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積乱雲(せきらんうん) / 入道雲

最終更新:2016-02-01 17:01 - kuranoken
基本情報
夏場の高い気温などの原因で発生した強い上昇気流によって積雲から成長して塔あるいは山のように立ち上り、短時間で大量の雨(いわゆる集中豪雨)をもたらす巨大な雲のこと。
雲底は非常に暗く、雲の下では激しい雨や雹・霰、冷たい突風がもたらされ、雲の内外で雷が発生するのが特徴。

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積乱雲
積乱雲
志賀・草津・四阿山・浅間 2016年08月12日 池の平湿原 雲上の別天地
積乱雲
積乱雲
積乱雲?

山の解説 - [出典:Wikipedia]

積乱雲(せきらんうん)とは、何らかの原因で発生した強い上昇気流によって積雲から成長して塔あるいは山のように立ち上り、雲頂が時には成層圏下部にも達することがあるような、巨大な雲のことである。積乱雲の鉛直方向の大きさは雲の種類の中でも最大であり、最高部から最低部までの高さは1万メートルを超えることもある。また、他に雷雲(らいうん)、入道雲(にゅうどうぐも)などの言い方がある。
基本雲形(十種雲形)の一つ。ラテン語学術名はcumulus(積雲)とnimbus(乱雲)を組み合わせたCumulonimbus(キュムロニンバス)で、略号はCb。
雲は輪郭がはっきりしていて、雲底は非常に暗く、雲の下では激しい雨や雹・霰、冷たい突風がもたらされ、雲の内外で雷が発生するのが特徴。降水量は乱層雲に比べて格段に多く、短時間で大量の雨(驟雨性の雨)を降らせるのが特徴。集中豪雨のほとんどが積乱雲によるものである。
積乱雲の発生原因は様々であるが、多くの場合は地上付近と上空の温度差がもたらす大気の不安定によって生じる(すなわち不安定を解消しようとして生じる)対流性の上昇気流によるものであるが、地形の影響を受けることもある。よって、積乱雲は多くの場合、地上と上空の温度差が大きくなる夏場に見られるが、日本海側では暖かい海面上に冷たい季節風が流れ込むことによって生じることもある。積乱雲は大きく発達した積雲(雄大雲)がさらに発達したものである。雄大雲がさらに発達すると雲内に氷晶(氷の粒)や霰が多く形成され、それらや雨粒が次第に落下して下降気流が発生するが、激しい上昇気流も分布している。このように対流活動が活発になり、氷晶や霰が形成されて激しい降水や雷を伴いやすくなったものを積乱雲と呼ぶが、雄大雲と雲頂が対流圏界面に達する前の段階の積乱雲を外観上で区別することは困難である。
また、雄大雲からニワカ雨(驟雨)が降ることもあるが、雷は伴わない。
積乱雲の雲頂高度は高緯度地域で4〜10km、日本を含む中緯度地域で5〜16km、低緯度地域で6〜19km付近に達し、たびたび航空機の航路上の障害物となる。
さらに、赤道付近など上昇気流の激しい場所では局所的に20〜22km程度の高さにまで成長することがある(これは一般的なジェット旅客機の巡航高度のおよそ2倍の高さ)。
雲頂高度が20km前後の巨大な積乱雲が観測されやすい場所として、オーストラリアのダーウィン沖が挙げられる。
 積乱雲は対流圏界面の高さまで達するほど鉛直方向のスケールが大きいが、通常の場合は積乱雲の雲頂が成層圏に突入しそこからさらに発達し続けることはない。したがって、対流圏界面が天井のような形になり、そこから雲はどんどん水平に広がっていく。全体的に見るとかなとこのような形をしていることから、この雲をかなとこ雲(anvil cloud、かなとこ巻雲と呼ばれる場合もある)という。
かなとこ雲は、その付近の低温によって氷晶で構成されている。雲が圏界面付近で成層圏に突入せず、水平に広がる理由は対流圏上部と成層圏下部の温度の違いによる。すなわち、対流圏上部では気温が-70℃前後であるのに対して成層圏下部はオゾン層の影響で相対的に気温が高い。この気温差によって雲頂は成層圏に突入することができず、圏界面を境に水平に広がる。かなとこ雲が発生しているということは、その積乱雲の活動が非常に活発であり、地上では激しい雷雨を伴う場合が多い。すなわち、かなとこ雲が発生している積乱雲は後に述べる積乱雲の成熟期の姿である。
また、積乱雲の多くはその雲頂あたりに、強いジェット気流の影響を受けて氷晶でできた巻雲などを伴う場合がある。この巻雲は「積乱雲の毛羽立ち」と表現され、毛羽立ちがあるものを多毛雲、ないものを無毛雲と呼ぶ。無毛雲と多毛雲は雲種の1つ。
積乱雲が広範囲を覆うと、その中は太陽光が遮られて暗くなり、時には日中でも夜のようになることがある。また、雲の中では激しい対流が起こっており、その下降気流が地上まで達してダウンバーストなどの突風を発生させたり、漏斗雲をともなった竜巻を発生させたりすることがある。

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