サイクロン発生

サイクロン発生とは、大気（低気圧領域）におけるサイクロン循環の発達または強化である。^[1]サイクロン発生は、少なくとも3つの異なるプロセスの総称であり、そのすべてが、マイクロスケールから総観スケールまでのあらゆる規模の何らかのサイクロンの発生につながる。

• 熱帯低気圧は、激しい雷雨活動によって引き起こされる潜熱によって形成され、暖かい中心が形成されます。
• 温帯低気圧は気象前線に沿った波として形成され、その後、そのライフサイクルの後半で寒冷中心低気圧として閉塞します。
• メソサイクロンは陸上で暖かい中心のサイクロンとして形成され、竜巻の形成につながる可能性があります。水上竜巻もメソサイクロンから形成されることがありますが、不安定性が高く垂直風のせん断が低い環境で発生する場合が多いです。

温帯低気圧が24時間以内に大気圧が急激に低下する（24ミリバール以上）プロセスは爆発的低気圧形成と呼ばれ、通常は北東風の形成時に発生します。^{[2]同様に、熱帯低気圧は}急速に激化することもあります。

高気圧性気圧現象に相当する高気圧領域の形成過程は、高気圧発生である。^[3]低気圧発生の反対は、サイクロリシスである。

気象学では、マクロスケール、総観スケール、メソスケール、マイクロスケールの4つの主要なスケール、つまりシステムのサイズが扱われます。^{[4]マクロスケールは}、マッデン・ジュリアン振動 などの地球規模のシステムを扱います。総観スケールのシステムは、温帯低気圧など、大陸の一部をカバーし、幅が1,000〜2,500 km（620〜1,550マイル）の寸法です。^{[5]メソスケールは次に小さなスケールであり、多くの場合、2つの範囲に分けられます。メソアルファ現象は幅が200〜2,000 km（120〜1,240マイル）の範囲（}熱帯低気圧 の領域）であり、メソベータ現象は幅が20〜200 km（12〜124マイル）の範囲です（メソサイクロンスケール）。マイクロスケールは気象スケールの中で最も小さく、大きさは2キロメートル（1.2マイル）未満（竜巻や水上竜巻の規模）です。^[6]これらの水平方向の寸法は厳密な区分ではなく、特定の動的特性を持つ現象の典型的なサイズを反映しています。たとえば、システムの水平範囲が2,000キロメートル（1,242.7マイルから1,243.4マイル）に拡大しても、必ずしもメソアルファスケールから総観スケールに移行するわけではありません。

ノルウェーのサイクロンモデルは、第一次世界大戦中にノルウェーの気象学者によって開発された、寒冷核サイクロン嵐の理想的な形成モデルである。^[7] このモデルの背後にある主な概念は、サイクロンが前線境界を上昇するにつれて予測可能な進化を遂げ、最も成熟したサイクロンが前線の北東端近くで発生し、最も成熟していないサイクロンが前線の尾端近くで発生するというものである。^[8]

中緯度低気圧の発達には、地表気象解析で定義される前線境界がすでに存在していることが必要である。低気圧の流れは、上層ジェットの好ましい象限付近で、短波や上層気圧の谷などの上層擾乱によって停滞前線の擾乱を受けた部分の周囲で始まる。 ^{[9] [10]しかし}、下層対流圏で前線に沿った伸張率が増加すると、温帯低気圧の成長が抑制される可能性がある。^{[12] [13]}

サイクロンの発生は、気温が極方向（北半球では北）に下がり、気圧の擾乱線が高度とともに西に傾く場合にのみ発生します。サイクロンの発生は、強い偏西風の下流にあるサイクロン渦度移流の領域で最も起こりやすいです。 ^[14]温度勾配と低気圧中心によって生じる渦度移流と熱移流の組み合わせにより、低気圧の周囲に上昇運動が生じます。^[a] 温度勾配が十分に強い場合、温度移流が増加し、垂直方向の動きが促進されます。これにより、システム全体の強度が増します。せん断上昇気流^{[b] は、}サイクロンの成長と強度を決定する最も重要な要因です。^[16]

地表低気圧の形成にはさまざまな原因があります。既存の傾圧波が山岳障壁を越えると、地形によって地表低気圧が形成されることがあります。これは、山脈の風下側に低気圧が形成されるため、「風下低気圧形成」として知られています。 ^{[17] [18]} メソスケールの対流システムによって、最初は暖かい核である地表低気圧が発生する可能性があります。^{[19]擾乱は}前線 に沿って波のような形に成長し、低気圧は頂上に位置することになります。低気圧の周りでは、定義上、流れはサイクロンになります。この回転流は、後続の寒冷前線を介して極地の空気を低気圧の西側の赤道方向に押し、暖かい空気は温暖前線を介して低気圧を極方向に押します。通常、寒冷前線は温暖前線よりも速いペースで移動し、サイクロンの前方にある高密度の空気塊のゆっくりとした浸食と、サイクロンの背後に押し寄せる高密度の空気塊によって温暖前線に「追いつく」ため、通常は温暖セクターが狭まります。^[20] この時点で閉塞前線が形成され、暖かい空気の塊が上空の暖かい空気の谷に押し上げられます。これはトロワル（暖かい空気の谷）としても知られています。^[21] 発達中の低気圧はすべて、対流圏内で上向きの垂直運動という重要な側面を共有しています。このような上向きの動きは、局所的な大気柱の質量を減らし、地表の圧力を低下させます。^[22]

成熟期は、嵐が完全に強化され、低気圧の流れが最も激しい閉塞の後の時期です。^[23] その後、低気圧が上層の谷または上層の低気圧と結合してますます冷たい中心になるにつれて、嵐の強さは減少します。サイクロンのスピンダウンは、サイクロリシスとしても知られており、エネルギーの観点から理解できます。閉塞が発生し、暖かい空気塊が冷たい空気塊の上に押し上げられると、大気はますます安定し、システムの重心は下がります。^[24] 閉塞プロセスが温暖前線の下方に広がり、中心低気圧から離れるにつれて、システムの利用可能な位置エネルギーがますます使い果たされます。この位置エネルギーシンクは、運動エネルギー源を作成し、嵐の動きに最後のエネルギーバーストを注入します。このプロセスが発生すると、サイクロンの成長期間、つまりサイクロン発生期間が終了し、上層の発散が減少したため、サイクロンの上部から除去される空気よりも多くの空気がサイクロン下部に収束するため、低気圧は下降（充填）し始めます。

時々、閉塞したサイクロンを伴ってサイクロンが再発することがあります。その場合、三重点 (寒冷前線、温暖前線、閉塞前線が交わる地点) に新しい低気圧の中心が形成されます。三重点サイクロンの発生中、閉塞した親低気圧は、二次低気圧が主気象要因に深まるにつれて満たされます。

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  この画像には、密集した雲のパターンと弧を描く対流帯が示されており、発達中の新しいサイクロンが示されています。
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  この画像の拡散した雲のパターンは、サイクロリシスが起こっている古い低気圧システムを示しています。
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  この画像は、北東太平洋上の 2 つの嵐の相対的な位置を示しています。

熱帯低気圧はメソスケールのアルファ領域内に存在する。中緯度低気圧とは対照的に、熱帯低気圧は中心核に組織された強い対流によって発生し、中心を通る傾圧帯や前線はない。熱帯低気圧の形成は広範囲にわたる継続的な研究の対象であり、まだ完全には理解されていないが、熱帯低気圧の発生には主に6つの条件がある。 十分に暖かい海面温度、大気の不安定性、対流圏の下層から中層の高い湿度、低気圧の中心を形成するのに十分なコリオリの力、既存の低層の焦点または擾乱、および低い垂直風せん断である。これらの温暖核低気圧は、赤道から10度から30度の間の海上で発生する傾向がある。^{[25] [26]}

メソサイクロンの大きさは、メソスケールベータからマイクロスケールまでの範囲です。メソサイクロンという用語は通常、激しい雷雨の中層回転を指すために使用され、^[27]関連する雷雨活動の潜熱によって駆動される暖かい中心のサイクロンです。

竜巻は、強い上層ジェット気流が存在する温帯低気圧の暖かい領域で発生します。 ^[28] メソサイクロンは、高度による風速や風向の大きな変化（「風のせん断」）により、大気の下層部の一部が目に見えないチューブ状のロール状に回転するときに発生すると考えられています。その後、雷雨の対流上昇気流がこの回転する空気を引き上げ、ロールの向きを上向き（地面と平行から垂直へ）に傾け、上昇気流全体を垂直の柱として回転させると考えられています。

上昇気流が回転すると、いわゆるウォールクラウドが形成されることがあります。ウォールクラウドは、メソサイクロンから下降する回転する雲の層です。ウォールクラウドは、メソサイクロンの中心に近いところで形成される傾向があります。ウォールクラウドの形成には必ずしもメソサイクロンが必要というわけではなく、常に回転するわけではありません。ウォールクラウドが下降すると、その中心に漏斗状の雲が形成されることがあります。これが竜巻形成の第一段階です。^[29]メソサイクロンの存在は、激しい雷雨を伴う強力な竜巻の形成における重要な要因であると考えられています。

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  垂直の風のせん断（赤）により空気の回転（緑）が発生します。
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  上昇気流（青）は回転する空気を垂直に「傾けます」。
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  すると上昇気流が回転し始めます。

竜巻は、マイクロスケールまたはメソスケールガンマ領域の低端に存在します。サイクルは、強力な雷雨が大気圏上空数マイルで回転するメソサイクロンを発達させ、スーパーセルになることから始まります。嵐の降雨量が増加すると、後方側面下降気流(RFD) と呼ばれる急速に下降する空気の領域が引きずられます。この下降気流は地面に近づくにつれて加速し、回転するメソサイクロンを地面に向かって引きずります。^[30]

メソサイクロンが地面に近づくと、目に見える凝結漏斗が嵐の底から下降するように見えます。これは回転する壁雲から来ることが多いです。漏斗が下降すると、RFDも地面に到達し、竜巻からかなり離れた場所に被害をもたらす突風前線を形成します。通常、漏斗雲はRFDが地面に到達してから数分以内に地面に被害を引き起こし始めます（竜巻になります）。^[31]

水上竜巻はミクロの規模で存在する。一部の水上竜巻は陸上の竜巻のように強力（竜巻状）だが、大部分ははるかに弱く、異なる大気力学によって引き起こされる。通常、水蒸気を多く含み、陸風、近くの陸地からの摩擦収束線、地表の谷などの収束線に沿った垂直方向の風のせん断がほとんどない環境で発生する。 ^[32] 親雲は中程度の積雲のように無害な場合もあれば、雷雨のように激しい場合もある。水上竜巻は通常、親雲が発達する過程で発生し、地表近くの水平方向の風のせん断から地表境界を上方に移動するにつれて回転し、低層のせん断渦が発達中の積雲または雷雨と揃うと雲に向かって上方に伸びると考えられている。コロラド州東部全域で発生する陸地竜巻と呼ばれる弱い竜巻も同様の方法で発生するのが目撃されている。^{[33] 2003年9月下旬から10月上旬にかけて、}五大湖 の湖水効果帯に沿って竜巻が発生した。9月はフロリダ周辺での陸竜巻と水竜巻の発生と五大湖周辺での水竜巻の発生のピーク月である。^{[33] [34]}

サイクロン生成はサイクロンの弱化に関わるサイクロリシスの反対語です。この用語には、高気圧（高圧システム）に相当する「アンチサイクロン生成」があり、これは表面高圧システムの形成を扱っています。^[3]

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