南極あすか観測拠点における放射観測と 大気・雪面の放射特性

一報告一

R e p o r t  

南極あすか観測拠点における放射観測と 大気・雪面の放射特性

青 木 輝 夫 ＊

Radiation Observations a t   Asuka S t a t i o n ,  Antarctica and Radiative  P r o p e r t i e s  of t h e  Atmosphere and Snow Surface 

Teruo AOKI* 

A b s t r a c t :   R a d i a t i o n  o b s e r v a t i o n s  a t  Asuka S t a t i o n   ( 7 1

3l ' S ,  2 4

0 8 ' E ,9 3 0  m ) ,   A n t a r c t i c a  i n   1 9 8 8  a r e  summarized and t h e  r a d i a t i o n  b u d g e t  a t  Asuka i s  compared  w i t h  t h o s e  a t  o t h e r  s t a t i o n s .   The d i u r n a l  v a r i a t i o n s  o f  n e t  r a d i a t i o n  due t o  c l o u d   c o n d i t i o n  a t   Asuka a r e  2 0  W  /  m2 f o r  s h o r t w a v e ,  4 0 ‑ 6 0  W /  m2 f o r   longwave and  2 0 ‑ 6 0  WI  m2 f o r   t o t a l   r a d i a t i o n .   Cloud h a v e   a l a r g e   e f f e c t   on t h e   r a d i a t i o n   b u d g e t   m a i n l y   t h r o u g h   l o n g w a v e   r a d i a t i o n .   The m a g n i t u d e  o f  t h i s   e f f e c t   i s   a p p r o x i m a t e l y  e q u a l  t o   t h e  a m p l i t u d e  o f  t h e  s e a s o n a l   v a r i a t i o n   and d i f f e r e n c e s   among t h e  s t a t i o n s  i n   A n t a r c t i c a .   On t h e  o t h e r  h a n d ,  snow a l b e d o  i s   s i m u l a t e d   w i t h  a  m u l t i p l e  s c a t t e r i n g  model f o r  t h e  a t m o s p h e r e ‑ s n o w  s y s t e m .   The r e s u l t   i s   t h a t  t h e  s p e c t r a l  a l b e d o  o f  snow d e p e n d s  on t h e  snow g r a i n  s i z e ,  s o l a r  z e n i t h  a n g l e ,   c l o u d  c o n d i t i o n   and s t r u c t u r e   o f  snow l a y e r s .   I t   i s   shown t h a t   n e a r   i n f r a r e d   w a v e l e n g t h s  a r e  e f f e c t i v e  f o r  r e m o t e  s e n s i n g  o f  t h e  snow p h y s i c a l  p a r a m e t e r s  and  d i s c r i m i n a t i o n  b e t w e e n  t h e  snow s u r f a c e  and c l o u d s  f r o m  s p a c e .  

要旨： 南極あすか観測拠点

( 7 1

3 1 ' S ,2 4

0 8 ' E ,9 3 0  m)

1 9 8 8

20W/m2

4 0 ‑ 6 0W/m2と大きく，全波長でも 2 0 ‑ 6 0  W /m2と長波が効いている．雲の効果は主に長波を通して放射収支に大きな

l .  

極域の放射に関する研究成果は国立極地研究所

( 1 9 8 8 )

3 .気象」の「2 .

＊気象研究所.

M e t e o r o l o g i c a l  R e s e a r c h  I n s t i t u t e ,   1 ‑l ,   Nagamine, Tsukuba 3 0 5 .  

V o l .4 1 ,   No. l ,   4 1 ‑ 6 2 ,  1 9 9 7  

Nankyoku S h i r y o  ( A n t a r c t i c  R e c o r d ) ,  V o l .  4 1 ,  No. 1 ,   4 1 ‑ 6 2 ,   1 9 9 7  

特性，放射収支の三つの観点から過去の研究のレビューを行いつつ，自らのみずほ基地での観 測データや衛星データによる解析結果をもとに，一つ一つの観測要素に対して緻密な議論が行 われている．そして，その中で『地表面の放射収支像は大まかに明らかになってきたとみてよ かろう．全体を通じて，とりわけ大きな課題として浮かび上がってきたのは雲の問題である．』

と述べられている．さらに，海氷域の熱収支と衛星データの重要性についても触れられている．

このような議論をふまえ， ACRの観測が開始され，その中で昭和基地とあすか観測拠点にお いて放射収支観測が行われた．特に，あすか観測拠点での放射収支観測が行われるのは初めて である．あすか観測拠点はカタバ風帯に位置しつつも，海岸から近いため低気圧の影響を受け，

気象要素から見るとみずほ基地と昭和基地の中間に位置する．しかし，放射特性も同様だろう か．また，雲の影響はどうであろうか．ここではこのような観点からあすか観測拠点の放射特 性について，南極の中でどのような位置にあるのか，あるいは放射収支の雲による変化，季節 変化の大きさがどの程度なのかを見ていく．また，あすか観測拠点の観測の延長上で開発され た大気一積雪系の多重散乱モデルについて議論する．

2 .   あすか観測拠点における放射観測の概要 2 . 1 .  

あすか観測拠点は，カタバ風帯に位置しながらも，海岸からの距離が約

140kmと近いため，

低気圧の影響を受けやすい場所にある．このためあすか観測拠点での放射収支が，内陸のみず ほ基地や海岸の昭和基地とはどのような違いをもっているか確認しておく必要がある．この観 測では

1 9 8 7

Y AMANOUCHI ( )   9 8 9 )

1 9 8 8

放射収支観測は上向き及び下向きの短波及び長波放射フラックス密度を測定することによ り達成される．これには4台の全天日射計 (2台は近赤外域用）と 2台の赤外放射計を用いた．

さらに，直達日射計とサンフォトメータによる観測も行った．表

l

l

表

1

T a b l e  1 .   I n s t r u m e n t s  u s e d  f o r  t h e  r a d i a t i o n  b u d g e t  o b s e r v a t i o n  a t  Asuka S t a t i o n .  

測 器 名 台 数 観 測 項

目

全天日射計

2 

3 0 5 ‑ 2 8 0 0  nm 

（英弘精機/MS‑801) 放射フラックス密度

全天日射計

2 

6 9 5 ‑ 2 8 0 0  nm 

（英弘精機/MS‑801) 放射フラックス密度

赤外放射計

2 

4μm

（エプリー/PIR) 放射フラックス密度

直達日射計

2 

3 0 5 ‑2800 nm, 

（英弘精機/MS‑52) 放射フラックス密度

6 9 5 ‑ 2 8 0 0  nm 

1 

3 3 0 ,  3 6 9 ,  5 0 0 ,  6 7 5 ,  

（英弘精機/MS‑Ill)

7 7 6 ,  8 6 2 ,  9 3 8 ,   1 0 4 8  nm 

ヽ●、ヽ /

/I¥ 

MS‑801 

劃 琶

． ． ． ． ． ． ． ． ． 

•

． 

． ． ．

．  

R 

‑ O O R [ T A  

＇  

D A  

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D 

•IN.

． ．

．  

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．  

．

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．

．  

. . . . . . . . . . . . . . . . .  

＂  

. . . . . . . .

  , 

•

． ． 

•

R

"

  0

"

0 . D T u 

゜

図 1 あすか観測拠点における放射収支観測システム．下向きフラックス測定用の赤外放射

には太陽直達光の影響を取り除くため，遮蔽リングを用いた．

F i g .   1 .   S c h e m a t i c  diagram of t h e  r a d i a t i o n  b u d g e t  o b s e r v a t i o n  s y s t e m  a t  Asuka S t a t i o n .   A  s h a d i n g   r i n g   was  u s e d   t o   a v o i d   t h e   i n f l u e n c e   of  d i r e c t   s o l a r   r a d i a t i o n   on  t h e   p y r g e o m e t e r  ( P I R )  u s e d  t o   m e a s u r e  t h e   downward l o n g w a v e  r a d i a t i o n  f l u x .  

は観測システムの概要を示す．各放射計からの出力は，データロガーで

秒ごとにサンプリン グし，パソコンで

分平均して記録した．第

章の図

からもあすか観測拠点の天気変化がう かがえる様に，観測を開始した 2 ‑ 3 月には降雪やブリザードが多く，静電ノイズによるシステ ムダウンが相次いで起きたが， 8 月以降は天気も安定し連続的にデータを取得できるように なった．青木・山内 ( 1 9 8 9 ) はアルベドの季節変化や雲と長波放射の関係について議論してい る．あすか観測拠点の放射収支の特徴については「 3 .あすか観測拠点の放射特性」で詳しく述 べた．また，あすか観測拠点での雲の放射効果については，青木・山内 ( 1 9 9 0 a ,b ) ,  

and 

YAMANOUCHI 

( 1 9 9 2 ) によって議論されている．

2 . 2 .   ピデオ放射計による観測

可視域の天空光や雪面反射光は波長だけでなく，方向や太陽天頂角によって変化する．この ため衛星データを使って雪面のリモートセンシングを行う場合，これらの要素を考慮する必要 がある．ビデオ放射計は方向別・波長別の放射輝度を測定するために開発された測器で，全天 放射輝度分布及び雪面による太陽光の反射光輝度分布 (BRDF: B i ‑ d i r e c t i o n a l   R e f l e c t i o n   D i s ‑ t r i b u t i o n  F u n c t i o n ) の観測が可能である．なお，短時間でこのような観測が行われるのは初め

ての試みである．これにより衛星データのグランドトゥルースや大気中のエーロゾルに関する

......... ●、ヽ／

/1¥ 

FISHEYE LENS  COLLIMATOR LENS  ,  INTERFERENCE F I L   TEA  VIDEO RADIOMETER 

り

一 RELAY LENS  CCD  VIDEO CAMERA 

MIRROR  OUTDOOR 

図 2 ビデオ放射計観測システム．本体は約 4m の架台に設置され，上を向ければ天空光，下 を向ければ雪面反射光を測定することができる．

F i g .  2 .   S c h e m a t i c  diagram of t h e   v i d e o  r a d i o m e t e r  s y s t e m .   I t   was mounted on t o p  of a  t o w e r  4  m a b o v e  t h e  snow s u r f a c e .   Sky r a d i a n c e  and r e f l e c t e d  r a d i a n c e  from t h e   snow s u r f a c e  a r e  measured i n   t h e   upward and downward d i r e c t i o n s ,   r e s p e c t i v e l y .  

情報を得ることを目的として観測を行った．ビデオ放射計の原理は図 2 に示すように，魚眼レ ンズから人射した光はリレーレンズとコリメータレンズで平行光に変換され，干渉フィルター で分光され， CCDビデオカメラで画像信号に変換される．この信号はイメージメモリーで A/

D変換され，パソコンで記録される．波長選択は 0 . 4 4 ,0 . 5 0 ,   0 . 6 7 ,  0 . 7 5 ,  0.85μm の 5 枚の干渉

フィルターを載せたターレットか， 0.4‑1.0μm 波長域を連続的に分光できるファブリーペロー

干渉フィルターによって行った．取得したデータは魚眼レンズのイメージで，分解能は 256X

2 5 6 画素， 64 階調， l 画像の観測時間は 1 7 秒である．図 3 に天空光及び雪面反射光の観測例を

示す．雪面反射光では，天底方向から離れるほど反射率が大きくなっている．天空光分布では

レイリー大気の分布に近い結果を示しているが，エーロゾルの影響や雪面反射率の角度依存性

の影響を見積もるほどの精度はなかった．これは青木ら ( 1 9 8 9 )が指摘しているように， CCD

の感度が低いことやデジタル化の階調の低さが観測精度を低下させている．さらに，魚眼レン

ズは中心から離れるほど感度が低すぎるため，室内での検定を必要とするが，この検定そのも

のにも問題がある．

z t  

← 

z +  

← 

( a )  

( b )  

ビデオ放射計による観測例．天頂（天底）方向を

1 . 0として規格化. ( a )天空光， 1 9 8 8

2 5日，太陽天頂角 6 5 . 0 ° ,

0.50μm,

( b )雪面反射光，

1 9 8 8

1 1月 2 5日，太陽天頂角 6 4 . 0

0.50μm,

F i g .  3 .   Examples of t h e  r e l a t i v e  r a d i a n c e  d i s t r i b u t i o n   o b s e r v e d  b y  v i d e o  r a d i o m e t e r  f o r  ( a )   s k y  r a d i a n c e  ( N o v e m b e r  2 5 ,   1 9 8 8 ,   s o l a r  z e n i t h   angle= 6 5 .  0 ° ,   w a v e l e n g t h =  0.50μm)  and ( b )   r e f l e c t e d   r a d i a n c e  from t h e  snow s u r f a c e  ( N o v e m b e r  2 5 ,   1 9 8 8 ,   s o l a r  z e n i t h   angle= 6 4 . 0 ° ,   w a v e l e n g t h =  0 . 5 0 μ m ) .  

3 .   あすか観測拠点の放射特性

極域で放射収支を決めるのは一体何か？ 短波の場合，下向きでは，太陽天頂角，高度（あ るいは気圧＝レイリー散乱に影響），雲，エーロゾルなどが考えられ，上向きでは地表面のアル ベドによってほぽ決まってしまうと ってよいだろう．一方，長波の場合，下向きでは大気中 の微量気体（水蒸気を含む）と気温の分布や雲などが考えられ，上向きでは地表面温度だけに よってほとんど決まってしまう．ある 1地点について考えた場合，海氷域でなければ，毎日大 きく変化するのは雲だけである．中・低緯度の場合，通常ある程度厚い雲が出現すると，短波 では， 雲による「日傘」の効果で下向き日射量が減少し，正味の短波も減少する． 一方，長波 では雲による温室効果で下向き長波放射が増加し，正味の長波も増加する．一般に前者が後者 を上回り，全波長の正味放射量は減少する．さて，南極の場合はどうだろう．

図

2 ‑ 3

面を加熱する方向に働くことを意味する

り短波が減少するのに対し，それを上回る波長の増加が見られる．このことは雲の出現が地表

（これは日射量の多い 11 月下旬— 12 月上旬の曇りの 日に注目するとわかりやすい）． これは

" R a d i a t i o n Paradox"として

( 1 9 7 4 )

5 0 0 0 5 0 0 5 0 0 0   1 1 1  

( Z

E l

M )

A l

! S u a p   x n 1 i   i u e , p e t : t  

Asuka 

1988  D a i l y  mean 

swnet 

．． 

．

． ．  

  _{. . , . .   ~ ・}

• • .

f~.""""':

L w n e t  

‑‑150 

I  1:• ^{冒馴薗鳥月 J a n  Feb Mar A p r  May Jun J u l  Aug Sep O c t  Nov Dec} 

Month 

図 4 あすか観測拠点における日平均正味放射と日平均雲量の季節変化. swnet は短波，

Lwnet は長波， SW+Lwnet は全波長の正味放射量を示す．

F i g .  4 .   S e a s o n a l   v a r i a t i o n s   of t h e   d a i l y   mean n e t   r a d i a t i o n  f l u x e s   and c l o u d   amount a t   Asuka  S t a t i o n .   S W  and  L W   i n d i c a t e   t h e   s h o r t w a v e   and l o n g w a v e   r a d i a t i o n s ,   r e s p e c t i v e ( v .  

WENDLER 

により，極域特有の現象として以前から指摘されていたことであるが，あす

か観測拠点も同様の特徴を示している.

AMANOUCHI  e t   a l .  

b ) もみずほ基地の観測から，

雲は放射収支を正の方向へ動かすことを指摘している．みずほ基地では雲の出現により，しば しば全波長の正味放射が正の値になることがあったが，あすか観測拠点においてはごくまれに しか起こっていない．また，みずほ基地では正味放射の日々の変化は，特に冬に大きいことが 指摘されているが，あすか観測拠点では 2 ‑ 3 月でも大きな変化を示している．これはあすか観 測拠点ではこの年の 2 ‑ 3 月に降雪を伴うような厚い雲が数多く出現したためである．このこと からも雲が地上の放射収支に大きな影響をもつことが分かる．

図 5 は山内

がまとめた南極

基地の放射収支の季節変化である．各基地の標高は 高い順にプラトー： 3624 m,  ピオネルスカヤ： 2700 m,  みずほ基地： 2230m で，モードハイム，

モーソン，昭和基地は沿岸の基地である．このうち昭和基地は夏に雪が消え，モーソンでは雪

あるいは氷に地表面状態が変化する．これとあすか観測拠点の放射収支を比べてみよう（図

6 ) .   短波（図 S a ) では地表面状態の変化する昭和基地とモーソン以外は一つのグループを構成

している．あすか観測拠点もそのグループに属する．それらの基地では地表面が雪のため，ア

ルベドが一年を通じて大きく変化することがなく，主に季節による日射量の変化によって短波

200 

5 0 1 0 0 5 0  

麟茶誕搭迫番出

゜

o‑‑a 

．

．  

←→ 

0  0 

.  . 

．

．  

モーソン

昭和

モードハイム

みずほ ( 1 9 7 9 ) みずほ ( 1 9 8 0 )

プラトー

゜

図 5 南 極 6基 地 に お け る 正 味 放 射量の月平均値の季節変化．

モーソン

(WELLER,1 9 6 7 ) ,  

1 1

1 ,1 9 7 9 ) ,  

J

( L I L J E Q U I S T ,1 9 5 6 ) ,   み ず ほ (YAMANOUCHI  e t   a l . ,   1 9 8 1 a ;   ISHIKAWA e t   a l . ,   1 9 8 2 ) ,  

(RUSIN, 1 9 6 4 ) ,   プラトー (KUHN e t   a l . ,   1 9 7 7 )

( a )短

(b)

( c )

（山内，

1 9 8 3 a )

F i g .  5 .   Seasonal v a r i a t i o n s  of t h e   monthly  mean n e t   r a d i a ‑ t i o n   f l u x e s   f o r   ( a )   s h o r t ‑ w a v e ,   ( b )   longwave  and  ( c )   t o t a l   a t   Mawson  (WELLER,  1 9 6 7 ) ,   Syowa  (KAWAGUCHI,  /979),  Maudheim  ( L t L J E Q V I S T ,   1 9 5 6 ) ,   Mizuho (YAMANOU‑

C H I  e t   a l . ,   1 9 8 / a ;   ! S H / K A ‑ WA e t   a l . ,   1 9 8 2 ) ,   P i o n e r s ‑ kaya  ( R U S I N ,   1 9 6 4 )   and  P l a t e a u   (KUHN  e t   a l ,  

1977)  Stations. 

(YAMANOUCHI,  1 9 8 3 a )  

( N e e > A )

麟茶涵涎卓営出

‑ 5 0  

‑ 1 0 0  

1 5 0  

( a )   ^{0 . 3}  

0 . 2  

0 . 1  

2 

3 

_{1 1   1 2}   ゜

100 

‑ 0 . 0 5  

(UE

l A l )

‑ 0 . 1  

2  3  4  5  6  7  8  ︐  _{1 0   I I   1 2}  

( N E E A A )

噸茶誕沓出如

2  3  4  5  6月 7  8 

︐ 

0 . 2  

0 . 1 5  

0.1 

0 . 0 5  

( U

百

P A l )

゜

・ ‑ 0 . 0 5  

1 2  

1 0 0  

N 皇 . ̲ .50   

' I  "

息;,,  ^麿

^u 

゜ ^゜

一

~

贔岳 ‑

5  0 

‑ 1 0 0  

Jan  Feb  Mar  Apr  May Jun  Jul  Aug Sep  Oct 

N o v  

Month 

図

あすか観測拠点における正味放射量と雲量の月平均値の季節変化．記号は図

に同じ．

F i g .  6 .   S e a s o n a l  v a r i a t i o n s  of t h e  m o n t h l y  mean n e t  r a d i a t i o n  f l u x e s  and c l o u d  amount a t   Asuka S t a t i o n .  

の放射収支が決まっている．その季節変化は 5 0 ‑ 7 0W/m2 である．逆に，地表面状態が大きく 変動する場所では，短波の放射収支はそのことに大きく依存し，正味の短波放射は 5 0 ‑ 2 1 0W/ 

而の季節変化を持っている．さらに細かく見た場合，山内

によると，緯度効果，高 度の違い，アルベドの違いにより，夏は内陸が大きく，冬付近は内陸は小さいという傾向がプ ラトーとみずほ基地やモードハイムの間で見られ，ピオネルスカヤの春側の低い値は，雲ない し水蒸気の多さによると考えられる．この基地間の変化は 1 0 ‑ 2 0W  /m2 で季節変化より小さな 変化である．あすか観測拠点はこの中で 2 ‑ 3 月は低い部類に属し， 1 1 月は逆に特別高い値を示 す．この原因は主に， 2 ‑ 3 月ぱ雲の多さ ( 3 月は平均雲量はそれほど高くないが，降雪すなわち 厚い雲が多かった），

月は晴天によるものと考えられる．通年雪に覆われた基地では，緯度，

高度そしてわずかなアルベドの差が基地間の短波長放射収支の差となって現れていたが，それ に匹敵する変化が，雲や水蒸気の変化によってもたらされていることがピオネールスカヤやあ すか観測拠点の例から分かる．図 7 はあすか観測拠点における短波放射の月平均値の天気別変 化で，快晴と曇りの差が雲による日々の変化に対応する．これによると正味放射の日々の変化 は高々 20W/ 而程度である．これは季節変化 (‑70W/m りに比べ小さな変化である．

次に正味の長波放射について見てみよう．図 Sb の 6 基地では，冬にはプラトー，ピオネル

スカヤ，みずほ基地，昭和基地の

地点で高度順（逆転の強さ）に並んでいる．これは放射冷

却を補う熱輸送があるかどうかの違いで，補う熱輸送があるほど正味放射の絶対値は大きくな

る．モーソンは沿岸の基地であるがカタバ風が強いため放射冷却が顕熱により補われ，正味放

射の絶対値は大きく，逆に沿岸でもモードハイムは風が弱く逆転温度が大きく正味放射の絶対

値は小さい（山内，

一方，夏には沿岸部の基地では雲や霧，水蒸気量が多くなるため

600 

0 0 0   0 0 0   4 2 2  

( Z E ‑

M )  

Al

!S Ua p  _l

x n 1 !  

UB

!P BH  

Asuka  1988 

Monthly mean 

・・・

‑ ・ X i ・ ・ ‑‑ a l l  

●  c l o u d y  ( c . ! ! 9 1 1 0 )   0  c l e a r  ( c , s ; 1 / 1 0 )  

゜

‑400 

Jan  Feb Mar Apr May Jun  J u l   Aug Sep Oct Nov Dec  Month 

図

7

9/10

1 / 1 0

X

F i g .     7 . S e a s o n a l  v a r i a t i o n s  of t h e  monthly mean n e t  r a d i a t i o n  f l u x e s  f o r  c l o u d y  c a s e s  ( d a i l y   mean c l o u d  amount c

: 9 / J O ) ,   c l e a r  c a s e s  ( c S : 1 /  J O )  and a l l  c a s e s  a t  Asuka S t a t i o n .  

300 

゜

1 1  

2 ( 8

E ‑ M )

A  

l! Su ap  

x n u  

Monthly mean 

• … ‑ ) ( ;  

a l l  

●  c l o u d y   (c~9/1 ^{O )}   0  c l e a r  ( c s ; 1 / 1 0 )  

゜

‑300 

Jan  Feb Mar Apr May Jun  J u l   Month 

Aug Sep Oct Nov Dec 

図

7

F i g .  8 .   Same a s  F i g .   7 .   b u t  f o r  t h e  f o n g w a v e  r a d i a t i o n  f l u x e s .  

下向き放射が大きくなり，結果として正味放射の絶対値は小さくなる（山内，

1 9 8 3 a ) .  

20‑40W  /m2

40‑60W/m2

SOW/

1 1月は 8 7 . 7  W  / r n 2 でほぼ同じ

太陽高度の 2 月の一 5 0 . 3W/m2 に比べ 3 7 . 4W/m2 もの差がある．これはほかの基地の季節変化 に匹敵する変化である. 1 1 月の雲量は非常に少なく，下向き放射が小さかったことが主な原因 である．他の月についても春以降は厚い雲が現れることが少なく，下向き放射が小さかった．

図

のところで述べた様に，正味の長波放射の日々の変化は季節変化に匹敵するくらい大き い．図 8 はあすか観測拠点における長波放射の日平均値の天気別変化である．やはり長波にお いても快晴と曇りの差が，雲による日々の差に対応する．雲による下向き長波放射の日々の変 化は IOOW/ 而近くに達し，これは正味の長波放射の季節変化に比べ 2‑3 倍大きい．雲が少な いと下向き放射が減少する代わりに，地上の湿度逆転が進み上向き放射の絶対値も減少すると いう負のフィードバックがあるものの，正味放射の絶対値そのものが数十 W/m2 と小さいた め，雲の出現が長波の放射収支に与える影響は大きい．正味の放射収支の日々の変化は厚い雲 がある程度出現すると 40‑60W/m2 で ( 7 月や 1 1 月は厚い雲が少なかった），季節変化や基地 間の違いに匹敵する大きさを持っている．

全波長の正味放射の季節変化が図 S c である．冬は長波放射だけによって決まり，全基地で 負，夏はアルベドの大きく変化する昭和基地とモーソンを除いてゼロないし正の値を持ってい る．季節変化は昭和基地とモーソンを除く雪面上の基地では 30‑50W /m2 の振幅を持ってお り，基地間の差は 1 0 ‑ 4 0W/m2 である．一方，あすか観測拠点の正味全放射は図 6 に示されて いるが，年間を通じて常に負である．ただし， 1 月と 1 2 月中下旬の観測はない．あすか観測拠 点では

年を通じて，ほかの基地と比べ低い方の値をとっている．特に

月では最低値の

‑63.0 W/m2 となり，放射冷却の大きい場所である．表 2 にあすか観測拠点を含めた全基地の 放射収支の大きさをまとめた．全波長の季節変化の振幅は，短波の方が長波よりやや大きいが，

逆位相のため，全波長では幾分小さく 30‑50W /m2 である．基地間の差は，短波で 1 0 ‑ 2 0W /m2  に対し，長波が 20‑60W/m2 と大きい．全波長では 1 0 ‑ 4 0W/m2 で季節変化と同じオーダーで ある．一方，あすか観測拠点における日々の変化では短波が高々 20W/m2 に対し，長波が 4 0 ‑ 60W/m2 と大きく，全放射でも 20‑60W /m2 と長波が効いている．

表

雪面上の基地における放射収支の大きさ（単位： W/m り．使用した基地はあ すか観測拠点及び図 5 の基地（ただし，昭和基地とモーソンは除く）．季節変 化の振幅は各基地における最大の月と最小の月の差，基地間の差は各月にお ける最大の基地と最小の基地の差，雲による日々の変化はあすか観測拠点に おける各月の曇りと快睛の差を表す．

T a b l e  2 .   R a d i a t i o n   b u d g e t   ( u n i t :   WI  m り o b s e r v e d a t   t h e   s t a t i o n s   o n   t h e   snow  s u r f a c e ,   w h i c h   a r e   Asuka S t a t i t o n   and t h o s e   shown  i n   F i g .  5 e x c e p t   Syowa and Mawson. 

単 位

W/m2 季節変化

基地間の差

雲による日々の変化

正味短波放射 5 0 ‑ 7 0   1 0 ‑ 2 0  

く

2 0

正味長波放射 2 0 ‑ 5 0   2 0 ‑ 6 0   4 0 ‑ 6 0  

全放射

3 0 ‑ 5 0  

1 0 ‑ 4 0  

2 0 ‑ 6 0  

このように，雲の効果は主に長波を通して放射収支に大きな影響を持っており，その大きさ は季節変化の振幅や基地間の差に匹敵する．これは注目しておくべき点と言える．

4 .   大気一雪面系の多重散乱モデルによる積雪の放射特性

雪のアルベドを計算で求めようという発想は 1 9 5 0 年代からあり，最初は l 次散乱を考慮し ない簡単な twos t r e a m モデルであった. 1 9 7 0 年代からは， 1 次散乱と多重散乱をきちんと扱っ た

and 

( 1 9 7 4 ) や積雪面反射を考慮した

and 

( 1 9 7 9 a ,  b )   による多重散乱モデルが登場した． しかし，その後 w , ^双

and 

( 1 9 8 0 ) は l 次散乱 に Mie 理論，多重散乱に d e l t a ‑ E d d i n g t o n 近似を用いて雪面アルベドの波長依存性，粒径依存 性などかなり実用的な計算結果を求めることに成功した.

9 8 2 ) はそれまでの雪の光 学特性を計算したモデルや観測について広くレビューしている．表 3 はその中でまとめられた 各モデルの特徴である．その後，積雪粒子中の不純物については，

and 

( 1 9 8 0 ) ,  

CHY LEK 

e t   a l .  

9 8 3 ) ,  

and 

( 1 9 9 0 ) が議論している．モデル計算に必要な氷の 光学特性（複素屈折率）については，

( 1 9 8 4 ) によってコンパイルされたデータベース がある．一方，観測についてはやはり

9 8 2 ) によって 1 9 5 0 ‑ 1 9 8 0 年代初めまでのレ ビューがなされている．その後， Y

( 1 9 8 3 b ) はみずほ基地の観測から緻密な解析を 行い，アルベドの太陽天頂角依存性，雲との関係などについて議論を行っている．一方，気候 モデルの中で用いられている雪氷アルベドについては，

and 

( I  9 8 3 )   によってまとめられている．さらに，最近では

and 

( 1 9 9  3 ) により南極の雪氷 域で内部の温度測定を行い，内部の加熱率をモデルによって計算している．

このようにアルベドモデルは 1 9 8 0 年代には実用的な段階に達し，現在ではそれを応用した 仕事もなされている．しかし，それらのモデルは主に積雪面に注目したもので，大気の放射伝 達モデルのように大気の上端や，あるいは積雪の中の放射量を任意に計算するものではない．

また，大気の構造や積雪構造に対しても自由度が少なく，主に積雪面における放射の基本的な 物理過程を理解するためのものであった．そこで青木ら ( 1 9 9 2 a ,b ) は大気と積雪からなる大 気一積雪系の多重散乱モデルを開発した．基本的な構造は

( 1 9 9 2 ) にまとめられている．

このモデルでは 1 次散乱には Mie 理論，多重散乱には doublingand adding 法を用いている．

大気中には雲やエーロゾルの層を入れることが可能で，それによって雪面がどのように日射を 受けるかという条件を変化させることができる．

次に，積雪に関する放射観測の結果とこのモデルによる計算結果を示す．図 9 はあすか観測

拠点における曇天と快晴の条件における雪面アルベドの太陽天頂角依存性を示したものであ

る．太陽天頂角依存性ば快晴時に顕著で，曇天時にはほとんど見られない．さらに，太陽天頂

角が小さいときは曇天時のアルベドが快晴時のアルベドに比べて大きく，それは可視よりも近

赤外に顕著である． このようなことは以前から指摘され，

and 

( 1 9 8 0 ) のモ

52 

T a b l e   3 .   Model f o r  t h e  o p t i c a l  p r o p e r t i e s  of snow (WARREN,  1 9 8 2 ) .   I n p u t   Gram  W a v e l e n g t h   A n i s o t r o p i c   Sun a n g l e   Thin 

R e f e r e n c e   s i z e   d e p e n d e n c e   s c a t t e n n g   snow  Comments  p a r a m e t e r s  

e n t e r s   examined  c o n s i d e r e d   d e p e n d e n c e  

t r e a t e d  

DUNKLE and BEV A N S   t ,   m  a s   t  y e s   y e s   f o r  d i f f u s e  i n c i d e n c e  and h i g h  

( 1 9 5 6 )   a l b e d o  

G I D D I N G S  and LACHAPELLE  I ,   m;m  as/  y e s   f o r  d i f f u s e  i n c i d e n c e  and h i g h  

( 1 9 6 1 )   a l b e d o  

BARKSTROM ( 1 9 7 2 )   w , 0 , 。 y e s   must b e  t u n e d   BARKSTROM and QUERFELD  w ,  

f ) , 。 y e s   y e s   y e s   y e s   u n r e a l i s t i c  

； 

( 1 9 7 5 )  

恥 H R E Nand BARKSTROM  r ,   m  y e s   y e s   f o r  d i f f u s e  i n c i d e n c e  and h i g h  

( 1 9 7 4 )   a l b e d o  

B E R G E R  ( 1 9 7 9 )   m,ps  y e s   y e s   y e s   f o r  h i g h  i n f r a r e d  e m i s s i v i t y   CHOUDHURY and CHANG  r ,   m,  f 3   y e s   y e s   y e s   y e s   f o r  d i f f u s e  i n c i d e n c e  and 

( 1 9 7 9 a ,  b )   a l b e d o

0 . 1

WISCOMBE and  w  A R R E N   r ,   m, 

。 y e s   y e s   y e s   y e s   y e s   u s e d  i n   t h i s  p a p e r   ( 1 9 8 0 )  

CHOUDHURY and CHANG  r,m,  ( ) , 。 , 52  y e s   y e s   y e s   y e s   ' s u r f a c e  r e f l e c t i o n ' i n c l u d e d   ( 1 9 8 1 )  

Symbols u s e d  a r e  a s  f o l l o w s :  

s i n g l e ‑ s c a t t e r i n g  asymmetry p a r a m e t e r ;   / ,   photon mean p a t h  l e n g t h  t h r o u g h  i c e ;   m  =  mre‑i m ; m ,  complex i n d e x   o f  r e f r a c t i o n  o f  i c e ;   r ,   snow g r a i n  r a d i u s ;   s

v a r i a n c eo f  s u r f a c e  f a c e t  s l o p e s ;   t ,   i c e  l a m i n a  t h i c k n e s s ;   / 3 ,   s i n g l e ‑ s c a t t e r i n g  b a c k s c a t t e r e d  f r a c t i o n ;   i 0 , 。

s o l a r  z e n i t h  a n g l e ;  P s 、 snowd e n s i t y ;   and  w ,   s i n g l e ‑ s c a t t e r i n g  a l b e d o .  

デルや YAMANOUCHI

( 1 9 8 3 b )

WARREN ( 1 9 8 2 )

2

phasef u n c t i o n

I O

l

phase

゜

5 4 3 2 1 0 9 8 7 6 5  

•••••••••••

1 1 1 1 1 1 0  

0  0  0  0 

Asuka  Sep.‑Dec.  1988 

Cloudy sky 

( a )  

0  p

a q 1 v  

V I S  

NIR 

50  60  70  80  90  S o l a r  z e n i t h   angle  ( d e g )  

Asuka  Sep.‑Dec.  1988 

Clear sky 

(b) 

0  p

a q 1 v  

1 . 5   1 . 4   1 . 3  

1  . 1   1 . 0   0 . 9   0 . 8   0 . 7   0 . 6   0 . 5  40 

50  60  70  80  90  S o l a r  z e n i t h   angle  ( d e g )  

図

1 9 9 8

9

, . . . ̲ ̲ . , 1 2

3 0

( a )

9/10

( b )

l / 1 0

VIS

NIR

( b )

1 . 0

2

F i g .   9 .   Snow a l b e d o  a s  a  f u n c t i o n  of s o l a r  z e n i t h  a n g l e  f o r  ( a )  c l o u d y  and ( b )  c l e a r  c a s e s  

a t   Asuka S t a t i o n .   Each data  i s   averaged  v a l u e   of A M   and P M   f o r   30 min 

a v e r a g e d  a l b e d o  from September t o   December i n   1 9 8 8 .   VIS and NIR i n d i c a t e  t h e  

v i s i b l e   and near i n f r a r e d   w a v e l e n g t h  r e g i o n s ,   r e s p e c t i v e l y .  

f u n c t i o n の非等方性によって， どのように変化するかがよく分かる． 一方，厚い雲があった場 合，太陽直達光は雪面に到達せず散乱光のみとなる． このとき雪面に入射する光は直達光があ るときのように極端にある天頂角方向の光が卓越することはなく，どの方向からもほぼ同じ強 さでやってくる．従って，天頂方向と水平方向の間にある平均的な入射角がこのときの有効入 射角であると考えられる．このため雲があるときのアルベドは，雲がないときの太陽天頂角の 大きな場合のアルベドと小さな場合のアルベドの中間の値をとるはずである．図 I I は大気一 積雪系の多重散乱モデルによるアルベドの太陽天頂角依存性を示したものである．雲の光学的 厚さの増加に対して，雪面アルベドの太陽天頂角依存性がなくなってゆくことがわかる．先に 述べた雲があるときの有効入射角（天頂角）は， 図 1 1 の 花 d=O の雪面アルベドと T c 1 c t =1 0 の 雪面アルベドの交差した天頂角である． この有効入射角は波長によって変化し，入 =0.5μm で は 47 ， ゜ I.Oμm では 5 1 ゜である．一方，このモデルではプラネタリーアルベドも計算することが できる．プラネタリーアルベドも太陽天頂角依存性をもっており，雲のないときには雪面アル ベドに近い変化を示している．ただし，短波長で太陽天頂角が大きいときは若干様子が異なる．

これはレイリー散乱の影響である．さて，雲が厚くなってもプラネタリーアルベドの太陽天頂 角依存性が全くなくなることはない． このときには地表の代わりに雲が見えており，厚い雲で は雪と同じ理由で太陽天頂角依存性が残る．

1 .  1  1 . 0   0 . 9   0 . 8   0 . 7   0 . 6   0 . 5   0 . 4   0 . 3   0 . 2   0 . 1   0 . 0

I s o t r o p i c  

S S A = 1 . 0 ,  ASF=O.O 

0 p

aq 1v  

入

=1.0μm r  =500μm  t  =800 

e f f   snw 

10  20  30  40  50  60  70  80  90  S o l a r  z e n i t h  a n g l e ( d e g r e e )  

図 1 0 積雪 l 層モデルによるアルベドの太陽天頂角依存性．波長 I.Oμm, 積雪粒子の有効半

500μm, 雪の光学的厚さ 8 0 0 . 研 は s i n g l es c a t t e r i n g  a l b e d o で 1 . 0 のときは雪によ

る吸収がない. g は a s y m m e t r yf a c t o r で 0 . 0 で等方散乱， 1 . 0 に近いほど前方散乱が卓 越している．

F i g .   1 0 .   Snow a l b e d o  a s  a  f u n c t i o n  of s o l a r  z e n i t h  a n g l e  c a l c u l a t e d  w i t h  a  m u l t i p l e  s c a t t e r i n g  

model f o r  t h e  a t m o s p h e r e ‑ s n o w  s y s t e m  of o n e  snow l a y e r  f o r  t h r e e  c o m b i n a t i o n s  of 

s i n g l e  s c a t t e r i n g  a l b e d o  (w

and asymmetry f a c t o r  ( g ) .   入 i s t h e  w a v e l e n g t h ,  r e f f   i s  

t h e  e f f e c t i v e  r a d i u s  of snow g r a i n s  and T s n w  i s   t h e  snow o p t i c a l   d e p t h .  

雪面アルベドが積雪粒子の粒径に依存することを

WISCOMBEand WARREN ( 1 9 8 0 )

1 2

WISCOMBEand WARREN ( I  9 8 0 )  

とほとんど同じなので， これは曇りの条件である．雲があるときでも積雪の粒径による雪面ア ルベドの相対的な大小関係は変わらず，小粒子ほど雪面アルベドは大きい．粒径によるアルベ ドの変化が大きいのは波長入=

l.0‑1.4μm,  1.8μm

2.2μm

r e f f = IOOμm

1 . 0 ‑1.4μm)

1.8μm

2.2μm

1 . 0 0  

0 . 9 8  

0  p a

q 1 v  

0 . 9 6   0 . 9 4   0 . 9 2  

入

=0.Sμm ( a )  

i ‑ c l d   = 0 . 01 0 . 0   i ‑ s n w   =800  I c e  c l o u d   0 . 9 0  

゜ ¹⁰  20  30  40  5 0   60  70  S o l a r  z e n i t h  a n g l e ( d e g )  

80  90 

1 . 0   0 . 9   0 . 8   0 . 7   0 . 6   0 . 5   0 . 4   0 . 3  

゜

入

=1.0μm

'・

ヽ‑

^, 

‑‑‑‑‑‑:‑グ

、 ‑ ‑, , 

,  ‑ 、 ‑ ‑ ‑ ‑‑

  . . , 

, ‑ ‑ ,,、

てcld~10.o _{‑‑‑‑‑}

^‑‑ ‑ ‑ 、 ‑‑

^、

ー ・ ・ 一 、

‑‑‑‑

_{5 .} ‑ ‑ ₀   ^{‑ ‑} _{‑ ‑}

^{‑ ‑.}

^{‑ o}  

̲ ̲ ̲ ̲  ‑‑ ‑ ‑

‑ ‑ 2 . s ̲  ‑ r .  

.... 

‑ ‑

(b)  ^{I c e  c l o u d}  

0  p a

q 1 v  

S u r f a c e  a l b e d o  

‑‑‑‑P l a n e t a r y  a l b e d o  

10  20  30  40  5 0   6 0   7 0   S o l a r  z e n i t h  a n g l e { d e g )  

80  90 

図11

F i g .   I  I .  

雪面の地表アルベドとプラネタリーアルベドの太陽天頂角依存性•

T c t d

T s n w = 8 ( ) ( ) ,

( a )0.5μm, ( b )   1.0μm. 

S u r f a c e  and p l a n e t a r y   a l b e d o s  of snow a s   a  f u n c t i o n  of s o l a r  z e n i t h   a n g l e  f o r  

d i f f e r e n t  k i n d s  of c l o u d  o p t i c a l  d e p t h   f r c i c J   a t  t h e   w a v e l e n g t h s  of ( a )  0.5μm and 

( b )   1.0μm. 

1 . 0  

0 . 8  

6 

゜

0 p a

q 1 v  

0 . 4  

0 . 2   t c l d (

=10  a t A . = 1 . 0 μ m   0 . 0  

0 . 0  

Cloudy 

e  = 6 8 . 9 °  

゜

' t

  s n w   =800 

0 . 5   1 . 0   1 . 5   2 . 0   2 . 5   3 . 0  

図

1 2

Wavelength(μm) 

曇天時の雪面アルベドの粒径別の波長変化．曇の光学的厚さ

T c l d

I.Oμm

1 0 . 0

r e f f

0

=68.9

Tsnw=800

F i g .   1 2 .   S p e c t r a l  s u r f a c e  a l b e d o  of snow u n d e r  c l o u d y  s k y  f o r  d i f f e r e n t  k i n d s  of snow g r a i n   s i z e s .   Cloud o p t i c a l  d e p t h   i s   n o r m a l i z e d  s o  a s  t o   b e  T c i d =  1 0 . 0   a t 入 = 1.0μm.  f J ,

i s   s o l a r  z e n i t h  a n g l e .  

0 p

a q

1 v

1 . 0   0 . 9   0 . 8   0 . 7   0 . 6   0 . 5   0 . 4   0 . 3   0 . 2   0 . 1  

／ 

P l a n e t a r y  & s u r f a c e   a l b e d o ( て c l d = O . O ) S u r f a c e  a l b e d o  

( ' t c l d = 1 0 . 0 )  

1 . 0   1 . 5   2 . 0   Wavelength(μm) 

雲のあるとき（雲の光学的厚さ

' t ' c t d =} 0 )

' t ' c t d = O )

F i g .   1 3 .   S p e c t r a l  s u r f a c e  and p l a n e t a r y  a l b e d o s  of snow f o r  d i f f e r e n t  k i n d s  of s o l a r  z e n i t h   a n g l e s  i n   c l e a r  f r c t d =  O J   and c l o u d y  f r c t d =  

c a s e s .   They n e a r l y  o v e r l a p  i n   t h e   c l e a r  c a s e .  

0 . 0  

0 . 0   0 . 5   2 . 5   3 . 0  

図

1 3

゜

0.8  op

aq iv

M

O   c s  

0.6 

0.4 

0.2 

。し一

0.5 

噌• ^•

o b s e r v o l , o n  

— colcu!olion

·~\

1 . 0 

1  . 

2.0  2.5  Wavelength (micrometers) 

図 1 4

S o u t hP o l e

(GRENFELL e t   a l . ,   1 9 8 8 ) .  

F i g .   1 4 .   S p e c t r a l  a l b e d o  of t h e  snow s u r f a c e  o b s e r v e d  a t  t h e  S o u t h  P o l e  u n d e r  c l o u d y  s k y   ( p l u s  s i g n s )  and t h e o r e t i c a l  c a l c u l a t i o n s   ( s o l i d   c u r v e s )   (GRENFELL  e t   a l ,   1 9 8 8 ) .  

雲がある場合とない場合の雪面アルベドとプラネタリーアルベドの波長変化について示し たのが図

1 3

( ' l " c 1 d =

IO). 一方，プラネタリーアルベドは雲がないとき

( ' 7 : c t d =0)

1 . 5 ‑2.5μm

1 . 6 ‑ 1 . 7 μ m ,  2.1‑2.3μm

1.6μm

GRENFELL  e t  a l .   (1988)

SouthPole

面で粒径が変化している可能性を指摘している．

（図

1 4 ) .

AOKI  e t   a l .   (1993)

2

1 5

l

2

r e f f 2 =100μm

l  m, 

/ J 2 . =  0 . 3  g /  c m 3 )

(rem=10μm) 

( d 1 =0.25 mm, 

= 0 . 1  g / c m 3 )

1 . 0  

0 . 8  

0  p a

q 1 e  

a o e i

﹂n s

0 . 6   0 . 4   0 . 2  

0 . 0   0 . 0  

0 =43.2° 

゜

雌

1

r = 1 0 μ m ,  d  ₁  = 0 . 2 5 m m ,   p  = 0 . 1 g / c m   ³ 

1 

r = _{e f f 2}   1 0 0 μ m ,  d  = 1 m ,  

2 

P 2 = 0 . 3 g / c m 3   ;1'3  r  e f f   =  1  O O μ m / d =  1  m ,  p = 0 . 3 g / c m  

' ' " " " " " " " 一 ' " " " " 1  l a y e r   2  l a y e r s  

‑ ‑ ‑   ・ ・ ‑ ‑ ・ ‑2  l a y e r s  

r =100μm,d=1.0mm,  e f f 1   1  p  = 0 . 4 g / c m   ³ 

1 

r =10μm,d = _{e f f 2   2}  1 m ,   p 2 = 0 . 3 g / c m   ³ 

0 . 5   1 . 0   1 . 5   2 . 0   2 . 5   3 . 0  

図

1 5

Wavelength(μm) 

積雪

l

2

1

2

（上層が小さな積雪粒子，下層が大きな積雪粒子），細破線は

2

r e f f

(μm), dは積雪の幾何学

( m ) , pは積雪密度 ( g /c m 3 ) ,  

I .2はそれぞれ上の層，下の層を表

F i g .   1 5 .   S p e c t r a l  a l b e d o  of t h e  snow s u r f a c e  c a l c u l a t e d  f o r  one and two snow l a y e r  m o d e l s .   T h i c k  s o l i d   c u r v e s   a r e   t h e   r e s u l t   of one snow l a y e r ;   t h i n   s o l i d   and t h i n   dashed  c u r v e s  a r e  t h e  r e s u l t  of t w o  snow l a y e r s .   d and p a r e  g e o m e t r i c  d e p t h  (m) of t h e   snow l a y e r  and d e n s i t y   ( g   I  cm3)  of t h e  snow l a y e r ,   r e s p e c t i v e l y .   S u b s c r i p t s  I  and  2 of r e f f

d and p mean t h e   u p p e r  and l o w e r  l a y e r s ,   r e s p e c t i v e l y .  

に厚い層のアルベドをよく反映するのに対し，近赤外域では吸収が大きいため，下層の光学的 に厚い層の情報が雪面に伝わりにくく，上層の光学的に薄い層のアルベドをよく反映するから である．逆に，上層の積雪粒子を大きく

(rem= 100μm, d 1  = 1 . 0  mm, p

=0.4g / c m 3 ) ,  

(rem=10μm, d2= Im, P2=0.3 g/cm3)

2

実際の積雪粒子の大きさを測定した観測もある．青木ら

( 1 9 9 3 ,1 9 9 4 )

アルベド，積雪内部の放射量，雪の粒径などを測定した．

ザラメ状の積雪のアルベドである．

図 16は新潟県十日町で観測された このときのマクロレンズによる積雪粒子の粒径は半径約

500μm

r e f f =1000μm

1 . 0   0 . 8  

0  p

a q r v  

0 . 6   0 . 4   0 . 2  

Observation  Tokamachi 

C l e a r   e t  g r a n u l a r  sno 

Mar. 1 0 ,  1993  0  = 5 8 . 36 0 . 1 °  

゜ ^X 

X 

Model 

e  = 5 9 . 2 °  

゜

‑ ‑ ‑ ‑ ‑ ‑ ‑ ‑ ‑r =500μm(pure) 

e f f  

‑ ‑ ‑ ‑ ‑ ‑ ‑ ‑ ‑r = _{e f t}   1  OOOμm(pure)  r =500μm(impure) 

e f f  

‑ r =1000μm(impure) 

e f f  

O b s e r v a t i o n  

x 

X  X 

xX 

xx 

X X  火 妥 X  x <  

x~、~x 0 . 0  

0 . 0   0 . 5   1 . 0   1 . 5   2 . 0   2 . 5   3 . 0  

図

1 6

Wavelength (μm) 

積雪アルベドの波長変化•

X

( ] 9 9 3

3

1 0

500μm,ザラメ状の湿雪．破線は積雪粒子の有効半径 reff=500μm

1000μmの純粋な雪に対するモデル計算，実線は可視域で不純物を含んだ雪に

F i g .   1 6 .   S p e c t r a l  a l b e d o s  of t h e  snow s u r f a c e  o b s e r v e d  a t   T o k a m a c h i ,  N i i g a t a  o n  March  J O ,   1 9 9 3  ( c r o s s e s )   and t h e o r e t i c a l   c a l c u l a t i o n s   ( c u r v e s )  f o r  e n o u g h  d e e p  homogeneous  snow u n d e r  t h e  R a y l e i g h  a t m o s p h e r e .   The o b s e r v e d  snow was w e t  g r a n u l a r  snow  and i t s   g r a i n   r a d i u s   was e s t i m a t e d   t o   b e   a p p r o x i m a t e l y  500μm b y   m i c r o g r a p h .   Dashed c u r v e s  a r e  c a l c u l a t e d  a l b e d o  f o r  p u r e  snow w i t h  r e f f =  500 and 1000μm,  and s o l i d   c u r v e s   a r e   t h o s e  f o r   t h e   snow w i t h   a b s o r p t i v e   i m p u r i t i e s   i n   t h e   v i s i b l e   w a v e l e n g t h  r e g i o n .  

はランダムな方向に向いていると仮定すれば球形のモデルでもよさそうであるが，粒子がお互 いに接したり，水が含まれる効果は光学的に粒径を大きくする効果となって表れたものと思わ れる．

南極では雪洞内が青く見えることがよく知られていが，モデル計算から雪の中の放射量を計 算することにより， その現象を再現することができる．藤原・青木

( 1 9 9 3 )

1 7

0.45μm