地球環境研究，Vol.22（2020）

1991年台風19号（T9119）に伴う青森県南西部の山岳風下側に発生した猛烈な風の形成について
吉

﨑

正

憲＊
矢 野

髙 咲 良 規＊＊
雄 大＊＊
中 川

田 中 洋
清 隆＊

祐＊＊＊

キーワード：リンゴ台風，おろし風，温帯低気圧化
額は5679億円にも達し，当時の台風被害額としては最高

１．はじめに金額だった（平成３年台風第19号災害記録誌編集委員会

台風は，強風による風害，豪雨や大雨による水害，海編 1993）．

水の吸上げ作用による高潮害などをもたらす．最盛期のT9119の調査研究としては，柳野（1992），藤部（1992，

台風はほぼ軸対称構造を持ち，台風の眼ははっきりとと

1993），梶川ほか（1995）等がある．藤部（1992）は，らえることができる．ところが，台風が日本付近に近づ

九州では台風中心の後面に寒冷前線が現れ，急激な強くと，温帯低気圧化して台風中心に対して非対称的な構

い北西風と気温低下を伴ったことを見出した．また藤造となり台風の眼は見えなくなる．その結果，メソ前線部（1993）では，T9119，台風5415（洞爺丸台風），台

帯に特有の降水パターンや風系の発現，台風が進行する

風6118（第２室戸台風）の３つの台風を比較し，T9119

方向の西側にpressure dipの発生，可航半円の山岳斜面の中心域は広い低圧部で弱風域があったことを述べてい域で強風の発生があったりする（藤部 1992，筆保・塚る．しかし，T9119が青森県周辺へ接近した時に強風が本 2000，Mashiko 2008）．また台風が日本列島を通過す発生した要因までは言及しなかった．

る際に山岳と絡んで局地的な強風が吹くことがあり，地そこで本研究では，気象庁・非静力学数値予報モデル

球の自転が効かないような数10kmの山岳スケールでは（Japan Meteorological Agency Non-Hydrostatic Model;

おろし風やはね水現象が発生したりする．それらは各地

JMA-NHM）を用いて，T9119の接近・通過時に発生しの特有な名称で呼ばれ，例えば，岡山県（県境は第３た青森県南西部の猛烈な風の構造と山岳の影響について

図ａに表記）の広戸風（中村ほか 2002，Fudeyasu et al.

調べた．また山岳を除去したときとT9119 と同様な経

2008），愛媛県のやまじ風（Saito 1994）等があり，その路をとった３つの台風（T0416，T0418，T0514）につ

総合的なまとめとして，北畠（2013）がある．ここでは，いても比較し，青森県南西部の山岳域に起きた逆転層の風の強さに関する呼び方として，簡単のため，30 m s
－1

－1

－1

以上の強さの風を猛烈な風，15 m s から30 m s 以下

下降・強化によって，強烈なおろし風が形成されただろうことを述べる．

の強さの風を強風とする．
1991年８月から９月は台風の日本列島への接近や上陸が多かった．中でも，1991年９月25日から28日にかけて出現した台風19号（以後，T9119と呼ぶ）は，長崎県に２．対象地域の地形とT9119の概況
２．１

対象地域の地形

上陸し非常に強い勢力で日本海を通過した．その際，九日本および日本周辺の地形の概観と青森県を中心とす

州地方や中国地方には高潮を起こし，世界遺産の広島

る東北地方北部～北海道南部の地形分布を第１図に示す．

県・厳島神社の鳥居が破壊された．また青森県では猛烈

青森県には中央部に位置する八甲田山（最高峰1,584m

な風が吹き，収穫前のリンゴの落果・倒木の被害が起の複数火山の総称）があり，その西側には津軽平野と岩こった．これから，この台風は通称“リンゴ台風”と呼木山（標高1,625m）や標高1000m級の白神山地がある．

ばれる．T9119により，死者62名，負傷者1261名，被害

立正大学地球環境科学部
立正大学大学院地球環境科学研究科＊＊＊
東芝デジタルソリューションズ
＊

＊＊

35

R6_図_リンゴ台風_2020022

第1図

1991年台風19号（T9119）に伴う青森県南西部の山岳風下側に発生した猛烈な風の形成について（吉﨑・髙咲・田中・矢野・中川）(b) Domain 2(a) Domain 1

渡島半島

日本海

秋田

⻘森

輪島

厳島

津軽平野
岩木山
白神山地

日本海

北海道

A’
弘前

A

⻘森
八甲田山

秋田

太平洋

第2図

R6_図_リンゴ台風_20200222

第１図 （ａ）日本および日本周辺の地形の概観と（ｂ）青森県を中心とする東北地方北部～北海道南部の地形分布．

第1図 (a) （ａ）の領域は数値モデルのDomain
日本および日本周辺の地形の概観と(b)青森県を中心とする東北地方北部
1の領域であり，東北地方北部を拡大した領域（破線域）はDomain 2
である．
（ｂ）の測線A-A’
は，第８図，第10図，第11図における水平方向である．
～北海道南部の地形分布．
(a)の領域は数値モデルのDomain（ｂ）内部の破線域は第1の領域であり，東北
10図下図で用いる山岳を除去した領域にあたる．
地方北部を拡大した領域（破線域）はDomain 2である．(b)の測線A‐A‘は，第8図，第10図，第11図における水平方向である．(b)内部の破線域は第10図下図で用いる山
(c)
(a)
(b)
09270900
09280900
09260900
岳を除去した領域にあたる．

第２図

1991年（ａ）９月26日９時，（ｂ）27日９時，（ｃ）28日９時の地上天気図．実線の等圧線の間隔は４hPaである．

第2図 1991年(a) 9月26日9時，(b) 27日9時，(c) 28日9時の地上天気
図．実線の等圧線の間隔は4 hPaである．

２．
２T9119の概況

T9119が日本海上から北海道・渡島半島に再上陸するまでの９月26日，27日，28日の９時の地上天気図を

は，台風中心は石川県・輪島市北の日本海上にあり，955hPaの強い勢力のままで北東に進み，９時には北海道・渡島半島に再上陸した．

第２図に示す．以後時間の表記は日本標準時（Japan

第４図は，28日０時～12時の青森，弘前，秋田でのStandard Time, JST；JST＝世界時＋９）とする．27日

アメダス（Automated Meteorological Data Acquisition

９時にはT9119は温帯低気圧化して台風中心の南側に寒System） 観 測 点 の 風 向・ 風 速・ 気 温 の 時 系 列 で あ

冷前線が見られた．

る．青森では28日０時から５時までは弱風であったが，第３図（ａ）はT9119のベストトラックの解析デー

T9119が接近した頃の６時になると風速は28 m s－1（６タをもとにした経路図である（○参照）．28日３時に時５分には53.9 m s－1の最大瞬間風速）を観測した．強36

R7_図_リンゴ台風_rev2_20200304

第3図

地球環境研究，Vol.22（2020）(a)

955hPa09281200(b)

966hPa09280900
967hPa⻘森

09280600
966hPa955hPa秋田09280300 968hPa
09280000
968hPa955hPa09272100955hPa

山形
新潟

T0514
T9119

T0418
T0416

富山
石川

観測データ ○
観測データ ○

第4図

955hPa

計算結果 (モデル) □計算結果 (モデル) □R6_図_リンゴ台風_20200222

第３図 （ａ）T9119のベストトラック（○）とモデル計算（□）の経路と主な県名．（ｂ）T9119（実線），T0416（点第3図線）(a)，T0418（破線）T9119のベストトラック(○)とモデル計算(□)の経路と主な県名．(b)T9119 (
，T0514（一点鎖線）の経路．（ｂ）の○，□，◇，△はT9119，T0416，T0418，
実線)，T0416(点線)，T0418 (破線)，T0514 (一点鎖線)の経路．（b）の〇，□，◇，△はT0514が青森県に最接近した時間における位置であり，その時の鉛直分布を第11図に示す．

T9119 ，T0416，T0418，T0514が青森県に最接近した時間における位置であり，その時の鉛直分布を第11図に示す．
(b) 弘前(c) 秋田(a) 青森第４図

1991年９月28日０時～12時の（ａ）青森，（ｂ）弘前，（ｃ）秋田のアメダス観測点の風向（○：°）・風速（破線：m s－1）と温度（実線：℃）の時系列．

第4図 1991年9月28日0時～12時の (a) 青森，(b)弘前，(c) 秋田のアメダ
ス観測点の風向（○：°）・風速（破線：ms－1）と温度（実線：℃）の時系温であった．青森アメダス観測点における気温に着目す風が吹いた時間帯（６時－９時）では南西風であった．
列．
弘前や秋田でも，弱いものの青森と同様の風の変動が見ると，４時に約26℃，６時に30℃近くと高温になった．

られた．こうしてT9119が接近した５時から８時にかけて，秋田県から青森県までの広い範囲で10 m s－1以上の南西寄りの風が吹いていた．
第５図はT9119が日本海上を通過したときのアメダス

３．数値モデルの概要
本研究の４章で用いた数値モデルはJMA-NHMであり，観測点の地上気温の水平分布である．28日２時には日その計算領域は２段階である（第１図）．まずDomain

本海海岸沿いの富山県～山形県では29℃以上の高温域が1（D1） は 水 平 格 子 間 隔 と し て ５km（領 域450×450）

存在し，４時には高温域は新潟県～秋田県と北東に移動である．また東北地方を拡大した計算領域をDomain 2

し，６時には青森県南西部へ移動していった．T9119が（D2） と し て， 水 平 格 子 間 隔 は １km（領 域500×500）

これらの地域に接近した頃は９月下旬の夜中から朝方でで，D1にネスティング計算を行った．計算時間は，D1あり，30℃近い気温は季節や地域からいっても異常な高では27日21時から40秒間隔で18時間，D2では28日０時
37

第5図
1991年台風19号（T9119）に伴う青森県南西部の山岳風下側に発生した猛烈な風の形成について（吉﨑・髙咲・田中・矢野・中川）

(a)

第５図

09280200(b)(c)

09280400

09280600

1991年９月28日（ａ）２時00分，（ｂ）４時00分，（ｃ）６時00分におけるアメダス観測点の地上気温（℃）の水平分布．
第5図 1991年9月28日(a) 2時00分，(b) 4時00分，(c) 6時00分におけるア

メダス観測点の地上気温（℃）の水平分布．

から３秒間隔で12時間実施した．初期値・境界値として，はなくなった．

D1は気象庁55年長期再解析データ（Japanese 55-year

T9119の構造変動を見るために，高度1.46kmの28日２

Reanalysis; JRA-55） を 用 い た．D1とD2と も に 鉛 直 層時から10時までの２時間ごとの風と相当温位の水平分布

数は40層とした．物理過程のうち雲物理過程では，D1，を第７図に示す．相当温位の分布から，総観スケールのD2は同じく水蒸気，雲水，雨水，雲氷，雪，あられを温暖前線や寒冷前線を描くことができた．青森県に注目変数として扱った．

すると，４時頃に台風中心から南東－北西に延びる温暖前線が通り，６時頃には台風中心から南北に延びる寒冷４．計算結果４．
１

T9119の経路

前線が通った．この寒冷前線の通過により，その西側では総観スケールの寒気が流入していて相当温位は小
さい値となった．青森アメダス観測点では６時５分に（ベストトラックの解析値のほかに）モデル計算によ53.9 m s－1の最大瞬間風速を記録し（第４図（ａ）），強るT9119の経路を第３図に示す（□参照）．実況と比べて，

風が吹き始めたタイミングは寒冷前線の通過と整合的でモデル計算の台風の中心気圧は10～15hPaほど高かったあった．そのあと９時頃まで強風が持続し，10時になるが同様の経路をたどっていた．これから台風は十分再現と青森県では前線の影響は見られなくなった．

されたと判断して，数値実験の結果を以後解析した．
４．３
４．
２

総観スケールから見た場の構造変動

山岳スケールから見た測線A-A’断面における青森県南西部の気象場

まずモデル計算による28日２時から10時までの２時間

ここでは，数10kmスケールの山岳スケールで測線ごとの地上気温，地上気圧，地上風の水平分布を第６図

A-A’（第１図（ｂ）参照）に沿った気象場を眺めてみる．

に示す．地上気温は，28日２時には石川県～山形県の海モデルで再現された津軽平野における猛烈な風は６時か岸付近では29℃以上の高温域が見られ，４時になると，ら８時までの間であった．そこで28日５時30分，６時00

新潟県～秋田県に移動していた．さらに６時になると，分，６時30分の風・鉛直流・温位・水平風の絶対値の鉛

高温域は青森県西部にあった．この高温域は，アメダス

直断面図を第８図に示す．

観測点で観測された地域と同様であった．また地上気圧

第８図上図の鉛直流をまず見る．モデルは地形に沿う及び風の場では台風中心をはっきり見ることができる．

座標系を用いているために山岳の風下側斜面域では下降

中部山岳域から日本海側までの風の場を見ると，台風中流が現れるのでその解釈には注意が必要であるが，第８心に向かって南風が吹き込み，日本海側の海岸域の高温図（ａ）（ｂ）（ｃ）の比較から，時間とともに下降流をは山岳によるフェーン現象であったと考えられる．同様表す青色が濃くなっており，下降流が強化されていたこの指摘は柳野（1992）によってもなされた．８時から10とが分かる．これは，T9119が接近していて地上風が強時にかけてT9119は青森県から離れることになり高温域まったことも関係する．

38

地球環境研究，Vol.22（2020）(a) 09280200(b) 09280400

R6_図_リンゴ台風_20200222(c) 09280600

×××(d) 09280800(e) 09281000

×

第６図

第6図 1991年9月28日 (a) 2時00分，(b) 4時00分，(c) 6時00分, (d) 8時00分,(e) 10時00分
における数値モデルによって求められた海面更正気圧（
実線: hPa，5 hPa毎の間隔），
地上気温（カラー：℃）と地上風（ベクトル）の水平分布．×は台風中心を表す．

1991年９月28日（ａ）２時00分，（ｂ）４時00分，（ｃ）６時00分,（ｄ）８時00分,（ｅ）10時00分における数値モデルによって求められた海面更正気圧（実線：hPa，５hPa毎の間隔），地上気温（カラー：℃）と地上風（ベクトル）の水平分布．×は台風中心を表す．

(a) 09280200(b) 09280400

R6_図_リンゴ台風_20200222(c) 09280600

×××(d) 09280800

×

第７図(e) 09281000

第７図 1991 年 9 月 28 日の(a) 2時00分，(b) 4時00分，(c) 6時00分， (d) 8時00分，(e) 10時00分における高度1.46kmの相当温位（カラー：K）と風（ベクトル）の水平分
布．半円付実線が温暖前線，
三角付実線が寒冷前線を示す．

1991年９月28日の（ａ）２時00分，（ｂ）４時00分，（ｃ）６時00分，（ｄ）８時00分，（ｅ）10時00分における高度1.46kmの相当温位（カラー：Ｋ）と風（ベクトル）の水平分布．半円付実線が温暖前線，
三角付実線が寒冷前線を示す．×は台風中心を表す．
39

R6_図_リンゴ台風_20200222
1991年台風19号（T9119）に伴う青森県南西部の山岳風下側に発生した猛烈な風の形成について（吉﨑・髙咲・田中・矢野・中川）

第8図
(a)

09280530

(b)

A

(c)

09280600

09280630

A’
(f)

(e)

(d)

A’

A

R6_リンゴ台風_40_2

第8図
測線A‐A’に沿った1991年9月28日(a, d) 5時30分，(b,e) 6時00分，(c,f) 6時30
測線A-A’に沿った1991年９月28日（ａ, ｄ）５時30分，（ｂ, ｅ）６時00分，（ｃ, ｆ）６時30分におけ
分におけるb, c) 温位（実線:，風（ベクトル）
K），風（ベクトル），鉛直流（カラー）とe, f) 風(ベク
る（ａ, ｂ,(a,ｃ）温位（実線：Ｋ），鉛直流（カラー）と（ｄ, ｅ,(d,ｆ）風（ベクトル）と水
平風の絶対値（カラー）の鉛直分布．
（ａ）（ｂ）（ｃ）に逆転層最下層に相当する高度を赤線で示す．
トル)と水平風の絶対値（カラー）の鉛直分布．(a) (b) (c)に逆転層最下層に相当する（ａ）に，白神山地の位置を，岩木山を▲，津軽平野をで表す．
高度を赤線で示す．(a)に，白神山地の位置を，岩木山を▲，津軽平野を
1
（1）
で表す．

第８図

第８図下図の高度１～２km付近の水平風の場を見る 2－1と定義される．高さ方向の座標をｚとすると，g は重力加速度，θは温位，Θは平均（１）と，白神山地では45～55 m s もの猛烈な風があり，６ 3
時00分から６時30分にはこの猛烈な風域は風下側の岩木である．ここでは温位の鉛直傾度の定義から，N では 0.018 s- 1 以上となる層が逆転層山に移動していった．この猛烈な風はこの頃のT9119の

加速度，θは温位，Θは平均的な温位である．ここでは4と定義される．高さ方向の座標をｚとすると，ｇは重力れる．また Scorer 数ℓの自乗は温位の鉛直傾度の定義から，Ｎでは0.018 s－1以上となる

最大風速であったと考えられる．
再び第８図上図の温位分布に注目する．第７図（ｃ）

層が逆転層と定義される．またScorer数ℓの自乗はを参照して高度１km以下の温位の水平分布を見ると，（２）

寒冷前線の通過に伴って山岳を挟んで６度近い温位の低 5下があった．また温位の鉛直方向を見ると，地上付近で 6は温位傾度は小さかったが，ある高度から大きな傾度を 7持つ層があった．通常逆転層は気温の鉛直勾配が逆転する層を指すが，ここでは定義を緩めて，温位傾度が大きい層を以後「逆転層」と呼ぶことにする．ここでは，山(2)と定義される．

と定義される．

東西方向ｘと鉛直方向ｚの２次元において，一つの波
東西方向ｘと鉛直方向ｚの2 次元において，一つの波数 k をもつ山岳（sin（k x））
数ｋをもつ山岳（sin（k x））で山岳の高度ｈが非常に

8

高度 h が非常に小さい場合を考えると，山岳波を記述する方程式のうち，例えば，鉛直

9

関して，

岳域で１km高さ当たり10K以上の層として，そのおお小さい場合を考えると，山岳波を記述する方程式のうち，例えば，鉛直流ｗに関して，

よそ最下層に相当する等温位線を赤い実線で示した．逆2 w
 l2 k2 w
0, z2

転層は５時30分では（弱いながらも）高度2.5-3km付近，とまとめることができる（Durran, 1986）．特に，静力

６時00分では高度1.8-2.5km付近，６時30分では1.2-1.5km

学近似が成り立ちスコラー数の鉛直方向の値が一様の場

付近に見られた．この時間帯では，逆転層は徐々に低く12の値が一様の場合には，ｗはｚ方向に波形となり山岳から発する上向きの山岳波だけ
合には，ｗはｚ方向に波形となり山岳から発する上向きなりその強さは強まっていた．

の山岳波だけが得られる．それに対して，スコラー数がる．それに対して，スコラー数が鉛直方向に大きく変動する場合には山岳から発する

10
11

13

第９図は，強風が吹いた頃の山岳風上側のＡ点におけ





（３）
(3)

とまとめることができる（Durran,1986）．特に，静力学近似が成り立ちスコラー数の鉛直方向に大きく変動する場合には山岳から発する上向14山岳波は途中の層で屈折・反射して，地上との間でふたをされたような状態となってVaisala振動数）Ｎおよび測線A-A’に平行な風U と直交15強まったりする．これが強烈な風－おろし風－として観測されようになる．したがっ
ふたをされたような状態となって地上風は強まったりすする風Unとスコラー数（Scorer数）の自乗の鉛直分布で16る．これが強烈な風－おろし風－として観測されるようし風の形成には，地上からある高度までの間でスコラー数が鉛直方向に大きく変化する７時00分における温位と大気安定度（あるいはBruntp

ある．Ａ点の値は10km領域平均である．ここでＮの自乗は40

きの山岳波は途中の層で屈折・反射して，地上との間でになる．したがって，おろし風の形成には，地上からあ17重要である．スコラー数は二つの項からなり，そのうち N2 と Up の大きさの寄与が大18

は Up=0 近傍（Up=0 を臨界層という）でスコラー数は大きな値となりうる．実際，臨界層19がある事例（Fudeyasu et al. 2008) もあるが，一般に（2）式の右辺第 1 項が大きく温位20

転層がある場合が多い．

る高度までの間でスコラー数が鉛直方向に大きく変化す第9図

R6_図_リンゴ台風_20200222
地球環境研究，Vol.22（2020）(a) 大気安定度N（s‐1）
0.01
|

0.02

(b)

0.03

θ
N

第９図

スコラー数の自乗l2（×10‐6m‐2）

|

|

高度[m]

高度[m]

0

Un

[K]

l2

Up

[m s‐1]Ａ点付近における1991年９月28日７時00分の（ａ）温位（Ｋ）と大気安定度Ｎ（s －1）と（ｂ）測線
は７時00分の逆A-A’に平行な風Upと直交する風UnとScorer数の自乗ｌ2（m－2）の鉛直分布．（ａ）の転層最下層の高さを表す．

第9図 A点付近における1991 年 9 月 28 日7時00分の (a)温位（K）と大気安定
2‐2度N（s‐1）と(b) 測線A‐A’に平行な風Upと直交する風U
nとScorer数の自乗l （m ）べて，山岳を除去した場合ではそれほどの強風は吹かな
ることが重要である．スコラー数は二つの項からなり，の鉛直分布．(a)のは7時00分の逆転層最下層の高さを表す
かったことになる．この差は山岳の有無によるものであ
そのうちN2とUpの大きさの寄与が大きい．UpはUp＝０
近傍（Up＝０を臨界層という）でスコラー数は大きなるので，一見，風は山岳の存在にはあまり影響を受けな

値 と な り う る． 実 際， 臨 界 層（Up＝０） が あ る 事 例

かったように見えるが，風の強さは運動エネルギーで（Fudeyasu et al. 2008）もあるが，一般に（２）式の右あって風速の二乗に比例するので，エネルギーの観点か

辺第１項が大きく温位分布に逆転層がある場合が多い．

らは山岳効果はかなり大きかったというべきであろう．

2

第９図の場合は高さ1.2km付近でN が大きく変わっており，それに伴って，スコラー数の自乗ｌ2も大きくなっていた．したがって，T9119による青森県南西部の山岳

５．２

T9119と3つ（T0416，T0418，T0514）の台風事例との比較

2

台風が青森県南西部に接近・通過するときに，T9119の高度変動が大きく山岳波が屈折・反射しやすい状況でと同様に，おろし風が常に発生するのかどうか関心があったからと考えられる．

ある．そこで，台風の経路がT9119のものと類似した

風下側で強烈な風（おろし風）が形成されたのは，N

T0416，T0418，T0514の３つの台風事例について調べた．
第 ３ 図（ ｂ ） にDomain 1に お け る ３ つ の 台 風 の 経

５．議論

路と中心気圧の水平分布を示す．青森県に接近した頃

ここでは，山岳を除去したときの水平風との比較，おの 台 風 中 心 の 気 圧 は，T0416で は975hPa，T0418で はよびT9119と同様の経路を通ったほかの台風との比較に965hPa，T0514では985hPaであり，T9119の場合よりもよって，T9119に伴った青森県南西部の山岳風下側で強10～30hPaほど高かった．
第11図は，第１図（ｂ）の測線A-A’に沿った風と鉛烈な風が吹いた理由について議論する．

直流と温位と水平風の絶対値の鉛直断面図である．図の５．
１

山岳を除去した場合の水平風との比較

時刻はそれぞれの台風が最も青森県に接近した時間で地上に近い高度130mにおける風を見るために，測線ある．風の場に関して，三つの台風事例では青森県南A-A’に沿う水平風の時間変動を第10図に示す．破線の西部の山岳風下側にはT9119ほどの強い風は吹かなかっ楕円域である津軽平野付近に注目すると，山岳がある場

た．温位分布に関しても高さ４kmまでの高度で逆転層－1

合では６時から８時頃まで35 m s 近くの風が吹いていがあったのはT0418だけであり，その逆転層の高度は約た（第10図（ｂ））．一方，山岳を除去した場合の津軽平

２kmでありその強さも大きくなかった（図略）．また野における水平風（破線の楕円域）を眺めると，30 m s－1３つの台風はいずれも温帯低気圧化していたが（図略），

前後の強さの風が吹いていた（第10図（ｄ））．山岳を除

総観スケールの前線は青森県からそれぞれ９時あるいは去した場合は，第１図（ｂ）の破線域の山岳を高度０m

21時の天気図から見て大きく離れていたことも強い風をとして，初期時間28日０時から計算を行った．風の強さ

作れなかった理由と考えられる．これから，山岳に見ら－1に関して，山岳を除去しなかった場合の約35 m s に比れる強い風は，単に強風をもたらすような擾乱の接近に
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1991年台風19号（T9119）に伴う青森県南西部の山岳風下側に発生した猛烈な風の形成について（吉﨑・髙咲・田中・矢野・中川）

よって形成されるわけではないということがいえる．
山岳を除去した実験およびT9119と同様の経路を通っ

風下側で見られた逆転層の下降・強化によって，そこで猛烈な風－おろし風－が形成されたものと推測される．

た三つの台風事例と比較した結果，青森県南西部の山岳

第10図

(c)

(a)

■

(d)

陸

(b)

海

■

第10図

モデル高度130mにおける1991年９月28日５時00分～８時00分の測線A-A’における（ａ, ｃ）実際の山（ｃ）と（ｄ）の右側に白神山
岳の場合と（ｂ, ｄ）山岳を除去した場合の水平風（m s－1）の時間変動．
R6_図_リンゴ台風_20200222
地の位置を■，岩木山を◀，津軽平野を□で表す．

第11図
(a)

A
(d)

第11図

42

(b)

08311200

09080630(c)

090722000

A’
(e)

(f)

第８図と同じ．ただし，（ａ, ｄ）T0416の2004年８月31日12時00分，（ｂ, ｅ）T0418の2004年９月
８日６時30分，（ｃ,ｆ）T0514の2005年９月７日22時00分において青森県に最接近した時間である．
第11図 第8図と同じ．ただし，(a, d) T0416の2004年8月31日12時00分，(b, e)

T0418の2004年9月8日6時30分，(c, f) T0514の2005年9月7日22時00分において青森県に最接近した時間である．

地球環境研究，Vol.22（2020）

またもう一つの無次元量として，

６．まとめ

（A3）

1991年９月28日台風19号（T9119）が日本海上を通過したとき，青森県南西部の山岳域（岩木山・白神山地）－1がある．ここでｈ（＜Ｈ）は山岳の高さである．二層流の風下側では30 m s 近くの猛烈な風が吹いた．この猛体中の運動は二つの無次元量でまとめられる．ここでは烈な風の形成に関して，JMA-NHMを用いて調べた．そＨが十分大きいとすると，Fr＜１のとき運動は安定（亜の概念図は第12図にまとめた．

臨界），Fr＞１のときは不安定（超臨界）となる．おろこのおろし風の形成を総観スケールから眺めると，温し風は超臨界の状態となると，はね水現象（hydraulic

帯低気圧化したT9119から南北に延びる寒冷前線があjump）を引き起こしたりする．詳しくは斉藤（1994）

り，その西側に逆転層が形成されていた．山岳を除去し等を参照してほしい．また大気など温位が連続的に変わた場合やT9119と同様の経路をもつほかの台風事例では，る場合，フルード数に相当する量として，（２）式のスT9119のような強烈な風は吹かなかった．こうしたこと

コラー数がある．しかし，スコラー数は無次元量ではから，T9119の場合，青森県南西部の山岳風下側で風がなく距離の逆数の次元量であることに気を付ける．こ強烈となったのは逆転層の強化・下降によって形成されの場合のおろし風やはね水現象の研究として，Scorer

たものと考えられる．

（1949），Durran（1986），Saito（1992, 1993, 1994），斉藤（1994）等があり，またそれらをまとめた教科書とし

付録：２層流体において山岳のある場合の運動
コリオリ力が効かない凸凹のある地形のもとで流れがあると，２層の不連続な安定成層における流体の運動でてHouze（2014）等がある．観測例としては，Lilly andZipser（1972）があり，手頃な本としては吉野（1965），
小倉（1994），浅井（1996），荒川（2000）等がある．

は，おろし風やはね水現象などの現象が見られる（Long
1953, 1954）．流体の上層の密度をρ1，下層の密度をρ2（＞ρ1）と２層に分け一様な風Uを考えると，謝辞
本研究では，気象庁のJMA-NHMを用いて，初期値と境界値としてはJRA-55，台風トラックデータを利用して計算を行うことができた．また作図ソフトのmplot（A1）

は加藤輝之氏（気象庁数値予報課・気象研究所）に提無次元量Frが定義される．これはフルード数（Froude

供していただいた．一部の作図には，Generic Mapping数）と呼ばれる．ここで，Tools（GMT）を利用した．また本稿の執筆に関して，
（A2）

第12図

であり，ｇは重力加速度の大きさ，ρ2の厚みはＨとする．

第12図

査読者には非常に有益なコメントをいただいた．深く感謝する．

R6_図_リンゴ台風_20200222

T9119に伴う青森県南西部の山岳風下側に見られたおろし風の概念図．

第12図 T9119に伴う青森県南西部の山岳風下側に見られたおろし風の概念図．
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1991年台風19号（T9119）に伴う青森県南西部の山岳風下側に発生した猛烈な風の形成について（吉﨑・髙咲・田中・矢野・中川）

参考文献
荒川正一，2000：局地風のいろいろ．成山堂書店，149pp．

fluids. 1. A theoretical investigation. Tellus , ５, 42-58.
Long, R. R., 1954：Some aspects of the flow of stratified

浅井冨雄，1996：ローカル気象学．東京大学出版会，233pp．

fluids. ２. Experiments with a two-fluid system. Tellus , ６,

Durran, D. R., 1986：Mountain waves. In Mesoscale

97-115.

Meteorology and Forecasting, edited by P. S. Ray, Amer.
Meteor. Soc., 472-492.
筆保弘徳・塚本修，2000：台風9810号で観測された顕著なPressure Dip．天気 ，47，443-451．
Fudeyasu, H., T. Kuwagata, Y. Ohashi, S. Suzuki, Y.
Kiyahara, and Y. Hozumi, 2008：Numerical study of thelocal downslope wind“Hirodo-Kaze”in Japan, Mon. Wea.

Rev ., 136, 27-39．
藤部文昭，1992：九州北部における台風9119中心域の地上風分布，日本気象学会予稿集 ，62，233．
藤部文昭，1993：台風9119による東北地方の強風の特徴．
―洞爺丸・第２室戸台風との比較― 天気 ，40，403-412.
平成３年台風第19号災害記録誌編集委員会編，1993：台風第19号：その記録と教訓 平成３年９月28日，青森県総務部

消防防災課 ，459pp．
.
Houze, R. A., Jr. 2014：Cloud Dynamics （2 nd Edition）
Elsevier, 432pp.

Mashiko, W., 2008：Formation mechanism of a low-level jet
during the passage of Typhoon Ma-on（2004）over thesouthern Kanto district. J. Meteor. Soc. Japan , 86, 183-202.
中村みゆき，上甲実，塚本修，金森恒雄，東克彦，川田一昭，木邨弘，亀井紀夫，鎌田忠彦，筆保弘徳，2002：那岐山頂における観測からみたおろし風（広戸風）の発生条件．天気 ，49，129-139．
小倉義光，1994：お天気の科学

森北出版，226pp.

Saito, K., 1992：Shallow water flow having a lee hydraulicjump over a mountain range in a channel of variablewidth. J. Meteor. Soc. Japan , 70, 775-782.
Saito, K., 1993：A numerical study of the local downslopewind“Yamaji-kaze”in Japan. Part2：Nonlinear aspect of
the 3-D flow over a mountain range with a col. J. Meteor.

Soc. Japan , 71, 247-272.
斉藤和雄，1994：山越え気流について（おろし風を中心として）．天気 ，41，731-750.

梶川正弘，薄木征三，武藤哲男，1995：台風9119号によるSaito, K., 1994：A numerical study of the local downslope

秋田県の強風域と森林被害との関係，自然災害科学 ，13，wind “Yamaji-kaze” in Japan. Part3：Numerical249-254.
北畠尚子，2013：台風の温帯低気圧化．台風研究の最前線（上）―台風力学― 気象研究ノート ，第226号，第５章，127-148.
Lilly, D. K. and E. J. Zipser 1972：The Front Range
windstorm of 11 January 1972 – a meteorologicalnarrative, Weatherwise , 25, 56-63.
Long, R. R., 1953：Some aspects of the flow of stratified

44

simulation of the 27 September 1991 windstorm with a
non-hydrostatic multi-nested model. J. Meteor. Soc. Japan ,72, 301-329.
Scorer, R., 1949：Theory of waves in the lee of mountains.

Quart. J. Roy. Meteor. Soc ., 75, 41-56.
柳野健，1992：台風9119号による昇温と数値実験，日本気象学会予稿集 ，61，14．
吉野正敏，1965：小気候，地人書館，274pp．

地球環境研究，Vol.22（2020）

Formation of intense winds on the leeside of the mountains in thesouthwestern Aomori Prefecture accompanied with T9119
YOSHIZAKI Masanori＊ , TAKASAKI Yoshinori＊＊ , TANAKA Yousuke＊＊＊
YANO Yudai＊＊ and NAKAGAWA Kiyotaka＊
Faculty of Geo-Environmental Science, Rissho University
Graduate School of Geo-Environmental Science, Rissho University＊＊＊
Toshiba Digital Solutions Corporation＊＊＊

Abstract：
When T9119（Typhoon 19, 1991）passed over the Sea of Japan at 28 September, intense winds over 30 m s－1
occurred on the leeside of the mountains（Mt. Iwaki and Shirakami Mountains）in the southwestern Aomori
Prefecture, and brought severe damages, such as falls of apples just before the harvest and so on. The present
study aims at clarifying the formation process of the intense winds. The structure of T9119 changed into midlatitude cyclone and the cold front aligning in the north-south direction passed over the Aomori Prefecture during
the intense wind stage. The inversion layer where the gradient of potential temperature in the vertical directionchanges drastically formed over the mountain areas in the southwestern Aomori Prefecture, and enhanced as well
as descended with time. From the comparison of no topography case and three typhoon cases which passed similarcourses to T9119, it is considered that the intense winds might be induced by enhancement and descend of theinversion layer on the leeside of the mountains.

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