上層対流圏低気圧性渦は、中心が明確に定義された渦、つまり循環で、通常は東北東から西南西にゆっくりと移動し、 北半球の温暖期に広く見られる。その循環は、寒核低気圧の一例であるため、高度 6,080 メートル (19,950 フィート) より下に広がることは通常ない。偏東風の弱い逆転波は通常その下に見られ、上層の広い雲域を伴うこともある。下向きに発達すると積雲が増加し、地表で循環が出現する。まれに、関連する対流活動で暖核低気圧が発生し、熱帯低気圧と、近くの上層対流圏低気圧性渦の弱まりと南西方向への移動を引き起こすことがある。熱帯低気圧とその後流にある上層低気圧の間には共生関係が存在することがあり、2つのシステムは時折相互に強まります。温暖期に陸地を通過すると、モンスーンの降雨量が増加します。
研究の歴史
7月から8月までの平均200ヘクトパスカル循環の図（海抜9,200メートル（30,200フィート）に位置）を使用して、周極のトラフとリッジの位置を特定しました。トラフ線は北太平洋東部と中央部、そして北大西洋に伸びています。大西洋と太平洋の上部対流圏低気圧の事例研究は、飛行機のレポート（風、気温、高度）、ラジオゾンデデータ、静止衛星の雲画像、そして対流圏全体の雲追跡風を用いて行われてきました。[1]それらは、上部対流圏の冷核低気圧、またはカットオフ低気圧の起源であると判断されました。[2]
特徴
熱帯上層対流圏低気圧には冷たい核があり、地球の表面よりも上空で強く、または対流圏の低気圧の領域で強くなります。これは、熱風の関係によって説明されます。[3] また、上空の冷たい空気の水たまりがこの特徴に関連していることも意味します。上層対流圏の冷たい核の低気圧と下層対流圏の偏東風の波の谷が同位相で、偏東風の波が上層の低気圧の東側またはその付近にある場合、雷雨の発達 (湿潤対流としても知られています) が促進されます。それらが逆位相で、熱帯波が上層循環の西にある場合、上空の収束により対流は抑制され、偏東風の熱帯波または地表の谷の上を下降させます。上層の低気圧は、寒冷前線や停滞前線などの亜熱帯偏西風の谷とも相互作用します。北半球の亜熱帯擾乱が活発に南下（掘り下げ）する場合、西側の対流圏高気圧と東側の寒冷低気圧の間の領域では、活発な雷雨活動の急速な発達に加えて、一般的に強い北東風が吹きます。上層対流圏低気圧性渦に伴う雲帯は、鉛直風シアーと一列に並びます。アニメーション化された衛星雲画像は、それらの早期発見と追跡のためのより優れたツールです。カットオフ低気圧によって引き起こされる低層の収束は、スコールラインや荒波を引き起こす可能性があり、上層循環によって引き起こされる低層の渦状雲帯は、低層の風向と平行です。[2]これは、高緯度で発生する上層低気圧でも目撃されています。例えば、温帯低気圧 の寒冷部内で小規模な雪帯が発生する地域などです。[4]
気候学
北半球では、熱帯上層対流圏トラフ（TUTT）は通常5月から11月にかけて発生し、7月から9月にかけて活動がピークとなる。ジェームズ・サドラーは、西太平洋の台風シーズン初期のTUTTの改訂モデルを提案した。サドラーとランス・ボザートの両者は、熱帯上層対流圏トラフの低気圧セルは、その南側の亜熱帯高気圧が非常に弱いときに、熱帯上層対流圏トラフの西側を回る中緯度の擾乱によって引き起こされることを示した。北大西洋では、TUTTは8月から11月の間に北大西洋で形成される半永久的な循環パターンによって特徴付けられる。トビー・カールソンは、1965年10月の東カリブ海上のデータを評価し、上層対流圏寒冷核サイクロンの存在を正確に指摘した。[5] これらの寒冷核サイクロンは一般にアゾレス諸島の近くで発生し、南緯20度に向かって南西方向に移動する。これらの循環は、緯度約20度（または2,220キロメートル（1,200海里））、経度約40度の領域に広がっています。上層の寒冷核低気圧の下にある閉鎖循環の最低高度は、通常、700ヘクトパスカルから500ヘクトパスカル（海抜3,000メートル（9,800フィート）から5,800メートル（19,000フィート））の間です。そのライフサイクルは5日から14日です。[6]
北大西洋の上層対流圏低気圧の中心は、北太平洋のそれとは異なります。それらのほとんどは、偏東風の冷たいトラフとして低気圧圏温度場で検出されます。それらは北東に向かって垂直に傾く傾向があります。積乱雲と降雨は、上層低気圧の中心から約5度（または555キロメートル（300海里））の南東象限で発生します。雲量には大きなばらつきがあり、システムによって異なる場合があります。[2]夏の熱帯上層対流圏トラフは、北大西洋、メキシコ湾、カリブ海の貿易風域で顕著な特徴であり、北大西洋における熱帯上層対流圏トラフに対する下層対流圏の反応は、北太平洋とは異なります。[5]
熱帯低気圧との相互作用
南半球の夏のTUTTは、東中部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ことがあります。 ハワイ大学のジェームズ・C・サドラー教授は、気象衛星観測によって明らかになった北東太平洋上の熱帯低気圧を記録し、上層圏循環が熱帯低気圧の発達と生涯の要因であると示唆しました。[7] ラルフ・ハシュケとゲイリー・アトキンソンは、6月から11月の間に東南太平洋の南東貿易風が中央アメリカの太平洋岸の方に逸れて生じる湿った南西風を「テンポラーレ」と呼ぶことを提案しました。[1] [8]テンポラーレは7月と8月に最も多く発生し、この時期には強風に達し、荒海やうねりを引き起こすことがあります。大雨の領域は、通常、目から緯度約5°（または555キロメートル（300海里））の北東象限に位置します。[2] 西太平洋では、熱帯上層低気圧が、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。[9]
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、熱帯低気圧の激化プロセスを助長する可能性があります。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形成または深化させるのに役立ちます。 [10] [11] 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ります。[2] 熱帯低気圧の動きは、その位置から1,700キロメートル（920海里）以内のTUTTセルの影響を受ける可能性があり、気候学的に非合理的な熱帯低気圧の経路につながる可能性があります。[12]
モンスーンレジームとの相互作用
上層低気圧が陸地上空で逆行すると、午後の雷雨活動を活発化させる可能性があります。これにより、北米西部、米国とメキシコ国境付近などの地域的なモンスーンレジームが拡大し、降水量のモンスーンの急増を効果的に予測することができます。[13] 北インド洋では、この種の渦の形成が雨季のモンスーン雨の始まりにつながります。[14]
参考文献
- ^ ab MSGT Walter D. Wilkerson (1991年11月). 「イラクおよび隣接国における砂塵予報」. Air Weather Service . 2012年5月15日時点のオリジナルからアーカイブ。 2009年12月23日閲覧
- ^ abcde Joint Typhoon Warning Center (2010). 「2.5 Upper Tropospheric Cyclonic Vortices」.アメリカ海軍. 2000年5月25日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2009年4月24日閲覧。
- ^ 気象用語集 (2000年6月). 「Cold low」.アメリカ気象学会. 2011年5月14日時点のオリジナルよりアーカイブ。2010年5月2日閲覧
- ^ David J. Nicosia & Richard H. Grumm (1999年6月). 「米国北東部の3つの主要な吹雪におけるメソスケールバンド形成」. Weather and Forecasting . 14 (3). American Meteorological Society : 346–368 . Bibcode :1999WtFor..14..346N. doi : 10.1175/1520-0434(1999)014<0346:MBFITM>2.0.CO;2 . S2CID 124945321.
- ^ Toby N. Carlson; James C. Sadler (1968年6月). 「定常寒冷低気圧の構造」 . 2009年12月23日閲覧
- ^ Rosana Nieto Ferreira & Wayne H. Schubert (1999年8月). 「熱帯上層圏トラフの形成における熱帯低気圧の役割」. Journal of the Atmospheric Sciences . 56 (16): 2891– 2907. Bibcode :1999JAtS...56.2891N. doi : 10.1175/1520-0469(1999)056<2891:TROTCI>2.0.CO;2 .
- ^ James Sadler (1975年11月). 「熱帯地方における上層圏循環」.ハワイ大学. 2009年12月23日閲覧.
- ^ 14269_239
- ^ Mark A. Lander、Eric J. Trehubenko、Charles P. Guard（1999年6月）。「1996年の東半球熱帯低気圧」。Monthly Weather Review。127 (6): 1274。Bibcode :1999MWRv..127.1274L。doi : 10.1175 /1520-0493(1999)127<1274:EHTCO>2.0.CO;2。ISSN 1520-0493 。
- ^ Clark Evans（2006年1月5日）。「熱帯低気圧における好ましいトラフの相互作用」。Flhurricane.com 。2006年10月20日閲覧
- ^ デボラ・ハンリー、ジョン・モリナーリ、ダニエル・カイザー（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：2570–84。書誌コード：2001MWRv..129.2570H。doi ：10.1175/1520-0493(2001)129<2570:ACSOTI>2.0.CO; 2
- ^ Jason E. Patla、Duane Stevens、Gary M. Barnes (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): 1215–1235 . Bibcode : 2009WtFor..24.1215P . doi : 10.1175/2009WAF2222181.1 .
- ^ Erik Pytlak、Melissa Goering (2004年11月1日). 「上層圏トラフと北米モンスーンとの相互作用」(PDF) . 2008年11月25日閲覧
- ^ S. Hastenrath (1991). Climate Dynamics of the Tropics. Springer, pp 244. ISBN 978-0-7923-1346-52009年2月29日閲覧。
