地上気象解析
天気図の種類
2006 年 10 月 21 日の米国の地上気象分析。その時点では、熱帯暴風雨ポールが活発でした (ポールは後にハリケーンになりました)。

地上気象解析は、地上の気象観測所からの情報に基づいて、指定された時間における地理的領域の気象要素を表示する特殊なタイプの天気図です。 [1]

天気図は、海面気圧、気温、雲量などの関連量の値を地理地図上にプロットまたはトレースすることによって作成され、気象前線など総観規模の特徴を見つけるのに役立ちます。

19世紀に初めて天気図が作成されたのは、嵐のシステムに関する理論構築に役立てるため、事後かなり経ってからでした。[2]電信の発明後、初めて同時地上気象観測が可能になり、1840年代後半からスミソニアン協会がリアルタイムの地上解析を作成した最初の機関となりました。地上解析の使用はアメリカ合衆国で始まり、1870年代には世界中に広まりました。ノルウェーの低気圧モデルは、前線解析に1910年代後半にヨーロッパ全域で使用され始め、第二次世界大戦中にアメリカ合衆国にも普及しました。

地上天気解析では、前線、雲量、降水量、その他の重要な情報を示す特別な記号が用いられます。例えば、H は高気圧を表し、晴天で比較的暖かい天候を意味します。一方、L は低気圧を表し、降水を伴うことがよくあります。天気図では、前線帯やその他の地上境界だけでなく、天気図上の様々な地点の現在の天気を表すためにも、様々な記号が用いられます。降水域は、前線の種類と位置を特定するのに役立ちます。

表面分析の歴史

1888年3月12日午後10時の大吹雪の表面分析

現代的な意味での天気図の使用は、19世紀半ばに、暴風雨のシステムに関する理論を考案するために始まりました。[3] 1845年までに電信網が発達したことで、遠隔地からの気象情報を迅速に収集できるようになり、リアルタイムのアプリケーションにおいてもその価値を維持できるようになりました。スミソニアン協会は、1840年代から1860年代にかけて、アメリカ合衆国中部および東部の大部分に観測網を構築しました。アメリカ陸軍通信隊は、 1870年から1874年にかけて議会の法令によりこのネットワークを継承し、その後まもなく西海岸へと拡張しました。[4]

当初、気象データは観測時刻が異なっていたため、あまり有用ではありませんでした。時刻標準化の最初の試みは1855年までにイギリスで始まりました。アメリカ合衆国全土がタイムゾーンの影響を受けるようになったのは、1905年にデトロイトが標準時を確立した時でした。[5]他国もアメリカ合衆国に倣い、1873年から気象観測を同時的に開始しました。[6] その後、他の国々も地表解析の準備を開始しました。天気図に前線帯が用いられるようになったのは、ルーミスが1841年に同様の概念を試みていたにもかかわらず、1910年代後半にノルウェー低気圧モデルが導入されてからでした。 [7]気団の変化の先端が第一次世界大戦の戦線に類似していたため、これらの線を表すために「前線」という用語が使われるようになりました。[8]

天気図で使用されている現在の天気記号

第一次世界大戦直後にノルウェーの低気圧モデルが導入されたにもかかわらず、米国が正式に地表解析で前線を解析したのは1942年後半、ワシントンD.C.の中心街にWBAN解析センターが開設されてからでした[9]。地図作成を自動化する取り組みは米国で1969年に始まり、[10]プロセスは1970年代に完了しました。香港は1987年までに自動地表プロットのプロセスを完了しました。[11] 1999年までには、コンピュータシステムとソフトウェアがようやく洗練され、同じワークステーション上で衛星画像、レーダー画像、大気の厚さや前線形成などのモデルから得られるフィールドを地表観測と組み合わせて下層に置くことで、可能な限り最高の地表解析を行うことができるようになりました。米国では、この開発はIntergraphワークステーションがn- AWIPSワークステーションに置き換えられたときに達成されました。[12] 2001年までに、国立気象局内で行われていた様々な地表解析は、4つの異なるセンターの解析結果を統合した「統合地表解析」に統合されました。[13]気象学と地理情報システム の両分野における近年の進歩により、きめ細やかに調整された天気図の作成が可能になりました。気象情報は、関連する地理的詳細と迅速に照合できます。例えば、路面の凍結状況を道路網上にマッピングできます。このことは、今後数年間にわたって地表解析の作成方法と表示方法に変化をもたらし続けるでしょう。[14]

天気図で使用される観測所モデル

地上気象解析上にプロットされた観測所モデル

天気図を解析する場合、観測点ごとに観測所モデルがプロットされる。観測所モデル内には、気温、露点、風速と風向、気圧、気圧傾向、現在の天気がプロットされる。[15]中央の円は雲量を表し、塗りつぶされた割合は曇りの度合いを表す。[16]米国以外では、気温と露点は摂氏でプロットされる。風向計は風が来る方向を指す。風向計の完全な旗はそれぞれ 10 ノット (19 km/h) の風を表し、半分の旗はそれぞれ 5 ノット (9 km/h) を表す。風速が 50 ノット (93 km/h) に達すると、塗りつぶされた三角形が 50 ノット (93 km/h) の風速ごとに使用される。[17]米国では、観測所モデルの隅にプロットされる降雨量の単位はインチである。国際標準の降雨量測定単位はミリメートルである。地図上に観測所モデルのフィールドがプロットされると、解析等圧線（等圧線）、等圧線（等圧線）、等温線（等温度線）、等速線（等風速線）が描かれます。[18]抽象的な天気記号は、天気図上でできるだけスペースを取らないように考案されました。[要出典]

総観スケールの特徴

総観規模の地形とは、その規模が数百キロメートル以上と非常に大きい地形のことである。[19]この規模の地形には、移動性気圧システムや前線帯が存在する。[要出典]

圧力センター

風の矢の解釈

地上気象解析において、閉じた等圧線内に存在する地上高気圧と低気圧の中心は、気圧場における絶対的な最大値と最小値であり、ユーザーはその周辺の天候を一目で知ることができます。英語圏の天気図では、高気圧はH、低気圧はLで表示されます[20]。一方、スペイン語圏の天気図では、高気圧はA、低気圧はBで表示されます[21] 。

低圧

低気圧はサイクロンとも呼ばれ、気圧の極小期に位置します。北半球では地表で内向き反時計回りに回転しますが、南半球ではコリオリの力により内向き時計回りに回転します。サイクロン付近の天候は通常不安定で、雲量が増加し、風が強まり、気温が上昇し、大気が上昇して降水の可能性が高まります。極低気圧は、氷冠から冷たい空気が流れ込む比較的穏やかな海水上で発生することがあります。比較的暖かい海水は上昇対流を引き起こし、低気圧の形成と、通常は雪の形での降水を引き起こします。熱帯低気圧と冬の嵐は、低気圧の激しい変種です。陸上では、熱低気圧は夏の暑い天候を示します。[22]

高圧

高気圧（高気圧とも呼ばれる）は、北半球では地表で時計回りに外側に回転するのに対し、南半球では反時計回りに外側に回転します。地表高気圧の下では、大気が下降することで圧縮によって空気がわずかに暖められ、空が晴れ、風が弱まり、降水確率が低下します。[23]下降する空気は乾燥しているため、気温上昇に必要なエネルギーは少なくなります。高気圧が持続すると、高気圧に伴う下降運動によって地表付近に閉じ込められた汚染物質によって大気汚染が悪化します。[24]

フロント

閉塞低気圧の例。三重点は、寒冷前線、温暖前線、閉塞前線の交点です。

気象学における前線とは、密度、気温、湿度が異なる気団の境界のことである。厳密に言えば、前線は前線帯の暖かい方の端で形成され、そこでは勾配が非常に大きい。前線がある地点を通過すると、気温、湿度、風速と風向、気圧の最低値、雲のパターンの変化が見られ、時には降水も伴う。寒冷前線は冷たい気団が進むところで発生し、温暖前線は暖かい空気が進むところで発生し、停滞前線は移動していない。前線は典型的には低気圧の中心を回り込むように形成され、この北半球の図に示されている。より大規模に見ると、地球の極前線は赤道から極にかけての一般的な気温勾配が急峻になったもので、熱風バランスの理由から高高度ジェット気流の下に存在している。前線は通常西から東へ移動しますが、気流が低気圧の中心を回り込むため、南北方向、あるいは東から西へ移動することもあります（「バックドア前線」）。前線帯は、山や大きな水域などの地形によって歪むことがあります。[13]

寒冷前線

寒冷前線は、等温線解析において急激な温度勾配の先端に位置し、多くの場合、急激な地表気圧の谷によって特徴づけられる。寒冷前線は温暖前線の最大2倍の速さで移動し、より急激な天候の変化をもたらす。これは、冷たい空気が暖かい空気よりも密度が高く、暖かい空気を急速に持ち上げるだけでなく、押し出すためである。寒冷前線は通常、狭い帯状の雲、にわか雨、雷雨を伴う。天気図では、寒冷前線の表面位置は、冷たい気団の先端において、移動方向を指す青い三角形（ピップ）の線で示される。[13]

温暖前線

温暖前線は、地球の表面上で、比較的暖かい空気の塊が冷たい空気に向かって進んでいる位置を示します。温暖前線は等温線の勾配の暖かい端に示され、寒冷前線よりも幅広く弱い傾向にある低気圧の谷内にあります。温暖前線は寒冷前線よりも移動が遅いのは、冷たい空気の方が密度が高く、地球の表面に沿って押し出されるだけであり、持ち上げられるわけではないためです。暖かい気団が冷たい気団を覆うため、気温と雲の変化は地表よりも高い高度で先に発生します。温暖前線の前方の雲はほとんどが層状で、前線が近づくにつれて降水量は徐々に増加します。温暖前線の前では、下降する雲底は多くの場合、巻雲と巻層雲（高層）で始まり、次に高層雲（中層）となり、最終的には前線が通過するにつれて大気の下層になります。温暖前線は、降水が冷たい空気の領域に降り注ぐと霧が発生することがありますが、温暖前線通過後は地表温度の上昇と風によって霧が消散する傾向があります。環境が不安定な場合は、雷雨が発生しやすくなります。天気図では、温暖前線の位置は、進行方向を指す半円の赤い線で示されます。

温暖前線を覆う雲のイラスト

閉塞前線

閉塞前線に関する古典的な見解は、寒冷前線が温暖前線を追い越すときに形成されるというものです。[25]より現代的な見解では、閉塞前線は低気圧発生時に傾圧帯が巻き上がる際に直接形成され、流れの変形と低気圧の周りでの回転によって長くなると示唆されています。[26]

閉塞前線は天気図上では、進行方向を指し示す半円と三角形が交互に並んだ紫色の線で示されます。つまり、温暖前線と寒冷前線の色と記号が混在します。閉塞は温暖型と寒冷型に分けられます。[27]寒冷閉塞では、温暖前線を追い越す気団は温暖前線前方の冷たい空気よりも冷たく、両方の気団の下を通過します。温暖閉塞では、温暖前線を追い越す気団は温暖前線前方の冷たい空気ほど冷たくなく、暖かい空気を持ち上げながら冷たい気団の上に乗ります。閉塞前線は天気図上では、進行方向を指し示す半円と三角形が交互に並んだ紫色の線で示されます。[13]

閉塞前線は通常、低気圧のライフサイクルの成熟期または後期に形成されますが、閉塞後も深化する低気圧もあれば、閉塞前線を全く形成しない低気圧もあります。閉塞前線に伴う気象には、ドライスロットや帯状降水など、様々な雲や降水パターンが含まれます。寒冷前線、温暖前線、閉塞前線は、閉塞点または三重点でしばしば合流します。[28]

天気図で見られる気象前線の記号のガイド:
1. 寒冷前線
2. 温暖前線
3. 停滞前線
4. 閉塞前線5.
地表の谷
6. スコール線
7. 乾燥線
8. 熱帯波
9. トロワル

停滞前線とせん断線

停滞前線とは、2つの異なる気団の間にある動かない境界です。これらの気団は長期間同じ場所に留まり、時には波のようにうねります。[29]多くの場合、鋭い前線帯の後ろ（冷たい側）には、等温線の間隔が広く、温度勾配が緩やかなものが続きます。停滞前線沿いには多様な天候が見られ、特定の種類というよりも、その存在期間の長さによって特徴付けられます。停滞前線は数日で消滅することもあります。しかし、上空の気象条件が変化すると、寒冷前線または温暖前線に変化し、一方の気団をもう一方の気団に引き寄せます。停滞前線は天気図上で、赤い半円と青いスパイクが交互に反対方向を指して示され、大きな動きがないことを示します。[要出典]

気団の温度が均一化すると、停滞前線の規模は縮小し、風向が短い距離で変化する狭い領域に退化します。これはシアーラインと呼ばれ、[30]青い点と破線が交互に並ぶ線で表されます。[13] [31]

メソスケールの特徴

メソスケールの特徴は、前線のような総観規模のシステムよりも小さいですが、雷雨のような嵐規模のシステムよりも大きいです。水平方向の寸法は、通常、10キロメートル以上から数百キロメートルの範囲です。[32]

ドライライン

The dry line is the boundary between dry and moist air masses east of mountain ranges with similar orientation to the Rockies, depicted at the leading edge of the dew point, or moisture, gradient. Near the surface, warm moist air that is denser than warmer, dryer air wedges under the drier air in a manner similar to that of a cold front wedging under warmer air.[33] When the warm moist air wedged under the drier mass heats up, it becomes less dense and rises and sometimes forms thunderstorms.[34] At higher altitudes, the warm moist air is less dense than the cooler, drier air and the boundary slope reverses. In the vicinity of the reversal aloft, severe weather is possible, especially when a triple point is formed with a cold front.[citation needed]

During daylight hours, drier air from aloft drifts down to the surface, causing an apparent movement of the dryline eastward. At night, the boundary reverts to the west as there is no longer any solar heating to help mix the lower atmosphere.[35] If enough moisture converges upon the dryline, it can be the focus of afternoon and evening thunderstorms.[36] A dry line is depicted on United States surface analyses as a brown line with scallops, or bumps, facing into the moist sector. Dry lines are one of the few surface fronts where the special shapes along the drawn boundary do not necessarily reflect the boundary's direction of motion.[37]

Outflow boundaries and squall lines

A shelf cloud such as this one can be a sign that a squall is imminent

Organized areas of thunderstorm activity not only reinforce pre-existing frontal zones, but they can outrun cold fronts. This outrunning occurs in a pattern where the upper level jet splits into two streams. The resultant mesoscale convective system (MCS) forms at the point of the upper level split in the wind pattern at the area of the best low-level inflow. The convection then moves east and equatorward into the warm sector, parallel to low-level thickness lines. When the convection is strong and linear or curved, the MCS is called a squall line, with the feature placed at the leading edge where the significant wind shifts and pressure rises.[38] Even weaker and less organized areas of thunderstorms will lead to locally cooler air and higher pressures, and outflow boundaries exist ahead of this type of activity, "SQLN" or "SQUALL LINE", while outflow boundaries are depicted as troughs with a label of "OUTFLOW BOUNDARY" or "OUTFLOW BNDRY".[citation needed]

Sea and land breeze fronts

海風に関連する理想的な循環パターン

海風前線は、晴れた日に陸地が上空の空気を水温よりも高い温度に温めることで発生します。同様の境界は、日中は湖や川の風下で、夜間は沖合の陸地でも形成されます。水の比熱は非常に高いため、最も晴れた日であっても、水域では日中の温度変化はほとんどありません。水温の変動は1℃（1.8℉）未満です。一方、比熱の低い陸地では、数時間で数℃も変動することがあります。[39]

午後になると、暖かい空気が上昇するため、陸地の気圧は低下します。海上の比較的冷たい空気が、それと入れ替わるように流れ込みます。その結果、比較的冷たい陸風が吹きます。このプロセスは通常、夜間に水温が陸地よりも高くなると逆転し、沖合の陸風となります。しかし、夜間に水温が陸地よりも低い場合は、海風はいくらか弱まるものの、吹き続けることがあります。これは、例えばカリフォルニア沿岸でよく見られる現象です。 [要出典]

十分な水分が存在する場合、海風前線に沿って雷雨が発生し、そこから流出境界が広がる可能性があります。これにより、操舵流が弱い場合、風向・気圧の乱れが生じます。他の地表地形と同様に、海風前線は低気圧の谷間にあります。[要出典]

マイクロスケールの特徴

下降反射コア

下降反射コア (DRC) は、スーパーセル雷雨で観測される気象現象であり、エコーオーバーハングから嵐の 下層に下降する、局所的で小規模なレーダー反射率の強化領域が特徴です。

参照

参考文献

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ウィキメディア コモンズには、大気前線に関連するメディアがあります。
  • 「中緯度低気圧」
  • ノルウェーサイクロンモデル — NWS
  • 統一表面解析マニュアル — NWS
  • 統合表面分析 — NWS
  • 気象学用語集
  • コールドフロントページ
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