項目	亜熱帯ジェット気流	寒帯前線ジェット気流
緯度	北緯30°付近	北緯30〜60°付近（変動が大きい）
風速が極大となる高度	200hPa 付近	300hPa 付近
成因	ハドレー循環の上端で角運動量保存により形成	寒帯前線（中緯度の南北温度傾度）に対応
時間的・空間的変動	小さい（長時間平均でも明瞭）	大きい（長時間平均では不明瞭）
季節変動	冬季に最も強い	冬季に最も強い

上表のように、両者ともに 冬季に最も強くなる 点は共通していますが、現れる緯度と高度、変動の大きさが異なる のが大きな特徴です。

てるるん

亜熱帯ジェット気流は赤道側で高い高度、寒帯前線ジェット気流は極側で低い高度に現れるんだよ！

てるらん

低緯度の方が 圏界面が高くて、極側ほど 圏界面が低い から、そこに沿ってジェットの高度も変わるんだね！

本問の解説：(a) について

（問題）寒帯前線ジェット気流は、亜熱帯ジェット気流に⽐べて、⼀般に、⾵速が極⼤となる⾼度が低く、冬季に最も強くなる。

→ 答えは正です。

選択肢(a)は、風速が極大となる高度 と 冬季に最も強くなるか という２つの点について述べています。

それぞれを順番に確認していきましょう。

風速が極大となる高度について

亜熱帯ジェット気流 は 200hPa 付近、寒帯前線ジェット気流 は 300hPa 付近 に風速の極大が現れます。

気圧は高度が高いほど低いので、200hPa の方が 300hPa よりも高い高度に対応します。

したがって、寒帯前線ジェット気流の方が、亜熱帯ジェット気流よりも風速の極大が現れる高度が低いことになります。

これは、対流圏界面の高度が低緯度ほど高く、高緯度ほど低いことに対応しています。

低緯度では暖かい空気の上昇によって圏界面が押し上げられ、高緯度では極高気圧に伴う冷たい空気の沈降によって圏界面が引き下げられているためです。

では、なぜジェット気流は対流圏界面付近に風速の極大域ができるのでしょうか。

温度風の関係 によると、ある高度の地衡風と、その高度より上の地衡風との差（風速の鉛直方向の変化）は、その層の 南北温度傾度 に比例します。

対流圏では、低緯度ほど暖かく、高緯度ほど冷たいという南北温度傾度が常にあるため、高度が上がるほど西風（偏西風）は強くなっていきます。

ところが、対流圏界面より上の成層圏では、オゾンによる加熱などの影響で、対流圏のような明瞭な南北温度傾度がなくなり、高度とともに西風は弱くなっていきます。

このため、対流圏内で高度とともに強くなってきた西風が、対流圏界面付近で最大となる（風速の極大域ができる）のです。

亜熱帯ジェット気流・寒帯前線ジェット気流とも、こうして対流圏界面付近に風速の極大域ができるので、圏界面の高い低緯度側のジェット気流ほど高度が高くなります。

てるらん

圏界面の高さが、ジェット気流の高さを決めているんだね！

てるるん

そのとおり！圏界面の切れ目（ジェット気流の軸）に沿って高度が変わるんだよ！

冬季に最も強くなるかについて

ジェット気流の風速は、温度風の関係から、対流圏内の南北温度傾度の大きさで決まります。

冬季は、低緯度（暖かい）と高緯度（冷たい）の温度差が１年で最も大きくなるため、亜熱帯ジェット気流・寒帯前線ジェット気流のどちらも冬季に風速が最大 となります。

したがって、寒帯前線ジェット気流は亜熱帯ジェット気流に比べて 風速が極大となる高度が低く、冬季に最も強くなりますので、答えは正となります。

本問の解説：(b) について

（問題）ジェット気流の⾵速が下流の⽅ほど⼤きくなっている領域では、ジェット気流は等圧⾯上で等⾼度線を⾼度の⾼い側から低い側に横切ることが多い。

→ 答えは正です。

選択肢 (b) は、ジェット気流が 加速している領域（風速が下流ほど大きくなっている領域）での、ジェット気流と等高度線の関係について述べています。

この論点を理解するには、地衡風バランスと非地衡風 の考え方を押さえる必要があります。

地衡風バランスの復習

大気上層では、ジェット気流のような強い風はほぼ 地衡風 として吹いています。

地衡風とは、気圧傾度力 と コリオリ力 がつり合った状態の風で、等圧面上では等高度線に沿って吹きます（北半球では、等高度線の高い側を右に見て吹く）。

コリオリ力は風速とともに大きくなるので、地衡風バランスが成り立つには、気圧傾度力が大きい（等高度線の間隔が狭い）ところほど、風速も大きく ならなければなりません。

このため、等高度線の間隔が狭いところほど、地衡風は強く吹く という関係が成り立ちます。

ジェットストリークの入口で何が起きるか

下図は、ジェット気流の中で特に風速が強い部分（ ジェットストリーク ）を通過する空気塊の様子を表した模式図です。

ジェットストリークを通過する空気塊と左向きに励起される非地衡風運動 — 出典：北畠尚子『総観気象学（基礎編）改訂版』をもとに作成。
紫矢印：ジェットストリークを通過する空気塊の加速度。
赤矢印：左向きに励起される非地衡風運動。
入口左側・出口右側：地衡風の変化により励起された非地衡風成分で水平収束が起こる。
入口右側・出口左側：励起された非地衡風成分により水平発散が生じる。

上図のジェットストリークは、中央付近で風速が最大となり、その左右にジェット気流の入口と出口があります。

ジェット気流の風は西から東へ吹くので、図の 左側が上流、右側が下流 です。

本問の選択肢で問われている「ジェット気流の風速が下流の方ほど大きくなっている領域」とは、図の入口（左側）にあたります。

入口の中では、下流（東側）に向かうほどジェット気流の中心 J に近づくため、風速が大きくなっていきます。

下図は、この入口での力のバランスの変化を、より詳しく表したものです。

地衡風が加速する領域での非地衡風の向き — 出典：北畠尚子『総観気象学（基礎編）改訂版』をもとに作成。
地点A：はじめに、ジェットストリークに流入する以前の、地点Aにある空気塊では、気圧傾度力とコリオリ力がつりあって、地衡風バランスとなっている。
地点B：この空気塊が、ジオポテンシャル高度の傾度の大きい領域である地点Bに進むと、空気塊にかかる気圧傾度力が増大する。そしてこの気圧傾度力に対応した地衡風速も増大する。しかし、空気塊の速度（風速）はすぐには変わらないので、空気塊にかかるコリオリ力は前のままである。すると、地衡風バランスが崩れ、低圧部側へ向く非地衡風が励起される。この非地衡風がコリオリ力により右向きに曲げられ、高圧部側を右に見るような風速が増大する。これにより地衡風と同じ向きの風速が加速される。
地点C：これらにより、空気塊の速度が増大するため、空気塊にかかるコリオリ力も増大する。すると、増大した気圧傾度力とコリオリ力がバランスし、新たな地衡風バランスとなる。

上図の地点 A、B、C は、ジェットストリークの入口に沿って上流側（西）から下流側（東）に向かって A → B → C の順に並んでいます。

入口では下流ほどジェット気流の中心（J）に近づくため、A → B → C と進むほど等高度線の間隔が狭くなり、気圧傾度力が大きく、風速も大きくなっていきます。

地点 A：等高度線の間隔は広く、気圧傾度力もコリオリ力も小さく、両者がつり合った地衡風バランスが成立しています。
地点 B：等高度線の間隔が狭くなり、気圧傾度力が急に大きくなります。しかし、風速はまだ追いついておらず、コリオリ力は気圧傾度力より小さいままです。このため、気圧傾度力の向き（高圧側→低圧側、つまり等高度線の高い側→低い側）に余った力が働き、北向きの非地衡風 \(V_a\) が発生します。
地点 C：地点 B で生じた北向きの非地衡風 \(V_a\) に、コリオリ力（北半球では風向に対して直角＝右向き）が働きます。北向きの \(V_a\) には 東向きのコリオリ力 が働き、これが 西風 V を加速 させます。V が大きくなることでコリオリ力も大きくなり、再び新たな地衡風バランスが成立します。