〔論文〕

1051（メソ気象；寒冷前線）

関東北・西部山系を越える寒冷前線の変容：事例解析＊

小倉義光＊＊・永田
可冥

雅＊＊＊・田

畑

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目

1990年4月29日，日本海を東進中の温帯低気圧に伴った寒冷前線が，本州北陸海岸に上陸してから関東平野を抜けるまでの構造とふるまいを，気象官署のルーチソ観測データを用いて調査した．前線は三つの段階で違った構造を持つ．第1段階は佐渡が島および北陸海岸に前線がある時で，重力流に似た構造を持つ．その構造は第2段階（関東北・西部の山岳地帯を越える際）で失われ，前線の背後にはガストの強い区域が広がっている．さらに第3段階（関東平野を南下）で次々に雷雨を発生させる．その一部はスコール・ライソに組織される．このスコール・ラインは米国中西部で観測されるスコール・ラインと多くの点で似た構造を持つが，ウェーク・・ウは認められなかった．またメソハイの背後で露点が急低下するという相違点も見いだされた．

1．はじめに見いだされた．（a）北陸海岸に上陸時には，寒冷前線

寒冷前線が山脈を通過するときに受ける変形は，以前

が重力流（gravity

current）あるいは密度流（densityから気象研究者の興味を惹いて来た．その研究の両極端

current）の性質を持っていた．（b）この寒冷前線は発として，簡単化した前線が仮想的な山脈を越える場合の生してから日も浅く，弱いものであったにも拘らず，そ理論的・解析的な扱い（たとえばBamon，1983）と，の通過時に強い突風をもたらした（たとえば最大瞬間風

現実の観測データの解析から議論するものがある．その速は東京で21m／s，銚子で25m／s）．（c）同日午後関中間に，簡単化した山岳を組みこんだモデル実験があ東地方でスコール・ラインを含めて数個の雷雨が発生しる．わが国の場合，東進する温帯低気圧に伴って本州をたが，その相次ぐ発生が寒冷前線の通過と地形によって横断する寒冷前線は，程度の差こそあれ地形の影響を受ける．橿間・上坂（1978），Sakakibara（1983），山本

支配されていた．（d）そのスコール・ライソは米国中西部で観測されたスコール・ライソと多くの点で似た構（1984）などの事例解析を含めて，最近の統計的研究を造を持っていたが，また相異点もあった．

加藤（1990）が解説している．

この論文では，1990年4月29日，日本海上の寒冷前線
が北陸海岸に上陸し，関東平野を通過するまでの構造と使用したデータは天気図，レーウィンゾンデ，アメダ
ス，レーダー，rひまわり」雲画像，気象官署の自記紙などである．

その進化（evolution），および前線が励起したメソ対流系を調査した．データは気象庁所属の官署のルーチン観測のものだけである．しかし次のような興味ある事実が＊Metamorphoses of a cold倉ont crossing overthe mountain ranges north and west of the

KwantoPlain：Acasestudy．
＊＊Yoshimitsu
気象協会．
＊＊＊Masashi＊＊＊＊AkiraOgura，東京大学海洋研究所・日本

Nagata，気象研究所．
Tabata，気…象研究所．

一一1991年1月10日受領一

一1991年6月21日受理一
1991年10月

2・総観場の概観

第1図aは4月29日3時（以下時間はすべて日本標準時），問題の寒冷前線が北陸海岸に上陸する数時間前の

地上天気図である．春期には温帯低気圧が日本海で発達してサハリン地域に達し，その中心から南西に延びる長い寒冷前線が日本海全域をおおうことがしばしばある．

しかし今回の温帯低気圧は弱く，寒冷前線は短かい．6

時間後の9時における第1図bでは，低気圧は既に津軽海峡を通過しており，寒冷前線は北陸地方まで達すると解析されている．一方，瀬戸内海・四国地方を通過した
15

関東北・西部山系を越える寒冷前線の変容：事例解析

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第2図

の風である．気温も300mbまでの全層で降下する．殊に600−500mbの層では7。Cの急降下である．
しかし，これで背の高い積乱雲発達の条件がすべて整

mbの空気塊はあと4。C温度が上昇し，約920mbの凝：30。N

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9時には最下層の風だけが北よりの成分を持っていたのったわけではない．9時（第3図a）の状況では，1000

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（a）1990年4月29日3時の地上天気図．（b）同日9時の地上天気図．

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〜

アメダスの風の分布図によれば（第8図b），上層の
130。E

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150。E

トラフと地上の温帯低気圧の移動に伴い，地上では主に1990年4月29日9時の500mb高層天気

次の三つの気流が関東平野に向う．（a）瀬戸内海・近図．等高線（実線）は60m面隔，等温線

江盆地を経て本州南岸に沿う西風（破線）は6。C間隔．

（b）三国峠や関東北部の山系を越える北ないし北西の風（これが本研究の主題），（c）本州東岸に沿って南下する北風

これらの西風が本州南岸沿いに別の寒冷前線を形成している．こ風系は山本（1984）の事例解析で指摘されたものと同じの二つの寒冷前線にはさまれた北陸〜関東平野が，今回である．ただし今回の場合，関東地方では（c）は弱の解析の領域である．

く，その影響は無視できるようである．

第2図の500mb天気図に見るように，同日9時には寒気を伴ったトラフが本州上空を通過中である．等高度

3．寒冷前線の移動

線と等温線の位相から判るように，このトラフが発達す

29日3時に北陸沖にあった寒冷前線（第1図a）の移る傾向は少い．しかし，この時刻前後の天気図（図省

動を最初に調べる．ここでは各観測点における寒冷前線絡）から，遙か北方の低気圧を中心として，トラフの軸の通過時刻は，気象官署の自記記録から決定する．すながNNE−SSWからNNW−SSEへ向ぎを変えつつある

わち，温度・露点温度・風向・風速の急変および気圧のことが判る．これに伴い第3図に示すように，館野の気変化（それまでの下降傾向から上昇傾向への反転）とい

16

、天気

38．10．

関東北・西部山系を越える寒冷前線の変容：事例解析（a）09JST29APR1990

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第3図 SkewT−LogP断面図で表わした館野における高層観測．（a）1990年4月29
日9時，（b）同日21時，T＝気温，T4二露点，θ二温位，θω＝湿球温位，等温線（。C）は斜め左下方に等間隔で走る．直線左下方に走る破線は等飽和混合比線（g；／kg）．長い矢羽根は5m／s．

う，五つの条件のすべてが満足される時刻を寒冷前線の通過時刻とする．例として第4図に新潟県高田測候所の

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時刻一
20

↑（℃）

自記記録を示す．上記の定義に従い，寒冷前線は高田を

10

8時10分に通過したとする．関東南部では上記の五つの醸 睾・

気象要素の変化が同時に起るとは限らないことは，後に述べる通りである．

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こうして通過時刻が確定できた地点が第5図の黒丸，ENできなかった地点が×である．自記記録のある観測点の数は少ない．それで毎時のアメダスの風の分布図から決Wめたシアーラインの位置が，自記記録からの解析結果と15整合する限り，第5図の作製に参照した．前1時間との10

気温差の分布図も作製したが，気温には日変化があり，

5

また地上気温は雲の有無による日射強度の変化に鋭敏に0反応するので，ここでの目的には使用できなかった．

第5図に示す通り，中部山岳地帯では上記のように定義した寒冷前線は検出できなかった．一方，寒冷前線が第4図 高田測候所における1990年4月29日の自記紙の一部．T＝温度，T4二露点，カ＝気圧．

ほぼ6時に相川を，ほぼ12時に熊谷を通過したことは自記紙から明瞭に認められる（第7図参照）．この間の平見られなかったことである．しかしこれも観測点が粗す

均移動速度は約10m／sである．やや意外だったのは，ぎたためかも知れない．

関東北西部の山脈の北側で寒冷前線が足ぶみする傾向が1991年10月

また興味があるのは第6図に示した11時の富士山レー17関東北・西部山系を越える寒冷前線の変容：事例解析

638

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各時刻における寒冷前線またはガスト・フ
ロントの推定位置．黒丸は自記紙から寒冷前線の通過時刻が確定できた気象官署．確
定でぎなかったのがク・ス印．但し14時以
降は寒冷前線に伴って発生したガスト・フ・ントの位置．

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を持っていたことを示す．その厚さは静力学平衡の式か

ら約L5kmと推定される．
この構造を最近米国で測定された前線の微細構造と比ダー図である．本州南方および東方洋上にアーク状のエ較してみよう．NewEnglandでしばしば発達する沿岸

コーがある．一見，寒冷前線が既に本州中央部を通過し前線（coasta1￡ront）は，準定常的で，前線を横切ってたように見える．しかし第5図によれば，寒冷前線はま

幅10km以下で10。Cないしそれ以上の温度傾度がある

だ関東北部にある．海上の雲バンドの南半分では先端部ことが知られていた（Sanders，1983）．最近Nielsenとに強いエコーがあり，その背後に弱いエコーが広がり，

Neilley（1990）がNcARの航空機Qμeen−AirとKing−

活発なスコール・ラインが南東方向に進行中であること

Airを使って微細構造を調べた結果によると，前線の幅を示している．この部分は第1図bの本州南岸沿いの寒は200mくらい，150〜400mという厚さに達するまで

冷前線に対応するものであるが，本研究の主題からはずの水平距離は0．5〜2．5kmである．またロッキー山脈のれるので，これ以上は述べない．

東側を南下する乾いた（すなわち降雨を伴っていない）

寒冷前線を，コ・ラド州Boulderにある気象観測塔で4．第1段階での寒冷前線の構造観測した二例では，その幅はそれぞれ200m（Shapiro，

第4図によると，約10分間に高田では気温・露点温度

1984）と900m（Shapiro6

α」・，1985）であった．またとも2。C降下し，気圧は約1mb上昇している．殆ど同じく米国の南西部でシノプチック・スケールの寒冷前同じ変化が輪島・相川・新潟でも認められる（図省略）．

線を航空機で測定した結果によれば，その幅は約1km

前節の見積りから寒冷前線の移動速度を10m／sとすれであった（Shapiro8印1・，1985）．したがって今回の寒ば，乾冷気団と湿暖気団の境界面と定義した寒冷前線帯

冷前線も，もっと応答の速い測器で測ったら，もっと幅の幅は約6kmとなる．これは普通シノプチック・スケの狭い寒冷前線が検出された可能性がある．

ールの前線の幅と考えられているものより1桁小さい．

粘性のない流体中のfrontogenesisの理論によれば，また第4図で前線通過後ガストの強い1時間は，気非線型前線強化過程には自己励起作用があり，時間的に温・気圧とも殆ど変化していない．このことは寒冷前線

一定な速度の変形場の作用で，前線の幅は有限の時間内

先端部の背後の寒気は，普通いわれているようなrくさに無限小になり得る（たとえばHoskinsとBretherton，び」型でなく，少くとも35kmにわたって一様な厚さ

1972）．その点からいえば，上記のように寒冷前線の幅

18

、天気

38．10．

関東北・西部山系を越える寒冷前線の変容：事例解析が狭いのは驚くに値しない．一一方上に引用した論文では，観測された寒冷前線が重力流に似た振舞をしている

639

K＝1・1，重力流の先端のheadの厚さをとった場合はK・＝0．76という値を使っている．

ことが強調されている．すなわち，その立体構造は先端

今回の寒冷前線に式（3）および（2）を適用しようと部の鼻（nose）とその背後のふくらんだ頭部（head）とする時，困難だったのは暖気の厚さ丑

いう，重力流によく似た構造をしていた．また伝播速度

た．29日9時には寒冷前線は既に高田を通過している．

が重力流として期待される値とよく一致していた．

輪島における28日21時と29日9時のレーウィン・ゾン

さらにCarbone（1982）は米国カリフォルニア州で降雨を伴った寒冷前線をドップラー・レーダーで観測した．その結果によれば，地表面での寒冷前線の背後から前線に向う流れの層はうすく，しかも鼻の部分を除けば厚さは一様であった．また寒冷前線の移動速度も重力流のように振舞った．Trier6知1．（1989）はTAMEX（TaiwanArea

Mesoscale

Experiment）期間中にやはリドップラー・レーダーで観測された梅雨前線が，同じような構造を持っていることを示し，重力流型前線と性格づけている．

デのデータには顕著な逆転層がない．それで∬ωとして大気のスケール・ハイト8kmを採ることにし，4＝
1・5kmであることを考慮すると，h＝0．18となり，式（2）からK＝1・12となる．これは偶然Wakimotoの与えた値に極めて近い．同

じく輪島における28日21時の

風向と風速は，900mbでは2490と11m／s，850mb
では257。Cと15m／sである．ところがこの風向は第5図で示した寒冷前線にほぽ平行である．それで式（3）においてδUωの項を無視すれば，Cニ11m／sとなる．これは前節で実測から求めた10m／sに極めて近い．

それでは今回の寒冷前線は重力流のように伝播しているか．Be垣amin（1968）によれば，地表面の抵抗および冷気と暖気の境界面での混合を無視すれば，定常状態にある重力流の（地表面に対する）伝播速度Cは次式で与
えられる．

C

の決定であっ

もちろん実測値といっても，6時間にわたる伝播から求めた平均的な値である．一方理論値といっても多くの仮定的なパラメーター値を用いて計算しているから，この一致をあまり強調しても意味がない．しかし，総合的にみて，今回の寒冷前線が重力流の性格を持っている点（嬬）レ2＋U（・）は，（a）地表付近では暖気と寒気はそれぞれ水平方向に一様な流体であり，大部分の水平の密度（温位）傾度

ここで、9は重力加速度，∠θは重力流先端部（前線）をは幅の狭い前線帯に限定にされていること，（b）前線

横切る温位差，θoは平均の温位，4は重力流の厚さ，帯は地表面から急激に上方に立ち，そのすぐ背後でガスUは地面に相対的な暖気の速度である．Kは無次元のフルード数で，4とは次の関係がある．

K（h）一［（1諺テh）］遡

トが強いこと．このガストは前進する寒気と，その上面を逆流する暖気との境界面で発達するKelvin−Helmholz（2）

不安定波による乱れと想像される（たとえばSimpson，

1987；DroegemderとWilhelmson，1987），（c）前線

ここにhは，暖気の厚さπωを使って4を無次元にし背後の逆転層の高さ（寒気の厚さ）がほぼ一様であるこた量である（h≡4／脇）．厚い重力流（h＝0．5）のときと，（d）伝播速度の一致である．しかし地上観測デー

Kニ1ん／万であり，厚さが減るにつれKの値は増し，タしか利用できなかったので，重力流の性格のうちで確h＝0のときにはKニ＾／万となる．

認できなかった点は，逆転層の下で，寒気の現実の重力流では地表面の抵抗があるため，Cは式

How

琵eder

が前線に向って流れていたかどうかである．

（1）で与えられるより小さい．実験室および大気中で観測された重力流の0を与える経験式あるいはKの値はい5．第2段階での構造

ろいろ提案されている（Wakimoto，1982参照）．たとえ

上記の寒冷前線が関東北西部の山脈を越えて，風下側

ばSimpsonとBritter（1980）は、C（嬬）レ2＋鵬の熊谷を通過した時の自記紙が第7図である．第4図と（3）

同じくガストは殆ど瞬間的に起っているが，温度は約1時間にわたって徐々に下降している．またガストを含むという式を実験的に求めている．κは式（2）で与えら強風は切れ目無しに21時頃まで続いている．前橋におけれ，δは0・7くらいとされている．Wakimoto（1982）自る記録は（図省略），前線がほぼ11時10分に通過した点

身は式（1）で4として冷気の平均の厚さをとった場合を除けば，定性的に第7図と同じである．

1991年10月

19関東北・西部山系を越える寒冷前線の変容：事例解析

640

第4図に示した寒冷前線が第7図のように変容するま

ただ日射加熱の影響について一言つけ加える．第4図

でに，上層の一般流が変化しているのに加えて，山越えに示したように，高田では12時以降日没時までガストがと，海面より遙かに大きい地表面粗度および目射加熱に強い．レーダー・アメダス合成図によれば，同日午前中

よる境界層の変化という諸因子の影響をうけている筈

には日本海側には広範囲な降雨域があった．この降雨域である．しかしレーウィソ・ゾンデ観測データが全く無は次第に東に移動し，高田では12時ごろから日射が回復

いので，こうした影響を議論できない．集中野外観測がし，気温は上昇し初めた．従って12時以降のガストは，望まれるゆえんである．

地衡風の変化に加えて，対流混合層の発達という晴天下の境界層の日変化を表わしていると想像される（たとえ14
22 21 20 19 18 17 16 15時刻一
13 12

ばYamadaとMellor，1975；SunとOgura，1980）．
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6．寒冷前線に伴う雷雨の概観

砿20第2節で述べたように，4月29日関東平野上の大気

一一10

は，日射加熱と強制上昇があれば，雷雨が発生し易い状

o

態にあった．事実今回の寒冷前線はこの強制上昇を与

一．旦≡1020

え，南下するに従って次々と雷雨を発生させた．7〜8
一1010

分おきに与えられた東京レーダーのエコー図を用いて，琢S

その様子を概観する．

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第8図aに示すように，11時30分には群馬県および栃N木県でアーク状をした斗コー群Aが発達している．第8富w

図bに示した12時におけるアメダスの風分布によれば，

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このパソド状エコー群はそれぞれ三国峠および関東北部

815

山地を越えた北よりの風が，残留している南西風との間

10

第7図

に作るシアー・ライソに対応しているらしい．ついでで5あるが，第8図aに示したエコーの形状および位置は，

0

櫃間・上坂（1978）の事例解析で地上風の収束帯として示されたものと一致しており，ある程度の一般性がある

第4図に同じ．但し熊谷地方気象台．

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20

ペナントは10m／s．

、天気

38ゼ10．

関東北・西部山系を越える寒冷前線の変容：事例解析（a妻・2i3ら￠41（b》13：30

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第9図12時30分から15時30分まで1時間間隔の東京レーダー・エコー図．
のかも知れない．その後セル群Aは東方に移動し（第9ている．こうして寒冷前線の南下と共に，雷雨発生ゐ位

図b参照），16時ごろ茨城県の東方洋上で消滅する．

置も南下していることは明瞭である．

12時30分（第9図a）には，エコー群Aに加えて，新たなエコー群Bが東進中である．後者は12時ごろ寒冷前

7．スコール・ラインの構造

線の西端が群馬県西部の山岳地帯を横切るあたりで発生

第9図cで千葉県北部にあったスコール・ライソは，したものである．しかしエコー群Bはあまり発達せず，

その後南東の方向に時速約60kmで進む．それと共にむしろ13時ごろ埼玉県飯能付近で発生したエコー群Cが背後に弱いエコー域が広がる（図省略）．銚子における強大となる．さらに13時15分ごろ埼玉県東部でエコーD

1時間降雨量は15−16時が8mm，16−17時が1mmでが発生する．その結果13時30分には（第9図b），エコ

あった．従って弱いエコー域は層状性降雨域を表わしてー群A，D，Cがきれいなアーク状のバンドを形成する．

いると思われる．このように先端部の線状対流性降雨域

これを14時のアメダスの風の分布図（図省略）と比較すとその背後に尾を引く層状性降雨域という構造は，米国

ると，第8図bに示したシアー・ラインが丁度この位置

中西部で観測されるスコール・ラインの典型的な構造でまで南下したことは明らかである．

ある．さらに第9図dの15時30分までには，層状性降雨

14時30分には（第9図c），東進を続けるエコー群C域の中に比較的強いエコーが出現し，スコール・ラインとDは千葉県北部で連結し，スコール・ラインを形成

先端部の強いエコー列の問に遷移帯（transition

する．すなわち，このスコール・ラインはBluesteinとあるいはエコー・トラフが認められる（小倉，1990，のJain（1985）の分類に従えば，broken

図9と29参照）．

line型に属する．

一方南下を続ける寒冷前線は神奈川県北部および山梨県東部で，ほぽ東西に並ぶエコーEを発生させる．

zonc）

このスコール・ラインが銚子を通過したときの自記紙
が第10図である．14時35分ごろから気温は下降し始め，エコー群Eは東南東の方向に進みながら面積を広げ，また風向が急変している．第9図cによれぽ，強いレー

15時30分頃（第9図d）までに房総半島に達する．とこ

ダー一・エコーは未だ銚子の西方にあるから，まずガストろが同時刻には箱根山塊の東側で強いエコーFが発生し

フ・ソト（以下GFと略称）が銚子に到着したのであろ1991年10月

21

642

22

21

←→斜

ト

関東北・西部山系を越える寒冷前線の変容：事例解析

20

」」

19

1

8

…1

『

17

時刻一
14
13 12 11 10

16

冒

15

ロ

＿ヨ≡一母一「期で既に認められるが，明確なウェーク・ロウは成熟期
9→＿で初めて認められ，その気圧低下は消滅期で最大になるとしている．今回のスコール・ラインは銚子通過時にはまだ成熟期に達していなかったと想像される．

さらに第10図で興味があるのは，19時頃露点が約菖蓋謡毒講講
「h

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］
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1・L上
・＃廿cl

讐讐目鎖亜蟹蚕ぽ卜5。C急降下したことである．温度・気圧・風向には急変は認められない，風速はこの時刻前から次第に強まっていたが，ほぽこの時刻に第2の強風域が始まっている．
19時以前はスコール・ライソ先端部からの冷湿な空気のプールを表わし，19時以降はスコール・ライソの影響をうけていない（第7図の）原始の寒気を表わしていると想像される．しかし，その境界の露点が不連続に近い

理由は不明である．このスコール・ラインは約10m／sで移動しているから，メソハイの後面（第10図の16時30分以降）には，スコール・ライソに相対的に後方に向う流れがあり，これが原始の寒気の中を前方に向う流れとの間に収束をおこし，露点の不連続線を形成したかと思

第10図

第4図に同じ．但し銚子地方気象台．

うが，想像の域を出ない．アメダスは気圧および湿度を観測していないので，メソハイや露点の急変線の空間的う．そして15時には最大瞬間風速は一気に25m／sに急

広がりは固定できなかった．なお著者の知る限り，上記

上昇し，また気圧も急上昇して明瞭なメソハイを形成しのようなメソハイ背後の露点の急変線はこれまで報告さている．また15時30分頃から18時頃まで気温と露点のれていない．

差が小さいことは，先端部の対流性降雨帯において雨滴

また第9図cとdに示すように，別のメソ対流系が横の蒸発冷却によって形成された飽和に近い冷気のプール

浜を通過したが，横浜の自記紙にもメソハイの背後の露が，地表面に沿って後方に広がっていることを示す．

点の急変と第2の強風域を含めて，第10図と定性的によまた第10図によれば，スコール・ライソの通過に伴うく似た時問変化が記録されている（図省略）．さらに第気温の低下は約6。Cである．ところが，アメダスのデ5節で述べたように，関東北部で発生したエコー群Aはータから1時間気温変化量の分布図を作製してみると，東進し，宇都宮と水戸を通過した．この両市における自変化量が大ぎいのは15時と14時の差で，銚子西方では最記記録（図省略）もまた同じような時間変化を示してい

大8．8。Cも気温が低下している．既に述べたように，る．ただし変化はずっと弱い．

今回のスコール・ラインに伴う全降水量は少い（銚子で最後に第10図において，14時50分頃露点が約3。C急約9mm）．それにも拘らず気温降下がこのように大き降下している．その原因はよく判らないが，一つの可能いのは，もともと乾燥していた寒冷前線背後の寒気の中性はスコール・ライン前面の中層に存在している相当温を雨滴が落下し，蒸発冷却が活発であったためと想像さ位（θθ）の低い空気が，スコール・ライソ先端部の対流

セルの隙間を通ってスコール・ライン内に進入し，下降れる．

上に述べたスコール・ライソの通過に伴う地上気温一・流と共に雲の下の冷気プールに入ってから先端部に向う

気圧・湿度・風の変化は，米国中西部で観測されているという過程である．二次元のスコール・ラインでも，前ものと全く同じである（たとえばJohnsonとHamilton，

面中層のθεの小さい空気がスコール・ライソの下層に

1988）．ただ今回はメソハイの背後の低圧部，いわゆる進入できることは，FovellとOgura（1889）の第9図がウェーク・ロウ（wake示している．

low）が観測されていない．F頭ta（1963）の研究結果を拡張して，JohnsonとHam呈1tonはスコール・ライソの一生を発生期・発達期・成熟期・消8．まとめ

滅期の4段階に分類した．そして小さなメソハイは発生

気象官署のルーチン観測データを用いて，寒冷前線が

22

、天気

38．10．

刈関東北・西部山系を越える寒冷前線の変容：事例解析
北陸海岸に上陸してから関東平野を抜けるまでの構造の変化を調べた．構造の変容は三つの段階を経る．第1段
階は佐渡が島〜北陸海岸を通過中の期間であり，前線帯の幅が6km・寒気の厚さが1．5km，10m／sで伝播する

重力流であると解釈して矛循はない．その性格は第2段

階（関東北・西部の山岳地帯を通過する間）で失なわ
れ，前線の背後にはガストが強い寒気が続く．

第3段階は寒冷前線が関東平野を南下する期間である．通過に伴って次々に雷雨が発生し，そのあるものはスコール・ラインに組織された．先端部の線状対流性降雨域，その背後に尾を引く層状性降雨域，ガストフロン
ト，メソハイ，地表に沿って後方に広がる冷湿な空気のプールなど，米国中西部でよく観測されるスコール・ラSci．，42，1711−1731．

Carbone，R．E．，1982：Aseveref士ontalrainband．
Part I：Stormw三de hydrodynamic structure．J．
Atmos．Sci．，39，258−279．

Droegemeier，K．K，and R．B．Wilhelmson，1987：
Numerical simulat三〇n of thunderstorm outHow
dynamics・Part I：Outflow sensitivity experi−ments and turbulence dynamics．J．Atmos．sci．，
44，1180−1210．

Fovel1，R．G．，and

ータを雨予報に利用するための事例研究．研究時認められず，反面メソハイ背後の露点の急変が観測されHoskins，B．J．，and30，

207−212．

F．B．Bretherton，1972：Atmos−

pher1c丘ontogenesls models：Mathematical fbr−
mult玉on and solution・J．Atmos．sci．，29，11−
37．

ふるまいは，前線の強さ・進行方向を含む総観場の状況

Johnson，RH・，and

並びに通過の時刻（夜か昼か）などによって違うだろrelat1onshipう．本研究はその一例を示したのに過ぎず，今後多くのprecipitation

例についての研究が期待される．また本研究では利用でtwoF吋ita・T・，1963：Analytical mesometeorology：A
review・Meteor・Monogr．，5，77−125．
橿間道夫，上坂慶正，1978：アメダスの風，気温デ幸艮，

関東平野の北・西部の山岳地帯を通過する寒冷前線のY．Ogura，1988：Numericalsimulation of a midlatitude squa111ine indimensions・J・Atmos．sci．，45，3846−3879．

インと多くの類似点を持つ．しかしウェーク・ロウはた．

643

lntenseof

PJ．Hamilton，1988：The

surfacepressure

and

flow

air

midlatitudeRev．，116，

fもaturestothestructureofansqua111ine．Mon．Wea．

1444−1472．

きるレーウィン・ゾンデ観測データが殆ど無かったの

加藤政勝，1990：山岳と前線．気象，10932−10936．

で，これまで主として欧米で得られた知識を基礎としNielsen，J・W・，andP．P．Neilly，1990：Theて，利用できるデータを解釈または物理過程の憶測をし

tical

New

た部分が多かった．極めて興味深い現象が身近かにあるのだから，特別野外観測を実施するなどして，その実態と本質がもっと明確にされることを期待したい．

謝structure

東京管区気象台の加藤政勝調査課長に資料の一部を提Englandcoastalver。

fγonts．

Mon・Wea．Rev．，118，1793−1807．
、
小倉義光，1990：メソ対流系の構造と組織化に及ぼす環境の影響．天気，37，439−465．
Sakakibara，H．，1983：Meso．and smal1．scale
structures

辞ofaf琵cted

of
by

a
a

cold−frontal
small

low

and

precipitation
mesoscalesystemorogra−

供していただいたことを記して謝意を表します．またこ

phy・Papers in Meteor．Geophys．，34，61−73．
Sanders，F．，1983：0bservations of fでonts．Meso帰の研究に際して著者の一人（小倉）は東京大学海洋研究

scale

所における施設を利用さぜていただいたことを記して，Methods。D．K．Lllly，T．Ga1−Chen，eds．，D．

海洋研究所の諸氏，特に三沢信彦さんと石川浩司さんに感謝します．

Bann・n・R・R・，1983：Qμasi−gestr・phic倉・nt。一over

topography．J．Atmcs．sci．，40，

2266−2277．

phenomena・J・Fluid

surementsofRev．，112，

1634−1639．

ofmesoscale

l1nes

in

1991年10月

lines

oklahoma

a

su血ce

for

mesoconvective

currents

and

re−

113，

weathersimpson，J・E．，1987：Gravity

wood

Limited，244pp．

M．H．Jain，1985：Formation

model

of

precipittion：Severe

duringtheequalI

spring．J．Atmos．

mea−

F．

systems．Mon．Wea．

1166−1183．

Mech．，31，209−

of

tower

cold丘ont．Mon．Wea．

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micro一αscale（〜1km）triggering mechanism

248．

Bluestein，H・B。，and

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Be可amln，T．B。，1968：Gravity

lated

Reidel，Observations，and、，T．Hampe1，D．Rotzoll．，and

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currents．EIlis

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Roy・Meteor．Soc．，106，485−500．
Sun・W・一Y・，and Y・Ogura，1980：Modeling

the

23

関東北・西部山系を越える寒冷前線の変容：事例解析

644
evolutionoftheconvective

planetaryboundarylayer．J．Atmos．soc．，37，1558−1572・
Trier，s．B．，D．B．Parsons．，and T、J．Mat句ka，

derstorm

radar

gust

and

f士ontsasrawinsonde

viewe（iwithDopplerdata．Mon．Wea．Rev．♪

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1989：An observational and numerical studyof a subtropical cold front during TAMEX．
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Meterology．Tallahasse，FL，AmeL

山本

MeteoL晃，1984：春季，中部目本を通過した前線による風と気温のメソ解析．研究時報，36，1−14・Soc．，561−564δ

Wakimoto，R．M．，1982：The

番だ奈

data．J．Atmos．sci．，32，2309−2329・

li色cycle

of

thun。

「パタゴニア氷河紀行」

く，自然の豊かさをしめす動植物や雲，あるいはそこに中島暢太郎（文）・近藤裕史（写真）

住む人々の生活を写した写真も多数あり，読者は充分にパタゴニアそのものを理解することが出来るであろう．

リブロポート璽謡

どんな野外観測や調査にも言えることではあるが，実A5変型版，203頁，2，987円

際にフィールドワークを実行するためには多くの苦労が

南米パタゴニアの氷河を記録した美しい写真集であ伴う．しかしこれらの苦労は学術調査報告では表に出るる．パタゴニア氷河は世界に残された数少ない秘境としことはない．この本では現地における氷河調査の苦労，て有名であるばかりでなく，南半球や世界の気候に影響

地元の人々との心温まる交流，氷河で観測を行っているを及ぼしていることから，特に気象関係者には注目されチリ空軍の職員や，小説で馴染み深いマゼラン海峡に臨ている．著者は1968年以来，r京都大学アソデス学術調

む港町プンタ・アレナスで黙々と気象観測を行っている査隊」の隊長，また文部省海外学術調査rパタゴニア地

老神父の話など，いろいろと興味深い話題も盛られてい域の氷河における水文・気象学的研究」の隊長として3る．フィールドワークを目指す若い人に一読をおすすめ

度パタゴニアを訪れ，学術調査を行っている．

する．

文部省海外学術調査の報告はrGlaciologicalin

Patagonia

1985−1986」（BulletinofStudiesGlacier

Re−

少し注文をつければ，載せられている地図が局部的で，専門外の者には少々分かりにくいので，チリ全体あsearch，No．4，1987）として出版されているが，これはるいは南米全体の地図を掲載して欲しかった．また最近

一般の人の手には入りにくい学術的な調査報告書であは一般の人々の地球温暖化や環境問題に対する興味が増り，貴重な資料ではあるが専門家以外に目に触れること大しているだけに，今回の学術調査で明らかになった事は少ない．またこの調査隊に同行したジャーナリストの実，あるいはその気象学的な意義などについてもう少し報告がrパタゴニア自然紀行・氷河調査隊同行記」（松詳しく述べて欲しかった．

井覚進著：朝日選書）として出版されている．過去にもなお，この本の写真の大部分を撮影された近藤氏は，幾冊かの本が発行されているが，パタゴニアの美しさを

今年1月に中国雲南省の梅里雪山において雪崩のため遭示す写真を掲載したものは少ない．この本では全体のほ難された．ご冥福をお祈りする．

ぽ2／3を占めるカラー写真が，パタゴニア地方の美しさ（気象研究所

藤谷徳之助）を余すところなく伝えてくれる．氷河の写真だけでな

24

、天気

38．10．