ある高度にある空気の層（気層）A－Bを考える。
下端のBが温度T1、上端のAがT2で、その温度傾度は小さく気層A－Bの
大気の安定度は大きいとする。
（Bの高度にある空気塊は自発的に上昇できない。）

一方、気層の下ほど湿っているものとし、下端Bが最も湿っているとする。
（気温と露点温度との温度差が、下層ほど小さい。上端Aの露点温度を
Ta、下端Bの露点温度をTbとする。）


この気層A－Bを強制的に持ち上げたとき、どんな変化をするだろう？
下端Bの方が湿っているので、より早いタイミングで露点温度に達し、
水蒸気が凝結する。以降は1kmあたりの温度減少度合いが小さくなる。
が、上端Aは凝結に達しないので、温度減少度合いは変化しない。

すると、この気層が上昇したとき、上端と下端の温度差が大きく
なる。この温度差次第では気層内で対流が起き易くなる。
気層が地上付近に存在しているときは不安定ではないが、上昇すると
それが顕在化するのでタチ悪い。

以前書いた、”ある高度”の、”ある空気の塊”だけが上昇するのは仮想的な話だが、

気層全体が上昇するという考え方はより実際に近い。

これを、「対流不安定」という。

「下層ほど湿っている」ということがミソであり、夏に夕立が多いのも
地上付近は暑く、土壌や樹木からの蒸発で水蒸気を多く含むから・・・、と
いうのも要因のひとつである。

停滞前線（この時期は梅雨前線）に下層の暖湿流が流れ込むときも
要注意で、こうなると穏健な停滞前線が凶暴化する。いわゆる、「前線を
刺激する」と言われるヤツである。

これについても、いずれ書こうかな。

※気象庁HPより引用

さて、日本には梅雨入り、梅雨明けの発表がない・・・、つまり、
梅雨のない地域があります。どこでしょうか？

答えは後ほど。そもそも「梅雨入り」の発表はどういう基準で
なされるのでしょうか。

結論を言ってしまうと、

基準は　　ありません。

梅雨とは、春から夏にかけて、前後の期間と比較し雨が

多くなり、日照が少なくなる季節現象を言います。
具体的には、向こう1週間の天気の予想から、雨天が続くと
思われると梅雨入りとなります。重要なのは、「雨天が続く」
なので、停滞前線（梅雨前線）の存在は必須ではありません。

今日の天気図を見ても、日本の東に位置する高気圧の勢力が

まだ日本付近に残っているため、停滞前線も日本の南で

途切れています。

※気象庁HPより引用

さて、最初の「梅雨のない地域はどこか？」の問いですが、
答えは北海道・・・・・

これは誰でも知っていることかと思います。

実はもう1地域あります。北海道以外に・・・。
どこでしょう？？？

答えは
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その地域は、
東　京　都にあります。


Σ(゜Д゜)

23区？　奥多摩？

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答えは小　笠　原です。

小笠原では前線が停滞することは滅多になく、梅雨前線が
登場する頃は夏の太平洋高気圧に覆われるているため、
雨も続かないのです。よって梅雨がありません。

東京都に梅雨のないエリアがある・・・、意外ですよね。

本当にそう？？？

大気の状態が不安定になると雷雨を思い浮かべる人が多いが、
そもそもなぜ雷雨が発生するのか。もっというとなぜ雨が降るのか？
雲ができるのか？

最近の事例を見ていこう。

まず１つ目。2016年8月18日に発表された栃木県の気象情報。
赤線の部分に不安定となっている背景が書いてある。
「上空の寒気」のほかに「湿った空気」とある。この日は
宇都宮や鹿沼で記録的短時間大雨情報も出た。


※気象庁HPより引用（以下、同様）

２つ目。

2016年10月17日に発表された三重県の気象情報。
赤線部分を見ると「南から暖かく湿った空気」とある。
上空の寒気については言及がない。



これがどういう状況かを天気図で見る。



赤矢印のように高気圧の西縁をまわって紀伊半島に流れ込む
風が読みとれる。これが「南から暖かく湿った気流」である。
ただ、青矢印のように、低気圧をまわる風が高気圧を回る
風にぶつかっているようにも思える。（「収束」。後述）

高気圧の西縁というのは天気が悪くなるエリアで、低気圧や
前線が見えなくても大雨となることもある。

最後は2016年8月19日に発表された鹿児島県の気象情報
である。



赤線部分を見ると「強い日射」とある。

こうして見ると「寒気」だけが不安定の要因ではなさそうに
思える。
では、なんで不安定になるのか？


答えは、地上、あるいは地上に近い高度の空気が上昇するからである。
下から上へ空気が上昇するとその空気の温度は下がる。温度が
下がると空気が含むことの出来る水蒸気量は下がる。そして、
いずれは含みきれなくなった水蒸気が液体にかわり水滴になる。
これが雲や雨の素となる。ちなみに、空気に含まれる水蒸気が、
その空気が含むことができる最大の水蒸気量に達したときを
「空気が飽和した」という。
下の図は空気を持ち上げるときの温度変化と大気の温度変化の
模式図である。

オレンジの破線は、空気の塊を上昇させたときの温度変化で、地上から
手で持ち上げていくイメージである。相対湿度が100%でなければ空気は
1km上昇する毎に約10℃下がる。
一方、黒の実線は大気の温度変化であり、我々が上空へ上がっていった
ときの温度変化である。登山がわかりやすい例であり1km登る毎に約6℃
下がることは有名である。しかし、大気の温度変化がいつもどの高度でも
6℃/kmであるとは限らない。これより大きいこともあれば小さいことも
多々ある。

左のように地上で気温T1で、地上の空気を上空へ持ち上げたときの
温度変化が、大気の温度変化より大きい場合（地上より上では、
オレンジ破線の温度が黒実線の温度より低い場合）、空気は手で
持ち上げるなど何らかの外力を加えない限り上昇しない。空気は
周りより暖かくなって初めて自発的に上へあがる。

右のように、オレンジ破線の温度が黒実線の温度より高い場合は
地上の空気は自発的に上昇する。
空気が上昇することこそ「大気の状態が不安定」になる条件のうちの
１つである。
しかし、この図の右の例は現実的には”あまり”起こらない。

現実的なのは下の図である。



左では、地上で気温T1の空気を持ち上げ、A点（気温Ta、高度h0）で
持ち上げた空気が飽和しさらに上昇させるときの図である。空気が
飽和すると空気を持ち上げたときの温度変化は約5℃/kmとなる。
なお、空気が飽和する温度Taを「露点温度」という。

温度変化の割合が10℃から5℃に小さくなるのは、空気に含まれる
水蒸気から水滴へ変化するとき、水蒸気が熱を放出し空気を
暖めるからである。
注射の前に腕にエタノールの脱脂綿を当てるとヒヤッとするのは、
エタノールが肌から蒸発するとき熱を奪うからである。今回の例は
その逆と考えるとわかりやすいと思う。

さて、左の図の場合、A点を経て上昇した空気は高度h1までは、
周りの大気の温度（黒実線）より低いので、自発的には上昇できない。
しかし、高度h1を超えると周りの大気の温度より高くなるので、空気は
自発的に上昇する。
右の図は、地上の露点温度（Tb）が左より高い場合である。このとき、
空気は高度h1より低い高度h2より上で自発的に上昇できる。

気温と露点温度の差が小さいということは、空気に含まれている水蒸気
量と、その空気が含むことができる最大の水蒸気量の差が小さいと
いうことである。言い換えると

「気温と露点温度の差が小さい＝空気がより湿っている」

ということである。地上の空気が湿っている…、これこそが、もう一つの
「大気の状態が不安定」である条件である。


さて、地上から高度h1、ないしはh2までは空気は自身で上昇できない。
よって、何らかの形で”援助”が必要である。
その援助の典型的なパターンが以下である。

まず一つ目。山などの斜面を空気が上昇するパターン



標高300mくらいの山でも十分に効果を発揮する。南よりの風が
吹き込んでいる気象状況において、紀伊半島や四国で大雨になる
のはこのため。

２つ目が風の収束である。空気がぶつかると下には逃げ場がないため
上にいくしかない。低気圧の中心に流れ込む風も広義的にはこの収束
である。



３つ目は日射である。強い日射が降り注ぐと暖まりやすい土壌付近の
空気もそれより上の空気より暖かくなる。すると土壌付近の空気は
フワフワ上昇していく。夏の夕立はこれによる原因が多く、地面が冷えて
くる夕方以降は雷雲の発生も少なくなる。



４つ目が前線である。前線は温度の異なる空気の塊の境界であり、
暖かい空気が冷たい空気の上を上昇していく。


※温暖前線のほうが描きやすいので横着したのは愛嬌ということで・・・。

この４つが複合的に絡み合うのが通常であり、これらパターンにより
上昇気流が生じるのである。
大気が不安定になる原因は地上と上空の気温差だけではないんだよ。

湿り気という点では「対流不安定」という概念も重要なのだが、これを
書き始めると長くなるので、次回にまわします！