7ミ気（D104：7（南岸低気圧；逆向きトラフ；傾圧不安定波）∂∂

教室
お天気の見方・楽しみ方（2）南岸低気圧の発生

小倉義光＊・加藤輝之＊＊・高野功＊＊＊

1．傾圧不安定波

つもいろいろな波長を持った小振幅の擾乱があるが，お天気は温帯低気圧の通過によって大きく変わる．

鉛直方向に風速が増大する割合が，ある限度を超える

温帯低気圧は発生・発達・消滅という一生を送るが，と（すなわち，南北方向の温度傾度がある程度以上にな

まず低気圧の発生の話から始めよう．

ると），数千km程度の波長を持つ波動についてだけ，一般的に，温帯低気圧は傾圧不安定による大気中の選択的に振幅が時間とともに成長する．この成長する擾乱である．傾圧不安定は，極めて重要で基本的な概波動を傾圧不安定波という．そして，傾圧不安定で成念なので，しっかり理解しておく必要がある．しかも，長中の波動は，ある決まった構造をもつ．すなわち，傾圧不安定は総観規模のトラフ／低気圧の発生・発達だ

温度や気圧や風などが3次元的に決まった配置をしてけでなく，梅雨期に梅雨前線上に点々と存在する小低いる．動物や植物などが，それぞれの種に従った特有気圧（メソαスケール）や，冬季の海上で発生するポーの形態を持って成長するのと同じである．

ラー・ロー（寒気内小低気圧）にも関係することが次第

第1図に北半球における傾圧不安定波の構造を模式に明らかにされつつある．それで，日本気象学会的に示す．図が複雑にならないように，500hPa面と地（1998），小倉（1999）など，初等的な気象の本で解説さ表面だけが示してある．波動を記述しようとしている

れているが，温帯低気圧の具体的な例を記述する前に，のであるから，500hPa面上では等高度線が波を打ち，ここで傾圧不安定について簡単に復習をしておきた

トラフとリッジがある．トラフ内で等高線の曲率が最い．

大の点を結んだ線をトラフの軸あるいは谷線という．

まず，傾圧大気とは等圧面上で温度傾度のある大気リッジについても同じように軸あるいは尾根線を定義をいう．毎日眺めている日本付近の高層天気図は等圧する．第1図には等温線も描いてあるが，これについ面上の気象の状態を示すものである．そこには等温線ても，温度が低いサーマルトラフと温度が高いサーマが描かれているのが普通であるから，改めて大気はいルリッジを定義できる．ここで重要なのは，発達中のつも傾圧大気であるというのは，おかしいみたいであ

波動では，サーマルトラフが気圧のトラフより少し西るが，大きく見ると，等温線は東西方向に走っており，側（すなわち一般流である西風の上流側）にあることで高緯度側の温度が低い．このとき中緯度の対流圏内である．このため，トラフの東側に相対的に暖かい空気は，温度風の関係（小倉，1999，p．145）によって，偏西が，西側に冷たい空気がある．そして風は等高度線に風は高度とともに増大する（総観規模の流れを考えて平行に吹いているから，トラフの東側には南よりの風いるので，風はいつもどこでも地衡風であり，温度風西側には北よりの風が，図に示すように等温線と大きの関係はいつも成立しているとする）．大気中には，いな角度をもって吹いている．すなわち東側には暖気移流，西側には寒気移流がある．これは暖気を高緯度に，＊Yoshimitsu

OGURA，東京大学海洋研究所寒気を低緯度に運んでいる．既に述べたように，傾圧＊＊気象研究所予報研究部．＊＊＊気象庁予報部．

不安定波は南北の温度差が大きくなり過ぎたために起◎2005

こった波であるから，波が暖気を高緯度に，寒気を低日本気象学会

2005年11月

43

870

お天気の見方・楽しみ方（2）て低気圧全体としての重心

II
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不安定波では，温度・気圧・風・上昇下降流など，すべ〃ての気象要素がそれぞれの役目を果たして，低気圧を

南第1図

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発達させるように配置され東ている．傾圧不安定波の構

傾圧不安定波の発達初期段階の模式図．

造とは，このような配置があることをいう．

緯度に運んで，南北の温度差を弱めようとしているのは，波がするべき働きである．一般的に，不安定波は，2．逆向きトラフ

自らを励起した環境（今回ならば南北の温度差）を変え第1図では，地表面でも低気圧と高気圧が東西方向て，波の起こらない環境にしようとする働きをする．にならんでいる．東シナ海や華南で発生する東シナ海

地上の低気圧／トラフの西に500hPaのトラフがあ低気圧を想定しているので，そうした場合によくあるれば，その低気圧は発達することはよく知られている．

ように，地表面では低緯度側に開いたトラフの中で低第1図でも谷線の位置は高度とともに西に傾いてい気圧が発生した状況が描かれている．第2図は初級のる．このシリーズは「天気の教室」であるから，ここ解説書でよく見かけるものであるが，トラフは低気圧で問題を出す．上記のようにサーマルトラフがトラフ性に回転している渦巻きと一般流が重なったとき出現の西に位置していることと，谷線の位置が高度とともするものであることを示す．それで，等圧線（高層天気に西に傾くということは，静水圧平衡を仮定すれば，図では等高度線）がトラフの形を取るか，閉じた等圧線実は同じことを言っているのだということを示せ（答を持つ低気圧となるかは，渦巻きの強さと一般流とのえは小倉（1999）p．189）．

相対的な強さによる．対流圏内の中層から上層にかけ第1図でもう1つ重要なことは500hPaのトラフのては，西風が強いのでトラフとなることが多い．第2東側に上昇流，西側に下降流があることだ．一般向け

図で，そのトラフが高緯度側に開いているのは，中緯の気象書には，地面摩擦のため，下層の空気は等圧線

度では高緯度側が低緯度側より気圧が低いから（すなを横切って低気圧中心に向かって流れ込み，収束した空気が上昇流となる，と解説しているものがある．確かにそうした上昇流はあるし，これが台風の発達には極めて重要である．しかし第1図に示した上昇流は，

ミ・◎・◎｝嚇

発達する傾圧不安定波に摩擦がなくても，大気中に水蒸気がなくても，必然的に備わったものである．前回

高述べた水蒸気の凝結による加熱は，この上昇流を強化（a）させるものだった．それでは，なぜ上昇流が東側になければいけないかというと，東側には相対的に暖かい空気があり，これが上昇流によって上層に運ばれる．

反対にトラフの西側では冷たい空気が下降する．従っ44屋

根（b）

（c）

第2図ある平面状で，一様な西風に，高・低気圧に相当する渦巻き（b）が埋められて存在したとき，流れが波形（c）になることの説明図．実線は等圧線，矢羽は1本が5
ms−1．

天気

52．11．

871

お天気の見方・楽しみ方（2）
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緯度線に沿って地球をぐるりと1回り平均した海上気圧の緯度分布．実線は北半球の冬季（12月，1月，2月）で，破線は夏（6月，7月，8月）．曲線の下は気圧

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12時間毎の低気圧中心の位置と中心気圧（hPa）．

分布から見た区分で，曲線の上は卓越している風から見た区分

州南岸沿いに進んだ．図によると，低気圧の中心気圧は20日00UTCから21日00UTCの間の24時間に30わち一般流が西風）だからである．

hPaも下がったから，文句なしに爆弾低気圧にランク

それでは，第2図で一般流が東風だったらどうなるされる資格を持つ．ここで爆弾低気圧とは，緯度60。をか．当然トラフは低緯度側に開く．これは普通中緯度基準にとり，緯度φのところで中心気圧が24時間にの高層天気図に見るトラフとは向きが逆なので，逆向24（sinφ／sin60。）hPa以上降下した低気圧をいう．例えきトラフ（reversedtrough）という．東西方向に地球をば，東京の緯度35。ならば，中心気圧が24時間に16hPaくるりと一回りして平均した地表面気圧の分布が第3以上下がった低気圧は爆弾低気圧である．今回の低気図に示してある．赤道地帯に赤道低圧帯があり，その圧は発達の間は北東方向に急速に進行しているが，22高緯度側に亜熱帯高圧帯がある．北半球では，この両日ころ千島南方海上で最盛期に達するころには，ほと者の間に北東貿易風が吹いている．そして亜熱帯高圧んど進行は止まった．

帯は切れ目なく地球を一回りしているわけではないの

この低気圧の発生状況をみる．第5図が低気圧発生で，その切れ目で，例えば華南の低気圧が赤道低圧帯前の2000年2月18日00UTCの状況を示す．第5図aと直接連なって，逆向きトラフが出現した状態が第1の地上天気図においては，（図をカットしたので見えな

図に示してある．トラフが高緯度側に開こうが，低緯いが）先発の低気圧が千島の東で958hPaまで発達し，度側に開こうが，どうでもいいと思うかもしれないが，シベリア大陸上の1044hPaの高気圧からリッジが朝低緯度側に開いているということは，低気圧の中心が鮮半島から西日本に延び，典型的な西高東低の気圧配

直接赤道低圧帯に接触し，熱帯性気団に曝されている置となっている．図では，チベット高原の西端に華南ことを示す．つまり，温度が高く，水蒸気をたっぷりから華北まで北方に伸びるトラフがあるが，ここでの含んだ空気（相当温位が高い空気）が下層で低気圧に侵注目点は，華中において東西に伸びる停滞前線である．

入しているのだ．

第5図bの850hPa高層天気図では，この停滞前線に対応して，ほぽ30。Nの緯度線に沿ってトラフが東西3．東シナ海低気圧の発生に伸びている．トラフの南側は南西風北側は東より

前節では，仮想的な単純化した状況の中での模式図の風というように，低気圧性の循環が見られる．ここを示した．もっと具体的な話をするために，南岸低気にシアラインがあるという言い方をしてもよい．シア圧の例を採る．南岸低気圧については，Takano（2002）

ラインというのは渦度が大きい線状の地域でもある．

が詳しく解析した例があるが，ここでは，特に発生にまた，30。N，1070Eあたりに，地表で南北に走るトラフ注目するために，別の低気圧を考える．第4図にこのに対応してAと記号した閉じた等高度線を持つ低気低気圧の中心の位置と気圧を12時間おきに示した．6圧もある．そして重要なことは，低気圧Aの東側の地時間毎の地上天気図によると，低気圧は2000年2月18

域では，最大35〜40ノットという強い南西風が等温線

日18UTC頃，上海付近の東シナ海で発生し，その後本と大きな角度をなして吹いていることである．すなわ

2005年11月

45872

お天気の見方・楽しみ方（2）（a）2000年2月18日00UTC，地上（b）同時刻，850hPa、購塗、㎜畷騨灘，，4況

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第5図 2000年2月18日00UTC（地上低気圧発生18時間前）における（a）地上天気図と（b）850hPa高層天気図（気象庁）．記号Lは18日18UTCにおける低気圧の発生場所を示す．
ち暖気移流が強い．下層で強い暖気移流がある地域にに述べた南北に走るトラフが1170Eあたりまで移動しは上昇流があることが多く，事実，この場合にもトラている．全体としてみると，低気圧もトラフも逆向き

フに沿って湿数（温度と露点の差）は小さい．すなわち，トラフの中にある．第5図bに関連して東シナ海には空気は湿っている．図は示さないが，上層では，ほぼ下層の暖気移流があると述べたが，第6図aとbの鉛直p速度の分布図に見る東シナ海の弱い降雨域と弱110。Eにトラフがある．

そして，低気圧は第5図の18時間後，第5図aのLと記号した位置に発生した．

い上昇流は，それに関連しているのであろう．しかしその域内で低気圧のすぐ東側には，強い降雨域がある．

これには2つ理由がある．1つは，第6図cの850hPa

4．感度実験

面上の風を見ると分かるように，顕著な風は華中に於

ここで疑問が起こる．なぜ初期からあった渦巻きAける西風と東シナ海における強い南風である．この2（第5図b）が今回の低気圧とならなくて，初期には存つの風系に囲まれた低緯度側に，高い相当温位をもつ在していなかった低気圧Lが約1500kmも離れた上熱帯性の気団がある．そして，強い降雨域は，この西海付近で誕生して，それが爆弾低気圧として成長した風と南風が衝突して生まれた強い収束域にある．もうのか．その答えを得るために，気象庁の現業モデルで1つの理由は第5節で述べるように，この地域の空気あった領域スペクトルモデル（RSM）を用い，上記の2は非常に不安定な成層をしていたからである．

月18日00UTCを初期値として51時間先までの数値シミュレーションを行った．

そして，第6図dに示した700hPaでの渦度の分布を見ると，華中での西風に対応して大きな渦度の領域

その結果によると，地上の低気圧が発生したのは実が東に延びているが，その先端で南に折れ曲がって，験開始後15時間（t＝15時間，実際の18日15UTCに対応）である．これは気象庁の6時間毎の地上天気図によ東シナ海の非常に強い渦度の領域につながっている．

れば，18日18UTCで初めて低気圧が出現したのと，よなわち，前回述べたように，強い対流性の降雨域で開く一致している．そして第6図aがモデル低気圧発生

放された凝結の潜熱が上昇流を起こし，ストレッチ効

ここが第6図aで見た降水量が大きい領域である．す直後のt＝18時間（18日18UTC）における予想された果によりトラフの中にあった渦度を強化し，トラフの地上気圧と前3時間の降水量分布を示す．上海付近に先端部分で低気圧が発生したと考えられる．

おいてLで示したのが今回対象とする誕生したばか

本当にそうなのか．強い降雨がなかったら，東シナりの低気圧である．低気圧の北西方向の華北には，前海で低気圧は発生しなかったのか．それを確かめるた46

天気52．11．

873

お天気の見方・楽しみ方（2）（a）Psea

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第6図 2000年2月18日00UTCを初期値とするシミュレーション開始から18時間後（2月18日18UTCに相当）．（a）海面気圧（2hPa毎）と前3時間降水量（5mm毎）．（b）700hPaにおける鉛直P速度（20hPah−1毎，破線は上昇流域を表す）と950hPaの風（長い矢羽は5ms−1，短い矢羽は2．5ms−1）．（c）850hPaにおける相当温位（3K毎）と風（記号はbと同じ）．（d）700hPaの高度（30m毎）と渦度（5×10−5s−1毎）．正渦度の領域に陰影．

めに，もう1度シミュレーションを行った．これは気が2倍になったら，大気はどう振舞うか，などを調べ

象学では一般的に感度実験といわれているものであることが可能になったのである．

る．すなわち，前と同じ数値モデルを用い，初期条件さて，大気中に水蒸気が全くないとしたとき，シミュを含めて他の条件は全く同じだが，ただ水蒸気はない

レーションの結果によると，地上低気圧が発生するのという乾燥大気についてのシミュレーションを行う．

はt二27時間（実際の19日03UTC）で，発生場所は黄海

物理学では，室内実験でいろいろと条件を変えて実験中央部である．そのときに状況を第7図に示す．これを行うことができる．宿命的に，気象学を含む地球物を見ると，700hPaでは上昇流はほとんど認められない．

理学ではそれができない．あるがままの状態を観測す

そして，950hPaでは渦巻きAの履歴を追っているしかない．そうした制限を打破したのが数値モデル

くと，何のことはなく，初期に華北にあった渦巻きAの進歩である．モデルがかなりの程度まで現実的な変化を再現することが出来るようになったので，モデル（第5図b）が，上層のトラフとともに傾圧不安定によって，ゆっくり発達しながらここまでたどり着いたの中の大気の状態を人為的に変えて，例えば，もし大時に，地上の低気圧として出現したことが分かる．こ気中に水蒸気がなかったら，あるいは二酸化炭素の量の渦巻きAは第6図bの950hPaの風の分布でも認

2005年11月

47874

お天気の見方・楽しみ方（2）TEMP950（a）Pseaつ！

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第7図 大気中に水蒸気がないとした場合のシミュレーション開始後27時間． （a）海面気圧（2hPa毎）と温度（30C毎）．（b）700hPaにおける鉛直p速度と950hPaの風（記号は第6図と同じ）．
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がよく分かる．

5．現実の若い低気圧の姿

1

生後まもない19日00UTCにおける地上気圧，925hPa

99611における風と相当温位の分布を，気象衛星「ひまわり1σ

む

こうした感度実験により，今回の南岸低気圧の発生の場所も時刻も，降水によって大きく影響されたこともう一度現実の低気圧に戻る．第9図は低気圧の発『一一一一一＿＿＿＿＿⊥＿＿＿＿＿＿＿一一一一ノ1し∠』窪ゾ、、、／／

11l

ラ
ヒ5号」GMS−5の赤外雲画像に重ねたものである．風向lおよび相当温位の分布から，寒冷前線は比較的容易に

11111

第8図 黒丸は数値シミュレーションされた低気圧中心の12時問毎の位置．白丸は大気中の水蒸気を無視した乾燥大気の場合．ただし⑭印は乾燥大気の場合に低気圧が発生した位置．丸印の上の数字はシミュ
レーション開始後経過した時間．下の数
字は中心気圧（hPa）．

解析できるが，温暖前線はどこに描いてよいのか明瞭ではない．東シナ海上の南風の領域で，南北方向の鉛直断面内の温度・相当温位・風・渦度などの分布を調べたが，温暖前線面も明瞭ではなく（図省略），温暖前線面を暖気が滑昇して雲画像に見る層状の雲が形成されたというイメージとはならない．この層状の雲は，第6図bに示した暖気移流による弱い上昇流によるものと思われる．こうした状況では，温暖前線を描いめることができる．ても，それによって気象状況が理解しやすくなるといこれを要約するために，第8図には，最初の湿ったうことはないが，第9図には気象庁の天気図に従って大気の場合のモデル低気圧と，乾燥大気内のモデル低温暖前線が描いてある．むしろ第9図で目立つのは，気圧について，発生の後の中心気圧と位置を記入した．

華中から東シナ海にかけて，西風とその北側に位置す

第4図の実測と比べると，湿った大気中のモデル低気る東風の間のシアラインである．

圧は，現実とよく・一致している．ところが乾燥大気中

第10図は同時刻において，レーダー合成図とショワの低気圧は，発生時刻が大きく遅れたのみならず，発ルター安定度指数（ShowalterStabilityIndex，略して生位置も現実と大きく違い，南岸低気圧でなく，日本SSI）の分布を，水蒸気画像に重ねたものである．大気海を進む低気圧となっている．発達の速度もずいぶん成層の安定度を表すのには，いろいろな指数が用いら

遅い．

れているが，SSIはその1つである（大野，2001）．下層

48、

天気

52．11．

875

お天気の見方・楽しみ方（2）19／02／200000UTC

GMS一1R

第9図 GMS−5の赤外画像に重ねた2000年2月19日

00UTCにおける地上気圧（黄色，2hPa毎），925hPa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，短い矢羽が5ノット）．太い破線はシアラインを表す．

19／02／200000UTC

GMS−WV

第10図

GMS−5の水蒸気画像に重ねた第9図と同時刻におけるレーダーエ
コー図とショワルター
安定度指数（20C毎おき）．

2005年11月

49876

お天気の見方・楽しみ方（2）の空気塊（普通は850hPaの空気塊）を乾燥断熱的にに元からあった渦度を増大させる．こうして低気圧が「持ち上げ凝結高度」まで持ち上げ，そこからは湿潤断誕生し，急速に発達しながら東北東に進行した．一方，熱的に500hPaの高度まで持ち上げたときの空気塊の温度を計算する．そして，上層観測で得た500hPaの大北側にあった渦巻きA（第5図b）は，凝結加熱によるストレッチ効果を受けず，乾燥大気の場合の感度実験

気の温度とこうして計算した空気塊の温度の差がSSIの結果のように，あまり発達することなしに東進するである．従って，SSIが負のとき，空気塊の温度のほうが，急激に発達中の低気圧が四国付近に達する頃には，が周囲の温度より高いから，大気は不安定な成層をしそれに吸収されてしまった．ていることになる．

18日から19日にかけて，華南には相当温位の高い熱帯性気団があり，しかもその一部にはSSIが一4以下

この原稿について適切なコメントを下さった新野という極めて不安定な成層をした区域があった．これ

宏「天気」編集委員長，担当編集委員の別所康太郎氏，が寒冷前線において，強い対流雲を発生させた．一・方，査読者に感謝の意を表したい．

謝辞

低気圧中心の北東側でSSIがきわめて大きい領域では，前述の弱い上昇流により，広く層状の雲が発生し参考文献
小倉義光，1999：一般気象学（第2版），東京大学出版会，た．

以上のことから，今回の東シナ海低気圧発生の場所と時間を決める第1要因は華中にあったトラフである．トラフの軸はシアラインであり，停滞前線であり，トラフは周囲より渦度が大きい．第2の要因はこのトラフ内での不安定成層により発達した対流雲である．

対流雲の中で開放された潜熱が空気を暖め，上昇流を生ずる．上昇流はストレッチ効果により，トラフの中

308pp．
大野久雄，2001：雷雨とメソ気象，東京堂出版，309pp．

日本気象学会編，1998：新教養の気象学，朝倉書店，144
PP．

Takano，1．，2002：AnaIysis
extratropicalsouthcoast

cycloneofthat

anintense

advanced

winteralong

theofJapan，」．Meteor．Soc．Japan．80，669−695．

（財）藤原科学財団「第47回藤原賞」受賞候補者の推薦募集
標記財団は，日本の製紙王と言われた故藤原銀次郎
翁が寄付された私財を基金として1959年に創設されま（10篇以内）のリスト，主要論文3篇以内の別刷（コピーでも可）各1部．

した．このほど財団から下記の要領で「第47回藤原賞」

5．推薦締切：2006年1月31日（火）．の推薦募集がありました．

6．推薦書送り先：

なお，この賞は「日本気象学会藤原賞」とは無関係〒104−0061

東京都中央区銀座3−7−12です．

王子不動産銀座ビル

1．授賞対象：自然科学分野に属する基礎科学及び応Te1：03−3561−7736，Fax：03−3561−7860

用科学．科学技術の発展に卓越した貢献をされた方．毎年2件．

藤原科学財団

受賞者の決定は2006年5月中旬，贈呈式は6月中旬の予定です．賞に関する詳細は財団ホームページ

2．授賞候補者：日本国籍を持ち，日本在住の方．

http：／／www血jizai．orjp／を参照するか，気象学会事

3．授賞内容：賞状，賞牌，副賞として1千万円．

務局におたずね下さい．

4．推薦に必要な資料：推薦要項書，主要論文テーマ

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天気52．11．