： （温帯低気圧の雲；二つ玉低気圧)

お天気の見方・楽しみ方（9)終末期の温帯低気圧

小 倉義光

１．問題の発端
このシリーズ（7）（小倉ほか，2006b）の冒頭で述べたように，二つ玉低気圧に伴う天気は，２つの低気圧の相互位置や強さの違いなどにより，様々である．特に衛星雲画像で見る低気圧の終末期に注目すると，前回のケースでは，分離された３つの雲塊が並んで瞬間閉塞前線の雲を形成した．
今回も，日本海低気圧と南岸低気圧が本州を挟むように東進した二つ玉低気圧のケースを取り上げる．このケースを選んだのは，たまたま第１図に示した見事な渦巻きに魅せられたからである．そこに至るまでの過程を追い，前回の瞬間閉塞のケースとの違いを知りた
い．また第１図をよくみると，C と記号した雲塊の西端には太陽光線の影の線が見えていて，その西にある螺旋状の雲 域 B の 上 に 覆いかぶさっている．
つまり，Yoshimitsu OGURA，
東京大学海洋研究所．
Ⓒ 2007 日本気象学会
2007年 3月

第１図

2000年３月20日23UTC， ひまわり」GM S‑5可視雲画像（気象庁)．記
号 B，C は本文参照．
51

248

お天気の見方・楽しみ方(9)雲域 B と雲域 C は低気圧の中でも別々に発生・発達方向に延びる停滞前線から発生したものである．第３したものらしい．低気圧は渦巻きだから，らせん状の図が第２図と同時刻における500hPa の高層天気図で雲を作っても不思議はないが，らせん状の雲を作るまある．中国東北部から華北にかけて短波のトラフがあでに，台風よりもう少し複雑なプロセスがあったようるが，振幅は比較的小さく，トラフとサーマル・トラだ．

フの位相が接近しているので，傾圧不安定による今後その過程を追う際に気がついたことであるが，今回の急速な発達は望めない．前回の二つ玉低気圧のケーの南岸低気圧では，中心気圧は爆弾低気圧並みの割合

スでは，亜熱帯ジェットが大きな役割をしたが，300で時間と共に降下しているのに，渦度の最大値は殆ど

hPa 高層天気図によ る と（図 省 略)，今 回 の 亜 熱 帯

変わらないか，むしろ弱くなっているという，一見奇ジェット・ストリークは，160ノットの速さを持ってい妙なことが見出された．低気圧の発達を表す指標としるものの，はるか東，160〜170°E に位置している．て，中心気圧と渦度の最大値が使われることが多い．

第４図は今回の二つ玉低気圧の中心気圧と中心位置

普通ならば，中心気圧が低下するとともに，渦度の最の推移を示す．北側の低気圧（L 記号）は日本海を横大値も増加するはずである．上に述べた一見奇妙な関断し本州東方海上を東に進む日本海低気圧であるが，係がどうして起こったのか，考えてみたい．

あまり発達しない．一方，南側の低気圧（L ）は本州

ところで，今回の主題には関係のないことであるが，の南岸に沿って進む南岸低気圧であるが，進路を北東

第１図を見ると，千島列島南方の海上では，渦巻きのに転じる19日12UTC ころから急激に発達し始める．

雲の下に細い筋状の雲があるのが分かる．さらに，そ殊に20日00UTC から次 の12時 間 に は32hPa も 中 心の西方および南方の太平洋上には，細い筋状雲のほか気圧は下がり，20日06UTC には日本海低気圧を吸収にも，月のクレーターのような雲や，太い筋状の雲なし て し ま う．こ の 終 末 期 の 低 気 圧 が 位 置 す る カ ム

ど，さまざまな形の浅い対流雲があって（浅いというチャッカ半島南方海上は，直接の気象観測データが少ことは赤外雲画像では灰色に見えることで分かる)，見ない区域であり，数値予報モデルもデータの同化技術ていて飽きない．しかし，今回は浅い対流系には深入も今日ほど進んでいなかったから，この12時間で32りしない．

hPa という中心気圧の低下が量的にどれだけ正しいのか分からない．しかし，低気圧が北東方向に進行中

２．渦巻きが出来るまでに中心気圧の急激な低下が起こったことは興味があ

第２図が今回のケースにおいて，初期のころの地上り，後で議論しよう．

天気図である．朝鮮半島北部に中心気圧1008hPa の低

次に，渦巻きが形成されるまでの経過を衛星雲画像

気圧，東シナ海に1012hPa の低気圧があるから，立派な二つ玉低気圧である．時間を遡ると，東シナ海の低気圧は12時間前の３月18日00UTC には，華南で東西第 ２ 図 2000年 ３ 月18日12UTC の 地 上 天 気 図（気象庁)．
52

第３図

第２図と同時刻の500hPa 高層天気図（気象庁)．
〝天気" 54．3．

お天気の見方・楽しみ方(9)249

主に低気圧中心の東側のみに広がっているのが特徴である（本シリーズ（2)，小倉ほか，2005)．雲域 C はア
リューシャン列島の南方海上に達した先発の低気圧から延びた停滞前線に伴うもので，層状及び対流性の雲から成る．
第４図

2000年３月18日00UTC から21日00UTC までの期間，12時間毎，二つ玉低気圧の高緯度側の日本海低気圧（L の記号）と低緯度側の南岸低気 圧（L ）の 中 心 位 置 と 中 心 気 圧（hPa）（気 象 衛 星 セ ン ターSATAID)．

この時刻から12時間後の19日12UTC における赤外雲画像に，925hPa における相当温位と風の分布を重ねたのが第６図 a である．

雲域 A と B はかなり接近したが，雲域 B は依然として低気圧中心の東側のみに広がっている．大きな変化があったのは雲域 C の西端の部分である．すなわち，この部分では対流性の雲も層状性の雲も増加しつつ北上している．この部分では下層の暖気移流が強いことから，Bader et al.（1995，p.164）に記述されている低気圧の「暖域内の雲」と同じものであろう．雲域 C とB の間には，d −d と記すように隙間がある．
第 ６ 図 b に 示 し た18時 間 後 の20日06UTC ま で には，低気圧 L は既に低気圧 L に吸収されてしまい，気象庁の印刷天気図にも，唯一つの低気圧の中心が解析されている．雲域 A も雲域 B と併合している．しかし，雲域 B と C の間には，多少ぼやけているが，依然として隙間 d −d が残っている．乾燥慣入（dryintrusion）に伴う下層の乾いた空気は d の位置にまで到達しているので，d をドライ・スポットと見てよい．
そう見れば，雲域 B は Bader et al.（1995）のガイド・ブックに頻繁に出てくる「頭雲（cloud head）」と似たものとなる．頭雲とは， ドライ・スポットの高緯第５図

2000年３月19日00UTC における気象衛星（GM S‑5）赤外雲画像．L と L はそれぞれ日本海低気圧と南岸低気圧の地上中心位置．雲域 A，B，C については本文参照．

度側に位置し，明瞭な凸状の境界を持つフック状の雲．
主要な寒帯前線バンド状の雲より高緯度に位置し，斜めの上昇運動（slantwise ascent）に伴う」(Browningand Robert, 1994）ものである．こう定義された「頭雲」については，今回は詳しく述べない．要は，この時刻以降，第６図 b の雲域 B の雲がフック状となり，で追っていく．第５図が19日00UTC における赤外雲

ドライ・スロットにある乾燥空気を巻き込んで，急速画像で，それぞれ A，B，C と記号した雲域がある．雲に第１図に示したらせん模様の雲が出来ていくことで

域 A は日本海低気圧に対応するもので，低気圧は温暖ある．

前線と寒冷前線を備えているので，雲も低気圧中心のまた，第６図 b には700hPa における鉛直 p 速度も両側にある．これに反して，南岸低気圧では雲域 B は示してある．雲域 C の先端西部には最大−160hPa/h

2007年 3月53

250

お天気の見方・楽しみ方(9)じて最大の値であり，この時刻以降は減衰していく．
３．渦度で見る低気圧の発達
第７図は19日12UTC から12時間毎に，700hPa における渦度の水平分布を眺めて，その局所的最大値の地点（当然ながら南岸低気圧の中心近くにある）を通る東西 方 向 の 鉛 直 断 面 上で，渦度の分布を示したものである．発達初期の19日12UTC には（第７図 a)，渦度の極大値は250×10 /s であり，正の渦度は約500hPa 以 下 に し か 存 在 し ない．それから12時間以内に上層のトラフとカップルして 渦 度 の 最 大 値 は500×10 /s に増大すると共に，対流圏界面に至るまで正の渦度となっている（第７図b)．雲頂高度も300hPa に達している．渦度から見ると ， こ の 時 刻 （ 20日 00UTC）あたりが最盛期である．事実，それから12時間経った 第 ７ 図 c の20日12UTC では，最大値は500×10 /s を 維 持 し て い る ものの，以前には中心に集中していた渦度は拡散し，最大値も海面近くに存在する
第６図(a）2000年３月19日12UTC における衛星赤外雲画像と925hPa の 風（長い矢羽が10ノット）と等相当温位線（5K 毎)．その他の記号は第５図と同じ．(b）３月21日06UTC における衛星水蒸気画像に重ねた925hPa の風と相当温位と700hPa の鉛直 p 速度 ω（黄色，40hPa/h 毎，破線は負の値)．d ―d は雲域 B と C の間の隙間を示す．

ようになってしまう．雲域
B の雲頂高度も時間と共に下 がって 行 き，高々500hPa である．
参考までに，この時刻（20日12UTC）の300hPa の天の上昇流がある．ここで背の高い雲が発達して，第１気図が第８図である．特徴は，① トラフの軸（トラフ図の雲 C となる．さらに，低気圧の中心付近には−280ライン）の傾きが負（トラフラインが北西から南東のhPa/h の上昇流もあるが，これは低気圧の全生涯を通方向)．② トラフよりサーマル・トラフが先行してい54〝天気" 54．3．

お天気の見方・楽しみ方(9)

第７図

251

700hPa 面における渦度の局地的極大地点を通る東西鉛直断面上の渦度分布．等値線の間隔は50×10 /s．破線は負の値．太い実線は輝度温度から推定した雲頂高度．(a）19日12UTC，(b）20日00
UTC，(c）20日12UTC，(d）21日00UTC．

る．③ トラフのほぼ真下に地上の低気圧がある．これらは，典型的な終末期の低気圧の特徴である．さらに，トラフはジェット気流軸の高緯度側にある．てしまう．
それにしても，第７図に示した渦度の時間変化は少しおかしくないか．第４図に示した低気圧 L の時間変上に述べた構造と対比すると，本シリーズ（4）（小化では，20日00UTC 以降に中心気圧はますます 下倉ほか，2006a）
で述べた日本海低気圧の構造は，次のがっていた．それと共に風が強くなり，渦度も強くなように大きく違う．① 渦巻きは対流圏界面付近まで直るのではないだろうか．

立し，渦度の最大は420hPa あたりにある．② 渦巻きの中心はジェット気流軸の低緯度側にある．このため，４．中心気圧で見る低気圧の発達

ジェット気流軸の低緯度側では広い範囲にわたって大それでは海面における低気圧中心気圧の低下は，ど気が順圧性を示していた．のようにして起こったか見よう．静水圧平衡を仮定す

最後に，第７図 d は第１図とほぼ同時刻であり，中れば，ある地点の海面における気圧は，それより上に心に巻き込む見事ならせん状の雲は中層雲であることある空気の重さに等しい．一方，空気の状態方程式はが分かる．正の渦度はますます海面付近にうずくまっ
2007年 3月

55

252

第８図

お天気の見方・楽しみ方(9)2000年 ３ 月20日12UTC に お け る300
hPa の高層天気図（気象庁)．

第９図

2000年 ３ 月19日12 UT C と21日00
UTC における低気圧中心地点上空の気温高度分布の比較．

p＝ρRT
またまそうなっているに過ぎず，成層圏内の空気が同と表現される．p は圧力，ρは密度，R は空気の気体定

じ高度でより低緯度にある対流圏内の温度より高いこ数，T は絶対温度で表した温度である．従って，等圧とには変わりない．

面上では密度は温度に逆比例する．第９図では，縦軸

また，第10図に示した風の分布を見ると，200〜300に高度として気圧を採り，36時間を隔てた2つの時刻，

hPa の層においては，渦の中心から数百 km 離れた低

19日12UTC と21日00UTC において，低気圧中心に緯度側に，160ノットを越す亜熱帯ジェットの軸がある

最も近い格子点における気温の鉛直分布を比較していこともわかる．このことも，上に引用した本シリーズる．まず，19日12UTC には，地上低気圧の中心はほぼ（4）の日本海低気圧との違いである．

31°
N にあり，気温は150hPa の高度に至るまで，高度

そうはいっても，平均状態で見ると，例えば250hPaと共にほぼ一様に減少している．一方，この期間に低における空気の密度は地表のそれの約1/3くらいしか気圧は北に移動したので，21日00UTC には，36時間前ない．それより上の薄い空気層の温度が高くても，対に比べて対流圏内では気温は低下しているのは不思議

流圏内の濃い空気層が低温になったのを補って余りあではない．そうすると，対流圏内の各高度では，よりり，地上の気圧を低くしているとは，にわかには信じ重い空気が低気圧中心を占めたから，低気圧中心の地られないかもしれない．その説明には少し数式が必要

上気圧は当然上昇すべきである．ところが現実には中であり，小倉（2000）を参照していただきたい．

心気圧は低くなっている．その大きな理由は，第９図

さらに，低気圧は周囲より気圧が低い区域と定義さが明瞭に示すように，約230hPa より上の層では，温度れているから，低気圧よりスケールの大きい場の気圧が36時間前より逆に高くなったからである．

が低い場所に低気圧が移動すれば，低気圧中心の気圧どうしてそうなったかは，第10図に示した20日12も低く見えるということもある．

UTC における低気圧中心を通る南北方向の鉛直断面

前節の最後では，低気圧中心の気圧が下がれば，中上で，温度の分布を見ると分かる．すなわち，低気圧心付近の渦度も増すのではないかと述べたが，実際に中心は，対流圏界面の高さが急減に減る中緯度に突入

は，いつもそうとは限らない．第11図は第１図とほぼしていたのである．平均的にいえば，対流圏界面より同時刻の21日00UTC における地上天気図である．渦

少し上の成層圏下部では温度はほぼ一様である．さら巻きの中心付近に，気圧の極小値が２つ解析されていに上の層では高度と共に高くなる．第10図で200hPaるという見慣れない天気図であるが，それはさておき，より上で高度と共に温度が多少減少しているのは，たこの天気図を示したのは，低気圧の大きさを強調する

56〝天気" 54．3．

お天気の見方・楽しみ方(9)253ためである．閉じた等圧線の大きさは3000km 近くもある．第２図に示した先行する太平洋上の低気圧も同じ程度の大きさである．これらは，例えば本シリーズ（4）（小倉ほか，2006a）の第１図で示した日本海低気圧に比べれば，倍近い大きさである．中心気圧が低ければ，いつも風が強いというものではない．
謝 辞
本稿について有益なコメントを下さった担当編集委
員別所康太郎氏と査読者に謝意を表したい．
参 考
第10図

2000年３月20日12UTC，地上低気圧の中心を通る南北鉛直断面上の気温（５℃毎）と風の分布．長い矢羽は10ノット．横軸上の矢印は地上低気圧の中心の位置を示す．

文 献

Bader,M .J.,G.S.Forbes,
J.R.Grant,R.B.E.Lilley and A.J. Waters,
1995： I m a g es in
Weather Forecasting,A practical guide for interpreting satellite andradar imagery, Cambridge Univ. Press, 499pp.
Browning, K.A. and N.M . Roberts, 1994：Structureof a frontal cyclone, Quart. J. Roy. M eteor. Soc.,
120, 1535‑1557.
小倉義光，2000：総観気象学入門，東京大学出版会，289
pp．
小倉義光，加藤輝之，高野 功，2005：お天気の見方・楽しみ方（2)，南岸低気圧の発生，天気，52，869‑876．
小倉義光，西村修司，隈部良司，2006a：お天気の見方・楽しみ方（4)，春の嵐を呼ぶ日本海低気圧，天気，53，319‑329．
第11図

2000年３月21日00UTC における地上天気図（気象庁)．

小倉義光，西村修司，隈部良司，2006b：お天気の見方・楽しみ方（7)，二つ玉低気圧（その１)，天気，53，889‑894．

2007年 3月

57