日 本 雪 氷 学 会 誌

雪氷80 巻 2 号（2018 年 3 月）131 - 147 頁

論

文

低気圧に伴う那須大雪時の表層雪崩発生に関わる降雪特性
荒木健太郎1＊
要旨2017 年 3 月 27 日，本州南岸を通過した低気圧に伴う大雪により，栃木県那須町で表層雪崩による災害が発生した．表層雪崩発生には短時間での多量の降雪が重要と言われているが，山岳域での大雪
時の降雪強化メカニズムやその水平分布等の特性は理解が不足している．そこで，本研究ではこの大雪の事例解析を行った．また，1989〜2017 年の那須における降雪事例について統計解析を行い，降雪・気象場の諸特性を調べた．
事例解析の結果，3 月 27 日の大雪事例では低気圧接近に伴い，湿潤な北〜東風の強まりとともに形成された地形性上昇流が過冷却の水雲を下層で発生させていた．この下層雲と低気圧に伴う雲からの降雪が，Seeder-Feeder メカニズムを通して那須岳の北〜東斜面で降雪を強化し，局地的な短時間大雪をもたらしていた．統計解析の結果，この事例と同規模の大雪は約 3 年に 1 度，3 月としては約 19
年に 1 度発生していた．那須で大雪となる気圧配置は西高東低の冬型が 63 %，低気圧が 30 % であり，
いずれも日降雪時間が長いほど日降雪深が大きかった．しかし，低気圧による降雪の場合には例外的に短時間で大雪になることがあり，これらの事例の多くは閉塞段階の低気圧が関東付近を通過していた．
キーワード：南岸低気圧，大雪，表層雪崩
Key words : South-Coast Cyclone, heavy snowfall, avalanche

1． はじめに

これまで，南岸低気圧による大雪は表層雪崩を

冬季には南岸低気圧と呼ばれる温帯低気圧の通もたらしやすいことが指摘されている（四手井，過に伴い，関東甲信地方で雪が降る（山本，1984；

1953；岩田，1983；石田・山本，1960，1961 など）．

八尾ら，2001；荒木，2016）．2014 年 2 月 14〜15

四手井（1953）は 1952 年 2 月 26 日に山形県や福日には南岸低気圧の通過に伴って関東甲信地方で島県で多数発生した表層雪崩について，サンクラ

記録的な大雪が発生し，集落の孤立や雪崩をはじ

スト上に短時間に多量の新雪が積もったことに加めとする多様な雪氷災害が発生した（和泉，2014；

え，サラサラなガラス状の雪が積もったことが成荒木ら，2015a，b，2017）．一方，2017 年 3 月 27 日

因であると述べている．通常，表層雪崩の発生ににも低気圧の通過に伴って関東甲信地方の内陸部

は弱層形成が必要であり，池田（2015）は 2009 年

を中心に大雪となり，栃木県那須町で雪崩により

1 月 22〜23 日の南岸低気圧に伴う降積雪により 1

高校生ら 8 名が犠牲となった（以下，那須雪崩事

月 25 日に長野県北部で発生した面発生乾雪表層

例と呼ぶ）．このような雪崩災害を防止するため雪崩について，南岸低気圧による降雪時の雲粒付には，雪崩をもたらす降雪特性や気象場の理解が着のない大型の板状結晶が弱層を形成していたこ

必要不可欠である．

とを示した．2014 年 2 月 14〜15 日の関東甲信地

1 気象庁気象研究所〒305-0052 茨城県つくば市長峰 1-1＊
問合せ先：araki@mri-jma.go.jp

方の大雪時に発生した乾雪表層雪崩についても，雲粒付着のない降雪結晶が弱層を形成し（中村ら，2014），上載積雪となる新雪の降雪結晶の安

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荒木健太郎

雪氷 80 巻 2 号（2018）

息角が小さく，結晶そのものが小さい（低温型結ダー，気象庁の地上気象観測，高層気象観測，地晶など）ことも指摘されている（石坂ら，2015）．

上天気図，メソ客観解析を用いた．

2017 年 3 月 27 日に那須温泉ファミリースキー

那須雪崩事例における詳細な降雪特性を把握す

場付近の山岳地（栃木県那須町）で雪崩が発生しる た め，気 象 庁 非 静 力 学 モ デ ル（NHM；Non-

た那須雪崩事例では，現地調査結果から積雪表面

Hydrostatic Model，Saito et al., 2006）を用いた数から 25〜22 cm 下の新雪・こしまり雪層中に雲粒値実験を行った．まず，水平解像度 1.5 km で東付着の少ない弱層が検出された（防災科学技術研

日本を覆う 1,425 km 四方を計算領域とし，初期究所，2017）．本事例はこの弱層上部に一部雲粒値・境界値に気象庁メソ客観解析を用いて計算を付着した降雪結晶による新雪が短時間で多量に積行った（1.5 km-NHM）．ここでは 3 月 26 日 12 時

もり，弱層破壊により発生した表層雪崩と推定さ〜27 日 21 時（日本時間；JST，以下同様）を対象れている．

に数値実験を行い，計算結果は 10 分毎に出力し南岸低気圧（温帯低気圧）に伴う温暖前線北側でた．次に，この結果から初期値・境界値を作成し，の降水は層状性の雲によるものであり（Murakami

26 日 21 時 〜27 日 15 時 を対 象 に，那 須 を含む

et al., 1992），その水平スケールは低気圧と同規模

237.5 km 四方の領域で水平解像度 250 m の数値の数百〜千 km（総観スケール）である．しかし

実 験 を 行 っ た（250 m-NHM）．250 m-NHM の 結ながら，南岸低気圧による大雪時には内陸の山岳

果は 1 分毎に出力した．各実験の計算領域を図 1

域で特に降雪量が多くなり（中村ら，2014；伊豫に示す．これらの実験では雲水・雨を 1-moment

部ら，2015），地形が降雪特性に影響を及ぼしてい（混合比のみを予報），雲氷・雪・霰を 2-moment

ることが考えられる（Araki and Murakami, 2015）．

（混合比と数濃度を予報）のバルク法で扱う雲物

南岸低気圧による大雪時にどのように短時間で多理過程を用い，対流パラメタリゼーションは使用

量の降雪が起こるのかについては，解析例が少なしていない．この他の設定は気象庁現業メソモデ

く不明な点が多い．また，今後の雪崩事故の防止

ル（Saito et al., 2006）とほぼ同じとしたが，250 m-のためには，那須雪崩事例のような大雪は稀なもNHM では乱流過程として Deardorff（1980）を用のなのか，そもそも過去にどのような気象場で大いた．

雪が発生していたのかなど，那須における降雪特性の実態解明が望まれる．
そこで，本研究では低気圧の通過に伴って那須で大雪となるときの降雪特性を理解し，表層雪崩発生との関係を把握することを目的として調査を行った．具体的には，那須雪崩事例について事例解析を行い，短時間で多量の降雪が起こった要因を調査した．また，1989〜2017 年の那須における降雪事例について統計解析を行い，那須雪崩事例の特異性や，那須で大雪となるときの降雪・気象場の特性について調べた．

2． データと解析方法
2．
1

事例解析手法

降雪状況の確認には気象庁アメダスのほか，国
土交通省水文水質データベースの積雪深観測デー
タを用いた．ここで，前 1 時間積雪深差を降雪深と定義する．低気圧を含む降雪環境場の解析には，気象庁の一般レーダーによる全国合成レー

図 1

1.5 km-NHM と 250 m-NHM（黒枠）の計算領
域．塗分けは 1.5 km-NHM における標高（m）を意味する．

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低気圧に伴う那須大雪時の降雪特性

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また，那須雪崩事例における降雪に対する地形

ターンを分類した．さらに，日最大降雪深が観測の影響を確認するため，250 m-NHM において那された時刻における前 10 分平均風向・風速，日降

須岳の標高を 500 m にする実験（NASU500）と，雪期間（降雪深が 1 cm 以上である時間数）を求

全地形を除去する実験（NOZS）を行った．

めた．日最大降雪深として同じ値の降雪深が複数

2．
2

時刻ある場合には，前 10 分平均風速の値の大き統計解析手法那須雪崩事例の特異性を把握し，那須で大雪とい時刻を使用した．また，事例毎の気象場を調べなるときの降雪・気象場の特性するため，アメダ

る た め に，気 象 庁 55 年 長 期 再 解 析（JRA-55，

ス那須高原（位置は図 2，
7 参照）の積雪深計によっ

Kobayashi et al., 2015）のモデル面データ（毎日て毎時の積雪深観測データのある 1989 年 11 月

3・9・15・21 時の 6 時間間隔）から 0.5˚ メッシュ〜2017 年 4 月を対象に統計解析を行った．

の気圧面データを作成し，抽出した事例毎に日最まず，この期間のアメダス那須高原における日大降雪深が観測された時刻に最も近い時刻のデー

降雪深が 1 cm 以上である事例（1,665 例）を抽出

タを揃えた．これらのデータを用い，気圧配置パ

して極値統計解析を行った．ここで，日降雪深は

ターン毎の降雪特性や気象場の特徴を調査した．

1〜24 時の毎時の降雪深の合計とした．なお，積雪深観測に欠測がある場合には，1 時間の欠測で3． 2017 年 3 月 27 日那須大雪の事例解析

あれば積雪による圧密の影響が小さいと仮定し，

3．
1

降積雪の状況

前後の時間の積雪深差を日降雪深の算出に用い

まず，
那須雪崩事例の降積雪の状況を確認する．

た．日降雪深で統計解析を行う場合，日をまたぐ2017 年 3 月 26 日 9 時から 27 日 21 時までの積算

降雪イベントは別の事例として扱われてしまう．

降雪深分布図を図 2 に示す．那須雪崩事例では関

ただし，数時間程度の止み間を考慮して連続した東平野部に積雪はなく，栃木県の北部から西部に降雪現象を同一事例として扱おうとすると，冬型かけての山岳域や群馬県・長野県境付近の山岳域の気圧配置時の降雪が数日〜10 日間以上にわで積算降雪深が 30 cm 前後の値になっている．

たって同一事例となる場合があった．本研究ではアメダス那須高原より内陸（西側）の積雪観測点

短時間での多量の降雪に着目しているため，日降

では積算降雪深が 10 cm 以下であり，また関東甲雪深による統計解析による議論でも差し支えないと考えた．
極 値 統 計 解 析 の 手 法 に は，閾 値 統 計 で あ る
Hazen plot を採用した．この手法では，日降雪深を大きい順に並べたときの順番 i と事例数 N を用い，再現期間を N/（i−0.5）で求める．これにより求められる再現期間は，日降雪深 1 cm 以上の降雪日に対するものであることから，本研究ではこれを那須における寒候年（前年 8 月 1 日〜当年
7 月 31 日）の平均降雪日数（約 59 日）で割り，那須雪崩事例が何シーズンに 1 度の規模の大雪であるかを調べた．
次に，アメダス那須高原での日降雪深が 10 cm
以上の 226 事例について，降雪や気象場の特性について統計解析を行った．まず，これらの事例における日最大降雪深が観測された時刻をまたぐ気
象庁地上天気図（1996 年 2 月末までは 9・21 時の
1 日 2 回，それ以降は 3・9・15・21 時の 1 日 4 回）を用い，主観による解析で事例毎に気圧配置パ

図 22017 年 3 月 26 日 9 時から 27 日 21 時までの積算降雪深分布．気象庁アメダスと国土交通省水文水質データベースによる観測結果をマーク（cm）で，標高（m）を塗り分けで示している．

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荒木健太郎

図 3

雪氷 80 巻 2 号（2018）2017 年 3 月 26〜27 日のアメダス那須高原における降雪深（縦棒，左軸）と積雪深（黒線，右軸）の時間変化．

信地方の山岳域の太平洋側の斜面で積算降雪深が大きくなっていた．
アメダス那須高原では，3 月 27 日 2 時から積雪深が大きくなり，同日 10 時まで降雪深 1 cm 以上を観測していた（図 3）．特に 27 日 3 時，6 時にはそれぞれ 8 cm，6 cm の降雪深を観測しており，
わずか 10 時間で積雪深・総降雪深がともに 34
cm に達した．アメダス那須高原では 26 日は降
水種別が雨で 27 日になってから積雪を観測し始めたが，雪崩発生地点では 26 日夕方から降雪が始まっていた（防災科学技術研究所，2017）．本事例において雪崩が発生したのは 27 日 8 時 30 分頃と推定されており（栃木県，2017），特に短時間で多量の降雪の最中に発生した雪崩であったことが
わかる．
3．2

低気圧と降雪環境場の特徴

那須雪崩事例における気象場を確認する．日最大降雪深を観測した 3 月 27 日 3 時における，気象庁メソ客観解析による総観スケールの気象場を
図 4 に示す．このとき，500 hPa で−30℃以下の寒気を伴う気圧の谷が東進しており（図 4a），那須に大雪をもたらした降雪雲を伴う低気圧は，
ちょうど 27 日 3 時に気圧の谷のすぐ東側にあたる伊豆諸島付近で発生していた（図 4b）．この低気圧は前線構造を持っておらず，発達しながら北東進し，27 日 15 時以降は関東の東海上を東進した（図略）．また，27 日 3 時には大きな水平温度勾配を伴う前線構造を持った温帯低気圧がこの低気圧の東南東に位置している（図 4b）．気象庁地上天気図によると，この温帯低気圧は 25 日から
本州南海上を発達しながら東進し，27 日 9 時には

図 42017 年 3 月 27 日 3 時の気象場．気象庁メソ客観解析による（a）500 hPa の気温（塗り分け，℃）と高度（等値線，m），（b）850 hPa の気温（塗り分け，℃）と海面気圧（等値線，hPa）．ベ
クトルは各高度における水平風を意味する．

雪氷 80 巻 2 号（2018）

図 5

低気圧に伴う那須大雪時の降雪特性

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気象庁メソ客観解析による 850 hPa の水蒸気フラックス量（塗り分け，g m−2 s−1）と水平風（ベクトル），海面気圧（等値線，hPa）．（a）2017 年 3 月 26 日 15 時，（b）27 日 3 時，（c）27 日 6 時．

前線が閉塞し，28 日 3 時に那須に大雪をもたらし

雪時には低気圧接近により不明瞭化していた（図た低気圧と融合していた．これらの低気圧は独立略）．

して発生・発達したものであったが，衛星赤外画

那須に大雪をもたらした降雪雲を伴う低気圧付

像では 26 日 21 時には先行する温帯低気圧に伴う

近の 850 hPa における水蒸気フラックス量を図 5

上層雲が東に抜け，上空の気圧の谷（図 4a）の東に示す．3 月 26 日 15 時には発達中の温帯低気圧側に対応する上層雲が顕在化していた．その後，中心の東側から，低気圧中心の北側にあたる関東

那須で大雪が発生した時間でも，これらふたつの地方にかけて南東風とともに水蒸気供給が多く

低気圧はひとつのコンマ状の雲域を形成していたなっている（図 5a）．この流れは，温帯低気圧に（図略）．

伴う温暖コンベヤーベルト（WCB，Warm Con-

気象庁全国合成レーダーの降水強度分布を確認

veyer Belt；Browning, 1990）に対応するものであすると，26 日午前から関東甲信地方には弱い降水ると考えられる．この後，WCB の構造を維持しが広がっており，これは衛星画像と組み合わせる

た ま ま 温 帯 低 気 圧 は 北 東 進 し，27 日 3 時 に はと本州南岸を東進する温帯低気圧に伴う層状性降WCB に伴う水蒸気フラックス量の大きい流れが水であると考えられる（図略）．26 日夜からは特那須に流入していた（図 5b）．このとき伊豆諸島に関東南部中心に降水強度が大きくなり，伊豆諸付近に発生した低気圧は発達しながら関東地方の島付近で 27 日 3 時に発生する低気圧に伴う降水

東海上を北東進し，この低気圧に伴う東〜北風のが広がった．館野高層気象観測によると，850

流れにより那須には水蒸気供給が持続した（図hPa の気温は 26 日 21 時で−1.1℃，27 日 9 時で5c）．

−2.7℃と低下していた．牧野ら（2013）によれば，

ここで，1.5 km-NHM の計算結果の再現性を確

関東地方北部で積雪となるときの館野高層気象観認するため，レーダー観測，地上気象観測値やメ測による 850 hPa の気温は−3.0℃であると指摘

ソ客観解析，館野の高層気象観測，水戸・熊谷のされており，本事例は那須における降雪に適したウィンドプロファイラ観測結果を比較した．その熱力学的環境場が整っていたといえる．

結果，那須に大雪をもたらした低気圧の移動が実

なお，南岸低気圧による関東降雪時には，関東

況よりも数時間程度遅れたものの，関東甲信地方

平野の大気下層で冷たい北寄りの風が強化されるにおける降水分布や気温・相対湿度などの熱力学

Cold-Air Damming（荒木，2015a）や関東南部で場，風などの力学場，低気圧の時間発展などをよの沿岸前線（Fujibe, 1990；荒木，2015b）の存在がく再現できていた（図略）．

指摘されている．本事例では 26 日にはこれらの3．
3 那須における地上物理量の時間変化

特徴が地上観測等で見られたものの，那須での降アメダス那須高原での観測結果をもとに，大雪

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図 6

荒木健太郎

雪氷 80 巻 2 号（2018）2017 年 3 月 26〜27 日にかけてのアメダス那須高原における地上物理量の時間変化．（a）気温，（b）積算降水量，（c）風速，（d）風向．観測（Obs），1.5 km-NHM，250 m-NHM をそれぞれ黒，赤，青線で示している．
（b）では 1.5 km-NHM と黒実線で示す観測結果を 26 日 15 時以降の積算値，250 m-NHM と黒破線で示す観測結果を 26 日 21 時以降の積算値としている．（b）は毎時の値，それ以外は 1 分値を使用している．

発生時の地上物理量の時間変化を確認する（図16〜17 時の急激な気温低下を除いて 21 時頃まで

6）．ここで，図 6 中の積算降水量は毎時の値，そ

実況とほぼ同じ気温変化をしており，風について

れ以外は 1 分値を用いている．26 日 15 時頃からも風速はやや大きいものの，弱風となる 26 日

那須では地上気温が低下し始め，16 時からこの日

18〜21 時を除いて観測とよく合っている（図 6a，初めて降水が観測されはじめた（図 6a，b 黒実c，d）．実況に見られた 16〜17 時の気温低下はモ線）．地上気温は 27 日 2 時過ぎから 0℃を下回

デルでは再現できなかったが，降雪時の環境場のり，8 時半頃まで 0℃以下の状態が持続してその議論をする上では差し支えない．伊豆諸島付近で後は昇温した．一方，26 日 15 時頃から 21 時頃に発生した低気圧の再現が実況よりも数時間遅れた

かけては，風速が 1.5 m s−1 以下と弱いながらも，ため，26 日 21 時以降は地上物理量も実況と比べ風向が南から時計回りに北へと変化し，27 日 3 時て遅れていたが，時間変化傾向は良く再現できてにかけて北風が 3 m s−1 程度まで強まっていた

いた．これは 250 m-NHM でも同様だった．降水（図 6c，d）．なお，風は 27 日 3 時から 10 時は欠量については 1.5 km-NHM では 26 日 15 時，250測していた．

m-NHM では 26 日 21 時から観測結果と比較する

ここで，NHM による数値実験結果の地上物理と，やはり数時間程度実況よりは遅れるものの，量の再現性を確認する．なお，数値実験における27 日 15 時における積算降水量は観測とほぼ同じ

アメダス那須高原（標高 749 m）の近傍格子では，であり，その時間変化も再現できているといえる

1.5 km-NHM と 250 m-NHM ともにモデルの標高（図 6b）．

が数十 m 高かったため，乾燥断熱減率を仮定し地上観測で風が欠測していた 27 日 3 時から 10て地上気温を補正した．1.5 km-NHM では 26 日時にかけては，数値実験結果では 3〜5 m s−1 の雪氷 80 巻 2 号（2018）

図 7

低気圧に伴う那須大雪時の降雪特性

250 m-NHM による 2017 年 3 月 26 日 21 時〜
27 日 15 時の雪による積算降水量分布（塗り分け，mm）．等値線はモデルにおける標高（太線は 500 m 毎，細線は 100 m 毎）を意味する．那
須岳山頂付近を東西に通る黒い細実線は県境を意味する．青破線域は雪による積算降水量の平均値の議論（3.5 節）に用いる領域，白三角の地
点 P は図 10 の高度時間断面の位置を表す．

北寄りの風が持続していた（図 6c，d）．これらのことから，那須では低温な環境下で北寄りの風が

図 8

137

250 m-NHM による（a）海抜高度 2.5 km と（b）
地上高度 60 m における雪混合比（塗り分け，gkg−1）と水平風（矢羽）．左が 2017 年 3 月 26
日 23 時 30 分，右が 27 日 8 時 30 分のもの．各パネルの等値線はモデルの標高（500 m 毎）を意味する．

強まるとともに短時間で多量の降雪がもたらされていたといえる．

（図 8）．降雪が強まる前の時間（26 日 23 時 30 分）

3．
4には，海抜高度 2.5 km では那須岳周辺は南寄り

短時間での多量の降雪の要因

数値実験結果の再現性が確認できたため，250の風となっており，雪混合比も 0.2 g kg−1 程度とm-NHM の結果をもとに那須周辺における降雪特

さほど大きいわけではない（図 8a 左）．一方，同性を調査する．数値実験結果による 3 月 26 日 21

時刻の地上高度 60 m では，北から東寄りの風の時〜27 日 15 時の雪による積算降水量分布を図 6

場で山岳域の北〜東側の斜面で雪混合比がやや大に示す．那須周辺では，特に那須岳の北から東側きくなっていた（図 8b 左）．その後，低気圧発達の斜面で降雪が集中しており，山頂付近の斜面でとともに海抜高度 2.5 km では北〜東寄りの風がはごく局地的（数 km 四方）に雪による総降水量

強まり，水平一様に雪混合比が大きくなった（図が 30 mm を超えていた．同様な降雪の集中は周

8a 右）．このとき，地上高度 60 m でも広い範囲

囲の山地でも見られた．アメダス那須高原と表層で北〜東寄りの風が強まるとともに，山地の高標雪崩が発生した那須温泉ファミリースキー場付近

高域の北〜東側の斜面で雪混合比が局地的に大きは那須岳の高標高域の東側に位置しており，雪にくなり，降雪が集中していた（図 8b 右）．

よる総降水量が 25 mm を超えていた．このこと

次に，図 8b 中の AB 線分に沿った各種物理量から，数値実験の結果によれば，那須岳の北からの鉛直断面を図 9，降雪の集中していた那須岳の東側のごく狭い範囲で，短時間での多量の降雪が北東斜面（図 7，図 9 中の白三角の地点 P）におけ

起こっていた可能性が高いと考えられる．

る高度時間断面を図 10 に示す 26 日 23 時 30 分でこのときの降雪状況の時間変化を三次元的に理は，那須岳周辺には海抜高度約 3 km 以下で南寄解するため，まず海抜高度 2.5 km と地上高度 60

りの風による水蒸気供給が見られ，地上付近のごm の水平面における雪混合比の分布を確認する

く下層（海抜高度 1.5 km 以下）では東寄りの風に

138

図 9

荒木健太郎

雪氷 80 巻 2 号（2018）

250 m-NHM による那須岳周辺の気象場の鉛直構造．2017 年 3 月 26 日 23 時 30 分（左）と 27 日 8 時 30 分（b）（右）における図 7b の AB 線分に沿った鉛直断面図．（a）水蒸気フラックス量（塗り分け，g m−2 s−1），
鉛直流（塗り分け，m s−1）と雪混合比（等値線，g kg−1），（c）雲水混合比（塗り分け，g kg−1）と気温（等値線，℃）．矢羽は各高度における水平風を表す．白三角の地点 P は図 10 の高度時間断面の位置を表す．

なっていた（図 9a 左）．このとき，那須岳の南西

那須岳の北〜東の斜面における海抜高度約 2

斜面では海抜高度約 2 km 以下に下降流域が見らkm 以下の下層での雪混合比増大はごく局地的なれ（図 9b 左），那須岳山頂の東側では上昇流域がものであることから，上空から落下した降雪結晶見られた（図略）．これは山地斜面で発生した地による下層の過冷却水雲への種まき（Seeding）が形性の上昇流・下降流であると考えられる．

起こり，Seeder-Feeder メカニズム（Houze, 2012）

この後，低気圧の発達・接近に伴って海抜高度による降雪強化が起こったと考えられる．実際，

2〜2.5 km 以下の大気下層で北〜東寄りの風が強この上昇流域では雪混合比が増大していただけでまり，那須岳の北東側で水蒸気供給が持続した

なく，他の地域ではほぼ 0 g kg−1 であった霰混合（図 9a 右，図 10 a）．このような状況で，那須岳の比もわずかながら増大していた（図略）．

風上にあたる北東斜面では，高度約 2 km 以下の

これらのことから，那須岳の北〜東斜面におけ

ごく下層で地形性上昇流が明瞭となり，この上昇

る降雪の集中と短時間の大雪には，低気圧発達・流域に対応して雪混合比も大きくなった（図 9b

接近とともに強まった湿潤な北〜東風により発生

右，図 10b）．また，風の強まりとともに，この上し た 地 形 性 上 昇 流 が 下 層 雲 を 形 成 し，Seeder-

昇流域では−5℃以下の温度の過冷却の水雲がFeeder メカニズムによる降雪強化が重要である．雪混
次々と発生・維持していた（図 9c，図 10c）と考えられる．また，那須岳の北東側には別の山

合比は海抜高度約 10 km から大きくなっており，

岳域も存在しているため，風上側で強化された降

低気圧接近とともに上空の雪混合比も大きくなっ雪が流されてきていることも考えられる．

ていた（図 9b，図 10b）
．これは低気圧に伴う層3．
5状雲内で，昇華成長した降雪結晶によるものと考えられる．

降雪特性に対する地形の影響

本事例では那須岳の北〜東斜面において地形の影響により降雪の集中と短時間の大雪が起こった

雪氷 80 巻 2 号（2018）

図 10

低気圧に伴う那須大雪時の降雪特性

139

250 m-NHM による那須岳北東側（図 7，図 9 における白三角の地点 P）における気象場の高度時間断面．
（a）水蒸気フラックス量（塗り分け，g m−2 s−1），（b）鉛直流（塗り分け，m s−1）と雪混合比（等値線，
g kg−1），（c）雲水混合比（塗り分け，g kg−1）と気温（等値線，℃）．縦軸は地上高度を意味し，2017 年
3 月 26 日 21 時から 27 日 15 時までを示している．矢羽は各高度における水平風を表す．

と考えられる．そこで，降雪に対する地形の影響

ニズムによる降雪強化をより強めていたことが示を確認するため，250 m-NHM において那須岳の唆される．また，NOZS ではほとんど雪による積標高を 500 m にする実験（NASU500）と，全地形

算降水量の分布が一様となっており，値も 10 mmを除去する実験（NOZS）を行った（図 11）．

未満になっていた（図 11b）．

その結果，3 月 26 日 21 時〜27 日 15 時の雪に

各実験において那須岳の北〜東斜面で特に降雪よる積算降水量は，NASU500 m では那須岳周辺が集中した領域（139.95-140.05˚E，37.10-37.25˚N；

で 10 mm 強まで減っており，風下にあたる那須図 7 と図 11 の青破線域）の雪による積算降水量

岳の南西の山岳域では逆に積算降水量が増えていの平均値を比較すると，地形を編集しない実験でた（図 11a）．このことは，那須岳の北〜東斜面には 25.6 mm，NASU500 m では 11.1 mm，NOZS で

おいて地形の影響による降雪強化が起こらず，本は 4.7 mm だった．NASU500 m の実験では風上

来は那須岳で過冷却の水雲を形成した下層水蒸気にあたる那須岳の北東の山岳域はそのままにしてが南西側の山岳域まで達し，Seeder-Feeder メカいるため，那須岳周辺では低気圧に伴う雲からの

140

荒木健太郎

雪氷 80 巻 2 号（2018）

図 11 （a）NASU500 m，（b）NOZS における 2017 年 3 月 26 日 21 時〜27 日 15 時の雪による積算降水量分布（塗り分け，mm）．等値線はモデルにおける標高（太線は500 m 毎，細線は 100 m 毎）を意味する．図 7 と同じ領域．黒い細実線は県境を意味する．青破線域は雪による積算降水量の平均値の議論に用いる領域である．

降雪と風上側の山岳域で地形の影響を受けた降雪を積算した雪が降っていると考えてよい．また，降雪分布をよく再現していた 1.5 km-NHM の結果を 250 m-NHM の初期値・境界値に用いている
ため，NOZS では地形の影響を受けていない低気圧に伴う雲からの降雪のみを扱っていると考えてよい．このことから，那須岳そのものの影響で強化された降雪はトータルの降雪の約 60 %，周囲を含む地形の影響は約 80 % にも及んでいるといえる．

4． 那須大雪の統計解析
4．
1

極値統計解析

那須雪崩事例の特異性を把握するため，1989 年
11 月〜2017 年 4 月のアメダス那須高原の積雪観測データの極値統計解析を行った．アメダス那須高原における寒候年数に対する日降雪深の再現期
間曲線を図 12 に示す．
まず，全ての事例を扱った場合には，那須雪崩事例の再現期間は約 3 年だった（図 12 a）．これよりも再現期間が長い事例は 8 事例あり，なかでも 2014 年 2 月 15 日の関東甲信地方の大雪事例は飛び抜けて再現期間が長く，約 19 年だった．ただし，この事例は 2 月 14 日から大雪が始まっていたため，個々の事例で扱った場合にはさらに再
現期間は長くなる．また，3 月の事例のみを対象

図 12

アメダス那須高原における日降雪深の再現期間曲線．（a）日降雪深が 1 cm 以上の全ての事例を対象にしたもの，（b）3 月の事例のみを対象にしたもの．横軸は日降雪深（cm），
縦軸は寒候年数（対数軸）を表す．

雪氷 80 巻 2 号（2018）
表 1

図 13

低気圧に伴う那須大雪時の降雪特性

141

1989 年 11 月〜2017 年 4 月のアメダス那須高原で，日降雪深10 cm 以上の事例について分類した気圧配置パターン．

気圧配置パターン毎のアメダス那須高原における（a）日降雪深，（b）日降雪時間，（c）
日最大降雪深，（d）日最大降雪深を観測した時刻の前 10 分平均風速の箱ひげ図．箱の上下にのびるひげはそれぞれ最大値，最小値，箱上端・下端はそれぞれ 75，
25 パーセン
タイル値，箱内の線は中央値を意味する．また，黒いマークは平均値を表す．

とした場合，那須雪崩事例の日降雪深は 3 月としない低気圧に伴う降雪現象により大雪となっていては最も大きく，再現期間は約 19 年だった（図た．そこで，低気圧に伴う降雪事例でも前線の有12b）．

無で環境場や降雪特性がどのように異なるかを確4．
2

認するため，本研究では典型的な南岸低気圧（温気圧配置パターン毎の降雪特性

次に，アメダス那須高原における日降雪深が 10帯低気圧）による降雪（SCC）と前線を伴わない

cm 以上の事例について，気圧配置パターンを分

低気圧による降雪（SCCNF）を別けて分類した．

類した（表 1）．大きく分類すると冬型の気圧配置

その結果，SCC と SCCNF はそれぞれ 57 事例（全時の降雪（WIN）が 142 事例（全体の 63 %），低気

体の 25 %）
，11 事例（5 %）だった．

圧に伴う降雪が 68 事例（30 %），その他（Other）

分類した気圧配置パターン毎に，アメダス那須が 16 事例（7 %）であった．この分類は，一度全高原における降雪特性を議論する（図 13）．まず，ての事例の地上天気図を確認し，大きく WIN と日降雪深については，平均値では SCC，SCCNF，低気圧の事例に分類できることを確かめてから抽WIN の順に値が大きく，それぞれ約 20，19，16 cm

出したものである．ここで，荒木（2016）は南岸だった（図 13 a）．一方，Other は約 12 cm と小さ低気圧を「広い範囲に降雨や降雪をもたらし，本い値だった．SCC では 2014 年 2 月 15 日の大雪

州の南海上を進む前線を伴う温帯低気圧」として事例が飛び抜けて値が大きかったが，パターン毎説明している．那須雪崩事例では前線を伴う温帯に有意水準 5 % の t 検定を行ったところ，Other を

低気圧ではなく，その西側に発生した前線を伴わ除いてこれらのパターン間に統計的に有意な差は

142

荒木健太郎

図 14

雪氷 80 巻 2 号（2018）

アメダス那須高原で日最大降雪深を観測した時刻の気圧配置パターン毎の風配図．（a）WIN，（b）SCC，（c）SCCNF．黒線は風向の頻度（%），赤線は風向毎の平均風速（m s−1）を意味しており，灰色線はそれぞれ 10 %，2.5 m s−1 間隔になるよう設定している．

見られなかった．日降雪時間の平均値は SCCNF，

SCCNF では 850 hPa における南北温度勾配が大SCC，WIN の順に大きかったが，最大値は WIN

きい環境で関東の南海上に地上低気圧が存在してが最も大きく，SCC が最も小さかった（図 13b）．

いる（図 15b）．

日最大降雪深も平均値は WIN，SCC，SCCNF で

関東地方北部の下層気温場に着目すると，850

は大差なかったが，最大値は SCC が圧倒的に大hPa における気温場は WIN では−10℃前後と低きく，これも 2014 年 2 月 15 日の事例だった（図温であり，SCC は−5〜−3℃，SCCNF は−3〜−113c）．なお，SCCNF の日最大降雪深の最大値（8℃と WIN より高温である（図 15c）．また，WINcm）は那須雪崩事例のものだった．

では 850 hPa で北西風が強く，これに伴い関東地

日最大降雪深を観測した時刻における風速につ

方北部では 30〜50 g m−2 s−1 と水蒸気フラック

いても WIN，SCC，SCCNF では平均値に大差はス 量 が や や 大 き く な っ て い た．一 方，SCC となかったが（図 13d），風向には違いが見られた（図SCCNF で は 850 hPa で 東 寄 り の 風 と な っ て お14）．日最大降雪深が観測されるとき，WIN ではり，WIN と同程度の水蒸気フラックス量が見ら

北西寄りの風の頻度が高いのに対し（図 14 a），

れる．関東の南海上では SCC，SCCNF とも 850

SCC と SCCNF では北寄りの風の頻度が高かっ

hPa の気温場に大きな差は見られなかったもの

た（図 14b，c）．

の，SCC は SCCNF に比べ低気圧中心付近の風が4．3

強く，水蒸気フラックス量の平均値も大きくなっ

気圧配置パターン毎の降雪環境場

気圧配置パターン毎の降雪環境場を理解するたていた．

め，JRA-55 を用いてパターン毎に日最大降雪深が観測される時刻付近での平均環境場を調べた

5． 考察（図 15）．まず，500 hPa の平均場に注目すると，

5．
1

那須雪崩事例における弱層形成過程の検討

WIN では北海道付近に強い寒気を伴う寒冷渦があ

那須雪崩事例では，数値実験の結果から那須岳り，関東地方北部上空にも北西風に伴い−30℃以の北東斜面における降雪の強化・集中には地形の下の寒気が流入している（図 15 a）．一方，SCC と影響が重要と考えられる．しかし，地形が降雪特

SCCNF では日本海西部付近に軸を持つ気圧の谷性に及ぼす影響は降雪分布と短時間の大雪だけでがあり，関東地方北部の上空は南西風場で−20℃はない．現地調査結果から，雲粒付着のない板状

程度の気温だった．

結晶が弱層を形成し，その上載積雪となった新雪

このとき，地上においては WIN で典型的な西高東低の冬型の気圧配置になっており，SCC とは雲粒付着した降雪結晶だったと報告されている（防災科学技術研究所，2017）．

雪氷 80 巻 2 号（2018）

図 15

低気圧に伴う那須大雪時の降雪特性

143

アメダス那須高原で日最大降雪深が観測された時刻付近での気圧配置パターン毎の平均的環境場．（a）500hPa の気温（塗り分け，℃）と高度（等値線，m），（b）850 hPa の気温（塗り分け，℃）と海面気圧（等値線，hPa），（c）850 hPa の水蒸気フラックス量（塗り分け，g m−2 s−1）と気温（等値線，℃）．ベクトルは各高度における水平風（m s−1）を示す．左が WIN，中央が SCC，右が SCCNF を意味する．（b）中の白破線の領域は（c）の領域で，（c）中の白点線の領域は図 16 に示す各物理量の平均をとった領域である．

250 m-NHM では，那須岳において 27 日 0 時前に，地形の影響は山岳域での降雪種にも影響を及後の地形の影響をあまり受けていない降雪の後，ぼし，弱層形成の要因になりうると考えられる．

地形影響により発生した下層の過冷却水雲に種ま5．2 那須に大雪をもたらす気象場

きされて強化された降雪の持続を再現していた

気圧配置パターン毎の降雪・気象場の特性の調（図 9，図 10）．250 m-NHM で再現された那須岳査から，WIN と SCC（SCCNF）では日最大降雪での降雪特性は現地調査結果で得られた積雪特性

深を観測した時刻におけるアメダス那須高原におと整合しており，表層雪崩発生に重要な弱層形成

ける地上風向や総観スケールの気象場に違いはあに至る降雪を再現できているといえる．このようるものの，日降雪深や日最大降雪深，日最大降雪

144

図 16

荒木健太郎

気圧配置パターン毎の那須周辺における気象場の特性．アメダス那須高原で日最大降雪深が観測された時刻付近の 850 hPa における気温と水蒸気フラックス量の関係を表す．マークはそれぞれ青が WIN，赤が SCC，オレンジ
が SCCNF，灰色が Others を意味する．各物
理量は図 15c 中の白点線の領域の平均値を意
味する．各事例日とともに示す括弧内の値
は，日降雪深/日最大降雪深を表している．

図 17

雪氷 80 巻 2 号（2018）

気圧配置パターン毎の日降雪深と日降雪時間の関係．マークの色と気圧配置パターンの関係は図 16 と同じである．

g m−2 s−1 を超えていた．一方，那須雪崩事例の
水蒸気フラックス量は 30 g m−2 s−1 程度で，さほど水蒸気供給が大きいというわけではない．なお，水平解像度 5 km のメソ客観解析値を用いた
850 hPa における水蒸気フラックス量でも，那須深を観測した時刻における地上風速の平均値には周辺ではこれに近い値だった（図 5b，図 10）．

統 計 的 に 有 意 な 差 は 見 ら れ な か っ た（図 13）．

次に，各事例における日降雪深と日降雪時間のSCC と SCCNF を比較しても同様であった．総関係を確認する（図 17）．那須雪崩事例では 10 時

観スケールの気象場としても，日最大降雪深を観間の日降雪時間で日降雪深 35 cm だったが（低気測した時刻付近で SCC のほうが SCCNF よりも圧による大雪は総降雪深 34 cm だったが，3 月 27

上空の気圧の谷がやや西に位置しており，低気圧

日 24 時に 1 cm の降雪深を観測したため），同程中心近傍の風もやや強い程度であり，平均場では度の日降雪時間でさらに日降雪深の大きな事例が似 た よ う な 気 象 状 況 で あ る（図 15）．SCC と4 事例見られる．このうち，2014 年 2 月 15 日以SCCNF では，低気圧の発生位置や発達過程に違外の 3 事例については，那須上空の水蒸気フラッ

いはあることが想像されるが，那須に降雪をもた

クス量を確認すると（図 16），いずれも 15〜50

らすときの総観スケールの気象場は大差ないと解g m−2 s−1 であり，那須雪崩事例と同様に際立っ釈できる．

て水蒸気フラックス量が大きいわけではなかっ

そこで，気圧配置パターン毎に那須周辺の領域

た．一方，これらの事例を除いた他の事例では，（139.5-140.5˚E，36.5-37.5˚N；図 15c の白点線域）

全ての気圧配置パターンの事例で概ね日降雪時間で平均した 850 hPa の気温と水蒸気フラックス量と日降雪深が正比例の関係にある（図 17）．那須の関係を調べた（図 16）．その結果，WIN と SCC・周辺の上空で水蒸気フラックス量の極めて大きい

SCCNF とでは気温場は明瞭に分けることができ2 事例もこの中に含まれている．このことは，単るものの，水蒸気フラックス量の大きさは概ね同

純に那須上空の水蒸気供給量が大きいだけでは短じ範囲内にあるといえる．しかし，2014 年 2 月

時間での大雪は発生しないということを意味して15 日の大雪事例をはじめ，2002 年 1 月 27 日（日いる．

降雪深 22 cm）や 2016 年 1 月 18 日（31 cm）の

5．3 表層雪崩発生に関わる短時間の大雪

SCC の 事 例 で も 水 蒸 気 フ ラ ッ ク ス 量 が 100

那須において短時間の大雪が発生した 2014 年

雪氷 80 巻 2 号（2018）

低気圧に伴う那須大雪時の降雪特性

145

2 月 15 日，2001 年 1 月 18 日，1992 年 2 月 1 日，

はこの関係を外れて短時間で顕著な大雪に至るこ2010 年 4 月 17 日の 4 事例（図 17）の気象場を比とがある（図 17）．

較したところ，最後の事例を除く 3 事例ではいず

さらに，冬型の気圧配置時に日本海上で発達すれも南岸低気圧が関東平野に近い海上，もしくはる降雪雲は基本的には積乱雲であり，樹枝状結晶

平野部を発達しながら通過しており，日最大降雪などによる雪片や霰が多い．一方で温帯低気圧に深を観測した時刻付近で閉塞過程に入っていた伴う降雪雲では低温型結晶などなだれやすい降雪（図略）．この特徴は那須雪崩事例とよく似てい結晶が多く，表層雪崩のリスクは高いと考えられる．

．このことから，る（中村ら，2014；石坂ら，2015）

閉塞過程の温帯低気圧中心の北〜西側の雲域に那須で大雪が予想されるとき，冬型の気圧配置では，上中層で降雪結晶の急激な昇華成長をもたらはなく低気圧に伴う降雪現象である場合には，短す生成セルが存在し，降雪強度の大きい降雪バン

時間の大雪の起こりやすさや降雪結晶の関係かドを形成することが知られている（例えば Colleら，
表層雪崩発生のリスクが高まると考えられる．

et al., 2014）．那須雪崩事例では Seeder-Feeder
メカニズムによる降雪の強化が短時間の大雪に重6． まとめ要であると考えられるが，これらの事例でも同様

本研究では，低気圧の通過に伴って那須で大雪のメカニズムが働いていると仮定すれば，水蒸気となるときの降雪特性を理解し，表層雪崩発生と供給に伴う下層雲の形成に加えて，閉塞段階に近の関係を把握することを目的として，事例解析とい低気圧中心の北〜西側上空の降雪雲（Seeder）

統計解析を行った．その結果，2017 年 3 月 27 日

が重要である可能性がある．このことは，冬季本に表層雪崩が発生した大雪事例では，那須では湿州内陸部に多降水をもたらす南岸低気圧が閉塞段

潤な北〜東風の強まりとともに地形性上昇流が過階にあるという先行研究とも整合している（安冷 却 の 水 雲 を 下 層 で 生 み，局 地 的 に Seeder-

藤・上野，2015）．これらの事例についても低気圧

Feeder メカニズムによる降雪の強化が起こっての構造や雲の特性について詳細な議論が必要であいた．これにより，那須岳の北〜東斜面では降雪

るが，今後の課題としたい．

の集中と短時間での大雪がもたらされたことがわ

また，アメダス那須高原の日降雪深を用いた極かった．統計解析の結果，この事例と同規模の大値統計解析から，那須雪崩事例は約 3 年に 1 度，3

雪は約 3 年に 1 度，3 月としては約 19 年に 1 度発

月のみであれば約 19 年に 1 度発生する規模の大生していることがわかった．那須で日降雪量が雪だった（図 12）．3 月に発生する大雪としては

10 cm 以上となる気圧配置は冬型が 63 %，低気圧

稀な現象ではあるものの，寒候年を通して考えれが 30 % であり，基本的には日降雪時間が長いほばさほど稀というわけではない．さらに，日降雪

ど日降雪深が大きくなった．しかし，低気圧によ深 10 cm 以上の降雪は，WIN では SCC・SCCNF

る降雪の場合には例外的に短時間で大雪になる事の倍近くの頻度で発生している（表 1）．短時間で例が確認され，これらの多くの事例では低気圧がの大雪という意味で，那須雪崩事例（10 時間で積閉塞過程で関東付近を通過していた．

雪深 34 cm）を参考に，日降雪深を日降雪時間で

南岸低気圧による大雪は頻度が少なく，いまだ割ったものが 3 cm h−1 以上の事例を抽出した．

詳細な観測・解析例が多いわけではない．本研究

その結果，WIN と SCC・SCCNF はともに 9 事例

では那須での大雪に着目して統計解析を行ったが抽出され，WIN は 1 月に 5 事例，12 月に 2 事が，他の山岳域でも低気圧による降雪時に地形の例，2 ･ 3 月 に 1 事 例 だ っ た の に 対 し，SCC・影響で降雪の集中や短時間大雪が起こっているこ

SCCNF では 1 月に 4 事例，2 月に 3 事例，3･4 月とは十分考えられる．地域に特化した雪崩防災のに 1 事例だった（図略）．このうち SCCNF は那

観点からは，低気圧を含めた総観スケールの気象

須 雪 崩 事 例 の 1 事 例 の み だ っ た．基 本 的 に は場に加え，関東甲信地方程度の水平スケールでどWIN でも SCC・SCCNF でも日降雪時間が長いほのような気象場が各山岳域での地形の影響による

ど日降雪深が増えるが，SCC や SCCNF の場合に降雪強化をもたらすのかを調べていく必要があ

146

荒木健太郎

る．

雪氷 80 巻 2 号（2018）

荒木健太郎，中井専人，前多良一（2015a）：2014 年度秋

また，表層雪崩発生に重要な弱層形成は，短時間での多量の降雪だけでなく，どのような降雪結
晶がいつどこで降るのかも重要である．本研究で扱った那須雪崩事例で示されたように，地形の影
響により降雪結晶の特性も局地的に変化していることが考えられる．しかしながら現状では，降雪結晶の実態把握に必要な観測データが極めて乏しいことから，シチズンサイエンスによる降雪結晶の観測の取り組み（荒木，2018）などで得られたデータも上手く活用し，関東甲信地方における降雪特性を明らかにしていく必要がある．
謝

辞本研究を行うにあたり，首都大学東京の藤部文昭氏と気象研究所の隈健一所長には，極値統計解
析について大変有益なアドバイスをいただきました．また，二名の査読者，担当編集委員の本田明
治氏には非常に建設的で有益なコメントをいただ
きました．この場をかりてお礼申し上げます．本
研究は，文部科学省科学研究費補助事業「2017 年
3 月 27 日に栃木県那須町で発生した雪崩災害に関する調査研究」（課題番号：17K18453），「首都圏の高精度雨雪判別手法確立に向けた降雪機構の実態解明」（課題番号：17K14394）の一環として実施したものです．
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雪氷 80 巻 2 号（2018）

低気圧に伴う那須大雪時の降雪特性

147

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Snowfall characteristics of heavy snowfall events associated withcyclones causing surface avalanche in Nasu, Japan
Kentaro ARAKI1＊
1

Meteorological Research Institute, 1-1 Nagamine, Tsukuba, Ibaraki 305-0052＊

Corresponding author: araki@mri-jma.go.jp

Abstract: On 27 March 2017, a heavy snowfall associated with cyclones caused a surface avalanche in
Nasu, Tochigi Prefecture, Japan. Although it is known that large amounts of snowfall in a short time areimportant for surface avalanches, understanding of snowfall characteristics in mountainous regions during
heavy snowfall events is lacking. We conducted a case study of this event and also performed a statisticalanalysis of snowfall events in Nasu from 1989 to 2017, where we investigated the snowfall characteristics
and meteorological conditions of each event.
In the March 2017 event, low-level supercooled water clouds were formed by orographically forced
updrafts in mountainous regions in Nasu as moist northerly and easterly flows intensified due to thecycloneʼs approach. Localized snowfall intensification and short-duration heavy snowfalls were producedby the Seeder-Feeder mechanism associated with the low-level clouds and snow from the upper clouds ofthe cyclone. The statistical analysis revealed that similar heavy snowfall events occur about once every 3
years, but only once every 19 years in March. The surface pressure patterns in heavy snowfall cases in
Nasu were about 63 % in the typical winter monsoon pattern and about 30 % in cyclones. Although snowfall
amounts became larger as snowfall duration increased in both patterns, some short-duration heavy
snowfalls exceptionally occurred in cases where occluded cyclones passed near the Kanto region.
（2017 年 8 月 20 日受付，2017 年 12 月 19 日改稿受付，2018 年 1 月 9 日受理，討論期限 2018 年 9 月 15 日）