南岸低気圧に伴う関東地方の降雪を考えてみる

　普段は日本海側の地域の気象を見ていますが、今回は冬の気象に関連して「関東地方の南岸低気圧」について考えてみたいと思います。

　私が思うに、関東地方の降雪を考える上で大切なポイントは４つあります。それは、「上空の気温」「地上付近の気温」「降水現象の発生」そして「低気圧の進路」です。

　まずは「上空の気温」です。降水は上空の雲からもたらされますが、雲の中の水分は、多くの場合「氷の粒」の状態になっています。つまり「雪」の状態です。これが、その状態を維持しながら地上に到達する条件を考える必要があります。

　雲の中にある「雪」が落下すると、周囲の気温が上がるのに伴って、次第に融け始めます。やがて「みぞれ」になり、さらに融けると「雨」となって地上に到達します。この時、雪から雨に相変化（融解）する層を「融解層」と言います。

　さて、雲の中から舞い降りる氷の粒が「雪→みぞれ→雨」と融解していく時、その変化に必要なエネルギーを、周囲の空気から「潜熱」という形でもらっています。つまり、周囲の空気は「潜熱を奪われる」ため、自ずと冷えて（気温が下がって）行きます。

　上空の気温が十分に低いということは、融解層の（地上から見た）高度も低いという事です。もし、融解層の高度が高ければ、上空では「雪」であっても、地上に到達する頃には「雨」になってしまうからです。

　上空1500ｍ付近でマイナス３～４℃以下の寒気が、一つの目安と言われています。

　続いて「地上付近の気温」です。もし融解層の高度が低くても、地上付近の空気が暖かいと「雪」から「雨」に融解して（または蒸発して）しまいます。なお、関東平野で降雪が起こる場合には、下層で寒気が滞留することが指摘されています。このプロセスについて考えてみましょう。

　まず、南岸低気圧が関東平野に近づく時、日本海側の地域から山を乗り越えて、寒気が関東平野に流入します。この寒気は「冷たく乾いた」状態になっています。

　これと前後して、南岸低気圧の接近に伴う南東の風や北東の風が、関東平野に向かって流れ込みます。これらの海からの空気は、上記の寒気よりも相対的に暖かいものです。

　日本海側から流れ込む寒気と、海から流れ込む空気がぶつかり合って、沿岸地域に収束帯を形成します。この２つの空気は互いに異なる性質を持っているので、この収束帯を「沿岸前線」と言います。

　日本海側から流れ込む寒気は、沿岸前線によって堰き止められる形となり、関東平野に寒気が滞留し始めます。この寒気滞留層の厚さは１ｋｍ以下となることが多いと言われています。

　関東平野には持続的に寒気が流れ込み、より冷たい空気が下に蓄積されます。また、沿岸前線の近くでは降水を伴うこともあります。この降水が滞留する寒気の中に入ると、そのまま蒸発して、周囲の空気の潜熱を奪っていきます。この結果、対流寒気はさらに冷却されます。

　そして、「降水現象」をもたらす南岸低気圧が近づいてきます。低気圧の中心よりも東側では融解層の高度が高く、地上では「雨」となります。この雨によって、滞留寒気はさらに冷却されます。

　南岸低気圧はさらに東に進み、低気圧の中心より西側では融解層の高度がさらに低くなります。上空の雲からの落下の過程で融け残った「雪」や「みぞれ」がそのまま、地上付近の寒気滞留層を経て、地上に到達します。

　最後のポイントは南岸低気圧の「進路」です。低気圧の進路が北に寄り過ぎると、南からの暖気の影響が強まるので、気温が上がって「雨」になります。しかし、低気圧の進路が南に寄り過ぎると、降水域が関東平野から逸れてしまいます。低気圧の構造については「温帯低気圧と前線形成のイメージ」を御参考下さい。

　このように「北により過ぎず、南に離れ過ぎない」コースを進むことが、関東平野の降雪のための一つの条件として加わります。

順圧大気の不安定化とロスビー波

　記事「傾圧不安定波のイメージ」では、傾圧不安定波の形成について取り上げました。これは温帯低気圧の発達メカニズムとして重要な理論として知られています。ここで「傾圧」とは、簡単に言えば「等圧面が傾く」性質です。

　一方、等圧面が傾かない場合を「順圧」と言います。傾圧大気と順圧大気の詳しい定義は専門書に譲るとして、両者の取り扱いの大きな違いは、現象の構造を「立体的（３次元）に考える」か「平面的（２次元）に考えるか」です。

　傾圧大気は、「水平方向」に広がる等圧面が「鉛直方向」に傾くので、立体的（３次元的）に考える必要があります。しかし、順圧大気の場合は、等圧面が「水平方向」に広がるだけで「鉛直流は発生しない」ので、水平方向の平面的（２次元的）に考えることが出来ます。

　今、一層の平面的な大気層を考えてみます。判りやすくするために、真っ直ぐに分割する線を引いてみます（但し、仕切りは設けません）。

　この分割された左右の両側で同じ流れとなっていれば、この大気層はそのままの状態（流れ）を維持し続けます。

　一方、左右の両側の流れが異なれば、両者の境界付近で流れの乱れを生じます。この乱れが小さいものであれば、復元力が働くため、流れの乱れは抑えられ、バランスが保たれます（安定）。

　しかし、この乱れが大きくなるにつれて、境界線上では渦度を生じます。この渦度が強められるにつれて、流れのバランスが崩れ、乱れが増幅していきます（不安定）。

　この乱れが増幅すると、やがて渦列や波動を生じます。例えば、ＪＰＣＺ（日本海寒帯気団収束帯）上に生じるメソスケールの渦列やロスビー波などが挙げられます。

　ここからは東西に並ぶ渦列を例に、ロスビー波の西進を考えてみたいと思います。

　次の図の様に、正または負の相対渦度（ζ＞０、ζ＜０）を持つ渦が東西方向に交互に並ぶ渦列を考えてみます。ここで、緑の線は波動を表しています。正の渦（ζ＞０）は波動の下（南）に凸となる位相（トラフ）に相当する一方、負の渦（ζ＜０）は波動の上（北）に凸となる位相（リッジ）に相当しています。

　記事「ベータ効果のイメージ」では、「ベータ効果」と「絶対渦度の保存則」の考え方を紹介しました。この記事は、地球自転に伴う台風の北上効果を例に挙げましたが、同じ考え方で、上記の渦列を分解して考えてみます。

　上の図において、波動の「トラフ位相」は「ζが正に変化」する所へ進み、波動の「リッジ位相」は「ζが負に変化」する所へ進もうとします（渦度の移流）。つまり、次の図の様に位相がシフトするのです。

　この結果、波動（渦列）は全体的に西向き（図では左向き）に移動して行きます。

ベータ効果のイメージ

　昨日の記事「絶対渦度と相対渦度のイメージ」では、「渦度」の話を書きました。ある流れ場の中に羽根車を置いたとき、その羽根車を回転させようとする働きのことを「渦度」と紹介しました。今回はさらに「正の渦度」と「負の渦度」について紹介します。

　正の渦度は「反時計回り」の渦度です。右手の４本の指が回転の向き、親指が渦度ベクトルの向きに対応します。

　一方、負の渦度は「時計回り」の渦度です。こちらも右手の４本の指が回転の向き、親指が渦度ベクトルの向きに対応します。

　また、昨日の記事では、「絶対渦度」と「相対渦度」についても紹介しました。以下、簡単に振り返ってみます。

　まずは、コリオリ・パラメーターｆです。地球は自転しているので、地球上で運動する物体・流体は既に自転に伴う渦度ベクトルを持っています。

　この大きさ（ｆ）は、地軸上にある極が最大となり、極から赤道に近づくにつれて小さくなります。地球上に存在する者同士では、互いにこの渦度を認識（観測）することはできません。

　続いて、相対渦度（ζ）です。自転する地球上で、ｆの他に生じる渦度のことです。地球上に存在する者同士が互いに認識（観測）できるのは、こちらの渦度です。

　以上の２種類の渦度（コリオリ・パラメーターｆと相対渦度ζ）を合わせたものが「絶対渦度」（ｆ＋ζ）です。つまり、「宇宙空間のある地点に固定された場所」から「地球上で生じる渦度」を見た場合には、この「絶対渦度」が認識（観測）されます。

　さらに、「水平面上（２次元）での運動」で、さらに「収束・発散がない」場合は、絶対渦度（ｆ＋ζ）は時間に対して一定に保たれます。これを「絶対渦度の保存則」と言います。地球の自転に伴う台風の北上を例にとって考えてみましょう。

　今、北半球上のある緯度に、台風（強い正の渦度を持つ）があると想定します。

　台風を右半分と左半分に分けて考えてみます。

　右側では、南から北に向かう流れとなるため、コリオリパラメーターｆも時間と共に「正の向き」に変化します。一方、相対渦度は絶対渦度の保存則に従うため、時間と共に「負の向き」に変化します。

　左側では、北から南に向かう流れとなるため、コリオリパラメーターｆも時間と共に「負の向き」に変化します。一方、相対渦度は絶対渦度の保存則に従うため、時間と共に「正の向き」に変化します。

　このように、ζの時間的な変化は、ｆの変化とは逆向きで、南北方向の移動速度とｆの勾配によって生じます。式で書くと「ｄζ/ｄｔ＝－βｖ」と表されます。

　地球上で重要になるのは、相対渦度ζの変化です。右側・左側共に、ζは台風の中心を北向きに押し上げるように変化します。

　このため、地球の自転に伴う効果で、台風は北上する性質があります。

絶対渦度と相対渦度のイメージ

　次の図のようなベクトル場を考えてみます。

　この流れ場（ベクトル場）の中に、羽根車を置いた場合にどうなるでしょうか・・・。

　流れ場（ベクトル場）の流れの中で、羽根車はクルクルと回りながら下流へと流されて行きます。

　この時、羽根車を回転させようとする効果を表すパラメータが「渦度」です。渦度は、回転軸上の向きを持つ「ベクトル量」として表されます。

　今度は、この羽根車を台の上に乗せ場合について考えてみます。

　この台に向かって横から流れを与えると（ベクトル場を与えると）、この台はゆっくりと回転を始めます。これに伴って、渦度ベクトルを生じます。

　台の上に羽根車を乗せた場合、台と羽根車は一体となって回転するため、両者の持つ渦度ベクトルは共通のものとなります。しかし、これは「台の外から見た場合」の話です。

　羽根車と一緒に「台の上に乗った状態」で、この羽根車を見ると・・・羽根車は止まっているように見えます。つまり、羽根車の持つ渦度（ベクトル）はゼロという事になります。

　回転している台の上で、羽根車にはさらに別の流れを横から加えてみます。これに伴い、羽根車には新たな渦度ベクトルが加わることになります。羽根車には、台の回転に伴う渦度ベクトル（青）と新たに加わった渦度ベクトル（赤）が合わさった渦度ベクトルが働きます。ただし、これは「台の外から見た場合」の話です。

　一方、羽根車と一緒に「台の上に乗った状態」から見てみると、羽根車に加わる渦度ベクトルは次の図のように認識されます。

　以上のように、回転台から一歩離れた所から見た場合と、羽根車と一緒に台に乗った場合とでは、「羽根車に働いている」と認識される渦度ベクトルの大きさは異なります。

　ここで、回転台から一歩離れた所から見た場合の渦度（青＋赤）を「絶対渦度」、羽根車と一緒に台に乗った場合に認識できる渦度（赤）を「相対渦度」と言います。

　この「絶対渦度」と「相対渦度」の概念は、地球を取り巻く大気の流れに伴って生じる渦度を考える際に重要になります。「地球上にいる人」が「地球上で生じる渦度」を見た場合は「相対渦度」となる一方、「宇宙空間のある地点に固定された場所」から「地球上で生じる渦度」を見た場合は「絶対渦度」という事です。

　地球は自転しているので、地球上で運動する物体・流体は既に自転に伴う渦度ベクトルを持っています。この大きさは、地軸上にある極が最大となり、極から赤道に近づくにつれて小さくなります。

　これは、（各地点における）自転に伴う渦度ベクトルは、地表面に対して垂直に働くためです。北半球の場合、北極における渦度ベクトルを分解して、地面に垂直な成分が作用すると考えます。この大きさがコリオリ・パラメーター（ｆ＝２Ωsinφ、Ω：自転の角速度、φ：緯度）です。

　このように、自転に伴う渦度の大きさ（コリオリ・パラメーター）が、緯度によって変わる効果を「ベータ効果」と言います。

傾圧不安定波のイメージ

　一昨日の記事「温帯低気圧と前線形成のイメージ」では、次の図のような「寒気と暖気のぶつかり合い」からスタートして、温帯低気圧や前線が形成される様子を描きました。

　この結果、寒気と暖気の接触面と地上が交わる領域上に、前線や低気圧が形成される構造が描き出されました。そして、その上空では西風が強まって偏西風の強い流れが現れます。これは、昨日の記事「層厚と温度風のイメージ」で触れました。

　上空で西風が強化されるメカニズムについては、昨日の記事「層厚と温度風のイメージ」や過去の記事「「温度風の関係」のイメージを描く・・・」で述べた通りです。

　北半球では、等圧面の高度は「南側の方が高く、北側の方が低く」なります。この高低差は、大気の層の（南北方向の）温度差（寒暖差）に相当します。南北間の高度差（温度差）を生じるという事はつまり、等圧面は南北方向に傾いていることであり、この性質を「傾圧性」と言います。

　上空へ行けば行くほど、等圧面の傾きは顕著になるので、西風成分はより顕著に強化されることになります。

　地上では西風の影響はそれほど強く現れるとは限りませんが、上空へ行けば行くほど、ある程度のバランスを保ちつつ、西風の影響が強まることを意味します。ここで、次の図の様に、バランスが保たれている状態を「安定」な状態と呼ぶことにします。

　この状態から、さらに南北間の温度差が大きくなると、傾圧性が強まり、温度風の関係に基づいて、上空の西風がより強化されていきます。そうすると、上空の西風が著しく強化されることになります。次の図のように、西風のバランスがおかしくなってきます。

　このアンバランスな状態を「不安定」な状態と言います。この不安定な状態は、傾圧性が強められたことによって引き起こされるので「傾圧不安定」と言います。

　不安定（アンバランス）な状態が強まると、やがて（バランスのとれた）安定な状態に戻ろうとする働きが生じます。何らかのアクション（現象）を起こすことで、バランスを取り直そうとします。

　つまり、不安定な状態においては「位置エネルギー」をため込んだ状態であり、この状態を解消すべく何らかのアクション（運動）を起こすことで「運動エネルギー」に変える働きを生じるのです。

　アンバランスな状態では、西風成分が強化され過ぎていました。従って、この西風成分の大きさを、バランスの取れるレベルまで落とすことになります。その際、余剰な成分を南北方向に分散させようとします。このため、全体的な流れは、真っ直ぐの東西流（ゾーナル・タイプ）から、南北に蛇行する南北流（メリディオナル・タイプ）へと変化します。

　この波動は、傾圧性が強化されたことに伴うアンバランス（傾圧不安定）を解消するために生じる波なので、傾圧不安定波と言います。冒頭で示した「寒気と暖気のぶつかり合い」によって、上空でもこのようなメカニズムが働いています。温帯低気圧は、傾圧不安定波としての一面も持ち合わせています。

層厚と温度風のイメージ

　数年前に「「温度風の関係」のイメージを描く・・・」という記事を書きました。この記事では数式を用いて温度風の関係を考えましたが、ここではイメージを基に考えたいと思います。

　本来であれば、静力学平衡の関係から層厚の式を導くのが理論的な考え方ですが、ここでは数式を使わずに考えてみます。

　いま、一定に質量を持つ「大気（空気）のブロック（塊）」を考えてみます。このブロックは断熱的に膨張・圧縮するものと仮定します。

　そして、このブロックを何段にも積み上げると、大気の柱（気柱）が出来上がります。下の図では、左側の気柱は４段、右側の気柱は２段のブロックが積み上がっています。

　気柱の上には「おもり」が載っています。これは気柱の上にさらに載っている空気の重さを表します。ここで、左右の気柱の上に載っているおもりの質量（大気の総質量）は等しいと考えます。つまり、左右の気柱の頂面における気圧は互いに等しくなります。

　ここで、空気のブロックは気圧に応じて膨張・圧縮するので、上のブロックは断熱膨張する一方、下のブロックは（上からの重みで）断熱圧縮されます。つまり、左右の気柱の１番上のブロックは同じ温度となりますが、１番下のブロックの温度は左右で異なります。気柱全体の平均的な温度を考えると、左側の気柱の方が高く（暖かく）、右側の気柱の方が低い（冷たい）という事が判ります。

　また、気柱の底面（地上）に加わる重さを考えると、左側の気柱の底面には「おもり＋ブロック４段」の重さが加わる一方、右側の気柱の底面には「おもり＋ブロック２段」の重さが加わります。つまり、左の気柱の底面の方が（地上）気圧が（相対的に）高く、右の気柱の底面の方が（地上）気圧は（相対的に）低い、という事になります。

　続いて、左右の気柱の頂面と両者をつなげる斜面上は、同じ気圧（おもりの質量）が加わります（つまり、一連の面上では気圧は等しい）。

　同様に、上から１番目のブロックの底面と両者をつなげる斜面は、同じ気圧（おもり＋１番目のブロックの質量）が加わります。

　さらに、上から２番目のブロックの底面と両者をつなげる斜面は、同じ気圧（おもり＋１番目のブロックの質量＋２番目のブロックの質量）が加わります。

　ここで、左右の気柱の頂面やブロックの底面をつなげる斜面は、各々同じ気圧が加わる面ということで「等圧面」と言います。この図のように左右の気柱に挟まれた等圧面は斜めに傾いています。等圧面が傾く性質のことを「傾圧性」と言います。

　さらに、上空に行くにつれて等圧面の傾きが大きくなり、傾圧性が強化されます。そのイメージについては「気柱の平均気温と気柱の高さ・地上気圧の関係」の図をご参照下さい。

　左右の気柱の高さの差が大きくなるにつれて、等圧面の傾きも大きくなります。その様子を次の図に示します。

ここまでをまとめると、次のようになります。

・気柱の背が高いほど平均気温も高くなる。気柱の背が低いほど平均気温も低くなる

・気柱の背が高いほど地上気圧も高くなる。気柱の背が低いほど地上気圧も低くなる

・隣り合う気柱の背の高さの差が大きくなるほど、等圧面は大きく傾く（傾圧性が大きくなる）

・隣り合う気柱の平均気温の差が大きくなるほど、等圧面は大きく傾く（傾圧性が大きくなる）

・上空へ行くほど、等圧面は大きく傾く（傾圧性が大きくなる）


　以上を踏まえ、今度はこのような図を考えてみます。先ほどの図を少しだけ傾けてみました。

　ここで、下の図の様に、高い気柱の上にある「空気塊」を考えてみます。この空気塊は、低い気柱に向かって、等圧面の坂を下っていきます。この際、等圧面の坂道が急になるにつれて、この働きはより強くなります。・・・という事は、このまま真っすぐ坂道を下る様子をイメージしてしまうかもしれません。

　しかし、実際はコリオリの力が働きます。北半球上の運動の場合は、進行方向に対して右向きに働きます。このため、空気塊の進路は右向きに傾いていきます。この結果、空気塊は高い気柱を右手に見るように横向きに進むようになります。

　北半球の場合、南側（赤道側）の方が空気の層は（相対的に）厚く（背が高く）、北側（極側）の方が、空気の層は（相対的に）薄く（背が低く）なります。つまり、上の図の場合、空気塊は「西向き」に運動することになります。

　このような空気塊の運動は、２つの気柱の高低差とコリオリの力によって引き起こされます。そして、この気柱の高低差は、気柱の温度の差にも相当します。従って、このようなメカニズムで生じる風を「温度風」と言います。この関係に従って、南北方向の気温差が大きくなる所では、西風成分が強化されるのです。

　上空では温度風の効果がより強く現れます。この結果、上空の偏西風が形成されます。温帯低気圧や前線との関係は次の図の様に描くことが出来ます。

温帯低気圧と前線形成のイメージ

　前線は「暖気 vs 寒気」のように異なる２つの気団に伴う流れがぶつかり合う所で形成されます。その前線上に低気圧が発生・発達します。この立体的な構造のイメージを描いてみました。

(1) 寒気と暖気が接触することから始まります。
　　この時の両者の接触面を前線面（前面）と言います。

(2) 寒気は下降しながら暖気側へ進む一方、暖気は上昇しながら寒気側に進みます。
　　この時、寒気は暖気の下に潜り込むため、全体的に盛り下がります。
　　一方、暖気は寒気の上に乗り上げる形となるため、全体的に盛り上がります。
　　ここで、前線面（前面）と地上が交わる線状の領域を前線と言います。

(3) 地球の自転に伴い、北半球では進行方向に対して右向きにコリオリの力が働きます。
　　このため、寒気の下降流と暖気の上昇流も互いに右向きに回転します。
　　暖気側から見ると、前線面の右半分では暖気が寒気の上を乗りあげる形（温暖前線）となります。
　　一方、前線面の左半分では、寒気が暖気を下から押し上げるような形（寒冷前線）となります。

(4) 横幅を拡張し、高気圧まで併せて描いてみます。
　　暖気と寒気の境界で前線や低気圧が形成される様子が判ります。
　　また、低気圧の付近では上昇気流となり、これに伴って雲域が広がります。
　　一方、その隣では下降気流となり、真下には高気圧が現れます。

ＪＰＣＺ（日本海寒帯気団収束帯）による新潟県内の大雪

　昨日１月１１日は県央から下越地方を中心に降りました。
　同日の新潟県内における２４時間積算の降水量・降雪量の分布を描画してみました。

　また、同じ日の午前９時の風の分布を見ると、２本の収束線が現れています。特に県央地域に向かう収束線が顕著です。北北西の風と西南西の風とがぶつかりあっているのが判ります。

　この「収束線（帯）」は、「２つの流れがぶつかり合う」事に伴い、その付近では上昇気流を生じます。この点では「前線」のような性質も持っています。

　収束線（帯）は「単に異なる２つの流れがぶつかり合う所」、前線は「（寒気 vs 暖気など）異なる２つの気団（に伴う流れ）がぶつかり合う所」と言うニュアンスがあります。従って、「前線」は「収束線（帯）」の一つの形と考えると良いでしょう。上記の事例の場合、２つの流れはもともと同じ気団（シベリア気団由来の空気が日本海上で変質したもの）に起因しているため、「収束線」という事になります。

　また、似たような言葉で、「シアーライン」があります。シアーラインは「風向や風速が急変する所」なので、私も以前はこのような「収束性の」風向急変域を「シアーライン」と表記しておりました。しかし、現在は混乱を避けるため「収束線・収束帯」を使用しています。

　それでは、この北北西の風と西南西の風はどのようにして形成されたのか、について考えてみます。冬の北西季節風はシベリア気団から日本列島に向かって吹き付けるものとして知られています。まっすぐ平行な流れ（綺麗な筋状の平行な雲列）を成してくるパターンが典型的です。

　しかし、これとは異なる形として、朝鮮半島北部の標高の高い山で一旦分流した後、日本海上で再び合流（収束）するパターンがあります。今回もこのパターンです。流線を描くとこのような形になります。

　図の中では、朝鮮半島北部の標高の高い山を緑のマルで囲んでいます。また、北寄りの風と西寄りの風の収束帯を黄色の破線で示しています。この収束帯がＪＰＣＺ（日本海寒帯気団収束帯）です。