航空気象 青山学院大学航空部 荒川 学科研究所 拓公 2011/12/29 まえがき 航空部に入部して、グライダーで空を飛ぶだけなのに、いつ頃だったか先輩方に｢気象の 勉強もしとけよ。｣なんて言われたことがあると思います。ほとんどの場合、｢飛行機なん かの工学は少しわかりますけど、気象は…、全くわかりません。｣という人たちが大半だと 思います。(恥ずかしながら自分もそのうちの一人でした。) しかし、空で遊ぶ、グライダ ーで空を飛ぶとなると気象の知識は切っても切れないくらい重要なものであると思います。 ここでは私たちの一番身近であろう、対流圏の事についてのみを扱っています。…クラス A の特別管制空域なんかにはいきませんよね。内容は自家用操縦士の筆記試験レベルを想定 しています。気象に悩める航空部のみなさん。一緒に克服しましょう。 なお今回の執筆に際し、多くの内容を「新・天気予報の手引き」という本を参考にさせ ていただきました。気象についてより詳しく知りたいという方には、これがお勧めです。 青山学院大学航空部 3 年 学科主任 荒川 拓公 参考文献 新改訂版 新・天気予報の手引き 自家用学科 解説 全般 安斎 政雄 2 著 目次 第1 章 気象一般知識 1.1 大気の重さ. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5 1.2 気圧の高さ. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . .5 1.3 等圧線・高気圧・低気圧・気圧傾. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . 6 1.4 風. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .7 1.5 コリオリ力. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8 1.6 地衡風・傾度風. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . 9 1.7 地上の風. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .11 1.8 等圧線の間隔と風速. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .12 1.9 高気圧・低気圧域内での風の吹き方. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .12 第 2 章 雲の形成 2.1 大気中の水蒸気. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13 2.2 湿度・露点温度. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .13 2.3 水蒸気の凝結. . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 2.4 空気の冷却・断熱減率. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .15 2.5 気温減率. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17 2.5.1 フェーン現象. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17 2.5.2 上昇気流. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .18 2.6 乱気流. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19 2.7 大気の安定度. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21 第3章 雲 3.1 雲の十形. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23 第4章 季節 4.1 気団. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .26 4.1.1 春. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27 4.1.2 梅雤. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .27 4.1.3 夏. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .28 4.1.4 秋. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .29 4.1.5 冬. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .29 4.2 前線. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .30 3 4.2.1 温暖前線. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .30 4.2.2 寒冷前線. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30 4.2.3 閉塞前線. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .31 4.2.4 停滞前線. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32 4.3 移動性高気圧. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32 第 5 章 天気図 5.1 地上天気図. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.2 高層天気図. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4 第1章 気象一般知識 1.1 大気の重さ 地球は高さ数百キロに及ぶと言われる大気に包まれています。大気は重力のため、下層 ほど空気密度が濃く、上層ほど空気密度が薄くなっております。このため大気の上限は海 面のようにはっきりしてはいません。しかし上限はわからずとも大気の重さはわからずと も大気は常に私たちに降りかかっています。この重さが大気の重量であり、また単位面積 当たりにかかるこの大気の重量のことを大気圧と言います。 一般に海抜 0m の大気圧を”1 気圧”といい、その圧力は約 1013hPa である。 また過去にイタリアのトリチェリーという物理学者(かの有名なガリレオ弟子です)が以下 のような測定方法で算出しました。 一端を閉じた 1m ほどのガラス管に水銀を満たし、水銀槽に逆さに入れ、ガラス管内部の 液面の高さを調べその体積分の重量が水銀槽の液面にかかる大気圧による力と等しいとい うものです。 図 1 かの有名なトリチェリと、かの有名な実験 実際に計算してみると高さ 0.76m の水銀柱の質量は、断面積 1m2 とすれば、水銀密度 (13.5951×103kg・m-3)×水銀高さ(0.76m3)＝1.03323×104kg となる。人間の表面積をおよそ 2m2 とすれば一人当たり大気から 2 トンの力を受けているようです。 人間って強いですね。 1.2 気圧と高さ ある水平面の気圧とは、その面から上の空気の重さです。気圧が低いとは上空の空気が 薄い(密度が少ない)ことを意味し、気圧が高いとは上空の空気が濃い(密度が高い)ことであ る。従って気圧は上空にいくほど低くなります。 (単純に上空に行けば自分にかかる空気の重さが減るだけで、上空の方が空気の密度が薄 いこととはこれは無関係である。上空の空気密度が薄いことは上空の方が地球の引力が小 さいからである。) 5 気圧は体積、絶対温度との関係により求まる状態量であるため気圧と高さの関係は、大 気の気温によって異なりますが、 下層大気中では高度 10m に対して気圧は 1hPa 低くなる。 このような高度と気圧の相関関係によって、高度計で高度を測ることができる。 また普段よく聞く標準大気とは 地上気圧：1013.25hPa 地上気温：15℃ 気温減率：6.5℃/km 重力加速度：9.8066m/s2 乾燥大気であること を仮想として扱う気体の総称である。 表 1 標準大気における高さと高度 補足 標準重力：水銀温度が 0℃の時の重力加速度(9.8066m/s2)。だいたい緯度 45°の海面におけ る値。 1.3 等圧線・高気圧・低気圧・気圧傾度 補正、更正を施していった気圧を地図上にプロットしていき、その等しい値を線でつない でいくと一般に曲線出来上がる。その曲線は気圧の低いところ、高いところでまとまって 不規則な円や楕円が描かれます。この等しい気圧を結んだ線を等圧線という。また気圧の 高いところがまとまった区域を高気圧、気圧の低いところがまとまった区域を低気圧と呼 ぶ。 (気圧大きさがいくつから、低気圧か、高気圧かは決まらず周りに比べて低いか高いかで決 まる。従って様々な気象状態を伴う低気圧、高気圧の種類は数限りなくあるが、大別せず にここでは一般的な意味で低気圧、高気圧という。) その高気圧区域で最も気圧の高い部分を高気圧の中心といい、その気圧を高気圧の中心気 圧という。低気圧に関しても同様に低気圧の中心、中心気圧という。 よく等圧線は、地形図上の等高線にたとえられ、地形図で山に相当する部分が高気圧、 平野や盆地に相当する部分が低気圧というようになる。まったくもって覚えやすい。 地形図では山にいくほど等高線は密になっていくのに対して等圧線は低気圧に向かうほ ど等圧線は密になっていく。等高線が密になっていくということは当然山の斜面が急にな っていくからであり、これは等圧線でも同じように扱う事ができ一般的に低気圧に向かう ほど気圧の斜面が急になる。この気圧の傾き具合を気圧傾度という。 等圧線の疎密によって気圧傾度の大小を定めることができ、高気圧から低気圧に向かう 方向を気圧傾度の方向という。すなわち気圧滑り台の進む方法である。 6 図 2 高気圧と低気圧 高気圧と高気圧の間に挟まれて低気圧から気圧の低い部分が谷のように伸びた部分を気 圧の谷(トラフ：trough)、逆に高気圧が張り出して尾根のようになった部分を気圧の尾根(リ ッジ：ridge)という。これらの言葉を覚えていると駆け出しのミーハーでも少し気象を知っ ているなと思われることが多いので知っていると何かと便利である。なおリッジ、トラフ は主に高層天気図等でよく使われ、春や秋に偏西風帯に突入した際に偏西風波動を説明す るのにつかわれる。 1.4 風 風とは一体何であろうか、ジブリなどでは主人公などがカッ コつけると風が吹きますが、実際はそんなことではありませ ん。 風は大気の圧力の差を平衡にしようとして流れる大気の塊 です。すなわち高いところとは高気圧、低い所とは低気圧な ので一般的には風が吹く方向は高気圧から低気圧である。し かし実際は渦やコリオリ力を考えるのでもっと複雑である。 図 3 アシタカ 流体力学的にいうと圧力差によって生じる流れをポアズイユ 流れといい(圧力差でなく粘性摩擦応力のみでの引きずられるような流れをクェット流れと いう。) その流れ模様は水道管を流れる水のような形である。まあ流体の流れなんか頑張っ て見れるものではないが。 7 図 4 風の原理 圧力差で流れる様子。これは水道管です。 一般に高気圧の領域では等圧線がまばらで気圧傾度が小さく風が弱い。逆に低気圧の領 域では等圧線の間隔が混でおり風が強く吹く。 通常風の強さは 1 秒間に空気が運動する距離をメートルで表わし、風速何メートルなど と言って表わします。1 時間当たりに何 NM 進むかで表わしたノットという単位もあるの でこちらも忘れずに。ちなみにおよそ である。 また自然は刻々と変化しており、いわゆる息をしているため、気象観測では一般に観測 時刻前 10 分間の平均の速さで測ることになっている。これを一般に平均風速といい、普段 使っている風速とはこの平均風速のことである。 また風の吹く方向を風向といい、南風とは南から吹く風のことであり、140°の風とは 140°方向(ほぼ南東)から吹く風である。航法なんかをやったあとでは方向に関する定義が ぐちゃぐちゃになってしまうことが多くあるので注意しましょう。From と To の違いです。 1.5 コリオリ力 コリオリかではなくコリオリちからです。文 字通りコリオリさん(ガスパール=ギュスター ヴ・コリオリ：1792-1843 フランス)が発見した 力です。地球は地軸を中心として回る回転体で す。回転する表面にその回転する方向を維持し ようとする力が働きます。もっと物理的に言う と”回転座標系上で移動した際に移動方向と垂直 な方向に移動速度に比例した大きさで受ける慣 性力の一種”…これがコリオリ力です。別名転向 力とも言われイメージとして遠心力みたいなも のです。 図 5 コリオリ力 何やら回転体表面から見た A→B 軌道は A→B’らしい 8 自転車のタイヤは止まった状態では垂直に置くことは難しいです。しかし一旦自転車が 走りだすと何故か自転車は倒れることなく垂直を保ったまま走行することができます。こ れは自転車のタイヤが回転することによってタイヤにコリオリ力が垂直を保つ方向に働く からです。 図 6 自転車 何故コリオリ力なんかと思う人も大勢いらっしゃると思いますが、風は同一平面では気 圧の高いところから低いところに吹くことを学びました。しかし実際その通りに風は吹い ているでしょうか。例えば｢今日も西高東低の冬型の気圧配置です。等圧線も込んでおり昨 日と比べて一層北西の風が強くなるでしょう。｣…、なにかおかしくありませんか？西に高 気圧、東に低気圧なら普通真西の風でしょう。しかし実際はそうではないのです。 コリオリ力は”回転する表面にその回転する方向を維持しようとする力”です。北半球では 不思議なことに自分中心に地球表面は右回転しています。(とても不思議ですが本当です。 詳しく知りたい人は付録”フーコーの振り子”で) 従ってそれを維持する方向ですので北半 球ではコリオリの力により常に右側に風はよってしまうのです。前述の西高東低の気圧配 置に戻りますが、これにより発生する真西の風はコリオリ力により右に引きずられ、結果 北西の風となるわけです。 当然コリオリ力は地球上すべてのものに作用していますがあまりに微小なためあまり目 立ちません。歩いていてなんとなく右に寄っちゃう人はコリオリ力が作用しているのかも しれないですね。 1.6 上空の風”地衡風・傾度風” 物理的考えが得意な人は気付いているかもしれないですが、コリオリ力が作用し続けて しまったら風は常に右に曲がり続けてしまいます。しかしこのコリオリ力と気圧差によっ て生じる力(気圧傾度力)と釣り合う点が生じます。この点で平衡状態となり風はそれらの力 に従った方向に吹くというわけです。このようは状態で吹く風を地衡風と言います。地衡 風は主に上空でしか吹きません。というのも地上付近ではこれらの力以外にも多くの力が 働いてしまうからです。例えば摩擦力なんかが…、試験 1 問目で問われることが多いので 注意しましょう。 気圧傾度力を G、コリオリ力を このとき地衡風を V、その地点の緯度を とす ると、地衡風の大きさは力のつり合い点ですので、 ＝ の時の V が地衡風の大きさである。 9 図 7 等圧線平行での力関係 また等圧線が曲率を持つときは、とはいってもほぼ 99％曲率を持っているのだが、空気 の運動に対して気圧傾度力、コリオリ力の他に遠心力も考えなければならない。この遠心 力も考慮した時の風を傾度風といいます。この傾度風は高気圧性の場合気圧傾度力を強め る方向に、低気圧性の時は気圧傾度力を弱める方向に働くため、一般的には｢傾度風は地衡 風に対して、高気圧性の場合は強く、低気圧性のときは弱くなる。｣という性質を持ってい る。また曲率が大きいほど地衡風との差が大きくなります。(曲率半径が 1000km 以下の場 合にはその約 10％ ほどの増減があると言われます。) 図 8 傾度風 また遠心力がコリオリ力に対し非常に大きく卓越してしまい、気圧傾度力と遠心力のみ で力のつり合いが取れてしまった場合に吹いていると考えられる風を施衡風という。主に 台風の中心近くなどではこれに近い風が吹いていると考えられる。 10 1.7 地上付近の風”風に対する摩擦の影響” ｢えっ？風に摩擦なんてあるの？｣ はい。もちろんあります。風すなわち流体は摩擦の影響をとても強く受けます。地面と 大気の間はもちろん大気と大気どうしもぶつかって常に摩擦を及ぼしあっています。稲妻 がほとばしるのも大気どうしがこすれあってできる静電気なのです。摩擦によって風量も 大きく変化しますが、何より風向が変化してしまうのが厄介です。 先ほどの地衡風、傾度風は吹く風にコリオリ力が最も効率的に作用した場合に見られる 風です。地上付近で実際に観測する風はさらに摩擦力が加わってくるので、地上の風は等 圧線とある傾きをなして、低圧部に向かって吹きます。気圧傾度は直角に低圧部に向かっ ており、摩擦力は風の進行方向とは反対の方向に作用し、コリオリ力は風に直角に右方向 に働きます。この摩擦力とコリオリ力の合成力と気圧傾度力が釣り合ったときの風である ので等圧線とはある傾きをなしているという事になります。一般に地衡風などに比べて洋 上ではその 50～70％の風速、地上では地形にも影響しますが、それよりももっと小さくな ります。 図 9 地上付近の風 補足 航海術で｢ボイス・バロットの法則｣というものがあります。これは以上の理屈を｢暴風雤 の中心は、北半球では風に背をして立つと左ななめ前方にある。｣と解釈したものです。自 分の位置と風向のみで推測できるのでとても便利です。 11 1.8 等圧線の間隔と風速 一般に等圧線は 4 ヘクトパスカルごとに引きます。5 とか 10 とか切りのいい数字ではな いので注意ください。地衡風や傾度風は気圧傾度から理論的に風速を計算することができ る。地上付近の風は実際に計算をしようとすると外乱が予測不能なまでに多いので経験的 な資料から、4hPa 等圧線の間隔が緯度 1°くらい(緯度 1°の間隔はおよそ 111km)で風速 は 15m/s 内外。2°くらいで 8～10m/s 、4°くらいで 5～7m/s とされている。 1.9 高気圧・低気圧域内での風の吹き方 高気圧の中心では最も気圧が高く、その周りに気圧の低い区域があるので高気圧の中心 から四方に向かって風が吹きます。また低気圧の中心ではその逆で中心に向かって風が吹 き込みます。これらの風は前述の理由によって地上付近では等圧線とある角をなして、北 半球では右に右にと曲がりながら流れます。これはアンペールの右ねじの法則と相関して 考えることができ(直流電流が及ぼす磁界の向きについての法則)自分の右手でグッドをし たときその親指が下向き(下降気流)なら高気圧域内の風向を表わし、上向き(上昇気流)なら 低気圧域内の風向を表わす。さすが科学である。 もちろん南半球では左手である。(コリオリ力は左側に作用するため) 図 10 北半球における高気圧・低気圧の風向 12 第2章 雲の形成 2.1 大気中の水蒸気 我々のいるこの大気は様々な気体の混合物である。窒素 78％、酸素 21％、アルゴン 0.5％、 ネオン 0.3％、ヘリウム 0.08％、二酸化炭素 0.03％…、となっている。 しかし、ここには水蒸気が含まれていません。(標準状態ではおよそ 0.5％となっているがこ れは理論値) 水蒸気(水)は標準状態付近の温度で他の気体に比べて相変化が活発である。標 準状態で融点 0℃、沸点 100℃である。(例えば窒素では融点-210℃、沸点-195.79℃であり、 標準状態で液体、固体の窒素などまずありえない。他の気体もたいていこのような値) 従って自然の範疇であり得る気圧差、温度差ですぐに相変化をしてしまう。上空にいくと マイナス 30℃なんか当たり前。なので水蒸気は別として考えるため、特別に水蒸気圧とい う分圧で表現する。 物質の温度を上昇させるのも、物質の相を変化させるにもどちらも熱を必要とする。これ らの熱は我らが太陽さまからいただく熱エネルギーでまかなっている。この熱エネルギー のうち相変化に使われる熱を潜熱。温度変化に使われる熱を顕熱という。 図 11 水の三態 2.2 湿度・露点温度 大気中の水蒸気を考える上で最も大切なことは、 「一定容積の空気が含むことができる水蒸 気の最大量はその空気の温度によってきまる。」という事です。高温の空気はよりたくさん の水蒸気を、低温の空気は比較的少量の水蒸気しか含むことができません。 表 2 各気温における飽和水蒸気量 13 その空気が含みうる水蒸気量を飽和水蒸気量といい、その空気塊が限界ギリギリまで水蒸 気を含んでいるとき、その空気は飽和している。といいます。一般に空気の湿り気(その空 気塊にどれだけの水蒸気が含まれているか) の度合いを相対湿度または単に湿度と言いま す。相対湿度は飽和状態を 100％としたときに、空気塊はその何％を含んでいるかを表わし たものである。 相対湿度 空気の含んでいる水蒸気量 飽和水蒸気量 補足：厳密には圧縮性を考慮し水蒸気圧の比で相対湿度を定義する。 図 12 気温が下がると湿度が高くなる。 気温が低くなり、現在含んでいる水蒸気の量で飽和してしまう気温のことを露点温度と言 います。｢露ができ始めますよ。｣の温度です。 気温と露点温度の差が小さい場合、空気は飽和に近く。その差が大きいときには空気は乾 燥しているとわかります。従ってわざわざ湿度を求めなくとも温度と露点温度の差をみれ ば空気の湿り気がわかります。この露点温度と温度の差を湿数、または単に露点温度差と 言います。 2.3 水蒸気の凝結・雲の形成 水蒸気を含んでいる空気の湿度がどんどん低くなって露点温度以下になってしまったら、 どのような現象が起きるでしょうか。露点温度に達した時すでに空気は、限界ギリギリの 状態ですからそれ以下の温度になると含みきれない水蒸気が出てきてしまいます。空気中 に含みきれない状態とは、コップにからあふれる水のように、水蒸気という状態を保つこ とができず液体、固体の形を成してその空間に存在するようになります。気体から液体に なることを凝結、気体から固体になることを昇華と言います。雲はこれら水蒸気になれな くなった水滴、氷晶の集まりなのです。 なお、凝結を起こすためには空気中に吸湿性の細塵、昇華を起こすためには吸湿性でない 固体の塵状のものが必要である。これらをまとめてエアロゾルという。きれいな空気の状 態、すなわちエアロゾルが無い状態では水蒸気は露点温度であっても凝結することができ ずそのままの状態で含まれている。この状態の空気を過飽和という。(過冷却と過飽和は違 う現象ですので注意) 14 2.4 空気の冷却・断熱減率 気象状態を変化させる要因として、空気が冷却し、露点温度に到達することについて知 りました。ではどのような場合に空気は冷却するのでしょうか。主に次のようなものが挙 げられます。(マイナー順で) I. 放射冷却 夜間、太陽からの熱エネルギーを受けることができず、地面が冷却する。地面と大 気間の熱伝達により大気が冷却される。晴れた風の夜間では放射冷却という現象(本来 放射冷却は高温の物体が周囲に電磁波に放射することで気温が下がる現象である。し かし気象では一般放射冷却と言ったら前者をさす。) が発生し下層大気に放射霧ができ てしまい視程が悪くなる。冬の妻沼はこれでばっちり待機してしまう事が多くありま す。また、この冷却現象では雤や雪などの気象変化にまで発達することはない。 II. 移流 その逆に、昼夜問わず暖かい空気が冷たい海上や地面の上を流れる際に、大気と接 している部分で熱伝達が起きてしまい大気は冷却されてしまう。この現象を移流とい う。…放射冷却とほぼ同じです。というか移流性冷却の中で夜間の温度差で冷えるの が放射冷却です。これの作用によりもちろん霧が発生し、移流霧と言います。よく聞 く海上で発生する海霧はこれのことです。移流性の冷却では前述のとおり雤や雪など の気象変化にまで発達することはほとんどあ り ま せ ん。そんな威力はありま せん。 III. 混合 単純に暖かい空気と冷たい空気が入り混じって冷却されることもあります。当たり 前ですけども一応…。規模にもよりますが凝結を起こす可能性があります。とても少 量ですが雤降るかもです。 IV. 大気の上昇運動 気象状態に一番作用する冷却は、大気の上昇運動による冷却です。低気圧の中心付 近、寒冷前線などいろいろなものがありますがちょっとそれは置いといて、空気の内 部の変化について考えてみましょう。上昇する大気の規模はとても大きいですので、 空気塊は周囲の空気と熱を交換することなく上昇すると考えます。ただし実際はそん なことはありません、ただ規模が大きいということは空気塊の表面積に比べて、体積 がとても大きいということを表わします。周囲の空気との熱交換は表面で行われます が、その熱交換量に比べ、その空気塊が持っている内部エネルギーは莫大であるため ほとんど変化を及ぼしません。という意味です。このような周囲から熱を受けない変 化を断熱変化と言います。 15 図 13 上昇空気は内部の熱を使って膨張する 以上のものが主に冷却作用及ぼすものです。上昇運動をしたときの内部変化をもう少し見 ていきましょう。 空気塊は上昇するにつれて膨張します。(断熱膨張) 周囲から熱を受けていないのでこれ に必要なエネルギーは大気の内部エネルギーからまかないます。 2.4.1 参考のための諸法則 熱力学第一法則(微分系) 比熱の定義 状態方程式 ：状態 ：状態 から状態 から状態 へ移った時の熱の変化量 へ移った時の内部エネルギー変化量 ：状態 から状態 へ移った時の体積変化量 ：状態 から状態 へ移った時の温度変化量 ：定容比熱 ：一般気体定数 ：気圧 このとき断熱変化ですので ります 。 従って内部エネルギーは体積変化のみの関数とな このとき比熱の定義より式 3 を代入し となり は定数である。このとき膨張過程であるため状態 1 から状態 2 へ移った時の体積 変化 は増加し となる。従ってそれに伴う温度変化は は膨張するたびに減少していく。 16 となり空気塊の気温 以上の理由によって上昇運動をつづける空気塊は気温が減少し続けます。上空の空気の 方が冷たいから空気が上昇したら冷えると思いがちですがそれは表面的な現象であってこ ちらの方が威力はすさまじいです。 2.5 気温減率 先ほど大気の膨張とともに大気の温度が変化することを学んだ、ここからは大気の膨張 でなく単純に大気の上昇した高さと温度変化の相関関係に注目していく。一般的に対流圏 において大気は上昇するとともに気温が減少する。不思議なことに成層圏では上昇するた び温度が上昇する。また対流圏においても逆転層なるものが発生する場合がありここでも 上昇とともに温度が上昇する。 大気の上昇に伴って増加する温度の割合は、空気中の水蒸気の有無によって決まります。 乾燥した大気では 100m 空気が上昇するたびにだいたい 1℃の割合で気温が減少します。こ の割合のことを乾燥断熱減率と言います。 空気が露点以下に冷却されて、水蒸気を凝結させてしまうと、潜熱を放出してしまい余 計なエネルギー出してしまうため空気の冷却を妨げてしまいます。そのため気温の下がる 割合は乾燥断熱減率よりも低くなります。その割合は気温や凝結する水蒸気の量によって も異なりますが、大体 100m 上昇するたび、0.4～0.7℃の減少率となります。この割合を湿 潤断熱減率と言います。 2.5.1 フェーン現象 空気の湿り気具合によって空気の温度の減少度合いが変化するのがわかりました。これ を使ってあの有名なフェーン現象を説明してみましょう。冬場、大陸からの北風が日本海 を通過する際に大量の水蒸気を含んできます。ゆっくり水蒸気をくみ上げているので大き な気温変化もなく、その北風が日本列島の日本海側に直撃します。日本は大陸ではなく島 国ですので内陸には 3000m 級の山々がそびえ立っています。湿気を帯びた空気は内陸の山 にぶつかり上昇運動をし、同時に湿潤断熱減率で気温減少していきます。このとき露点温 度に達し凝結を伴い空気中の水蒸気が抜けていき、山を越える当たりでほとんど水蒸気が 抜けてしまった乾燥した空気になってしまいます。その乾燥空気塊は再び山を下ります。 このとき下降運動に伴って乾燥断熱減率で気温上昇する。従って冬によくある｢日本海側は 大雪で最高気温 0℃、太平洋側は晴れで乾燥しており最高気温 10℃｣のような気象が発生す るわけです。 図 14 フェーン現象 17 2.5.2 上昇気流 以下主な上昇気流についてピックアップしました。 I. 収束性上昇気流(コンヴァージェンス) 低気圧や気圧の谷があると、周りの気圧の高いところから空気が流れ込んでくることは もう容易に想像できますね。ではその過度に集まってしまった空気はどうなってしまうで しょうか、水平方向に行き場を失ってしまうため上空に逃げようとします。このとき発生 する上昇風が収束性上昇気流と言います。またはっきりとした低気圧や気圧の谷が無くて も上流からたくさんの空気が流れこみ、下流に向かっては少ししか流れ出さないような場 合も行き場の無い空気が集まってしまいます。このように大規模に空気が集まる現象を収 束と言います。 高気圧の場合はその逆で過度に空気が流れだすわけですから、下降気流を伴う発散とい う現象が起きます。 図 15 空気の収束と発散 II. 対流性上昇気流(サーマル) 大気は、下層から上層に向かって一定の割合で気温が低くなっているとき、安定という(後 述) しかし一旦不安定となり下層の空気が高温になりすぎて、バランスが崩れてしまうと下 層の空気塊がより安定した空気を求めて上昇します。これがいわゆるサーマルという対流 性上昇気流です。グライダーパイロットはこれを求めて空に飛び立つわけですね。このと き周りより高温は空気というのが重要です、周りが水田の工場なんかは絶好のグランドト リガーです。(トリガーとなるものは周りも多くの熱を発している地域です。焚火をしてい るから行ってみますと言っても、焚火程度の熱量では期待しているほどのサーマルは生 ま れ ま せ ん。) III. 地形性上昇気流(リッジ・ウェーブ) 山に風が当たると斜面に沿って風が流れるように、風は地形の効果を大きく受けます。 このように地形による上昇風を地形性上昇気流と言います。この上昇風を利用してソアリ ングを行う方法がいわゆるリッジソアリングというやつですね。詳しくはグライダーハン ドブックなどに載っていますのでここでは割愛させていただきます。また山を越えた風は 18 吹き下りるもの他に上空を波打って上下に吹く風があります。これを山岳波といい、これ を利用したソアリングをウェーブソアリングと言います。山岳波が生じる場合その山の上 にはキャップクラウド(傘雲) と呼ばれる雲ができ、その風の吹いている方向にロール雲、 レンズ雲と呼ばれる雲ができる。ロール雲付近ではその名の通り雲がロール(上下に回転) しており危険な乱気流が発生している。この上方向に吹いている風のみをキャッチして上 昇するわけだから山岳波を利用したソアリングはとてもリスキーではある。しかし山岳派 はある季節になると一定の強い上昇風を得られるという利点がある。…上級者になってか らチャレンジしよう。 図 16 ウェーブ IV. 前線性上昇風 前線とは違う性質どうしの空気塊が衝突してできるものである。普通前線には雤域を伴 っているので、積極的に使うことはできません。よく正体不明の上昇風があるなと思って 乗っていたら、後から前線性の上昇風だったと気づくことがある程度らしい(井口さん情報) よく言われるのが海陸風(Sea Breezes)をまとった海風前線 (陸風前線) を利用したソアリ ングである。それ以外の前線は基本的に使うことはできません。 2.6 乱気流 航空機にとっての脅威の一つがこの乱気流である。君子危うきに近寄らず。必ず回避で きるよう、乱気流の種類を覚えましょう。 I. ダウンバースト（マイクロ・バースト） 空港進入経路上で積乱雲が発生するとダウンバーストもしくはマイクロ・バーストと呼 ばれる強い下降気流(竜巻並みの瞬間風速 30m/s 程度) が発生することがある。このよう な下降気流が発生し着陸航空機が巻き込まれると滑走路に機体がたたきつけられる形とな り着陸失敗という大事故につながる。積乱雲とまではいかないが、発達した積雲でも起こ ることがあるので注意が必要である。 しかし普通、積乱雲が突如発生するなどということは起こりません。地上のピスト、上空 のパイロットが十分に注意していれば避けることができます。しかし、もしグライダー程 度の重量の機体がダウンバーストに直撃されたら…、やばいです、ご想像にお任せします。 19 図 17 ダウンバースト II. ウインドシア 大気中の垂直方向または水平方向の異なる 2 点間で、風向や風速が劇的に異なることを ウインドシア（wind shear）と呼ぶ。通常の大気の中でも起こりうるが、前線や低気圧、 ジェット気流の近くで多く見られる。また、大抵地表面付近で発生するウインドシアはダ ウンバーストが伴うことが多く、離着陸中の航空機にとって非常に脅威となる。 III. 山岳波（定常波） ほぼ前述の通り。山岳地帯で飛行する場合に、山岳地帯特有の風によって機体が大きく 揺れることがある（山岳波） 。厳密には前記の積乱雲による乱気流とは区別される。 IV. 後方乱気流 大型の航空機（実際に問題となるのは「重さ」だが）の離陸時、主に翼端渦が元で後方 に生じる空気の乱れはウェイク・タービュランスと呼ばれる。後方乱気流、後流（こうり ゅう）などと訳される。 離陸機よりも後続する離陸/着陸機の方が軽量である場合に特に危険性が高く、離陸機と 後続機との重量に応じて、最低管制間隔に制限を設けたり、無線通信により注意を促すな どの対策が採られる。 図 18 後方乱気流 20 2.7 大気の安定度 大気中の一部の空気塊に上昇運動がおこった場合、その上昇空気塊はどこまでも上昇し 続けるのだろうか。それは大気の温度の鉛直分布によって決まります。水の中に物体を入 れたとき、物体の密度が水の密度よりも小さいとき、その物体は浮力を得て、浮かび上が ります。また密度が等しいときは浮遊し、物体の密度の方が大きい場合は重力に従って沈 んでいきます。(アルキメデスの原理) 大気中の空気塊もこれと全く同じ原理で、周囲の空気と上昇する空気の密度差の関係が ① 空気塊がどこまででも浮き上がってしまうような状態にあるとき。 ② 途中で止まってしまうような状態にあるとき。 ③ 全然浮かび上がれない状態にあるとき。 であるような場合、①の場合の大気を不安定。②の場合の大気を中立。③の場合の大気を 安定。と言います。ああ、ややこしい！…しかしまだまだこれからです。 図 19 大気の鉛直方向の安定・不安定 大気は上昇するたびに膨張を繰り返すことはさきに述べた通りです。従ってこの密度変 化は同時に大気の温度変化に相関していることがわかります。この大気の安定度を模索す るために上級生は毎朝気温減率(逓減率) を必死に計算するわけですね。(気温減率と逓減率 はそのものの表わしている数字は同じもの、しかし厳密には符号が違う。) 大気が乾燥し手いる場合について考えましょう。乾燥断熱減率は 100m ごとに 1℃の割合 でした、実際の空気塊が上空に向かって乾燥断熱減率よりも大きな割合で気温が下がって いくと上昇空気塊はどの高さでも周りよりも気温が高く、密度が軽くなるという事がわか り、大気の状態が不安定であるという。逓減率を計算した際、1 を超えるとわくわくしてい る上級生の心情はこれです。 それと同じように実際の大気の気温減率が乾燥断熱減率を下回っている場合、大気はど こへ行っても密度が高くなってしまい、上昇気流を発生させることなく安定している。と いうわけです。中立な状態は乾燥断熱減率と同じ気温減率の時です。 次に飽和した空気の上昇について考えます。飽和した空気塊は湿潤断熱減率ですから、 100m 上昇するたびに気温は 0.4～0.7℃の割合で減少します。これも大気状態が乾燥か飽和 の違いだけですので同じ比べ方で安定・不安定を決定します。 21 ここで実際の大気について考えてみましょう。今までの理論では乾燥(湿度 0％)と飽和(湿 度 100％)しか考えませんでしたが、実際の気体では間違いなくその間の湿度であります。 従ってそのようなあいまいな大気での気温減率では不安定か安定を言えない場合がありま す。そのような場合も含めて一般に以下のような定義で安定か不安定かを言います。 実在空気塊の気温減率： 乾燥断熱減率： 湿潤断熱減率： ：絶対不安定 ：条件付き不安定 ：絶対安定 のように言う事ができる。この場合の条件付き不安定とは周りの空気の湿度を調べないと わからないという条件付きです。なので上級生は逓減率を計算した後、高層天気図などか ら上空の気象状態を調べるわけですね。 図 20 大気の気温減率曲線 この傾きの違いによって安定・不安定がわかる。というわけです。 22 第3章 雲 3.1 雲の十形 雲には様々な種類があります。ここで主な雲形について触れてみましょう。 名称：巻雲 英名： 通称：すじぐも 高さ：上層雲（ ～ ） 雲粒：氷晶 降水：なし 繊維状を成した繊細な離れ離れの雲で、陰影は無く一般に白色で巻き毛や絹のように見え ることが多い。滑空機のシーラスはおそらくこれがモデルであろう。 名称：巻積雲 英名： 通称：うろこぐも いわしぐも さばぐも 高さ：上層雲（ ～ ） 雲粒：氷晶 降水：なし 小さい白色の片、またはごく小さい丸みの帯びた団塊が、小石を並べたように集まってい る雲である。 名称：巻層雲 英名： 通称：うすぐも 高さ：上層雲（ ～ ） 雲粒：氷晶 降水：なし 薄い白っぽいベールとして現れ、日のかさ、月のかさを生じるが、太陽または月の輪郭が不明に なるまでにはならない。 23 名称：高積雲 英名： 通称：ひつじぐも 高さ：中層雲（ ～ ） 雲粒：氷晶・水滴 降水：なし 薄板あるいは丸みを帯びた雲の集まりで、雲は離れ離れのことも、規則正しく並んでいる こともある。陰影を持つもの、持たないもの、太陽や月を隠すほど濃いもの、薄いものも ある。…つまり特徴がはっきりしないということですね。 名称：高層雲 英名： 通称：おぼろぐも 高さ：中層雲（上層まで広がって いることが多い） 雲粒：氷晶・水滴 降水：時々 やや灰色または薄墨色のベールで、時に筋や島が見えることもある。日のかさ、月のかさは伴わ ない。太陽や月は曇りガラスを通したようにぼんやり見える。巻層雲と似ている。 名称：乱層雲 英名： 通称：あまぐも ゆきぐも 高さ：中層雲（上層まで広がって いることが多い） 雲粒：氷晶・水滴 降水：あり （雨・雪） ほとんど一様な雲層で、暗灰色を呈し、通常雨や雪のためぼやけて見える。いずれも太陽や月を 隠してしまうほど分厚い。下にちぎれ雲を伴う事が多い。有視界飛行でのやばい雲その 1。 名称：層積雲 英名： 通称：うねぐも くもりぐも 高さ：下層雲（地面付近～ ） 雲粒：水滴 降水： 時々 薄板または団塊状のものが層あるいは斑群になっているもの。ひとつひとつが結構大きな 形をしている。 24 名称：層 雲 英名： 通称：きりぐも 高さ：下層雲（地面付近～ ） 雲粒：水滴 降水： 希に 霧雨 一様は灰色な雲層で霧に似ているが地面についていないものが層雲と定義される。早朝の 寒暖差などで急に現れてしまう事が多く、下層大気で発生し、視界を著しく遮ることから 有視界飛行でのやばい雲その 2 である。 名称： 積 雲 英名： 通称：わたぐも 高さ：垂直に発達 （雲底は下層、 雲頂は 中層・上層まで 達していることが多い） 雲粒：水滴 降水： 時々 グライダーパイロットたるもの、どこの空を見つめてもこれを探さずにはいられない。熱上昇風の 温床である。しかし発達しすぎた積雲は俗に言う、入道雲、雄大積雲となり、降雨現象を伴うので 注意である。 名称： 積乱雲 英名： 通称：にゅうどうぐも かみなりぐも 高さ：垂直に発達 （雲底は下層、 雲頂は 中層・上層まで 達していることが多い） 雲粒：水滴 降水： あり 雨・雪 時々 ひょう・あられ 鉛直に著しく発達している。中は激しい上昇気流と下降気流のぶつかりあいで摩擦を帯び、 雷を伴う事が多い。前述のダウンバーストしかりトップクラスにやばい雲。決して竜の巣 とかではないので出会っても天空の城などを探しに行かないように。 25 第4章 季節 気象と季節はとても密接な関係があります。ここからは四季折々の気象を、それを変化 させる要素について考えていきましょう。 4.1 気団 空気が広い陸地や海洋の上に長時間停帯していたり、あるいはそのような場所をゆっく り運動していたりすると、ついにはその地域の影響を受けて、特有の性質を持つようにな る。このように広い区域にわたって、水平方向に、ほぼ同一の性質を示すようになった巨 大な空気の塊を気団と呼ぶ。(しかし同じ気団でも鉛直方向には気温も水蒸気量も異なって いる) 図 21 日本付近の気団 一般に大陸性の気団は乾燥、海洋性の気団は湿潤である。また高緯度であるほど寒気を 伴い、低緯度であるほど暖気を伴う。当たり前ではあるが…。このような性質差からそれ ぞれの気団に名前を付けて呼称している。気団の到来は季節によってはっきりしているの でそれぞれの気団の性質がそのまま四季を伴うように見える。 以下季節による主な気団の紹介をします。 26 4.1.1 春 到来する気団：揚子江気団 春になると日本上層の大気は偏西風帯に覆われる。この偏西風帯では気圧の谷が北から 南に、気圧の尾根が南から北に張り出し、その影響で偏西風に波動が生じる。 この偏西風波動により高気圧になりやすいところ、低気圧になりやすいところにわかれそ れが偏西風によって日本上空に到来する。これにより晴れが続く日と雤が続く日が半々に なります。これが俗に言う三寒四温というやつですね。 またこのときに発生するような高気圧を移動性高気圧といいます。後述 春先には揚子江気団という大陸性の気団が到来することがある。基本的にはあまり日本の 気象に影響を与えないが黄砂を多量に含んでおり、その黄砂が偏西風に乗って日本に降り かかる。 図 22 春の気圧配置 高気圧と低気圧の動きが活発です。 4.1.2 梅雤 到来する気団：太平洋気団(小笠原気団)、オホーツク海気団 6 月頃になると日本付近上層は偏西風帯を抜け出しつつ移動し、太平洋高気圧が南側から 押し寄せるように近づいてきます。同時にオホーツク海洋上空でジェット気流によって集 まってできたオホーツク海気団という気団も発達し、日本に向けて南下します。両者とも に多量の水蒸気を含み、かつ寒気と暖気の違いにより両気団が衝突すると長く強い雤を降 らせることになります。これが梅雤です。これらの気団の衝突により停滞前線が発生しま す。これを一般に梅雤前線と言います。 27 図 23 梅雤の気圧配置 この東西に延びている黒い線が梅雤前線です。 4.1.3 夏 到来する気団：太平洋気団(小笠原気団) 夏になると太平洋上の太平洋気団による影響が卓越し、この気団が伴う太平洋高気圧の 影響で気温が高く、湿潤なむしむしした気候になります。 また夏の終わりから秋の初めにかけて、太平洋高気圧が弱くなるにつれて進路が東にずれ てくるため、赤道付近で発達した熱帯低気圧の到来が激しくなります。この熱帯低気圧の うち、中心付近の平均風速の最大が 34kt (17.2m/s)であるものを台風と呼びます。 図 23 夏の気圧配置 太平洋からの高気圧に覆われています。熱帯低気圧は近づけません。 28 4.1.4 秋 到来する気団：特になし 台風の到来が激しくない場合は、主に春とほぼ似た気候である。梅雤のような気候(秋雤 前線)から徐々に春と同じく偏西風帯に突入しているのでほぼ三寒四温な気候が続く。過ご しやすい。 図 24 秋の気圧配置 何やら高気圧と低気圧が交互に通っています。 4.1.5 冬 到来する気団：シベリア気団 シベリア気団の影響で大陸から発達した寒気を帯びた高気圧が南下してくる。いわゆる 冬将軍である。この影響により日本付近通過しようとする温暖低気圧は東側を通過するこ とになり、西高東低の気圧配置となる。これにより北西の風が強く吹き、日本海側では、 日本海で多量の水蒸気を蓄えた寒気が迫ってくるため大雪に、太平洋側ではフェーン現象 により乾燥した空気が流れてくる。他にもシベリア気団の発達具合によって北高型と呼ば れる特殊な冬型の気圧配置がある。北高型は日本全国大荒れになりやすい。 図 25 冬の気圧配置 これは西高東低の気圧配置ですね。 29 4.2 前線 前線とは？一体何者でしょうか。 少し遠回りして、寒冷な気団と温暖な気団が接触する場合を考えてみましょう。このとき、 両気団は性質が異なった空気塊ですから、両気団が平衡状態になるためには時間がかかり ます。寒冷な空気と温暖な空気とでは両気体の密度が異なりますので、寒気団は重いので 下に潜り込むように、暖気団は上から引きずるように入り混じろうとします。このように ふたつの異なる性質の気団が混ざり合う途中にできる境界面の事を前線面と言います。そ して、その前線面が地表面と交わる線を前線というのです。むずかしい… ここでは代表的な 4 つの前線について簡単に説明していきます。 4.2.1 温暖前線 よく温帯低気圧に伴って発生する前線のひとつ。寒気と暖気の境界線で暖気の方が優勢な 時に現れる前線です。ちょうど暖気が寒気団の存在するところに押し寄せるような感じで、 寒気団の上を滑走上昇しているように見えます。比較的ゆっくりと暖気が上昇するので、 代表的は雲は下層の方から、乱層雲、高層雲、巻層雲、巻雲の順にできていることが多い です。なお雤域を伴っていることが多く、ほぼ乱層雲の範囲でおこり雤域は前線の進行方 向の前方およそ 300km ぐらいまで広がります。 図 26 温暖前線 4.2.2 寒冷前線 温前線同様、よく温帯低気圧に伴って発生する前線のひとつです。温暖前線とは逆に寒気 と暖気の境界線で寒気の方が優勢な時に現れる前線です。この前線付近ではちょうど寒気 が暖気の下に潜り込むように進みます。その前線面の傾斜は非常に急になってしまい、暖 気は寒気に持ち上げられるように急上昇をしてしまうため寒冷前線付近では発達した雤雲 が発生しやすくなっています。代表的な雲は、下層の手前の方から、積乱雲、雄大積雲、 積雲のようなものがあります。雤域は前線の後ろ約 70km ほどで、にわか雤、雷雤を伴う 事もしばしばあります。比較的寒冷前線の進行スピードは速いので降り始めてから 15 分～ 30 分で青空が見え始めます。 一般的なものはこのような特徴が考えられますが、普通このような典型的なものはほとん ど見られません。両気団の安定具合、特に暖気団の安定・不安定、収束の仕方や乾湿の違 いによって、前線付近の天気状態はまるで違います。 30 図 27 寒冷前線 4.2.3 閉塞前線 温暖低気圧の最盛期から衰弱機にかけて低気圧中心付近にて発生する前線。寒冷前線が温 暖前線よりも速く進むため、寒冷前線が温暖前線に追いついてしまう事で発生する。つま り寒気団が 1 周して始めの寒気団に追いついてしまう事であるので、その両寒気団の温度 差によってまたどちらの気団が優勢かが分かれる。追いついた側の寒気団の方がより強い 寒気を帯びていた場合、地上の温暖前線は上空に持ち上げられ、もともとの寒冷前線が閉 塞前線として扱われる。この場合の閉塞前線を寒冷型閉塞前線という。またその逆で追い ついた側の寒気団の方が暖かい場合、追いついた寒冷前線が上空に持ち上げられてしまい、 もともとの温暖前線が閉塞前線として扱われる。この場合の閉塞前線を温暖型閉塞前線と いう。一般に閉塞前線付近ではとても天気が悪い。もともとあった前線付近の雤域を伴っ た雲がさらに上空に押し上げられてしまうため、さらに広範囲に強い雤が降る。とはいっ ても低気圧の寿命がきているのですぐに気団が混ざり合って、消えてしまう事が多いのだ が…。 図 28 閉塞前線 31 4.2.4 停滞前線 前線のうち、その移動が無いか、あってもほとんど動かないと見られるものを停滞前線と いい、寒暖両気団の勢力が伯仲し合って譲らないときに発生します。その雤域は、前線の 寒気側およそ 300km もあります。さらにそのさらに 200km ぐらいは曇りとなっています。 代表的な停滞前線はご存じの通り梅雤前線、秋雤前線ですね。この季節はほんと洗濯物が 溜まってしゃーないです。 4.3 移動性高気圧 大陸性、海洋性のもののようにほとんど動かないものと違い、円形や長円形を成して低気 圧のようにかなり規則的に動くもの。前述の通り春(秋)では偏西風帯であり、その影響で高 気圧、低気圧が交互に発生することが多い。その前の低気圧から伸びる寒冷前線は高気圧 の南側では停帯前線となり、高気圧後面では温暖前線となって次の低気圧に連なる。 図 29 移動性高気圧 移動性高気圧に覆われると天気がいいとされますが、それは移動性高気圧の全面だけであ って、中心を過ぎるころには次第に薄雲が広がり始め、低気圧が近づくにつれ天気が悪く なっていきます。 32 第5章 天気図 5.1 地上天気図 5.2 高層天気図 5.2.1 850hPa 面(高度約 1500m) 地上天気図における風や気温は地表の局地的は影響を受けて、代表性を持てないことが 多いが、この高度になるとその影響がほとんどなくなったと考えてよい最低の高さである。 地上天気図で解析の困難な前線の検出にこの面の等温線解析が非常に役立つそうです。 5.2.1 700hPa 面(高度約 3000m) 対流圏の下層を代表する層。この層における気圧お谷の深さ、上昇気流、下降気流、温度 移流、水蒸気量の分布などから下層の雲の広がり具合や降水量などを判断できる。 5.2.1 500hPa 面(高度約 5500m) 対流圏の中間を代表する層であり、大気の量(質量) が、その上と下でほぼ等しい層です。 コンピュータによる予報をする際によく使われる。地上の高気圧、低気圧、前線、台風、 大雤の移り変わりなどもわかるようです。冬の寒気団の規模や移動の推定にも使われる。 5.2.1 300hPa 面(高度約 9000m) 対流圏と成層圏の境である圏界面付近の層、ジェット気流の動きを見るのに便利。 33
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