総観気象学

気象学において、総観スケール（大規模スケールまたは低気圧スケールとも呼ばれる）は、水平方向の 長さのスケールが1,000 km（620 mi）以上である。^{[1]これは、}中緯度低気圧（例：温帯低気圧）に典型的な水平スケールに対応する。天気図（地上天気解析など）に表示されるほとんどの高気圧および低気圧は、それぞれの半球のロスビー波の位置によって決まる総観スケールのシステムである。低気圧域とそれに関連する前線帯はロスビー波パターン内の谷の前縁に発生し、高圧域は谷の後縁に形成される。ほとんどの降水域は前線帯の近くに発生する。総観（synoptic）という言葉は、古代ギリシャ語の「一緒に見られる」を意味するσυνοπτικός ( sunoptikós )に由来する。

大気の運動に適用されるナビエ・ストークス方程式は、総観スケールでのスケール解析によって簡略化できます。水平方程式の主な項はコリオリの力と圧力勾配項であることが示されており、したがって地衡近似を使用できます。鉛直座標では、運動量方程式は静水力平衡方程式に簡略化されます。

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のビューを提供する特殊なタイプの天気図です。 ^{[2]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、気象前線などの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描かれたのは、暴風雨のシステムに関する理論構築に役立てるため、かなり後になってからだった。^[3]電信の出現後、初めて同時地上気象観測が可能になった。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組織となった。地上解析の使用は米国で最初に始まり、1870年代には世界中に広まった。ノルウェーのサイクロンモデルは、前線解析に1910年代後半にヨーロッパ中で使用され始め、第二次世界大戦中に米国でもようやく使用されるようになった。

地上気象解析には、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ある。例えば、H は高気圧を表し、晴天を意味する。Lは低気圧を表し、降水を伴うことが多い。天気図では前線帯やその他の地上境界だけでなく、天気図上のさまざまな場所の現在の天気を表すためにもさまざまな記号が使われる。降水域は前線の種類と場所の判断に役立つ。熱帯低気圧、流出境界、スコールラインなどのメソスケールのシステムや境界も地上気象解析で解析される。等圧線は、馬緯度から極方向への地上境界を配置するためによく使用され、流線解析は熱帯地方で用いられる。^[4]

温帯低気圧は、熱帯性でも極性でもない総観規模の低気圧システムであり、前線と温度および露点の水平勾配（別名「傾圧帯」）に関連しています。 ^[5]

「温帯性」という表現は、このタイプのサイクロンが一般に熱帯地方の外側、地球の中緯度で発生するという事実を指しています。これらのシステムは、発生地域により「中緯度サイクロン」、または温帯性遷移が発生した「亜熱帯性サイクロン」と呼ばれることもありますが、^{[5] [6]気象予報士や一般の人々からは「低気圧」または「低気圧」と表現されることがよくあります。これらは、}高気圧とともに、地球の大部分の天候に影響を与える日常的な現象です。

温帯低気圧は偏西風内の温度と露点の勾配のゾーンに沿って形成されるため、ほとんどの場合、傾圧型に分類されますが、低気圧の周りの温度分布が半径に沿ってかなり均一になると、ライフサイクルの後半で順圧型になることがあります。 ^[7]温帯低気圧は、暖かい海上に留まり、中心対流を発達させて中心を温めると、亜熱帯性嵐に変化し、そこから熱帯性低気圧に変化することがあります。^[8]

高気圧は、地表での風の弱さと対流圏下層での沈降を伴うことが多い。沈降は一般に、断熱加熱または圧縮加熱によって気団を乾燥させる。 ^[9] そのため、高気圧は晴天をもたらすのが一般的である。^{[10]日中は、太陽光を反射する雲がないため、短波}太陽放射が 多く入射し、気温が上昇する。夜間は、雲がないことで、外向きの長波放射（つまり、地表からの熱エネルギー）が吸収されず、季節を問わず日中の最低気温が低くなる。地表の風が弱くなると、高気圧の真下で発生する沈降によって、尾根下の市街地で粒子状物質が蓄積し、広範囲にわたる煙霧が発生する可能性がある。^[11] 低レベルの相対湿度が一晩で 100 パーセント近くまで上昇すると、霧が発生することがある。^[12]

北半球の高緯度から低緯度へと移動する強くて垂直に浅い高気圧は、大陸北極気団と関連している。^[13] 低く急激な逆転により、層積雲または層雲の領域が持続的に発生する可能性があり、これは口語的には高気圧性の暗黒と呼ばれる。高気圧によってもたらされる天候の種類は、高気圧の発生源によって異なる。例えば、アゾレス諸島高気圧の延長は、基底部が温められ、暖かい海上を移動する際に水分を閉じ込めるため、冬には高気圧性の暗黒をもたらす可能性がある。北に発生して南に延びる高気圧は、多くの場合晴天をもたらす。これは、基底部が（温められるのではなく）冷やされるため、雲の形成を防ぐのに役立つためである。

天気図では、これらの領域は、合流点としても知られる収束風（等高線）、または非発散レベルの近くまたはその上方の収束高度線を示し、非発散レベルは、対流圏のほぼ中間にある500 hPaの気圧面付近です。^{[14] [15]} 高気圧は、別名、高気圧とも呼ばれます。天気図では、高気圧の中心は、英語の文字H ^[16]またはスペイン語の文字A ^{[17]に関連付けられています。これは、スペイン語で「高い」を意味するaltaが、最高圧力値の}等圧線内にあるためです。定気圧上層図では、最高高度線の等高線内にあります。^[18]

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表す。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、天気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。^[19]

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。^[20] 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。これは外洋で最もよく見られます。

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