中学校理科 第2分野/天気とその変化

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まとめ[編集]

  • 気温の測り方

約1.5mの高さの、日かげで、風通しの良い場所で、はかる。

  • 凝結(ぎょうけつ)

空気が冷えて、空気中の水蒸気が水になること。

  • 露点(ろてん, 英: dew point)

空気中の水分が凝結し始める温度(℃)。 空気中の水蒸気量によって、露点は変わる。


  • 飽和水蒸気量(ほうわ すいじょうき りょう)
空気中での飽和水蒸気量のグラフ。

1m3の空気中にふくむことの出来る、水蒸気の最大量。気温によって、飽和水蒸気量は異なる。空気の温度が高いほど、飽和水蒸気量は大きくなる。

ある空気中で、その空気に最大限の水蒸気が溶けている場合、その空気は「飽和(ほうわ)している」などという。「飽和水蒸気量」とは、その飽和しているときの空気量のことを飽和水蒸気量と言われている。

空気中での、
飽和水蒸気量
気温(℃) 飽和水蒸気量(g/m3)
40 51.1
35 39.6
30 30.3
25 23.0
20 17.2
15 12.8
10 9.39
5 6.79
0 4.85
-5 3.24
-10 2.14
-20 0.882
  • 湿度(しつど、英: humidity)

乾湿計(かんしつけい)の、乾球温度計(かんきゅう おんどけい)と湿球温度計(しっきゅう おんどけい)との温度差で、湿度をはかる。このとき、湿度表(しつどひょう)を利用する。

湿度(%) = {{空気中に含まれている水蒸気量(g/m3)}/{その気温での飽和水蒸気量(g/m3)} }× 100 (%)


湿度には、空気中に含まれている水蒸気量(g/m3)のみをあらわした絶対湿度(ぜったい しつど、absolute humidity)と、その気温での飽和水蒸気量と比べた割合を示した相対湿度(そうたい しつど、relative humidity))とがある。

中学・高校の理科であつかう湿度は、ふつう、相対湿度である。この「湿度」の項目の冒頭で書いた式も、相対湿度の式である。

気象の分野あつかう湿度も、ふつう、相対湿度である。


天気とその変化[編集]

雲の正体は、水(みず)である。太陽の熱や光のエネルギーによって、海や川・湖などから蒸発した水蒸気が、やがて上空で冷えて、水蒸気をふくんだ空気が露点で凝結して水ができて、雲になる。

雲も霧(きり)も、成分は同じ水であり、空気中に水滴が浮かんでいるのである。

雲と霧との違いは、標高(「ひょうこう」・・・高さのこと)である。


そして、雲の一部は雨を降らし、その雨水が川や海や湖に流れ込む。

このように、地球上で水は循環している。

蒸発を起こすための熱は、もとは、太陽の光による熱である。つまり、太陽のエネルギーが、水の循環のエネルギー源である。


なお、標高が高くなるほど、気温も低くなるのが普通である。

天気の変化[編集]

露点と湿度[編集]

湿度

空気中に溶けている水蒸気のわりあいを 湿度(しつど) といいます。「おんど」(温度)の温の字と「しつど」(湿度)の湿の字とが似ていますが、別の字です。

乾しつ計

湿度の測定には 乾湿計(かんしつけい) で、はかります。 普通の温度計である 乾球温度計(かんきゅうおんどけい) と、もうひとつ別に、液だめの部分を水で濡らしているガーゼでつつんでいる 湿球温度計(しっきゅうおんどけい) が、乾湿計の中身です。

乾球温度計と湿球温度計との温度差から、湿度表(しつどひょう)を用いて、湿度が求められます。

温度というと、どちらの温度計の温度なのか分からないので、乾湿計の温度計の目盛りの数値は、それぞれ示度(しど)といいます。 乾球温度計の示度(しど)、あるいは、湿球温度計の 示度(しど) というふうに呼びます。

湿度表(一部分)
乾球温度計の
示度(℃)
乾球温度計と湿球温度計の示度の差(℃)
 0.0   0.5   1.0   1.5   2.0   2.5   3.0 
20  100   95   91   86   81   77   73 
19  100   95   90   85   81   76   72 
18  100   95   90   86   80   76   71 
17  100   95   90   85   80   75    70 
16  100   95   89   84   79   74   69 
15  100   94   89   84   78   73   68 
14  100   94   89   83   78   72   67 
13  100   94   88   82   77   71   66 
12  100   94   88   82   76   70   65 
11  100   94   87   81   75   69   63 
10  100   93   87   81   75   69   63 
9  100   93   86   80   73   67   60 
8  100   93   86   79   72   65   59 
7  100   93   85   78   71   64   57 

たとえば乾球温度計の示す温度が17℃であって、湿球温度計の示す温度が14.5度の場合、乾球と湿球の温度差が2.5℃となり、湿度は表から75%になる。

湿度は、晴れの日では、ふつう、温度(おんど)が高いほど、湿度(しつど)は低くなる。したがって昼ごろに湿度が最も低くなる。

晴れの日の場合、温度の変化と、湿度の変化とは、逆の変化をするのが普通である。 (気温は昼ごろに最も高くなるのが普通。)

雨やくもりのばあい、湿度の変化は小さい。

気圧[編集]

空気にも、じつは、おもさがある。地球の地表を取りまく空気を大気(たいき)という。大気にも重さがあるので、重さにより、大気中のものにも力がかかる。(水中のものには、水から、押しつぶすような力が、かかってるのと、同じような現象。) 大気がおよぼす、押しつぶす方向の空気の力を 大気圧(たいきあつ) という。気体がおよぼす、押しつぶす方向の力を 気圧(きあつ) という。気象や天気で「気圧」といった場合、大気圧のことを言う場合が多い。

なお、上空では、地上よりも、その高さより上の空気の量が少ないので、上空に行くほど、気圧は低くなる。


大気圧の単位は、ふつう、hPa(ヘクト パスカル)という単位で表す。または「気圧」という単位で表す。 「気圧」という言葉には、「大気圧」という意味の場合と、圧力の単位の一つの場合の、2つの意味がある。

アネロイド型自記気圧計

大気圧の測定器には、アネロイド気圧計などが用いられる。


1気圧 = 1013 hPa である。
1hPa=100Pa である。
1Pa=1N/m2 である。
1hPa = 100Pa = 100N/m2


昔は「ミリバール」(mb)という単位も気圧に使われたが、現在はミリバールは気圧の単位には使われていないので、ミリバールについては解説しない。

このほか、圧力の単位には、 mmHg という単位があり、血圧などで mmHg は用いられる。

  • 高気圧(こうきあつ)
    ある地域で、まわりの地域と比べて気圧が高いことを、高気圧(こうきあつ)という。高気圧では下降気流が出来る。気圧の中心地ほど、気圧が高くなる。
  • 低気圧(ていきあつ)
    ある地域で、まわりの地域と比べて気圧が低いことを、低気圧(ていきあつ)という。低気圧では上昇気流が出来る。気圧の中心地ほど、気圧が低くなる。


高気圧や低気圧の気圧とは、地表付近での気圧のことである。

高気圧・低気圧の高低の基準は、まわりの気圧であり、1気圧=1013hPaが基準では無い。なので、1000hPaの高気圧も、ありうる。


高気圧の場所の地表からは、風が吹き出す。低気圧の場所の地表には、風が吹き込む。 したがって、高気圧から低気圧に向かって、地表に、風は吹く。

上空では、風の向きは逆方向である。こうして、空気は循環している。


実際の地表での風の向きは、高気圧から低気圧に向かって真っ直ぐでは無く、地球の自転のため、じゃっかん、斜めになる。北半球では風は右にそれる。南半球では左にそれる。


転向力。左回りに回転する円盤の中心から等速度運動をする玉(上図)は、円盤上からは進行方向に対し右向きの力で曲げられたように見える(下図)。

吹き出すときの風向きは、上空からの天気図で見た場合、右回り(時計回り)で吹き出す。この「右」とか「時計回り」とは、北を上としてみた場合の視点である。まっすぐ吹き出すのではなく、このように渦をまいて吹き出す理由は、地球が自転していることが理由であり、詳しくは中学理科で習うが転向力(てんこうりょく)という力により、圧力の傾きに対して右側に風が、それる。

中学校では、「北半球では、高気圧は右回り。」という結果だけを知っていれば良いだろう。 なお、高気圧が「右回り」であるのは、北半球の場合であり、南半球ではちがった結果になるので注意のこと。


温度が高い場所では、大気が膨張し、上昇気流が発生するため、地表は低気圧になりやすい。逆に、温度が低いと、高気圧になりやすい。

したがって、地表での風の向きは、温度の低い場所から、温度の高い場所に向かって、風が吹くことが多い。 上空では、逆向きである。温度の高い場所から低い場所へ向かって、上空では風が吹きやすい。


高気圧の中心近くでは、上空から地表へと風が流れる 下降気流(かこうきりゅう) が発生する。また、下降気流のため、雲ができにくく、天気は晴れることが多い。


低気圧の場所では、風が吹き込む。 風向きは、上空からの天気図で見た場合、左回りの反時計回りで、吹きこむ。この「左」とか「反時計回り」とは、北を上としてみた場合の視点である。 低気圧の中心近くでは、地表から上空へと風が流れる上昇気流(じょうしょうきりゅう)のため、雲ができやすく、天気は悪いことが多い。


等圧線を描くときは、 1000hPa を基準にして 4hPa ごとに線を書く。また、 20hPa ごとに太線にする。

気象観測[編集]

風(かぜ)の観測

気象かんそくで、風(かぜ)のようすを表す時は、風がふいてくる向きと、風の強さとで表す。


16方位
北西 北北西 北北東 北東
西北西 東北東
西 +
西南西 東南東
南西 南南西 南南東 南東
  • 風向(ふうこう)

風のふいてくる向きを 風向(ふうこう) と言う。 風の方向は、 16方位(じゅうろく ほうい) で、あらわす。

風向の調べかたは、吹き流し(ふきながし)で調べられる。吹き流しの上流の方角が、風向である。支柱に近い口の広い側が上流で、支柱から遠い狭い側が下流である。


  • 風速(ふうそく)

風の強さは、風による、空気の動く速さで表し、これを 風速(ふうそく) という。風速の単位はメートル毎秒(メートルまいびょう)である。(m/秒) 「m/秒」の読みは、メートル毎秒と読んでおけば、とくに問題ないだろう。


  • 風力(ふうりょく)
 風力階級
   陸上での様子   風速(m/s) 
0  煙は、まっすぐに上がる。   0.3未満 
1  煙がなびくが、風向計には感じない。   0.3~1.6未満 
2  顔に風を感じる。   1.6~3.4未満 
3  木の葉や細い小枝が絶えず動く。
 旗が、なびく。 
 3.4~5.5未満 
4  砂ぼこりが立ち、紙片が舞いあがる。   5.5~8.0未満 
5  木が、ゆれ始める。池の水面に波頭が立つ。   8.0~10.8未満 
6  大枝が動く。電線が鳴る。傘は、さしにくい。   10.8~13.9未満 
7  樹木全体がゆれる。風にむかって歩きにくい。   13.9~17.2未満 
8  小枝が折れる。風にむかっては歩けない。   17.2~20.8未満 
9  人家に、わずかな損害が起こる。
 (かわら が はずれる、煙突が倒れるなど) 
 20.8~24.5未満 
10  人家に大損害が起こる。  24.5~28.5未満 
11  広い範囲の破壊。   28.5~32.7未満 
12  被害が甚大。   32.7以上 

風のつよさを表す際に、風速ではなく、風が物におよぼす力を段階的にあらわした 風力(ふうりょく) で表す場合もある。 風力の階級は、もっとも弱い階級0から、もっとも強い12までの、13階級で表される。この風力の階級を 風力階級(ふうりょくかいきゅう) という。

アメリカ合衆国の気象衛星、GOES-8。

地球上の雲は、気象衛星(きしょうえいせい)という、人工衛星(じんこうえいせい)によって撮影されている。

GOES-9からの衛星画像。ハリケーン・フェリックス (1995年)

日本では気象衛星は、「ひまわり」という気象衛星が(2013年の時点では、)運用されている。

日本での天気予報は、気象衛星からの情報も参考にするが、それだけではなく、日本各地の地上からの観測所からの情報も元にして、決められている。

日本には、アメダスという気象観測のシステムがあり、観測装置が日本国内各地の約1300ヶ所の気象観測所にある。

2005年日本国際博覧会の会場に設置されていた万博アメダス(気象庁が設置するものとは異なる)

気象観測の情報には、気象衛星やアメダスのほか、気象レーダーや海洋・海上気象観測や、などの情報がある。


これらの、情報を元にして、気象庁は天気図や予報天気図を作成し、気象庁は天気予報を発表する。

霧・雲・雨[編集]

  • くもり

空をおおう雲の量が、9割以上のばあいを くもり という。空をおおう雲の量の割り合いを、 雲量(うんりょう) と言い、0から10の11段階で表す。

雲量が1割以下の状態で、雨や雪などの降ってない状態を 快晴(かいせい) という。

快晴 (飛騨山脈、北アルプスの小蓮華山にて)。雲量が、ほぼ0。

雲量が2割から8割のときを, 晴れ(はれ) という。

つまり、

雲量=0~1:快晴
雲量=2~8:晴れ
雲量=9~10:くもり


雨の量のことを雨量(うりょう)と言い、雨量はmm(ミリメートル)単位で表す。 雨以外にも、雪や ひょう や あられ などをまとめて、降水(こうすい)という。 雪やひょうなど、雨以外の場合の降水の量は、雪や氷を融かして水にしてから、測る。

そして、降水の量をまとめて、降水量(こうすいりょう)と言い、単位は一般にmm(ミリメートル)で測る。 雨量は、雨量計などで測る。

前線と気団[編集]

  • 気団(きだん)

大規模な空気のかたまりであり、広い範囲にわたって、気温や湿度が、ほぼ一様である物。

大陸の上では、広い範囲にわたって地上の特徴が似通っているので、気温や湿度の一様な大きな空気のかたまりが出来やすい。

同様に、太平洋上やオホーツク海などの大洋上でも、周囲が同じような温度の海ばかりなので、海上でも気温や湿度の一様な大きな空気のかたまりが出来やすい。

一般に、海で出来る気団は湿っており、大陸で出来る気団は乾いている。


  • 前線(ぜんせん)

温度のちがう二つの気団が、ぶつかっている場所の、境目の面や線のこと。空気のかたまりは体積をもつので、実際には、二つの気団の境い目(さかいめ)は面になるが、地図上に表すときは線になるので、「前線」と言われる。

気団の境い目としての面と線を区別するとき、境い目の面のほうを「前線面」(ぜんせんめん)と言って、線である「前線」(ぜんせん)と区別する場合もある。前線面という用語を用いれば、線としての「前線」とは、前線面と地表との交線とも言える。

中学理科では、前線面と前線とを区別する。

前線の種類[編集]
前線の記号
1. 寒冷(かんれい)前線
2. 温暖(おんだん)前線
3. 閉そく(へいそく)前線
4. 停滞(ていたい)前線
寒冷前線の雲と気団のようす。左側の青い矢印が寒気、右側の赤い矢印が暖気。
強い上昇気流が発生し、そのため積雲などが発生しやすい。
温暖前線の雲と気団のようす。左側の赤い矢印が暖気、右側の青い矢印が寒気。前線面は ゆるやかであり、そのため層雲などが発生しやすい。


  • 寒冷前線(かんれい ぜんせん) ・・・ 寒気の勢力が拡大して前進してくるときに出来る前線。
  • 温暖前線(おんだん ぜんせん) ・・・ 暖気の勢力が拡大して前進してくるときに出来る前線。
  • 停滞前線(ていたい ぜんせん) ・・・ 寒気と暖気がぶつかっており、勢力がつりあって、動かない状態。

これらの前線のどれも、寒気と暖気のぶつかっている状態である。寒気と暖気のぶつかりは天気に影響を与えるので、関心があるから、その前線の位置が調べられるのである。

一般に前線の付近では、雨が多く、天気が悪い。

どの前線でも、暖気は上昇しやすいため、寒気は暖気の下にある。寒冷前線では、寒気が暖気の下にもぐりこむ。温暖前線では、暖気が寒気の上に、はいあがる。


寒冷前線では、強い上昇気流が発生し、前線面の傾きが急であり、そのため、積雲状の雲が発生しやすい。そのため寒冷前線では、強い「にわか雨」が短時間で降ることが多い。雷や突風なども、ともなう事があり、天気は激しい。 寒冷前線の通過後は、天気は回復し晴れ、寒気のため、気温が下がる。


温暖前線では、前線面はゆるやかである。発生する雲は層雲などの薄くて広い雲である。雨はふるが、弱い雨が、長時間にわたって降る。 温暖前線の通過後は、天気は回復し晴れ、暖気のため、気温が上がる。


停滞前線では、層雲が出来やすく、雨などの天気の悪い日が長く続く。日本の梅雨(つゆ)や秋雨(あきさめ)の期間は、停滞前線によるものである。


閉そく前線(へいそく ぜんせん、閉塞前線)というのは、寒冷前線に温暖前線が追いついた状態である。地表付近にある2つの寒気は、寒冷前線に由来する寒気と、温暖前線に由来する寒気である。閉塞前線の暖気は、その2つの寒気の上に押し上げられる。 閉そく前線では、二つの寒気に挟まれた暖気が押し上げられるので、上昇気流が強く、そのため積乱雲などが発生しやすく、雨は強く、風も強くなりやすい。



※ 学生は、これらの前線の記号を覚えること。テストに出やすい。前線の仕組みを理解するだけでなく、記号も暗記する必要がある。


* 梅雨
東アジア地域での梅雨前線の様子。梅雨をもたらす4気団の位置及び梅雨期間中の勢力変化も示してある。このうち、日本付近では、オホーツク海気団と小笠原気団により梅雨がもたらされる。

6月ごろに、雨の日が多くなる。また、雨の降る量も多い。これを梅雨(「つゆ」、あるいは「ばいう」)という。 この理由は、北側の冷たく湿った オホーツク海気団(オホーツクかい きだん) と、南側のあたたかく湿った太平洋側の 小笠原気団(おがさわら きだん) が日本付近でぶつかりあい、そこで気団が動きにくくなるからである。

気団の境界線のことを 前線(ぜんせん) というが、梅雨をもたらす両気団の境界線上の前線を 梅雨前線(ばいうぜんせん) という。

衛星画像などの上空から雲の様子を見ると、東西にのびる雲で、雲に切れ目のなく、つながった雲が、日本をおおう。

6月も終わりに近づき、夏が近づくにつれて、南側の小笠原気団が優勢になり、北側のオホーツク海気団が北へ押し戻されていく。俗に言う「梅雨明け」(つゆあけ)である。その結果、夏が近づく。

天気記号[編集]

快晴 Japanese Weather symbol (Clear).svg
晴れ Japanese Weather symbol (Fair).svg
くもり Japanese Weather symbol (Overcast).svg
雨 Japanese Weather symbol (Rain).svg
霧 Japanese Weather symbol (Fog).svg
雪 Japanese Weather symbol (Snow).svg
みぞれ Japanese Weather symbol (Rain and Snow mixed).svg
  • 風力記号
風力記号が、この画像の下のほうに書いてあるので、参照のこと。

風力記号は0~12の13段階で表される。記号の形は、右の図を参考のこと。 矢羽の向きは、風向の向きである。右の図の下の風力記号の場合、北北西から観測者の位置に向かって風が吹いている。けっして、間違えて、「観測者から北北西の方向には風は吹いている」などと誤解しないように。

風力記号には、天気も天気記号で記入する。 また、気温と気圧も併記する。 風力記号の風向は16方位で表す。

海風と陸風[編集]

海風 (上図) と陸風 (下図)

海辺の地域の陸地では、昼間は陸側のほうが、温度が上がりやすい。海は、温度が変わりにくいのである。 そのため、陸上と海上とで、温度差が出来て、その温度差のため、気圧の差が生じ、気圧の差のため、風が吹く。

海辺の陸上では、海上よりも温度が上がるので、上昇気流が発生し、地表付近での気圧が下がる。そのため、海上から陸上へと風が吹く。 このようにして、海から陸に吹く風のことを、海風(うみかぜ、Sea breeze)という。


いっぽう、海辺での夜間には、海上のほうが暖かくなる。陸地は温度が変わりやすく、昼間は陸地は暑いが、夜間は陸地は冷えやすいのである。そして結果的に、陸地が低温側になり、海上が高温側になる。

夜間は海上のほうが温度が高いので、夜間の海上で上昇気流が発生し、そのため海上側が低圧部になる。このため、高圧側の陸地から、低圧の海上へと向けて、風が吹く。このようにして、陸から海上に吹く風を陸風(りくかぜ、land breeze)という。

海風や陸風の風向きは、地表付近・海面付近での向きであり、上空では風向きは逆向きになる。

海風と陸風をまとめて、海陸風(かいりくふう)と言う。海陸風では、昼間の海風と夜間の陸風が逆向きであるので、1日の間に、風向きが逆転している。


日本近くでの天気の仕組み[編集]

偏西風[編集]

地球の大気循環と偏西風のモデル。図の上側が北半球。日本は、図のフェレル循環の位置にあり、偏西風が吹いている。

日本の上空では、西から東に、風が吹いている。これを偏西風(へんせいふう、英: Westerlies)と言う。日本に限らず、日本と同じくらいの中緯度の地域の上空では、偏西風が吹いている。

日本付近で、台風などが西から東に移動していきやすい理由には、偏西風の影響もある。


ちなみに右図のハドレー循環の低緯度の地域の風では、貿易風(ぼうえきふう、英: trade wind)と言う、地表付近で東から西への風が吹く。


季節風[編集]

東アジア地域での梅雨前線の様子。梅雨をもたらす4気団の位置及び梅雨期間中の勢力変化も示してある。このうち、日本付近では、オホーツク海気団と小笠原気団により梅雨がもたらされる。

日本で夏場に南から北に向かって風が吹くということは、つまり、南の海上に高気圧が発生しているということである。では、なぜ、夏場に南側の海が高気圧になるのだろうか。

仕組みは、海陸風での海風と同じである。海陸風の海と陸の関係を、太平洋とユーラシア大陸に置き換えた関係と似ている。

つまり、太平洋は、海であるため、陸と比べて温度が上がりにくい。いっぽう、北側のユーラシア大陸は陸地であるため、海と比べて温度が上がりやすい。このため、ユーラシア大陸では上昇気流が発生して地表付近が低気圧になり、いっぽう太平洋上では下降気流が発生するので水面付近が高気圧になる。

このため、南の太平洋側が高気圧になり、北のユーラシア大陸側が低気圧になるので、南の高気圧から、北の低気圧に向かって風が吹くことで、日本の夏には南から風が吹いてくるのである。 これが、夏の季節風の仕組みである。


いっぽう冬の北風は、海陸風の夜間の陸風と似ている。 北のユーラシア大陸側のほうが、陸のため、気温が冷えやすく、そのため下降気流が大陸部で発生しやすく、そのため、ユーラシア大陸で高気圧が発生する。このユーラシア大陸の高気圧から、太平洋上の低気圧へと向かって風が吹くのが、冬の季節風の仕組みである。

季節ごとの気団[編集]

湿度については、海で発生する気団については湿度が高い。いっぽう、大陸で発生する気団は乾燥しているのが普通である。 日本付近の場合、一般に北の地域にある気団は低温であり、南の地域にある気団は高温である。

このため、日本の周囲の地域の気団の特徴は、つぎのようになる。

  • シベリア気団 - 冬にシベリア地域で発生する気団。低温・乾燥である。(北方にあるため低温であり、ユーラシア大陸で発生するので乾燥している。) 冬の冷却により、冬には高気圧になるので、シベリア高気圧とも言う。
  • オホーツク海気団 - 初夏にオホーツク海上に発生する気団。低温・多湿である。(海洋で発生するため、湿っている。)
  • 小笠原気団(おがさわら きだん) - 夏に太平洋上で発生する気団。高温・多湿である。(海洋で発生するため、湿っている。)梅雨は、小笠原気団とオホーツク海気団とが押し合う現象。 赤道地域の上昇気流が、小笠原地域あたりの緯度で下降気流になるため、小笠原気団は夏には高気圧になる。
  • 揚子江気団(ようすこう きだん) - 春と秋に、揚子江(ようすこう)流域で出来る気団。温暖で乾燥している。(大陸にあるため乾燥している。)


ただし、冬場などに、シベリア気団の影響が日本に来るころには、日本海の海上で水蒸気を大量にふくむので、日本に到達するころには湿度が高くなる。 冬の関東地方など太平洋側地域は乾燥するが、これは寒気が日本の北陸地方などの山脈を越える際に雪を降らすためである。北陸地方など、日本海側地域は、冬でも乾燥していない。

日本付近では、このように特徴の異なる気団が季節ごとに発生するので、日本は季節の変化が はっきりした地域になる。


  • 台風(たいふう)
宇宙から見た台風(平成16年,台風 第18号)
日本の南にある3つの台風(平成18年,台風7, 8, 9号)。2006年8月7日。

夏の終わりごろ、太平洋の洋上で、強い日差しのため、大量の水蒸気が蒸発し、積乱雲などをともなう熱帯低気圧(ねったいていきあつ)が太平洋上で発達する。この夏の終わりごろの、南方からおとずれる熱帯低気圧が、強い風雨を発生させることが多く、この強い風雨を 台風(たいふう) という。 くわしく言うと、台風は、風速が秒速で 17.2m/秒 をこえる風を発生させる低気圧を台風という。

台風は低気圧なので、ほかの低気圧と同様に、衛星から見た場合の風の向きは、反時計回りであり、雲は渦(うず)をまいている。 台風の中心付近には雲がなく、また、中心では、風も弱い。この台風の中心の雲の少ない場所を台風の目(たいふうのめ)という。 台風の目の、真下は、風が弱い。だが、その周辺では、台風の中心に近づくほど風や雨が強い。

台風の等圧線は、ほぼ、円状である。また、台風には前線が無い。 台風は低気圧なので、台風の中心は近くは上昇気流が発生している。(台風にかぎらず、低気圧の中心には上昇気流が起きる。)

日本付近の台風の進路は、日本上空での偏西風のため、日本上空に台風が近づいたころには、台風は西から東方向に向かって移動していく。


日本の各季節での天気の特徴[編集]

ユーラシア大陸で発生した高気圧と低気圧が、偏西風により交互に西からやってきて、日本上空を高気圧と低気圧が交互におとずれる。このため、天気が3日ぐらいごと、あるいは4日ぐらいごとに周期的に変わりやすい。俗に三寒四温(さんかんしおん)などと呼ばれる。それぞれ、移動性高気圧(いどうせいこうきあつ)と温帯低気圧(おんたいていきあつ)と呼ばれる。高気圧の時に天気が良く暖かく、低気圧の時には天気が悪くなる。

低気圧が通過するときに強風が吹きやすく、俗に、春に最初に観測された強風を、春一番(はるいちばん)という。

周期的な天気の変化を繰り返すうちに、月日が立つにつれ、だんだんと、あたたかくなっていく。

なお、ユーラシア大陸で発生し日本に春をもたらす気団は、揚子江(ようすこう)気団である。

夏の日本は、小笠原気団の影響下にあり、南東からあたたかく湿った風が吹いてくる。その結果、湿度と気温が高い、むしあつい日々が多くなる。 なお、このような季節ごとの特徴(とくちょう)のある風を 季節風(きせつふう) という。 夏は、晴れの日が多くなる。

また、強い日差しのため、地面があたためられ上昇気流が発生するが、上空ですぐに冷やされるので積乱雲(いわゆる入道雲)が発生しやすく、そのため、雨天時は大雨や雷雨になりやすい。いわゆる夕立(ゆうだち)である。

ユーラシア大陸のシベリア方面には、大陸のため、夏場は低気圧が発生する。(海陸風のメカニズムを思い出そう。)

いっぽう、日本の南方には小笠原気団に由来する高気圧があり、この気団は洋上で発生するため、湿っている。したがって、夏の日本には、高温で多湿な小笠原気団の影響を受けて、夏の日本は高温で多湿になる。風向きは、小笠原気団の高気圧から、シベリアなど大陸の低気圧へと向かう風向きであり、つまり南から北に向かって、南風が吹く。

気圧の配置は、日本の南の気圧が高く、北の気圧が低い、南高北低(なんこうほくてい)である。


秋の天気も3日や4日ぐらいごとに、周期的に変わることが多い。ユーラシア大陸の揚子江気団の影響である。 南の高気圧は弱まり、かわりに、だんだん北の高気圧が強くなっていく。(海陸風のメカニズムと同じ。寒くなると、陸が高気圧になるから。) 梅雨には、日本に梅雨前線があったのと同様に、秋にも秋雨前線(あきさめぜんせん)により、長雨がふることがある。 また、9月ごろに台風(たいふう)という、つよい風雨が発生することが多い。

周期的な天気の変化を繰り返すうちに、月日が立つにつれ、だんだんと、さむくなっていく。

北西からやってきたシベリア気団に、日本がおおわれる。北西からの季節風が強い。日本海側と太平洋側で天気が違う。冬の日本の天気は、日本海側では雪や雨が多く、太平洋側では晴れが多い。

シベリア気団そのものは大陸性の気団のため、乾燥している。だが、シベリア気団のうちの日本に到達する気団は、日本海で発生する大量の水蒸気をふくんでいるため、日本海側の地域に多くの雪や雨をふらす。関東地方など太平洋側地域では「冬場は乾燥する」というが、乾燥するのは、あくまで太平洋側地域だけである。

太平洋側では、雪を降らせ終わったあとの乾いた風が吹くので、乾燥した晴れの日が太平洋側では多い。