上気温の定点型観測地点

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第2図 全観測地点と気象台最寄り地点との気温差の月平
均 (a)日平均気温，(b)日最高気温， (c)日最低気温

-369-

D456

立正大学熊谷キャンパスにおける晴天日で弱風日のドップラ ー ライダによる水平風の観測＊高咲良規•吉崎正憲・渡来靖・中川清隆・距島徹也・武井祐興（立正大学）

0

0
6

1. はじめに

00

02

3. 結果・考察

当日， 本州では気圧傾度が極めて弱く， そのため関東地方
も弱風であったこの日は関東地方では猛暑日であり， 熊谷地方気象台では15 時50分に38.2゜Cの最高 気温を記録した．大学内に設置してある気象観測露場においても風速―は1.5ms 1 ぐらいと弱く， 最高 気温は15 時10分で36.5゜Cを記録した
図1に高度角0度の時の8時におけるDLで観測した風を示す． 高度角0度の水平距離150~300mでは南側において北の走向に3本の強風域ー弱風域のペアが見られた
強風域から次の強風城までの水平距離は100m程度であり， 観測されたパタ ー ンはDLの視線方向の方位変動によるものではなく風の強さの変動と考えられる．
囮2 に8時00分から04分までの間の高度角別の風の分布を示す．高度角10度では高度角0度（図1)と同様に南北に延ぴるロ ー ル状の対流が確認できた． しかし，このよ
うな対流は高度角20度になるとぼやけてゆき，高度角40度になると完全に見えなくなったDLは海抜高度55mに設置されているため， 高度角10度では79.7m, 高度角20度では113.4mに相当するので， 強風一 弱風のペアの高 さは約100mと考えられる．この風のペアの縦横比は1のオー
ダー であることが分かった． また， その時間の気象庁メソ解析モデル(JMA-MSM)から北関東域の風の鉛直分布は
lOOOhPaではlms·1以下の北西風 ， 975hPaでは約2ms·1の北西風950hPaでは約3ms·1の北西風であり， 少なく
とも地上近傍では風の鉛直シアが あった（固略）． したがって， DLで見られた風の強弱の分布は， 地上付近で鉛直シアを持つ一 般風が吹くとき， 対流の上昇流域では下から弱い一 般風下降流域では上から強い一般風が移流されて形成されたと考えられる．
図3 にDLによって観測された風の立体構造に関する模式因を示す．弱風時の早朝からおよそ8時までの問に日射で地面が温まり対流活動が 活発になることが想像されることから， 今回見たパタ ー ンは鉛直シアのある風の中での混合坑界層の発達初期段階を捉えたものと示唆された

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2. 観測方法

DLによる観測は2015年5月26日~2015年7月27 日（日本時 (JST))の期間を行った． 晴天日の抽出方法として
立正大学内に設置してある気象観測露場の日照時間が10
時間以上の日を対象としたまた， 地上風の観測デー タから， 強風日（日平均2.5ms-1以上）と弱風日（日平均2.0m
5-1以下）に分けて解析を行った 弱風日事例として 7 月
26日について紹介する

0726 08:00:00-00:40 elOO

0
4

ドップラ ー ライダ（今後DLと略記する）を用いた地上からの観測では，大気混合層の対流運動や乱流構造の時空間分布の把握は重要であり， 多くの研究が 行われている（後藤・大塚2012, 水谷ほか2014). また， 大気混合層の対流運動として，dustdevilや海洋上で見られる竜巻と思われる100mスケールの小さな渦の報告もある(Fujiwaraet
al. 2011, 2014). このように，DLは100mスケ ー ルの細かい大気現象を捉えるには有効な測器である．本研究は立正大学熊谷キャンパスに導入されたドップラ ー ライダを用いて観測されたロ ー ル状の対流について報告する

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固1 2015年7月26日 08JSTの高度角0度で観測された DL視線方向の風速． 右下の黒矢印と値は，同大学に設置している気象観測露場における同時刻の風向と風速を示す(a) 0726_08:00:40-01:20_el10'll�ニx江。,:t

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5 mが

図2 2015年7月26日8時00分から04分にかけての商度角(a) 10度，(b) 20度，(c) 30度， (d)
40度におけるDL視線方向の風速．
A200m

図3 2015年7月26日8時における観測された風の概
念図

-370-

D457
実在都市における境界層乱流の時空間構造の解析＊吉田敏哉（京大院理）•竹見哲也（京大防災研）

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2. 解析結果
計算領域は京都市内の南北 llkm· 東西 2km、水平解像度は4mとし、北風が主流風向となる場
合の解析を行った。 なお、 流入条件には別計算領域で作成した境界層乱流をタイムステップごとに与えている。
本計算領域には京都大学防災研究所宇治川オープンラボラトリ ーが含まれている。 ここでは超音波風速計とドップラー ライダ ー による乱流観測が行われている。 そこで、 まずLESの整合性を検証するために、LESと観測との比較を行った。
図1は平均風速の鉛直プロファイルの比較である。 縦軸、 横軸ともに対数軸となっている。 親測とLES では風速の大きさや境界層の厚さが異なるため定量的な比較はできないが、 高度100m以
下でそれぞれの傾きは1/3乗の傾きに沿っている。
大気境界層内の風速鉛直プロファイルは経験的に高度のべき乗に比例することが知られており、都市域のべき指数は1/4から1/3程度を取るとされている。 よって、、LESは観測結果を定性的によく再現できているとともに、 都市構造物が流れ場に与える影響を再現できていることが分かる。
図2は高度40 mでの主流風速おける領域平均からの偏差のスナップショットである。 流れは図の左から右に向かって流れる。 図2から、 主流方向に沿って弱風域と強風域が筋状に並ぶストリーク構造が確認できる。 観測やシミュレ ー ション
によって、 ストリ ー ク構造は都市境界層に普遍的に存任することが示されている。 本研究の LES
により、 京都市でもストリ ー ク構造が存在していることが分かった。 また、 図2には、 比較的に構造物が少ない計算領域下流側の値を示した。 一方、建物が密集している上流側の領域では、 下流側に比べ筋状に伸びた領域が少ない傾向にあった。 よって、 地表面粗度の違いが乱流構造に影響していることが分かった。

゜
゜

1. はじめに
地球大気には、 地球規模から総観規模といった大規模の変動とともに、 中規模の擾乱に伴う変動や微細規模の変動が存在する。 特に下層大気では、
地表面の摩擦の影響を受けた境界層が発達しており、 様々な時空間スケ ールの変動が見られる。
さらに、 現実の地表面は、 地形の起伏や植生の存
在、 都市の人口構造物の存在といったように変化に富んでおり、 このような複雑地表面での大気境
界暦の形成過程や乱流変動の特徴と成因にはまだ理解されていないことが多い。 そこで、 本研究では都市構造物上での乱流の時空間構造の特徴を明らかにすることを目的とし、 乱流を陽に計算する数値シミュレ ー ション手法のひとつである
Large eddy simulation (LES)を用いて、乱流構造の解析を行った。

10

u[rn/s]

図1 :LES と観測の風速鉛直プロファイルの比較。
実線はLES、白抜きの丸印はドップラー ライダ ー 、
色つきの丸印は超音波風速計の値を示す。 両軸とも対数軸になっているy(加）- ...ユ0ユ

図2: 嵩度40 mでの主流風速おける領域平均からの偏差のスナップショット。 図 の値は領域平均で規格化されている。 流れは固の左から右に流れる。

-371-

D458

格子ポルツマン法LESを用いた都市気流の大規模計算稲垣厚至•, Nururu Huda Ahmad*, 八木綾子 ＊， 紐 ， 神田学＊ ， 小野寺直幸***, 青木尊之 ＊＊虹一
東京工業大学 ， ウェザーニュ ー ズ ， 海上技術安全研究所（課題番号25249066), 基盤研究(C) (課題番号26420492)の助成を受けた．ここに謝意を表す．
参考文献
c ures observedts
Yagi et al. (2016) Nature of streaky tru
by aDoppler lidar (in revision)

(a)

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0.5

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(b)
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゜

1 . はじめに都市大気乱流境界層は多スケ ー ルの複層構造を成している． 街区内では個々の建物後流が支配的であり， その空間スケ ー ルは概ねI~IOmのオ ー ダ ー であるが， 上空では乱流組織構造と呼ばれる数kmオー
ダ ー の巨大な構造が卓越している． スペクトルギ
ャップを考慮すると数十km程度の大きさの流 れが直接的な影響を及ぼしていると考えられる． 都市の大気環境（暑熱環境， 大気汚染， 突風現象， 等）を考える上で， 上記の複層構造を考慮した検討がなされるべきであると考える． 本研究では格子ボルツマ
ン法LESを用いた都市気流の大規模計算（大領域・高解像度）を実施し， 陽的に解像された都市大気乱流境界層の複屑構造の性質について検討を行った．
2. 数値計算
計算対象領域を神奈川県川崎市沿岸部（東扇島埠頭）から北西へ20km, 幅 5kmと設定した．この計算領域には住宅地，商業地，工業地などが含まれる．
計算格子福は等方的に2mとした． 上端はスリップ
条件， 地面及び建物の剛体面ではBounce-Back条件
を用いてノンスリップとし， 中立大気安定度の計算sを行った．流量IO m ·1の層流を流入条件とした．計算開始から4,960秒の積分時間後， 下流端付近で境界層高度は500 m程度に達し，ほぼ定常状態となる．
3. 結果
中立乱流境界層の代表的な構造である筋状構造の性質について検討した． 図1は2点相関より算出した筋状構造の幅の鉛直分布を示しており， 上空へ行
くほど幅が大きくなる．灰色の点は本数値解析で得られた値であり， 線の違いは流入端側から下流への変化を示している．囮laでは縦横軸ともに境界層高度で無次元化してあり，数値解析結果のみ見ると，
境界層高度が2倍くらい異なる場合でも概ね一 定値に収束する． しかし屋外大気境界層の観測値と比べると過大であり合わない．図lbは縦軸にシア関数の―1逆数（如 )を掛けたものであり(Yagi et al.), このように局所的な速度勾配による補正を掛けること
で両者の値がほぼ一 致することが示された．
謝辞
本研究は学際大規模情報基盤共同利用・共同研究拠点， 革新的ハイパフォ ーマンス ・ コンピュ ー ティン
グ・インフラの支援及び，JSPS科研費基盤研究(A)

0

0.2

も
0.4

0.6

Ay,cR/8
図J. 境界層高度で無次元化された筋状構造の幅の
鉛直分布

-372-

D459
移流項の差分化によって生じるエネルギ ー 散逸率の推定
12＊北村祐二し西澤誠也 ,1. 気象研究所，2.理化学研究所計算科学研究機構

1. 序
Larg�-EddySimulation (LES)の手法を用いた大気境界層の乱流モデルでは ． グリッドスケ ー ル( GS)からサブグ
リッドスケ ー ル(SGS)への運動 エ ネルギー の輸送は ． 乱流パラメクリゼ ー ションによって表現される．一方で，数値モデルにおいて移流項を差分化したときに，奇数次の差分スキ ー ムを選択した場合には，差分誤差の影響か
ら GS成分のエネルギー 散逸が生じうる．また ． 偶数次の差分スキ ー ムを選択した場合には，人工的な振動を抑えるために ． 乱流パラメクリゼ ー ションとは別に数値拡散項を加える手法が広く用いられている．これらの影響は ． 定性的には GS成分の エ ネルギー を散逸させることが知られているものの，定量的な評価が十分になされているとはいえないのが現状である． エ ネルギー 収支の観点からは ． 差分誤差や数値拡徹：項は乱流スキ ー ムとは独立に散逸の効果をもたらすため，適切な乱流スキ ー ムを設計するうえで ． これらの影響は無視できない可能性がある．本研究では ． 不安定境界層を対象としたLES において，移流項の差分誤差による GS成分のエネルギー
散逸を定塁的に評価し ． 乱流スキ ー ムによるそれと比較することで差分誤差による エ ネルギ ー 散逸の影響を調べた．

2. 解析手法の概略
GS成分の運動 エ ネルギ ー の時間変化は，以下の方程
式に従う：

嘉（弓）＝一 -k[ 宇—€adv:=

対象としたLESを実施し，得られた結果からPs および
f:advを評価することによって，差分スキ ー ムの誤差から生じる影響を調べた．
3. 結果
図 1に乱流スキ ー ムによる運動 エ ネルギ ー の散逸率
Ps(実線）． および様々な奇数次の差分スキ ー ムで評価した場合の移流項から生じる エ ネルギ ー 散逸率f:advを示す．．この図では，同 一 のスナップショットから解析を行っており ． 結果の違いは用いた差分スキ ー ムの選択のみに依存している. 5次上流差分では，乱流スキ ー ム由
来の散逸率と比べて差分誤差は小さくなっており，運動エ ネルギー 収支は乱流スキ ー ムによってほぼ決定されることが分かる．一方で， 3次の上流差分や流束制限関数
を用いた場合には，差分誤差の散逸率が大きく，乱流ス
キ ー ムヘの影響が無視できなくなる可能性があることを示唆している．また， 5次の流束制限関数(Kim and Kim
2005)を用いた場合の エ ネルギー 散逸は，3次上流差分のそれと同等となっており，高次の流束制限関数の導入によって単調性を保持しつつ，差分誤差による エ ネルギー
散逸を軽減しうることが示された．
参考文献

気象庁予報部，数値予報課報告・別冊第60号(2014)
Koren, B., CWI Report, NM-R9308 (1993)
Kim, K., H. and Kim, C., J. Comp., Phys., 208 (2005), 570-615.

pKmu1S1J ]-Ps-Eadv,

卜寄—笠詈 l -k[ 宇 l·

2000

1500

一

ここで，凡はSGS成分への エ ネルギ ー 変換を表す．領
域積分した運動 エ ネルギーは，境界からの流入・流出を除けばPs , €advのみから生じる• €advの第1項は運動量・密度を予報変数とした場合に数値モデル内で評価される運動 エ ネルギー の時間変化率であり，第2項はそのフラックス形である• €advは厳密にはゼロとなるが，数値モデルにおいては差分スキ ー ムから生じる誤差の影響のためにゼロとはならない．ただし，第2項は領域積分
すれば差分スキ ー ムに依らずゼロとなるため，€advの領域積分は差分スキ ー ムから生じる エ ネルギー 散逸率とみなすことができる．本研究ではこの考え方に基づき，水平平均した運動 エ ネルギー 散逸率を推定した．
数値実験には，気象庁で開発されている非静力学モデ
ルasuca(気象庁予報部，2014)を用いた. asuca では単調性を保持させる目的で，移流項は 3次の流束制限関数(Koren 19 93)によって評価されている．不安定境界層を-373-d�印<Ion血lm'lrl

0.005

図1 移流項の差分スキ ー ムによって生じる．水平平
均した逼動エネルギ ー 散逸率の鉛直分布．実線はサブグリッドスキ ー ムから生じるエネルギ ー 散逸率を表す．
破線 ． 点線，一点鎖線． 二点鎖線はそれぞれ， 移流項
を3次上流差分. 5次上流差分，3次の流束制限関数，

5次の流束制限関数から評価した場合に生じるエネル
ギ ー 散逸率を表している．

D460
気象庁全球モデルにおけるEDMF型境界層スキームの開発

米原仁（気象庁数値予報／気象研環境・応用），

北村祐二（気象研環境・応用）

1. はじめにのシングルカラム理想試験におけるLESの結果と、 現行

気象庁全球モデル(GSM)における、境界層 の エントレイ及び開発中の境界層スキ ー ムを用いた実験 の 比較結果をンメントゾ ーンの表現改善を目指して、渦拡散型とマスフ示す 。この試験では、地表面に 一定の温位フラックス0.06

ラックス型の 鉛 直輸送を組み合わせた ス キ ー ム

K mis、 および地衡風強制OR�風6 m/s、 緯度37.6 N)(Eddy-Diffusivity/Mass-Flux: EDMF)の開発を行ってを与えている。 (a)を見ると現行のものは 一様な混合層をいる。現行の GSMの境界層過程は、 不安定時において十分に形成できておらず、またエントレインメントゾ ー ン

Meller andYamada(1974)の L evel2スキ ームを修正した

もぼぼ表現されていない 。一方で(b)のEDMF版では一 様ものを用いているが、粗い鉛直層間隔での混合層上端でのな混合層が実現されており、 概ねLESの結果を再現してェントレインメントを表現するために 、拡散係数を平滑化いる。 特に混合層 上端 の逆転層の表現は、 GSMの鉛直分°している。しかし 、 こ の方法は ントレインメントのメカ
エ

ニズムを考慮しておらず、 過剰な拡散を生じることで、GSM の下層雲量を過小とする原因の 一 つとなっている。
本開発 は、 この問題の解決を目指したものである。

....

2. 開発中のEDMF型境界層スキ ームの概要
現在開発を進めてい る 、 EDMF 型スキ ーム はSiebesma(2007)に基づいたものである。 このタイプの ス＇'！

キ ー ムの核となる、 エントレインメント率関数Eには、

I

Neggers et al. (2002)によるも のを修正し、 地表面付近と混合層上端を分離したパラメタリゼ ー ション

e=maxl 0.55

ア

�J
1

と現行スキ ー ム（点）の比較。(b)はLES僑0とEDMF 版を用いている。 ここでzは高度f.m]、 Wは上昇流域の鉛直（点）の比較。

流速度f.mts]である。 この式の値を始め 、EDMFで用いる
各種パラメ ータは、 GSMの100~200m程度の鉛直層間隔でも、一様な混合層 とその 上端でシャー

プな温位勾配が参考文献

Neggers, R. A.J., A. P.Siebesma, and H. J.J.Jonker, 2002: J.

I ＇ I

Atoms. Sci., 59, 1655·1668.

表現されるこ とを重視して決定した。

SiebesmaA. P., P. M. M. Soares, J.Teixeira, 2007: J. Atoms.
Sci., 64, 1230-1248.

3. 現行スキ ム と の理想試験による比較
ー

スキ

ー

ムの開発・検証には、気象研究所において開発さ

Kitamura, Y., 2010: J. Meteor. Soc.Japan, 88, 813-825.

れたLES<Kitamura, 2010)を参照値として用いている。

Mellor, G. L. and·T. Yamada, 1974: J. Atm畑�Sci., 81,

図1にSiebesma(2007)で提案された、 日中の混合層発達

1791-1806.

-374-

I

2016 年 4 月 30 日発行

編集兼発行者

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