寒冷核低気圧

北太平洋西部の上層対流圏低気圧渦の画像。寒冷核低気圧。

冷核低気圧は、上層低気圧または冷核サイクロンとも呼ばれ、地球の対流圏内の高高度に冷たい空気の塊を伴い、前線構造を持たない上空のサイクロンです。これは、熱風の関係に従って高度とともに強まる低気圧です。このような特徴に応じて、北東太平洋または北インド洋の亜熱帯緯度で弱い地表循環が形成される場合、亜熱帯サイクロンと呼ばれます。これらのシステムでは、主に日中に雲と降雨が発生します。

竜巻などの激しい気象は、寒冷低気圧の中心付近で発生する可能性があります。寒冷低気圧は、極低気圧やカルマン渦など、気象に大きな影響を与えるサイクロンの発生を助長する可能性があります。寒冷低気圧は、上空の冷たい空気の塊によって、あるいはさらなる発達を促す追加の 流出路として作用することによって、熱帯低気圧の直接的な発達につながる可能性があります。

北太平洋西部の上層対流圏低気圧渦。高層の雲頂が吸い込まれている様子がわかる。

特徴

順圧大気（a）と傾圧大気（b）における地衡風の鉛直変化。表面の青い部分は寒冷領域、オレンジ色の部分は温暖領域を示す。

寒冷低気圧は、熱風関係式と高度方程式によれば、地表よりも上空で強く、または対流圏の低気圧領域で強くなります。高度方程式によれば、より冷たい大気では圧力面間の空間が少なくなり、これが大気の厚さの低さの概念に対応し、熱風関係式はこの状況では高度とともに風が強くなることを示しています。^{[ 1 ] [ 2 ] : 59, 384–385} これはまた、上空の孤立した冷たい空気の溜まりがこの特徴と関連していることも意味します。中心が冷たいため、中心には最小の厚さの領域があります。任意の半径での温度は圧力勾配の方向、つまり風の方向に似ていて平行なので、本質的に順圧性です。^{[ 3 ]}寒冷核低気圧の動きは、そうでなければ東へと徐々に進む偏西風の主ベルトから離れているため不規則になることがあります。 ^{[ 4 ]}

寒冷低気圧に伴う雲量や降水のほとんどは日中に発生します。これは太陽光が地表を暖め、大気を不安定にし、上向きの垂直運動を引き起こすためです。^{[ 5 ]}特に竜巻などの激しい天候の発達は、一年中どの季節でも陸上のこれらのシステムの中心付近で発生する可能性があります。^{[ 6 ]}冬には、対流圏中層の気温が−45℃（−49℉）に達する寒冷低気圧が外洋上を移動すると、深い対流が形成され、極低気圧の発達が可能になります。^{[ 7 ]}

亜熱帯および中緯度におけるサイクロンの重要性

1995年11月4日コナ・ロー

コナ低気圧、ほとんどの温帯低気圧、そして熱帯上層対流圏低気圧は、寒冷低気圧である。北太平洋の東半分と北インド洋では、寒期（冬）に偏西風の主帯から切り離された中層から上層低気圧の下に弱い循環が形成されることを亜熱帯低気圧と呼ぶ。北インド洋では、この種の渦の形成が雨期のモンスーン雨の始まりにつながる。^{[ 8 ]}

東海岸低気圧は、寒冷核低気圧がアジア、北アメリカ、南アフリカ、オーストラリアなどの大陸の東海岸に沿った海面水温(SST) 勾配と相互作用する場所の近くおよび東で、既存の高気圧領域内で発生します。米国東海岸沖で通常 10 月から 4 月の間に発生するものは、ノーイースターと呼ばれます。^{[ 9 ]}最初は気象前線とは関係なく、高緯度でブロッキング高気圧と連携して発生し、SST 勾配に沿ってゆっくりと極方向に移動します。東海岸低気圧は最大 1 週間持続することがあります。一部の東海岸低気圧は急速に発達し、気象爆弾になります。オーストラリア付近の東海岸低気圧の形成には 4.5 年周期があり、これは暖かい (エルニーニョ) 年と寒い (ラニーニャ) ENSO年の間の過渡期にあたります。これらのシステムは、強風、大雨、高さ10メートル（33フィート）を超える波、気象衛星画像上の目の特徴を引き起こす可能性があります。^{[ 10 ]}上層の低気圧は通常、特にラニーニャの年には、オーストラリア南東部で大雨や嵐を引き起こします。^{[ 11 ]}

熱帯低気圧の重要性

世界中で活動がピークを迎える

南半球の夏の熱帯上層対流圏低気圧は、東太平洋の貿易風域にあり、中央アメリカ沖で熱帯低気圧の発生を引き起こす可能性がある。^{[ 12 ]}西太平洋では、熱帯上層対流圏低気圧が、ラニーニャ現象発生時に北緯20度以北および東経160度以東で発生する少数の熱帯低気圧の主な原因となっている。^{[ 13 ]}

後続の上層低気圧および上層トラフは、追加の流出チャネルを引き起こし、熱帯低気圧の激化を促進する可能性がある。発達中の熱帯擾乱は、発達中の熱帯擾乱/低気圧から発生する流出ジェット気流により、その航跡に上層トラフまたは上層低気圧を生成または深化させる可能性がある。^{[ 14 ] [ 15 ]}北西部太平洋では、形成中の熱帯低気圧の領域と下層対流圏モンスーントラフおよび熱帯上層対流圏トラフの領域との間に強い相互関係がある。^{[ 16 ]}熱帯低気圧の動きは、その位置から1,700キロメートル（1,100マイル）以内のTUTTセルの影響を受ける可能性があり、これは熱帯地方内での東向きの動きや、通常は偏西風が優勢な地域での西向きの動きなど、気候学的な経路に沿わない動きにつながる可能性がある。^{[ 17 ]}

通常、少なくとも50メートル（160フィート）の深さにわたる26.5℃（79.7°F）の海水温は、熱帯低気圧という特別なメソサイクロンを維持するために必要な6つの条件の1つです。 ^{[ 18 ]}より高い高度（例えば、500  hPaレベル、または5.9 km）でのより冷たい空気温度は、対流が起こるのに十分不安定な大気を強制するために一定の減率が必要であるため、通常よりも低い水温で熱帯低気圧の発生につながる可能性があります。湿潤な大気ではこの減率は6.5 °C/km（19 °F/mi）ですが、相対湿度が100%未満の大気では、必要な減率は9.8 °C/km（29 °F/mi）です。^{[ 19 ]}より冷たい海上で維持された熱帯低気圧の最近の例としては、 2016年大西洋ハリケーンシーズンのアレックスがあり、これはわずか20℃（68℉）の海上でハリケーンになりました。^{[ 20 ]}

500 hPa レベルでは、熱帯地方内の気温は平均 -7 °C (18 °F) ですが、熱帯地方の空気は通常このレベルでは乾燥しているため、空気が湿球温度、つまり湿るにつれて冷えて、対流が起きやすいより好ましい温度になる余地があります。水温が 26.5 °C (79.7 °F) の場合、対流を開始するには熱帯大気中の 500 hPa での湿球温度が -13.2 °C (8.2 °F) である必要があり、この温度要件は 500 hPa で 1 °C 変化するごとに海面温度が 1 °C 比例して増減します。寒冷低気圧下では、500 hPa の気温が -30 °C (-22 °F) まで下がることがあり、最も乾燥した大気でも対流が開始される可能性があります。これは、対流圏中層、およそ500 hPaの高度における水分が、通常、発達の条件となる理由も説明しています。しかし、同じ高度に乾燥した空気が存在する場合、乾燥した大気は湿潤な大気よりも不安定性により高い減率を必要とするため、500 hPaの気温はさらに低くなります。^{[ 2 ] : 76–77 [ 21 ]}対流圏界面付近の高度では、30年平均気温（1961年から1990年までの期間に測定）は-77 °C（-132 °F）でした。^{[ 22 ]}

参照

• カットオフロー
• 冷水プール

参考文献

1. 「Cold low」 .気象用語集.アメリカ気象学会. 2000年6月. 2022年10月15日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2025年2月25日閲覧。
2. ウォレス, ジョン・M. ;ホッブス, ピーター・V. (1977). 『大気科学入門』 アカデミック・プレス, ISBN 0-12-732950-1。
3. 「順圧」 .気象学用語集.アメリカ気象学会. 2000年6月. 2021年10月20日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2025年2月25日閲覧。
4. Simpson, RH (1952年2月). 「亜熱帯低気圧コナ・ストームの進化」 . Journal of Meteorology . 9 (1). American Meteorological Society : 24. Bibcode : 1952JAtS....9...24S . doi : 10.1175/1520-0469(1952)009<0024:eotksa>2.0.co;2 . 2025年2月25日閲覧。
5. 「天気用語集：C」 . JetStream .アメリカ国立気象局. 2025年2月25日閲覧。
6. Davies, Jonathan M. (2006年12月). 「500mb低気圧を伴う寒冷核竜巻」 .天気と予報. 21 (6).アメリカ気象学会誌: 1051–1062 . Bibcode : 2006WtFor..21.1051D . doi : 10.1175/WAF967.1 .
7. ラスムッセン、エリック・A.、ターナー、ジョン（2003年）『極低気圧：極地におけるメソスケール気象システム』ケンブリッジ大学出版局、224頁。ISBN 978-0-521-62430-5。
8. ハステンラート、ステファン (1991-06-30).熱帯地方の気候ダイナミクス.シュプリンガー. p. 244. ISBN 978-0-7923-1346-5。
9. 「ノーイースター」 . Storm-E . 教育技術センター. 2007年. 2007年6月26日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2008年1月22日閲覧。
10. ブライアント、エドワード・アーント（1997年）『気候プロセスと変化』ケンブリッジ大学出版局、  pp.43-45 . ISBN 978-0-521-48440-4。
11. グレアム、ポール (2008年2月12日). 「上層冷水プールが南東部で嵐を引き起こす」 . Weatherzone . 2025年2月25日閲覧。
12. Sadler, James (1975年11月). 「熱帯地方における上層圏循環」 . SOEST図書館.ハワイ大学. 2009年12月23日閲覧。
13. Lander, Mark A.; Trehubenko, Eric J.; Guard, Charles P. (1999年6月). 「1996年の東半球熱帯低気圧」 . Monthly Weather Review . 127 (6). American Meteorological Society : 1274. Bibcode : 1999MWRv..127.1274L . doi : 10.1175/1520-0493(1999)127<1274:EHTCO>2.0.CO;2 . ISSN 1520-0493 . 
14. Evans, Clark (2006年1月5日). 「学習シリーズ：トラフ・インタラクション」 . flhurricane.com. 2006年10月17日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2025年2月25日閲覧。
15. ハンリー、デボラ、モリナーリ、ジョン、ケイザー、ダニエル（2001年10月）「熱帯低気圧と上層圏トラフの相互作用に関する複合研究」『マンスリー・ウェザー・レビュー』129（10）アメリカ気象学会誌：2570–84。Bibcode：2001MWRv..129.2570H。doi：10.1175 / 1520-0493 ( 2001 ) 129 < 2570 : ACSOTI > 2.0.CO; 2 。
16. 「2.5 Upper Tropospheric Cyclonic Vortices」 .アメリカ海軍. 2012年8月30日時点のオリジナルよりアーカイブ。2009年4月24日閲覧。
17. Patla, Jason E.; Stevens, Duane; Barnes, Gary M. (2009年10月). 「北西太平洋における熱帯低気圧の運動に対するTUTTセルの影響に関する概念モデル」 . Weather and Forecasting . 24 (5). American Meteorological Society : 1215–1235 . Bibcode : 2009WtFor..24.1215P . doi : 10.1175/2009WAF2222181.1 .
18. Landsea, Chris . 「主題: A15) 熱帯低気圧はどのように形成されるのか？」ハリケーン研究部門.大西洋海洋気象研究所. 2011年6月4日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2011年1月27日閲覧。
19. Kushnir, Yochanan (2000). 「減衰率、水分、雲、雷雨」コロンビア大学. 2020年5月20日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2010年9月24日閲覧。
20. Pasch, Richard (2016年1月14日).ハリケーン・アレックスに関する議論第4号（報告書）. フロリダ州マイアミ：国立ハリケーンセンター. 2016年1月14日閲覧。
21. ランドシー、クリス(2000). 「熱帯低気圧の気候変動：過去、現在、そして未来」 .ピルケ、ロジャー・ジュニア、ピルケ、ロジャー・シニア（編）. 『嵐』第1巻.ラウトレッジ. pp.  220– 241. ISBN 978-0415172394. 2006年10月19日閲覧。
22. Gaffen-Seidel, Dian J.; Ross, Rebecca J.; Angell, James K.; Reid, George C. (2001年4月). 「ラジオゾンデで明らかになった熱帯圏界面の気候学的特徴」 . Journal of Geophysical Research: Atmospheres . 106 (D8). American Geophysical Union . doi : 10.1029/2000JD900837 . 2025年2月25日閲覧。