冷水プール

大気科学において、冷水溜まり（CP）とは、激しい降雨時に雨が蒸発したときに形成される冷たい濃い空気の塊のことです。例えば、雷雲や降水する浅い雲の下などです。通常、冷水溜まりは10 m/sの速度で広がり、2～3時間続きます。^[1]冷水溜まりは陸上と海上の両方に広く見られます。^[2]

冷水プールの特徴と影響は、親対流の性質、つまりその降雨量と、それらが発生する大規模な環境によって異なります。^{[2]冷水プールは、}突風前線で新しい対流を引き起こし、その内部の雲を抑制することで、雲の覆いと組織に大きな影響を与える可能性があります。^[2]

冷水プールは観測^{[3] [4] [5] [2] [6]} 、高解像度の数値シミュレーション^[2]、および単純な概念モデル^[7]を使用して検出および研究することができます。

冷たい水たまりは、移動する突風前線として、降雨イベントから放射状に地表に沿って広がります。突風前線が通過すると、冷たい水たまりによって風速が増加し、湿度と気温が急激に低下します。ラージエディシミュレーションでは、冷たい水たまりの半径は10 kmに達しますが、実際には半径50～100 kmにもなり、平均2～3時間続きます。^{[1] [2] [8] [9]}

冷水溜りは、大規模な冷たい空気の塊^{[10]と、それを囲む暖かい空気で構成されています (}アメリカ気象学会による)。海洋上では、これらの冷たく密度の高い地表空気の塊は、主に、飽和していない空気中の浅い雲や雷雲からの降水が蒸発して冷却されることで生じます。降水が蒸発するにはエネルギーが必要で、このエネルギーは潜熱の形で使用され、冷水溜り内の空気は周囲の空気よりも密度が高くなります。さらに、降り注ぐ雨は周囲の空気を引きずります。^{[11] [12]}これらの効果により、空気塊が地表に向かって加速され、地表気温が急速に低下し、降水の場所から放射状に離れる発散流が発生します。^[4]密度流が水平方向に広がると、浸透性の下降気流によって乾燥した冷たい空気が境界層に注入されます。これにより、冷水溜りの中央部分 (冷水溜りの後流とも呼ばれる) が端よりも乾燥します。冷たい水たまりは、移動する突風前線として、降雨イベントから放射状に地表に沿って広がります。突風前線が通過すると、冷たい水たまりによって風速が増加し、湿度と気温が急激に低下します。突風前線は、風の強化と湿った空気の機械的上昇に関連しています。^{[13] [11] [14] [6]そのため、冷たい水たまりの突風前線は通常、}中規模の雲弧として識別されます。 ^[6]

冷水プールは、その特徴が大規模な流れと区別できなくなったとき、つまり気象変数におけるその特徴が環境の背景変動の範囲内になったときに終了します。^{[6] [2]}冷水プールの内部の温度は、境界層上部の空気が冷水プールの後流に巻き込まれるため、通常は端の温度よりも早く回復します。 ^[1]さらに、水分は温度よりもはるかに早く回復します。^{[6] [5]}

冷水溜まりは陸上でも海上でも広く見られる。^[15]貿易風域で降水量が1mm/hを超える浅い雲のほぼすべては冷水溜まりと関連している。 ^[16]

冷水プールの特性は、親対流の深さ（深いか浅いか）によって異なります。^[6]貿易風（浅い対流を特徴とする）で形成される冷水プールの特性は、熱帯の深層対流から形成される冷水プールの特性とは大幅に異なることが観察されています。^[16]たとえば、平均して 2 K弱い温度低下を伴い、乾燥が少なく、風速の増加が小さいです。^{[5] [6]}貿易風域は主に乾燥しており、対流の成長を抑制し、雲を浅く保つ沈降運動が特徴です。

冷水溜りは、機械的揚力と熱力学的揚力の組み合わせにより、その縁で二次対流を引き起こすことが分かっている。 ^{[4] [1] [2]}熱力学的対流誘発は、突風前線における水蒸気と仮想温度の増加によるもので、海洋上の鉛直せん断が低い深層対流域でよく見られる。 ^[1]機械的対流誘発は、拡散速度が十分に高い場合にも冷水溜りの縁で発生する。^{[4] [2]} 複数の冷水溜りの衝突は、新たな雷雨の発生を引き起こし、それによって新たな冷水溜りが形成される可能性がある。^{[14] [7]}

陸上では、エアロゾルと地表フラックスの影響が新たな対流の誘発に非常に重要である。^[17]

冷水溜まりの重要な役割は、対流凝集の発達において見出すことができる。^{[7]冷水溜まりは、地表付近の空気の}発散を通じて対流と水分場を均質化する傾向があるため、対流の自己凝集に対抗する働きをする。^{[18]これは、深層対流[19]}と浅層対流^[20]の場合に当てはまる。冷水溜まりは、対流の自己凝集を開始するための雲解像モデルの領域依存性の原因であると指摘されてきた。^[21]対流の自己凝集は、約200kmを超える領域でのみ発生する。より大きな領域では、冷水溜まりは、対流の凝集を阻害するのに十分な距離を移動する前に消散する。^[18]冷水溜まりの均質化効果と、乾燥領域から対流凝集セルへの水分の流入との間には競合があり、これがエッジ強化対流に寄与すると考えられている。^[22]

貿易風域における特定のメソスケールの雲組織パターン^{[23]は、冷水溜まりの異なる発生頻度と特性と関連していることが示されている。 [6]}これは、異なるパターンに関連する異なる環境条件、および雨と雲の特性によるものである。^{[24] [23]}冷水溜まりがパターンの維持または開始にどの程度重要であるかはまだ明らかではない。^[6]冷水溜まりは、浅い対流から深い対流への移行を助ける可能性もある。^[25]

冷水プールは雲の発生と抑制の両方に影響を与えることから、雲量に影響を及ぼすと予想されている。しかし、これはまだ研究が進んでいないテーマである。^{[6] [2]}貿易風地域では、雲量が惑星のアルベドに大きく影響するため、これは特に重要である。^[26]微物理的プロセス、風のせん断効果、冷水プールの回復を表現し、観測することの難しさは、冷水プールと雲量の関係を理解する上での障害となっている。^[2]

衛星画像から、冷水溜まりは晴天域や層状層を囲む中規模の雲の弧として識別できます。^[6]一般的な検出方法は、急激な地表温度の低下^{[6] [4] [5] [3]}または強い降雨量の始まりの測定に依存しています。^{[27]冷水溜まりは、}大気混合層の深さの変化から、^{[28]または}合成開口レーダー画像から識別することもできます。 ^[29]

冷水プールは、いくつかのフィールドキャンペーン中に行われた観測から研究されてきました。例えば、2004年12月から2005年1月にかけて東カリブ海で行われた海洋上の積雲の雨キャンペーン（RICO ^{[16] [30]} ）、インド洋でのマッデン・ジュリアン振動のダイナミクス実験（DYNAMO ^{[16] [5] ）、12年間にわたるバルバドス雲観測所[6] [31]}およびEUREC4A ^{[32] [28]}、高密度観測所ネットワーク（FESSTVaL、FESST@HH）^[4]などがその例です。

冷水プールは、ラージエディシミュレーション^{[33] [34]}と雲解像モデル^{[1] [35]}を使用して、より小さな領域で研究されてきました。モデルは観測で見られる水蒸気リングを再現しますが、これらのリングの水分含有量を過大評価する可能性があります。^{[35] [2] [14]冷水プールのモデル化の難しさは、非常に小さなスケールで発生する}乱流混合と微物理の表現にあります。 ^[2]モデル領域の端の境界条件も考慮する必要があり、シミュレートされた冷水プールの特性に影響を与えます。^{[36] [37]}

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