： （日本海低気圧；シャピロ・カイザーの低気圧モデル)

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

小倉 義

光 ・西村

修 司 ・隈部良司

１．はじめに1920年代に，ノルウェー学派のビヤークネスが世界で始めて温帯低気圧の構造と生涯についてのモデルを提出した．これについては殆ど総ての一般向け気象解説書が述べている．それから長い年月の間に，そのモデルの不備な点が指摘され，シャピロとカイザーという二人のアメリカ気象学者が，温帯低気圧の新しいモデルを提案したのは，もう15年ほど前のことである．
このシャピロ・カイザーの低気圧モデルについては，中村・高藪（1993）や小倉（2000）が詳しい解説をしている．今回と次回で，日本海の温帯低気圧について述べる予定であるが，そこではシャピロ・カイザーのモデルをしばしば引用するので，ここでごく簡単に，第１図のモデル図を示す程度に復習しておきたい．
第１図のⅠは低気圧の生涯を４段階に分けたときの最初の段階である．
幅約400km の幅広い連続した前線（寒帯前線や停滞前線）があり，その中に誕生後間もない低気圧がある．Ⅱでは，低気圧が発達するにつれ，第１図

低 気 圧 の 発 達 経 過 の シャピ ロ・カ イ
ザー・モデル（Shapiro and Keyser,1990)．Ⅰ：幼年期，Ⅱ：前線の断裂，Ⅲ後屈温暖前線と前線の T ボーン・パター
ン，Ⅳ：暖気核の隔離．上段は海面気圧（細い実線）と前線（太い実線)，下段は温度（実線)，寒気と暖気の流れ（実線と破線の矢印)．

連続していた前線が低気圧中心付近で温暖前線と寒冷前線とに断裂する．これを前線の断裂という．Ⅲが発達の中間点で，温暖前線が低気圧の中心を通ってから，いうように，性質が違った空気が存在している．Ⅳが南西の方向に延びている．
これを後屈温暖前線という．

最盛期を表す．低気圧の中心付近では，温暖前線の西あるいは単に後屈前線という．この前線に向かって，端が強く巻き込んで，そこに暖域から隔離された比較

低気圧の中心より東に進んだ寒冷前線がほぼ直角に延的温度が高い核が形成される．これが温暖核の隔離でびている．このように２つの前線が T 字型をしているある．以上の生涯を通じて，ノルウェー学派のモデル

ものを，前線の T ボーン模様との一番大きな違いは，閉塞前線という言葉が１度もという．この寒冷前線の東側には相当温位の高い空気，西側には低い空気と

Yoshimitsu OGURA，東京大学海洋研究所．
気象庁気象衛星センター．
函館海洋気象台．
Ⓒ 2006 日本気象学会
2006年 3月

出てこなかったことである．
２．前線の形成気象学で前線が重要視されているのは，ノルウェー学派が「前線は天気の運び屋」と呼んだほど，前線で35

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お天気の見方・楽しみ方(3)

いろいろな形の雲ができ，降水があるからである．シャピロ・カイザーの低気圧モデルには，前線のでき方に特徴があるので，前線についても復習しておこう．もともと前線は，やはりノルウェー学派が２つの違った気団の境界線の意味で使ったものである．理論的には
前線で温度（あるいは密度）が不連続に変わることになり，前線は幅を持たない幾何学的な線となる．実際には気団の境界で，ある幅を持った遷移帯を経て，温度は隣の気団の温度に変わっていく．地上天気図で見れば，等温線が密集している帯が前線帯である．そして，慣習上，前線帯の南の端に前線の記号を描く．それで，この定義では，理論的に，前線は温度の水平傾度が不連続に変わる線ということになる（微積分の言
葉で言えば，温度の水平距離についての１次微分が不連続となる線)．密度の不連続線を前線とすると，理論的には前線は気圧のトラフと一致し，風向風速は不連続に変わるということになるが，前線帯の南側ということになると，前線で気圧はもっと緩やかに変化する
し，渦度の局地的な最大値およびトラフは前線帯内にあることになる（北畠，2003)．前線帯の厚さが薄いときには，気圧の極小値あるいは渦度の極大値を結んだ

第２図

南北方向（y方向）の前線形成を起こす３つの効果．(a) 合流効果，(b) 水平シア効果，(c) 傾斜効果．いずれも左欄は初期の状態．右欄はある程度時間が経った状態．太い矢印が流れを表し，細い破線は等温位線．(c) は南北方向の鉛直断面上の状態で，矢印は空気の鉛直速度を表す．p は気圧，ω は鉛直 p 速度，θは温位．

線を前線とみなしてもよい．それで今回は，前線の解析をするとき，渦度が解析の有力の補助変数となることを示そう．

知られている（小倉，2000)．第２図 a では等温位線がもう１つ前線について重要なことは，前線はどのよ東西方向に走っており，ここに合流する流れがある．

うに形成あるいは強化（あるいは弱化）されるかであ

すなわち，南からは暖かい空気が南風に乗って x 軸にる．1920年代，温帯低気圧の発生についてのノルウェー接近し，北からは冷たい風が x 軸に接近するので，x 軸学派の寒帯前線波動説では，まず寒帯前線があって，に沿って等温位線が密集して前線が発達する．第２図

そこで起こった波動の振幅が大きくなって低気圧とな

b に示した水平シア効果では，等温位線が南北に走っると考えた．今日では，前回述べたように，温帯低気ているとき，東西方向の風にシアがあると，等温位線圧は傾圧帯という，ある程度の水平温度傾度をもつ大の形が歪んで，以前には南北方向の温位傾度は０で気中で発生・発達すると考える．そして，低気圧の発あったものが，ある程度の南北方向の温位傾度を持つ達と共に，ある場所で等温線が密集して前線として解ようになる．第２図 c の左図では，y 軸に沿った鉛直断析される．低気圧のどの場所で，どのくらい早く前線面上で，一般的に高度と共に温位は増すことを示してが形成・強化されるかは，低気圧ができる前の環境おいる．ここで，仮に高緯度側に上昇流，低緯度側に下よび低気圧に伴う温度と風の相互位置関係による．

降流があると，等温位面は地平面に対して時間と共にいま，前線を定義する気象要素として，断熱過程でますます傾斜するようになる．このときの温位の分布は保存される温位を考える．一般的に，現在ある前線をある等圧面で断ち切って見れば，等温位線の間隔がに直交する方向に Δs だけ離れた２点での温位の差を狭くなったように，すなわち前線が発達したように見Δθとすると，Δθ/Δs でその前線帯の強さを定義できえる．等温位面の傾きの変化による効果なので，これる．話を簡単にするために，南北方向（y 軸の方向）のを傾斜効果という．

温位傾度だけを考える．そうすると，Δθ/Δy が単位時間に増大する割合は，第２図に示した合流効果と水平

３．実例―日本海低気圧

シア効果と傾斜効果という３つの和に比例することが復習はこれくらいにして，早速ある日本海低気圧を

36〝天気" 53．3．

お天気の見方・楽しみ方(3)217

例として，どのように前線が形成されるか見よう．地
上天気図によれば，今回問題とする低気圧が発生した
時 刻 は2000年11月19日06
UTC であり，発生場所は中国の上海付近である（〜120°
E，32°N)．第３図は低気圧の中心位置と中心気

第３図

12時間毎の低気圧中心の位置と中心気圧（hPa)．

圧の時間変化を示す．発生後低気圧は北東に進み，日ａｂｃｄ

第４図

2006年 3月

2000年11月19日00UTC，低気圧発生前の（a) 地上，(b) 850hPa，(c) 700hPa，(d) 500hPa の天気図（気象庁)．ドット域は湿数＜３℃，縦線の領域は1000m＜海抜高度≦3000m，格子縞の領域は海抜高度≧3000m の領域を表す．図（a）で上海付近の×は６時間後の06UTC に発生した低気圧中心の位置，東西方向の線分 a‑b は第５図の鉛直断面図の位置を示す．
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お天気の見方・楽しみ方(3)

本海を通過して，22日00UTC にはカムチャッカ半島熱に伴う渦度のストレッチ効果によって発生したと推の南端近くに達している．中心気圧は20日00UTC か測される．

ら21日00UTC の24時間に20hPa 降下しているから，さらに，この逆向きトラフの構造を見るために，19

日本付近の緯度では，爆弾低気圧と呼ばれる資格をも日06UTC において，トラフに直交する方向の東西鉛つ．

直断面（第４図 a の a‑b 線）が第５図である．風向及低気圧発生前の気象状況を見るために，まず19日00

び気温から寒冷前線面はかなり明瞭に解析できるし，UTC の地上天気図を第４図 a に示す．シベリアから前線帯の中に渦度の極値がある．しかし，寒気の厚さ南東に延びるリッジの先端として，日本海及び本州はは700hPa 以下と薄く，700hPa から300hPa の層では高気圧に覆われている．第４図 a で最も重要な状況は南西風が卓越している．

中国大陸上で，ほぼ118°E に沿って，赤道低圧帯から北方に延びる逆向きトラフである．このトラフの中，華４．低気圧/前線系の発達

北（〜117°E，43°N）に中心気圧1028hPa の低気圧があ

今回は前線の形成に興味があり，また渦度は前線のる．今回，問題とする低気圧は６時間後にトラフの軸位置を解析するのに便利なので，第６図に，2000年11近く，図の a‑b 線上×の位置に，1016hPa の中心気圧

月20日00UTC から12時間おきに，925hPa におけるを持って 発 生 す る．第 ４ 図 a と 同 時 刻 に お け る850

渦度の分布と，温度や風などから解析した925hPa に

hPa の高層天気図を第４図 b に示す．地上天気図の逆おける温暖前線と寒冷前線の位置を示した．また，第向きトラフは２つの高気圧に挟まれた低圧部となって７図では GM S‑5の赤外雲画像に重ねて，地上気圧とおり，湿数は小さく，傾圧性は高い．一方，西日本か925hPa の風と相当温位の分布図を示した．これからら日本海・沿海州にかけてはリッジとなっている．700

第６図と第７図に基づいて，この低気圧の生涯を追っ（第４図 c)，中国大陸上ほぼ114°
hPa では
E に沿って，ていく．

高緯度側に開いた比較的深いトラフが南北に伸び，ト

第６図 a と第７図 a が発生後間もない20日00UTC

ラフ軸周辺では湿数が低い．ここで重要なことは，トにおける低気圧の姿を描く．この時刻低気圧の中心はラフ軸の東側にある華南と東シナ海上においては，下1012hPa の気圧を持って，朝鮮半島の南端近くに位置層では南ないし南東の風であったの に 反 し て，700している．図のように温暖前線と寒冷前線を解析でき

hPa では南西ないし西南西風が卓越していることである．今回の前線/低気圧系の生涯に亙って，700hPaより下の層と上の層では風向・風速に大きな違いがあること，すなわち，下層の傾圧性が強いことが目立つ．
500hPa では（第４図 d)，ほぼ110°E 線に沿ってトラフが延び，日本海にはリッジがある．地上低気圧と上層トラフの軸は高度とともに西に傾いているから，傾圧不安定で擾乱が発達する態勢となっている．
ここで興味ある問題は，前述のように，第４図 a において既に華北に地上低気圧があるのに，何故これが発達しないで，それより約1100km も南の〜120°E，32°N（上海付近）で低気圧が発生したかである．このときの状況は前回で述べた南岸低気圧の発生のときと極めてよく似ている．すなわち，北方の地上低気圧は，上層の総観規模トラフの反映であり，成長が遅い．これに反して，華南の逆向きトラフに沿って1.0〜1.5×10 s 程度の正渦度の区域が広がっており，しかもこの区域のショワルター安定度指数は小さく，相当温位は高い（図は総て省略)．従って，今回問題とされる低気圧は，華南の逆向きトラフの中で，水蒸気凝結の加38

第５図

2000年11月19日06UTC．第４図 a の東西方向の線分 a‑b に沿った鉛直断面内の温度（３℃毎）と風の分布．風の短い矢羽は2.5ms ，長い矢羽は 5ms ．ペ
ナントは25ms ．渦度＞50×10 s の領域に陰影．
〝天気" 53．3．

お天気の見方・楽しみ方(3)

第６図

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12時間毎の925hPa における渦度の分布図（等値線は50×10 s 毎)．実線は正の渦度で，破線は負の渦度，100×10 s 以上の領域にハッチ．(a) 2000年11月20日00UTC，(b) 20日12UTC，(c) 21日00UTC，(d) 21日12UTC．

るが，寒冷前線に比べて，温暖前線は短いし，水平温かご教示いただければ幸いである．

度傾度も弱い．これと対照的に，以前示した低気圧の次の12時間に低気圧は北東に進行しながら急速に発例では，寒冷前線はほとんど解析できなかった（小倉，達する．中心気圧は12hPa も下降し（第３図)，低気圧2003)．今回の寒冷前線が長い理由は，第５図で示した

中心における渦度も2.5×10 s から４×10 s にように，もともとこの低気圧は南北に長い逆向きとラ増大する．それと共に低気圧の構造にも大きな変化がフの中で生まれたし，トラフの西側には中国大陸上の見られる．第６図 b によると，寒冷前線が２本解析さ冷たい北よりの風が吹いていたからである．

れている．南西諸島に沿う寒冷前線は第６図 a に示し

この寒冷前線の東側では強い南風が東シナ海から九た寒冷前線の名残であるが，北方の寒冷前線は低気圧州，四国を経て日本海に吹いている．その日本海の北の急速な発達に伴って，低気圧中心の周りに新たに形部，北部朝鮮半島の東方海上に最大渦度３×10 s を成されたものである．それに伴い，温暖前線も急速に持つ渦巻きがある．第７図 a の風の分布でも明瞭に認強化されている．しかし，この12時間で最も顕著な変められる．
この渦巻きの正体はまだよく調べてないが，化は，寒冷前線に沿って存在する正渦度の大きい帯の直径は約400km，海上から600hPa くらいの高度まで東方に，もう１本正渦度の大きい帯が出現したことで認められ，位置はあまり動かない．北朝鮮の Ham-ある（第６図 b)．風の分布図をみると，寒冷前線に沿っgyong M ountain Range と Mt. Changbai（白頭山）

た下層ジェットのほかに，その東方に143°E を中心との風下低気圧（lee cyclone）である可能性もあるが，して，850hPa の35m s を軸とする南風下層ジェット

著者の知る限り，これについての文献はない．どなたが出現している（図省略)．２本の強い正渦度の帯は，2006年 3月39

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お天気の見方・楽しみ方(3)

第７図

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GM S‑5の赤外雲画像に重ねた地上気圧（黄色，2hPa 毎)，925hPa における相当温位（ピンク色，6K 毎)．風の記号は長い矢羽が10ノット，短い矢羽が５ノット．(a) 2000年11月20日00UTC，(b)21日00UTC．
〝天気" 53．3．

お天気の見方・楽しみ方(3)221

この２重ジェットの反映である．そしてこの強い南風とその 北 に あ る 東 風 の 間に，合流効果によって，強い温暖前線が形成されている．ただし，東側の南風下層ジェットには，寒冷前線と呼ぶほど強い温度傾度は伴われていない．おそらくこの下層ジェットは，低気圧東方の高気圧は亜熱帯高気圧の西端であり，低気圧に比べると東進速度が遅いので，低気圧と高気圧の間の気圧差が増大した結果だと思われる．
その後，寒冷前線は背後の強い 西 風 に 押 し 流 さ れて，低気圧の中心に相対的第８図

2000年11月21日00UTC，第７図（b）の145°
E 南北線に沿った鉛直断面上の温度（３℃毎）と風の分布．渦度＞100×10 s の領域はハッチ．に東に移動する．12時間後の21日00UTC の状態が第６図 c と第７図 b に示してある．この状態では，後屈温暖前線と断裂した寒冷前線があり，シャピロ・カイザーの低気圧モデルとよく似た形となる．第８図は，第７図 b の145°
E の南北線に沿った，すなわち後屈前線を横断する方向の鉛直断面内の構造を示す．約700
hPa までの下層に，極めてシャープな温暖前線面がある．850hPa の高度で温度の水平傾度は最大で約９℃（100km) と極めて大きい．また，最大で5×10 sの大きさを持つ渦度が水平幅約120km に集中し，僅かに高緯度側に傾斜している．第８図に示した温暖前線

第９図

重力流の説明図（日本気象学会編，1998)．の構造は，Neiman and Shapiro（1993）の航空機による観測結果と多くの共通点を持つ．そして何よりも重要なことは，閉塞前線の構造は明らかに認められな入して寒冷前線面が高度と共に西方に傾くというイいことである（閉塞前線の構造については，後の回でメージとは，全く違う．今回の寒冷前線は，いわゆる述べたい)．さらに，第７図 b で目立つのは，低気圧中重力流あるいは密度流といわれている流れによく似て心は北東―南西方向に延びる暖かいコンベアベルトのいる．蛇足となるが，重力流という術語に一言説明し雲帯から完全に外れていることで，この点はシャピたい．第９図 a に示したように，水槽の中に仕切りをロ・カイザーのモデルに示された雲域の分布とは違う．

して，片側に液体，片側にそれより密度の小さい（軽第８図でもう１つ面白いのは，温暖前線の南方，39°い）液体を入れる．仕切りを少し上げると，その隙間N あたりにある寒冷前線だ．前線面はほぼ鉛直に立から重い液体が，軽い液体の中に流れ込んでいく（第ち，その後方にほぼ一様な厚さ（2.5km くらい）の寒９図 b)．そうなる理由は，底面における圧力を見ると，気が広がるという形をしている．これは，普通の初等

重力により重い液体がある部分のほうが，軽い液体だ

的な気象解説書にあるような，寒気が楔状に暖気に流けの部分より大きいので，その圧力傾度により，重い

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お天気の見方・楽しみ方(3)液体は軽い液体の中へ動かされるからである．こうして密度が大きい液体は密度が小さい液体の中を，先端部はふくらんでいるが，その後ろはある一定の厚さを保ったまま進行していく．この流れを重力流あるいは密度流という．実際に，多くの寒冷前線の先端が重力流に似た振る舞いをす る こ と は よ く 知 ら れ て い る（Simpson, 1987)．
さらに12時間後の21日12UTC における状態が第６
図 d である．低気圧の中心気圧は976hPa まで降下したが，後屈温暖前線と断裂寒冷前線のフロント構造は

中村尚，高藪 出，1997：Shapiro の新しい前線・低気圧モデル，天気，46，453‑459．

Neiman,P.J.and M .A.Shapiro, 1993：The life cycleof an extratropical marine cyclone. Part Ⅰ：Frontal cyclone evolution and thermodynamic air‑seainteraction, M on. Wea. Rev., 121, 2153‑2176.
日本気象学会編，1998：新教養の気象学，朝倉書店，144
pp．
小倉義光，2003：「雲解析事例集」と秋雨前線に伴う小低気圧の事例，天気，50，367‑373．
小倉義光，2000：総観気象学入門，東京大学出版会，289pp．

依然として維持されている．
ちなみに，わが国付近を通過する低気圧にシャピ

Shapiro, M.A. and D. Keyser, 1990：Fronts, jet

ロ・カイザーの低気圧モデルに似た構造を持つものがstreams and the tropopause, ExtratropicalCyclone：The Erik Palmen M emorial Volume, C.

あることは，Takano（2002)，津村・山崎（2005）が報告している．殊に，津村・山崎（2005）は上に述べた前線形成における３つの効果の相対的な重要性の議論をしているので．参照していただきたい．

W. Newton and E.O. Holopaninen, Eds., Amer.
M eteor. Soc., 167‑191.
Simpson,J.E., 1987：Gravity Currents in the Environment and the Laboratory, John Wiley & Sons, 244
pp.

謝Takano, I., 2002：Analysis of an intense winter辞

有益なコメントをいただいた査読者に謝意を表したい．
参考文

献

北畠尚子，2003：関東地方の反転型北東気流の再検討―前方傾斜型寒冷前線との比較，天気，50，787‑793．

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extratropical cyclone that advanced along thesouth coast of Japan,J.M eteor.Soc.Japan,80,669‑
695.
津村知彦，山崎孝治，2005：日本付近で発達した Shapiro
タイプの温帯低気圧―前線形成の視点から見た事例解析，天気，52，93‑104．

〝天気" 53．3．