空の百名山 「日本海の雪雲と信越の気象」
S48卒 岩切 徹
この冬の天気図を見ていると西高東低の冬型の気圧配置があっという間に見たこともない様な荒れた気圧配置に変わり、さっぱり天気が読めませんでした。
それに合わせて、11月から寒さが一番厳しい２月頃の気候が続いて、とても寒い冬になっています。
１月30日の朝日新聞朝刊(長野版)に山岳気象予報士「猪熊 隆之」の「空の百名山 日本海の雪雲と信越の気象」が掲載されていました。
この冬の大雪の天候を詳しく説明してあります。
気象、天気図の復習として読んでみて下さい。
冬になると、日本海側では雨や雪、太平洋側では晴れ、といった天気が多くなります。それは冬型と呼ばれる気圧配置になることが多いからです。冬型とは中国大陸の奥地に高気圧、千島列島や三陸沖など日本の北や東に低気圧が位置する気圧配置で、日本から見て西に高気圧、東に低気圧があるので「西高東低型」とも呼ばれます。
冬型になると、日本海で雪雲が発生し、その雲が北西の季節風に流されて日本海側に雪や雨をもたらします。一方、日本の中央部にある山を越えると雲は消えていくため、太平洋側では天気が良くなるのです。
冬型になると、中国大陸から 日本に向かって風が吹きます。大陸育ちの風は、はじめ冷たく乾いています。それが日本海を渡る間に、下から水蒸気の補給を受けて湿った空気に変わっていき、雲が発生します。
また、日本海の水温が高いので、海に接した下の方の空気は次第に暖められていきます。一方、上空はシベリアからの冷たい空気に覆われています。そのため、空気の高い所と低い所の間で温度差が大きくなり、大気が不安定となって対流が発生します。対流というのは、上下の対流というのは、上下の温度差が大きくなるときに、温度差を和らげようとして起こる空気の運動のことです。
対流により、暖かい空気が上昇するところで雲が発生し、冷たい空気が下降するところでは雲が出来ません。したがって、雲が出来るところと出来ないところが交互に現れます。
しかし、対流が弱いときは、写真１のように、雲は雪を降らす雲にまで発達しません。夏場の雷雲と同様に、大気が不安定で、雲がやる気を出せる環境になって雪雲は成長していきます(写真２)。
冬の日本海の水温は日によってあまり変わりませんから、雲のやる気を左右するのは上空の寒気の強さになります。5500メートル上空で零下36度以下の寒気が入ると、新潟県や長野県北部で大雪となる恐れがあります。
一方、雪雲は山を越えると下降気流によって蒸発し、弱まっていきます。
写真３を見ると、雪雲が山を越えて弱まる様子がよく分かります。山の反対側(写真では奥方。日本海の方向)から押し寄せてきた雲が山にぶつかって上昇して成長。山を越えると下気流となるため、雲が蒸発してなくなっています。 山の手前側の松本盆地では雲が全くない状態です。
写真４は、この日に地上から撮影した写真です。撮影した松本空港上空では青空が広がっていますが、山の方には帯状の雲が広がっており、北アルプスでは吹雪となっています。
冬型になると、日本海には塊状や筋状の雪雲や雨雲が現れることが多くなります。衛星画像で見ると、筋状にきれいにならんだ雲が見られます。この雲も一様ではなく、済州島や屋久島の風下側には渦を伴った雲が連なるカルマン渦が見られることがあり、日本海側の地方に大雪をもたらす、JPCZ(日本海寒帯気団収束帯)に伴う雲が見られることもあります。
ところで、ひとことで冬型といっても、山雪型という山沿いで大雪が降るタイプと里雪型という平野部や沿岸部で大雪となるタイプとがあります。
今冬は、日本毎側でたびたび大雪に見舞われていますが、 昨年12月14日から17日にかけては新潟県中越地方と群馬県北部の山沿いで大雪となり、新潟県内の関越自動車道では最大2千台以上の車が立ち往生しました。
また、年が明けた1月7日から11日にかけては、新潟県と北陸地方の沿岸部、平野部で大雪となりました。新潟県の高田(上越市)で249センチ(11日)、新発田市で130センチ(11日)、富山市128センチ(10日)など1986年以来35年ぶりの積雪を観測しました。北陸自動車道や国道8号など各地で数百台から1千合以上の立ち往生が発生しました。
昨年12月中旬が山雪型による降雪、今年1月7日から11日にかけての大雪は里雪型によるものでした。里雪型と山雪型は天気図で簡単に見分けられるので覚えておきましょう。
山雪型の特徴は、縦じまに並んでいて間隔が狭いことです。北海道から九州にか けて線が5本以上、あるいは本州に4本以上線が走っていることが目安です。このようなとき、北西風が強まり、沿岸部では吹雪になりますが、降雪量は少なく、上空の寒気が弱まると、晴れ問が出ることもあります。
このため、沿岸部では積雪はあまり増えませんが、山沿いでは日本海からの雪雲が山にぶつかって上昇して発達するため、雪雲は弱まる間もなく、次の雲がやってくるということを繰り返して大雪となります。等圧線が南北に立っているときは、 中野·飯山地域や長野市周辺で雪の量が多くなります。
一方、里雪型の天気図は、本州付近に走っている線は3本以下で、北陸地方で線が袋状になっています。このような特徴が見られるときは、平野部や沿学都で大蟹となる一方で、山沿いでは雪は小康状態となり、青空が広がることもあります。長野県では、線の間隔が狭い所と広い所の境にあるときは大北地域、上高地,·乗鞍地域、木曽地域で雪の量が多くなり、上層の寒気が強いと広い範囲で降雪になりますが、線の間隔が広いエリアに完全に入ると、全域で晴れることが多くなります。
また、JPCZ (日本海寒帯気団収束帯)が大雪をもたらすことがあります。1月7日から11日にかけての大雪もJPCZが原因のひとつです。
JPCZは、シベリアからの北西の季節風が朝鮮半島北部にそびえる高い山脈にぶつかって分かれ、日本海で北寄りの風と西寄りの風が衝突することによって発生します。
風と風が衝突すると上昇気流が強められるので、雪雲が発達します。特に、今回のように上層の寒気が強いと短期間に激しい降雪をもたらす積乱雲に成長します。それがかかる場所では大雪となり、北陸３県で降った大雪はこれによるものです。
一方、新潟県の沿岸部で降った大雪は、この延長線上という見方もできますが、実際には内陸からの陸風と、海側からの北風が衝突すること (沿岸前線とも呼ばれる)によって雪雲が発達したことによります。
