：（低気圧の世代交代；集中豪雨)

お天気の見方・楽しみ方（17)
季節はずれの低気圧の世代交代と凝結加熱の効果

小倉 義

光 ・隈部

良 司 ・西村修

司

１．問題の発端に関連して，気象庁の850hPa 面12時間後予報 FAX

今回の物語はひょんなところから生まれた．社団法

図を見て，「てんきすと」の質問者は，温帯低気圧が人日本気象予報士会の機関誌「てんきすと」の2010年閉塞する過程で下層の収束域が延びる形になることは１月号（第62号）の記事からである．その質疑回答欄

珍しくないものか．またこの事例は，温帯低気圧が閉に，速報地上天気図に基づいて，低気圧の閉塞点で新塞し，閉塞点で新たにできた低気圧が発達したものとたに発生した低気圧についての質問があった．そこで単純に認識すればよいのか問うている．これに対し問われている気象状況は，第１図の地上天気図に示さて，回答者はいろいろ述べているが，筆者らには，これている．2009年11月10日00UTC（第１図 a）には，

れは低気圧の世代交代についての一例を提供したもの

東シナ海に温暖前線と寒冷前線を備えた低気圧が東シと見える．第２図 b の細長い低圧部の形成もその過

ナ 海 を 東 進 中 で あ る．そ れ か ら18時 間 後 の10日18程の一側面である．

UTC（第１図 b）には，低気圧は温暖前線も寒冷前

低気圧の世代交代については，この「お天気の見方線も失うとともに，中心は九州西方の海上に達する．

・楽 し み 方（５）」で 取 り 上 げ た こ と が あ る（小 倉一方で，四国地方には新たな低気圧の中心 L が解析

2006）．しかし，それは梅雨期における事例で，大雨されている．速報地上天気図では，この L と古い低を伴っていた．梅雨期ならば大雨が降っても不思議は気圧中心を閉塞前線で結んでいた．それから６時間後ないし，その凝結加熱によって新たな低気圧が発生すの11日00UTC には（第１図 c），九州西 方 の 低 気 圧ることもありそうだ．しかし今回の事例は11月中旬のは衰える一方で，新しい低気圧は温暖前線と寒冷前線ことである．そんな時節に大雨が降るのだろうか．

を伴いつつ，東海地方に東進する．この時刻以降は，ところが実際に大雨が降ったのである．全く偶然に東北地方沖の太平洋に移動した新生の低気圧が主役とも同じ「てんきすと」の第62号に，岩瀬（2010）がまなり，九州近傍の低気圧は消滅していく（第１図 d，さに11月11日に和歌山県や三重県で降った豪雨につい11日12UTC）．て解析している．それによれば，和歌山市での１時間

参考までに，第２図 a，b はそれぞれ10日00UTC

降水量は10日19UTC で119.5mm に達し，また24時と11日00UTC に お け る850hPa の 高 層 天 気 図 で あ間降水量としても，高知県繁藤316mm，和歌山市256る．対応する時刻の地上天気図と比較すると，a にはmm，徳島県福原旭250mm など，季節外れの雨量を東シナ海に低圧部があるし，b では新しい地上の低気記録している．もともとこの「お天気の見方・楽しみ圧に対応して，細長く延びた低圧部がある．この b方」シリーズの目標は，「天気図の見方・予報の出し

Yoshimitsu OGURA，東京大学大気海洋研究所．
Ryoji KUMABE，気象庁地球環境・海洋部（現：長崎海洋気象台)．
Shuji NISHIM URA，気象庁予報部．
Ⓒ 2011 日本気象学会
2011年５月

方」ではなく，ある地点におけるお天気の移り変わり，或いはある時刻に見たお天気のスナップショット
は，グローバルスケールから総観スケール・メソスケールを経て，雲物理のスケールに至るまで，それぞれのスケールの現象が独自の力学・熱力学の原理にし45

438

第１図

お天気の見方・楽しみ方（17)地上天気図（気象庁）．

（a）2009年11月10日00UTC，（b）10日18UTC，（c）11日00UTC，（d）11日12UTC

たがって変動しつつ，各スケール間で密接な相互作用

南西風に乗って暖湿な空気が後屈温暖前線に向かっを及ぼし合って，一つの天気系（weather system）て，Browning and M onk（1982）の暖かいコンベアが形成され進化しているのだということを示すことでベルトに似た雲帯（おたまじゃくしの尾）を作り，温ある．その意味で，今回は「てんきすと」の同じ号で暖前線に乗り上げてからは中・上層の風に流されて雲別々に論じられている低気圧と豪雨を，本稿で一つの域は広がる（おたまじゃくしの頭）．しかし，欧州付天気系として眺めてみようというわけである．

近の低気圧を解析して得られた彼らのモデルとは違う

本 論 に 入 る 前 に，参 考 の た め，第 ３ 図 に10日00

点が二つある．一つは雲帯と低気圧の中心が，かなりUTC における500hPa の高層天気図を示す．メイン離れていることで，ことに低気圧中心付近の雲はあまの偏西風ジェットから離れて，中国大陸東岸に弱い短り発達していない．もう一つは，暖域内の空気の相当波に伴うトラフがある．このトラフの下では，上層か温位は高いし，対流不安定な成層をしているので，雲らの強制力は弱く，第１図 a の地上低気圧の急速な域は温暖前線のかなり低緯度側で深い対流性の雲から発達は期待できない．

成ることである．このことは，第４図 a の線分 a−ｂ（おたまじゃくしの尾の中心線）に沿った鉛直断面内

２．交代前の状態の，雲頂高度と風と相当温位の分布（第５図）に見る

第４図 a が10日02UTC におけるレーダー反射強度ことができる．さらに，第４図 a から明らかなようと地上気圧と925hPa における風と相当温位の場を，に，Shapiro の低気圧モデルとも違って，寒冷前線の水蒸気画像に重ねたものである．雲のパターンは典型

位置はあまりはっきりとは決められない．

的な「おたまじゃくし」型といってよい．すなわち，
46

さらに第６図 a は，同時刻（10日00UTC）におけ〝天気" 58．5．

お天気の見方・楽しみ方（17)

第２図

439

850hPa 高層天気図，実線は等高度線，破線は等温線，ドットは気温と露点の差が３℃以下の領域を示す．（a）11月10日00UTC，（b）11日00UTC（気象庁）．

間雨量120mm を含む約３時間に雨が集中している．
第９図は高知のウィンドプロファイラによる風の時系列である．低気圧の東進と共に後屈温暖前線も北上し，10日08UTC には地上の前線が高知を通過した．
第７図の繁藤における降雨の最初のピークは，この温暖前線の通過時に起こっている．そして第４図 b は和歌山市における降雨がピークを迎えた10日19UTC
において，レーダーエコーの分布と925hPa の風と相当温位の場を赤外画像に重ねたものである．後屈温暖前線に沿って，高知県の繁藤付近には強雨をもたらし
第３図

500hPa 高層 天 気 図，11月10日00UTC（気象庁）．

たメソ対流系があるし，和歌山市に記録破りの時間降水量をもたらした線状メソ対流系がある．ただしレーダーデータの不足から，これがバックビルディング型

る可降水量の分布を示す．九州西方の低気圧に伴う南かどうかは分からない．

よりの風によって，九州南西方向の洋上には11月だと少し話が横にそれるが，この第４図 b で和歌山市いうのに最大55mm の可降水量を持つ領域がある．

付近の線状メソ対流系から南西の方向に名瀬に達する

この領域内で，第４図 a と第５図に示した雲頂高度降水セルの帯について述べたい．その帯の特徴は，い150hPa に達する対流雲が発達している．

くつかの細長い降水セルが線状に並び，しかも各々の降水セルの軸の方向は，帯全体の方向に対して，少し３．交代前後の降雨傾いていることである．この構造は，以前に Hobbs

第７図と第８図はそれぞれ高知県繁藤（第４図のand Biswas（1979）が「狭い寒冷前線降雨帯（nar-S）と和歌山市（第４図の W ）におけるアメダスの記」と名づけたものによく
row cold‑frontal rainband）録である．前述のように24時間降水量としては，前者似ている（小倉ほか 2008 参照）．また，Hobbs andが316mm，後者が256mm と，あまり差はないが，Biswas（1979）は，二つの降水セルの間の領域（gap

雨の降り方は大いに違う．前者では時間雨量50mmregion）における流れは強い低気圧性のシアを持ち，以下の雨が，比較的長時間降り続いていて，地形性のここで竜巻が発生することがあると指摘している．わ雨と思われる．一方後者では，10日19UTC の最大時が国でも，Kobayashi et al.（2007）は2006年４月20

2011年５月47

440

お天気の見方・楽しみ方（17)日の神奈川県藤沢の竜巻は，狭い寒冷前線降雨帯にる．真ん中の降雨帯を構成する降雨セルは第４図 b伴って起こったと報告している．ただ今回は，この帯に一部捕捉されているが，やはり狭い寒冷前線降雨帯の中で竜巻が発生したと言う報告はない．に似ている．暖域内では風向は下層で南南東ないし南

さらに，第４図 b に示した降雨帯は，次のような，であり，順転していて，400hPa では西南西であり，ユニークな特徴を持つ：①第10図に示すように，今回衛星画像で見た降雨帯の方向は，ほぼ400hPa の風向は３本の降雨帯が低気圧の暖域内に同時に存在していと一致している（図省略）．②３本の降雨帯の先端を

第４図

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（a）11月10日02UTC，水蒸気画像に重ねたレーダーエコーと地上気圧（黄色，2hPa おき，以下同じ）と925hPa における相当温位（ピンク色，3K おき）と風の場．風は M SM 予報モデルからの出力，予報０時間（解析値），短い矢羽は５ノット，長い矢羽は10ノット，ペナントは50ノット，以下風の記号は同じ，（b）10日19UTC，赤外画像に重ねた以外は（a）に同じ，但し記号 S，W と F はそれ
ぞれ高知県繁藤，和歌山市，徳島県福原旭の位置を示す，（c）11日00UTC，水蒸気画像に重ねた地上気 圧 と850hPa に お け る 渦 度（赤 色）の 場．渦 度 は50×10 s お き．（d）a に 同 じ，但 し11日12UTC．
〝天気" 58．5．

お天気の見方・楽しみ方（17)441

結ぶ線（第10図の線分 c−d）に沿った断面上の風のクビルディング型の線状降雨帯と大きく違う．③第10場と，輝度温度から推定した雲頂高度の分布が第11図図に示したショワルター安定度指数（SSI）の分布かに示されているが，いずれの降雨帯でも，その先端でら分かるように，３本の降雨帯の地域では SSI≦−２

雲頂高度200hPa に達する対流雲がある．これはバッと不安定であり，高知県や和歌山県でも不安定である．④第６図の可降水量図に戻ると，低気圧の東進と共に可降水量の大きな領域も東に移り，10日18UTCには四国南方海上に移る．そして第６図 b で興味があるのは，可降水量が特に大きいバンドが３本存在していることである．このように可降水量の大きいバン
ド の 存 在 と，そ の 降 水 と の 強 い 関 連 は 小 倉 ほ か（2011）が注目し，水蒸気バン ド（moisture band）と呼んだ．今回も第６図 b に示した水蒸気バンドは第10図に示した降雨帯の位置とほぼ一致している．しかし，下層の風の分布をみても，第10図の線分 c−dのあたりに風の収束線あるいはシア・ラインは見当たらず（図省略），どうしてこれらの対流雲がこの位置で発達したのか，水蒸気バンドはどうしてできるのかなど，未解決の問題が多い．
４．世代交代時の状況

第 ５ 図 10日01UTC，第 ４ 図 a の 線 分 a−b に沿った鉛直断面上の相当温位（細実線）と風の場．風の記号は第４図 a に同じ．
太実線は輝度温度から推定した雲頂高度．

第６図
2011年５月

第 ４ 図 c は11日00UTC に お け る 地 上 気 圧 と850hPa における渦度の場を，水蒸気画像に重ねたものである．この時刻に初めて，第１世代の低気圧とは分離して，新しい閉じた等圧線を持つ低気圧が誕生し可降水量分布図（M SM 予報モデルの出力から計算）．（a）11月10日00UTC，（b）10日18UTC．
49

442

お天気の見方・楽しみ方（17)た．渦度で見ると，その中心は東海地方にあり，渦度（第４図 c の中の線分 e−f）上の渦度と相当温位の場の最大値は350×10 s である．これは第１世代の低を示す．この位置では後屈温暖前線は地表から600気圧の200×10 s を既に凌駕している．強い雨は依hPa の高さまで，殆ど鉛直に立ち，そこに低気圧の然として第２世代の低気圧中心付近で降り続いてい中 心 が 位 置 し て い る．渦 度 の 最 大 は 下 層（〜850る．第12図は第２世代低気圧中心を通る南北鉛直断面hPa）に位置している．
第４図 d は12時間後の11日12UTC における地上気圧と925hPa の風と相当温位の場を水蒸気画像に重ねたものである．第２世代の低気圧の中心はすでに東北地方沖の太平洋にあり，強い寒冷前線を伴い，暖域の南風も最大65ノット（１ノット＝0.51ms ）と強い．
この低気圧の中心を通る東西方向の鉛直断面上（第４図 d の中の線分 g−h）の渦度と風と相当温位の場を示したのが第13図である．風向から見ても明瞭な前

第７図

高知県繁藤における時間降水量の時系
列．

線面が約500hPa の高度まで認められる．渦度の極大は依然として下層にある．
５．渦位
それではなぜ強い雨が降り続くと，そこが新たな低気圧の中心となるのか．いま，３次元の空間を動き回っている小さな空気塊に着目して，その空気塊のいろいろな物理量の変化を追いかける．仮に運動が断熱的に起こっているとすると，その空気塊の温度は変わるが，温位（potential temperature）は変わらない．

第８図

和歌山市におけるアメダス４要素の時系
列．

換言すれば，温位は断熱的に運動する際に保存される熱力学的な量である．それでは力学的に保存される量はあるか．速度は気圧傾度力によって加速されるから保存されない．渦度も保存
さ れ な い．と こ ろ が 渦 位（potential vorticity）という量があって，これは運動が断熱的で，粘性摩擦の効果を無視すると保存されるのである．
渦位についての専門的な解説は，殆ど総ての気象力学の教科書にあるから（例えば小倉 2000），ここでは必要な部分だけを大雑把に延べることにする．第14図の よ う に，温 位 が θと いう 値 を 持 つ 等 温 位 面 と，θ＋ θの 等 温 位 面 に 挟 ま

第９図50

高知におけるウィンドプロファイラの記録．

れた微小な空気塊を考える〝天気" 58．5．

お天気の見方・楽しみ方（17)と，この空気塊の渦位（PV ）は，次のように定義される：

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θの等温位面と θの等温位面）の間の気圧差を表す．同じ p に対して θが大きいということは，大（ θ/ p）
PV ＝−g（f＋ζ）(1)

ここで g は重力加速度，f はコリオリ・パラメータ，
ζは等温位面に直角な方向の渦度ベクトル成分， pは今考えている空気塊の上面と下面（すなわち，θ＋気 の 成 層 の 安 定 度 が 大 き い と い う こ と だ か ら，−（ θ/ p）は大気の安定度を表す．渦位を計る単位としては，
1PVU＝10 m s Kkg(2)を用いるのが慣習となっている．
かりに等温位面がほとんど水平であるときには，式（1）は近似的にPV−g（f＋ζ）（ θ/ p）(3)となる．ζは普段使っている渦度の鉛直成分である．
f＋ζは絶対渦度といわれている量で普通は正である．
また，対流圏の大気内では高度と共に θは増す．し
たがって，（ p は負で θは正だから）普通 PV は正の値を持つ．
ここで，第14図で初め A という位置にいた空気塊が， t 時間後に B という位置に移動して，その間に渦位が PV だけ変化したとすると，単位時間あたりの渦位の変化量は次式で与えられる：（f＋ζ）（ Q/ p）
PV / t＝−（gθ/c T ）
(4)
第10図

10日19UTC，赤外画像に重ねたショワ
ルター安定度指数（２℃おき）の分布．
負の値の領域にハッチ．記号 L は地上低気圧の中心位置を示す．

ここで T は空気塊の絶対温度，c は乾燥空気の定圧比熱，Q は空気の単位質量・単位時間あたりの加熱

第12図
第11図

第10図の線分 c−d に沿った鉛直断面上の風の場と雲頂高度（太実線）の分布．

2011年５月11日00UTC，第 ４ 図 c の 線 分 e−f に沿った鉛直断面上の相当温位（太点線，3K おき）と渦度（正の値は実線，負の値は細点線，50×10 s おき）の分布．
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444

お天気の見方・楽しみ方（17)量を表す．そして（ Q/ p)
は Q の鉛直方向の傾度を表す．運動が断熱過程で起こって い れ ば Q＝０ だ から，渦位は保存される．
かりに積乱雲の中で，凝結の潜 熱 の 放 出 に よ る 加
熱量が地表では０で，そこから高 度 が 増 す に つ れ て増大し，500hPa で最大になったとすると，地表から500hPa ま で の 層 内 で は−（ Q/ p）は正だから，
PV は 時 間 と 共 に 増 大 する．第15図は第13図と同じ
断 面 上，同 時 刻 の PV の分布図である．アプリケー
ション・ソフトがそうなっているので，地表から925
hPa ま で の PV は 示 し てないが，地表か ら700hPaまで，PV の大きな領域が第13図

11日12UTC，第４図 d の線分 g−h に沿った鉛直断面上の相当温位と渦度（線種と間隔は第12図と同じ）の場．

あ る．第 ４ 図 c の 段 階 では，ま だ PV の 値 は 大 き
くなかったから，第15図に示した PV の増加は，降雨によって放出された凝結熱によると考えていいだろうというわけである．そして式(1)が示すように，PV が増えると，ζも大気の安定度（− θ/ p）も増加する．第15図の PV の分
布が第13図の渦度のそれとよく似ていることから，PV の増加は主に渦度の増加に使われたと思われる．
すなわち，降雨に伴う凝結熱によって新たな渦巻きが誕生し，低気圧の世代交代が起こったと考えられる．
ここでは式(1)により，渦位が増大したから渦度が増大したと説明したが，このプロセスを物理的に言えば，凝結加熱により上昇流が強まり，前線付近にあった渦度のストレッチングが効いて渦度が強くなった．
また中層での凝結加熱により温度が上がり下層の成層第14図

渦位の説明図．z＋ z，z，z− z は等温位面の三つの等高度線（ z＞０とする）を表す．その他の記号については本文参照．

も強まったということになる．
式(1)についてだけ注目すれば，この式は予報方程式（prognostic equation）で は な く，診 断 方 程 式（diagnostic equation）であるから，渦位が増大したから渦度が増大したといってもよいし，渦度が増大したから渦位が増大したといってもよい．これは，例え52〝天気" 58．5．

お天気の見方・楽しみ方（17)445族」（例えば Bjerknes and Solberg 1922や M orrisand Gadd 1988）が形成されていくという別の過程もある．
謝辞

本稿の作成に当たっては，著者の一人（小倉）は東京大学大気海洋研究所共同研究から便宜を受けたこと，また同研究所の新野宏教授，編集担当委員別所康太郎氏，並びに査読者から本稿について有益なコメントをいただいたことを記して，感謝したい．
参考文 献

Bjerknes, J. and H. Solberg, 1922：Life cycle of
第15図

第13図と同時刻，同じ鉛直断面上の渦位（0.5PVU おき）の分布．

cyclones and the polar front theory of atmosphericcirculation. Geofys. Publ., ３, Norske Videnskaps‑Akad. Oslo, Norway.

ば，非圧縮性流体の質量保存則（水平発散＋( w/ z)＝０）だけに注目すれば，大気下層に水平収束があるから上昇気流があるといってもよいし，上昇気流があるから下層に水平収束があるといってもよいことと，同じである．
以上の議論を完結するためには，第２世代の低気圧の中心を含む領域内の顕熱と水蒸気の収支を計算し，それか ら Yanai et al.（1973）の「み か け の 熱 源（apparent heat source）Q 」と「みかけの水蒸気の消失源（apparent moisture sink）Q 」を計算し，必要とする加熱量 Q を求めて，その空間分布と時間変

Browning,A.K.and G.A.M onk, 1982：A simple modelfor the synoptic analysis of cold fronts.Quart.J.Roy.
M eteor. Soc., 108, 435‑452.
Hobbs,P.V.and K.R.Biswas,1979：The cellular structure of narrow cold‑frontal rainbands.Quart.J.Roy.
M eteor. Soc., 105, 723‑727.
岩瀬松治，2010：和歌山の豪雨．てんきすと，（62），14‑15．
Kobayashi, F., Y. Sugawara, M. Imai, M . M atsui, A.
Yoshida and Y. Tamura, 2007：Tornado generation
in a narrow cold frontal rainband ―Fujisawa tornado
on April 20, 2006―. SOLA, ３, 21‑24.

化が PV のそれと対応しているか調べなければなら

M orris, R.M . and A.J. Gadd, 1988：Forecasting thestorm of 15‑16 October 1987. Weather, 43, 70‑90.

ない．本稿ではそこまでしていない．

小倉義光，2000：総観気象学入門．東京大学出版会，289

６．結び
科学することの楽しみの一つは，一見無関係と思われる二つの現象が，実はある一つの法則で統一的に理解できるのだということを見出すことだろう．本稿でpp．
小倉義光，2006：お天気の見方・楽しみ方（５）2003年

７月３〜４日静岡豪雨と梅雨前線小低気圧の世代交代．
天気，53，509‑518．
小倉義光，隈部良司，西村修司，2008：お天気の見方・楽しみ方（15）

砂ほこりを巻き上げた春一番のウェザー

は，お天気を見ることの楽しさを伝えるために，日本

ウォッチング―2008年２月23日．天気，55，921‑927．

気象予報士会の機関誌の同じ号で記述されていた二つ

小倉義光，隈部良司，西村修司，2011：「平成20年８月末の現象が，実は，後屈温暖前線と T ボーンの寒冷前豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について．天線の交点で大雨が降り，低気圧の世代交代が起こったという天気系の進化の二側面を表した現象であったという話をした．
なお，低気圧の世代交代については，初代の低気圧の寒冷前線上で次世代の低気圧が発生し，「低気圧家2011年５月

気，58，201‑217．
Yanai,M .,S.Esbensen and J.‑H.Chu,1973：Determination of bulk properties of tropical cloud clusters fromlarge‑scale heat and moisture budgets.J.Atmos.Sci.,
30, 611‑627.

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