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気象学では、気団とは気温と湿度で定義される空気の体積のことです。気団は数百から数千平方マイルを覆い、その下にある地表の特性に適応します。気団は緯度と大陸性または海洋性の気団の発生地域によって分類されます。より冷たい気団は極地または北極地と呼ばれ、より暖かい気団は熱帯とみなされます。大陸性および上空の気団は乾燥していますが、海洋性およびモンスーン性の気団は湿潤しています。気象前線は、異なる密度 (気温または湿度) 特性を持つ気団を分離します。気団が発生地域から離れると、下にある植生や水域がその特性を急速に変えることがあります。分類方式は、気団の特性だけでなく、その変化にも対処します。
分類と表記
ベルジェロン分類は、最も広く受け入れられている気団分類の形式ですが、他の研究者は、地球上のさまざまな地域を対象に、この体系のより洗練されたバージョンを作成しています。[1] [2] 気団分類には3つの文字が含まれます。最初の文字は、その水分特性を表します。「c」は大陸気団（乾燥）、「m」は海洋気団（湿潤）を表します。発生源地域は、「T」は熱帯、「P」は極地、「A」は北極または南極、「M」はモンスーン、「E」は赤道、「S」は大気中の著しい下降運動によって形成された断熱乾燥および加温空気を表します。たとえば、夏に米国南西部の砂漠上に発生する気団は、「cT」と指定される場合があります。冬に北シベリア上に発生する気団は、「cA」と示される場合があります。[3]
気団の安定性は、3番目の文字「k」（気団が下の表面より冷たい）または「w」（気団が下の表面より暖かい）を使用して表されることがあります。[3]この例としては、メキシコ湾流 上を吹き抜ける極気団が挙げられ、「cPk」と表記されます。また、アポストロフィまたは「度数目盛り」が使用されることもあります。これは、置き換えられる気団と同じ表記を持つ気団が、置き換えられる気団より冷たいことを示します（通常は極気団の場合）。たとえば、太平洋上の一連の前線では、 mPkと表記された気団の後にmPk'と表記された気団が続くことがあります。[3]
これらの記号を使用する別の慣習は、あるタイプから別のタイプへの変更または変換を示すことです。たとえば、アラスカ湾に吹き出す北極の気団は、「cA-mPk」と表示されます。さらに別の慣習は、特定の状況での気団の層を示します。たとえば、メキシコ湾からの気団が米国中部上空で極気団を越える場合、「mT/cP」という表記で示されます (分数表記のように水平線が使用される場合もあります)。[4]
特徴
熱帯および赤道気団は、低緯度で発生するため高温である。熱帯気団は、高温の空気が上昇し、低温の空気が下降するため、気圧が低くなる。陸地（大陸）で発生する気団は、海洋で発生する気団よりも乾燥していて高温であり、亜熱帯高気圧の南縁を極方向へ移動する。[5]海洋熱帯気団は貿易気団と呼ばれることもある。米国に影響を与える海洋熱帯気団は、カリブ海、メキシコ湾南部、フロリダ東方からバハマ諸島にかけての熱帯大西洋で発生する。[6]モンスーン気団は湿気があり不安定である。上空の気団は乾燥しており、地上に達することはめったにない。通常は海洋熱帯気団上に存在し、その下のより穏やかな湿った気団の上に暖かく乾燥した層を形成し、海洋熱帯気団上に 貿易風逆転層と呼ばれるものを形成する。
大陸性極性気団（cP）は、大陸性気団であるため、冷たく乾燥している気団である。北米に影響を及ぼす大陸性極性気団は、カナダ内陸部に形成される。大陸性熱帯気団（cT）は、亜熱帯高気圧によって広い範囲にわたって生成される熱帯気団の一種で、通常、これらの気団の主な発生源である北アフリカのサハラ砂漠などの低緯度砂漠に由来する。cT気団を生成するその他のそれほど重要でない発生源としては、アラビア半島、オーストラリア中央部の乾燥/半乾燥地域、および米国南西部の砂漠がある。大陸性熱帯気団は非常に高温で乾燥している。[7]北極、南極、および極性気団は低温である。北極の空気の性質は、氷と雪に覆われた地面の上で発達する。北極の空気は非常に寒く、極性気団よりも寒い。北極の空気は夏には浅くなり、赤道に向かって移動するにつれて急速に変化する。[8]極気団は陸地や海洋上の高緯度で発生し、非常に安定しており、一般的に北極の空気よりも浅い。海洋（海上）上の極気団は、暖かい海水上で水分を獲得するにつれて安定性を失う。[9]
運動と前線
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前線は密度の異なる2つの空気塊を分ける境界であり、気象現象の主な原因である。地上気象解析では、前線は前線の種類に応じてさまざまな色の線と記号で描かれる。前線によって分けられた空気塊は、通常、温度と湿度が異なる。 寒冷前線は、狭い帯状の雷雨と悪天候を特徴とし、時にはスコールラインや乾燥ラインが先行することがある。温暖前線は、通常、層状の 降水と霧が先行する。前線が通過すると、天候は通常すぐに晴れる。一部の前線は降水量がなく、雲もほとんどないが、風向きは必ず変わる。[10]
寒冷前線と閉塞前線は一般的に西から東へ移動し、温暖前線は極方向へ移動します。後流の空気の密度が高いため、寒冷前線と寒冷閉塞は温暖前線と温暖閉塞よりも速く移動します。山や暖かい水域は前線の移動を遅くすることがあります。[11] 前線が 静止し、前線境界を挟んだ密度のコントラストがなくなると、前線は風速の異なる領域を分ける線、いわゆるシアーラインに退化することがあります。[12] これは外洋で最もよく見られます。
修正
気団は様々な方法で変化する。森林などの下にある植生からの表面フラックスは、上にある気団を湿らせる働きをする。[13] 下にある暖かい水からの熱は、35キロメートル（22マイル）から40キロメートル（25マイル）という短い距離で気団を大きく変える可能性がある。[14] たとえば、温帯低気圧の南西では、比較的暖かい水域を横切って冷たい空気を運ぶ湾曲した低気圧の流れが、狭い湖効果雪帯につながる可能性がある。これらの雪帯は、湖などの大きな水域が効率的に熱を蓄え、水面と上空の空気の間に大きな温度差（13℃または23℉以上）をもたらすため、局所的に強い降水をもたらす。 [15]この温度差により、暖かさと湿気が上方に運ばれ、垂直に向いた雲（衛星写真を参照）に凝縮して雪が降る。高度と雲の深さによる温度低下は、水温と大規模環境の両方によって直接影響を受ける。高度とともに気温が下がるほど雲は深くなり、降水率は高くなります。[16]
参照
参考文献
- ^ 写真の緯度は北半球では正しくありませんので注意してください。60 は 70、30 は 40 と読み替えてください。
- ^ HC Willett (1933 年 6 月). 「American Air Mass Properties」(PDF) . Papers in Physical Oceanography and Meteorology . 2 (2).マサチューセッツ工科大学. 2009 年 10 月 28 日閲覧。
- ^ abc Glossary of Meteorology (2000 年 6 月)。「Airmass Classification」。アメリカ気象学会。2008 年 6 月 11 日時点のオリジナルよりアーカイブ。2008 年 5 月 22日閲覧。
- ^ 米国気象局 (1950-02-01). 「毎日の天気図: 1950 年 2 月 1 日」.米国商務省. 2009 年 10 月 28 日閲覧。
- ^ 気象学用語集（2000年6月）。「熱帯空気」。アメリカ気象学会。2011年6月6日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2009年10月28日閲覧。
- ^ 気象学用語集（2000年6月）。「貿易風」。アメリカ気象学会。2011年6月6日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2009年10月28日閲覧。
- ^ 気象学用語集（2000年6月）。「Superior air」。アメリカ気象学会。2011年6月6日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2009年10月28日閲覧。
- ^ 気象学用語集（2000年6月）。「北極の空気」。アメリカ気象学会。2012年3月15日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2009年10月28日閲覧。
- ^ 気象学用語集（2000年6月）。「極地の空気」。アメリカ気象学会。2012年10月2日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2009年10月28日閲覧。
- ^ Climate Change Research Center (2000-11-10). 「Lesson 7: Clouds and Precipitation」.ニューハンプシャー大学. 2005年1月11日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2007年4月29日閲覧。
- ^ David Roth (2006-12-14). 「Unified Surface Analysis Manual」(PDF) . Hydrometeorological Prediction Center . 2006 年 9 月 29 日時点のオリジナルよりアーカイブ(PDF) . 2006 年 10 月 22 日閲覧。
- ^ 気象学用語集 (2000 年 6 月)。「シアーライン」。アメリカ気象学会。2007 年 3 月 14 日時点のオリジナルよりアーカイブ。2006年 10 月 22 日閲覧。
- ^ Jeffrey M. Freedman、David R. Fitzjarrald (2001年8月)。「前線後の気団の修正」(PDF)。Journal of Hydrometeorology。2 (4)。American Mediterranean Society : 419–437。Bibcode :2001JHyMe...2..419F。doi : 10.1175 /1525-7541(2001)002<0419:PAM>2.0.CO;2。 2005年11月13日時点のオリジナル(PDF)からアーカイブ。2009年8月22日閲覧。
- ^ 井上 純、川島 正之、藤吉 康、若土 正明 (2005 年 10 月)。「海氷成長期のオホーツク海上気団変化の航空機観測」境界層気象学。117 ( 1): 111–129。Bibcode :2005BoLMe.117..111I。doi : 10.1007 / s10546-004-3407 -y。S2CID 121768400 。
- ^ B. Geerts (1998). 「Lake Effect Snow」.ワイオミング大学. 2008年12月24日閲覧。
- ^ Greg Byrd (1998-06-03). 「Lake Effect Snows」. University Corporation for Atmospheric Research . 2009年6月17日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2009年7月12日閲覧。