降旗 竜飛

冬季寒気吹き出し時、低気圧の後面では大陸から吹き出した寒気が、海面から熱と水蒸気の供給を受けて北海道西岸に多量の降雪をもたらす。一方、北海道の東部では、弱い降雪が何度も起こることによって積雪の増加がもたらされるが、この地域での観測の研究はほとんどない。2011年2月に、北海道東部内陸において降雪の形勢構造を明らかにするため、2台の偏波ドップラーデータ及び雲粒子ゾンデを用いて観測を行い、2月27日に温帯低気圧によるものではない降雪を観測した。この降雪をもたらした降雪帯は、石狩山地北東で発生し、3〜4時間にわたり約8.5 m/sの移動速度で南下した。

この降雪帯について2台の偏波ドップラーレーダーを用いて解析を行った結果、反射速度分布はおおむね20〜30dBZで、東西に30〜40km、南北に10〜15kmの広がりをもつが、エコー頂高度が約3kmと背の低い構造であったことが分かった。また、デュアルドップラー解析から、降雪帯内では下層からエコー頂高度である上層3kmまで北よりの風が卓越していた。降雪帯の進行方向前面には、下層約0.5kmから高度約2kmまで上昇流域があり、高度約2kmまで上昇流域があり、高度約1kmメートル付近に最大で0.6 m/sの上昇流が見られた。また、下層で水平風の収束が起こっている領域が、上昇流域にうまく対応していた。これらのことから、降雪帯の進行方向前面では、下層で水平風の収束が起こり上昇流域が形成されたことによって降雪帯が発達したと考えられる。

この上昇流について雲物理学的に考察するために、偏波パラメータを用いた解析を行った。その結果、降水粒子の扁平度合いを表すレーダー反射因子差Zdrは、反射強度の弱い上層で約1dB、反射強度の強い下層で約0dBであった。また、纐纈(2010)の手法を用いて粒子判別を行った結果、降雪帯内では上層で氷晶、高度が下がるにつれて乾いた雪が混在する分布を示し、霰は判別されなかった。この結果は地上で行った降雪粒子の接写観測及び、雲粒子ゾンデ観測結果からも妥当であることが確認された。これらのことから、この降雪帯は最大0.6 m/sの上昇流の中で霰を形成せず、下層では氷晶と雪片が混在している構造であったと考えられる。



Structure of snowband observed in the inland area of eastern Hokkaido during midwinter


During cold-air outbreaks over the Sea of Japan, cold air blows from the Eurasian continent to the sea, behind extratropical cyclones. The cold air is provided heat and moisture from thesea surface, and snow clouds develop over the sea. This causes a lot of snowfall to the westerncoast of Hokkaido. In the inland area of eastern Hokkaido, on the other hand, frequent weaksnowfall causes increase in snow depth. However, there has been almost no observationabout snow clouds developing in the inland area of eastern Hokkaido. In order to clarifysnowfall formation mechanism in the inland area of eastern Hokkaido, a special observationwas performed in February 2011, using two polarimetric radars and hydrometeor sondes. On 27 February 2011, a snowband was formed to the northeast of the Ishikari Mountains andmoved with a velocity of about 8.5 m/s to the south over Hokkaido. The snowband was not associated with an extratropical cyclone.

Two polarimetric radars showed the radar reflectivities between 20 and 30 dBZ during the passage of the snowband. The horizontal length was between 30 and 40 km in the east-west direction and between 10 and 15 km in the north-south direction. The echo top height was about 3 km. Dual-Doppler radar analysis showed that the northerly ground-relative winds were predominant below an echo top height of 3 km in the snowband. In the front part of the snowband, ascending motion was presented between heights of 0.5 and 2 km. The maximum updraft was 0.6 m/s at about a height of 1 km. This ascending part corresponded to the low-level convergence. This indicates the low-level convergence seen in the front part of the snowband forms the ascending motion. The snowband developed in this ascending motion.

In order to clarify the microphysical processes about the precipitation formation in the ascending motion, polarimetric parameters were examined. The differential reflectivities Zdr, which indicates oblateness of particles, showed about 1 dB in the upper levels with weaker reflectivities and about 0 dB in the lower levels with stronger reflectivities. In addition, the hydrometeor types were classified using the method in Kouketsu (2010). The hydrometeor types were the snow crystal type in the upper levels and a mixture of the ice crystal and dry snow types in the lower levels. No graupel type were classified. The hydrometeor types classified using polarimetric parameters were consistent with close-up photos taken at surface and a hydrometeor sonde. In the snowband with the maximum updraft of 0.6 m/s, graupels were not formed, and ice crystals and aggregates were dominant as hydrometeor types.