0511

引用文献

・     雨雪判別にかかわるもの

・     レーダで雪を観測するもの

・     粒径分布にかかわるもの

 

このような分類は不適当である。論文があって、上記の番号が振られるべき。

 

 

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査読者3より「図を参照すべし」と指摘を受けた文献。

地上のドップラーレーダから数密度のスペクトル、水分量(降水量)、降水のフラックスが時間･高度により変化する様子を監視する手法について述べる。本論文では、急速な成長域が時間･高度断面図でどこに位置するか、雨滴の成長比をどのようにして数密度スペクトルの分解能内で見つけることができるか、を示す。付着成長と鉛直フラックスがバランスしているモデルでは、観測の主な特徴を再現できる。これらの特徴には、高さに伴う数密度の変化、雲の中で高度が低くなるにつれて大粒子へと移行している様子、降水粒子のスペクトルが複数の極値を持つこと、がある。11/4’5

受けた参照とすべき図はfig4-6と思われる。横軸に鉛直速度、縦軸に反射強度因子を描画。MRRのレビューで用いられている図と同様。高度の情報がわかることが大切。11/15’5

Zを粒径全体について積分した値、ZスペクトルS(D)をある粒径における反射強度(因子)と定義している。

Zスペクトル：S(D)=N(D)D^6

図4-6は強度は任意の単位で描画している。2分毎のサンプリングで、0m/s付近の晴天乱流によるエコー、小粒子のエコー、大粒子のエコーなどの極値の時間変化(高度変化)を追っている。粒子が落下するにつれて、ドップラー速度とZスペクトルの関係、粒径と数密度の関係を計算により明らかにしている。11/24’5

 

図4 1998年9月13日23:30UTCのスペクトル反射強度。レーダ上の距離(つまり、高度)で積み重ねて

(stack)描画した。鉛直軸は各高度の最大スペクトルで正規化した反射強度の対数。したがって、縦軸のスケールは、スペクトルによって異なる。高度の間隔は150m。慣例により、レーダに向かう速度を正としている。したがって、降水粒子の速度は0m/sの右側に現れる。いくつかの谷部に示す小さな矢印は、大粒子領域(large drop regime)について、降水粒子数、降水量、地上への水フラックスなどを計算する際の積分下限値を示す。点線はより大きな落下速度へ向かう、スペクトルピークの理論的なずれを示す(式11を参照)。下層では雲水の密度を1g/m3としている。点線は、スペクトルのピーク上に描画され、急速な成長が始まる最初の高度(ΔZ=0)を示す。左の点線(雲粒子からの成長)：α=0、γ=1、DM(0)=0.2mm。右の点線(融解した粒子の成長)：α=3、γ=3、DM(0)=0.6mm。

時間平均は2分。

 

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雪片の分裂はあまり重要ではない。

日本の蔵王での観測。GMやMP分布として、通常のNd個/cm3/mmではなく、水平空間分布濃度、NH個/cm/secを用いている。Ndを落下速度で除して求める。雪の落下速度はVs=200D^0.31としている。11/17’5

山の傾斜に沿って高さの異なる2地点で雪と雨の粒径分布を観測した。雪の粒径分布はおおむねGM分布に従うが、時々MP分布に従うものがある。融解層直下での粒径分布は、融解層より上層での雪の粒径分布と類似した分布を示す。分布の形状が変化する時間は上層と下層で同じであった。このことから雪粒子のほとんどは、破裂することなく融解する、と考えられる。Abstract 12/15’5

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AMSでOhtakeを検索。

雨滴、凝集した雪結晶、霰、雹の粒径分布が、さまざまな気象条件の下で観測されている。粒径分布は上空の気象状況とともに研究されている。上空の気象状況は、気象粒子の元の形、雪結晶の形を決めている。雨滴の粒径分布は先駆けである(precursor)雪粒子の粒径分布に依存しており、雪粒子の粒径分布は雪片の形状と上空の気象状況で決まる。11/5’5

(結論)地上で観測された雨の粒径分布と、雨の粒径分布の代表としてMarshall Palmer分布を雪の粒径分布の代表としてGunn Marshall分布を取り上げ、3者の粒径分布を比較する。降雪粒子が六花の場合は、凝集が起こりやすく雨の分布はGM分布あるいはGMより緩やかな分布となる。針状、板状、柱状、砲弾はあまり凝集しないので、雨の分布はMP分布かMPよりきつい分布となる。雪や雪が融けた雨の地上の粒径分布はMP分布よりGM分布に類似している。ただし、暖かい雨と融解した雨を平均すると、分布はMPに一致する傾向となる。11/25’5

 

文献のリクエスト　11/3’5

Frederic Fabry and Isztar Zawadzki. 1995　0510.htm

Long-Term Radar Observations of the Melting Layer of Precipitation and Their Interpretation.

雨の反射強度について5つの分類

1)下層の雨

2)ブライトバンドを伴う雨

3)濃密度氷からの雨

4)驟雨

5)深い対流の雨

ウインドプロファイラの観測もあり。ただし、時空間分解能は低くVPRと30km離れている。現象の寿命が十分長いときに、両地点間の発達は無視できるとして解析した。

略語：VPR=vertical pointing X-band  radar

 

ブライトバンドあり層状雲はtype2

融解層の上で1kmで6から7ｄB減少している。

 

ブライトバンドがないのはtype3

層状の場合と類似しているが、霰のようなしまった降水粒子が形成されているので

落下速度が大きく、融解層内の、数密度が小さいことにより、ブライトバンドが形成されにくい。(図4参照)このような分布は広く広がる雨域の対流性の領域か、強い対流の弱い部分で見ることができる。このタイプの雨は、層状性の雨であるが、ブライトバンドが無い反射強度分布(の要素)を「対流性の証拠」と関連付けるものである。「対流性の証拠」とはsnow pellets(濃密雪片集合?)や霰の形成に必要な、”上昇流“などである。

１．動機

P838l

レーダ気象学の始まり(Marshall et al.1947, Cunningham 1947)とともに、レーダによる融解層の観測が始まった。降水の融解が気象粒子(weather targets)の反射率の強化と関連していることが知られている。反射率が急増する理由は、基本的に、融解層の上部で誘電率が急増すること、と融解に伴って落下速度が大きくなるためである(Battan 1973)

ブライトバンドによる反射強度の説明が早くからなされてきたが(Ryde 1946)、50年後の今も、定量的な評価について統一見解がない。これは、ブライトバンドが予測されるより多くの場合、強く出るためである。初期の定量観測(Austin and Ebmis1959, Wexler 1955, Wexler and Atlas 1956, Lhermitte and Atlas 1963)や、モデル(Ekpenyong and Sriastava 1970)はともに、形状効果【雪片や融解雪片が球形でないこと、Atlas et al 1953】および融解層上部での凝結・凝集と下部での破裂によって、実測と予測の差を説明しようと試みていた。この凝集―破裂系は多くの場合ブライトバンドの強度を説明するのに本質であると考えられている。いくつかの現地観測、飛行機観測はこの主張を裏付けている。しかし、この効果が重要であるかどうかについてはまだ議論があり(Stewart et al 1984, Yokoyama et al 1985, Willis and Heymsfield 1989)、無視できるという説(Du Toit 1967, Ohtake 1969)もある。6/23’6

 

P839l

ブライトバンドの長時間観測を行う。ブライトバンドが、降水のタイプ分け、降水強度の推定にもたらす働きを定量化するのに役立つ。統計に安定性を持たせるため4年の鉛直ドップラレーダを利用する。最後の1年はウインドプロファイラも用いる。

本研究の目的：典型的なブライトバンドの中で連続する、あるいは繰り返す物理過程を調べることである。異なる降水強度とブライトバンド強度の統計的な差異を調べることである。この論文の中では答えが出ないが、将来の統計的な研究に役立つ。

 

E.E. Gossard, R.O. Strauch and R.R. Rogers. 1990内容

Gossard, Strauch, Rogers / Evolution of Drop size Distributions in Liquid Precipitation Observed by Ground-Based Doppler Radar

 

T. Ohtake. 1969

Observations of Size Distributions of Hydrometeors Through the Melting Layer

 

Ohtake. 1970 内容

Factors Affecting the Size Distributionof Raindrops and Snowflakes　

雨滴の直径と数濃度(個数/cm3/sec)を評価している。11/16’5

 

 

Kampe and Weickmann　1952 

TRABERT'S FORMULA AND THE DETERMINATION OF THE WATER CONTENT IN CLOUDS.

Trabertの方程式に対する検証。平均視程と雲水量および、粒径分布から計算した粒径をプロットした。粒径の計算の仕方は、算術平均、自乗平均、自乗平方根平均の3通りで行った。11/21’5