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⓪予報士試験を勉強する前に理科の復習!

天気予報で「高気圧に覆われて、あすは晴れるでしょう」とよく聞きます。

なぜ高気圧に覆われると晴れるのでしょうか。今一度復習していきましょう。

高気圧とは

高気圧とは、周囲よりも気圧が高く、閉じた等圧線で囲まれたところをいいます。そのため、気圧が○○hPa以上であれば高気圧というわけではありません。
周囲よりも気圧が高いものの、閉じた等圧線がかけないところは高圧部といいます。

高気圧の言葉の定義はこちら(コトバンクにリンク)

高気圧の風の仕組み

高気圧に覆われている所では、上空から地上に空気が移動する「下降気流」が発生して「晴れます」

…と言われても、なぜ高気圧になると風が下向きに吹くのでしょうか。そこから考えていきましょう。

高気圧のところは気圧が高い=空気がたくさんあって、重たくなっています。

一方、低気圧は気圧が低い=空気が少なく、軽くなっています。

ただ、こうなると、高気圧のところで言うと、空気は満員電車に乗っているようなものなので、自然に空いている空間(電車)に乗り換えようとします。

この空気が移動することで「風」が生じます。

高気圧から低気圧に向かって空気が移動することで風が生じますが、その風はどうなるでしょうか。

いろいろな方向から風は吹いてくるので、風がぶつかることになります。

では、その風はどこに向かうのか。

低気圧の空間でも高気圧の空間でも、私たちは地表にいるので、風は地表よりも下に向かっていくことができません。

低気圧のところに風が集まると、自然と風がぶつかって、その風は上昇するしかなくなります。

一方で、高気圧はどんどんと空気が移動していくので、それを補充しようとします。

そうなると、地表から風が吹いてくることはできませんので、上空から空気が移動してきます。

これが下降流となります。

なぜ下降流だと晴れるのか

では、なぜ下降流だと晴れるのでしょうか。

風が下向きに吹くということは、上空にあった雲や水滴も一緒に下降します。

同じ地点の上空と地表付近だと、地表付近のほうが気温が高いです。

雲粒である氷の粒は気温が高くなると、溶けて雨になり、その雨もさらに気温が高くなると水蒸気になって目に見えなくなります。

つまりは雲や水滴は蒸発して消えてなくなるため、晴れます。

気象予報士試験の学科一般ではそういった天気の「理屈」の理解を求められていきます。

日本付近の高気圧の種類

日本付近によくあらわれる高気圧は4つあります。それぞれ、暖かい空気でできていたり、冷たい空気でできていたり、気質が違います。高気圧に覆われるのか、その縁に当たるのか、その高気圧との距離などによって、天気もまったく変わります。

穏やかに腫れたり、灼熱の暑さになったり、寒くなったり、雪が降ったり。同じ高気圧でも現象はさまざまです。

日本付近の高気圧の種類:移動性高気圧、太平洋高気圧、オホーツク海高気圧、シベリア高気圧

移動性高気圧とは

「移動性高気圧」とは、そのものずばり「移動」する「高気圧」です

春と秋はこの「移動性の高気圧」が通過することが多くなります。この移動性高気圧と低気圧が交互に来ることで、「三寒四温」が起こったり、「春に3日の晴はなし」といったように、晴れの日、雨の日が交互に来て、周期的に変わりやすい天気になります。

移動性高気圧はなぜ移動するのか?

移動性高気圧が移動するのは「上空の風に流されているから」です。

日本付近は「偏西風」と呼ばれる上空に強い西風(方角的に西⇒東へと吹く風)が吹いています。

「西から天気は下り坂でしょう。」

「西から天気は回復して、晴れる所が多くなるでしょう。」とよく天気予報でも聞くように、日本周辺は天気は西から東へと変わっていくことがありますが、これはこの偏西風があるからです。

この風に流された高気圧や低気圧の影響で、西から東に向かって天気が変化しているのです。

移動性高気圧の時速は

移動性高気圧の時速はだいたい40キロ~50キロ(1時間に40キロ~50キロ移動する)です。

自動車がゆ~っくり進むスピードくらいでしょうか。

その時速で日本を横断している感じです。

(ちなみに、気象予報士試験では低気圧の移動速度を求める問題なども出題されます。)

移動性高気圧

移動性高気圧の大きさは平均すると1000kmくらいです。

1000kmは北海道~東京、もしくは東京~福岡くらいの大きさですので、かなり大きいですよね。

この1000kmの大きさの移動性高気圧が時速40キロ~50キロで進むので、移動性高気圧に覆われだすと1日くらいは晴れの天気が続くことになります。

太平洋高気圧とは

日本の南に広がっている「太平洋」に中心を持つように現れる気圧が高いところが「太平洋高気圧」です。

夏になるとこの「太平洋高気圧」が日本付近にも張り出してきます。この太平洋高気圧に覆われると「晴れて暑く」なります。

太平洋高気圧はほとんど移動することはありません。場所的に上空の風に流されることはないので。

ただ、大きくなったり、小さくなったりします。

移動性高気圧は大きさはほぼ一定の大きさ、一定の時速で移動するのですが、太平洋高気圧は同じ場所で大きくなったり、小さくなったりします。

また、台風はこの太平洋高気圧の縁に沿って移動するので、この太平洋高気圧の中心がどこにできるのか、大きさによって、日本に近づいたり上陸したりと進路が変わってきます。

シベリア海高気圧とは

ロシア連邦にある「シベリア」という地域に中心を持つ高気圧です。地形の影響によって、このシベリアに寒気が溜まりやすくなるため、冬場になるとよくあらわれる高気圧です。

日本から離れたシベリアにできる高気圧の影響の受けるの?と思われるかも知れません。

が、この低気圧、とても大きくて、一度現れるとがんこなほど居座るので、日本でもとても影響を受けます。

ちなみに、ロシアに出兵したナポレオンが寒さに苦しめられたという話がありますが、まさにそれがこのシベリア高気圧。

ナポレオンはこのシベリア高気圧の寒さを舐めて、さほど重装備でなく出兵したため、寒さに退散したそうです。

この高気圧の影響で、日本付近は「西高東低」の気圧配置になって、日本海側に雪が降りやすくなります。

オホーツク海高気圧とは

シベリア高気圧が冬にできる高気圧ですが、オホーツク海高気圧は春~夏場にできる高気圧です。日本の東海上にある「オホーツク海」に中心を持ちます。特徴としては「背が低い高気圧」です。

夏場なのにオホーツクの冷たい海で冷やされた冷たい空気でできてるので、北海道から東京にかけての太平洋側に冷たく湿った風が吹きつけます。

この高気圧は冷たい空気でできているのでとても重たくなっています。

なので、地表に近い下層部分にしか高気圧ができません。

ですので、東北地方にある高い山(せきりょう山脈)を超えることができないため、影響をうけるのはほとんど太平洋側になります。

東北や北海道ではこのオホーツク海高気圧から噴き出す冷たい風のことを「やませ」と呼んでいます。

時期的にこれから日照が必要な5月から7月にかけて現れやすいため、漁業や農業にとってはとてもやっかいな現象です。このオホーツク海高気圧からの冷たい風が長く続くと、コメ不足などにもなり、昔から米騒動などが起こっていました。

なお、位置的にも東京より西には影響が出ません。ですので、西日本の方は天気予報でもほとんど聞くことはないのですが、予報士試験では出題されることもありますので、現象としては勉強しておきましょう。

気象予報士試験では「ここの気圧(きあつ)は何ヘクトパスカルでしょう」などと、「気圧を知っていて当たり前」とのごとく、「気圧」が登場します。「高気圧」「低気圧」などはよく天気予報でも耳にしますよね?

では、その「気圧」とは、なんだったでしょうか?中学理科で習ってますよ!!思いだしておきましょう。

気圧とは

気圧の言葉の定義はこちら(コトバンクにリンクしています)

気圧とは、大気にどれだけ「圧力」があるか、その「圧力」がどれくらい強いのかを表しています。

また、気圧は、簡単に言えば空気の重さです。

目には見えませんが、空気にも重さがあり、私たちの体は空気から圧力を受けています。

ですので、「高気圧」の時には、とても重たい空気が頭の上にあり、一方で「低気圧」が近くにある時は体の周りの空気は軽くなっています。

日本語で「高気圧に覆われている」というと、晴れるし、なんとなく、おだやか~に感じますが、英語で言うと「Hight Pressure」=高い(大きい)プレッシャーかけられてますという意味ですよね。

そして、気象現象を考慮せずの条件ですが、一般的に私たちが住んでいる地表付近の気圧はだいたい1000hPaくらいです。一方で、富士山など高いところに登ると頭の上から宇宙までの空気は少なくなりますので、気圧は低くなります。だいたい100mごとに10hPa気圧が下がりますので、富士山山頂では気圧は630hPaくらいになります。

よく山の上に行くとポテトチップスの袋が膨らむ、という話を聞きますが、それがこの気圧の差です。

地表付近では重たい空気に押されているので、ポテトチップスの袋は膨らみません。

一方で、山の上では空気が押す力が弱いので、ポテトチップスの袋の中の空気のほうが圧力が強くなり、外に向かって動こうとするので膨らみます。

気圧を表す単位はいくつかありますが、気象予報士試験で使われる単位は「ヘクトパスカル(hPa)」です。(ヘクトは100という意味で、1hPa=100Paです)

1992年までは日本ではミリバール(mbar)を使用していましたが、今は国際単位のパスカルを使用しています。

日本付近の天気図に現れる気圧はだいたい、900hPa~1020hPaくらいの高気圧や低気圧です。

高気圧と呼ばれるのは多くは1000hPaくらい。低気圧は900hpa台が多くなります。

ちなみに、日本周辺の平均気圧は1013hPaです。

では「高気圧」「低気圧」の定義はなんでしょうか。

高気圧とは

高気圧とは、周囲よりも気圧が高く、閉じた等圧線で囲まれたところをいいます。そのため、気圧が○○hPa以上であれば高気圧というわけではありません。
周囲よりも気圧が高いものの、閉じた等圧線がかけないところは高圧部といいます。

低気圧とは

低気圧とは、周囲よりも気圧が低く、閉じた等圧線で囲まれたところをいいます。そのため、気圧が○○hPa以下であれば低気圧というわけではありません。
周囲よりも気圧が低いものの、等圧線が閉じておらず、中心が特定できないようなところは低圧部といいます。よく「気圧の谷」と天気予報で聞くことがあると思いますが、低気圧とまでは言えないまでも気圧が低い部分を「気圧の谷」と言います。

つまり、

高気圧、低気圧とは「周りに比べたら高いか、低いか」になります。

高気圧・低気圧の種類

そして、低気圧・高気圧にもさまざまな種類があります。

低気圧:温帯低気圧、熱帯低気圧(台風)、寒冷低気圧、南岸低気圧
高気圧:移動性高気圧、太平洋高気圧、オホーツク海高気圧、シベリア高気圧

気象予報士試験で使う気圧面

気象予報士試験では、地上の気圧などの情報が載っている「地上天気図」だけでなく、その上の大気の層を気圧で切り取った「高層天気図」を用いて問題が出されます。

850hpa図(高度約1500m 富士山の3合目あたり) 

700hpa図(高度約3000m 富士山の7合目当たり)

500hpa図(高度約5500m 富士山を超えて、富士山を見下ろせる高さ)

高層天気図は気象庁のHPに掲載されていますので興味がある方はこちら(気象庁HPにリンク)

気象予報士試験で使われる天気図は地上天気図、高層天気図です。代表的なものをいくつか紹介します。

地上天気図

高気圧や低気圧の位置、進むスピードなど全体的な気圧配置を確認します

850hpa天気図

等温線(同じ温度を線で結んでいる)が表示されていますので、850hpaでの温度や、風向きを確認します。斜線が引いてあるのは700hpa面での上昇流があるところです。

700hpa天気図

気温と湿域を見ます。点線の箇所は湿っている=雲が発生していると判断します。

500hpa図

強風軸(上空の強い風はどこで吹いているか)を見つける時などに使います。

前線が近づくため、雨が降るでしょう。

前線が停滞するため、雨が続きそうです。

天気予報で高気圧、低気圧に続いてよく聞かれる単語です。

温暖前線は丸いマーク、寒冷前線は三角マーク。

懐かしい理科の知識を思いだしますね。

予報士試験では高層天気図を見せて、「では、どこに前線がありますか?」という問題が出されます。

では、そもそも前線は何なのか。確認していきましょう。

前線とは

天気予報で使われる「前線」とは、性格の違う空気の境目の腺(ライン)のことを言います。よく使うのは空気の温度の差ですが、湿度の差でも前線は発生します。

前線の言葉の定義「コトバンク」気象庁HP「天気予報等で用いる予報用語

前線の種類

前線には4つの種類があります。温暖前線、寒冷前線、閉塞前線、停滞前線があり、それぞれ違った構造があり、もたらす天気現象も変わります。一つずつ見ていきましょう。

温暖前線

地表面が温められるなど、なんらかの影響で低気圧ができたとします。

そうすると、上昇流が発生していますので、空気は軽くなっていて、周りよりも温かくなっています。

低気圧は上空の強い西風に流されることが多いため、暖かい空気が西の方向、図でいうと右の方向に移動しようとします。

そうすると、暖かい空気は冷たい空気よりも軽いので、冷たい空気の上にのっかろうとします。

その現象が起こっているラインを「温暖前線」と言います。

「温かい空気がどんどん移動してくる」ので、「温暖前線」と覚えましょう。

温かい空気は軽いので動きはのんびりしていて、ゆっくりゆっくり冷たい空気の上に登ろうとします。

じわじわ空気が這い上がるため、雲はランダムに、乱れるようにできます。そう、温暖前線が通過するときに発生するのが「乱層雲」です。

乱層雲は水平に広がりやすいので、温暖前線が通過する時には、雨の降り方は比較的弱くて、しとしとと長く続くのが特徴です。

寒冷前線

一方で、低気圧が通過すると、暖かい空気があったところに、その空気より冷たい空気が運ばれてくることになります。

その寒気が進出してきているラインを「寒冷前線」と呼びます。

寒くて冷たい空気が流れ込んでくるので「寒冷前線」と覚えましょう。

冷たい空気は重いため、まるでブルドーザーが突っ込んでくるかのように、ぶつかるとかなり衝撃があります。

この冷たい空気が温かい空気の下に潜り込もうと、どーんとぶつかってくるので、暖かい空気はぽんと上空に投げ出されます。

このため、雲が一気に発達します。寒冷前線が通過する際には積乱雲と呼ばれる背が高い雲が発生し、短時間に強い雨が降りやすくなります。

閉塞前線

寒冷前線は温暖前線にくらべてスピードが速く、どんどん西に移動します。

ですので、のんびりしている温暖前線はいつの間にか寒冷前線に追いつかれてしまいます。

その時にできるのが閉塞前線です。閉塞前線ができ始めると、空気も均一になりはじめ、低気圧ももうすぐ消滅する段階になっています。

停滞前線

温暖前線、寒冷前線、閉塞前線は低気圧に伴ってできることが多く「移動する前線」なのですが、停滞前線のみでき方が違います。また、移動せずに同じ場所に停滞するため、大雨が長引いて被害が大きくなることがあります。

停滞前線で一番よくみられるのは梅雨の時期にできる「梅雨前線」です。

南にある太平洋高気圧と、オホーツク海高気圧や、中国大陸からの乾いた空気など、太平洋高気圧と性質を違った空気との境目にできます。

この空気がどれだけ強いかによって、前線の位置は変わりますが、風に流されて移動するなどのことはないため、ほとんど同じところで停滞する特徴があります。

①大気の構造

「熱帯のほうが温度が高くなるので、空気が膨張して、圏界面が高くなる」という順番になります!

・熱帯のほうが温度が高い
・空気が膨張する
・(押し上げられて)圏界面が高くなる。

このあと「層厚」(層の厚さ)という用語がしつこく出てくるようになります
「層の厚さ」が大事になります
この概念を忘れないでください

あと、モノを暖めたら膨張する 冷やしたら小さくなる
など、身近にあって簡単にわかる常識みたいなものが
気象の世界を理解するのにカギになることが結構あります
わからないことがあったら、そこに戻るのがいいかもしれません

湿った空気と乾いた空気では気温減率が違います。 乾いた空気は1キロで10度、湿った空気は1キロで5度変化します (その平均が気温減率6.5度/kmなのです) なので、上空の同じ高さの乾いた空気と普通の空気を100メートルだけ下げてみましょう 乾いた空気のほうが1度高くなりますが、普通の空気は0.6度しか低くなりません。 ということは、乾いた空気の方が温度が高いので軽いわけで、上空にとどまるしかないのです。 実は上空の冷たい空気がその高さにあるのは気圧が低いだけで、 気圧を同じにすると、上空の気温と地上の気温を比べると、上空の空気のほうが温度高い場合もあるのです。ですので、常に大気の状態が不安定というわけではありません。

熱圏では大気に含まれていた分子が紫外線やX線に当たって、光解離、光電離が発生し原子や分子、イオン、電子などがバラバラになっている濃度の濃いところを「電離層」と言います。

そして、
光解離とはー0.1〜0.2μmの紫外線にあたって分子(O2)が酸素原子(O)になること。


光電離とはー0.1μm以下の紫外線にあたって原子(NやO)がイオン化し、電子が放出されること、です。



つまり、光解離では
・紫外線の波長が大きいため、分子が原子になります。


そして、光電離では
・紫外線の波長が小さい 原子がさらにバラバラになります。

もう少し説明すると、分子はO2とかCO2とかO3などの「原子が組み合わさったもの」ですが、原子はCとかOとかNとかの単体です


まとめますと、光解離で、大きめの波長の紫外線で分子が原子へとバラバラになり、光電離で更に小さい波長の紫外線で原子がさらにばらばらになって小さくなるというイメージです。

最終的に温度が上がるか、下がるかは 加熱の量と放射の量のバランスで決まります。オゾンと酸素については授業で習った「純酸素モデル」のように 紫外線というきっかけが持続することで、熱の放出も持続します。成層圏ではそれが機能しますが、中間圏ではそれがないため放射の量が多く、気温が下がってしまいます。

まず、春と秋を説明する前に夏と冬の説明から
夏は「夏の太平洋高気圧」が日本列島を覆って支配します
晴れて暑い日が続きますね
逆に冬は気温のめっちゃ低い「シベリア高気圧」が支配するため冬は寒いのです
特に冬型の気圧配置になったときは
縦縞の等圧線に沿って北西風によって寒気が入ってきて、
日本海側を中心に雪を降らせます

夏と冬の中間に「春」と「秋」があるわけですが、
言ってみれば、春と秋は
夏の横綱である太平洋高気圧と
冬の横綱であるシベリア高気圧が
日本の上空で拮抗、がっぷり四つに組んでいる状態です
気象学的に言えば、
夏の暖かい空気と冬の冷たい空気の境目が日本付近にあります
日本より北の方では寒気が優勢
日本より南の方では暖気が優勢ということです

さて、地球というのは素晴らしくて
私達が地球上で住みやすくするために、温度調節をしてくれています
赤道付近に太陽のエネルギーが集中しやすいので熱くなります
一方北極や南極に近い方は太陽のエネルギーがあまりないので寒いです
で、赤道との温度差が生まれます
その温度差を
大気や海流などの動きで混ぜることによって、
地球上をできるだけ同じような気温にしようとしてるわけです
最近のわかりやすい例で言えば「サーキュレーター」
あるいは、お風呂を入れて数時間放っておけば
上の方が熱くて、下のほうがぬるく冷たくなるのですが
それを風呂おけで混ぜるようなイメージですね

そしてもう一つ温度調節をしてくれるものがあります
それが「低気圧」です
日本列島は、春や秋には
北と南で温度差ができやすいのですが、
その暖かい空気と冷たい空気の境目に「前線」ができます
その境目の温度差が大きくなると
低気圧が発生して、暖気を北に、寒気を南に流して混ぜることによって
「温度差」を解消してくれるんです
その仕事をした「低気圧」が東に遠ざかったあと
「高気圧」がやってくるイメージで考えてください
で、高気圧がやってくると南の方に熱が溜まりやすくなるので
また日本付近を境に温度差が生まれる
するとその温度差を解消するために低気圧が発生してやってくる…
春と秋はその繰り返しなのです

②水の状態変化

もの温めたり冷やしたりするには外から熱を加えたり冷やしたりします

物体に外から熱を加えると膨らみますね
逆に冷やすと縮みます

外から熱というエネルギーを与えることで、「膨らむ」という仕事をするわけです
逆に熱というエネルギーを減らすことで、「縮む」という仕事をするわけです

さて、ご質問の本題です
気象学でよく出てくる「断熱変化」という分です

ある空気の塊(かたまり)が何らかの原因で上昇したり、下降するときは
先程のような外部との熱のやり取りを無視することができます
その時、押さえておきたいのが
上昇して高度が上がると、気圧が低くなります
下降して高度が下がると、気圧が高くなります
(気圧はその場所における空気の重さです
 高いところだと、それだけ押さえつける空気の量が少なくなるからです)

まず空気塊が上昇すると気圧が下がります
気圧が下がると空気塊を押さえつける力が弱くなり
空気塊が自動的に膨らみます
しかし膨らむためにはエネルギーが必要です
先程は「加熱」というエネルギーがありましたが、いまありません
そのため空気塊がもともと蓄えているエネルギーを使うのです
(内部エネルギーといいます)
そのエネルギーを使うため、温度が下がるのです

一方、空気塊が下降すると気圧が上がるため
空気塊を押さえつける力が働きます
そのため体積が小さくなります
先程の「膨張するために空気塊のエネルギーを使う」と逆の現象が起きます
「収縮するため逆に空気塊にエネルギーが蓄積」されるため気温が上がるのです

2.5×10⁶×30の計算の仕方ですね

気象学など物理が絡むものについてはものが大きすぎたり、小さすぎたりするので
2.5×10⁶という表現を使います

10⁶はわかりますよね? 10の6乗、10×10×10×10×10×10=1,000,000=100万です
2.5×10⁶は250万という意味です
6のところがマイナスのこともあります
2.5×10⁻²は2.5/100(あるいは2.5×0.01)で
0.025の意味です

この表記には慣れてほしいです
ポイントは
最初の数字が必ず1の位からスタートします
25×10⁵でも間違いではないのですが
必ず2.5×10⁶にします

さて
2.5×10⁶×30の計算ですが
2.5×30から計算します
=75です
75はさっきの法則から行くと7.5×10とも書けます
なので
7.5×10×10⁶=7.5×10⁷になります

繰り返しですが慣れです
計算も数字のところと10を分ければいいので
慣れたら楽になりますよ

対流混合層での未飽和の空気塊は対流で混合されているので「一定」です
さすがに気温が下がっているので
対流混合層上端付近ではほぼ飽和に近い状態です
移行層で、さらに気温が下がったり過飽和になると
ちょっとしたはずみで凝結し雲が発生するので混合比が減っていくわけです

③降水過程

水滴の径(直径とか半径)が小さいほど表面張力が強くなり、
水滴が壊れやすい=蒸発しやすい です。

さて
ご質問の件
「水滴に対する飽和水蒸気圧は水滴の表面張力の影響で水面に対する値より大きい」ということについてです

まず「飽和」=空気に限界まで水蒸気が含まれている状態です
また「飽和水蒸気圧」=空気が限界まで水蒸気を含んだときの水蒸気圧です

さて飽和について水の入ったコップで考えましょう
コップに水が溢れないぐらいでたっぷりはいっている状態が「飽和」です
こぼれると「凝結」というわけです

これで考えた場合「飽和水蒸気圧(量)」の大小は
言ってみれば「コップの大きさ」なわけです
・コップが大きいと「飽和」しにくい 「凝結」しにくい
・コップが小さいと「飽和」しやすい 「凝結」しやすい
ということですよね?

ここで「水滴」と「水面」の比較を考えましょう
(「水面」は「大きな大きな水滴」と考えてもいいかもしれません)
「小さな水滴」は蒸発しやすいです
表面張力の影響で水滴が壊れやすく、まんま蒸発するものも多いのです
「水面」はそれに比べて蒸発しにくいです

「小さな水滴」は
「蒸発しやすい」=「凝結しにくい」ということが言えます

飽和して水滴であり続けるためには、凝結しつづけなければいけません。
飽和水蒸気圧(量)が大きいから、
限界の水分量も多くないといけないわけで、
そこに至るまでに表面張力の影響で水滴が壊れて蒸発するわけです

凝結しやすいということは飽和水蒸気圧(量)が小さく、わずかな水分量でいいわけです
「飽和水蒸気圧」が大きいから「飽和しにくい」ということになります
「水面」は逆になります

気象用語的には
微小な浮遊水滴により視程が1km未満の状態
が霧なのですが

雲が地上まで届くと「霧」になります

④大気の放射

放射平衡についてですが、「真空の」地球表面で受ける太陽放射(短波放射)と
赤外線で放射する地球放射が等しい=平衡(釣り合う)とするものです。
また、この計算で用いられる「アルベド」は地球に届く単位時間、単位面積あたりの放射エネルギー対するものです
(=太陽定数)
そして0.3になるのは太陽から地球に入射する角度で発生するものです

当然、地球は大気があって、地表面や大気、雲などいろいろな要因でエネルギーを宇宙に放射しています
その、アルベドも0.3。同じアルベドですが、ちょっと意味合いが違うのです

紫外線(太陽放射・短波放射)自体は大気を暖めません
成層圏ではオゾンが多いのですが
そのオゾンが紫外線を吸収して発熱するため、その熱が大気を暖めます
対流圏は紫外線を吸収するものがほとんどないのです
繰り返しになるのですが
紫外線自体は大気をあたためることはありません

詳しく説明すると
大気を組成するいろいろな物質のなかで
紫外線や赤外線を吸収するもの、放射するものがそれぞれあります
そのバランスで大気の温度が決まってきます

成層圏の熱源はご指摘の通り「オゾン」です
「オゾン」は紫外線を吸収し、発熱するのですが
紫外線を受けることで分解することもあり、対流圏にはほぼ存在しません

逆に大気圏での主な熱源は水蒸気や二酸化炭素になります
しかも「紫外線」の影響というよりは
地球が放射する「赤外線」を吸収することで温まります
厳密に言えば酸素分子など一部のところで紫外線吸収があるのですが
水蒸気や二酸化炭素の吸収(それによる発熱)は
それを無視できるぐらいのものです

おっしゃるとおりです。
青い空は、可視光のうち青系以外の色が散乱され、残った青い光を。
夕焼けのような赤い空は、可視光のうち赤系以外の色が散乱され残った赤い光を見ているということです。

⑤⑥熱力学

「顕熱」
熱エネルギーのやりとりや移動が伴う熱です
例えば
・ストーブにあたったら暖かい
・雪国に行ったら寒い
・湯豆腐を食べたら口の中が熱くて…
・かき氷を食べたら口の中が冷たくて…

これはすべて「顕熱」です
・ストーブの熱エネルギーが空気中を移動して感じることができたため
 あたたかくなったのです
・雪国の雪や氷、冷たい空気の冷たさが空気中を移動して感じたためです
以下略…

「潜熱」は物質、
気象の世界では、「水・H2O」の変化によって発生、消費する熱です
水は、氷(個体)、水(液体)、水蒸気(気体)に変化しますが
その「変化」のときに、「熱」が発生、あるいは消費します

たとえば、「氷が浮かんだジュース」があります
①氷は暖かい室内で、その室内の暖かさという「顕熱」をうけて溶けます
②「氷の0℃」から「水の0℃」に変わるときに「潜熱」を消費します
 (融解熱)
逆で言えば、冷蔵庫の中で作られる氷です
①水は冷蔵庫の中で、冷たい空気という「顕熱」をうけてこおります
②「水の0℃」から「氷の0℃」に変わるときに「潜熱」を発生させます
(凝固熱)

これらの熱は基本的に、これらの水の変化でのみのやりとりになります

ちょっと考えてみましょう
ある飽和していない空気があって
ある部分を切り取ると水分が4つ入っているとしましょう

ここで
先ほどと同体積の空気塊を
(同体積ですから同じように水分が4つずつ入っているとします)
2つチョイスして
片方は温め、片方を冷やしたとします

冷やした方は体積が小さくなります
飽和ですが凝結させないこととして
水分は4つぎりぎり保持したままにしましょう

ここで、
・冷やして小さくなった空気塊
・もともとの空気塊
・温めて大きくなった空気塊
を比べます
それぞれ水分4つを含み
均等に配置されているとします

一部を取り出すのはめんどくさいので
一番小さい空気塊(ギリギリ水分4つ分)の体積を基準にしましょう
・もともとの空気塊
・温めて大きくなった空気塊
それぞれ、一番小さい空気塊と同じだけの体積を取り出して比べましょう

・冷たい空気塊   水分4つがパンパン
・もともとの空気塊 水分2つか、2つ半
・温めて大きい空気塊 水分1つか1つ半

これでわかりますね
冷たい空気は密度が大きい=含まれている水分が多い=重い
その次にもともとの空気
暖かい空気は密度が小さく=含まれている水分が少ない=軽い

このように
密度を考えるときは体積を共通にしてあげて考えてあげると
わかりやすくなりますね

まず、乾燥断熱減率とは何かを抑えておく必要があります。

大気は、上昇や下降によって良くかき混ぜられた状態にあるので、断熱膨張・断熱圧縮が起こり、自然と上下に温度差ができます。そして、その高さによる温度の変化の割合が乾燥断熱減率です。

比較として、水の場合を考えると、上下に温度差がある水をかき混ぜると上下に均一な温度になります。この上下に均一な水の温度の状態(水温一定)が、大気の場合の乾燥断熱減率になります。

水の場合、この水温一定を基準として、水が上ほど冷たく下ほど暖かいと、対流が起き不安定な状態となります。逆に水が上ほど暖かく下ほど冷たいと対流が起きず安定な状態となります。

つまり、大気の場合の乾燥断熱減率と水の場合の水温一定は、同じ均一な状態を指すと言えます。

なので、大気が乾燥断熱減率より気温減率が大きい時は、水が上ほど冷たく下ほど暖かい時と同じような状態となり、対流が生じて不安定な状態となります。一方、大気が乾燥断熱減率より気温減率が小さい時は、水が上ほど暖かく下ほど冷たい時と同じ状態となり、対流が起きず安定な状態となります。

よって、乾燥断熱減率より気温減率が大きいと不安定、小さいと安定ということになります。

要するに、ここで述べられている「安定・不安定」は、未飽和な空気を前提とした時の、乾燥断熱減率を基準とした「安定・不安定」を表現したものに過ぎません。

一方、「絶対不安定・条件付き不安定・絶対安定」は、上昇下降する空気塊の温度と周りの大気の温度との関係や飽和・未飽和を考慮した場合の分類なので、区別して考える必要があります。

まずは密度を復習しましょう。

「単位体積あたりの重さ」が「密度」です

添付の画像で考えましょう。


密度はどちらが大きいか小さいかは一目瞭然ですが計算してみましょう
2m立方の容器に
1kgの塊が、①は2コ ②は10コ入っているとします
①(2コ×1kg)÷2m³
=1kg/m³
②(10コ×1kg)÷2m³
=5kg/m³

②の方が密度が大きいということがわかりました

「密度」は「単位体積あたり」ということで
「体積が基準」でした

比容は
「比容積」「比体積」ともいいます
「比容」は中身が基準です
1kgの物体あたりの「体積」
「単位質量あたりの体積です」

わかりやすくするために図にします。


1kgの水玉が専有できる容積・体積です
①の箱には水玉が2コしか入っていないので
1個あたりの水玉が専有できるスペースは半分ずつ
②の箱には水玉が10コも入っているので
1個あたりの水玉が専有できるスペースは10分の1しかありません
これが「比容」であり「密度の逆数」と言われる理由です
念のため計算しておくと
①2m³÷2kg=1m³/kg
②2m³÷10kg=0.2m³/kg
こんな感じです

さて気象予報士試験で比容がどこで出てくるかは、熱力学の第一法則(テキスト)のところで出てきます
が、比容がどういうものかということさえわかっていればおそらく解ける問題がほとんどのように思います

温位は、不飽和空気塊の性質を考えたり、比べたりする時、
相当温位は、飽和・凝結している空気塊の性質を考えるときに便利な物理量です

さて、何でもそうなのですがまずは「言葉の意味=定義」を正確に捉えましょう

①温位
ある空気塊を乾燥断熱的に1000hPaまで下げた温度


②相当温位
・空気塊が含む水蒸気がすべて凝結・放熱して昇温する効果
・基準気圧1000hPaまで断熱変化した時の断熱昇温効果

以上、2つの効果考えた温度(の値)
要は「温位+空気塊が含む水蒸気がすべて凝結し昇温する効果」です。

とにかくまずは温位と相当温位の意味を確実に押さえてください

まず、温位から考えていきましょう

温位は、「断熱変化をする限りその物理量は保存」されます
要は「(ある)温位の値は、乾燥断熱変化をする限り、その値は変わらない」ということです

いろんな「飽和していない空気」を1000hPaで比べるので、
「未飽和空気の本当の状態」を知ることが可能です

たとえば
①上空1000メートルで10度
②上空2000メートルで10度


この2つの未飽和空気塊の温位を比べています
乾燥断熱減率(1度/100m)で1000hPaまで下げると

①の空気塊は20度

②の空気塊は30度

②の空気塊のほうが温位が高いというのがわかります
(本来温位は絶対温度で計算すべきなのですが、
 わかりやすくするため摂氏の温度にしています)

またこの勉強をしていく途中で
「地上の温度に比べて、上空の温度が低い」のに
「大気が不安定」じゃないのはなぜ? とよく聞かれます
ここでも温位が役に立ちます

①地上A地点の気圧を1000hPaとし、気温が10度とします

②またそのA地点の上空1000mの気温が5度とします
 その上空では未飽和とします

さて、この時
上空が冷たいのになんで大気の状態が不安定じゃないの?
という話になります

繰り返しになりますが
温位は「ある空気塊を乾燥断熱的に1000hPaまで下げた温度」でした
なので
①A地点の温位も10度です
(1000hPaにありますので値はそのまんまです)


②上空1000mの5度の空気を地上1000hPaまで下げると
 乾燥断熱減率で下がるので10度上がって、「15度」になります
 これが上空1000mの②の空気の「温位」です

ということは、

上空では5度だけど、温位が15度で、地上よりも温かいため
下降してこないということなんです(大気の成層が安定している)

温位は未飽和の空気塊の状態を考えるときに役立ちます
(安定か不安定など)

相当温位は
・空気塊が含む水蒸気がすべて凝結・放熱して昇温する効果
・基準気圧1000hPaまで断熱変化した時の断熱昇温効果


以上、2つの効果考えた温度(の値)です

また相当温位は乾燥断熱変化でも湿潤断熱変化でも保存(値が変わらない)されます

なぜなら相当温位は「凝結熱で温まった空気塊の温位」と考えるため
空気塊の「水蒸気が0」なら、凝結熱が発生しないので「凝結熱も0」ということで
「温位=相当温位」です

空気塊の水蒸気量が多いほど、「温位<相当温位」になります

相当温位は「大気の不安定度」を考えるときに非常に役立ちます。
実際の気象を予報するときに、それ専用のデータもあります。

改めて温位を考えていきましょう。

温位=空気塊を乾燥断熱的に1000hPaの高度に移動させたときの温度
・乾燥断熱変化するとき、温位は一定=保存
・温位θ 絶対温度Tに比例 気圧Pに反比例

温位と絶対温度の関係だけなら普通は上空に行くにしたがって温位θと絶対温度Tは下がるのですが、実際にはそれ以上に「気圧Pの反比例」の効果のほうが大きいのです


ですので、上空に行くにつれて温位が上がりますが、
上空に行くにつれて温度の下がり方は小さくなります。
つまり、上空に行くにつれて「気圧と反比例」という効果がより効いている証拠です

相当温位は
・空気塊が含む水蒸気がすべて凝結し放出した潜熱が空気塊を加熱昇温する効果
・基準気圧1000hPaまで断熱変化させたときの温度

以上のことから、
温位の増加は潜熱加温ではなく
温位と気圧が反比例効果にあることで増加するということです

⑦大気の力学

問題文より「上面:側面の空気密度の比が4:5」であるのに、上面を通る鉛直流の風速が5Vになるのはどうしてですか?
上面から出ていくので、上面の密度の比の4Vだと考えてしまいます

(問題)

図のように,大気中に一辺の長さが L の立方体の領域があり,その四つの側面を通して密度ρの
空気が面に垂直な一定の風速 V で内部に吹きこんでいる。このとき,単位時間に四つの側面を通
して立方体に流入する空気の質量は(a)で表される。また,立方体内の大気の質量は時間的に変
化せず底面を通した空気の流入・流出はないとすれば,立方体の上面を通る鉛直流の風速は(b)
となる。ただし,立方体の上面,側面,底面における平均的な空気密度の比は 4:5:6 であるとし,
鉛直流の符号は上向きを正とする。

(問題解答)

立方体に流入する面は、側面(4面)のみです。1つの面(面積はL×2=2Lとする)には、速度Vで
密度ρの空気が吹き込むので、その流入量は、V×ρ×L2です。それが 4 面あるので、4×V×ρ
×2L となり、(a)は③か④となります。
一方、流出は上面のみです。ここで注意することは、但し書きにある「立方体の上面、側面、底面
における平均的な空気密度の比は4:5:6」という文言です。側面から流入した風速の合計は4×
Vですが、上面と側面の密度の比は4:5なので、上面を通る鉛直流の速度は5×Vとなります。よ
って、正解は④となります。

(さらに解説)

問題文より
上面:側面の空気密度の比=4:5
風が入ってくるのは側面のみ
⇒4V
風が出ていくのは上面のみ
答えは5Vなのはなぜなのか…

問題を考えるとき
側面から入ってくる風の量と上面から出ていく風の量は
同じにならなければいけません。
例えば掃除機で、吸い込む風の量と、排気の量が同じじゃないと
掃除機が調子悪いか、壊れるのと同じです


上面:側面の密度の比が4:5だから
上面の風は「4V」と考えたようですが…
側面の風速が「5V」なら比の値から、わからんこともないです(まちがいですが…)
上面の風が4V、側面の風も4V。
比例させるなら矛盾しています。密度や比が全く反映されないことになります

ここで密度の意味を考えましょう
密度=単位体積あたりの重さです
例えば同じ大きさの箱があるとして
密度が4:5だとすると
同じ大きさのパンがあるとして
密度が4:5とすると
4のほうが「少しスカスカ」で軽いはずです
同じ重さにしようとすると
4のほうのパンを少し多くしないといけませんよね?
(フランスパンのような同じ形のパンを考えたとき
 スカスカの方のパンの長さを長くすれば重さがおなじになるはずです)
密度は「単位体積あたりの重さ」と言う話をしました
密度(ρ)と体積(V)と重さ(質量:M)の関係は
密度=質量÷体積
ρ=M/V です

さて本題に入りましょう

側面から入っていく風の量(体積)と
上面から出ていく風の量(体積)が同じじゃないといけません
(風は空気なので重さは同じ この問題では計算上無視できます
 無視できる場合は「1」と考えておけばいいです)

また問題文より立方体なので
そのため、側面と上面の入っていくところの面積は同じです
立方体や直方体の体積は「面積×高さ」
(この問題では上面の面積と側面積が同じです)
この「高さ」のところを「風の速さ」と考えるのです
この①と②を先程の式にいれこむと
密度=重さ÷体積
  =重さ÷(“上面面積or側面積”×高さ)

重さと面積はこの問題は同じなので計算上、無視できるので
仮に1としておきます
また高さは「風速」です
密度=1/風速
また
風速V=1/密度
⇒風速と密度は単純に反比例の関係なのです

④ということで
上面:側面の密度比が4:5でした
逆に
上面:側面の風速比は5:4の反対になれば合うわけです
上面=□ 側面=4V
5:4=□:4V
□=5V
こういう解き方です

もう一つの考え方です。
側面から入る風の量は
 側面の面積×高さ(風速)
上面から出ていく風の量は
 上面の面積×高さ(風速)
側面と上面の面積が同じなので無視して風速だけを考える

この問題で
風速と密度の関係は
風速=1/密度でした
また側面から入る風速
4Vなので
4V=1/5
上面から入る風速□は
□=1/4
これが同じになればいいわけです
□=5Vです

実はダウンバーストなど風の問題で
側面積(などの面積)×高さで風の量を出すときに
高さを風速でみなす問題、結構出ます

コリオリの力
・地球の自転による見かけの力(慣性力)です

例えば、車に乗っていて急ブレーキがかかったとします
・車は停車しますが
・乗っている人たちは進んでいる力が
 そのまんま働きますので「前に投げ出される」ような感じになります
⇒これが見かけの力(慣性力)です。

このような力が地球の自転によって働き、北半球では、進行方向に向かって右向きに働きます。

これが「コリオリ力」です(南半球では逆)

おそらく試験で単独で聞かれることは無いと思いますが
角速度=回転の速さです。


地球を北極点の上空から見たとき
例えば時点で角度で30度回転したとします(これが角速度)
同じ30度回転したとしても
北極に近いところと、遠いところで
進む距離、進む速度に差ができます
これが「コリオリ力」が生まれる理由です

またコリオリ力は高緯度で大きく、低緯度では小さく、赤道は「0」です。


北極点に立ったら、回転しているのは実感できますが、赤道では自転しているのがわからないと思います

コリオリパラメータは覚えましょう。
ただ、漫然と覚えるのではダメです。
その意味を理解しないと意味がないし、頭に入りません(他の式にも言えることです)
f=2Ωsinφ
Ωが角速度 φが緯度です

先程赤道ではコリオリ力が「0」になると言う話が出ました
sin0°=0なので コリオリ力fも「0」になります。


式がわかれば、その理由もわかりやすいですよね
角速度自体は存在しますが、それに緯度の要素が掛け合わされることで
コリオリ力の意味がきちんと出ていると思います

コリオリ力は今後、偏西風などに関係する地衡風を始めとした風の計算で必要です

地衡風など、大規模な大気の運動を学びますが、
自転効果(コリオリ力)が大規模な大気の運動ではなく
コリオリ力が大規模な大気の運動に影響すると思ってください

なお、計算させるときは
コリオリパラメータ自体に数字が与えられたり
角速度Ωは数字が与えられるはずです

サインやコサインについては
角度が、0度、30度、45度、60度、90度の数値を
覚えておいたほうがいいかと思います
(サインコサインは別のときにも出てくるので)。

気圧傾度を考えるときに「層厚」を思い出してください。
例えば「500hPa」の同じ等圧面として北半球で
高緯度(北極に近い方)と、
低緯度(赤道に近い方)だと、層厚は北極に近いほうが、気層の平均気温が低いため層厚は小さいです

そのため高度が低いです

また、赤道に近いほうが、気層の気温が高いため層厚は大きいですそのため高度が高くなります。

赤道に近いほうが高度が高くなる分、
 高くなった分だけ余計に空気の重さがかかります
 そのため、高高度のほうが気圧が高く、「高気圧」になるのです

そのため、気圧傾度に差ができて
赤道に近い高高度から、北極に近い低高度に気圧傾度力が働きます

摩擦力がおよばないところで吹く風です
自由大気と言ってもいいでしょう

上空の流れ(わかりやすく言えばジェット気流など)が
直線であれば「地衡風」
曲線であれば「傾度風」と思っておけばいいでしょう
上空の高圧部や低圧部、台風などが「傾度風」の扱いになります

復習を兼ねて改めて
学習した地衡風、傾度風、地上風、旋向風の定義を復習しましょう

地衡風:コリオリ力・気圧傾度力の釣り合い
傾度風:コリオリ力・気圧傾度力・遠心力の釣り合い
地上風:コリオリ力・気圧傾度力・摩擦力の釣り合い
旋向風:気圧傾度力・遠心力の釣り合い

ここで
地衡風(コリオリ力・気圧傾度力)を基準にしてみると
傾度風:地衡風+遠心力
地上風:地衡風+摩擦力
と考えてもいいかもしれません

風は「気圧差」や「温度差」がある所に発生します
また基本的に高いところから、低い所に向かって吹きます
さらに傾斜がある面でボールを転がすことを考えると
傾斜が大きいほうが早く転がりますよね?


風も同じで
気圧差や温度差が大きいほうが風速が大きくなります
それに自転などいろいろな要素が加わって
地衡風や温度風は等高度線にほぼ平行に吹くわけです

さて温度風について高度がたかくなるにつれて風速が大きくなることについては
こちらの図も参考にしてください

等圧面高度と気圧傾度
等圧面高度と気圧傾度


・大気の等圧面と等圧面の間の「気層」を
「気層の厚み」=「層厚」といいます
たとえば800hPaと900hPaの気層の厚み「層厚」とかそんな感じですね

この「層厚」は一様ではありません
なぜなら、高緯度と低緯度では温度が違うからです
高緯度は気温が低いため、相対的に「層厚」が小さいです
低緯度は気温が高いため、相対的に「層厚」が大きいです
(温度が高いと体積が大きく、低いと体積が小さくなりますよね?)

それが積み上がっていくとどうでしょう?
高緯度と低緯度の層厚の差が
高度が高くなるにつれて、大きくなるのがわかるでしょうか?
そうなると「勾配」も大きくなって温度風の風速も大きくなるのです

まず接地逆転層も含めた3種の見分け方からです。

①接地逆転層ー放射冷却で地面が冷やされることでできる
・気温
 地面のところの気温が低く、上空に向けて気温が上がっていく
 なので地面付近からすでに逆転層となっている
 また厚みはそんなに厚くありません


・湿度
 よく晴れた日に発生するので、湿度は全部の層にわたって低い
 露点温度はかなり低く、気温の変化のグラフとはかけ離れた場所にある

②沈降性逆転層ー高気圧などの下降流によって空気が沈降して断熱圧縮・昇温することで発生
・気温ー地上から上空に向けて一旦気温は下がるが
    下降流の影響を受ける上空で断熱圧縮・昇温するため
    途中で気温が上がり、逆転層が発生する
    位置的には上空1000mより上が多いようです

・湿度ー逆転層より下はわりと湿潤
    逆転層あたりから上は乾燥(加熱によって蒸発)

③前線性(移流)逆転層ー前線通過などで冷たい空気の上に暖かい空気が乗ることで発生
・気温ー前線面で発生することもあり、上空で発生する
    1000mより上になることが多いようです
・湿度ー逆転層から上で湿潤

それぞれの見分け方は
・逆転層がどこに発生するか
・湿潤域がどこにあるか
 沈降性と前線性の大きな見分け方はそこになるかと思います。


緯度1度≒111.1km.です。
1海里はその60分の1なので、111.1km÷60≒1.852km(1852m)になります。
緯度1度≒111.1km.と1海里≒1.852km.(1852m)は覚えましょう。

⑧大気の大規模運動

プラネタリー波 波長1万km以上で、波数が1〜4ですが 傾圧不安定波は波長が2000〜5000km 波の数は3〜8と言われています。ザックリ倍と思っておけばいいかと思います (試験で問われるのは波長だと思います)

ほぼご指摘のとおりです。
特に濃度が高いのは極よりちょっと手前の緯度になります
冬季の極付近の成層圏では極渦・極夜ジェットという強い偏西風が吹くため
それより極側に輸送できないためです

あと成層圏中、上層に夏極から冬極への循環があるので最終的には冬極の極の近い所にオゾンの濃度の極大域ができます

ブリューワー・ドブソン循環
①対流圏の赤道付近である低緯度で対流活動が盛んなため
 上昇気流が発生し、対流圏界面の高度が高い


②それに押し上げられる形で
 成層圏下部から両極側に向かう流れが浮かぶ
(これによってオゾンは両極側に運ばれるわけです)


②成層圏の夏極では、白夜で終日オゾンを始めとした大気が加熱
 ⇒気温が高くなることで、上昇流が生まれる


③上昇流にのった空気塊が中層(中間圏)に達する


④成層圏の冬極では極夜(終日)夜で大気が冷やされる
 ⇒気温が低くなるため、下降流が生まれやすくなる 


⑤②と④から成層圏では
 「夏極側の上昇流」と「冬極側の下降流」のバランスから
 中間圏では夏極から冬極への流れが生まれる。

参考:イメージしやすい図がこちらにあります。

国立研究開発法人海洋研究開発機構HP


学科一般

「絶対温度」は摂氏(せっし)0℃を273K とするものです これ、シャルルの法則に関連があります むちゃくちゃ雑に説明すると、圧力一定として気体を冷やすと 摂氏マイナス273℃で、気体の分子の活動がなくなる(理論上)という意味で、このマイナス273℃を「0K」=絶対0度と定めたわけです。

私たちが普通使う温度は摂氏(せっし)で この絶対温度と互換性があります 摂氏0℃=273K。10℃だったら、273Kに10を足した283Kになるのです。

気象予報士試験で出てくる計算で温度を使うときは 絶対温度を使うことがほとんどです(物理とかもそうですね) (一方で、物理とほとんど関係ない計算では摂氏をつかうこともたまにあります  今後出てくるフェーン現象など) 予報士試験では摂氏の温度も絶対温度も両方出てきますから その使い分けも意識しながら勉強していきましょう!

寒気と暖気の境界線です。前線の南側が基本的に暖かく、北側が冷たいですよね 多くの場合、発達の過程で、低気圧は前線を伴います。温暖前線 :低気圧の前面で寒気の上を暖気が上昇していきます。 寒冷前線 :高気圧の後面で暖気があるところに寒気が潜り込みます (*なんでもそうですが、登るほうが下るよりしんどいですよねなので、暖気はゆっくり登り、寒気の下降は早いです…)

ちょっと考えてみましょう
ある飽和していない空気があって
ある部分を切り取ると水分が4つ入っているとしましょう

ここで
先ほどと同体積の空気塊を
(同体積ですから同じように水分が4つずつ入っているとします)
2つチョイスして
片方は温め、片方を冷やしたとします

冷やした方は体積が小さくなります
飽和ですが凝結させないこととして
水分は4つぎりぎり保持したままにしましょう

ここで、
・冷やして小さくなった空気塊
・もともとの空気塊
・温めて大きくなった空気塊
を比べます
それぞれ水分4つを含み
均等に配置されているとします

一部を取り出すのはめんどくさいので
一番小さい空気塊(ギリギリ水分4つ分)の体積を基準にしましょう
・もともとの空気塊
・温めて大きくなった空気塊
それぞれ、一番小さい空気塊と同じだけの体積を取り出して比べましょう

・冷たい空気塊   水分4つがパンパン
・もともとの空気塊 水分2つか、2つ半
・温めて大きい空気塊 水分1つか1つ半

これでわかりますね
冷たい空気は密度が大きい=含まれている水分が多い=重い
その次にもともとの空気
暖かい空気は密度が小さく=含まれている水分が少ない=軽い

このように
密度を考えるときは体積を共通にしてあげて考えてあげると
わかりやすくなりますね

まず、春と秋を説明する前に夏と冬の説明から
夏は「夏の太平洋高気圧」が日本列島を覆って支配します
晴れて暑い日が続きますね
逆に冬は気温のめっちゃ低い「シベリア高気圧」が支配するため冬は寒いのです
特に冬型の気圧配置になったときは
縦縞の等圧線に沿って北西風によって寒気が入ってきて、
日本海側を中心に雪を降らせます

夏と冬の中間に「春」と「秋」があるわけですが、
言ってみれば、春と秋は
夏の横綱である太平洋高気圧と
冬の横綱であるシベリア高気圧が
日本の上空で拮抗、がっぷり四つに組んでいる状態です
気象学的に言えば、
夏の暖かい空気と冬の冷たい空気の境目が日本付近にあります
日本より北の方では寒気が優勢
日本より南の方では暖気が優勢ということです

さて、地球というのは素晴らしくて
私達が地球上で住みやすくするために、温度調節をしてくれています
赤道付近に太陽のエネルギーが集中しやすいので熱くなります
一方北極や南極に近い方は太陽のエネルギーがあまりないので寒いです
で、赤道との温度差が生まれます
その温度差を
大気や海流などの動きで混ぜることによって、
地球上をできるだけ同じような気温にしようとしてるわけです
最近のわかりやすい例で言えば「サーキュレーター」
あるいは、お風呂を入れて数時間放っておけば
上の方が熱くて、下のほうがぬるく冷たくなるのですが
それを風呂おけで混ぜるようなイメージですね

そしてもう一つ温度調節をしてくれるものがあります
それが「低気圧」です
日本列島は、春や秋には
北と南で温度差ができやすいのですが、
その暖かい空気と冷たい空気の境目に「前線」ができます
その境目の温度差が大きくなると
低気圧が発生して、暖気を北に、寒気を南に流して混ぜることによって
「温度差」を解消してくれるんです
その仕事をした「低気圧」が東に遠ざかったあと
「高気圧」がやってくるイメージで考えてください
で、高気圧がやってくると南の方に熱が溜まりやすくなるので
また日本付近を境に温度差が生まれる
するとその温度差を解消するために低気圧が発生してやってくる…
春と秋はその繰り返しなのです

Q< 温度風>
高度間の地衡風の鉛直シアで,実際に吹いている風ではない。     
(北半球では)温度風ベクトルの右側は暖気,左側は寒域となる。
<温度移流>
左図       
この温度風に挟まれた,三角形内部の熱エネルギー(暖気)が 高圧から低圧へ吸い出されて,実際に移動しているという理解で良いのでしょうか?温度風は吹いていない風なのに,熱の移動が起こるのかな?と疑問を感じました。

A温度風ー異なる高度間の地衡風の鉛直シア風の吹き方は地衡風に似ている。
地衡風ー高度を低い方を左に見て等高度線(等圧線)に平行に吹く
温度風ー高度・温度の低い方を左に見て等高度線(等温線)に平行に吹く  

→なので、 (北半球では)温度風ベクトルの右側は暖気,左側は寒域となります。また、温度風自体は実際に吹いているわけではないのですが 風のベクトルで表すことができます。

温度移流についてですが、シンプルに考えましょう 詳細は添付した資料を見ていただきたいのですが、 温度風を考えたときに 暖気移流は、「高度が違う2つの風のベクトル」が それぞれ両方とも、暖気域側から寒気域側に向けてまたいで吹いています 寒気移流は、「高度が違う2つの風のベクトル」が それぞれ両方とも、寒気域側から暖気域側に向けてまたいで吹いています (注:温度風は、暖気域と低温域の間、等温線に平行に吹きます) 単純に暖かい方から寒い方、寒い方から暖かい方に吹いているだけのことです 図をみてしっかり確認してみてください。

 

蒸気霧=蒸発霧、滑昇霧=上昇霧
です。たしかにテキストによって言い方が異なりますよね。

平らな面に並行な状況を「水平」と言います。
高気圧、低気圧や台風などの気象現象の大きさ(スケール)を「台風の水平スケールは1,000km」みたいな感じで使います。

横方向が「水平」だったのですが、縦方向を「鉛直(えんちょく)」といいます

暖かい空気が上に上り、冷たい空気が下降する
「対流」という現象がこのあとたくさん出てきますがこの上下の運動や現象の状況を
「鉛直」方向の運動と言います。

なぜ「垂直」と言わないか…
垂直は下の面に直角な方向のことを言います。
坂のような傾いた面の垂直方向は真上では無いのです。
昔、真上、真下を調べる時に鉛の重りを使って調べたそうです。
そこから来ています。

飽和混合比とは、水蒸気分圧が飽和水蒸気圧に達して、水蒸気が飽和したときの混合比の
ことです。簡単に言うと、湿潤空気が飽和している時の混合比が飽和混合比です。
1 ㎏の乾燥空気に対して何gの水蒸気を含むことができるかを示します。


式で表すと
混合比=水蒸気質量[g]/乾燥空気質量[㎏]ですが、
飽和混合比=飽和水蒸気質量[g]/乾燥空気質量[㎏]となります。

近似式では、
混合比=0.622×(水蒸気の分圧/湿潤空気塊の圧力)
飽和混合比=0.622×(飽和水蒸気の分圧/湿潤空気塊の圧力)

気温が同じなら・・・
気圧が高い方が、飽和混合比は低くなる。
気圧が低い方が、飽和混合比は高くなる。
気圧が同じなら・・・
気温が高い方が、飽和混合比は高くなる。
気温が低い方が、飽和混合比は低くなる。
さらに詳しい内容は、エマグラムを学ぶときに説明します。エマグラムで考えたほうが分かりやすいと思います。

学科専門

ゾンデ観測については「静力学平衡」と「気体の状態方程式」を加味した「層厚」の式をつかって計算します
気圧、気温、湿度のデータから高度を出しますが、GPSでゾンデの高度が追跡できますので、さきほどとは逆のプロセスで「気圧」を割り出すわけです。

風が山にぶつかって日本海側に雲ができる時は、日本海側の下層の空気が湿っているときです。

地形性巻雲は西風が山岳にあたると強制上昇することで発生します。

地形性巻雲ができるときの条件は、日本海側の下層の空気が乾燥しているなど安定しているが、その上層が湿っていること。山を越えるだけの強い西風が吹いていることです。

まず…
バイアスとは、「偏り(かたより)」だったり「誤差」という意味です

さて
観測値をいろいろな方程式をつかって解析し
予報にする「数値予報」において、さまざまな「バイアス(誤差)」が発生します
その「バイアス(誤差)には
・地形データの粗さ
・大気の性質である「カオス」
・系統的誤差
以上3つがあります

さて「数値予報」ですが
・計算によるデータ(数字)の羅列であること
・「誤差」を含むため、そのまんまでは使えない
それを補正し、私達がみる天気予報に翻訳(データ出力)するために
いろいろな統計手法を使います
その補正のやり方の主なものが2つ
・カルマンフィルター
・ニューラルネットワーク

カルマンフィルターは
「数値予報の予想値」を参考に、「実況値」との間に統計的関係を見出し
その式に数値予報のデータを入れることで天気予報に翻訳します


式に用いる系数を直近の観測値で随時更新するという学習能力が付いたので比較的短い期間で予報が安定します
その翻訳の過程で、地形データによるものなど一部のバイアス(誤差)を修正できるのです

数値予報モデルの
局地モデル(LFM)
メソモデル(MSM)
全球モデル(GSM)ですが
メソモデルと全球モデルについては見ることができます

有名なのはsupercweatherです。


パソコン版では右下にメニューがあって
局地(LFM)
詳細(メソモデルMSM)
広域(全球モデルGSM)に対応しています

気象ドップラーレーダーとウインドプロファイラですね。
両方とも電波飛ばして観測するわけですから「兄弟」「いとこ」みたいな関係です

どう違うかと言うと
レーダーはパラボラをくるくる回しながら電波を、水平〜やや少し上に向けて飛ばして、降水強度や降水粒子の動きを観測します

降水粒子の動き次第で周波数が変わるので(これがドップラー効果ですね)
それで風向風速も観測できるわけです

気象庁HP気象レーダー


白い丸いドームの中にこんなパラボラが入っています

一方ウインドプロファイラは電波を上に向けて飛ばします
気象レーダーと違うのは「風の流れ」を直接観測できること
大気中の風の乱れなどによって散乱されて戻ってくる電波を受信・処理することで、
上空の風向・風速を測定します。(5本の電波の発射で立体的な風の動きがわかるそうですこれも周波数の違いで測定できます ドップラー効果ですね)


また降水があるときは雨粒の動きによって風の流れがわかるので
同じく風向風速がわかるわけです

気象庁HPウィンドプロファイラ

☆1 右側の強風軸には、気圧の谷もある。 ☆2 左側の凸の部分では「強風軸の北側の暗域が少ないので強風軸はなく、気圧の谷のみである。」という解釈でよろしいでしょうか?

まず、復習も兼ねて…
上空の高い所には「偏西風」が吹いています
高緯度の気温が低いのと
低緯度の気温が高いところの温度差が原因で吹きます
その一番強いところが「強風軸」(=ジェット気流)になります

その強風軸は赤道と平行に「まっすぐ」吹いたり
くねくねと蛇行したりします
なぜ蛇行するかと言うと
低緯度は太陽があたるので気温が高くなり
高緯度は太陽のエネルギーが少なくて気温が低くなります
その差が大きくなると「不安定」になるので
その温度差を解消するためにくねくね「蛇行」して
高緯度の冷たい空気を低緯度側の暖かい方へ
低緯度の暖かい空気を高緯度の寒い方へ流して、混ぜてあげて
温度差をなくすわけです

お風呂にはいって風呂の底と風呂の上で温度差があるときに
手をバタバタさせて混ぜると思うんですが、
あの「バタバタ」が蛇行です

強風軸は
上空の「気圧の谷=トラフ」(上空の低気圧)と
上空の「気圧の尾根=リッジ」(上空の高気圧)とも対応しています
くねくねの蛇行で
凹んでいるのが気圧の谷
とんがってるのが気圧の尾根です

さて、水蒸気画像の「暗域」をつかって
「強風軸」の(だいたい)の解析ができるということを習いました
黄色い線で描いたのが(だいたいの)強風軸です

水蒸気画像での気圧の谷&強風軸2

ジェット気流は地球を一周するので、ながーいです
気圧の谷のところも暗域がありますので
当然そこにも「強風軸」あります!!

ただ、右側よりも暗域がはっきりしていないので
正確な場所かどうかは保証できないです
また右側のは
凹んで上空の流れから切り離されそうです
これが「寒冷渦」になったりします

実技試験では
上空の天気図などを見せながら
ある範囲を決めて強風軸を書かせます
おそらく問題になるのはわかりやすい右側のほうかなとは思います

実技

「気圧の『鞍部(あんぶ)』」は
高気圧と高気圧の間の中途半端なところです
馬にまたがる時に座る「鞍(くら)」を思い出せばいいですかね

広く見れば大きな高気圧におおわれていますが
細かく見ると高気圧と高気圧の間で中途半端
これが「鞍部」といえます

この状態は春とか秋とかの天気が安定して穏やかな日が続くときの
「帯状の高気圧」におおわれた際にできやすいです
ちょうど今月4日にわかりやすい天気図となっていました


高圧部を色付けしています
日本列島の東西に高気圧があり
西日本がちょうど「鞍部」になっています
また渤海の直ぐ西の大陸にある高気圧と
黄海の高気圧の間にも「鞍部」がありますね
日本列島を東西に切って断面図を作ってみましたが
「鞍部」がよくわかります

天気予報では「鞍部」を無視することがほとんどです
でも鞍部にかかると
やはり天気の崩れがなくっても薄雲が広がりやすくなったりします

試験では「鞍部」と書かせる問題は知らないな…
もちろん知っていれば便利です
またこういった鞍部の知識があると
「実技試験」で有利です


添付の天気図で
西日本にかかる鞍部の南
等圧線が盛り上がっていて、
気圧の谷のようになっています
鞍部があるときはそれを意識しながら等圧線を書いたりすると
加点されます

JPCZは、冬の日本海で寒気の吹き出しに伴って形成される水平スケールが1,000km程度の収束帯のことで、この収束帯に伴う帯状の雲域を「帯状雲」と呼びます。強い冬型の気圧配置や上空の寒気が流れ込む時に、この収束帯付近で対流雲が組織的に発達し、日本海側の地域では局地的に大雪となることがあります。
JPCZが発生する要因としては、朝鮮半島北部に位置する長白山脈(最高峰:白頭山2,744m)の存在が大きく影響しています。冬型の気圧配置が強まると、大陸から冷たい風が日本海に流れ込みますが、この冷たい風は、長白山脈によって、いったん二分されます。そして、その風下である日本海で再び合流し、収束帯(雪雲が発達しやすいライン)が形成され、雪雲が発達しやすくなります。この領域が南下し陸地にかかると、その場所では大雪となります。
JPCZの上陸地点は、気圧配置に対応して東西に移動するため、決まった位置というのはなく、東北南部から山陰までの広い範囲に影響を及ぼします。また、寒気が非常に強い場合は、風上の山地を超えてJPCZが流入することがあり、太平洋側でも大雪になることがあります。

このように言うと、等圧線が混み合う山雪型のほうがJPCZが多く発生しそうですが、山雪型の場合は、等圧線が南北にのびるため、風向きは北西~北になることが多いです。そうなると、長白山脈で分流した風が収束する場所が朝鮮半島であったり、朝鮮半島のすぐ東の海上になるため、十分な潜熱や顕熱の供給を受けることができず、JPCZが形成されにくいです。

そもそも、JPCZは下層にできる気圧の谷なので、日本海に気圧の谷ができやすい里雪型のほうが発生頻度は多くなります。

なので、端的にまとめると、山雪型でもJPCZが発生しますが、頻度は圧倒的に里雪型のときのほうが多くなります。

起きやすいのは下層と上・中層の風の鉛直シアが大きいときです
季節から言うと春から夏にかけてが多いようです
日本ではあまり発生しないですが
北米でのスーパーセル型の竜巻はよくニュースで見かけますよね

「バルジ」は発達期の低気圧に見られます
温帯低気圧中心の北側から北東側(寒気側)に
凸状に(高気圧性曲率を持って)雲域が膨らむ現象のことを言います

成因は
①温暖前線上を暖湿空気が滑昇しながら低気圧の北〜北東側に雲を作る
②その低気圧の北側に強風軸があり
 雲がその強風軸に流されるために
 高気圧性曲率を持った凸状の雲域ができるのです

強風で流されるために、バルジの北縁はきれいな境を持っているんです
またなぜ低気圧なのに「高気圧性曲率」というかというと
高気圧は時計回り(右回り)ですが、
膨らんだ雲域が偏西風(西風)に流されて、マルっとなります
その流れが時計回りなので「高気圧性曲率」というのです

切離低気圧とは、等高度線の流れから切り離され、閉じた等高度線で表示された低気圧で、
寒冷低気圧とも呼ばれることもあります

切離低気圧は上空の偏西風の蛇行が大きくなる過程で
(蛇行が激しくなりすぎて)切り離されて取り残された低気圧です
なので、上空の天気図ではあきらかにわかりますが
地上の低気圧では「現れない」というよりは、
・「表現されないこともある」
・「表現されたとしても
  地上天気図上では切離低気圧かどうかわからない」
というのがきちんとした正解だと思います

その理由ですが
暖気と寒気で構成される“温帯低気圧”とちがって、
切離低気圧は偏西風の蛇行から切り離されてできるので
・寒気でできています
・また一番寒気が強いのは上空です
・ただ、寒気でできているがゆえに
 密度が大きく「層厚」が小さいです
→よって上層よりも下層に行くに従って、低気圧が不明瞭になるのです

なので、上空で渦を巻いても、確かに地上天気図では現れないときもあります
ただ寒気が非常に強い場合は地上低気圧として表現されるときがあります
ただし寒気と暖気の境である前線は絶対描かれず
「ぽつん」と出てきます
こういうときが、予報士の腕の見せ所になります