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地上気象解析は、地上気象観測所からの情報に基づいて、特定の時刻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気象図です。 [ 1 ]
天気図は、海面気圧、気温、雲量などの関連する量の値を地理的な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、気象前線などの総観規模の特徴を見つけるのに役立ちます。
19 世紀に最初に作成された天気図は、嵐のシステムに関する理論を考案するのに役立てるため、かなり後になってから作成されたものでした。[ 2 ]電信の登場により、地上の気象観測が初めて同時に可能になり、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図を作成した最初の組織となりました。地上解析の使用は、まず米国で始まり、1870 年代に世界中に広まりました。ノルウェーのサイクロンモデルを用いた前線解析は、1910 年代後半にヨーロッパ全土で始まり、第二次世界大戦中にようやく米国にも広まりました。
地上の天気予報では、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示唆します。一方、 「 L」は低気圧を表し、降水を伴うことが多いです。様々な記号は、天気図上の前線帯やその他の地上境界を示すだけでなく、天気図上の様々な場所の現在の天候を表すためにも使用されます。降水域は、前線の種類と位置を判断するのに役立ちます。
現代的な意味での天気図の使用は、嵐のシステムに関する理論を考案するために19世紀半ばに始まった。[ 3 ] 1845年までに電信網が発達したことで、複数の遠隔地から気象情報をリアルタイムの用途に十分迅速に収集することが可能になった。スミソニアン協会は、1840年代から1860年代にかけて、米国中部および東部の大部分にわたって観測者のネットワークを構築した。米国陸軍通信隊は、 1870年から1874年にかけて議会の法律によりこのネットワークを引き継ぎ、その後すぐに西海岸に拡張した。[ 4 ]
気象観測が行われた時刻が異なっていたため、当初は気象データはあまり役に立たなかった。時間の標準化の最初の試みは、1855年までにイギリスで定着した。アメリカ合衆国全体が最終的にタイムゾーンの影響を受けるようになったのは、デトロイトが最終的に標準時を確立した1905年まで待たなければならなかった。[ 5 ]他の国々は、1873年からアメリカ合衆国に倣って同時気象観測を開始した。[ 6 ] その後、他の国々は地上解析の準備を始めた。ルーミスが1841年に同様の概念を試みたにもかかわらず、気象図に前線帯を使用するようになったのは、1910年代後半にノルウェーのサイクロンモデルが導入されてからである。 [ 7 ]気団の変化の最前線が第一次世界大戦の戦線に似ていたため、「前線」という用語はこれらの線を表すために使われるようになった。[ 8 ]
第一次世界大戦直後にノルウェーのサイクロンモデルが導入されたにもかかわらず、米国では、ワシントンDCのダウンタウンにWBAN解析センターが開設された1942年後半まで、地上解析で前線を正式に解析することはなかった[ 9 ]。地図のプロットを自動化する取り組みは、米国では1969年に始まり[ 10 ]、1970年代にはプロセスが完了した。香港は、1987年までに地上プロットの自動化プロセスを完了した[ 11 ]。 1999年までに、コンピュータシステムとソフトウェアは、衛星画像、レーダー画像、大気厚や前線形成などのモデル由来のフィールドを同じワークステーション上に重ね合わせ、地上の観測と組み合わせて、可能な限り最高の地上解析を行うのに十分なほど高度になった。米国では、この開発は、インターグラフの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た。[ 12 ] 2001 年までに、国立気象局内で実施されていたさまざまな地上解析は統合地上解析に統合され、6 時間ごとに発行され、4 つの異なるセンターの解析を統合したものとなった。[ 13 ]気象学と地理情報システムの 両方の分野における最近の進歩により、きめ細かく調整された天気図を作成することが可能になった。気象情報は、関連する地理的詳細に迅速に照合できる。たとえば、着氷状況を道路網にマッピングすることができる。これは、今後数年間で地上解析の作成方法と表示方法に変化をもたらし続ける可能性が高い。[ 14 ]
天気図を分析する際には、各観測地点にステーションモデルがプロットされます。ステーションモデル内には、気温、露点、風速と風向、気圧、気圧傾向、および進行中の天候がプロットされます。[ 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します。[ 16 ]米国以外では、気温と露点は摂氏でプロットされます。風向矢印は風が吹いてくる方向を示します。風向矢印の完全な旗は10ノット（19 km/h）の風を表し、半分の旗は5ノット（9 km/h）の風を表します。風が50ノット（93 km/h）に達すると、 50ノット（93 km/h）ごとに塗りつぶされた三角形が使用されます。[ 17 ]米国では、ステーションモデルの隅にプロットされる降雨量はインチです。国際標準の降雨量測定単位はミリメートルです。いったんマップ上に観測地点のモデル群がプロットされると、解析等圧線（等圧線）、等圧変化線（等圧線）、等温線（等温線）、等風速線（等風速線）が描画される。[ 18 ]抽象的な気象記号は、気象図上でできるだけ少ないスペースを占めるように考案された。
総観規模の特徴とは、その規模が大きく、長さが数百キロメートルを超えるものである。[ 19 ]移動性気圧システムや前線帯はこの規模で存在する。
地表天気解析で閉じた等圧線内に存在する地表高気圧と低気圧の中心は、気圧場の絶対最大値と最小値であり、ユーザーは一目でその周辺の一般的な天気を知ることができます。英語圏の天気図では、高気圧は Hs、低気圧は Ls と表記されますが[ 20 ]、スペイン語圏の天気図では、高気圧は As、低気圧は Bs と表記されます[ 21 ] 。
低気圧システム（サイクロンとも呼ばれる）は、気圧場の最小値に位置します。回転は、北半球では地表で内向きかつ反時計回りですが、南半球ではコリオリの力により内向きかつ時計回りです。サイクロン付近では通常、天候が不安定で、雲量の増加、風の強まり、気温の上昇、大気の上昇運動により降水確率が高まります。極低気圧は、氷冠から冷たい空気が流れ込むと、比較的温暖な海域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、低気圧の形成と降水（通常は雪）につながります。熱帯低気圧と冬の嵐は、低気圧の強い種類です。陸上では、熱低気圧は夏の暑い天候を示します。[ 22 ]
高気圧（高気圧性低気圧とも呼ばれる）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。地表の高気圧の下では、大気が圧縮されて下降し、空気がわずかに暖められるため、空が晴れ、風が弱くなり、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、温度を上げるのに必要なエネルギーが少なくて済みます。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のために大気汚染が蓄積します。[ 24 ]
気象学における前線とは、密度、気温、湿度が異なる気団間の境界のことです。厳密に言えば、前線は前線帯の暖かい方の端、つまり勾配が非常に大きい場所に位置します。前線が通過する地点では、気温、湿度、風速と風向の変化、気圧の最低値、雲のパターンの変化が見られ、時には降水も伴います。寒冷前線は寒気団が前進する場所に、温暖前線は暖かい空気が前進する場所に発生し、停滞前線は移動しません。前線は、北半球についてここに示した図のように、低気圧の中心を包み込むように形成されます。より大きなスケールで見ると、地球の極前線は、熱風平衡の理由から、高高度ジェット気流の下にある、赤道から極への一般的な温度勾配が急激に強まったものです。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ことで南北方向や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理的特徴によって歪められることがあります。[ 13 ]
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ます。寒冷前線は温暖前線の最大2倍の速さで移動し、冷たい空気は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て押し出すため、天候の急激な変化をもたらします。寒冷前線には通常、狭い帯状の雲、にわか雨、雷雨が伴います。天気図では、寒冷前線の地表位置は、冷たい空気塊の先端で、移動方向を指す青い三角形（点）の線で示されます。[ 13 ]
温暖前線は、地球表面上で比較的暖かい空気の塊が冷たい空気の中に進入する位置を示します。この前線は等温線の勾配の暖かい側の端に位置し、寒冷前線よりも幅広く弱い低気圧の谷の中にあります。温暖前線は、冷たい空気の方が密度が高く、地球表面に沿って押し上げられるだけで上昇しないため、寒冷前線よりもゆっくりと移動します。暖かい空気の塊が冷たい空気の塊を覆い隠すため、気温と雲の変化は地表よりも高い高度で先に起こります。温暖前線の前方の雲は主に層状雲で、前線が近づくにつれて降水量が徐々に増加します。温暖前線の前方では、下降する雲底は、最初は巻雲と巻層雲（高層）で始まり、次に高層雲（中層）になり、前線が通過するにつれて最終的には大気の下層へと移動します。霧は、降水が冷たい空気の領域に流れ込む際に、温暖前線に先行して発生することがありますが、温暖前線が通過すると、地表温度の上昇と風によって霧は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、温暖前線の地表位置は、進行方向を示す半円の赤い線で示されます。
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ある。[ 25 ]より現代的な見解では、閉塞前線は低気圧発生時の傾圧帯の巻き込み中に直接形成され、低気圧の周りの流れの変形と回転によって長くなるとされている。 [ 26 ]
閉塞前線は、進行方向を示す半円と三角形が交互に並んだ紫色の線で天気図に示されます。つまり、温暖前線と寒冷前線の色と記号が混在しています。閉塞は、温暖型と寒冷型に分類できます。[ 27 ]寒冷閉塞では、温暖前線を追い越す気団は、温暖前線の前方の冷たい空気よりも冷たく、両方の気団の下に潜り込みます。温暖閉塞では、温暖前線を追い越す気団は、温暖前線の前方の冷たい空気ほど冷たくなく、より冷たい気団の上を通りながら暖かい空気を持ち上げます。閉塞前線は、進行方向を示す半円と三角形が交互に並んだ紫色の線で天気図に示されます。[ 13 ]
閉塞前線は通常、低気圧システム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、閉塞後も深まり続けるものや、閉塞前線を全く形成しないものもあります。閉塞前線に伴う気象には、乾燥したスロットや帯状の降水など、さまざまな雲と降水の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よく出会います。[ 28 ]
停滞前線は、2つの異なる気団の間の動かない境界です。停滞前線は、長期間同じ領域にとどまる傾向があり、時には波のようにうねります。[ 29 ]多くの場合、急峻な前線帯の後ろ（冷たい側）では、等温線の間隔が広く、温度勾配が緩やかになります。停滞前線沿いにはさまざまな天候が見られますが、特定のタイプよりも、その長期にわたる存在によって特徴づけられます。停滞前線は数日後に消滅することがありますが、上空の状況が変化して一方の気団を他方の気団に押し寄せると、寒冷前線または温暖前線に変化することがあります。停滞前線は、天気図上で反対方向を指す赤い半円と青いスパイクが交互に表示され、大きな動きがないことを示しています。
気団の温度が均一化すると、停滞前線は規模が小さくなり、風向が短距離で変化する狭いゾーン、シアラインと呼ばれる領域に退化します。 [ 30 ]シアラインは、青い線で示され、点と破線が交互に並んでいます。[ 13 ] [ 31 ]
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は小さいが、雷雨のような嵐規模のシステムよりは大きい。水平方向の寸法は一般的に10キロメートル以上から数百キロメートルに及ぶ。[ 32 ]
乾燥線は、ロッキー山脈と同様の向きの山脈の東にある乾燥した気団と湿った気団の境界であり、露点勾配または水分勾配の先端に示されています。地表付近では、暖かく湿った空気は、暖かく乾燥した空気よりも密度が高く、寒冷前線が暖かい空気の下に食い込むのと同様の方法で、乾燥した空気の下に食い込みます。[ 33 ]乾燥した気団の下に食い込んだ暖かく湿った空気が加熱されると、密度が低くなり、上昇し、雷雨を形成することがあります。[ 34 ]より高い高度では、暖かく湿った空気は、冷たく乾燥した空気よりも密度が低く、境界の傾斜が逆転します。上空の逆転付近では、特に寒冷前線との三重点が形成される場合、激しい天候が発生する可能性があります。
日中は、上空の乾燥した空気が地表に流れ込み、乾燥線が東へ移動しているように見える。夜間は、下層大気の混合を助ける太陽熱がなくなるため、境界線は西へ戻る。[ 35 ]十分な量の湿気が乾燥線に集まると、午後や夕方の雷雨の中心となることがある。[ 36 ]米国の地表解析では、乾燥線は湿潤セクターに向かって波状の突起が付いた茶色の線として描かれる。乾燥線は、描かれた境界線に沿った特殊な形状が必ずしも境界線の移動方向を反映しない数少ない地表前線の1つである。[ 37 ]
組織化された雷雨活動域は、既存の前線帯を強化するだけでなく、寒冷前線を追い越すこともあります。この追い越しは、上層ジェット気流が2つの流れに分裂するパターンで発生します。結果として生じるメソスケール対流系（MCS）は、上層の風のパターンが分裂する地点、つまり下層流入が最も多い領域で形成されます。対流はその後、下層の厚み線に平行に、東方向および赤道方向へ暖気セクターへと移動します。対流が強く、直線状または曲線状である場合、MCSはスコールラインと呼ばれ、その特徴は、顕著な風向の変化と気圧の上昇が起こる最前線に位置します。[ 38 ]雷雨の弱くて組織化されていない領域でも、局地的に冷たい空気と高い気圧が発生し、この種の活動の前には「SQLN」または「スコールライン」と呼ばれる流出境界が存在し、流出境界は「OUTFLOW BOUNDARY」または「OUTFLOW BNDRY」というラベルが付いたトラフとして表示されます。
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まで暖めるときに発生します。同様の境界は、日中は湖や川の風下側に、夜間は沖合の陸地側に形成されます。水の比熱が非常に高いため、最も晴れた日でも水域では日中の温度変化はほとんどありません。水温の変化は1 °C (1.8 °F)未満です。対照的に、比熱が低い陸地では、数時間で数度変化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につれて陸上の気圧が低下します。すると、海上の比較的冷たい空気が流れ込み、その空気を置き換えます。その結果、比較的涼しい陸風が吹きます。このプロセスは通常、夜間には逆転します。夜間は海水温が陸地よりも高くなるため、海風が吹きます。しかし、夜間に海水温が陸地よりも低い場合は、海風が多少弱まるものの、引き続き吹くことがあります。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。
十分な湿気があれば、海風前線に沿って雷雨が発生し、そこから流出境界が放出されることがあります。誘導流が弱い場合、これは混沌とした風/気圧体制を引き起こします。他のすべての地表の特徴と同様に、海風前線は低気圧の谷の中にあります。[ 40 ]
下降反射率コア（DRC）は、スーパーセル型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部へと下降する、局所的で小規模なレーダー反射率の増強領域を特徴とする。