： （春一番；二つ玉低気圧)

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・ウォッチング―2008年２月23日

小倉 義

光 ・隈部

良 司 ・西１．問題の発端村修

司

根本（1993）によれば，土埃（つちほこり）は江戸

春一番とは，冬から春に移る時期に，初めて吹く暖の名物だった．江戸で眼病が多かったのも，埃が原因かい南よりの強風をいう．壱岐郷ノ浦の漁師から始であり，風が吹けば桶屋が儲かるという論法が生まれまった言葉とされているが，語源については異説もあたという．しかし，東京では道路の舗装が進むにつる．1950年代後半からマス・メディアでも使用されれ，埃に悩まされることは少なくなった．それでも，て，一般化した．現在では，「立春から春分までの間「あのざわざわした，埃っぽい，白ッちゃけた東京とで，日本海で低気圧が発達し，初めて南よりの強風いう所はなんという厭な都会であろう」というのが，（風向は東南東から西南西で，風速は毎秒 8m 以上）「細雪」の幸子の感慨である．それはさておき，冬のが吹き，気温が上昇する現象」とされている（NHK

季節風のときの強風ではなくて，春一番のときには，放送文化研究所

日本海に吹き込む南よりの風と共に大雨が降り，春の1996）．

今年（2008年）については，２月22日に 低 気 圧 が嵐となることが多い．湿った地表面からはほこりは立ボッ海（地点は第２図 a 参照）で発生し，発達しなちにくい．従って，今年２月23日，関東の春の一番のがら日本海を横断すると予測されることから，翌23日時には，埃がひどかったということは，雨が降らなには春一番が吹く可能性が高いと，22日夜のテレビのかったことを物語る．
「春一番猛威・リンクに逆風」

気象情報は一斉に伝えた．事実，23日には南関東ではという見出しをつけた２月26日の新聞記事によると，風が強く，24日の東京の新聞の朝刊は，強風で飛ばさ千葉県船橋市（地点は第２図 a 参照）の屋外市民スれそうになる人たちや，建物被害の写真を載せて，ケートリンクは，千葉県内唯一の日本スケート連盟公「関東春一番」と大きく取り上げた．

認のリンクであるが，23日にはスタッフが寝ずにリン

実は著者の一人（小倉）も23日の午後東京で外出

クを清掃せざるをえないほどの砂ほこりであった．しし，強風に悩まされたが，風は北よりだったのが不思

かし翌24日にも強風が吹き荒れ，再び砂だらけとなっ議であった．さらに不思議だったのは，普通ならばこてしまった．砂によって氷が溶け易くなり，またエッのような強風では都会のスモッグが吹き飛ばされ，視ジにかかってスケートが滑りにくくなるという．氷を程がよくなるはずなのに，遠くの高層ビルがかすんで作り直すためには一度すべてを溶かす必要があり，２見えたことだった．春の霞のような湿った風情のある週間ほどかかる．結局関係者は泣く泣く営業終了を前ものでもなければ，黄砂のときのように黄色っぽくに倒しすることを決めた．今年の春一番の日には，確かも見えない．ただ茶褐色で埃っぽいのである．に日本海に低気圧はいるのに，南の強風と大雨を伴う春の嵐はどこへいったのだろう．日本海の低気圧は何

Yoshimitsu OGURA，東京大学海洋研究所．
Ryoji KUMABE，気象庁地球環境・海洋部．
Syuji NISHIM URA，気象庁予報部．
Ⓒ 2008 日本気象学会
2008年 11月をしていたのか．
２．またも出現した二つ玉低気圧
第１図は，23日09JST から24日21JST の期間，東37

9 22

お天気の見方・楽しみ方（15)京都における１時間毎のアメダスの風速・風向・気温

る．日本に襲来した黄砂の粒径は１〜2.5μm の程度

・降水量のデータに，気象庁のホームページで検索しだそうだ（甲斐た地上目視観測による３時間毎の視程を加えたもので度は１日に10m の程度だから，ゴビ砂漠やタクラカある．前節で述べたような，著者が23日午後に体感しマン砂漠で舞い上がった小さな粒子は，何日か旅をした気象が量的に示されている．まず，この期間，降雨て日本に到達できるわけだ．普通の砂ほこりの粒径はない．図には示してないが，23日の相対湿度は最高は，これよりはるかに大きいだろうから，その日の夜が51％，最低が26％である．23日における最大風速はまでには落下してしまって，午後６時の視程は30km2007）．粒径１ μm の粒子の落下速12m/s で あ る が，そ れ は北北西の風である．南よりの風は23日10‑14JST の僅かな時間帯に吹いているに過ぎない．しかし，その南よりの風と日照により，気温 は 急 激 に 上 昇 し，14JST に は 約16℃に 達 し ている．しかし，この時刻に風向が北北西に変わると共に，気 温 は 急 降 下 す る．
従って，ここで寒冷前線の通過があったことは間違いない．その後，風速は次第

第１図

東京における１時間毎の風速・風向・気温・降水量と３時間毎の視程（記号は＋）の記録．23日09JST から24日21JST の期間（00JST の視程観測は無し)．

第２図

12時間毎の地上天気図．22日12UTC から24日00UTC まで（気象庁）．
A と B は二つ玉低気圧の標識．第２図 c の線分 a―b は第４図の鉛直断面の位置．に 弱 く な り，24日00JSTには最低の 1m/s となる．
24日には，日の出と共に風速は増し，正午から午後早く に か け て，再 び13m/sを越す北西の強風になる．
夕方から夜にかけて再び弱くなる．これは上空の風が強い日に，地上風の日変化として，よく見られる現象である．すなわち，日中は日射により大気乱流境界層が発達し，上空の強い風が地上にまで届く．夜間には大気の成層が安定となるので，上空の風は地上には届かない．
次に視程であるが，23日の12 JST に は 8 km，15JST には 4km という異常に低い値を記録している．
これが砂塵によるのではな
いかと 想 像 し た わ け で あ38〝天気" 55．11．

お天気の見方・楽しみ方（15)9 23に回復する．24日の昼間の視程は，15km であり，前日の昼間より高い．一方，東京管区気象台の地上観測記録の記事には，24日の1150から1330の間にちり煙霧と記録されている．
上に述べたように，23日には顕著な寒冷前線が通過したのに，降水はほとんどなかった．それで強風と共に砂塵が舞い上がった．どんな寒冷前線だったのか．
ここで天気図を見よう．ここから時刻は UTC を用いる．第２図は２月22日12UTC から24日00UTC まで，12時間毎の地上天気図である．22日12UTC には（第２図 a），宗谷海峡近くに中心気圧1006hPa の低気圧があるが，これは間もなく消滅してしまう．今回の 主 役 は 朝 鮮 半 島 の 東 海 上 に あ り，中 心 気 圧1008

第３図

23日12UTC における300hPa の高層天気図（気象庁）．A と B は同時刻における地上低気圧の中心位置を示す．

第４図

第２図 c において，二つ玉低気圧 A，Bの中心を結ぶ線分 a―b に沿った鉛直断
面 上 の 風（長 い 矢 羽 が10ノット＝5.1．
m/s）と渦度の分布（50×10 /ｓ毎）

hPa で 東 進 中 の 低 気 圧 で あ る（以 後 低 気 圧 A と 呼ぶ）．これが前日ボッ海で発生した低気圧だ．さらに九州南方海上には，波を打つ停滞前線がある．23日00
UTC になると（第２図 b），低気圧 A は日本海を横断して東北地方の西海岸に接近中である．中心気圧は992hPa である．過去12時間に16hPa も降下し た から，爆弾低気圧級の発達をしたわけである．寒冷前線もある．ところが，房総半島の直ぐ東の海上にもう一つ，中心気圧1000hPa の低気圧が，停滞前線の近くに解析されている（これを低気圧 B と呼ぶ）
．さらに12時 間 経って23日12UTC に な る と（第 ２ 図 c），低気圧 A はゆっくり東進して青森県にあり，一方低気圧 B は北東に進んでいる．この二つの低気圧の配置は，前回（小倉ほか

2008）に話題とした晩秋における青森県の集中豪雨の場合とそっくりである．
それならば，上層の状況も前回と同じはずである．
第３図は23日12UTC における300hPa の高層天気図である．予想したように，上層にはトラフが発達しながら東進して来て，この時刻では南北に走るトラフの軸が，ちょうど地上低気圧 A の真上に位置している．
低気圧 A は上層のトラフの下にあるので東進し，低気圧 B はトラフの南端に発生したので北東に進み，話（小倉ほか

2006b）で記述したので，これと比較

第２図 c に示した配置となった．念のため，第２図 c

しながら，今回の低気圧の特徴を述べる．第５図が今において，二つの低気圧の中心を結ぶ 線 分 a―b に回東京を寒冷前線が通過した時刻に近い23日06UTC

沿った鉛直断面上での渦度の分布を第４図に示す．低において，地上気圧と925hPa における風と相当温位

気圧 A の渦度は，300hPa 辺りまで伸びているのにとレーダーエコーを水蒸気画像に重ねたものである

対して，下層の停滞前線で発生した低気圧 B の渦は（可視画像は小池（2008）参照）．この時刻，低気圧背丈が低く，500hPa くらいまでしかない．

A の中心は津軽海峡の直ぐ西の海上にあり，低気圧次に，春一番を特徴づける南よりの強風について調B は東北地方の東方海上にある．寒冷前線は低気圧べる．日本海の低気圧に伴う春の嵐については，既にA の中心から湾曲しながら，ほぼ東北地方の太平洋

2004年４月27日のケースについて，本シリーズの第４岸に沿って南に延びている．通常春の嵐を起こす強い2008年 11月399 24

お天気の見方・楽しみ方（15)南風は，低気圧の暖域内で吹くが，第５図に示した二つ玉低気圧の状況では，低気圧 A の東側では強い 気圧 傾 度 が で き な い．さ らに，第４話のケースでは，その第 １ 図 に 示 し た よ うに，日本海の低気圧は東西に存在する高気圧に挟まれているのに反して，今回は東側に高気圧がない．これ
では低気圧の東側の気圧傾度は弱く，強い南風は到底吹けないのである．一方，西側には高気圧が控えているので，北西風は強い．
次に，第５図で興味があるのが，寒冷前線に沿った幅の狭い降雨帯であるが，その前に，第６図に示した
宮古におけるウィンド・プロファイラーの記録を見ていただきたい．まず目に付く の が，23日05 UTC ころ，南南西風がほぼ１〜２

第５図

23日06UTC，水蒸気 画 像 に 重 ね た 地 上 気 圧（黄 色，2hPa 毎），925
hPa における相当温位（ピンク色，3K 毎）と風（長い矢羽が10ノット）の分布およびレーダーエコー図（水色 １ mm/h 以下，青 １〜４mm/h，緑 ４〜16mm/h，黄 16〜32mm/h)．

時間の間に強い西風に急変

第６図40

宮古におけるウィンド・プロファイラー．22日00UTC から24日12UTC の期間．
〝天気" 55．11．

お天気の見方・楽しみ方（15)

9 25

していることで，第１図に示した寒冷前線の通過に対応 す る．次 に 目 に 付 く のは，どの時刻でも，高度によって風向が大きく違うこと で あ る，例 え ば，23日
06〜17UTC では約3000mより下層では，西風ないし北西風であるのに，上層では南南東風ないし東南東風
で あ る ． 同 様 に ， 23日
19〜24UTC では，下層では 北 西 風 で あ る が，4000m より上の 層 で は 東 北 東風が吹いている．これは第４話の第７図では，下層から9000m の 上 空 ま で，金太郎飴のように，どの高度をとっても風向が同じ南西であるのとは大きな違いである．
こうして，第４話のケースでは低気圧はほぼ順圧な渦であったのに反して，今第７図23日06UTC,140E の経度線に沿った鉛直断面上の温位（５Ｋ毎）と風の分布（長い矢羽は10ノット）．Ｊは亜熱帯ジェット気流コアの位置．

回は著 し く 傾 圧 な 渦 で ある．このことは，第７図に 示 し た140E の 経 度 線 に沿った鉛直断面上の温位の分布図からも明らかである．温位が290K から310K の間の傾圧帯が下層から対流圏界面まで，日本列島を覆って斜めに延びている．これは第４話の第８図と全く違う．そして，約33
N,250hPa あたりに170ノット（１ノット＝0.51m/s）の亜熱帯ジェットのコアが存在している．すなわち，今回の低気圧は亜熱帯ジェットの高緯度側で発達した低気圧ということになる．このことの意味は最後の節で述べる．
最後に，第５図において，関東地方から西日本の南方海上にかけて，暗域が広がっているが，これは今回の場合，乾燥貫流（dry intrusion）が特に強かったためである．この効果をよくデモンストレーションするものとして，第８図に潮岬におけるゾンデ観測の結果

第８図

潮岬における24日00UTC のゾンデ観測結果．

を示す．の沿岸に見られる降雨域は，強い寒気の吹き出しの北３．狭い前線降雨帯

西風に伴う筋状の対流雲によるものである．問題は東次に，第５図に示した降雨域について考える．北陸北地方から北関東にかけての太平洋岸に位置する寒冷2008年 11月

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9 26

お天気の見方・楽しみ方（15)前線に沿った雲である．
寒冷前線に伴う雲にもいろいろな型がある．一番普通なのは，寒冷前線面に沿って上昇する気流による幅の広い，主に層状の雲である．第４話のケースや第７話（小 倉 ほ か 2006c）で 述 べ て い る．こ れ に 対 して，寒冷前線に沿って狭い帯状の降雨域があることがある．これは連続した２次元の降雨帯のように見えるが，よく見ると，楕円形の降雨セルが寒冷前線に対して 斜 め に 傾 い て 連 なって い る も の で あ る こ と を
Hobbs and Biswas（1979）が指摘し，「狭い寒冷前線第９図降雨帯（narrow cold‑frontal rainband）」と名づけた．第９図にその例を示すが，この４例は１ヵ月足らずの間に，彼らのホームベースである米国ワシントン州を通過した寒冷前線に伴ったものである．つまり，狭い寒冷前線降雨帯における低高度のレーダー反射強度の４例．米国ワシント
ン 州 で の 観 測．
（a）1976年11月14日，（b）11月17日，（ c）11月21日，（ d）12月８日．破線は東進中の寒冷前線の位置（Hobbs and Biswas 1979）．

かなり頻繁に出現するわけだ．その後，ドップラー・レーダーや気象航空機などを用いた研究により明らかにされた内部構造を，模式的に示したものが第10図である．前線に伴う風のシアラインが変形されて，幾つかの降雨セルが並び，その隙間の領域（gap region）には強い低気圧性のシアがある．ここで竜巻が発生することがあるという．第10図に示した降雨帯の場合は，幅は 5km の程度であるが，３〜 4km の厚さを持つ．大気の安定度から見て，この厚さを持つためには，強制的な上昇流が必要とのことである．
同じころ，Carbone（1982）は，ある種の寒冷前線の先端は重力流のように振舞うことを述べた．このことはすでに本シリーズの第３話（小倉ほか2006a）第10図で触れたが，Carbone（1983）はさらに，そこでできる降雨帯は狭い寒冷前線降雨帯に似た構造を持っていることを示した．そして，Carbone（1982, 1983）やHobbs and Persson（1982）は，第10図に示したシアラインの擾乱は，シア不安定によるものだという議論を始めた．発達した積乱雲からの冷気外出流の先端であるガスト・フロントも重力流の性格をもつ．こうして，Wakimoto and Wilson（1989）により，今日よく知られているように，非スーパーセルの竜巻は主に狭い寒冷前線降雨帯内で，二つの降雨コアとその間の隙間領域における高度約50m の相対的流れ（矢印）．
矢印の長さは，相対的な流れの大きさに比例する．流れはドップラー・レーダーによる測定．ドップラー・レーダーの観測による地表のシア・ラインはハッチ領
域 で 示 す（ Hobbs andPersson 1982）

ガスト・フロントにおいてシア不安定で発生する擾乱に起因するという議論に連なっていく．
第５図に示した寒冷前線に沿った降雨帯が，Hobbsなどのいう狭い前線降雨帯と同じ構造と発生原因をているから，その可能性はある．ちなみに，宮古ではこの前線通過時の23日04UTC 前後に，1.5mm の降水を観測した．

持っているかどうかは，本稿を書くために集めたデー
タの解像度からはなんともいえない．しかし，第６図

４．結びに示したウィンド・プロファイラーのデータは，強い

今回の関東春一番は定石どおり，日本海を発達しな西風が真横から南よりの風に衝突している状況を示し

がら東進する低気圧に伴って起こった．しかし，南よ42〝天気" 55．11．

お天気の見方・楽しみ方（15)りの風は比較的弱く，春一番は南関東地域に限られて

9 27

究所共同研究から便宜を受けたことを感謝したい．

いた．降雨は無く，かなりひどい砂ほこりを巻き上げた．本シリーズ第４話で述べた日本海を東進する低気圧と今回の低気圧を比べると，両者とも日本海上層に寒気を伴ったトラフあるいは寒冷低気圧があるという点では似ているが，下層の低気圧の構造は大きく違っていた．その主な理由は，今回は上層の寒冷低気圧の低緯度側に170ノットに達する亜熱帯ジェット気流があり，その下層の停滞前線上に新たに低気圧が発生し，二つ玉低気圧の配置となったからである．
このように，二つ玉低気圧による春一番はどれくら

参考

文 献Carbone, R.E., 1982：A severe frontal rainband. PartI：Stormwide hydrodynamic structure.J.Atmos.Sci.,

39, 258‑279.
Carbone, R.E., 1983：A severe frontal rainband. PartII：Tornado parent vortex circulation.J.Atmos.Sci.,

40, 2639‑2654.
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.

い頻繁に起こるものか．1951年まで溯って，春一番のHobbs,P.V.and P.O.G.Persson, 1982：The mesoscale

日の地上天気図・当日の東京の毎時観測・利用できる

and microscale structure and organization of clouds
and precipitation in midlatitude cyclones. Part Ⅴ：だけの赤外衛星画像を調べたところ，1994，1985，1981，1978，1954，1952年が2008年に似ていた．56年間に６回起きているから，それほど稀な現象とはいえない．
亜熱帯ジェットと低気圧の構造の関係については，

The substructure of narrow cold‑frontal rainbands,J.
Atmos. Sci., 39, 280‑295.
甲斐憲次，2007：黄砂の科学（気象ブックス018）．成山堂，146pp．
小池仁治，2008：春一番と冬の暴風（今月のひまわり画

低気圧よりスケールの大きい場における帯状流の南北像）．天気，55，268．

方向のシアの違いによって，いろいろの低気圧が出現

根本順吉，1993：江戸晴雨するという Shapiro et al.（1999）の議論がある．それによると，背景の場の流れの南北シアがゼロの場合にはシャピロ・カイザーのモデルに似た低気圧が出現し，シアが低気圧性である場合にはノルウェー学派の低気圧モデルに似た低気圧が出現する．反対に高気圧性のシアの場合には波動型で閉塞前線が無く，寒冷前線は明瞭であるが，温暖前線は弱い低気圧が出現する（中公文庫）．中央公論社，350pp.
NHK 放送文化研究所，1996：NHK ハンドブック，264
pp．
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，西村修司，隈部良司，2006a：お天気の見方・楽しみ方（３）シャピロ・カイザーの低気圧モデルと日本海低気圧．天気，53，215‑222．という．この議論の概要は小倉（2000）が紹介してい小倉義光，西村修司，隈部良司，2006b：お天気の見方・るので，ここでは詳しくは述べないが，低気圧性のシ楽しみ方（４） 春の嵐を呼ぶ日本海低気圧．天気，アの場での低気圧というのは，亜熱帯ジェットの高緯度側に発生する低気圧であり，今回の低気圧に相当する．第５図をみると，少しはノルウェー学派の低気圧モデルの初期に似ているが，前述のように２次的な低気圧が発生し，二つ玉の構造になったので，その後の経過はシャピロの描くものとは違った．日本とその周辺地域の天気系では，どうも二つ玉低気圧がよく出現するのが特徴の一つのようである．今後さらに調査を重ねる必要がある．

53，319‑329．
小倉義光，西村修司，隈部良司，2006c：お天気の見方・楽しみ方（７）

二つ玉低気圧（その２）．天気，53，945‑950．
小倉義光，隈部良司，西村修司，2008：お天気の見方・楽しみ方（14）

晩秋の青森を襲った記録的な豪雨のシナ

リオ―2007年11月11‑12日．天気，55，621‑627．
Shapiro, M .A., H. Wernli, J.‑W. Bao, J. M ethven, X.
Zou,J.Doyle,T.Holt,E.Donall‑Grell and P.Neiman,
1999：A planetary‑scale to mesoscale perspective ofthe life cycles of extratropical cyclones：The bridge

謝辞
本稿について有益なコメントを下さった編集委員別所康太郎氏と査読者に感謝したい．また，本稿の作成に当たっては，著者の一人（小倉）は東京大学海洋研2008年 11月

between theory and observations. The Life Cycle ofExtratropical Cyclones,M .A.Shapiro and S.Gronas,Eds., Amer. M eteor. Soc., 139‑185.
Wakimoto, R.M . and J.W. Wilson, 1989：Non‑supercell tornadoes. M on. Wea. Rev., 117, 1113‑1140.

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