〔論文〕

1093 （肱川あらし；地峡風；気圧観測）

長期観測でみられた局地風「肱川あらし」の発達と
gap 地形（地峡部）の水平気圧傾度との関係
三

浦

悠＊1・大
那須川

徳

橋

唯

博＊4・寺
要

太＊2・名

越

尾

徹＊5

利

幸＊3

旨

本研究では，局地風「肱川あらし」の発達と gap 地形（地峡部）の水平気圧傾度との関係を明らかにするため，
2017年度の寒候期 5 か月間，大洲盆地から伊予灘沿岸までつながる肱川の谷筋で気象観測を実施した．谷筋内にある gap 地形を境界に，盆地を含む上流側では静穏な一方で，gap 内に入ると 1 ～ 2 km 下流の短い距離で地上風が増強していた．肱川あらし発生時の大洲盆地と谷筋最下流の長浜との海面気圧差の絶対値は，日中に現れる海風の1.4倍，風速は 2 倍程度に及んだ．gap 内の上流側が特に狭い地形（最狭部）となっており，肱川あらしの風速はその間の水平気圧傾度に強い感度をもち，気圧傾度の大きな状態が早朝まで持続するほど肱川あらしは強く発達していた．gap 最狭部の水平気圧傾度の大きさと肱川あらしの発達が，連続の式やベルヌーイの定理を用いて理論的に説明された．

1 ．はじめに，庄内平野の「清川だし」や阿蘇山ばれ（荒川 2006）

瀬戸内海西部・伊予灘に面した愛媛県大洲市（第 1の「まつぼり風」なども気象観測や数値シミュレーショ

図）の長浜地域は，寒候期の夜間から早朝にかけて「肱

ンから研究がされてきている（Arakawa 1968；佐々木

川あらし」という強い局地風が発生することで知られほか 2004；Ishii et al. 2007；稲村ほか 2009）．

る．第 2 図に示すように，霧を伴って流れが可視化さ肱川あらしの先行研究では，流れの最下流にあたる

れる様子が興味深いこの現象は古くから研究され，夜肱川河口の長浜地域で地上風速が10m/s 程度，強風地間における大洲盆地と伊予灘の温度差と，盆地と瀬戸域も数百 m～ 1 km 範囲と狭いことがわかっている

内海をつなぐ峡谷（V 字谷）地形が肱川あらしの発生（例えば，中田 1982）．一方で鉛直方向の観測事例は少トリガーとされる（例えば，西本 1978；中田 1982；

ないが，肱川河口では強風の厚さは高度200～250m，

森・鎌田 1994；大洲市ほか 2015）．このような峡谷のその強風軸は50～150m に出現していることが確認さ中もしくは出口で吹く強風は地峡風（gap wind）と呼れた（谷治ほか 1992b；重田ほか 2014）．このとき風
速も最大で20m/s 強が観測されている．

＊1

岡山理科大学大学院生物地球科学専攻（現：株式会社
気象工学研究所）．

（連絡責任著者）岡山理科大学生物地球学部．

＊2

ohashi@big.ous.ac.jp＊3

岩手大学教育学部．

＊4

岩手大学理工学系技術部．

＊5

香川大学教育学部．

圧と風速の時系列データをもとに，大洲盆地の下層気温が低く，大洲盆地と伊予灘沿岸（肱川の河口部）の―2019年12月11日受理―

日本気象学会2020年 4 月

らしの気象観測でも，寺尾・大橋（2012）と Ohashi etal.（2015）は微気圧測定をおこなっている．彼らは，気―2019年 5 月10日受領―Ⓒ 2020

地峡風をはじめとする局地風は一般に，水平方向の気圧差をトリガーにして発達の強弱が生じる．肱川あ

気圧差が大きいほど，肱川あらしの吹き出す風速が大きくなる傾向を示した．しかし，気圧の測定が数日程
度と短期間で，気象庁アメダスで観測された風を肱川
21

226

長期観測でみられた局地風「肱川あらし」の発達と gap 地形（地峡部）の水平気圧傾度との関係

あらしの解析に用いるなど（長浜アメダス局が肱川あ生と発達に関与しているとわかるが，両地域を接続す

らしの影響範囲内にあるが，強風域から少し外れた場

る谷筋の影響はこれまで不明である．その谷筋の地峡所に位置する），解釈も限定的であった．

部を以降では gap と呼び，2.1節で改めて場所を特定

この問題を踏まえて三浦ほか（2018）は，寒候期 5する．

か月におよぶ独自の長期測定から多数の肱川あらしを

最近になって Ito et al.（2019）が肱川あらしの数値シ

捕捉することで，気圧と風速の関係性を統計的に議論

ミュレーションをおこない，肱川あらしの発生と発達した．そこでは肱川あらしの最大風速が，大洲盆地とには（1）現実に近い gap 地形の再現が必要，（2）gap

長浜の最大気圧差と相関をもつことを明らかにしてい地形の風下側でハイドロリック・ジャンプが 2 か所でる．内 陸 の 大 洲 盆 地 から肱川河口の長浜までは約認められる，（3）放射霧の有無が関与しない，（4）伊12km 離れており，この二つの地域が肱川あらしの発

予灘の海面温度（海上気温）も影響する，などを明らかにした．また彼らは，
Saito（1992）を基礎とす
る二層流体の浅水流理論から肱川あらしの力学的考察もおこなっているが，上述の（2）に連想されるように肱川の谷筋の特徴的な地形が関与して，理論から考察される
地峡風よりも複雑になることを指摘している．
以上の先行研究ではいずれも，肱川あらしの発生と発達の鍵となる gap
地形内の詳しい気象変化が明らかにされておらず，特に水平気圧傾度と風速の力学的な関係性を
長期の観測データから調べた研究はない．そこで
本 研 究 で は， 三 浦 ほ か（2018）
による独自観測のなかで未解析であった
gap 地形内の複数地点の気象データの解析を新たに加え，gap 地形内で生じる水平気圧傾度の肱川
あらしの発生・発達への影響を明らかにしていく．

第 1 図 （a）大洲盆地とその周辺の地形と気象庁アメダスなどの位置（丸印），（b）盆地から伊予灘につながる肱川の谷筋付近の拡大地形（a の破線矩形内）と独自観測地点の位置（星印）．海岸線と50m の等高線を太線で，標高100m 以上は等高線を100m 間隔で引いてある．
22

2 ．観測
2.1 地形の特徴

2017年10月25日 か ら

2018年 3 月25日までの 5〝天気〞 67．4．

長期観測でみられた局地風「肱川あらし」の発達と gap 地形（地峡部）の水平気圧傾度との関係

227

か月間（計152日），大洲盆地から肱川河口までにいたの観測点からさらに肱川河口部に近い長浜大橋や新長る地域に気象測器を設置した．研究対象地域の地形図

浜大橋の橋上で，より強い肱川あらしの風が観測されと地点名を第 1 図に示す．河口から約12km 内陸にはているが，谷を通過した直後の肱川あらしを捉えるに

標高200～500m の山で囲まれた大洲盆地があり，そこは本観測の長浜が適した地点と考える．

から肱川の流れる谷が北西方向に伸び，伊予灘へとつ

以上の地形の特徴を考慮し，本研究では狭い谷地形

な が っ て い る． 谷 幅 は 盆 地 側 の 内 陸 で 広 く500～が連続する白滝から長浜までを gap 地形と定義し，こ1000m，河口に近づくと100～200m にまで狭まる．谷のうち特に白滝―大和間を gap の最狭部と呼ぶことにを形成する山地の標高は，河口近くであっても300～する．したがって，白滝の観測地点は gap 地形上流か400m と高い．第 1 図 b 中の白滝の地点から下流方向

つ最狭部の入口，大和は gap 地形内に相当するが最狭で谷幅が狭くなっており，この地峡部が gap に相当す

部の出口，長浜は gap 地形全体の出口の地点にあるとる．

みなしていく．一方，gap 地形から2.5km ほど離れた

地上の気象観測は，大洲・白滝・大和・長浜・晴海

瀬戸内海沿岸部で，肱川あらしの影響を受けないと考でそれぞれ実施した（第 1 図 b）．河口に近い長浜と内えられる観測点として，晴海を選んだ（第 1 図 b 参照）．

陸の大洲の地点間距離は直線で13.5km あり，このあいだの谷筋に白滝と大和が位置している．大洲の観測

2.2 観測の方法

本研究で解析した気象要素は，大気圧・気温・風向

地点は，夜間に冷気湖が形成される盆地内にある（深風速である．大洲・白滝・長浜の 3 地点にある公共施石ほか 1997）．そこから肱川の下流にあたる白滝から設の敷地内や屋上（地上高 2 ～15m）に，複合気象セ

長浜までは谷地形が狭くなり，特に白滝と大和のあいンサー（WXT520；Vaisala 社）を設置した．大気圧はだが最狭部となっている様子が，第 1 図 b からもわか

屋外の風で生じる動圧ノイズの影響を避けるため建物る．大和の観測地点はその最狭部の下流出口に相当

内で別途測定することにし，大洲・大和・長浜の地表

し，谷筋に切れ目のみられる位置にある．大和と長浜の高さに微気圧センサー（MODEL 61302V；Youngのあいだにも少し狭い谷地形がみられ，長浜はその出社）を，白滝では大気圧ロガー（TR‒73U；T & D 社）口に位置する．

をそれぞれ設置した．

先行研究（中田 1982；谷治ほか 1992a）では，長浜

第2図

大洲盆地の平均標高は約10m と低いが，大洲と長浜肱川あらしの流れが霧で可視化された様子を上空から撮影した写真．
（a）大洲盆地から流れ出す放射霧が，（b）谷筋を通過し，（c）河口の長浜に到達している様子．

2020年 4 月

23

228

長期観測でみられた局地風「肱川あらし」の発達と gap 地形（地峡部）の水平気圧傾度との関係の観測地点の標高差は28m あり，現地気圧は海面補正

し，解析に用いた．また晴海では，設置環境の事情のしたあとで解析に用いた（気象庁 1998）．その海面補ため地上気温のみの測定となった．

正にあたって，各地点の標高と気圧計の設置高度をで観測期間中，機器の不具合による欠測も生じ，最終

きるだけ正確に知る必要がある．そこで，国土地理院

的には観測した152日のうち136日分が解析対象に選ばの基盤地図情報（ 5 m メッシュ標高データ）で設置場れた．肱川あらしは，肱川から発生する蒸気霧と盆地所の標高を確認し，地表面からの気圧計の設置高度をで発生した放射霧を伴った現象とみなされることが多メジャーで直接測定した．また，測器間にみられる測い（中田 1982；名越・木村 1998）．しかし実際に観測

定バイアスも，同一の場所で観測したデータを用いすると，霧を伴っていなくても肱川あらしに該当するて，最小二乗法によって作成した回帰直線から器差補強風が認められ，中田（1982）と森（1999）の観測事正した．

実や既述の Ito et al.（2019）による数値シミュレーショ

各地点での気象観測の詳細については，第 1 表にまンなどにおいても，霧の有無が肱川あらしの発生や力とめてある．風向風速は，観測地点の長浜と白滝では学に関与しないことが述べられている．中田（1982）

1 秒サンプルの 1 分平均値を解析に用いたが，大洲はの調査では，放射霧を伴う肱川あらしは全体の 6 割ほ

機器の不具合によってすべての期間で欠測となったた

どであった．そこで本研究では，霧の有無を考慮せず

め，アメダスの10分平均風速を代用した．一方，大和に次の 4 条件を満たした日を，肱川あらしの発生日とでは測定機器の理由で20分毎に風速の瞬時値を測定

みなした．

第1表

本研究の各観測地点における測定項目と，測定分解能・精度，サンプリングなどの概要．
大

気温

気圧

風向
風速

洲

MODEL 61302V（Young 社）
分解能：0.01hPa
精度：±0.2hPa
5 分毎の瞬間値を解析

長浜

MODEL 61302V（Young 社）
分解能：0.01hPa
精度：±0.2hPa
5 分毎の瞬間値を解析

WXT520（Vaisala 社）
分解能：0.1m/s， 1 °風向
精度：± 3 ％，±3.0°
風速1 秒サンプルの 1 分平均値を解析※欠測 9 日あり
24

滝

TR73U（T & D 社）
分解能：0.1hPa
精度：±1.5hPa
10分毎の瞬間値を解析

気象庁アメダス
WXT520（Vaisala 社）
分解能：0.1m/s，16方位
分解能：0.1m/s， 1 °10分値を解析
精度：± 3 ％，±3.0°※設置した WXT520（Vaisala 社） 1 秒サンプルの 1 分平均値を解析の機器不調のため※欠測 2 日あり

WXT520（Vaisala 社）
分解能：0.1℃
気温 精度：±0.3℃
1 秒サンプルの 1 分平均値を解析※欠測 9 日あり
気圧

白

気象庁アメダス
WXT520（Vaisala 社）
分解能：0.1℃
分解能：0.1℃
10分値を解析
精度：±0.3℃※設置した WXT520（Vaisala 社） 1 秒サンプルの 1 分平均値を解析の機器不調のため※欠測43日あり

晴

大

和

測定せず

MODEL 61302V（Young 社）
分解能：0.01hPa
精度：±0.2hPa
5 分毎の瞬間値を解析※欠測16日あり
Kestrel 4500（Nielsen‒Kellerman 社）
分解能：0.1m/s
精度： 3 ％
20分毎の瞬間値を解析※風速のみ測定．欠測32日あり

海

TR52（T & D 社）
分解能：0.1℃
精度：±0.3℃
10分毎の瞬間値を解析

測定せず
環境省大気汚染一般局（大屋観測局）
分解能：0.1m/s，16方位
1 時間値を解析〝天気〞 67．4．

長期観測でみられた局地風「肱川あらし」の発達と gap 地形（地峡部）の水平気圧傾度との関係

229（1）前日の午後以降に降水がみられないこと．

条件（4）は，地上天気図と長浜・大洲の風速から主観（2）前日の日没以降に長浜の風向が伊予灘へ向かう的に判断した．

南よりに変化すること．
（3）当日の 4 ～ 8 時の平均風速が長浜で 5 m/s 以上になること．
（4）温帯低気圧の通過に伴う強風の影響を受けていないこと．
肱川あらしの発生には前日の夜間から大洲盆地で地表面の放射冷却が強まることが重要とされ，海陸風の以上の判定によって，136日のうち35日分が肱川あらし発生日として検出され，したがってその発生率は26％であった．

3 ．結果と考察
3.1 肱川あらしの事例的特徴

肱川あらしが発生する谷筋の複数地点で，観測によ交替も日没以降にみられる（森・鎌田 1994；名越る調査は，いくつかの既往研究でもされている（例え2009；黒坂・名越 2014）．また，肱川あらしが発生す

ば，中田 1982；名越・木村 1998；黒坂・名越 2014）．

ると，長浜で観測される風の主風向が南へと変化する

しかし単発的な観測であったため，捉えられた肱川あ特徴も知られるため，上記の条件（1）および（2）をらしと気象変化が典型的なタイプかは不明であった．

設定した．条件（3）は，多くの既往研究で示された肱

本研究では長期間の気象観測を実施することでその問

川あらしの風速と継続時間にもとづいて設定した．さ

題を解決し，多くの肱川あらし発生事例から代表的ならに，温帯低気圧が日本海側を東進すると，大洲の広気象変化を明らかにすることができた．肱川あらし発

い範囲で南風が強まることから，肱川あらしの南風と生日における気象変化の典型パターンを第 3 図に示の区別が困難になるため，条件（4）を追加した．なおす．ここでは夜間の時間帯を中心に，2018年 1 月14～第3図

2018年 1 月14日正午～15日正午に，（a）大洲（×印）・白滝（点線）・大和（○印）・長浜（実線）で観測された地上風速，（b）白滝（点線）と長浜（実線）の風向，（c）大洲（×印）・白滝（点線）・長浜（実線）
・晴海（△印）の気温，（d）大洲（×印）・白滝（点線）
・大和（○印）・長浜（実線）の海面更正気圧の時間変化．

2020年 4 月

25

230

長期観測でみられた局地風「肱川あらし」の発達と gap 地形（地峡部）の水平気圧傾度との関係

15日の結果を概説する．

かったため，肱川あらしの発達が期待できる日に相当

三浦ほか（2018）は肱川あらしの発達と上空の一般する．第 3 図 a からわかるように，日没17時半以降す風との関係も議論しており，前日21時の700hPa 気圧

みやかに gap 内の大和と gap 下流側出口の長浜で風が面で西成分の風向が（福岡で）観測される翌朝に，肱

強くなりはじめ，長浜では10m/s に達する時間もみら

川あらしは発生しやすいと述べている．この 1 月14～れる．一方で盆地の大洲は 1 m/s 未満の静穏に近く，15日の事例も同様に，21時の700hPa および850hPa 風

gap 上流側入口の白滝でも 1 ～ 2 m/s と風は弱いた

向が西南西で，風速もそれぞれ10m/s と 5 m/s と小さ

め，白滝―大和間にある gap 地形の最狭部で肱川あらしと思われる強い風が出現していると予想される．風向（第 3 図 b）も，長浜では前日17時以降に，海へ向
かう南成分が翌朝まで安定して継続している．
気温（第 3 図 c）は大洲，白滝，長浜の順に夜間の低下が始まるが，その差が徐々に小さくなる傾向がみられた．このことから，盆地を含む gap 上流側にある冷気が gap を通過して長浜にまで到達していると予想できる．盆地から谷筋内への冷気の広がりは，ひまわ
り 8 号で撮影された 8 ～ 9 時の可視画像による放射霧の分布からも確認された．したがって，大洲盆地から第4図

2018年 1 月14日正午～15日正午に観測された，大洲と長浜（実線），大洲と白滝（細い実線），白滝と大和（点線），大和と長浜（○印）の気圧差の時間変化．いずれも前者から後者を引いた値として示している．

gap 上流側入口の白滝まで冷気湖が夜間に成長し，広い範囲で水平方向に等温な大気状態が維持されていると考える．一方，谷筋から外れた沿岸の晴海は白滝や長浜に比べて 3 ～ 4 ℃も気温が高く推移していたことから，同じ沿岸部でも gap 下流側出口の長浜のみに肱川あらしの限局的な影
響が現れているといえる．
気圧の時間変化（第 3 図 d）は総観
スケールの変動も重なって起こるため，ここでは各地点の気圧差が局地ス
ケールによる影響に起因すると考えた．第 4 図には，その気圧差の時間変化を示す．前日の日没17時以降に気圧差は開きはじめている様子がわかる．
gap の上流側に位置する大洲と白滝で下流よりも高圧な大気場が朝まで長時間持続しており，gap 内の大和やその下流の長浜に比べても 1 ～ 2 hPa ほど高い．一方の大和でも，gap 下流側出口の長浜に比べて0.5hPa ほど気圧が高い状態が夜間に続いている様子もう

第5図

26

肱川あらしが発生した35日に（a）白滝と（b）長浜で観測された，地上風の南北成分 V の時間変化．35日分を薄い実線で重ねており，時刻ごとの V に対して求めた50パーセン
タイル値を黒の太線で，その上下に25・75パーセンタイル
値を黒の実線で示している．最大値の出現時刻と，そのときの50パーセンタイル（括弧内に25・75パーセンタイル）の値もグラフ中に記した．

かがえる．

3.2 肱川あらしの気候学的特徴
3.1節の事例の結果を踏まえ，2.2節

で述べた肱川あらしの発生条件によって検出された肱川あらし35日の気候学的な特徴を分析した．第 5 図には，白〝天気〞 67．4．

長期観測でみられた局地風「肱川あらし」の発達と gap 地形（地峡部）の水平気圧傾度との関係

231

滝と長浜で観測された地上風の南北成分
V（m/s）の時間変化を35日分重ねて示している．gap 上流側入口の白滝（第 5図 a）
では，夜間の風速はかなり小さく，35日分の時刻ごとの V に対して求めた
75パーセンタイル値でも1.0m/s 未満であった．gap 下流側出口の長浜（第 5 図b）では，前日17～18時に海風から陸風への風向の交替が確認でき，早朝 6 ～ 7時まで風は増強している．50・75パーセ
ンタイル値は 6 時25分に最大を記録し，それぞれ＋7.6m/s と＋8.8m/s であった．gap 内にある大和でも風速を観測し第 6 図 肱川あらし発生日35日に観測された，大洲と長浜の気圧差（大洲から長浜を引いた値）の時間変化．35日分を薄い実線で重ねており，50パーセンタイルを黒の太線で，その上下に25・75パーセンタイルを黒の実線で示してある．最大値の出現時刻と，そのときの50パーセンタイル（括弧内に25・75パーセンタイル）の値もグラフ中に記した．

ているが，測器が他の地点と異なり，また欠測日数の多さやサンプリング間隔の粗さのため参考値になるが，50・75パーセンタイル値はそれぞれ＋5.5m/s と＋6.4m/s を示し，風速の変動も長浜の特徴に近かった．
大洲と長浜の気圧差（第 6 図）は，17～19時以降に大洲のほうが高圧化する状態が長時間続いている．この関係は第 3 図の事例解析でもみられた特徴で，大洲から長浜を引いた気圧差ΔP の値は夜間に漸増していき， 翌 朝 の 6 時50分 に は50パ ー セ ン タ イ ル 値 で＋1.02hPa の最大値を記録した．これは，長浜で観測される V（第 5 図 b 参照）の最大値が出現する時刻に比べて25分ほど遅れているが，良い対応がみられる．
そこで，この気圧差と肱川あらしの風速との同調性を捉えるため，肱川あらし発生日35日分のΔP と長浜で観測された V の相関分析をおこなった（第 7 図）．
いずれも前日の正午から肱川あらしが終息した正午までの24時間に観測された 5 分値に対しての散布図である．長浜の V はもともと 1 分値であったが，この解析

第7図肱川あらし発生日35日に観測された，大洲と長浜の気圧差と長浜の風速との関係． 5
分値に対してプロットした結果．第一象限
内と第三象限内のプロットに対し，95パー
センタイルと99パーセンタイルのラインをそれぞれ示してある．破線は全プロット（N＝9,993）に対する回帰直線（相関係数 r＝0.80）をあらわす．

のために 5 分値を改めて抽出している．グラフ第一象
限内の分布が肱川あらし発生時間に相当し，大洲と長ンタイル値は（－1.30hPa，－5.3m/s）であった．し浜のΔP が大きいほど V も強く観測されている．外れたがって肱川あらし形成時のΔP の絶対値は，日中に値を除くため，目安として（ΔP，V）分布の95および現れる海風の最大1.4倍，V の絶対値は2.0倍と見積も99パーセンタイル線を図中に示すが，肱川あらし発生

られる．第 7 図は月別にも分布の特徴を確認してみた

時の99パーセンタイルに相当する値は（＋1.79hPa，が，季節による違いは特に認められなかった．

＋10.4m/s）であった．時刻別の水平気圧差と地峡風

三浦ほか（2018）は最盛期に相当する風速と水平気の強さが非線形的な関係になる結果が，佐々木ほか

圧傾度の関係を示したが，肱川あらしの発生に限定し（2004）の清川だしの解析で確認されているが，この図ない解析であった．本研究では肱川あらし発生日を全では線形に近く，一日ごとにみても同様な傾向がみら

観測日から区別して，肱川あらしの最大風速 Vmaxと水れた．一方，グラフ第三象限内の分布は長浜で観測さ平気圧差ΔPmaxの関係を調べてみた（第 8 図）．以降でれる日中の海風に相当し，その（ΔP，V）の99パーセ

示す各気象要素の時間最大値には，前述までに示した2020年 4 月

27

232

長期観測でみられた局地風「肱川あらし」の発達と gap 地形（地峡部）の水平気圧傾度との関係

50パーセンタイル値を用いていく．第 8 図のプロット

一方，肱川あらしの非発生日であっても第 8 図のグ

は，観測期間136日すべての結果を示している．このう

ラフ第一象限内に分布がみられるが，これらは2.2節

ち肱川あらしの発生日として検出された35日（図中ので定義した肱川あらしの発生条件から除外された日に○印）は，いずれもグラフ第一象限内に含まれている相当する．このうち Vmaxが10m/s 前後に達する日は，

こ と が わ か っ た．ΔP maxと V maxの 関 係 は 三 浦 ほ か

いずれも温帯低気圧の接近や通過に伴う強い風の影響（2018）で示された特徴に近いが，肱川あらしが発生しを受けていた．

た日は大洲と長浜のΔPmaxが＋0.8～＋2.3hPa，長浜の Vmaxは＋7.5～＋12.1m/s の範囲に特定される．肱

3.3 gap 地形に沿った水平気圧傾度の変化

前節までの解析によって，長浜で観測される肱川あ川あらし発生日のΔPmaxと Vmaxのあいだには正の相関

らしの発達と大洲盆地の高圧化の連動について，長期が認められるが，やや曲線的な関係に近く，非線形モ

データからも先行研究（例えば，寺尾・大橋 2012；

デル関数を最小二乗法によって求めることで次のようOhashi et al. 2015）を支持する結果が得られた．ここな近似式が得られた．ただし非線形関数には tanh をからは，新たに白滝と大和で観測された気圧も含める採用した．

ことで，大洲と長浜を接続する gap 地形に沿った水平

Vmax＝11.63×tanh（1.12×ΔPmax－0.14）（1）

気圧傾度の特徴と肱川あらしの風速との関係を考察していく．

第 7 図で述べたように，佐々木ほか（2004）による

第 9 図には，上流側から順に大洲―白滝間（盆地か

清川だしの観測結果では一日の V とΔP の時間ごとのら gap 上流入口まで），白滝―大和間（gap 上流側入対応性が示されており，ΔP が増加すると V の増大は口から gap 内まで）
，大和 ― 長浜間（gap 内から gap

徐々に抑えられる特徴が認められた．式（1）のように

下流側出口まで）の気圧差の時間変化を示している．

肱川あらしの VmaxとΔPmaxに対してみても，同様に線

以降ではこれらを順に，ΔPoz‒sr，ΔPsr‒ym，ΔPym‒ngと呼形関係とはならない．これは後述する式（6）のエネル

称する．第 6 図と同様に，いずれも肱川あらし発生日

ギー保存式からわかるように，理論的には肱川あらし

35日分のΔP を重ねた図である．ΔPoz‒sr（第 9 図 a）はの風速が水平気圧傾度の平方根に比例することと関係前日の日没から夜間，差がほとんどみられない状態でしていると考えられる．

持続している．肱川あらしが最盛期を迎える朝 8 時以
降にやや大洲のほうが高圧となるが，＋0.17hPa（50パーセンタイル値，以降も同様）と小さい．この二地点の気温差ΔT も同じ時間帯で最小になっていたことから，3.1節でも触れたように盆地から gap 上流側入口の範囲まで熱的に均質な大気が広がっているとわかる．（第 1 図の地形図からもわかる）
白滝と大和を隔てる肱川両岸にある500～600m の山が狭まってできた
gap 地形の最狭部によって，大洲盆地から白滝まで冷気が溜まるように広がると考えられる．
一方，ΔPsr‒ym（第 9 図 b）は前日の日没以降，時間の経過とともに線形的に増加しており，肱川あらしの最盛期には＋0.62hPa にまで達する．この白滝―大和間の下流になる大和から長浜までは gap からの出口に

第8図

28

観測期間136日分に対する大洲と長浜の最大気圧差ΔPmaxと長浜の最大風速 Vmaxとの関係．○は肱川あらしの発生日，×が非発生日をあらわす．実線の曲線は，肱川あらし発生日に対して作成された式（ 1 ）の近似曲線を示す．また参考として，3.1節で述べた2018年 1 月14～15日のプロットの位置を図示している．

相当するが，そのΔPym‒ng（第 9 図 c）はΔPsr‒ymと比べて早朝までの増大が前夜23～ 0 時にはほとんど止まって い る よ う に み え る． 肱 川 あ ら し 最 盛 期 に お け る

ΔPym‒ngは最大＋0.50hPa（これは瞬間的に大きな値で，その前後は＋0.37～＋0.40hPa で推移）で，白滝―大和間よりもやや小さい．したがって，第 6 図でみられた大洲盆地と肱川河口の長浜とのあいだのΔP が時〝天気〞 67．4．

長期観測でみられた局地風「肱川あらし」の発達と gap 地形（地峡部）の水平気圧傾度との関係

233

間ともに徐々に増大していく特徴は，おもに白滝―大21～ 1 時は発達期， 6 ～10時は最盛期に相当し，いず和間の気圧差に起因するものである．

れも時間平均値としてある．図からは，最盛期の時間

白滝―大和間，大和―長浜間の直線距離はそれぞれ帯にΔPsr‒ymの値が大きな日ほど肱川あらし最盛期の2 km ほどで，ほぼ等しい．したがって肱川あらしが風も強くなる傾向がみられる（相関係数 r＝0.60；危強く発達するときは，gap 地形の最狭部で大きな水平

険率 1 ％で有意）．また，図中には21～ 1 時と 6 ～10時

気圧傾度が生じていることが示唆される．そこで，局の時間帯での比較を示したが，夜間に肱川あらしが吹地的に発生する gap 地形の水平気圧傾度と肱川あらし

き始めてから遅い（当日の早朝に近い）時間帯ほど，の発達との対応をできるだけ厳密に議論できるよう，

この関係性は明瞭に現れた．したがって，肱川あらし以降では一般風による影響を少しでも排除して考察しが強く発達する（早朝に最大風速が大きくなる）条件ていく．気象庁メソ客観解析値の850hPa 面スカラーとして，gap 上流口の水平気圧傾度が特に早朝の時間

風速が，大洲盆地を含む格子点で前日21時および当日

帯まで大きく維持されることが重要だと考えられる．

3 時にいずれも10m/s 未満であった日のみを，肱川あらし発生日35日の中から抽出した．
その結果，一般風の影響を受けていない肱川あらしが発達した日として25日分が選ばれた．また以降では，
長浜で観測される風速を，肱川あらしの発達強度の目安に用いていくことにする．
この25日に対して，上流側から各地点間におけるΔPoz‒sr，ΔPsr‒ym，Δ
Pym‒ngの最大値と，その日に発達した肱川あらしの強さとの関係を，第10図にそれぞれ示す．ΔPoz‒srの最大値（第10図 a）は肱川あらしの発達にほとんど関与していないとわかる
一方，gap 地形の最狭部にあたるΔ
Psr‒ymが肱川あらしの発達と最も関係している（第10図 b）．その気圧傾
度 は 2 km ほ ど の 短 い 水 平 距 離 で1 hPa を超える大きな日もみられ，
同じ地狭風の清川だしなどと比べても空間的にかなり限局化した現象といえる．gap 下流側出口の長浜で観測された Vmaxとの相関をここでは示
したが，その長浜に一番近い gap 最下流の区間ΔPym‒ng（第10図 c）に比べて，それより上流側のΔPsr‒ymに肱
川あらしの Vmaxが強い感度をもつ特徴は，興味深い．
gap 地形の最狭部のΔPsr‒ymと肱
川あらしの風速との関係を，前夜
21～ 1 時と6～10時のそれぞれの時
間帯で調べた結果を第11図に示す．
2020年 4 月

第 9 図 肱川あらし発生日35日に観測された，（a）大洲と白滝の気圧差ΔPoz‒sr，（b）白滝と大和の気圧差ΔPsr‒ym，（c）大和と長浜の気圧差ΔPym‒ngの時間変化．それぞれ前者から後者を引いた値．35日分を薄い実線で重ねており，50パーセン
タイルを濃い太線で，その上下に25・75パーセンタイルを濃い実線で示してある．最大値の出現時刻と，そのときの50パーセンタイル（括弧内に25・75パーセンタイル）の値
もグラフ中に記した．
29

234

第10図

長期観測でみられた局地風「肱川あらし」の発達と gap 地形（地峡部）の水平気圧傾度との関係

一般風の影響が小さい条件で肱川あらしが発達した25日分における，（a）大洲と白滝の気圧差ΔPoz‒sr，（b）
白滝と大和の気圧差ΔPsr‒ym，（c）大和と長浜の気圧差ΔPym‒ngの最大値と長浜の最大風速 Vmaxとの関係．
破線はプロットに対する回帰直線（r は相関係数）をあらわす．

ここで，hsrと hymは白滝上流側と大和下流側における冷気流体の厚さ（m），usrと uymは白滝と大和での風
速をあらわす．ただし hymは，白滝―大和間の gap 最狭部による幾何学的な変形を受けた直後の流体を考える．bsrと bymは白滝と大和の代表的な谷幅（m）であり，国土地理院の基盤地図情報（ 5 m メッシュ標高データ）の解析から，bsrを白滝の上流側範囲，bymを白滝から大和までの gap 最狭部の範囲に対して算出した．その結果，bym（＝1.6km）が bsr（＝3.2km）の半分の数値に相当するとわかった．白滝側にある冷気が第11図

一般風の影響が小さい肱川あらし発生日
25日における，gap 最狭部ΔPsr‒ymと肱川
あらしの風速との関係．肱川あらしの発
達 期21～ 1 時（× 印 ） と 最 盛 期 6 ～10時（○印）の平均値での結果をそれぞれ示す．
破線と実線はそれぞれ，発達期21～ 1 時（×印）と最盛期 6 ～10時（○印）のプロットに対する回帰直線（r は相関係数）をあらわす．

密度の異なる大気中を流れ進む二層流体とみなせば，
静水圧平衡から次のような関係式が示される（例えば，
小倉 1997）．

ΔPsr－ym＝ρg（h′ sr－hym）＝ρg

Δθ（hsr－hym） （3）θ0

ここでρは空気密度（kg/m3），g′ は浮力の効果を考慮 し た 重 力 加 速 度（m/s2），g は 通 常 の 重 力 加 速 度（m/s2），Δθ は白滝側にある冷気流体と周囲の大気と3.4 理論的考察の温位差（K）をあらわす．一様な冷気層の温位をθ0

前節までに述べた観測結果，特に水平気圧傾度と肱（K）とし，その周囲を一様な温位θ1の大気が海上まで

川あらしの風速の大きさが，gap 地形によって流路の続いた二層流体と仮定すれば，大洲と晴海で観測され狭くなる作用として理論的に説明できるかを考察してた気温差がΔθ（＝θ1－θ0）に近いと考えられる．

みる．

式（2）を式（3）に代入して整理すると，最終的にgap 地形の最狭部である白滝から大和までを通過す

次式を得ることができる．

る流れの水平気圧傾度は 2 km ほどの短い距離で生じていたが，肱川あらしの流体変化には次式の質量保存（連続の式）が成り立っていると考える（例えば，

30

Δθ
b u
h（1－ sr sr ）
θ0 sr
bym uym（4）

なお式（4）中の bsr/bymは，前述の地形解析から2.0

Arakawa 1969；Saito 1992）．
hsr usr bsr＝hym uym bym

ΔPsr－ym＝ρg（2）の数値を与えることになる．この式によって，実際に観測した風速と気温を用いて理論上出現するΔPsr‒ym〝天気〞 67．4．

長期観測でみられた局地風「肱川あらし」の発達と gap 地形（地峡部）の水平気圧傾度との関係

235を算出してみる．肱川あらし発生時に大洲盆地でみら

置エネルギーから運動エネルギーへの変換が，発生日

れ る 冷 気 層 の 厚 さ が400m ほ ど で あ る こ と を 名 越

25日に対して次のような風下側の風速強化をもたらす（2009）は述べており，hsr＝400m と定数で与えることと算出された．

にした．観測されたΔPsr‒ymは 6 ～ 8 時に極大をもっていたため（第 9 図 b 参照），各変数にはこの時間帯の平均値を代入する．ただし uymは観測値のサンプリン
グと測定精度に問題があるため，かわりに長浜で観測

白滝―大和間：
7.2～13.6m/s（50パーセンタイルは10.6m/s）
大和―長浜間：
4.9～11.8m/s（50パーセンタイルは9.5m/s）

された風速を用いてみる．第 3 図 a で示したように，

実際に長浜で観測された肱川あらしのスカラー風速

大和でも風は長浜に匹敵するほど強くなっていることは日によって異なるが，最盛期に 7 ～12m/s であったが予想される．以上の設定で，一般風の影響を受けてことからも，位置エネルギーから運動エネルギーへのいない肱川あらしが発生した25日に対して式（4）から変換による肱川あらしの強風の生成を，地上で観測さ推定されたΔPsr‒ymは，0.17～0.72hPa（50パーセンタ

れた水平気圧傾度の大きさから説明することができる．

イルは0.39hPa）の範囲となった．これは実際に観測

肱川あらしには，ハイドロリック・ジャンプ現象のされたΔPsr‒ymの範囲ともよく対応していることから存在がいくつかの既往研究で示唆されてきた（名越・も，白滝―大和間にある gap 最狭部で観測された水平

木 村 1998； 名 越 2009；Ito et al. 2019）．そこでは

気圧傾度は，急に狭くなる谷状地形を大洲で生成されArakawa（1969）や Saito（1992）の浅水流理論を基た冷気が通過する状況で生じ得る大きさであるといえ礎とした理論的・実験的な考察によって，gap 地形のる．また，式（2）から得られる hymも50パーセンタイ

下流側で流れの高度が下がり定常ジャンプが形成され

ル値で196m と，設定した hsrの半分程度にまで薄くなる，おろし風的な性質も述べられている．中田（1992）

る．第 2 図 a でも，gap を通過する流体頂部の高度がの航空機からの撮影や名越（2009）の立体地形模型の降下している様子が，霧によって可視化されている．

室内実験からも，吹きおろす流れが発達した肱川あらArakawa（1969）や Saito（1992）は，山を乗り越し の 特 徴 と し て 明 ら か に 認 め ら れ る． 名 越・ 木 村

える非圧縮性流体のエネルギー保存（ベルヌーイの定（1998）は，第 1 図 b の大和の地点にある大和橋付近

理）を地峡地形にも拡張した議論をおこなっている．

に肱川あらしのジャンプの存在を示唆し，Ito et al.

本研究でも白滝―大和間の最狭部と，その風下にあた（2019）による数値シミュレーションでも同じ付近でる大和―長浜間の gap 地形を冷気流が順に通過していジャンプが計算されていた．この場所は gap 地形最狭

く状況を想定し，浅水流に対して次式が成り立つこと部の出口にあたり，前述の理論的考察で示した白滝―を考える．

大和間の2km ほどの短い距離で位置エネルギーから

1
12
ρui2＋ρg′hi＝ ρui＋1＋ρg′hi＋122

運動エネルギーへの変換が生じていることを裏づけ（5）

る．しかし，第 1 節で触れたように Ito et al.（2019）のシミュレーションではもう一つのジャンプがさらに風

ここで下付きの記号 i と i＋ 1 は地点を意味し，数字下で計算されているが，それは長浜の地点よりもさらが 1 の場合は白滝（sr）， 2 は大和（ym）， 3 は長浜に風下の位置であり，本研究の観測データからは明ら（ng）である．両辺の第 2 項が各地点において冷気流かでない．

がもつ位置エネルギーをあらわし，式（3）の静水圧平衡によって地上の気圧と関係づけることで次式が得られる．

4 ．まとめ本研究では，愛媛県大洲市で発生する局地風「肱川

1
1
2
ρui＋1
＝ ρui2＋ΔPi－（i＋1）
22

あらし」の発達と gap 地形（地峡部）の水平気圧傾度（6）との関係を明らかにするため，2017年10月25日から
2018年 3 月25日までの 5 か月間に，大洲盆地と沿岸の空気密度ρを 1 kg/m と仮定し，式（6）右辺の項に長浜地域をつなぐ肱川の谷筋で気象観測を実施した．

観測値を代入することで，gap 通過時の気圧傾度から本研究の解析結果からは，肱川あらしが発達する日に形成される風速を推定できる．式（4）のときと同様に関して次のような知見を新たに得ることができた．

朝 6 ～ 8 時の時間平均値を用いた結果，冷気流体の位・谷筋内にある gap 地形を境界に，その上流側の白滝

3

2020年 4 月

31

236

長期観測でみられた局地風「肱川あらし」の発達と gap 地形（地峡部）の水平気圧傾度との関係から大洲盆地で夜間は静穏な状態が維持されていた．一方で白滝から下流側の gap 内に入ると，大和謝辞

大洲市教育委員会，大和公民館，大洲市立平小学校，まで 1 ～ 2 km の短い距離で風は増強し，gap から

大洲市立白滝小学校，大洲市立長浜中学校，大洲市文

吹き出していた．いくつかの先行研究（例えば，中化スポーツ課，愛媛県大洲土木事務所の皆様には，長田 1982；名越・木村 1998；黒坂・名越 2014）によ

期間の気象観測にご理解とご協力を頂きました．東京

る事例観測の結果からも同様の特徴は指摘されてい大学大気海洋研究所・伊藤純至助教には，解析に際したが，本研究では長期観測から肱川あらしの気候学て有益なご助言を頂きました．最後に，査読者の皆様的な性質を捉えることができた．

ならびに編集委員の藤部文昭様には，本論文の改訂に・肱川あらし発生時における大洲盆地と gap 下流側出口の長浜との気圧差の絶対値は，日中に現れる海風

有益なコメントを頂きました．心より感謝を申しあげます．

の1.4倍，風速は 2 倍程度に及ぶ大きさであった．その気圧差と長浜の風速は，一日のなかで線形に近い関係で変動を示していた．
・肱川あらしは gap 下流側出口にある長浜の地点で最も強く観測されるが，長浜が近い gap 内下流側の大和―長浜間の水平気圧傾度よりも，gap 内上流側の白滝―大和間の水平気圧傾度に強い感度をもっていた．白滝と大和のあいだは gap 地形のなかで最も流路が狭い区間となっている．
・gap 下流側の大和―長浜間の気圧差に比べて上流の白滝―大和間の気圧差が大きくなる状態が早朝まで持続するほど，肱川あらしが強く発達する傾向がみられた．したがって gap 上流口の水平気圧傾度の大きさが，強く発達する肱川あらしの鍵になっていると考えられる．
・谷が特に狭い地形となっている白滝―大和間で観測

参イの定理などから説明できる．
本研究では地上で測定された気圧と風速のそれぞれ

その直上の大気圧や風速の時空間変化も同時に捉えた議論が，今後の課題に挙げられる．
また第 1 節でも触れたように Ito et al.
（2019）のシ
ミュレーションでは，長浜からさらに風下の伊予灘海上にもハイドロリック・ジャンプ現象と肱川あらしの強風が示されている．肱川あらしの地上観測をおこ

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の変化から，肱川あらしの発達を論じてきた．しかし，実際の現象は三次元で流動するため，特に流体上部と文

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された水平気圧傾度の大きさと，それによってもたらされる肱川あらしの強風は，連続の式やベルヌー

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Haruka MIURA＊1, Yukitaka OHASHI＊2, Toshiyuki NAGOSHI＊3,
Norihiro NASUKAWA＊4 and Toru TERAO＊5＊1

Graduate School of Biosphere‒Geosphere Science, Okayama University of Science（Present affiliation:
Meteorological Engineering Center, Inc.）＊2（Corresponding author）Faculty of Biosphere‒Geosphere Science, Okayama University of Science＊3
Faculty of Education, Iwate University＊4
Division of Technical Support, Iwate University＊5
Faculty of Education, Kagawa University（Received 10 May 2019; Accepted 11 December 2019）2020年 4 月

33