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気象学では、降水の種類には、地上に降り注ぐ降水の特性、形成、または相が含まれることがよくあります。降水が発生する方法は 3 つあります。対流性降水は、一般に層状性降水よりも激しく、持続時間が短いです。地形性降水は、湿った空気が高地を越えて上昇し、山などの斜面で 凝結するときに発生します。
降水は、液体または固体のどちらかの状態で降ったり、両者が混ざったり、氷点下で両者が遷移したりします。液体の降水には、雨、霧雨、露があります。氷点下の気団内で地表と接触して凍結する雨や霧雨には、その前に「凍結」という形容詞が付き、凍結雨または凍結霧雨として知られるようになります。スラッシュは、液体と固体の降水が混ざったものです。凍結した降水には、雪、氷晶、氷粒（みぞれ）、雹、霰があります。それぞれの強さは、降水量または視界の制限によって分類されます。
フェーズ
降水にはさまざまな形態、つまり段階があります。降水は次のように分類できます。
括弧内の文字は各現象の短縮METARコードです。 [1]
メカニズム
降水は、蒸発散が起こり、局所的な空気が水蒸気で飽和状態になり、気体として水蒸気のレベルを維持できなくなり、雲が形成されるときに発生します。これは、通常、気団が大気中をより高く冷たい高度まで上昇するときに、密度の低い湿った空気が冷やされるときに発生します。ただし、気団は高度の変化なしに冷えることもあります (放射冷却、または冷たい地形との地面の接触など)。
対流性降水は、対流の（一時的な）自立的メカニズムによって空気が垂直に上昇するときに発生します。層状性降水は、大規模な風と大気力学によって大きな気団が互いに移動するように強制され、大きな気団が斜めに上昇するときに発生します。地形性降水も同様ですが、移動する気団が山の尾根や斜面などの地形の上昇斜面に遭遇すると、上向きの動きが強制されます。
従来型
対流は、地球の表面、特に条件的に不安定な大気や湿潤な大気が周囲よりも加熱され、蒸発散が著しくなる場合に発生します。対流性の雨や小雨は、積乱雲や積乱雲などの大きな対流雲によって発生します。この降水の初期段階では、通常、面積が小さく、強度が急速に変化するにわか雨として降ります。対流性降水は、対流雲の垂直方向と水平方向の範囲が限られており、水をあまり節約しないため、比較的短時間で特定の領域に降ります。熱帯地方の降水のほとんどは対流性であるように見えますが、層状降水と対流性降水の両方が、対流によって生成された積乱雲の同じ複合体内で発生することが多いと言われています。[2] [3]
霰と雹は、どちらか一方または両方が地表に存在する場合、対流を示しています。これらは、気温が0°Cになる大気中の変化する点である氷点下で何らかの形の降水が形成され、存在していることを示しています。[4]中緯度地域では、対流性降水は寒冷前線と関連することが多く、寒冷前線の背後で見られることが多く、時にはスコールラインを引き起こします。
サイクロン
前線降水は温暖な熱帯の空気が冷たい亜極の空気と出会うことで形成される温帯低気圧や低気圧を取り囲む前線系によって発生します。前線降水は典型的には乱層雲から降ります。[5]
密度 (水分と温度特性) の異なる空気の塊が出会うと、密度の低い暖かい空気が密度の高い冷たい空気を覆います。暖かい空気は上昇を余儀なくされ、条件が整えば飽和と凝結の効果が生じ、降水を引き起こします。次に、降水により前線境界に沿った温度と露点のコントラストが高まり、前線が続く間、より多くの降水が発生します。気象前線が通過すると、周囲の温度が突然変化し、異なる気団が地域の天候を変えるため、地表レベルの空気の湿度と気圧が突然変化します。
温暖前線は、前進する暖かい空気が、それまで存在していた冷たい空気の塊を押し出すところで発生します。暖かい空気は冷たい空気に取って代わり、上昇します。温暖前線の後には、暖かい空気が冷たい空気（地上に留まっている）の上に上昇した後、上昇中に空気が膨張して徐々に冷やされるため、長時間にわたって小雨や霧雨が降り、雲が形成されて降雨につながります。
寒冷前線は、前進する冷たい空気の塊が暖かい空気の塊から分離して突き進むときに発生します。このタイプの遷移は、冷たい空気が暖かい空気よりも密度が高く、重力に逆らって沈んでいくため、温暖前線よりも急激かつ高速です。降水期間は温暖前線の前に発生する降水期間よりも短く、一般的に激しくなります。
閉塞前線に沿ってはさまざまな天候が見られますが、閉塞前線は通常、高気圧活動の近くで発生しますが、その通過は気団の乾燥と関連しているのが普通です。
地形
地形性降雨は、大山や高原などの高い地形の側面に大量の空気が押し上げられることで発生します（上昇斜面効果と呼ばれることが多い）。空気が山の側面を上昇すると、高度とともに断熱冷却が起こり、最終的に凝結して降水になります。世界の山岳地帯では、比較的安定した風（貿易風など）が吹いており、風が湿った空気塊と地形性降水を運ぶため、風上側の方が風下側よりも湿潤な気候になります。湿気は地形性上昇気流によって沈殿して除去され、雨陰が見られる下降する（一般に温暖化する）風下側には乾燥した空気（フェーン現象を参照）が残ります。[6]
ハワイでは、カウアイ島のワイアレアレ山がその極端な降雨量で知られています。現在、この山の年間平均降雨量は地球上で最も高く、年間約460インチ（12,000 mm）です。[ 7 ] 10月から3月の冬には暴風雨がこの地域に大雨をもたらします。気候は地形により島ごとに大きく異なり、周囲の高い山々に対する位置に基づいて風上（コオラウ）と風下（コナ）に分けられます。風上側は東から北東の貿易風に面しており、雲や降雨量が多く、風下側は乾燥していて晴れが多く、雨量や雲量が少なくなります。[8]オアフ島では、風上の山頂付近では雲が多く雨が降ることが多いのに対し、島の南部（ホノルルやワイキキの大部分を含む）では年間を通して降雨量が大幅に少なくなります。
南アメリカでは、アンデス山脈が太平洋からの風と大陸に到達する湿気を遮り、アルゼンチン西部の風下で砂漠のような気候を生み出しています。 [9]シエラネバダ山脈は北アメリカで同様の乾燥効果を生み出し、グレートベースン砂漠、[10] モハーベ砂漠、ソノラ砂漠を引き起こしています。
強度
降水量は雨量計や、最近では気象レーダーなどのリモートセンシング技術を使用して測定されます。降水量に応じて分類すると、雨はいくつかのカテゴリに分けられます。小雨は、 1時間あたり痕跡量から2.5ミリメートル（0.098インチ）の降雨量を指します。中程度の雨は、1時間あたり2.6ミリメートル（0.10インチ）から7.6ミリメートル（0.30インチ）の降雨量を指します。大雨は、1時間あたり7.6ミリメートル（0.30インチ）を超える降雨量を指し、激しい雨は、1時間あたり50ミリメートル（2.0インチ）を超える降雨を指します。[11]
降雪の強さは、視界の程度によって分類されます。視界が1キロメートル（0.62マイル）を超える場合、雪は小雪と判断されます。中程度の降雪は、視界が0.5キロメートル（0.31マイル）から1キロメートル（0.62マイル）に制限される降雪を指します。大雪は、視界が0.5キロメートル（0.31マイル）未満に制限される状態を指します。[12]
ギャラリー
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参照
参考文献
- ^ 「METAR変換カード」。国立気象局。 2012年12月12日閲覧。
- ^ B. Geerts. 熱帯における対流性降雨と層状降雨。2007 年 11 月 27 日閲覧。
- ^ Houze, Robert (1997年10月). 「対流域における層状降水：気象パラドックス？」アメリカ気象学会誌. 78 (10): 2179–2196. Bibcode :1997BAMS...78.2179H. doi : 10.1175/1520-0477(1997)078<2179:spiroc>2.0.co;2 . ISSN 1520-0477.
- ^ 気象学用語集。Graupel。2008年3月8日にWayback Machineにアーカイブ。 2009年1月2日に取得。
- ^ 気象学用語集 (2009)。「層状降水域」。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7月12日閲覧。
- ^ 自然地理学。第8章：水圏入門（e）。雲の形成プロセス。2009年1月1日閲覧。
- ^ ダイアナ・レオーネ「最高の雨」。2008年3月19日閲覧。
- ^ 西部地域気候センター。ハワイの気候。2008年3月19日閲覧。
- ^ Paul E. Lydolph. 地球の気候。2009年1月2日閲覧。
- ^ Michael A. Mares. 砂漠百科事典。2009年1月2日閲覧。
- ^ 気象学用語集 (2012)。「雨」。アメリカ気象学会。2014年11月13日閲覧。
- ^ 気象学用語集 (2009)。「雪」。アメリカ気象学会。2009年2月20日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2009年6月28日閲覧。
外部リンク
- 英国気象庁：なぜ雨が降るのか？