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用語解説
本ページは台風情報データベースの内容の理解を手助けするため、関連用語の解説をしています。厳密さよりも平易さを優先しているため、必ずしも正確でない記述があります。より正確な理解が必要な場合は専門の教科書等を参照して下さい。
基本概念
- 気圧傾度力
- 空気塊は気圧の高いところから低いところへ動こうとします。気圧差が大きいほどその力が強く働きます。これを気圧傾度力と呼んでいます。台風や爆弾低気圧の中心付近の気圧は非常に低いので、気圧傾度力も極端に大きくなり、暴風や強風が吹くことになります。
- コリオリ力（転向力）
- 北半球では熱帯低気圧の中心付近では反時計回りの風が吹いています。なぜ渦を巻いたような風が吹くのでしょうか。気圧傾度力だけでは説明できずに何か別の力も考える必要が出てきます。そこで、みかけの力を導入して、私たちが知っている物理法則と私たちが実際に見ている大気現象とのギャップを埋める（つじつま合わせをする）必要があります。そのみかけの力というのがコリオリ力（転向力）です。地球と一緒に回転している私たちが、同様に回転している大気の運動を眺めているので、みかけの力が働いているように見えてしまうのです。
コリオリ力は北半球では風に対して直角右向きに働き、風速の大きさに比例します。
- コリオリパラメーター（コリオリ因子）
- 地球は球面なので、緯度の違いによって私たちの居る地表面が傾いていきます。もし私たちが北極点に居て私たちが立っている地表面を水平面と考えると、地球の自転軸はそのまま水平面の回転軸になりますが、もし私たちが赤道に居るとすると、赤道での水平面は北極点と比べると90°傾いてしまい、もはや水平面は回転していません。私たちが地球と一緒に回転しているので、みかけの力を導入したわけですから、赤道ではコリオリ力は考えなくてもよいことになります。このような緯度の違いを考慮して、2ΩsinΦをコリオリパラメーター（コリオリ因子）と呼んでいます（Φは緯度、Ωは地球の自転角速度）。
コリオリパラメーターと風速の積がコリオリ力なので、同じ風速でも緯度が高い（低い）ほどコリオリ力は大きく（小さく）なります。
コリオリパラメーターが0である赤道の近傍では熱帯低気圧はほとんど発生していません。
- 地衡風
- 気圧傾度力とコリオリ力が完全にバランスしている時に吹く仮想的な風です。地衡風は等圧線と平行に吹いています。コリオリ力は北半球では風に対して直角右向きに働くので、低気圧の場合、地衡風は反時計回りの風になります。地表面摩擦の影響を受ける大気境界層では地衡風平衡は崩れ、等圧線に交差して風が吹きます。同じ気圧傾度力でも緯度が高いとコリオリ力が大きくなるので、両者がバランスするには地衡風速は相対的に小さくならないといけません。別の言い方をすると、中心気圧が同じ低気圧でも緯度の高い（低い）地域の低気圧の方が中心付近の地衡風速は相対的に弱く（強く）なります。
- 傾度風
- 台風中心近傍では空気が反時計回りに強い回転をしているため、遠心力の影響を無視できなくなります。台風中心に向かう内向きの気圧傾度力と外向きのコリオリ力・遠心力が完全にバランスしている時に吹く仮想的な風を傾度風と呼びます。台風中心付近の気圧分布の形状が同心円になっている状況を考えると、等圧線に平行に吹く接線方向の風が傾度風になります。ただし、地表面摩擦の影響を無視できない大気境界層では、傾度風平衡を仮定することはできません。
- 温位
- 外部との熱の出入りがない状態（断熱変化）で、空気塊を上空のある気圧面から地表付近の1000hPa面まで下降させたとすると、高い気圧のために空気塊は圧縮され、内部エネルギーが増加、つまり昇温します。昇温した時の温度θは当然ながら元の空気塊の温度より高くなっています。このθを温位（potential temperature）と呼んでいます。もし空気塊が断熱変化をしている限り、たとえば空気塊を元の気圧面の高度からさらに上昇させても断熱膨張により温度は低下しますが、再びその空気塊を1000hPaまで下降させると空気塊の温度はやはりθになります。つまり、熱の出入りがない限り空気塊の温位は常に一定になります。
温位の鉛直勾配が大気の（静的）安定度の指標になります。このように、温位は断熱過程において保存量として扱うことが出来るため、大気の運動のしくみを理解する上で、とても重要な概念です。
- 相当温位
- 温位はあくまでも乾燥大気という仮定の下での概念です。実際の大気では対流圏下層に豊富な水蒸気が存在しているので、水蒸気の凝結の効果が無視できません。そこで、空気塊に含まれる水蒸気が全て凝結して空気塊を加熱した分を温位に加味した、相当温位（equivalent potential temperature）と呼ばれる概念もよく使われます。湿潤断熱過程においては、相当温位は保存量となります。
台風が日本に接近する時には、台風東側の対流圏下層において日本付近へ向かう暖湿気流がしばしば観測されますが、暖湿気流の相当温位は非常に高くなります。
- 可降水量
- 気柱内に含まれる水蒸気量を鉛直積算してmm（ミリメートル）に換算したものが可降水量（precipitable water）です。降水量の一種と誤解されることがありますが、あくまでも水蒸気量を表します。大気中の水蒸気はGPS衛星による位置測定の精度を悪くしていることが知られていますが、この水蒸気遅延量を見積もることで、逆に鉛直積算水蒸気量を推定したものを特にGPS可降水量と呼んでいます。
日本におけるGPS可降水量の季節変化については下記論文を参照してください。
糟谷 司・川村隆一，日本におけるGPS可降水量の季節変化の特徴．天気，59, 917-925, 2012.
大気循環
- テレコネクション
- テレコネクション（teleconnection）とは、遠く離れた複数の地域間で、気温や気圧などの気象要素に統計的に有意な相関がみられる現象を指し、遠隔結合、遠隔影響、遠隔伝播とも呼ばれています。地理的に固定される傾向が強いため、テレコネクション・パターンの持続は、異常気象や気象災害の原因となりやすいことがわかっています。
東アジア近傍には寒帯前線ジェットと亜熱帯ジェット（アジアジェット）の二種類のジェット気流が存在しています。これらのジェット気流を導波管として、ジェットに沿ってロスビー波（惑星波）と呼ばれる波が西から伝わってきます。波の伝播によって波列パターン（テレコネクション・パターン）が形成されると、日本付近の上空では気圧の谷あるいは気圧の峰が深まります。その状態が長期間持続すると、猛暑や寒冬などの異常気象になる場合があります。
台風は多量の凝結熱のために対流圏上層で強い水平発散をもたらすので、台風が中緯度偏西風帯に接近すると、ジェット気流（導波管）のところで空気が北へ大きく変位させられ、ロスビー波を励起することが可能です。ロスビー波が励起されると日本周辺の大気循環も大きな影響を受けることがあります。これを台風の遠隔影響（遠隔作用）といいます。
- モンスーントラフ
- 夏季のベンガル湾や南シナ海では、南アジア・東南アジアの陸域から低圧部が延びており、周辺海洋を含めた南アジア全域に広大な（対流圏下層の）低圧部が形成されています。これをモンスーントラフと呼んでいます。フィリピン海周辺で積雲対流活動が活発化すると、アジア大陸から延びるモンスーントラフが強化します。モンスーントラフ内や、モンスーントラフ周辺海域では台風が頻繁に発生しています。
- 梅雨
- 冬から夏へ季節が進行する中、アジア大陸では地表面加熱による大陸スケールの熱的低圧部が形成されます。一方、太平洋上では高気圧が発達します。海陸間の温度差の拡大に伴い、日本付近では気圧の東西勾配が強まるため、低緯度のアジアモンスーン地域から中緯度偏西風帯へ暖湿気流が流入してきます。また、チベット高原の山岳効果などによって、日本付近では上空に弱い気圧の谷が存在しています。両者の複合効果で準定常的な降水帯が形成され、これが梅雨と呼ばれる現象です。
初夏から盛夏期にかけて、海陸間の温度差は小さくなり気圧の東西勾配も弱まることで、アジアモンスーン地域からの暖湿気流も弱化します。同時に、中緯度偏西風帯も北上し、梅雨明けを迎えます。このように、梅雨は、春季から盛夏季へ季節が移行する途中に海陸間の温度差によってもたらされた、短期間（40日程度）の雨季といえます。
- 秋雨
- 盛夏季から秋季への季節の遷移期には秋雨があります。秋雨の成因は梅雨のそれと大きく異なります。秋雨期は、アジア大陸の地表面が冷却し始め、大陸の高気圧が発達してきます。一方、夏の太平洋高気圧はゆっくりと東へ後退していくため、ちょうど日本付近が2つの高気圧の狭間（すなわち気圧の谷）となり、停滞性の前線帯（秋雨前線）が形成されやすくなるのです。梅雨期のような大陸東岸に沿う低緯度のモンスーン地域からの暖湿気流は、ほとんど見られません。代わりに、台風が暖湿気流の担い手となり、しばしば秋雨前線を活発化させて局地的豪雨が生じたりします。
- 亜熱帯ジェット気流
- 北緯30度付近の中緯度では一般に南北の温度差が大きくなっています。ある二つの等圧面に挟まれた大気層の厚さはその層の平均気温に比例するので、対流圏上層では南北の気圧差（低緯度で高圧、中緯度で低圧）も大きくなります。等圧線が混んでくると地衡風速も増加するので、結果的に強い西風が吹くことになります。これを亜熱帯ジェット気流と呼んでいます。通常は200hPaから300hPa付近に強風軸をもっています。
日本付近の亜熱帯ジェット気流は台風の経路（転向など）に大きな影響を与えています。また、ジェット気流が蛇行しているところに、台風が侵入してくると、台風の構造変化（温帯低気圧化）が急速に進み、温帯低気圧として急発達する場合があります。
熱帯低気圧
- 眼の壁雲
- 台風の眼を取り囲む背の高い積乱雲群で、雲頂高度は16kmにも達する場合があります。眼の壁雲（eyewall）では強い上昇流が存在し、水蒸気の凝結による潜熱の放出が活発です。また、発達した台風では多重眼の構造がよく観測され、眼の壁雲が交替する過程をみていると考えられます。
- 温暖核
- 発達している台風中心近傍の対流圏上層では周囲に比べて気温が高くなっています。この高温領域を温暖核（warm core）と呼びます。温暖核の形成には、眼の壁雲の発達に伴う積雲対流加熱や台風の眼における対流圏上層の下降流に伴う断熱昇温が寄与していると考えられています。
- 内部コア
- 台風の最大風速半径の２倍程度の領域を内部コア（inner core）領域と呼んでいます。内部コア領域では、眼の壁雲やスパイラル状降雨帯などが形成されています。関連して、内部コアの外側領域は外部コアと呼ばれています。
- 摩擦収束
- 地表面摩擦の影響を無視できない大気境界層では、風速の弱化によるコリオリ力の減少・遠心力の減少によって、台風中心へ向かう気圧傾度力が相対的に勝ります。つまり、傾度風平衡は崩れてしまいます。その結果、台風中心へ向かう反時計回りの内向きの流れが誘起されます。境界層内で誘起された流れは中心で収束します。この現象を摩擦収束と呼びます。
- エクマンパンピング
- 摩擦収束によって中心では強制的に上昇流が生じます。自由大気中に軸対称の円形渦が存在すると、境界層内で摩擦収束が起こり、境界層上面では上昇流が生じる、という現象をエクマンパンピング（Ekman pumping）と呼んでいます。
- 第２種条件付不安定（CISK）
- 台風が発生する熱帯域では一般的に大気は条件付き不安定の成層になっています。台風が発生・発達していくためには不安定成長のメカニズムが必要となります。そのメカニズムの一つが、第２種条件付不安定（Conditional Instability of the Second Kind: CISK）と呼ばれている理論です。その本質的な部分は、エクマンパンピングによって強制上昇が起こり、積雲対流活動の活発化→潜熱の放出→中心気圧の低下→接線風速の増大→エクマンパンピングの強化、という一連のプロセスで台風が発達するというものです。
- WISHE
- 台風直下の海洋からの熱・水蒸気供給によって、自由大気中の相当温位や絶対角運動量がコントロールされているという考え方を用いて、海面からの熱・水蒸気フラックスが増加すると台風が発達し、発達に伴い接線風速そして海上風速も増大するので、さらに熱・水蒸気フラックスが増加していくという正のフィードバック過程であり、Wind Induced Surface Heat Exchange (WISHE)理論と呼ばれています。残念ながら、WISHEの適切な日本語訳はありません。
- 水蒸気コンベアベルト
- モンスーントラフ近傍で台風が発達・北進する場合、ベンガル湾・南シナ海上の下層モンスーン西風が台風付近まで延び、南アジアモンスーン域から台風に至る大規模な水蒸気輸送のベルトがしばしば形成されます。これを水蒸気コンベアベルト（Moisture Conveyor Belt: MCB）といいます。用語としては必ずしも広く認知されてはいませんが、MCB経由で多量の水蒸気が台風システム内に流入すると、台風の強度に影響を与えます。
- 低気圧位相空間
- シャピロ・カイザーの低気圧モデルで説明されるように、急発達する低気圧の最盛期には、低気圧中心近傍で温暖核の隔離が顕著にみられる場合があります。特徴や成因において台風の温暖核とは異なる点が多いですが、一見すると構造に共通項があります。一方、台風は中緯度の傾圧帯に侵入すると温帯低気圧に構造が変化します。そこで、熱帯低気圧と温帯低気圧のライフサイクルや分類、また、それぞれの構造変化を定性的に説明するために、低気圧位相空間（cyclone phase space）という考え方が提案されています。
横軸に「下層寒気核 vs下層暖気核」、縦軸に空間構造の「対称（非前線性） vs 非対称（前線性）」をとることで、低気圧のライフサイクルに従って、その位相空間を低気圧が移動することになります。台風の温帯低気圧化は、「下層暖気核・対称構造」から「下層寒気核・非対称（前線性）構造」への遷移を意味します。一方、爆弾低気圧のような場合は、しばしば「下層寒気核・非対称（前線性）構造」から「下層暖気核・比較的対称な構造」への遷移がみられます。