大気ブロッキングは豪雨や干ばつ，熱波や寒波といった中緯度地域の極端現象の重要な一因である．本研究では，Rossby(1950)により提案された，開水路流れとのアナロジーに着眼した大気のに関するエネルギーの理論を応用しブロッキングを定義することを試みた．の有するエネルギーを先行研究よりも厳密に定義する式系を構築し，ブロッキングが発生時における蛇行したに対して適用可能とした．

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The jet-stream blowing over Japan in the high altitude of about 10 km is used to float a platform with a wing tethered with cables. The platform is also lift-ed and held in the altitude with two roters buried in wings. The platform may carry a wind power generator of about 1000 kw, or a transmitter for telecommunication or broadcasting covering a broad area of the ground, and also an environmental watcher by observation of the atmosphere, ground vegetation, traffic, and others. Other applications of the tethered floating platform are suggested for the prevention of lightning discharge and many others like monitoring, survey, and planting of seeds. The characteristics of the platform are described as a new type of useful and economical facility in comparison with the facilities on the ground, artificial satellites in space, and the airship as a stratospheric plat-form projected in Japan and U.S..

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I　研究目的
　気候シフト以降における亜熱帯高圧帯領域の拡大は，の緯度的・経度的位置を変容させるのみならず，日本列島を通過する温帯低気圧の移動経路にも影響を及ぼしていることが報告されている(大和田,2005)。このような大気循環場の変動は，子午面循環による熱交換を盛んにし，傾圧不安定波を助長させることとなる。その結果，温帯低気圧が台風並みに発達し，被害をもたらすことが相次いだ(中川他,2005)。このような低気圧の物理的なメカニズムに関しては，多くの研究成果が報告されているが(Yoshida and Asuma, 2004;Takayabu,1991),地球温暖化による大気循環場の変動に伴うものであるかどうかを知ることが重要である。そこで筆者ら(2006)は，異常発達する温帯低気圧が2000年以降顕著な増加傾向にあることを確認し，その原因が日本海低気圧と南岸低気圧が合流する2つ玉低気圧型の増加によることを明らかにした。そこで本研究は，中心気圧が980hPa以下に異常発達した温帯低気圧の特徴を上層気圧場から明らかにしようとするものである。
II　資料および解析方法
　解析方法は，1971～2005年の春季(2～4月)および秋季(9～11月)における地上天気図から日本列島を通過した温帯低気圧の中心気圧が980hPa以下に発達した事例を選出した。これらの低気圧を日本海低気圧型，南岸低気圧型，および2つ玉低気圧型に分類し，それぞれの発達過程の特徴をNCEP/NCARの再解析データを使用して上層気圧場，水平風分布，および相対渦度分布から検討した。
III　結　果
　図1は，日本海低気圧が968hPaに発達した時における500hPa面の水平風ベクトルと水平風速分布を表したものである。この図から，寒帯前線は，50N・105Eから37N・130Eにかけて吹走して日本海上空で42m/sとなっている。このとき亜熱帯は25N付近を東西に吹走している。これに対して南岸低気圧型(図2)は，54m/s以上の強風域が日本列島の南の海上に位置し，25N付近を吹走する亜熱帯が55Nから南下する寒帯前線と合流して中心気圧が960hPaに発達した。さらに，952hPaまで発達した2つ玉低気圧型は，寒帯前線の強風軸が40N・100Eと50N・120Eにあって，亜熱帯を含めた3つのが日本列島の東の海上で合流し，風速も60m/s以上と最も強くなることが判明した(図3)。

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Economical power generation is expected from a jet stream since it has about 30 times higher energy density than other renewable energies. Moreover, Japan is most blessed with the jet stream energy in the world. We started research on jet stream power generation in 1993. Experiments with small-scale flying platforms are included in it. A summary of the studies and the experiments is described.

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I　研究目的
　地球温暖化（IPCC,1996;2001;2007）によるSSTの上昇傾向はStrong et al.,(2000)によっても確認されているが，上昇率が最も高い海洋は太平洋海域である（大和田・井上,2002）。特に冬季における亜熱帯高圧帯領域は，西太平洋，および西大西洋に(500hPa面)に現れる傾向があり，特に西太平洋付近に顕著に現れる（大和田・石川,2002）。したがって，中緯度を流れる東西流変動に及ぼす影響が懸念される。そこで本研究は，北半球における冬季の熱帯内収束帯（ITCZ）の緯度的・経度的位置をOLRから確認し，西太平洋熱帯海域に形成される亜熱帯高圧帯との関係から亜熱帯，および寒帯前線の北上との関係について明らかにする。さらに，それらのによって発生した温帯低気圧の移動経路の変動から日本海低気圧と南岸低気圧の接近・合体による異常発達のメカニズムを解析しようとするものである。　

II　資料および解析方法
　SSTは，NOAA/NCEP EMC CMB GLOBAL のSea Surface Temperature（SST）を用い，また，亜熱帯高圧帯領域面積は， NCEP/NCARの再解析データを使用した。亜熱帯高圧帯領域は，大和田・石川(2002)の解析結果から，500hPa等圧面高度場の5,870m以上の領域を測定した(1982～2007年)。さらに，熱帯内収束帯(ITCZ)の南北振動は，NOAA/NCEPの地球表面から放射される赤外線強度OLR(Outgoing Longwave Radiation)を用いて確認した。

III　結　果
　冬季は，夏季に比較してSST高温領域と亜熱帯高圧帯領域との間に明瞭な関係が得られなかった。これは，夏季と冬季のITCの位置が異なるからであり，SITCが南半球に位置している冬季はハドレー循環の上昇気流が全て北半球の亜熱帯高圧帯形成に関係しているとは言いがたいからである。しかし，南半球も含めたSST29℃以上の領域面積は拡大傾向にあり，亜熱帯高圧帯領域も拡大傾向にあることが判明した。そこで，亜熱帯高圧帯領域面積の典型的な拡大年と縮小年を選出し，温帯低気圧の移動経路を調べた。その結果，亜熱帯高圧帯領域面積の拡大は，亜熱帯，および寒帯前線の緯度的位置の北上とトラフの経度的位置の変動によって温帯低気圧の移動経路を北上させることが明らかとなった(図1)。さらに，それらのが接近し，大気擾乱が活発化して低気圧が異常発達する傾向にあることが判明した(図2，図3)。

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1987年4月から1988年3月の期間の春季と冬季に名古屋において、レーザ•レーダによる巻雲の観測を行った。観測された雲の積算後方散乱係数はほとんどの場合0.001～0.1(/strad)の範囲内にあった。後方散乱係数の最大値は、春季には-40°C、冬季には-20°C以下の領域において、気温とともに滑らかに減少していた。この最大値は-40°C以下の領域において、冬季の方が春季よりも小さい。雲の幾何的厚さの温度依存性は春季と冬季とでは異なり、最も薄い雲は-40°C付近において観測された。雲の温度領域の下限は、春季には約-75°Cである一方、冬季には約-50°Cであった。観測期間中、二層構造をした巻雲がしばしば観測された。上層の雲は圏界面付近に位置し、2つの雲層の高度差は2～3kmであった。これらの雲は春季を中心に見られ、しばしば数時間以上持続して観測された。
の軸に対して相対的な巻雲の位置を調べた。その結果、冬季に雲温度の下限が高いことは、この季節のは日本の真上に位置することが多くその真下の雲のみが見えていたこと、巻雲が風の強い領域を挟んで圏界面よりかなり低高度に位置することが多いこと、さらに、しばしば圏界面自体がの下方の低い高度に位置していたことによることがわかった。冬季の巻雲は、南北に大きく蛇行したの高気圧性循環の位置に見られる場合と、東西にまっすぐな強いの近傍に見られる場合の二通りがあった。このような結果を踏まえ、巻雲の光学的量や付近での生成に関して議論を行った。

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　中緯度地域では，ブロッキング発生に伴いの異常な蛇行が数週間程度継続し，周辺地域に水文気象災害を引き起こす．Rossby (1950)とArmi(1989)はの蛇行と開水路流れとのアナロジーに着目したブロッキング形成の理論研究を行った．北野，山田(2017)は同理論を現実大気場に適用可能とし，ブロッキングの典型的な流れ場とが有する比エネルギーとの関係を説明した．本研究では比エネルギーの理論を用い，1989年に太平洋にて多発した複数のブロッキングイベントの解析を行った．太平洋ブロッキングが発生する数日前に，日本の上空にて比エネルギーが高まったことが判明し，これはブロッキングの予測の向上に寄与する可能性を有する．

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_I_　研究目的
近年，大型台風の襲来や温帯低気圧の異常発達による風害が相次いでいる。特に，2004年は，過去に例を見ない程の台風が襲来し，土砂災害，崖崩れ，洪水被害のみならず果樹等の農作物にまで影響を及ぼした。さらに，春・秋季には温帯低気圧が異常発達し，風害による被害が相次いだが，運搬船や漁船等への影響も多大であった。そこで，本研究は最近のこのような温帯低気圧の異常発達の原因を探り，今後の防災の予測に役立てようとするものである。
_II_　対象事例および解析方法
　対象としたのは2004年3月18日，4月21日，および11月27日に日本列島に影響を与えた温帯低気圧である。これらの温帯低気圧は，ほぼ大型台風並に発達して日本列島を通過したため，20_から_30m/s異常の突風が吹き荒れた。特に，11月27日に通過した低気圧の中心気圧は952hPaにまで発達し,東北・北海道では最大瞬間風速30m/s以上の風が吹き，特に北海道の浦河では42.7m/sを記録した。
そこで，まず地上気圧配置の動きから，低気圧の発生地域を特定し，低気圧の動きに伴う移動経路と発達過程を確認した。また，これと並行してNCEP/NCARの再解析データから，亜熱帯の軸として200hPa等圧面高度場，および寒帯前線の軸として500hPa等圧面高度場解析を行い，両のトラフとリッジの動き，さらに，気温と比湿の鉛直プロファイルを作成した。
_III_　結　果
　特に異常発達した2004年11月27日の低気圧は，11月26日18時の段階では日本海にあって，中心気圧は988hpaであった。この時，樺太北部にも低気圧（994hPa）が発生している。しかし，翌日の27日にはこの2つの低気圧が合体して異常発達した。これは，北太平洋高気圧が例年に無く勢力が強かったため，亜熱帯が北上して日本海にトラフを形成し，日本付近でリッジとなって寒帯前線と接したため，北側の低気圧からの極寒気の流入と南側の低気圧による暖湿流による低気圧性擾乱が強まったことが考えられる。

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勤務先の大学キャンパスで数多くの雲を写真撮影し，簡単な解説をつけて Facebook 上に公開した。また，研究室から眺めた北の空を定点カメラで動画撮影し，YouTube 上に公開した。普段見慣れた景色を背景に雲を撮影することにより，日や時間帯によって空の様子が大きく変わることが実感できる。雲を写真撮影し続けることは，雲の特徴を注意深く眺めることにつながる。空の様子を連続撮影した後にそれを早まわしすると，雲が動いていく様子が見えるようになる。高い空の雲がの影響により西から東に流れる様子，朝できた積雲が少しずつ発達してやがて積乱雲になっていく様子など，雲に特徴的な動きが多数観察できた。

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寒帯気団の構造・性格を東アジアのスケールで解析し,寒帯気団と梅雨前線との関係について検討した.梅雨前線は,風のシアーおよび相当温位を用いて解析した結果,亜熱帯に伴う前線として確認された.
寒帯気団は5月中は大陸上でも勢力が強く,その南限で寒帯前線を形成しているが,6月以降になると海洋を中心として存在するようになる.海洋上では40°N付近が寒帯気団の南限となっており,その勢力が強い梅雨前期においても,寒帯気団が梅雨前線まで達することはない.

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　春から夏にかけての時期、舘野上空500mb付近の高度にオゾン濃度が大きく、湿度の小さい (相対湿度20%以下) の薄い層がしばしば見られる。この層の空気の輸送を等温位面上の軌跡を求めることにより解析した。
　この薄い層はに伴う前面の一部であり、成層圏が源であることが分った。成層圏から対流圏への流入は高層の低気圧と関連しており、その低気圧の後面で起る。下降運動は、低気圧の南側で、の軸の下方を横切るときに最も強くなる。また成層圏下部から対流圏中部まで下降するのに約1日を要し、下降速度は最高17cm/secに達する。

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