メソスケールの現象

ベナール型対流

筋状の雲とベナール型対流

西高東低の冬型の気圧配置の際に、可視衛生画像で日本海側を観察すると海上に筋状の雲が広く分布している。この雲が北西の季節風に流されることで日本海側の地方に雨雪をもたらすのである。
雲が筋状になる主な原因がベナール型対流である。

  • ベナール型対流:粘性のある流体の層を下部から加熱、上部から冷却すると下部から上部へ熱伝導が起こるが、温度勾配がある臨界値を超えると流体層は下降流と上昇流を規則正しく繰り返すセル状の構造を取る。この現象がベナール型対流である。
筋状の雲の成因

冬季の日本付近ではシベリア大陸から日本海東シナ海を経て日本海側の地方に冷たい風が吹く。北西の季節風に起因するこの吹込みが筋状の雲を形成するのである。
寒気移流の顕著なところでは寒気が下降気流の成分を持つため、沈降逆転層が発生しやすい。冬季の日本海では高度2.5km付近に沈降逆転層が発生する。沈降逆転層により空気の対流活動の範囲が制限される。そして海面から2.5km程度の範囲内で、相対的に温かい海面を熱源とするベナール型対流が発生する。
筋状の雲が発生する場合の大気下層では一定方向に風が吹き、風速は大きくなっている。

雷雨

積乱雲のライフサイクル
  • 発達期
    • 全雲内のほとんどが上昇気流で占められる。雲頂温度は0度以下となるが初期は過冷却水滴がほとんどである。雨粒程度まで成長する水滴もあるが上昇気流が大きいため落下はしない。このときの上昇気流は数m/sから十数m/sに及ぶ。雲頂温度が-20度を下回るようになると氷晶の生成が増加してくる。このとき、凝結潜熱が放出されるため雲頂の気温は周囲よりやや高くなる。
  • 成熟期(最盛期)
    • 雲内には上昇気流と下降気流が共存する。雲頂温度は-40度以下となりほとんどが氷晶で占められる。氷晶は落下と上昇を繰り返しつつ過冷却水滴を巻き込んであられや雹(5mm以上のものを呼ぶ)に成長していく。上昇気流でも支えられない大きさに成長したあられや雹は落下をはじめる。落下時にはそれ自体が空気を巻き込みつつ落下する他、融解潜熱と蒸発潜熱を空気から奪い空気を冷却するため、強い下降気流を産み、地上部は土砂降りの雨となる。
  • 衰弱期(減衰期)
    • ほとんどが下降気流で占められる。層状性の弱い雨を降らせる場合もあるが長続きはしない。上部に層状の雲を残して積乱雲は消える。
雷の成因

雷の成因にはあられが関与していると考えられている。
すなわち、過冷却水があられへと成長する過程で電荷が生成して分離し、雲の上部が+、下部が-の電気を帯び、その電圧差がある程度以上大きくなって空気の絶縁を破った時に雷が発生するという考えである。その他、あられ同士の摩擦に起因しているとする説もある。
夏季と冬季を比較すると夏季のほうが雲頂高度が高い。圏界面が高いことによる。よって、夏季は気温は高いものの雲頂高度が高いことによって雲頂には氷晶が存在する。一方冬季は雲頂高度は低いものの気温が低いことによって雲頂に氷晶が存在する。いずれの時期においても雷は発生しうるのである。
なお、統計上では冬季の落雷の方が被害が大きいという傾向がある。

メソハイ(雷雨性高気圧)
  • メソハイ:積乱雲の成熟期以後の下降気流を原因として、激しい降雨の直前から雷雨性の高気圧が形成される。これをメソハイと呼ぶ。
  • ガストフロント:下降気流は地表にぶつかると行き場を失って水平発散するが、このときの発散風の先頭をガストフロント(突風前線)と呼ぶ。
  • ダウンバースト:積乱雲の下で強い下降気流によって発生する突風をダウンバーストと呼ぶ。水平方向の広がりが4km以上をマクロバースト、4km未満をミクロバーストと呼ぶ。前者は風速50m/s程度、後者は75m/sに達し、ミクロバーストの方が風速は早い。
雷雨の種類
  • 気団性雷雨(単一セル):晴れた昼の夏過ぎ、一様に温かい夏の気団に覆われて、風の鉛直シアが小さい時に発生しやすい。上空に弱い寒気が存在しているときに成層状態が悪化して発生しやすい。特に、太陽放射によって地面が加熱されてくる昼過ぎから日没前後に成層状態が悪化しやすく、積乱雲がランダムに発生してくる。寿命は1時間未満と短い。
  • マルチセル型巨大雷雨:多数の対流セルから形成されており組織化している。個々のセルの活動時間は1時間未満だが、マルチセル全体の活動としては数時間に及ぶことがある。マルチセル型巨大雷雨は大気中層の風に流されて移動する。マルチセルの中で新しく生ずる対流せるは進行方向右寄り、衰弱していくセルは進行方向左側に位置する。よって、見かけ上マルチセルは中層の風向からやや右側に寄った方向へ進む。
  • スーパーセル型巨大雷雨:一個の巨大な積乱雲からなる。日本でも稀に発生する。大気の安定度が非常に悪く、風の鉛直シアが大きい時に発生する。

台風

台風の発生場所
  • 熱帯低気圧:熱帯地方の高温多湿な気団内で発生する前線を保有しない低気圧のことを指す。等圧線が同心円状に分布するのが特徴。
  • 台風:北西太平洋域に発生した熱帯低気圧のうち、最大風速が17.2m/s以上に達したものを指して台風と呼ぶ。
  • ハリケーンアメリカでは、北東太平洋か太平洋で発生した熱帯低気圧のうち、最大風速が33m/s以上のものをさしてこう呼ぶ。
  • サイクロン:北インド洋で発生する最大風速17m/s以上の熱帯低気圧をこう呼ぶ。

台風の主な発生場所は、海面温度26.5度以上、コリオリ力が十分に働く北緯10〜25度の太平洋、南シナ海ベンガル湾である。コリオリ力が弱い北緯5度以南では台風は発生しない。
台風は一年を通じて発生しうるが、海面温度が高いほうが発生しやすいため大半の発生は6月〜11月である。

台風のエネルギー源と温度構造
  • エネルギー源:高温多湿な空気塊が凝結した時に放出される潜熱である。
  • 第2種条件付き不安定(CISK):対流活動による上昇気流と凝結潜熱によって低い気圧が維持され、台風の発生と維持に関与する不安定性を指してこう呼ぶ。寒気場内に形成される小低気圧(ポーラーロー)もこれに該当する。
  • 台風の構造:台風は中心に台風の眼と呼ばれる雲のない領域を持つ。眼の周りには非常に発達した背の高い積乱雲よりなる眼の壁雲があり、台風の中心からは100km程度離れている。眼の壁雲は螺旋状の積乱雲、積雲の列に取り囲まれており、これをスパイラルバンドと呼ぶ。
  • 温度構造:台風内は周囲より気温が高く、特に中心部では顕著である。この構造を暖気核(ウォームコア)と呼ぶ。発達した熱帯性低気圧では暖気核が上層ほど顕著である。暖気核の成因は大量の水蒸気の凝結潜熱と下降気流による断熱圧縮である。
  • 風の分布:台風では気圧傾度力コリオリ力、遠心力、摩擦力の4つが釣り合って風が吹いている。自由大気より下層では摩擦力の影響が大きくなるため、風速が最大となるのは自由大気下層である1.5〜3.0km付近である。下層ほど摩擦力の影響があるため、下層では風は中心部へ吹き込む流れとなる。一方で圏界面付近の上層では風が高気圧性循環、すなわち反時計回りの方向に循環しつつ発散している。
  • 台風の衰弱:上陸した台風は水蒸気の補給が減少するほか、地表面摩擦も大きいため運動エネルギーの消費が多くなる。また、海面温度が26.5度より低い海域では水蒸気量が不足するため衰弱へ向かう。最大風速が17.2m/s未満になった暖気核を持つ低気圧は熱帯低気圧と呼称を変える。また、北からの寒気が吹き込んで前線が生まれ、前線が中心まで達した場合は温帯低気圧に変化したと判断する。温帯低気圧への変化の判断には風速は考慮しない。中緯度帯まで熱帯気団に覆われる7月下旬〜8月は衰弱した台風は熱帯低気圧に変化する場合が多いが、それ以後は季節が進むほど温帯低気圧に変化しやすくなる。
台風の吸い上げ効果

台風の中心付近では気圧が低いために海面が吸い上げられる。この時の海面上昇は静力学平衡の式を応用して次のように求める。

  • \Delta h = -\frac{\Delta p}{\rho g}

Δhは海面の上昇高さ、Δpは圧力の下降分、ρは海水の密度、gは重力加速度である。
概ね1hPaの圧力低下で水面は1cm上昇する。

陸風と山岳風

陸風

陸と海は熱容量が異なり、陸の方が熱しやすく冷めやすい。
よって晴れた日中では陸上付近が低気圧、海上では高気圧となる。逆に夜間は陸の方が強く放射冷却を起こすので陸上が高気圧、海上が低気圧となる。
日中に海から陸へ吹く風を湖風、夜間に陸から海へ吹く風を陸風、この風系のことを海陸風と呼ぶ。
陸風は気圧傾度が小さい時に顕著である。一般には暖候期の日中に海風が、寒候期の夜間に陸風が吹きやすい。
海風は200〜1000mの厚さで風速4〜7m/s程度であるが、陸風は100〜300m程度の厚さで風速は3〜4m/s程度である。
いずれの風も上空に反対方向の風である反流が存在している。
陸風は海岸線から10km以内の内陸でしか吹かない。
海風は日の出3〜4時間、陸風は日没後1〜2時間で吹き始める。

山谷風

日中の山岳斜面部では平地よりも太陽光を多く受けるため加熱されやすい。よって、斜面上の気温が谷や平地よりも高くなることで気圧差が発生する。
暖められて軽くなった空気が谷から斜面にそって山へ滑昇する風を斜面滑昇流(アナバチック風)と呼ぶ。
太陽高度が高くなると谷部も暖められて谷と山の平均気温が平野より高くなり、平野部から谷間を通り山頂に向かう谷風が吹く。
夜間の風の弱いときには斜面で放射冷却により冷やされた空気が斜面を吹き降りてくる。これを斜面滑降流(カタバチック風)と呼ぶ。
夜半過ぎともなると谷部に冷気がたまり、山頂から谷間を通って平野へ向かう谷風が吹く。

フェーン現象

フェーン現象とは

湿った空気や乾いた空気が山を超えて吹き降りてくるときに発生する。風上側よりも風下側の山麓で高温となる現象を指して言う。

凝結・降水を伴うフェーン現象

空気が凝結・降水を伴いながら斜面を昇ると湿潤断熱減率に沿って温度が低下するが、この空気が山を超えて麓に降りる際には乾燥断熱減率に従って昇温する。
このとき、湿潤断熱減率と乾燥断熱減率の差によって昇温する現象を熱力学的フェーン(非断熱的フェーン)現象と呼ぶ。

乾いたフェーン

大気の上層には温位の高い空気が存在している。
たとえ降水現象を伴わなくとも、上昇した空気が下降する際に温位の高い空気を巻き込むと下降した空気は昇温する。この現象を乾いたフェーン(力学的フェーン)現象と呼ぶ。

メソ対流系

梅雨期のメソ対流系

梅雨前線は東西水平スケールの大きい大規模気象現象である。
東日本以東では南北水平温度傾度が大きく、西日本では水蒸気の水平傾度が大きいのが特徴である。
梅雨前線上に組織化された対流性の雲が間隔を置いて並ぶ事がある。規模的にはメソスケールに属するもので、これが九州や南西諸島に大雨をもたらす場合がある。この規模の気象現象は総観規模の気象現象を対象とする地上天気図では表現されない場合がある。また、メソスケールの現象では寿命は数時間以内である場合が多い。