気象学 (meteorology)

地球内または惑星内の大気中における個々の流体現象を研究する自然科学の一分野

2014年10月8日の月食

植物生育は気象に強く依存 → 地域特産物は気候と関係 (気象と気候は違う)

[ 気候学 | 災害 ]

→ 温度 > 0 Kの物体が放出する電磁波(W/m²)

→ 放射吸収による昇温 absorption warming (adiative warming)発生
放射熱伝達: 表面温度が違う2物体相対時に放射で高温物体から低温物体へ熱エネルギー移動
放射計 radiometer

地球の放射平衡温度

→ 大気による温室効果無考慮

地球: [昼] 放射吸収による昇温 ⇔ [夜] 放射による冷却

短波放射 shortwave radiation (= 太陽放射 solar radiation)

S₀: 直達日射(直射)     S_d: 散乱日射, = 340 W/m²

D: 散乱放射     G: 大気放射

太陽高度h₀に応じ10% (h₀ = 90°）-100% (h₀ = 0°)

長波放射 longwave radiation

= 赤外放射 infrared radiation ≈ 地球放射 terrestrial radiation

R_k: S_tに対する反射放射
R_l: G(大気放射)に対する反射放射
A: 地表面温度に対する長波放射

夜の日射 = 0 → S = αL(G - sT₀⁴)

日射計

全天日射計: 直射(直達日射計) + 散乱日射(散乱日射計) → 積算日射計
波長別日射計(Ex. 400-700nmの電磁波だけに感応する光合成有効日射計等)

日照時間 duration of sunshine

→ 光合成に影響 + 農作物虫害病害発生に関係し病虫害予察上も重要
日照計 heliograph, solarimeterにより測定

日長時間

吸収

赤外線領域 → H₂Oによる吸収が主
紫外線領域(< 0.3 μm)の吸収 → オゾンや酸素による

Def. 輝度温度(相当黒体温度): 宇宙空間でこの波長域の放射強度測定 → 表面温度推定可能
= 気象衛星観測の原理(海面温度分布や雲頂高度)

散乱 sky radiation (diffuse)

1. λ ≥ φ: レイリー散乱Rayleigh scattering: (散乱光の強さ) ∝^-1 (電磁波波長)⁴ Ex. 青空
2. λ ≈ φ: ミー散乱Mie scattering: 散乱の強さは殆ど波長によらない Ex. 雲や汚れた空が白い
3. λ ≤ φ: 幾何光学散乱 Ex. 虹

  地表面     地球 森林    各種    砂地  土壌  水面   海   雪面
  アルベド   全体         畑

                  常緑樹- 暗黒湿              天頂   波   古-
                  落葉樹  潤/明乾             角          新雪

  アルベド(%) 31  10-20   15-25   18-40  5-40 3-100 30-45 40-95

表面が氷雪に覆われる → アルベド ≈ 80% → 寒冷化加速 ⇔ 温暖化

大気上限に於けるアルベド 雲と地上被覆の特性に特に依存
地球全体に対する長期間の平均惑星アルベドは約0.31

大気下限におけるアルベド
= 反射短波放射フラックス密度/入射短波放射フラックス密度 [人工衛星軌道上で測定される]

⇒ 1.37 × 10³ J/m²/s ≈ 2 cal/cm²/min ≈ 1.37 kW/m²
快晴南中 culmination 時は50%が地表に到達 = 10万 lux
(cf. 太陽光集光装置 solar collector 開発)

↔ 近赤外光(700-1500 nm)殆ど吸収しない → 再輻射
太陽光エネルギーの相当部分は近赤外光

蒸発と関係密接
立木・森林からの蒸散量測定困難 → 葉蒸散量測定し林分葉量から森林蒸散量推定

葉の太陽輻射吸収

Q_a: 吸収された全投入輻射
Q_r: 赤外線として葉から再輻射されるエネルギー
Q_e: 蒸発散による潜熱
Q_c: 葉-空気間で伝導・対流により交換されるエネルギー
Q_m: 吸熱反応(光合成)・発熱反応(呼吸)間のエネルギー
Q_s: 貯蔵されるエネルギー。0の時に葉温安定

開花期日射強弱 → 開花 + 果実着色状態
直接効果: 光合成上不可欠 + 間接効果: 温度上昇

群落熱収支

植生: 日中 = 土壌熱吸収減少させる vs 夜間 = 放熱減少させる + 蒸散

T, 測定気温
T_v: 仮温度 = 測定気温を含まれる水蒸気量に応じ更正した温度

利点: 乾燥空気諸法則を湿潤空気に適用できる = 式上は、湿潤空気が乾燥空気と同じに振舞う

n_w/n_d: 水蒸気質量(n_w)と乾燥空気質量(n_d)の比 → T_v > T (明らか)
n_w/n_d = q/(1000 - q) = x/1000

q: 比湿, x: 混合比, p: 気圧 (hPa), e: 水蒸気圧 (hPa)

q = 622e/(p - 0.378e), x = 622e/(p - e)

標高と温度

熱に変わり温度上昇 → 断熱昇温 adiabatic warming
断熱膨張: 膨張 → エネルギー失い温度低下 ⇒ 断熱冷却 adiabatic cooling → 露点になると雲形成

Ex. 強風 → 体感↓ ≈ 1°C↓/(風速1 m/s)

M_d = 28 × 0.78088 (N₂) + 32 × 0.20949 (O₂) + 40 × 0.0093 (Ar) + 44 × 0.0003 (CO₂) = 28.95
→ 1 kgの乾燥空気に対する気体定数, R = 8314.3/28.95 = 287 [JK^-1kg^-1]

≡ 標高当り気温低下率 = 5-10°C/km (対流圏)

地形 = 急峻   季節 = 冬  →  大

断熱冷却 → 上昇高度に対し温度の減少する割合 ⇒

Ex. 対流圏: ca 10°C/km (elevation)

ΔQ = C_pΔT – gΔz(α = ρ – 1)
断熱変化: ΔQ = 0 ⇒ -ΔT/Δz = g/C_p

空気塊が断熱的上昇 → [周囲気圧低下(静力学の式より)] → 空気塊膨張(= ΔW)
→ ΔWは気体自身の温度下げる(内部エネルギー消費)

熱力学の第1法則より ΔQ = 0
温度が高さとともに減る割合 = Γ_d → 地球大気について計算

Γ_d = 0.00976 [K/m] = 9.76 [K/km] Ex. 大気が断熱的に上昇 → 1 km上昇毎に気温は約10 K減少

乾燥空気塊が断熱変化 → 温位(θ)保存される

≡ Γ_d((1 + (L_ws/R_dT))/(1 + ((εL/C_pp)(Δe_s/ΔT)))
水蒸気飽和状態の空気塊が断熱変化: 断熱冷却 → 水蒸気飽和

→ 潜熱発生 → 温度減率低下(温度下がりにくい)

この時の高度に対する温度減少割合 → ca 4°C/km (対流圏)

山風: 山から吹き下りる風 - 日中に日射受け上昇気流
谷風: 谷から吹き上げる風 - 夜間に放射冷却で冷える

日本: 複雑な地形反映し局地風多

θ = T(p₀/p)^R/C_p, p₀: 基準気圧

2空気塊, A, B

A. 地表面(1013 hPa), T_A0 = 30°C
B = 10 km (265 hPa), T_B10 = -50°C

θ_A = (273 + 30)(1000/1013)(287/1004) ≈ 302.03K = 28.88°C
θ_B = (273 - 50)(1000/265)(287/1004) ≈ 326.12K = 52.97°C
⇒ Bの空気塊の方が暖かい

= 空気塊が断熱変化する限り空気塊の温位は変化しない

この性質利用し、空気塊運動解析

等温位面解析 isentropic analysis: 断熱変化 → 空気塊は一定温位面内を運動 ⇒ 運動追跡

≡ θ·exp(L_ws/C_pT) ≈ 2.8w + θ (近似式)   w: 混合比, θ: 温位

飽和空気塊を断熱上昇 → 含む全水蒸気が凝結 → 潜熱全て放出

→ 仮定: 全潜熱を乾燥空気の温度上昇に使用 → 次に乾燥断熱的に1000 hPaにした時の温度
θ ≈ θ_e ⇒ 空気塊乾燥

→ 大気の単位質量あたりエネルギー状態を圧力・温度・水蒸気量で図化

⇒ 状態曲線: 実際にある時刻に測定された気温の鉛直分布(高度分布) → 気温-高度関係

乾燥断熱線: 未飽和空気塊が断熱的に上昇する際、高度と共に空気塊の温度が低下する関係
湿潤断熱線: 空気塊が飽和している場合

図. 自由対流高度 level of free
convection, LFC
太実線: 状態曲線
細実線: 乾燥断熱線
破線: 湿潤断熱線
CAPE = 暖色部面積

1. 空気塊が水蒸気飽和する前は乾燥断熱的(細実線)に温度減少
2. 飽和後は湿潤断熱的(破線)に減少

上昇空気塊がこの高度に到達 → それより上では湿潤断熱的減少 → 周囲大気の温度減率はそれより大 → 空気塊温度は常に周囲の気温より高く、空気塊は水中のコルク栓の様に浮力により自力上昇

LFCより下の寒色領域: 上昇空気塊温度は常に周りの気温より低く浮力は下向きに働く = 対流抑制方向に働く ⇒

積雲対流発生を考えるにはCAPEとCINの両方を考慮
→ Ex. 大気上層で気温減率が湿潤断熱減率より小: ある高度で温度は周囲の気温と再び等しくなる。この高度から上では、浮力は逆に下向きで空気塊上昇止まる = 雲頂高度

放射冷却 radiation cooling, radiative cooling

生態系での機能

1) 太陽エネルギー透過    2) 昼夜の温度差緩和
3) 光合成材料であるCO₂供給(炭素循環の媒体)
4) 呼吸に必要なO₂供給    5) 水循環の媒体

鉛直構造

流体に働く外力 Κ は重力のみ → Κ = −gκ

(1/ρ)·∇_p = −gκ
dp(z)/dz = -ρg

測高公式

Z ≡ Φ/g₀    ⇒    Φ(z) ≡ ∫₀^zgdz

g₀ = 9.81m/s² → 平均海水面における全球平均重力加速度

伝導と対流

植物: 伝導する熱量は葉と空気の境界面における温度勾配と熱伝導度により決まる

温度鉛直変化形成 → 温度勾配がある限界に達すると対流発生(粘性が原因)
対流運動は規則正しく上昇運動と下降運動が細胞(セル)状に配列

安定度の違い → オープンセル型/クローズドセル型
オープンセル型の方がより不安定時に現れる(傾圧不安定波と似る, 運動方向の違い)

臨界温度差を越えてさらに強く加熱 → 異なる形の対流
流れの中における対流 → ロール状 (冬の日本海に見られる)

オゾンによる紫外線吸収の効果を考慮 → 成層圏存在確認
放射平衡にある大気の対流圏での気温減率は観測値6.5°C/kmよりかなり大 → 大気不安定 → 対流発生

放射対流平衡: 対流の影響(+ 水蒸気潜熱放出等)を考慮し計算されたもの → 観測結果と一致

対流混合層 convective mixed layer

気圧 (air) pressure

大気圧 atmospheric pressure → 大気圧(1気圧) normal atmospheric pressure
標準大気圧 standard (atmospheric) pressure: 1013.25 hPa (気圧単位は、他にbar, Torrがある)

気圧計(圧力計) barometer

Ex. 海面更正 reduction to mean sea level (海面更正気圧 mean-sea-level barometric pressure)
Ex. QNH (日本採用), QFE, QNE → QNH: 滑走路着陸航空機気圧高度計が滑走路標高となるよう気圧高度計原点を平均海面上3 mの高さに合わせる

静水圧平衡(静水圧力学平衡)

pS [上向の圧力] = (p + Δp)S [下向の圧力] + ρSΔz·g [重力]

m = ρ (密度) × V (体積) = ρ × S × Δｚ
Δp = -ρgΔz ≡ Def.d 静水圧の式

右辺: 負(-)符号 ⇒ 上に行くほど(Δz > 0)気圧低下(Δp < 0)
静力学平衡式に乾燥空気状態方程式(p = ρRT)代入しρ消去

Δp/Δz = -pg/RdT … (1) 良く使う
Ex. 地上天気図: 気圧海面補正・(大気)層厚 thickness 求まる
Ex. 台風等 → 気圧低下に伴う高潮

p(z) = p(0)·exp(-gz/RdT) [(1)式を積分]

p(z): 高度zでの気圧
T: 高度0からｚまでの平均の絶対温度

Ex. 対流圏内スケールハイト ≈ 7 km
高層天気図: ジオポテンシャル高度(単位, gpm)使用 → 海面高度と実用上は同じと考えてよい

安定: ある空気塊が周囲温度差(気圧差)により下降 ↔ 不安定: 強制上昇forced ascent, 中立 = 動かない

条件付不安定 = 飽和した空気塊では不安定

[Case] Γ_m < Γ_d → Γ_m < Γ < Γ_d ⇒ 飽和空気塊に対し不安定 ↔ 未飽和空気塊に対し安定

接地逆転層: 晴 + 弱風 + 夜間-明方 → 地面放射冷却で冷えた気層 (霧の原因)
沈降性逆転層 subsidence inversion layer: 沈降性逆転 subsidence inversion

高気圧内の大気沈降subsidenceにより発生 → 太平洋高気圧東側上空でしばしば観測

= -49 (kg/m)·(m/s)·(m/hr) = -0.49 hPa/hr

風 wind

気圧傾度: 気圧の立体的な変化率 Ex. 地上天気図: 等圧線isobarの混み方 (高層天気図: 等高線)
集中帯 tightly packed solid contour: 等温線等の集中する部分

風ベクトル = x, y, z成分 → 普通記号(u, v, w)で表す(風の大きさ: 鉛直方向 << 水平方向)
風向・風速解析 → ベクトル A = A(t, x)

⇒ 重力流 gravity current: 流体の密度差による重力作用で生じる流れ
大気重力波: 数時間程度のスケールの大気振動
Ex. 大気: [大気上昇] → 減圧 → 気温 → [大気下降] → 加圧 → 温度

                       膨張      低下                           収縮      上昇
                          ↑                                                          ↓
                           ←←←←←←← [ 振動 ] ←←←←←←

場所により気圧が異なることにより生じる力 = 空気移動 ⇒ 気圧高 → 低

( 高気圧 ) ⇒⇒⇒ ( 低気圧 )

上空






地上付近

     時計回りに噴き出す      反時計回りに吹き込む

地球自転(角速度 = 7.292·19^-5 s^-1)
空気に働くみかけの力: 遠心力(Ω2Rcosφ) + コリオリ力(2Ωu), f: 緯度(北緯+, 南緯-)
コリオリ力の水平分力(水平成分) horizontal component: 2ΩVsinφ

1. 緯度φにあって、水平速度 horizontal velocity (V)で動く空気塊はコリオリ力を受ける
2. コリオリ力が働く向きは、水平速度ベクトルの向きに直角で、北[南]半球では右[左]の方へ向く

→ 空気塊移動方向に対し常に直角に働く = 空気塊加速させない(W = 0)

= 運動方向を変えるだけの力

鉛直方向の運動によるコリオリ力は微小 ⇒ 通常、無視

決定3因子: 万有引力 + 回転楕円体(= 地球)表面 + 回転
高気圧・低気圧の渦直径 = (風速)/(コリオリ力)

P点を囲む4点 → 4つの速度を与えた時の点Pにおける渦度

V = (V₂ - V₁)/Δx – (U₂ – U₁)/Δy

+ = 反時計回り(低気圧性循環)
- = 時計回り(高気圧性循環)
絶対値が大きい程回転の強さ大

⇒ Def. 速さ = Vg
仮定: > 地上 1 km → 地表との摩擦無視
⇒ 等圧線に垂直な方向に運動の第2法則適用

圧力傾度とコリオリ力がつり合った流れ → 南北に蛇行する循環
等圧線に直角な方向の加速度 = コリオリ力 + 気圧傾度力 = -2ΩVsinφ – (1/ρ)(Δp/Δn)
⇒ vg = -(1/2)·ρΩsinφ·(Δp/Δn)

地表付近: 摩擦力(風速と逆向き) + コリオリ力 [合力] = 気圧傾度力 [+ 地表障害物による乱流]

→ 風向・風速決まる

風向が等圧線となす角度は摩擦力強いほど大 Ex. 海上(摩擦弱) = 15°-30°、陸上(強) = 30°-45°

高気圧: 地衡風より強 → 低気圧: 地衡風より弱
Ex. 台風: 空気塊カーブを描き運動 → 向心加速度大(遠心力強) → 遠心力 + コリオリ力 = 気圧傾度力

特徴: 低気圧 = 遠心力外側、気圧傾度力内側を必ず向く → 風の回転方向に制約が無い
Ex.竜巻: コリオリ力の影響なし → 遠心力 = 気圧傾度力 ⇒ 風向きは時計回り、反時計回り両方

低気圧性循環 cyclonic flow into a depression: 気圧を上から見下ろす → 北[南]半球では左[右]回りに回転 ↔ 高気圧性循環

風を背にして立つと北(南)半球では左(右)手のやや前方に低気圧の中心

⇒ 1日の中で風向変化
昼 = 海 → 陸 [海風] ⇔ 夜 = 陸 → 海 [陸風]

一般に、海風の方が陸風より強い(+ 海陸風の強さは地形や日射量の強さに大きく影響される)

凪なぎ: 海風-陸風が朝夕風向きを変える時の無風状態 (朝凪・夕凪)

北半球: 高温部を右側に見るよう吹く = 南側が高温部となる北半球中緯度帯では温度風は西風となり、高度が高くなればなるほど西風が強くなる → 西風ジェット気流の極大は対流圏界面付近
暖気移流場: 上空に行くに従い風向時計回りに変化(順転) ↔ 寒気移流場: 風向反時計回りに変化(逆転)

風向・風力・風速 (wind direction, force and velocity)

水平方向変化率 = 水平シアー ⇔ 鉛直方向変化率 = 鉛直シアー

地上気象観測: 地上約10 mの高さで10分間平均風速 → 風速計 anemometerで測定
瞬間風速: 0.25秒毎(気象庁基準)観測瞬間的風速
→ 最大瞬間風速: 瞬間風速最大値
最大風速

静穏(風弱く) ≤ 0.2 m/s

風力0-12 (13段階) → 対応した海上の様相に関する表作成 (後、より客観的風速・風力階級対応付)

= 気象庁風力階級 (翻訳版)

v(z) = (z/z₀)₁/n·v(z0) [経験式]

v(z): 地上高z (m)における風速(m/s)
v(z₀): 基準地上高z₀における風速
n: 地形・季節性等に応じた定数

v(z) = (v^*/k)·ln(z/z₀) [流体力学境界層理論から導かれる対数法則式]

z: 地上高
v(z): zにおける風速
v^*: 摩擦係数
k: カルマン定数
z₀: 地表面粗度

(台風害)

正の圧力 - 風上側に加わる ↔ 負の圧力 - 風下側
風上側: P = (1/2)ρV²
風下側: P = (1/2)CρV²
ρ: 空気の密度 C: 表面の形や状態により決まる抵抗係数

気流 air current, atmospheric current

1. 前線 (Ex. 寒冷前線、温暖前線) → 前線帯: 前線の幅が大きい時
   暖気流 warmer fluid (暖かい空気)が寒気流cooler fluid (冷たい気流)に押し上げられ上昇気流発生
   暖気 the warm = 多くの水蒸気を持つ[上昇温暖気流thermal] → 上昇すると雲生成 Ex. 梅雨前線
2. 低気圧: 付近は雲多く雨等降りやすい Ex. 台風, 大型低気圧
   低気圧中心付近 → 上昇気流存在 ⇒ 雲形成
3. 日射 = 対流性上昇気流: 強日射を地表面受ける
   → 局所的低気圧発生 ≡ 熱的低気圧(ヒート・ロウ) heat low → 上昇気流発生
   Ex. 夏晴れ暑い日 = 高湿度空気(= 水蒸気water vapor多く含む) → 積乱雲
4. 地形(山) = 地形性上昇orographic uplift: 平地風 → 障害物(Ex. 山)に衝突 → 風は斜面を駆け上がる
   山の天気変化大: 低気温 + 地形複雑 → 上昇気流・下降気流よく発生 = 空気中水蒸気量の変動大
   地形性雲 orographic cloud Ex. 地形性巻雲 orographic cirrus

竜巻 spout, tornado

= 藤田スケール: 竜巻の規模を表す数値
被害状況 → おおよその最大風速推定
F1-F12: F6以上の竜巻は地球上で発生しないとされていた (F12風速 = マッハ1 = 343 m/s)

• 階級 (風速, mph, m/s), 発生率 (%): 被害状況
• F0 (< 73, < 32), 29:
  軽微。煙突損傷、木枝折れる、浅根木傾く、道路標識等に損傷等
• F1 (73–112, 33–49), 40:
  被害中程度。屋根が飛ぶ、自動車で引く移動住宅等は壊れたり横転する。移動中の自動車は道から押し出される
• F2 (113–157, 50–69), 24:
  被害重大。家壁ごと屋根が飛ぶ、移動住宅等破壊、貨車脱線横転し、大木も折れたり根から倒れる。軽いものは舞うように飛び、車転がる
• F3 (158–206, 70–92) 6:
  被害深刻。建て付けの良い家でも屋根と壁が飛ぶ。列車は脱線転覆、森の大半の木は倒れ、重量車も地面から浮き飛ぶ
• F4 (207–260, 93–116) 2:
  壊滅的被害。家も基礎が弱いものは飛びうる。車は飛ぶ
• F5 (261–318, 117–141) < 1:
  尋常ではない破滅的被害(大惨事)。強固な建造物吹き飛び、自動車大の物が100 mを超過し空を飛び交う。樹木も飛ぶ
• F6 (319–379, 142–169) < 10^-3:
  あり得ない被害。F6階級竜巻非公式発生報告(Ex. 1999 オクラホマ州ムーア) → ≥ F6竜巻は、F6となる前に被害被るためF5と区別不可

移流 advection

1. 水平方向運動方程式(流体力学のナビエ・ストークス方程式):
   ∂v_H/∂t = -v·∇v – 2Ω × v_H – (1/ρ)∇p + F_r
2. 鉛直方向運動方程式: (^∃P 風速時間変化) = (移流効果) + (コリオリ力) + (気圧傾度力) + (摩擦力)等
   0 = -(1/ρ)(∂p/∂z) – g
3. 0 = (気圧傾度力) + (重力): 気圧傾度力と重力がつりあう(静力学平衡近似)連続の式(質量保存則)
   ∂ρ/∂t = -v·∇ρ – ρ∇·v
4. (P 密度の時間変化) = (移流効果) + (発散効果) 熱力学方程式(熱エネルギー保存の法則)
   ∂θ/∂t = -v·∇θ + Q
5. (P 温位の時間変化) = (移流効果) + (非断熱加熱) 連続の式(水蒸気保存の法則)
   ∂q/∂t = -v·∇q + M
6. (P 比湿の時間変化)＝(移流効果) + (非断熱過程に伴う加湿) 気体の状態方程式
   p = ρRT

v_H: 水平風速     Ω: 地球自転角速度ベクトル     F_r: 摩擦力
R: 気体定数     g: 重力加速度     θ = T(p₀/p)R/C_p)：温位
C_p：定圧比熱     p₀：標準気圧(= 1000 hPa)
Q: 非断熱過程に伴う加熱     M: 非断熱過程に伴う加湿

停滞性高気圧: 低緯度・高緯度地域発生 ↔ 中緯度地域は大気撹乱で移動性高気圧 = 気団存在しない
複数気団接触 → 前線生成 (→ 低気圧発達)

発生場所         大陸                              海洋性気団
                        continental                   maritime air mass
北極 arctic       北極大陸性気団 (cA)    北極海洋性気団(mA)
南極 antarctic  南極大陸性気団 (cA)
寒帯 polar        寒帯大陸性気団 (cP)   寒帯海洋性気団(mP)
熱帯 tropical    熱帯大陸性気団 (cT)    熱帯海洋性気団(mT)*
赤道                 赤道大陸性気団 (cE)   赤道海洋性気団(mE)

日本周辺の気団

図. 水平気圧配置
horizontal pattern of pressure

• 気団名冷/暖, 湿気
  発達時期 → 影響時期 (特徴)
• オホーツク海気団: 冷 (mP), 湿潤
  春と秋 → (冬)、梅雨 (梅雨前線、秋雨前線発生の一因)
• シベリア(寒)気団: 冷 (cP), 乾燥
  秋から冬 → 冬 (西高東低気圧配置一因 → 裏日本大雪、表日本空っ風
• 小笠原気団: 暖 (mT), 湿潤
  春から秋 → 梅雨、夏 (日本特有な蒸し暑い夏の主要因, 夏の南高北低気圧配置一因)
• 揚子江気団 暖 (cT), 乾燥
  中国中東部 → 春・秋 (→ 晴天, 春・夏: 移動性高気圧)
• 赤道気団

暖気団 warm air mass → 寒気団

低気圧 low (atmospheric) pressure, cyclone

1. 温帯低気圧 extratropical cyclone

→ 寒気中に暖気が入り込んだ部分で気圧低下

発達条件: 気団温度差大 + 前線に暖気が入れる
Ex. 日本周辺低気圧の移動

→ 中国・東シナ海で発生
→ 日本列島を西南西から東北東方向に横切る
→ アリューシャン列島付近で消滅

Case: ポーラー・トラフ(寒帯気団低気圧, 寒気低気圧, サーマル低気圧 thermal trough) = 中心持たない気圧の谷

熱帯低気圧東側に温暖前線、西側に寒冷前線生じる (× 温帯低気圧 → 熱帯低気圧)

2. 熱帯低気圧(熱低) tropical depression, tropical storm

→ 積雲や積乱雲発達 → 上昇気流により上空空気温度上昇すればサイクル加速 = 低気圧発達

→ 気温が中心部に行くほど高い(筒状に分布)

シスク: 規模異なる2つの大気擾乱が共に影響し共に不安定になる Ex. 台風発達
台風 typhoon: 南シナ海-太平洋(180°Eより西)で発生
サイクロン cyclone: インド洋
ハリケーン hurricane: カリブ海・南太平洋
ウィリ・ウィリ willy-willy: オーストラリア

上陸landfall (上陸するmake landfall) → 小さくなる

発生域 = 海面水温 sea surface temperature, SST ≥ 26.5°C → SST ≥ 28°Cの海域通過 = さらに発達

熱帯地方で発達している限り前線伴わない → 中心に対しほぼ軸対称の構造
緯度 ≤ 5°: 台風ほとんど発生しない → 地球の自転の影響が効かない = コリオリ力働かない

風分布: 中心付近で風強い → 中心付近高温度(ウォームコア) + 絶対角運動量保存則(r_v = const.)
サフィール・シンプトン・スケール(台風尺度) Saffir-Simpton scale

3. 熱的低気圧 thermal low

小規模(局地的 localized) = 夜になると消えること多 → 海陸風原動力
大陸規模 → 季節風原動力

4. 地形性低気圧

Ex. 偏西風チベット高原通過 → アリューシャン低気圧
Ex. ロッキー山脈通過 → アイスランド低気圧
前線低気圧 frontal depression
寒冷低気圧 cold low (切離低気圧 cut-off low, 寒冷渦 cold pool, cold vortex, ブロッキング低気圧)

上層の中緯度偏西風の蛇行大 → 切離 cut-off
→ 北上した暖気が高緯度に温暖高気圧形成 = 切離高気圧
→ 南下した寒気が低緯度に寒冷低気圧形成 = 切離低気圧
インデックス・サイクル: 中緯度偏西風帯大気流が、東西流型と南北流型を4-6週間の周期で繰り返す

ドライスロット dry slot: 低気圧等の中心に向かい溝状に延びる雲の少ない領域

高気圧 high pressure

前線 (weather) front

前線発生・発達(前線発達過程) frontgenesis ↔ 前線衰弱・消滅(前線消滅過程) frontlysis
前線通過地点 → 気温・風(風向・風速)・気圧等急変

日本付近の前線

寒気 the coldと地表の間に抵抗 → 寒気が上空に張り出した形で気団移動 → 短時間で強い雨

暖気が寒気に乗り上げる → 一様に傾斜した境界面 → 連続した弱い雨

寒冷前線と温暖前線の中間的状態で、暖気団と冷気団が接触し殆ど移動しない = 長く連続した雨
湿舌: 湿大気が舌状に延びた部分 Ex. 梅雨(東シナ海地方から日本上空に延びること多 = 大雨)

温暖前線と寒冷前線の寒気 → 温度差 → 寒気同士接触 → 上空に暖気が押し上げられる
寒冷型閉塞前線: 追いついた空気 = 冷 → 寒冷前線の特徴
温暖型閉塞前線: 追いついた空気 = 暖 → 温暖前線の特徴

霧: 地上にできた雲

形成過程

凝結核 cloud condensation nucleus (塵等肉眼で見えない程度の浮遊物 suspension)に水滴がつく - 雲粒の元

エイトケン核(半径0.005-0.2 μm) < 大核(0.2-1 μm) < 巨大核(> 1 μm)

吸湿性エアロゾル = 水滴半径大きく低過飽和度でも水滴形成 = 凝結核
水溶性エアロゾル = 化学物質溶けた水の飽和水蒸気圧は純水よりも小

→ 雲粒cloud droplet形成: 微小水滴 → 上昇気流で空気中浮遊可
→ 発達 → 雲形成(過冷却雲 supercooled cloud)
雲分布 = 毎時間 + 3, 9, 15, 21 h(= 高層気象観測)は30分後も観測し雲移動から上空風向・風速推定

氷粒子成長過程: 水蒸気昇華(温度・密度により形状異なる) + 過冷却雲粒補足 + 凝集
Case. 過冷却水supercooled water (過冷却の水滴)がある種の微粒子と接触し凍結

純粋過冷却水: -33~-41°Cで自発的に凍結 → -40°C以下雲中: 過冷却水非存在 = 雲は氷晶で構成

Case. 過冷却水滴に含まれる微粒子が核となって凍結

ある種の微粒子に直接水蒸気が昇華してエンブリオ(氷晶の芽)embryoをつくる

氷晶核 (s.l.): 氷晶の芽の生成を促す微粒子

→ 冷たい雨(氷晶雨): 日本付近降水の8割 ⇔ 暖かい雲
寒冷地帯の雲や、気塊が激しい上昇気流により急冷されてできた雲

1. 雲粒 = 水 + 氷晶
2. 暖気と冷気の混ざった雲

雲の分類

雲列 cloud street: 雲の列そのもの

雲底 cloud base: (積乱雲等の)雲の一番低い所

層状雲: 上層雲 + 中層雲 + 下層雲 → 層状性 stratiform

雲形(雲級)

類 > 種 (形の特徴や雲塊組成等) > 変種 (雲塊配列、雲不透明度 opacity) > 副変種 (部分的特徴や付随する雲)

対流雲 (垂直発達雲) convective cloud

強日射 → 上空冷気と強い上下対流混合 → 対流圏下-上層に鉛直成長した対流性雲
→ 頂上部分が氷結晶となり絹雲・絹層雲を作ることがある
→ 驟雨(強いにわか雨) (通り雨 scud)
組織化された対流 organized convection: 積乱雲による雨が長時間続く場合の要因

金床雲(かなとこぐも) anvil: 成長した積乱雲 → 頂上部分広がり平らになる

晴れた日に表れる。上面ドーム形、下面水平
雲粒直径小 + 高密度 (= 白い) → 発達 = 雄大積雲 cumulus congestus

850 Paの空気を断熱的に上昇 → 500 hPa時点での周りとの温度差を1°C単位で表す

最初は乾燥断熱線に沿い上昇させ、凝固高度に達したら湿潤断熱線に沿い上昇させる

SSI = 正(+) = 温度周囲より低 → 浮力は押さえられ大気安定
SSI = 負(-) = 温度周囲より高 → 大気不安定で雷雲等発生しやすい(-3°C以下の時は雷雨注意)

下層雲

極
温帯 地面付近
熱帯

霧が地面と間を置き生じる → (灰色-薄墨色の雲)霧雨原因
→ 霧 fog: 雲が地表にある Ex. 山地

団塊状。小型積雲が浮力失い水平に棚引き、次の積雲がそれより少し高くまで頭を持ち上げる

= 雨雲・雪雲。連続した雨・雪伴う

中層雲

層状に一面に広がった雲。氷-水
普通、中層に見られ、上層まで広がっていることが多い

高層雲が上下2-3層生じ、その隙間を対流性の雲がつないだ状態
普通、中層に見られ、上層・下層にも広がっていることが多い

高層雲上空に他の雲がない場合にブロック化したもの

上層雲

以前は絹雲と呼ぶ: 「巻」当用漢字読から「けん」除外され「絹」を当てた → どちらも可だが巻雲が推奨
氷結晶成長し落下し筋(縞) streakを作る

一面が氷結晶で埋まった状態
氷のプリズム作用 → 太陽を中心に(11°), 22°, 46°にハロー(光輪)
うす雲、太陽や月の暈の原因 (幻日 parhelion, Sun Dog: 日暈に現われる光点)

絹層雲が時間経過につれ対流セル発生(ブロック化)した状態 = 小白色の斑雲

基本形 類         種                変種

上層雲 巻雲a   Ci 毛状雲, 鉤状雲,   もつれ雲, 放射状雲,
                  濃密雲, 塔状雲    肋骨雲, 二重雲
                  房状雲
       巻積雲b Cc 層状雲, レンズ雲, 波状雲, 蜂巣状雲
                  塔状雲, 房状雲    二重雲, 波状雲
       巻層雲  Cs 毛状雲, 霧状雲
中層雲 高績雲c Ac 層状雲, レンズ雲, 半透明雲, 隙間雲, 不透明雲,
                  塔状雲, 房状雲    二重雲, 波状雲, 放射状雲,
                                    蜂巣状雲
       高層雲d As                   半透明雲, 不透明雲, 二重雲,
                                    波状雲, 放射状雲
       乱層雲e Ns
下層雲 層積雲f Sc 層状雲, レンズ雲, 半透明雲, 隙間雲, 不透明雲,
                  塔状雲            波状雲, 放射状雲, 蜂巣状雲
       層雲g   St 霧状雲, 断片雲    不透明雲, 半透明雲, 波状雲
対流雲 積雲h   Cu 扁平雲, 並雲,     放射状雲
                  雄大雲, 断片雲
       積乱雲i CB 無毛雲, 多毛雲

バースト burst

ダウンバースト downburst: 下降気流中、地上災害起こす極端に強いもの Ex. 90 m/s

地上付近に吹き降ろした後、地面に衝突し水平方向に広がる
マイクロバースト microburst: 小型, 広がり < 4 km
マクロバースト macroburst: 大型, 広がり ≥ 4 km

1. 積乱雲中膨大な水滴落下 → 空気下方に押される
   + 水滴周辺空気に摩擦 → 水滴から余り離れない
2. 蒸発熱による冷却 evaporating cooling: 落下中の水滴が乾燥空気層を通過時に急激に蒸発 → 蒸発熱奪われ、さらに温度低下 → 水滴およびその周辺の密度増加 → 下降気流速度増加 If. 雹や霰が混じっていたら氷が一気に蒸発する際に昇華熱奪われ、下降気流強まる

風下波(山岳波) lee wave

• レンズ雲 lenticular cloud (abbrev. len.): 輪郭明瞭なレンズ型。巻積雲、層積雲に現れる。山の近くや風の影響でできる雲で、風が吹き始める前兆 precursor (前触れ harbinger)なことも多
• つるし雲 = ロータ雲 + レンズ雲 → ぎれ雲 pannus, a rag of cloud, ragged low clouds, scud cloud
• 波状雲 (畝雲) ribbed cloud, undulatus, wave cloud: 波模様がある雲
• コンマ型雲 comma cloud: ","の形をした雲組織
• 目の壁雲 (壁雲) eyewall cloud: 巨大積乱雲群が台風の目を取巻く状態
• 尾流雲 (降水条) falls streaks, virga: 高度に関わらず雲から大量の雲粒が落下 → 地上に達しないうちに蒸発・昇華 → 発生
• 片層雲 fractostratus: 層雲からちぎれた雲

降下煤塵: 大気中粒子状物質のうち、重力・雨で降下する煤煙・粉塵等

粒子性状: 粒径・化学組成、形状、光学的・電気的特性等、多因子 - 複雑

Ex. 粒径: 分子・イオン0.001 μm (1 nm)程度-花粉100 μm
Ex. 個数濃度: 清浄空気10個/cm³程度-発生源近傍10⁶-10¹⁰個/cm³ (超クリーンルーム5-10個/cm³)

仮定: 地表のある面を基点 - その上空大気を鉛直柱(大気柱)
Ex. 年間降水量 = 800 mm → 800/20 - 年間40サイクル

水蒸気滞留時間 = 365/40 ≈ 9日

大気中水分

→ 平衡水蒸気圧 equilibrium vapor pressure

→ Tのみで決まる → 水沸点決める

e = 6.11 × 10^{at/(b + t)} ⇒ 気温関数

水面: a = 7.5, b = 237.3    氷面 a = 9.5, b =265.50

⇒ a (g/m³) = 217 × e/t + 273.15  a ⇔ e

気温により上限決まる → 一般に冬小、夏大
Def. 飽和水蒸気密度: 飽和時の水蒸気密度
→ 過飽和: 飽和水蒸気密度を越えた状態 → 小さい水滴ほど過飽和度高くないと平衡状態維持できない

Def. 露しずく dew: 地面・地物等に水蒸気が凝固し水滴となり付着(草木の葉のみにできたものを除く)

Def. 氷点 frost point, ice point: 水の凝固点

Def. 結露 dewfall: 空気中の水蒸気が露になる現象 → 湿気 damp(ness)

→ 水蒸気量そのものではなく、空気の湿り具合示す
湿度測定法 hygrometry: 湿球温度計使用

ρ_d: 乾燥空気密度 → 気体の状態方程式 → w ≈ 0.622ρ/p
p » ρ → w ≈ q: 空気塊移動し温度・圧力変化しても混合比は変化しない → 気象学でよく用いる

拡散過程: 水蒸気過飽和空気中で、水蒸気分子が水滴に向かい拡散し水滴上に凝結していく過程

質量m増加割合 = dm/dt ∝ 水滴半径 r, ∝ 過飽和度
半径r増加割合 = dr/dt ∝ 過飽和度, ∝^-1 水滴半径r

Def. 暖かい雲: 半径小さいほど半径増加割合は大きい。雲中がどこも0°Cよりも高く氷晶を含む雲
このような雲から降る雨を暖かい雨と呼ぶ(熱帯地方でよく降る)

r (or v)小(= R_e小) → 物体の受ける抵抗力 = 6πηrv (η: 粘性係数)
R_e → ∞: 粘性ない ⇔ R_e → 0: 粘性大
始め、速度小さいため速度増しつつ落下 → 速度大きくなり抵抗力が重力と釣り合い落下速度一定 →
Def. 落下の終末速度 terminal velocity: 速度一定となったときの速度
6πηrVt = mg, 水滴を球形とするとm = (4/3)·πρwr³ → Vt = 2ρwr²g/9η
→ 水滴半径大きいほど落下の終末速度大
∴ 他水滴より大きくなると落下速度増し、次々と小水滴に衝突し取り込み加速しつつ落下(併合過程)

第1段階形成期 第2段階成熟初期 第3段階成熟後期 第4段階消滅期

図2. 雷雨に伴うガスフロント生涯段階
(Wakimoto 1982)。点は降水粒子存在
を示す

クラウドクラスター: (対流)雲集合体 → 水平規模数100 km
氷雪圏 cryosphere: 地表・地中・大気で0°Cより低い場所

水平範囲 = 2-20 km, 寿命 = 数十分
雷雲セル: 雷雨もたらす対流セル
メソ高気圧(雷雲高気圧): 発達積乱雲下にできる小規模高気圧

スコールラインsquall line: 降水バンド長が100 km以上並ぶ状態

温帯低気圧の寒冷前線の前方100 km付近に出現多 - 激しい雨や、雷雨、突風伴う

• 冷気外出流 cold outflow: 積乱雲成熟期-衰退期に発生した冷下降気流が地表面に当り放射状に流出
• 第1段階(形成期): 成熟期の積乱雲の雲底から雨粒とともに冷たい下降気流が降りてくる
• 第2段階(成熟初期): 下降気流は勢いよく地表面にぶつかり水平に広がっていく。ガストフロント渦巻く
• 第3段階(成熟後期): ガストフロントは衰弱期の積乱雲から遠ざかる
• 第4段階(消滅期, 時に): 母体積乱雲は消滅後でも冷たい空気からなるガストフロントだけは遠方まで伝わる

Ex. 湿った空気が山地斜面に当たり上昇 → 空気膨張 → 気温低下 → 降雨 (山雪: 雪となる場合)

水に換算した体積を単位面積で除した値をmmで表す
1時間降水量/日降水量/月降水量 → 測定期間(時間)を示し表す
気象庁 0.5 mm刻み (0.1 mm ≤ 1967年) UTC基準 = 00, 03, 06, …

観測機器

雨量計観測降水量 = 一定時間中に雨量計に入った雨、雪、霰、雹等を水にした体積合計
= 降った(物質としての「水」)の量が降水量 = 液体 + 固体(融解し加える)
気象庁雨量計の受皿直径 20 cm、HOBO WS 15.4 cm

雪 snow

吹雪 snow storm: 横なぐりに降る雪 < 暴風雪(ブリザード) blizzard: 激しい風を伴った降雪
驟雪 snow shower: にわか雪
霧雪 snow grains: 極小さな白色で不透明な氷の粒が降る現象

理由: 積雪は気温や地表の温度に左右 + 雪と雨では密度が異なる
雪尺: 目盛入り白柱で積雪深測定 + 雪板: 新雪(ある時間内積雪)計る

森林への影響: 最深積雪、雪害の形で現れる負の影響大

林内積雪: 林型、樹種、粗密度、樹高等の林分状態に左右される

林外に比べ少: 針葉樹林 = 積雪最盛時 ≈ 60% 落葉広葉樹林 = 90%

針葉樹林では日射遮られ、融けにくく林外より遅れ融雪 snowmelt

日本海上で寒気の強い吹き出し → 北西季節風は朝鮮半島北東端の白頭山(> 2000 m)により2分 → 風下側日本海で再び合流 = 「収束 convergence する」
大気収束 = 行き場失い上昇気流発生 → JPCZ形成 = 日本海に1000 kmの対流雲列形成
JPCZに沿い形成された対流雲は上空の風に流され日本海側(北陸・山陰地方)にぶつかり大雪発生

強い山雪型の季節風が吹く前段階で、日本海を低気圧が通過 → 等圧(高)線袋状 = 袋状雲・渦状雲
Ex. 山陰沖メソ低気圧, 輪島沖メソ低気圧 → 寒冷渦

氷柱 (2020年2月8日
構内にて)

水蒸気昇華 → 針状・板状・樹枝状結晶

樹木以外の地物等にも付着
雨氷: 雨粒が地面や木等に当たり、すぐ凍結 - 透明氷塊

[発達期: 雲全体上昇気流 = 雲上方発達] → [成熟期: 発達した降水粒子落下で下層に下降流発生] → [消滅期: 雲全体下降気流]

巨大雷雨

ストームに伴う流れは3次元的性格
フックエコー

種類 types of thunder

稲光(雷光): 雷によって発生する光

上向きと下向き、正極性(+CG)と負極性(-CG)あるため対地雷は4種類

落雷 cloud-to-grand discharge

熱雷: 積乱雲が発達し発生。好天の午後に発生する雷は2-3日続く
界雷: 発達した低気圧や寒冷前線通過 時に発生(季節・昼夜差ない)。2時間以下多く、注意すれば回避可
熱界雷: 熱雷・界雷混合型(1夏2-3回) → 大雷雨が長時間続く危険な雷で、一番警戒必要

雷サイン

→ 雷発生予想・接近予報発令 → スイッチ入れ空電有無チェック → ノイズ間隔で雷の近さも判断可

太陽活動説
火山爆発説: 日傘効果 (refrigerator effect)
細塵説
炭酸ガス説: 温室効果 (greenhouse effect)
人工熱源説: 都市気候(ヒートアイランド)
+ 海水温・極氷・海洋汚染等

冬日(霜日): T_min < 0°Cの日  真冬日: T_max > 0°Cの日
夏日: T_max > 25°Cの日  真夏日: T_max > 30°Cの日
真夏夜: T_min > 20°Cの日  熱帯夜: T_min > 25°Cの日

偏差(例外) anomaly

原因

北極振動 arctic oscillation, AO

= 北半球環状モード northern hemisphere annular mode, NAM
11月-4月間(冬季)の海面気圧偏差の月別平均中で最も卓越するモードを抽出した時の形状
近年その偏差構造が顕著な長期的傾向示す

各点の主成分分析(= 経験的直交関数 empirical orthogonal function, EOF)における第1主成分得点

+ 北大西洋振動north Atlantic oscillaiton, NAO → AO/NAOパターン

総観気象学 synoptic meteorology

GMS (geostationary meteorological satellite) 静止気象衛星 Ex. ひまわり
VIS (visible 可視光), IR (infra-red 赤外光) IRにより雲の温度分かる
天気図と気象の本 国際気象協会

MTSAT-1R: (2003年打上予定だった) → 2005.2.26 打上 → 3.8 静止軌道に入る → 愛称 = ひまわり6号

センサ部 visible and infrared spin scan radiometer, VISSR: 各波長エネルギー量測定
可視画像 VIS: 0.55-0.90 μm

水平解像度 (km): 直下点(赤道、E140°) 1.25, 日本付近 南北約1.7

赤外画像 IR: 10.5-11.5 μm, 11.5-12.5 μm (窓領域)
___________6.5-7.0 μm (水蒸気吸収帯)

水平解像度 (km) 5, 日本付近 南北約 7

1. 雲分布(厚さ・高さ等の雲特性含む)
2. 雲の場所の海面水温分布(IRによる)
3. 雪氷、特にオホーツク海海氷分布
4. 上層風(雲移動から)
5. 気温・水蒸気量鉛直分布(NOAA-TOVSによる)
6. 低気圧・前線・台風の中心位置・発達段階・程度(雲分布から)

明治初期(赤坂葵町時代)の気象台

気象庁

警報発表・気象観測の必要性を建白

06.05 赤坂葵町でJoyner HB(英)による1日3回の観測開始

05.26 暴風警報(初)
11.01 暴風警報信号柱: 東京品川に設置 → 1884年 20ヶ所

警報発令されたが信号柱が少ない - 測候所設立の必要性認識

警報発令遅延 - 南方海上から北上する台風の観測網貧弱

任務: 大雨暴風、地震津波、火山噴火等の自然現象と、それに伴う災害監視 → 予報・警報行い、災害予防、交通安全確保、産業興隆等に寄与

他施設 = 気象研究所、気象衛星センタ、高層気象台、地磁気観測所、気象大学校

気象庁観測

百葉箱 screen: 観測用鎧戸つき白木箱 → 直射日光避けた気温 screen temperature
露場: 百葉箱・気象計等を設定している場所 → 短い芝生 (+ 柵・金網)

利点: 高観測密度 + 近リアルタイム
1時間毎測定 → 気象観測センターへ送信
全国約1300ヶ所 (間隔平均17 km)

4要素(風向・風速、気温、雨量、日照量) = 840ヶ所(平均間隔21 km) + 雨量のみ(460ヶ所)
多積雪地方では積雪も観測 (約200カ所)

海面水温: 海面から1-2 mの深さまでのよく混合した海水の温度
波浪計: 船舶取りつけ → 数分間に観測された波の高さと周期を統計処理し有義波高や平均周期計算

欠点: 風浪とうねり区別できず、波向は不明

観測結果: 直ちに空港内の航空管制機関や航空会社等に通報 + 気象庁を通じ他空港に送信
風: 滑走路付近で観測(10分間平均) + 風変動大な時は10分間最大・最小瞬間風速や風向変動範囲も観測 + 2分間平均風も常時記録監視 (→ 航空機離着陸に微細風変動も影響) 視程: 空港周辺目視観測 + 滑走路視距離観測装置により滑走路視距離(パイロットが滑走路標識や灯火を見える距離)観測
通常気象観測要素(Ex. 気温、大気現象)も視程・滑走路状態に関係 Ex. 雲量・雲形の他に、雲底高さを目視及びシーロメータ(真上発射光パルスが雲底で反射され戻る時間を測り高さを求める装置)で観測
航空気象上の現地気圧 = 滑走路上3 m換算値 Cf. 海面上3 m換算値 → 高度計規正値(QNH)

高層気象観測官署 = 国内18ヶ所 (全世界約850ヶ所, 海洋上(特に南半球)不足)

結果 → 直ちに気象庁本庁通報(指定気圧面値(高さ、気温、湿数、風向・風速)と特異点値を分け通報)
指定気圧面: 1000, 925, 850, 700, 500, 400, 300, 250, 200, 150, 100, 70, 50, 30, 20,10 hPaになる面
特異点: 指定気圧面の値だけで表現しきれないような急な鉛直方向の変化を示す点

Ex. 上下隣接指定気圧面間: 気温逆転temperature inversion点。風向・風速変動点

観測直後の通報には湿度の代わりに湿数(気温 – 露点温度 = T - Td)を使用

風に流される気球位置追跡 → 風向・風速求める

レーウィンゾンデ観測: 00,12UTC (9,21JPN)観測(気圧、温度、湿度計)

高度: 静水圧式を用い地上気圧、観測データから計算
風向風速: 時間毎の気球位置のずれから計算

レーウィン観測: 06, 18 UTCに観測(風向・風速)

週1回(原則水曜日)観測 → 日本: 岩手県気仙郡三陸町綾里観測所

気象庁はウインドプロファイラ全国配備(WINDAS, wind profiler network data accuisition system)

風(音波観測)のみだが、10分毎高密度データ → レーウィン観測(6時間毎)補完 - 空のアメダス機能期待

レーダ探知範囲 = 数100 km → 目視でも天気図でも把握しにくい「メソスケール現象」観測に適
気象レーダー方程式: レーダー仕様定数, c, ε, τ等の常数をまとめCと表すと簡単

平均受信電力, P_r = (CL²/r²)·Z (Zを求めたい)

Z: レーダー反射因子(降水粒子特性関連項) = ΣD⁶ (D: 単位体積中の降水粒子直径)

Z-R関係式: Z (mm⁶/m³)-降雨強度 R (mm/hr)間の統計的関係式

Z = BRβ (B, β: constant → 降水種類により異なるが B = 200と β = 1.6が代表的)

レーダーで測定されるのは降雨強度 → 1時間積算し雨量計の毎時雨量と比較補正

前1時間降水量が5 km格子毎(2001.3より2.5 km)に記号図示 (2003.6.2より30分毎作成発表)
アメダス捕捉できない局地的豪雨 localized burst (土砂降りdownpour)も捕らえ、見逃し減った

2観測法の欠点を相互補完し、利点を生かすためレーダーアメダス解析雨量を作成

地形エコー: 山岳等からの反射エコー → パルス変調除去
エンゼルエコー(晴天エコー) clear air echo, CAE: 大気屈折率の乱れからの反射
海面エコーsea clutter: 波や飛沫からの反射 → 海が荒れるほど強
スパイラルバンド: 台風等の熱帯低気圧を観測した時に見られる螺旋状のレーダーエコー
ブライト・バンド(融雪層): 氷晶雲(冷雲)中で落下する雪結晶が融け雨滴に変化 → レーダー波を良く反射するため強いエコーが観測されるその層のこと
海面反射 sea clutter

ドップラー効果: 降水粒子のレーダービーム方向速度成分 → 送信電波周波数と反射電波の周波数変化

+ 3箇所以上のドップラーレーダー観測 → 速度3成分(xyz)分かる → 降水範囲の移動速度測定

動径速度: 正負(風向が観測点に近づく(遠ざかる)向き)分布から空気の発散divergenceや渦を見出せる

全体的変化、移動状況把握 → 将来予想
+ 他の等値線(等風速線isotach、等温線、逆転層、圏界面等)、物理量分布解析 → 天気予想

客観解析で得た解析値(形式: 格子点値grid point value, GPV) → 数値予報初期値に使用
初期値化 initialization → 数値積分の立上がりノイズを減らすため実施
長所: 系統誤差は自動的修正(数値予報位相誤差は修正されない) → 天気翻訳精度高
短所: 予報モデル更新時に1-2年データ蓄積必要 - 更新時に対応遅れる

長所: 数値モデル更新不要
短所: 精度MOSより低

実況と数値予報結果との統計的関係式を逐次解析、学習しながら日々最適予報値見出す
長期間数値予報結果の蓄積待つ必要ない (数値予報モデル変更に柔軟対応可能)
大雨確率・量的予想等の非線形式が重要要素でも精度向上期待

降水短時間予報図: 初期時刻の細かい1時間雨量分布図の外挿が基本 → 1時間毎に3時間先まで作成

気象庁計算機更新 - 降水短時間予報5 kmメッシュで6時間先まで

地点確率: Pr(1 mm ≤ 降水) → 地域確率: Pr(30 mm ≤ 大雨for 3 hr)
局地現象: 水平範囲 = 数 km-100 km × 垂直範囲 = 数 m-数 km

寿命数分-半日程度の局地的な気象現象
Ex. 局地風、竜巻、雷雨、ヒートアイランド、集中豪雨
おろし: 強風をもたらす山から吹き下りる局地風
Ex. 空っ風(関東), やまじ(愛知), 六甲おろし(関西)
山背(やませ): 初夏-夏に北日本太平洋側で吹くオホーツク高気圧からの北東風

= 低温多湿 → 雲多くなり日射量不足(冷害や凶作)

Ex. アンサンブル予報ensemble forecast
1例数値予報は高気圧・低気圧位置、天気の時間的推移予測不可 → 初期値に僅かなバラツキ与え複数例数値予測 → 平均(アンサンブル平均)化 → 個々例中の誤差同士打ち消しあい平均大気状態予測可能

→ 長期予報(1ヶ月程度)に用いた
→ 気象庁NAPS(数値解析予報システム)更新
→ 週間予報もアンサンブル予報導入

数値予報

理論的に大気状態を予報化 → 数値予報
品質管理: 誤差(測器 + 人為 + 伝達) → 誤差除去・修正データを格子点grid point上に内挿

手順

1. 気象観測データの品質管理と客観解析 = 初期値作成
2. 大気の数値モデルを用いた時間的数値積分
3. 天気への翻訳等各種予測製品 (予想天気図、ガイダンス等)作成 = 二次的加工

改良点: 数値予報 - 5日以上先になると誤差大きくなる
→ 1. 解像度(分解能)高める + 2. 物理過程表現を現実に近づける + 3. 初期値精度高める

予報精度評価

→ 予報誤差 = 予報値 - 実況値

F_i: 予報値, A_i: 対応する実況値, n: 予報回数

→ 確率予報精度評価によく利用 (Ex. 降水確率)
F_i: 予想確率, A_i: 現象生起 = 1,
不生起 = 0 → 0に近いほど予報精度高

分割表による評価
Ex.     降水予報  あり  無し  合計    的中率 = (a + d)/n
実況   あり            a      b      n₁      見逃し率 = b/n
          無し            c      d      n₂      空振り率 = c/n
          合計           m₁   m₂    n       スレット・スコア = a/(a + b + c)
スレット・スコア critical success index, CSI: トルネード等、稀な現象の予報精度評価に有用

天気図 (synoptic) weather chart

地上天気図(等高度面天気図)

風力階級記
号(気象庁)

風力

地面近くの空気が非常に不安定で、地面が日射で強く加熱されたりすると発生

気象通報

風向 wind direction

時計回り veering (-に向きを変える veer) ⇔ 反時計回りbacking (-に向きを変える back)

2018年10月29日留萌管内強
風波浪警報発令中 (苫前)

天気予報 weather report or forecast

東京地方(除, 多摩西部地区): 大雨洪水注意報 = 雨量/h(予想) > 30 mm → 警報 = 雨量/h > 50

一般に鱗状、針状・羽状・扇子状

高層天気図(等圧面天気図)

表. 等圧面(hPa)とその高さ(km): 天気予報は500, 700, 850 hPa面多用

等圧面   100  200  300  500  700    850
高度        15    12    10   5.5     3     1-1.5

850 hPa → 寒冷前線発達予測
500 hPa → 低気圧(トラフ、リッジ)発達予測

1. 高度は極に行くにつれ低 → 極は低圧部
2. 風は等高度線にほぼ平行
3. 等高度線間隔狭 = 風速強 → 地衡風の関係成立

天気(気象庁)

雲量 cloud cover: 空面積に対し雲面積が占める割合 → 0(無雲)-10(青空なし) + 不明 obscured = 11段階

薄曇 slightly overcast: 雲量 9 + 巻雲、巻積雲または巻層雲が多い

視程 visibility < 1 kmか全天が覆われる

ハブーブ haboob: サハラ砂漠の砂嵐 sand storm

●_ニ: にわか雨(驟雨) (rain) shower, ●_ツ: 雨強し

雹粒子(ひょうの粒) hailstone → 雷電と関連

_ツ: 雷強し
雷電 thunderstorm: 電光が見え、雷鳴が聞こえる急激な放電

霧 fog

種類

モンスーン霧: 安定風卓越predominant期間に湿暖気が冷地表上に移動 Ex. 沿岸(6-8月釧路)
海霧 sea fog: 海上にできる
熱帯気団霧: 海洋性熱帯気団中にできる

蒸気霧 steam fog: 冷空気塊 → 低温度地表上で強冷却 → 安定気層になり水面上移動時に形成

Ex. 極地方で定常的に発生しやすい

温暖前線霧: 温暖前線通過に先だち冷空気が雨の蒸発による水蒸気の補給を受け形成
放射霧: 前線の通過後、雨で湿った地表上に形成

靄中相対湿度 < 100% (霧より小)。靄は一般に多少とも灰色がかる

主に燃焼により発生する煤煙や亜硫酸ガス(SO₂)等によって起る
☛ 光化学スモッグ

氷霰 small hail

φ = 5 mm (稀 φ < 5 mm)

= 雪霰と雹の中間状態 → 比較的高密度 = 0.8ｇ/cm³ (稀0.99ｇ/cm³)

Ex. 台風予報・情報

位置 = 円形等圧線の中心
動き = 補外法 + 数値予報 (一般流/指向流) + 統計(確率モデル)

転向点: 台風の方向の変わる点 - 放物線の頂点
複数台風が近接すると相互干渉が起こる

風台風: 風害が大きくなると予測される場合
雨台風: 大雨害が大きくなると予測される場合

観望天気

• 夏の朝に赤雲は夕立 → 大気中湿気多 - 雄大積雲・積乱雲発生傾向
• 太陽や月に暈がかかると雨 → 巻層雲が出現していて低気圧接近
• 月の色が薄白いのは雨 → 既に上層雲発生したか、上空水蒸気が多い
• 北から曇れば雨 → 寒冷前線接近中
• 米櫃に飯が付くと晴れ → 空気乾燥してきている
• 雷3日 → 熱雷発生すると3日位続くことが多い
• 虹が川をまたぐと雨 → 周辺で降雨

天気と諺 lore

= 経験則: 高信頼度の諺は天候判断補助になる → 観天望気を諺だけに頼るのは危険

• 北風が南風に変わると雨: 気圧の谷接近にともない、谷の前面に入る
• 早朝暖かい時は雨: 天気悪化し放射冷却で夜間の冷え込み弱い。低気圧暖域に入る
• 夕焼けは晴れ: 西の空に雲がない

海洋気象学 marine meteorology

大気 ⇐ 相互作用 ⇒ 海洋 → 大気-海洋系 → 気象学 + 海洋学 + α

海洋-大気間熱収支、水(水蒸気)収支、運動量収支、海流・波・潮汐・潮流

水圏 hydrosphere

天然水 = 純粋(H₂Oのみ) + 他の物質
Ex. 海水 – 世界の海は互いにつながり組成はほぼ一定

海水の動き: 海流ocean currents, 潮流tidal currents, 潮汐tide
表. 海洋と陸地における降水量と蒸発evaporation量 → 水の海洋-陸地間循環のもと
          降水量(10³ km³)    蒸発量(10³ km³)
海洋            297                      334
陸地             99                        62

→ 差の37 × 10³ km³は河川水として海へ移動

→ 化石等から求める海年代と矛盾 (物質循環を考慮していない)

季節によって水面の加熱･冷却が異なり、水温差が生じることによって起こる流れ = 密度に起因

夏季: 水面加熱し上層水温が下層より高くなり成層状態
冬季: 水面冷却し上層水温が下層より低 → 上層の浮力が重くなり下層へ潜ろうとする力働く = 鉛直混合

月齢

朔(= 1日ついたち)から次の朔までの周期は29.530589日

大潮(俗): 朔期間同様、この頃に極大の満潮high astronomical tideと干潮の潮位差

潮汐 (sea) tide

潮力エネルギーtidal energy: 月・太陽等の引力が地球上の各地点で異なるため生じる潮汐を起こす力

潮力の出力 tidal power

分潮 component tide, constituent: 起潮力を三角関数の和とし表わした時の個々の周期変動

4大分潮: 実用上重要 (気象庁推算潮位計算は、60の分潮を使用)

主太陰半日周潮 M2 + 主太陽半日周潮 S2 + 日月合成日周潮 K1 + 主太陰日周潮 O1

⇒ それぞれの波向、周期、波高により表現

漣さざなみ wavelet: 風が吹き立つ小波

風浪の向き ≈ 風向 ↔ うねりの向きはその海域の風向と一致と限らない
波向: 波の来る方向(風向同様)
周期: 波の山から山(谷から谷)までの時間(平均値)
波高: 波の底(谷)から山(底)までの高さ(平均値) = 副振動の最大全振幅
有義波高: 波浪計でn個の波(≈ 100)観測 → 波高高い方からn/3個の波高平均値
平均波高: 有義波高の約0.6倍、1000波に1波は有義波高の2倍近い波現れる

気象庁: 推算潮位として潮汐予報値を計算し｢潮位表｣として発刊

潮汐予報(推算) prediction of tide: 観測値から調和分析で潮汐定数求める → 潮汐予測計算
潮位表 tide tables: 海岸における満潮と干潮の時刻および潮位の予報値を1年分記載した表

日本国内各地点の推算潮位値等を記載
1931 気象庁「潮汐表」とし発刊 → 1942 「潮位表」と改めた(海上保安庁発行「潮汐表」と区別)

気象庁式: 潮位偏差 = 実測潮位 – (推算潮位 + D)

D = 最近5ヵ年年平均潮位 – 潮位表基準面(年平均潮位下)

処理方法により平滑値と瞬間値がある

Ex. [極端] 1日1回しか満潮と干潮が現れなくなる
月公転軌道面と地球赤道面とが一致せず、ある角度を持つため発生

海面が吸い上げられるよう変動
海水流動終わった状態(静的状態) → 1 hPa気圧↓ = 0.99 cm海面上昇

流れが陸地等の固定境界で堰止められ起こる海水面上昇 = 強風で海水が陸に吹き寄せられ発生
[釣合] 剪断応力 = 水面勾配 → 海水流動静止(定常状態)
⇒ 海面上昇量 ∝ 風速²、海域の長さ, ∝^-1水深

測定所

= 検潮小屋 + 検潮井戸 + 導水管 + 検潮儀 + 水準標石等で構成

気象庁: フース型(浮き式)検潮儀使用 → 長期巻式(LFT) + デジタル式(DFT)

潮流 tidal current, tidal stream

• 月に関連する潮の呼称: (旧暦日 目安)
• 大潮 high (spring) tide: 朔/望前後でMax(D)が現れる時期 (14-17, 29-2)
• 中潮: 大潮-小潮の中間にあたる潮 (3-6, 12-13, 18-21, 27-28)
• 小潮neap tide: 上弦か下弦の前後でMin(D)が現れる時期 (7-9, 22-24)
• 長潮: 干満間隔長く、潮の動きが非常に緩やかな潮 (10, 25)
• 若潮: 長潮翌日にあたり干満差が次第に大きくなる潮 (11, 26)

D = 満潮-干潮の潮位差
望潮位: 望前2日後4日の期間に満潮/干潮中から選んだ最高/最低潮位
朔潮位: 朔前2日後4日の期間に満潮/干潮中から選んだ最高/最低潮位

水面波 (波浪waves・波wave)

⇒ 物理学上の波動理論成立 = [屈折、回折、反射、透過、減衰等の性質] + [海の波特有の性質]
波パラメータ:
波速 C = L/T

波長 = L, 周期 = T, 水深 h, 水面波形 η
振幅 a = H/2, 波高 = H

微小振幅波: 水面変動の振幅が水深に対し十分小さい波

→ 微小振幅波理論: その仮定における理論

⇔ 有限振幅波: 波高がそれほど小さくない波 ⇒ 有限振幅波理論

深海波(沖波) deep water wave
浅海波 wave in transitional depth
極浅海波(長波) shallow water wave, long wave

周期, 波高 → 波浪に順ずる
高さ: 平滑曲線か推算潮位から山までの高さ(谷は関係ない) [気象庁 → (谷から山の差/2)を速報値]