ハリケーンの力学と雲の微物理学

熱帯対流雲は地球の気候システムにおいて重要な役割を果たしています。対流と潜熱の放出により、エネルギーが地表から上層大気へと輸送されます。雲は下層の海よりもアルベドが高く、そのためより多くの太陽放射が宇宙へと反射されます。熱帯システムの頂上は地球の表面よりもはるかに冷たいため、高層対流雲の存在により気候システムが冷却されます。

熱帯地方で最もよく知られている雲システムはハリケーンです。熱帯気象システムの重要な気候的影響に加えて、ハリケーンは大量の死傷者や破壊を引き起こすのに十分なエネルギーを持っています。したがって、ハリケーンの正確な予測は極めて重要です。

雲の微物理学は、微視的スケールでの雲の構造と特性を説明します。

熱帯降雨観測ミッション（TRMM）は、熱帯地方全体の降雨量を定量的に推定するために1997年に打ち上げられました。衛星はリモートセンシング技術を使用して、センサーで記録された放射輝度を降雨量に変換します。測定値を制限するために使用される最も重要な変数は、水滴粒子の特性です。^[1]ハリケーンは混合相の雲であり、液体の水と固体の水（氷）の両方が雲内に存在することを意味します。通常、凍結レベルよりも低い高度では液体の水が優勢であり、気温が-40℃よりも低い高度では固体の水が優勢です。0℃から-40℃の間では、水は両方の相で同時に存在することができます。相に加えて、固体の水の水滴粒子はさまざまな形や種類を持つことがあり、放射伝達計算で考慮する必要があります。

1999 年秋、TRMM のアマゾン大規模生物圏大気実験(LBA) のフィールド実験により、ブラジルの大陸性および海洋性の熱帯雲のサンプルが採取されました。TRMM-LBA の目的は、雲解像モデルにおける降雨量を検証することでした。熱帯雲における雲微物理現象の現場観測がいくつか行われており、ここでそれらについて説明します。

雲の微物理は、降水粒子の成長、崩壊、降下を記述する物理的プロセスです。モデルの観点から見ると、雲の微物理はモデルのグリッドスケールよりも小さいスケールで発生するため、パラメータ化する必要があります。^[2]

近年、ハリケーンの進路予報は精度が上がってきている。ハリケーン・リタの例を見ると、上陸36時間前の国立ハリケーンセンターの予報は前回の予報から130キロメートル以上ずれており、不要な避難を引き起こしている。サブグリッドスケールのパラメータ化スキームの選択がハリケーンの強度、進路、速度、降水量に影響を与える可能性があることを示す研究がある。微物理学的仮定は直接的または間接的に嵐の構造を変化させ、ハリケーンの進路に小さな変化をもたらし、社会的影響を及ぼす可能性がある。^[3]

液体の水滴の形状は、表面張力の影響により、一般的には球形です。水滴のサイズによっては、落下する水滴を流れる空気の摩擦により、水滴の底が押しつぶされて、わずかに球形から外れる可能性があります。ただし、固体の氷は、一般的にきれいな球形にはなりません。氷の結晶は、沈着により六角形の構造を形成する傾向がありますが、結氷や凝集により、奇妙な形状になることもあります。

氷粒子の形状は、主にそれらが形成される場所の温度と過飽和度に依存します。過飽和度は、主に上昇気流領域の速度に依存します。上昇気流の強い領域では、より多くの水粒子が形成されます。霰は主に上昇気流の弱い領域で見つかります。高度が上昇するにつれて粒子サイズが小さくなる傾向があります。これは、高度が低いと大きな粒子が小さな粒子と衝突して凝集するためです。 ^[1]上昇気流は雲の微物理学にとって重要であるため、対流パラメータ化スキームが微物理学にどのような影響を与えるかを考慮することも必要です。

粒子サイズ分布のパラメータ化における小さな誤差は、終端速度の計算に大きな影響を与える可能性があります。粒子の組成、サイズ、および数濃度は、層状領域と対流領域で劇的に変化します。熱帯低気圧の観測から得られる粒子落下速度は、中緯度システムから得られるものとは大きく異なります。^[4]

ハリケーンを改変して、それほど破壊的にならないようにする実現可能性については、多くの研究がなされてきました。Rosenfeld ら (2007) は、ハリケーン カトリーナ(2005) の改変の可能性について研究しました。彼らは、ハリケーンの外側の領域ですべての暖かい雨の形成を抑制することで、ハリケーンの種まきをシミュレートしました。彼らの報告によると、彼らのシミュレーションでは、種まきされたハリケーンは、種まき領域で最初に地表風を弱めました。ハリケーンの目は最終的に収縮して強くなりましたが、風のフィールド全体の平均は弱まりました。この最良のシナリオでは、種まきによってハリケーン強度の風が 25% 減少したと報告されています。^[5]

ランゴとホッブス（2005）は熱帯対流系の現場測定を行った。彼らは液体の水含有量が断熱値を下回っていることを発見した。これは新たに形成された上昇気流でも同様であり、衝突合体やエントレインメント混合が液体の水を除去する効率的な方法であることを示唆している。彼らは有効半径が雲底から2～4 km以上の高度で減少し始め、これを温暖な雨のプロセスに起因すると指摘した。氷のプロセスは-4 °Cから-10 °Cの温度で重要になり、針状、凍った滴、鞘状などさまざまな形状の写真を撮影した。成長する雲では、粒子サイズがしばしば結氷によって大きくなることがわかった。^[6]

Tokay et al. (2008) は、局所的サイクロンにおける雨滴サイズ分布を研究した。彼らは、より大きな雨滴が存在するかどうかにかかわらず、小型および中型雨滴が高濃度であることを発見した。雨滴の総数は 600 ～ 1000 m ⁻³で、液体水分含有量は約 1 gm ^{−3 、降雨量は 1 時間あたり約 20 mm であった。雨滴の平均質量直径は約 1.6 mm で、記録された最大直径は 4.11 mm であった。この結果は、中緯度と}熱帯暴風雨の微物理学の違いにより、熱帯サイクロンによる以前の降雨量の推定値が過小評価されていた可能性があることを示している。^[7]

アマゾンの熱帯雲の微物理学の現場測定によると、上昇気流が強い地域では、弱い上昇気流よりも過冷却水滴や氷粒子が小さいことが示されています。層状の金床地域では、霰への凝集が主な成長メカニズムでした。上昇気流の速度によって、暖かい雨のプロセス、結氷、凝集のどれが上昇気流地域の主な成長メカニズムであるかが決まります。^[1]

Heymsfield ら (2002) も熱帯対流の微物理学を研究したが、対象は層状地域に限定した。彼らはさまざまな形や大きさの氷粒子を観察した。特に、対流地域の近くでは氷結粒子が見られ、"過渡的対流" の地域では小さな球が見られ、低温では巻雲の結晶が形成されることに気づいた。彼らは粒子サイズ分布を作成し、それがガンマ分布に特によく適合し、指数分布にはやや適合しないことを指摘した。彼らは、その結果が中緯度システムから得られた結果と類似していることを指摘した。^[8]

雲の微物理学のパラメータ化スキームには、いくつかの種類があります。スキームの洗練度に応じて、氷相のカテゴリの数は異なります。多くのスキームでは、少なくとも雲氷、霰、雪の 3 つのカテゴリを使用します。氷をカテゴリに分類する必要があるのは、氷の形態によって落下速度が異なるためです。

通常、微物理学的手法では落下速度に質量加重平均を使用します。McFarquharとBlack（2004）は、異なるパラメータ化方法によって、水粒子の終端速度が劇的に異なることを示しました。^[4]

雲凝結核（CCN）の存在は、雲の中に形成される雲粒の数に影響を及ぼします。CCNが多いほど、形成される雲粒の数も多くなります。CCN濃度の変化とそれに伴う雲粒分布の変化は、ハリケーン内のエネルギーを再分配する可能性があります。^[5]これは1960年代に知られており、科学者はCCNを追加することでハリケーンを弱めることができると考えました。眼壁の外側にヨウ化銀を撒くことで過冷却水を凍結させ、潜熱をさらに放出して対流を増やすことが提案されました。 ^[9]この方法は、熱帯低気圧に過冷却水が不足していたため、最終的には成功しませんでした。別のアプローチでは、雲に多数の小さな吸湿性エアロゾルを撒きます。CCNの数が多いと雨滴が小さくなり、衝突合体が減り、降雨量が少なくなります。この水は氷点より上で対流し、上層大気の温暖化と対流の増大につながります。

ハリケーンの強度に対するCCNの増加の影響については、いくつかのモデル化研究が行われてきました。Rosenfeldら(2007) は、気象研究モデル (WRF) を使用してハリケーン カトリーナをシミュレートし、次に暖かい雨のプロセスをオフにして、大量のCCNを追加した場合の影響を近似しました。^{[5]彼らは、最小}中心気圧と最大風速を含むカトリーナの主要な特徴をコントロール実行でシミュレートすることに成功したと報告しています。暖かい雨のプロセスが除去されると、雲水含有量は自然に増加し、雨水含有量は減少しました。暖かい雨の抑制は、ハリケーンの熱力学的構造も変化させます。ハリケーンの外縁の低レベルで温度が低下します。その後、中心気圧とともに最大風速が減少しました。^[5]

Zhu と Zhang (2006) は、メソスケールモデルを使用して 1998 年のハリケーン ボニーをシミュレートしました。彼らは、コントロール ランが観測されたハリケーンをかなりシミュレートできたと報告しています。次に、一連の感度実験を実行して、微物理学の変化がハリケーンにどのような影響を与えるかを調べました。^[10]さまざまな感度実験は、氷のプロセスの影響に焦点を当てたものでした。彼らは、熱帯低気圧は、氷相プロセスに対して強度とコア構造に大きな感度を示していると報告しています。氷のプロセスが除去されると、ベルジェロン プロセスがなくなるため、サイクロンの強度は低下します。霰のプロセスが除去されると、嵐は弱まりますが、すべての氷のプロセスが除去された場合ほどではありません。そして、蒸発が停止すると、嵐の強度は劇的に増加します。彼らは、融解と蒸発のプロセスが熱帯低気圧の増幅に重要であると結論付けています。^[10]

さまざまな状況に応じて、さまざまな積雲パラメータ化スキームが導き出されました。Betts-Miller スキーム (または派生的な Betts-Miller-Janjic) は、局所的な垂直温度と湿度構造が現実的であることを保証しようとします。Betts-Miller(-Janjic) スキームは、熱帯低気圧をシミュレートするときによく使用されます。^[11] Davis と Bosart (2002) は、温帯移行を経たハリケーン Diana (1984)をシミュレートしました。彼らは、Betts-Miller-Janjic 積雲パラメータ化スキームを 2 つの方法で使用しました。1 つは中緯度システム用に設定されたパラメータを使用した方法、もう 1 つは熱帯システム用です。彼らは、パラメータ化スキームを中緯度システム用に設定すると、シミュレーションでより現実的な進路と嵐の強度が生成されると述べています。ただし、熱帯シミュレーションでは、より現実的な降雨フィールドが生成されます。^[11]

Pattnaik と Krishnamurtil (2007) は、2004 年のハリケーン チャーリーをシミュレートして、ハリケーンの強度に対する雲の微物理学の影響を評価しました。彼らは、コントロール ランが、進路、強度、速度、降水量のシミュレートに成功したと報告しています。 ^[12]彼らは、NASA ゴダード宇宙飛行センターの微物理学スキームを使用しました。このスキームでは、雲水を 5 つの異なる分類 (液体雲水、雲氷、雨水、雪、雹/あられ) で使用しています。また、過冷却水も考慮に入れています。彼らの研究では、落下速度と遮断パラメータが熱帯低気圧の強度にどのように影響するかを明らかにしようとしています。降水粒子のサイズ分布は、次のようにパラメータ化されます。

N(D)=N ₀ e ^−λD dD

ここで、Nは与えられた直径DとD + dDの間の降水粒子の数、N ₀は切片パラメータ、λは傾きパラメータ、Dは粒子の直径である。^[13]彼らは同じモデルと微物理スキームを使用し、どの微物理メカニズムが最も重要であるかを理解するためにさまざまな微物理メカニズムをオフにした。彼らは、微物理スキームへの変更がハリケーンの強度に劇的な影響を及ぼしたと指摘している。最も激しいハリケーンは、融解が抑制されたとき、または蒸発が許されなかったときだった。彼らはこれを、粒子を融解または蒸発させるために必要なエネルギーを代わりに気柱を加熱するために使用することができ、それが対流を増加させてより強い嵐につながると解釈している。最も弱いシミュレートされた嵐の間、雪と霰粒子の落下速度が増加した。降下速度の増加は蒸発も増加させ、対流の弱化につながった。切片パラメータの変化はほとんど変化を示さなかった。^[13]これは、粒子の総数よりも、異なるサイズの粒子間の相対的な分布が重要であることを意味しています。

雲の微物理がハリケーンの進路にどのような影響を与えるかを主に調べた一連のシミュレーションでは、サブグリッドスケールの乱流混合パラメータ化スキームが、ハリケーンの進路よりもシミュレーションの強度に影響を与えることも明らかになりました。^[3]

主な目的ではないが、ローゼンフェルドら(2007) の 2 つの研究では、大量のエアロゾルの追加による暖かい雨の抑制が熱帯低気圧の東方向への方向転換を引き起こすことをシミュレーションで指摘している。 ^[5]チューとチャン (2006) は、東に押しやられた非常に弱い嵐を除いて、ハリケーンの進路は雲の微物理過程に敏感ではなかったと報告している。^[10]パトナイクとクリシュナムルティは、一連の感度研究で、微物理過程はハリケーンの進路にほとんど影響を与えないと結論付けている。^[13]

Davis と Bosart (2002) は、とりわけ、積雲のパラメータ化が熱帯低気圧の進路に与える影響について検討した。彼らは、対流圏界面の潜在的渦度の変化が風の場の変化を引き起こす可能性があることを発見した。具体的には、異なるスキームでは潜在的渦度のパラメータ化方法が異なり、その結果として進路も異なる。彼らは、Betts-Miller-Janjic スキームと Grill スキームが Kain-Fritsch スキームよりも西寄りの進路を生成することを発見した。^[11] Kain-Fritsch スキームは、嵐を急速に激化させる傾向があったが、観測と比較すると最良の進路を生成した。より激しい嵐のシミュレーション進路は、より弱い嵐と比較すると、東寄りになる傾向がある。Davis と Bosart はまた、彼らの結果が、Betts-Miller-Janjic スキームがより良い結果をもたらす傾向があることを発見した積雲のパラメータ化に関する以前の感度研究とは異なることを指摘している。彼らはこの違いが研究間のグリッド間隔の違いによるものだと考えている。^[11]

雲の微物理学がハリケーンの進路に与える影響について特に調べた最初の論文は、Fovell と Su (2007)によるものです^{[要説明] 。 [3]}彼らは、ハリケーン リタ (2005) のシミュレーションと理想化されたハリケーン シミュレーションを使用して、さまざまな微物理学的パラメータ化と対流スキームがハリケーンの進路をどのように変えるかを調べました。彼らは、Kessler (K)、Lin ら (L)、および 3 つのクラスの WRF 単一モーメント (WFR3) スキームの効果を、Kain-Fritsch (KF)、Grell-Devenyi (GD)、および Betts-Miller-Janjic (BMJ) 対流パラメータ化スキームの効果と組み合わせて比較しました。リタの進路を最もよくシミュレートしたハリケーンは、WSM3 微物理学スキームと BMJ 対流を組み合わせた場合でした。最悪のシミュレーション進路は、Kミクロ物理学とKF対流を組み合わせたもので、実際の嵐よりかなり西に進んだ弱い嵐を生成しました。ミクロ物理学と積雲対流のパラメータ化スキームを単純に変更しただけで、国立ハリケーンセンターのアンサンブルと同じハリケーン進路の広がりが生まれました。^[3]

また、ミクロ物理学のパラメータ化の最大の違いは、K に氷相が含まれていないことだと指摘しています。雲氷と雪の結晶性、雨滴の球状性、および霰の半球状形状の違いにより、凍結した水がパラメータ化に含まれると、異なる落下速度が生じる可能性があります。彼らは、Rita シミュレーションの最も正確なメンバーを使用し、ミクロ物理学を変更して、氷粒子の落下速度が同じ質量の液体雨滴と同じ落下速度になるようにしました。これにより、ハリケーンの進路が変わり、K スキームと同様に、さらに西​​に進んだと報告しています。^[3]

ハリケーン リタのシミュレーションに加えて、フォベルとスー (2007) は、以前と同じシミュレーションも行ったが、グリッド サイズを小さくしたため、積雲のパラメータ化は不要であった。彼らは、K スキームによって生成されたハリケーンは他のハリケーンよりも弱く、最も西向きの進路をたどることを発見した。彼らは、異なるスキームにおける異なる暗黙の微物理的仮定が、予報の時間スケールでハリケーンの進路を変える可能性があると結論付けている。一般的に、彼らの結果は、大型のハリケーンほど西向きに進むことを示唆しており、これは「ベータ ドリフト」と一致している。^[3]

大規模な流れがなく、コリオリのパラメータが変動する理想的なハリケーン群を生成した場合、ハリケーンは依然として北東から北北東方向に移動することがわかった。しかし、異なる微物理学的スキームは異なる方向をたどった。大規模な流れがなかったため、彼らは、経路の違いは微物理学の変化によって引き起こされた渦運動の変化を表していると結論付けている。一定の f 平面実験では、嵐の動きはなかった。彼らは、NWS コンセンサス モデルの結果のばらつきは、主に異なるモデルが雲の微物理学やその他のサブグリッド スケールのプロセスをどのようにパラメータ化しているかによる可能性があると指摘している。^[3]

最近、Fovell ら (2009) は、理想化された環境でのハリケーンのモデリング研究を行った。モデルでは、海面温度は一定で、背景風はなく、地球の自転があった。次に、さまざまな微物理スキームで渦を挿入し、進路が分岐することを確認した。彼らは F07 と同じ微物理スキームを使用し、F07 と同様に、K 嵐は他の微物理スキームで生成された嵐よりも速く、より西に移動したことを確認した。^[2] Fiorino と Elsberry (1989) による以前の研究では、ハリケーンの進路と速度は、嵐の外側の接線風を変えるだけで変更できることが示されました。これは、接線風がベータ ジャイアの方向と強度を決定するのに役立つためです。^[14] K 微物理パラメータ化による F09 嵐は、大きな半径で最大の目と最も強い風を持ち、L 嵐は最も激しく、WSM3 は最もコンパクトな目を持ちました。

F09 は、外風が強い嵐は、風が弱い嵐よりも北西方向に進んだと指摘しています。彼らは、これは静水圧バランスの取れた大気で説明できると仮定しています。静水圧バランスの取れた大気を想定すると、平均柱状仮想温度が表面圧力に最も寄与します。3 つの F09 嵐の仮想温度は変化し、ケスラー嵐の温度は他の嵐よりも数度高くなりました。風は、温度勾配に関連する放射状圧力勾配によって決まります。したがって、仮想温度の放射状変化が大きい嵐は、外風が強くなります。^[2]モデル間の温度差は、放射加熱と放射冷却の変化によって説明できます。K 微物理スキームでは、粒子の落下速度が他のスキームよりも遅くなり、その結果、アンビルのサイズが大きくなりました。F09 は、アンビルのサイズに影響を与える最も重要な要因は終端速度であり、粒子の終端速度は粒子の形状、密度、サイズに依存すると報告しています。アンビルと入射放射線および放出放射線との相互作用により、放射状の温度勾配が変化し、軌道方向の変化につながります。^[2]

Fovell らは、微物理学的手法の選択によってアンビル内の粒子の終端速度が変化し、アンビルのサイズが増減する可能性があると結論付けています。より重い粒子をより速く落下させる手法 (K など) では、結果が悪くなります。彼らは、微物理学によって最初に引き起こされた嵐の進路や速度の変化は、操舵流や海面温度などの他の動的要因によって増幅される可能性があると警告して結論付けています。^{[2] [15]}