極渦

周極渦、または単に極渦は、冷たい回転する空気の大きな領域です。極渦は地球の両極地域を取り囲んでいます。極渦は、他の低傾斜角の回転 惑星にも存在します。^{[1]極渦という用語は、}成層圏極渦と対流圏極渦という2つの異なる現象を説明するために使用できます。成層圏極渦と対流圏極渦はどちらも地球の自転方向に回転しますが、サイズ、構造、季節サイクル、天候への影響が異なる異なる現象です。

成層圏極渦は、高度 15 km から 50 km、極方向 50° 付近の高速でサイクロンのように回転する風の領域で、冬に最も強くなります。秋に極夜が始まり、北極または南極の気温が急速に下がるときに形成されます。極と熱帯地方の温度差が大きくなると強風が発生し、コリオリの力で渦が回転します。成層圏極渦は、極夜が終わる春に解消します。突然の成層圏温暖化(SSW) は、冬に成層圏渦が解消したときに発生するイベントで、地表の天候に大きな影響を与える可能性があります。^{[引用が必要]}

対流圏極渦は、対流圏ジェット気流の極側の領域として定義されることが多い。赤道側の端は約 40° から 50° で、地表から約 10 km から 15 km まで広がる。対流圏極渦は一年中存在するため、その年間サイクルは成層圏渦とは異なりますが、極地が最も寒くなる冬に最も強くなる点では成層圏渦に似ています。

対流圏極渦は、1853年に初めて記述されました。^[2]成層圏渦のSSWは、1952年に高度20 km以上のラジオゾンデ観測で発見されました。 ^[3]対流圏極渦は、2013年から2014年の北米の寒い冬にニュースや気象メディアで頻繁に言及され、極寒の温度の説明としてこの用語が普及しました。2021年には、米国中部の極寒の気温の結果として対流圏渦が一般の人々の目に留まりやすくなり、専門家はその影響を気候変動に関連付けています。^[4]

オゾン層の破壊は極渦内で最も激しく発生し、特に南半球では春に最大になります。

北極の対流圏渦が強いときは、形がはっきりしており、ほぼ円形です。極前線付近ではジェット気流が1つの渦に抑えられており、北極の空気はうまく閉じ込められています。この北の対流圏渦が弱まると、2つ以上の小さな渦に分裂します。そのうち最も強いのはバフィン島、ヌナブト準州付近で、その他の渦はシベリア北東部上空にあります。この渦が非常に弱いときは、北極の空気の流れが乱れ、大量の冷たい北極の空気が赤道方向に押し寄せ、急激な気温低下をもたらします。^[5]

2019年1月下旬に米国とカナダの大部分を襲った極寒は、「極渦」のせいだとされている。これは極渦という用語の科学的に正しい用法ではなく、むしろ弱まった極渦によって引き起こされる北極の冷たい空気の発生を指している。米国立気象局は、このような極端な気温では屋外にいるとわずか10分以内に凍傷になる可能性があると警告し、影響を受けた地域の何百もの学校、大学、専門学校が閉鎖された。米国では約21人が重度の凍傷で死亡した。^{[6] [7]}米国中西部の州では、風速が-50°F（-45°C）をわずかに上回った。極渦はヨーロッパにも影響を及ぼしたと考えられている。例えば、2013年から2014年にかけて英国で発生した冬の洪水は、米国とカナダに厳しい寒さをもたらした極渦のせいだとされた。^{[8]同様に、} 2009年から2010年、 2010年から2011年の冬にイギリスを襲った厳しい寒さも極渦のせいだとされた。^[9]

南半球の南極渦は、ロス棚氷の端、西経 160 度付近に見られる単一の低気圧帯です。極渦が強い場合、中緯度の偏西風(西から緯度 30 度から 60 度の間の地表レベルの風) が強くなり、持続します。極渦が弱い場合、中緯度の高気圧帯が極方向へ押し寄せ、極渦、ジェット気流、極前線が赤道方向へ移動します。ジェット気流は「曲がって」南に逸れるように見えます。これにより、冷たく乾燥した空気が中緯度の暖かく湿った空気と急速に接触し、「寒波」と呼ばれる急速で劇的な天候の変化を引き起こします。^[10]

オーストラリアでは、極渦は「極突風」または「極急降下」として知られ、南極から空気を引きずり込む寒冷前線で、ビクトリア州、タスマニア州、南オーストラリア州南東海岸、ニューサウスウェールズ州南半分など、オーストラリア南東部に雨、雪（通常は内陸部で、高地では吹雪）、突風、雹をもたらします（ただし、グレートディバイディング山脈の風上側のみで、風下側はフェーン現象の影響を受けます）。^{[11] [12]}

2 つの極渦の基部は中層および上層対流圏にあり、成層圏まで伸びています。その下には、冷たく密度の高い北極の空気が大量に存在します。極の冷たく乾燥した空気塊と、さらに南にある暖かく湿った空気塊との境界が、極前線の位置を定義します。極前線は、おおよそ緯度 60 度を中心としています。極渦は、赤道と極の間の温度差に依存するため、冬に強くなり、夏に弱くなります。^{[13] [自費出版のソース? ]}

極低気圧は、極気団の中に埋め込まれた低気圧帯で、一年中存在します。成層圏極渦は、亜熱帯ジェット気流より上の緯度で発生します。^[14]水平方向に、ほとんどの極渦の半径は 1,000 キロメートル (620 マイル) 未満です。^[15]極渦は成層圏から中層対流圏まで下方に存在するため、^[5]さまざまな高さ/圧力レベルを使用してその位置を示します。50 hPa の圧力面は、成層圏の位置を特定するために最もよく使用されます。^{[16]対流圏界面の高さでは、}温位の閉じた等高線の範囲を使用してその強度を判断できます。他の研究者は、500 hPa の圧力レベル (冬季の海抜約 5,460 メートル (17,910 フィート)) までのレベルを使用して極渦を特定しました。^[17]

極渦は夏に最も弱く、冬に最も強くなります。極渦が弱いときに高緯度に移動する温帯低気圧は、単一の渦を乱し、極気団内に小さな渦（寒核低気圧）を作り出します。 ^[18]これらの個々の渦は1か月以上持続することがあります。^[15]

熱帯地方の火山噴火は、その後2年間ほど冬季に極渦の強さを増す原因となることがある。^{[19]極渦の強さと位置は、その周囲の広い範囲の流れのパターンを形作る。}北半球でその大きさを測るために使用される指標は、北極振動である。^[20]

北極渦が最も強いときには渦は一つだが、通常、北極渦は細長い形をしており、サイクロンの中心は二つあり、一つはカナダのバフィン島上、もう一つはシベリア北東部上である。北極パターンが最も弱いときには、亜熱帯気団が極方向に侵入し、北極気団が赤道方向へ移動することがある。これは1985年冬の北極渦発生のときがそうであった。^[21]南極の極渦は北極の極渦よりも顕著で持続的である。北極では、北半球の高緯度に陸地が分布していることからロスビー波が発生し、極渦の崩壊に寄与するが、南半球では極渦の乱れは少ない。極渦の崩壊は、突発的な成層圏温暖化として知られる極端な現象であり、渦が完全に崩壊し、それに伴い数日間で30～50℃（54～90℉）^{[説明が必要]}の温暖化が発生する可能性があります。

極渦の増減は、極域における質量の移動と熱の移動によって生じます。秋には、極周風の速度が増し、極渦が成層圏に上昇します。その結果、極地の空気は一貫した回転気団、すなわち極渦を形成します。冬が近づくと、渦の中心が冷え、風が弱まり、渦のエネルギーが減少します。晩冬から早春が近づくと、渦は最も弱くなります。その結果、晩冬には、低緯度から侵入するより強い気象システムによって、渦の空気の大きな断片が低緯度に流される可能性があります。成層圏の最下層では、強い潜在渦度勾配が残り、その空気の大部分は、中層成層圏で渦が崩壊した後も、南半球では 12 月、北半球では 4 月まで極気団内に閉じ込められたままです。^[22]

北極渦の崩壊は、3 月中旬から 5 月中旬の間に発生します。このイベントは冬から春への移行を意味し、水循環、植物の成長期、および全体的な生態系の生産性に影響を及ぼします。移行のタイミングは、海氷、オゾン、気温、および雲量の変化にも影響します。成層圏の流れの構造の変化と対流圏からの惑星波の上方拡散により、極渦の崩壊の早い時期と遅い時期が発生しています。^{[説明が必要]}渦への波の増加の結果、渦は通常よりも急速に温暖化し、崩壊と春が早まります。崩壊が早い場合は、^{[説明が必要]}渦の残骸が残るのが特徴です。崩壊が遅い場合は、残骸が急速に消散します。崩壊が早い場合は、2 月下旬から 3 月中旬にかけて 1 回の温暖化期間があります。分裂が遅い場合、1月と3月の2つの温暖期があります。帯状平均気温、風、ジオポテンシャル高度は、早期分裂の前後で通常値からさまざまな偏差を示しますが、後期分裂の前後では偏差は一定のままです。科学者は、北極渦の分裂の遅れを、惑星波活動の減少、成層圏の突然の温暖化イベントの減少、オゾン層の破壊と関連付けています。^{[23] [24] [説明が必要]}

突然の成層圏の温暖化は、極渦の弱化と関連している。成層圏の空気のこの温暖化により、北極極渦の循環が反時計回りから時計回りに逆転する可能性がある。^[25]上空のこれらの変化は、下の対流圏に変化を強いる。^[26]対流圏への影響の一例として、大西洋の循環パターンの速度の変化があげられる。グリーンランドのすぐ南にある軟弱地は、下降流の最初の段階が発生する場所で、「北大西洋のアキレス腱」というニックネームが付けられている。極渦から伝わる少量の熱や冷却が下降流を引き起こしたり遅らせたりして、大西洋のメキシコ湾流や他の海流の速度を変えることができる。他のすべての海洋は大西洋の熱エネルギーの動きに依存しているため、地球全体の気候が劇的に影響を受ける可能性がある。極渦が弱まったり強まったりすると、波下1マイル以上の海の循環が変化する可能性がある。^[27]対流圏内で両極を冷却する暴風雨システムが強化されると、極渦が激化する。ラニーニャに関連した気候異常は極渦を著しく強化する。^[28] 極渦が強化されると、乾燥した成層圏の空気が下向きに侵入して渦核に入り、相対湿度の変化が生じる。渦が強化されると、渦付近の水蒸気濃度の低下による長波冷却が起こる。水分含有量の減少は、渦内の対流圏界面が低下し、乾燥した成層圏の空気が湿った対流圏の空気より上に位置することによって生じる。 ^[29]不安定性は、渦管、つまり渦度が集中する線が移動すると引き起こされる。これが起こると、渦輪はより不安定になり、惑星波によって移動しやすくなる。両半球の惑星波の活動は年ごとに変化し、それに応じて極渦の強さと温度が変化する。^[30]渦の周囲の波の数は渦の中心の大きさに関係しており、渦の中心が小さくなると波の数は増加する。^[31]

極地と中緯度の空気の混合の程度は、極夜ジェットの発達と位置によって決まる。一般に、渦の内側の混合は外側よりも少ない。混合は、冬の中層および上部成層圏の特徴である不安定な惑星波によって起こる。渦が崩壊する前は、高度420 km (261 マイル) 以上の強い障壁のため、北極極渦から空気が輸送されることはほとんどない。これより下にある極夜ジェットは、初冬には弱い。その結果、下降する極地の空気を逸らすことはなく、中緯度の空気と混合する。晩冬には、空気塊はそれほど下降せず、混合が減少する。^[32]渦が崩壊した後、渦外の空気は 1 か月以内に中緯度に拡散する。^[33]

極渦の塊は、最終的な温暖化期間の終了前に分離することがあります。その塊が十分に大きい場合、カナダ、米国中西部、中央部、南部、北東部に移動することもあります。極渦のこのような方向転換は、極ジェット気流の変位によって発生することがあります。たとえば、2013～2014年と2014～2015年の冬には、米国西部で極ジェット気流が著しく北西方向に流れました。これにより、西部では暖かく乾燥した気候となり、中北部と北東部では寒く雪の多い気候となりました。^[34]時折、グリーンランドブロックと呼ばれる高気圧の空気塊により、極渦が北大西洋上の通常の経路をたどらずに南に方向転換することがあります。^[35]

2001年の研究では、成層圏循環が気象レジームに異常な影響を及ぼす可能性があることが判明しました。^[36]同年、研究者らは弱い極渦と北半球の厳しい寒さの発生との間に統計的な相関関係を発見しました。 ^{[37] [38]}その後、科学者らは北極の海氷減少、積雪減少、蒸発散パターン、NAO異常、または極渦とジェット気流の構成に関連する気象異常との相互作用を特定しました。^{[36] [38]}

南極の極渦の化学的性質により深刻なオゾン層の破壊が引き起こされているが、その影響は2000年代以降弱まっている。2075年頃には1980年の水準に戻ると予想されている。^[80]極成層圏雲中の硝酸はクロロフルオロカーボンと反応して塩素を形成し、これが光化学的オゾン破壊を触媒する。^[81]塩素濃度は極地の冬の間に高まり、春に日光が戻るとオゾン層破壊が最大となる。^[82]これらの雲は、約−80℃（−112℉）以下の温度でのみ形成される。

北極と中緯度地域の間では空気の交換が大きいため、北極のオゾン層の破壊は南極よりもずっと深刻ではない。^[83]したがって、北極上のオゾン層の季節的な減少は通常「オゾンの凹み」として特徴付けられ、南極上のより深刻なオゾン層の破壊は「オゾンホール」と見なされる。とはいえ、2011年の北極の極渦による化学的オゾン破壊は、初めて北極の「オゾンホール」として明確に識別できるレベルに達した。^[84]

他の天体にも極渦が存在することが知られており、金星（二重渦、つまり極に2つの極渦がある）^{[85] 、} 火星、木星、土星、土星の衛星タイタンなどがある。

土星の南極は太陽系で唯一知られている高温極渦である。^[86]

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• 「極渦の背後にある科学」NOAA.gov (NASA) 2019年1月29日2019年1月31日閲覧。
• 「極渦とは何か？」NOAA SciJinks.gov (NASA) 。 2019年1月31日閲覧。
• 「極渦とは何か？」米国国立気象局。 2019年1月31日閲覧。
• Nash, Eric R.; Newman, Paul A.; Rosenfield, Joan E.; Schoeberl, Mark R. (1996). 「エルテルの潜在渦度を用いた極渦の客観的判定」Journal of Geophysical Research . 101 (D5): 9471–9478. Bibcode :1996JGR...101.9471N. doi :10.1029/96JD00066.
• Butchart, Neal; Remsberg, Ellis E. (1986). 「等エントロピー面上のトレーサー輸送の診断としての成層圏極渦の領域」。Journal of the Atmospheric Sc​​iences。43 ( 13): 1319–1339。Bibcode : 1986JAtS ...43.1319B。doi : 10.1175 /1520-0469(1986)043<1319:TAOTSP>2.0.CO;2。
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