以下は、正誤判定の正はそのまま、誤の問題は正に書き直した。所謂、過去問から抽出した正しい内容項目のリストです。
i1大気の鉛直構造24問
①経度方向に帯状平均した高度15km付近の年平均気温は、赤道付近で最も低くなっている。上昇する空気は断熱膨張により冷却される。
②中緯度の対流圏界面の高さは、季節とともに変動するだけでなく、移動性高気圧や温帯低気圧にともなっても変動する。
③成層圏では成層が安定しているが、ブリュワ・ドブソン循環や成層圏突然昇温、プラネタリ波の伝播などにより鉛直方向の大気の運動も起こる。
④熱圏では、大気を構成する分子や原子が太陽放射に含まれる紫外線等によって電離し、中間圏よりも自由電子の数密度が大きい。
⑤成層圏では、酸素分子は紫外線を吸収すると解離し、解離した酸素原子が酸素分子と結合してオゾンとなることで、オゾン層が形成されている。
⑥成層圏のオゾンの数密度は高度約25km付近で最大となる。
⑦成層圏のオゾンの空間分布やその季節変動は、太陽放射の強さの分布に加えて、ブリュワ・ドブソン循環などの大規模な大気循環も関係している。
⑧乾燥大気における酸素の容積比は約21%であり、30%を超えることはない。残りのほとんどを窒素が占めている。
⑨乾燥大気において、窒素と酸素に次いで大きな容積比を占めるのはアルゴンである。
⑩オゾンは低緯度の成層圏で多く生成されるが、オゾン全量は冬季から春季にかけて中高緯度で最も多くなる。
⑪中間圏では、気温は高度が上がるとともに低下し、中間圏界面で極小となっている。
⑫成層圏の気温が極大となる高度は、オゾンの数密度が極大となる高度ではなく、成層圏界面付近である。
⑬対流圏の気温減率は、放射収支のみを考慮した場合よりも、対流や水蒸気の凝結などを含めた実際の過程を考慮すると小さくなる。
⑭対流圏では高度が上がるとともに気温は低下する。
⑮対流圏の気温の鉛直分布は、短波放射と長波放射の平衡だけでなく、対流や水蒸気の凝結による潜熱放出などの影響も受けて決まる。
⑯成層圏の気温の鉛直分布は、オゾンの紫外線吸収による加熱と、大気の長波放射による冷却の収支で近似的に説明できる。
⑰中間圏では高度が上がるとともに気温は低下する。
⑲熱圏では高度が上がるとともに気温は上昇し、約1000K～約2000Kに達する。
⑳大気境界層とは、地表面から高度約1kmまでの大気の層のことで、地表面の加熱や冷却、摩擦などの影響を受ける。
㉑正午頃の接地境界層では、気温減率は乾燥断熱減率よりも大きくなる。
㉒正午頃の対流混合層では、水蒸気の混合比は、高度によらずほぼ一様である。
㉔正午頃の接地境界層では風速は高度とともに増加しているが、対流混合層ではほぼ一様である。
⑱乾燥空気の化学組成は、中間圏界面付近（高度約80km）まではよく混合されており、高度によらずほぼ一定である。
㉓正午頃の対流混合層では、水蒸気の相対湿度は高度とともに増加する。
i2惑星の大気組成6問
①大気中に含まれる水蒸気と二酸化炭素には温室効果としての働きがあり、大気の温度分布の形成に重要な役割を果たしている。
③年平均した降水量と蒸発散量を比べると、海上では降水量よりも蒸発量の方が多く、陸上では蒸発散量よりも降水量の方が多い。
⑥大気中に含まれるエロゾルの量は、地表面付近で最も多い。
②地球表面の海水を含む水は、97.5%が海水、2.5%が地下水や湖沼水等となっており、長期間で平均すると地球全体における蒸発量と降水量は釣り合っている。
④気温と圧力と体積が同じであれば、水蒸気を含む湿潤空気の方が水蒸気を含まない乾燥空気より軽い。
⑤実際の大気中には水蒸気が含まれており、乾燥大気に対する水蒸気の質量比は、地表面付近で最も大きい。
I3 気圧と層厚 5問
①気圧はPaやhPaで表し、1 hPa＝100 Pa の関係にある。
②気圧、気温および空気密度には一定の法則があり、これらのうち２つの値が決まれば、残る１つの値が決まる関係にある。
③大気中の空気塊に働く下向きの重力と上向きの気圧傾度力が釣り合っている状態を静力学平衡あるいは、静水圧平衡という。
④気圧の値が同じ高度を結ぶ面を等圧面といい、温度差によって等圧面に高度差が生じる。
⑤赤道付近と極付近の同じ高度における平均気圧を比較すると、極付近のほうが低くなっている。
i4 相変化と水蒸気圧 12問
①0℃の氷が0℃の水に相変化する場合、温度は変わらないが、潜熱が必要である。
②水蒸気が氷になること、あるいは氷が水蒸気になることを昇華といい、このときに周囲の空気に放出したり周囲の空気から吸収したりする潜熱を昇華熱という。
③氷から直接、水蒸気になるのに必要な潜熱は、水が水蒸気になるのに必要な潜熱より大きい。
④湿球温度は、空気が乾燥しているほど低くなる。
⑤空気塊の飽和水蒸気圧は、空気塊の温度だけで決まる。
⑥空気塊の温度が露点温度よりも高い状態にある空気塊は、未飽和の空気塊である。
⑦空気が乾燥しているほど、湿数の値は大きい。
⑧単位体積の空気塊の混合比は、乾燥空気の質量に対する水蒸気の質量の比で表される。
⑨空気塊の圧力が同じであれば、比湿がより大きい空気塊の方が露点温度は高い。
⑩仮温度は、湿潤空気に対して、同じ圧力・同じ密度をもつ乾燥空気の温度と定義される。
⑪ある気圧における湿潤空気の温度と仮温度とを比べると、仮温度の方が高い。
⑫相対湿度は、実際の水蒸気圧を飽和水蒸気圧で割った比（×100%）で求められる。
i5 相変化・温位・熱力学に関する10問
①未飽和の空気塊が断熱的に上昇する場合、空気塊の温度は１km上昇するごとに約10℃低下する。
②湿潤断熱減率は、飽和した空気塊を上昇させたときに発生する凝結熱が空気塊を加熱するため、乾燥断熱減率よりも小さい。
③対流圏における平均的な大気の状態としては、温位は上層ほど高くなっている。
④温位が等しく気圧が異なる２つの乾燥空気塊がある。気圧が高い方の空気塊をもう１つの空気塊の気圧になるまで断熱的に膨張させた後、２つの空気塊の温位は同じである。
⑤空気塊が乾燥断熱的な運動をするとき、その空気塊は同じ等温位面上にとどまる。
⑥相当温位は、空気塊に含まれる水蒸気の凝結による潜熱の影響を加味した場合の温位である。
⑦飽和相当温位は、空気塊の水蒸気が飽和しているとした場合の相当温位で、相当温位との差が小さいほど湿潤である。
⑧空気塊が断熱上昇するとき、相当温位は湿潤断熱過程で保存され、凝結の有無にかかわらず変化しない。
⑨1000hPaより低い気圧で空気塊が凝結する場合、湿球温位 ＜ 未飽和の湿潤空気塊の温位 ＜ 相当温位 の関係が成り立つ。
⑩熱力学第一法則より、空気塊に加えられる熱量（ΔQ）、空気塊が行う仕事（ΔW）および内部エネルギの増加（Δu）は「ΔQ＝ΔW＋Δu」の関係にある。このときの内部エネルギの増加（Δu）は、温度に依存するため、定積比熱（Cv）を用いて「Δu＝CvΔT」と表される。
i6大気の安定・不安定に関する7問
①地表面で周囲の空気と同じ温度だった乾燥空気塊を断熱的に上昇させたときに、周囲の空気の気温減率が乾燥断熱減率よりも小さい場合の大気は、安定である。
②乾燥空気塊が断熱的に上昇していく場合において、周囲の空気の温位が高度とともに増加している状態にあるとき、その大気は安定である。
③周囲の空気の気温減率が湿潤断熱減率よりも小さい場合の大気は、絶対安定である。
④気温減率が一定で条件付き不安定の状態にある大気において、高度500mで気温が20℃、持ち上げ凝結高度が高度1kmの空気塊を、温度が0.5℃下降するまで断熱的に持ち上げたとき、空気塊は下降を始める。
⑤ 高度500mで7℃、高度2500mで−17℃の大気は、気温減率が12℃/kmであり、乾燥断熱減率（10℃/km）よりも大きいため、絶対不安定である。
⑥上昇する前は安定な状態であっても、気層全体が持ち上げられると不安定になる状態の気層を、対流不安定な気層という。
⑦図は気層の安定性を模式的に示したものであり、太実線ABは初期の気層の温度分布を、太実線A’B’はABの気層全体が飽和するまで上昇した後の温度分布を表している。対流不安定を説明する図として最も適切なのは②である。
図が必要
i7逆転層に関する5問
①対流圏で生じることがある逆転層は、非常に安定な層である。
②接地逆転層は夜間に現れ、明け方に厚さが最大となる。
③都市域では建物等による日中の蓄熱や人工排熱のために夜間における気温の低下が抑えられており、郊外に比べて放射冷却による接地逆転層は形成されにくい。
④高気圧の圏内において、上空の空気層全体が沈降して、断熱的に昇温することで形成される沈降性逆転層内では、上層ほど露点温度が急激に低くなっている。
⑤性質の異なる２つの気団の境である前線に伴う転移層は、前線性逆転層である。
I8 エマグラムに関する7問
①エマグラム上に絶対温度で記入されている乾燥断熱線は、等温位線でもある。
③地上では飽和していないが上空に条件付不安定な気層を持つ大気の状態曲線がエマグラムに記入されており、地上の気温が点T0として示されている。この点T0を通る乾燥断熱線と、地上の露点温度の点を通る等飽和混合比線との交点が持ち上げ凝結高度となる。
④自由対流高度より上で、気温の状態曲線が湿潤断熱線と再び交わる高度を平衡高度といい、平衡高度は雲頂に対応している。
⑤エマグラムにおける雲底高度の目安となるのは、自由対流高度ではなく、持ち上げ凝結高度である。
⑥エマグラム上における空気塊の混合比は、空気塊の露点温度を通る等飽和混合比線の値である。
⑦図はエマグラム上での空気塊の断熱変化を模式的に表したものである。細線は観測された気温の鉛直分布（状態曲線）であり、太線は地上付近のA点にある未飽和の空気塊を断熱的に持ち上げたときの温度変化である。この図において、ABCで囲まれた領域の面積が大きいほど対流が発生しやすい。
i9雲の生成と成長 22問
①一般に、海洋上では陸上に比べて単位体積に含まれるエロゾルの数が少なく、より大きな粒径の雲粒子が存在する。
②水溶性のエロゾルの働きによって大気中に発生した水滴は、化学物質が溶解しているため、相対湿度が100%未満でも水滴として存在できる場合がある。
③一般に、大気中の氷晶核の数は凝結核の数に比べて少ない。
④過冷却水滴を含む雲の中で、水滴よりも氷晶のほうが速く成長するのは、０℃未満では、氷面に対する飽和水蒸気圧が水面に対するものより低いからである。
⑤氷晶の生成に重要な働きをする氷晶核は、エロゾルの一種で、水蒸気を凝結させる働きをする凝結核よりも一般に数が少ない。
⑥氷粒子と過冷却水滴が共存する雲の中では、氷面に対する飽和水蒸気圧が水面に対する飽和水蒸気圧よりも低いことにより、昇華による氷粒子の成長が進みやすい環境となっている。
⑦異なる落下速度の氷粒子どうしが衝突して付着する割合は、氷粒子の形や大きさにより違い、温度や水蒸気量にも依存する。
⑧雪が落下するとき、空気が乾燥しているほど、雪は昇華によって冷却されやすく、融解しにくくなるため、地上では雪として残りやすい。
⑨雲内での水滴の併合過程では、単位体積に含まれる水滴の質量の合計が同じであれば、大きさが一様な水滴よりも、大きさの異なる水滴が多数存在している場合の方が、水滴は速く成長する。
⑩過冷却水滴を含む雲内に生成された氷晶は、水蒸気の昇華凝結や氷晶同士の衝突などの過程によっても成長し、雪として地上に降ることができる。
⑪凝結核を持たずに形成された純水の微小水滴では、表面張力の作用により、水滴が小さいほど、より大きな過飽和度が必要になる。
⑫水溶性のエロゾルを凝結核として形成された微小水滴は、同じ大きさの純水の微小水滴よりも、水滴の表面に対して平衡する水蒸気圧が低いため、凝結による成長が起こりやすい。
⑬上空では雪片だった降水粒子が、落下して周囲の気温が０℃となる高度を通過すると、融けて雨滴になる。雪片が融けて雨滴になる途中の状態は、雨滴よりも粒が大きく、固体(雪)の表面が液体で覆われている状態で、いわゆる「みぞれ」である。
⑭凝結核となる微粒子を含まない過冷却水滴は、周囲の気温が−40℃以下まで低下すると自発的に氷晶となる。
⑮日本では、氷晶と過冷却水滴が共存している冷たい雲から冷たい雨が降ることはよくある。
⑯暖かい雲の中では、凝結過程と併合過程により雲粒が生成されて成長する。
⑰一般に、雲内の水滴が併合過程で成長する場合の水滴の半径の単位時間あたりの増加率は、水滴の成長に伴って大きくなる。
⑱ 気温が同じ場合、大気が乾燥しているほど、氷晶は落下途中で融解しにくく、地上では雪になりやすい。
⑲氷晶の形状は、氷晶が成長しているときの温度と相対湿度によって決まる。
⑳ひょうは、積乱雲の内部に多数の過冷却水滴があり、また強い上昇流が存在するときに、上昇と下降を繰り返して成長する。
㉑雲の形成初期における微小水滴はほぼ球形であるが、落下して水滴の半径が大きくなるにつれて水滴に働く表面張力が弱まることで、球形から扁平へと変化する。
㉒雲粒の落下の終端速度は、雲粒の大きさに比例して変化し、半径の2乗に比例する。
i10霧の種類と発生に関する5問
①小さな水滴が大気中を浮遊して水平視程が１km未満の状態を霧といい、水平視程が１km以上、10km未満の状態をもやという。
②放射霧は、風が弱く、雲がない夜間に地表付近の気温が放射冷却で下がることで発生する霧である。
③春から夏にかけ、北海道東方沖から三陸沖で発生する海霧は、移流霧の一種である。
④冷たい空気が暖かい水面上を通過することで発生する霧は、蒸気霧である。
⑤前線霧は、温暖前線に伴う雲から降る比較的暖かい雨が、地表付近の空気に水蒸気を供給することで発生する。
i11雲の分類と特徴に関する11問
①雲は、その広がり方から層状雲と対流雲に分類され、雲が現れる高さや形に着目すると10種類の雲形に分類される。
②巻雲とは、刷毛（はけ）で掃いたような白く細い繊維状や帯状の上層雲で、氷晶が集まってできており、太陽や月に暈（かさ）がかかることがある。
③巻積雲とは、小さな塊の雲が粒状やさざ波状に広がる上層雲で、うろこ雲やいわし雲などと呼ばれる。
④巻層雲とは、白く透き通ったベルのような上層雲で、春や秋の低気圧接近時に日暈や月暈が見られることがある。
⑤高積雲とは、白または灰色の中層雲で、丸い塊が群れをなしたり、うね状に並んだりする。ひつじ雲やむら雲などと呼ばれる。
⑥高層雲とは、白または灰色の中層雲で、太陽がぼんやり見えることもある。高層雲はしばしば雨や雪を降らせる雲であり、特に持続的な降水の前兆として現れることが多い。
⑦乱層雲とは、暗灰色でどんよりと厚く全天を覆い、雨や雪を持続的に降らせる中層雲で、前線や台風の通過に伴って発生する。
⑧層雲とは、雲の中では一番低く、層状に発生する灰色の下層雲。山などの地表に接すると、霧とよばれる。
⑨層積雲とは、白や灰色の層状の下層雲で、丸い塊が群れをなしたり、うね状に並んだりする。ひつじ雲や、まだら雲などと呼ばれる。
⑩積雲とは、日射や地形などによる上昇気流によってできる下層雲で、中層や上層にまで広がっていることもある。
⑪積乱雲とは、積雲がさらに発達したもので、雷雨を伴うことも多く、ときに雹（ひょう）を降らせることもある。台風の中や寒冷前線、停滞前線の近くによくできるが、強い日射で空気が暖まった時にもできやすい。
i12放射とエネルギに関する5問
①太陽放射の全エネルギの約半分は可視光線域にあり、残りのほとんどは赤外線域にある。
②地球は、太陽放射によって熱を吸収するとともに地球放射によって熱を失って放射平衡を保っている。
③ 地球の半径をrとすると、地球は太陽放射エネルギを地球の断面積のπr²で受け取っている。
④春分の日、東京（北緯35度）の地点における南中時の太陽高度角は、90°−35°＝55°である。
⑤太陽放射エネルギが最大になる波長は約0.5μmであり、地球放射エネルギが最大になる波長はその約22倍（約11μm）に該当する。
i13放射・エネルギ収支に関する13問
①地球大気は、太陽放射に対して近似的に黒体とはみなせず、その吸収量の計算にプランクの法則は適用できない。
②波長0.3μm以下の紫外線がほとんど地表面に到達していないのは、対流圏界面に達する前に、酸素分子およびオゾンによってほぼ吸収されるからである。
③地球大気において地球放射を最も多く吸収している気体は水蒸気であり、次が二酸化炭素である。
④大気上端で放射平衡が成り立っている場合、大気上端における上向き地球放射量は、入射太陽放射量に（1−アルベド）を掛けた値に等しい。
⑤地球に入射してきた太陽放射の約30%は、地表面だけでなく大気中の雲やエロゾルなどによる反射・散乱も含めて宇宙空間に戻っている。
⑥黒体の表面から単位面積、単位時間あたりに放射される電磁波のエネルギは、その黒体の絶対温度の４乗に比例する。
⑦黒体の単位波長あたりの放射強度が最大となる波長 (λm) は、黒体の表面温度 (T) に反比例する。
⑧大気中の粒子の半径が電磁波の波長よりも非常に小さい場合の散乱はレイリ散乱であり、日中の晴れた空が青く見えるのはこのためである。
⑨ミー散乱では、散乱の強さは電磁波の波長にあまり依存しない。雲が白く見えるのはこのためである。
⑩波長11μmを中心とする8〜12μmの赤外線領域には、大気による吸収が弱い「大気の窓」と呼ばれる波長帯がある。
⑪地表面で反射される短波放射Aは30 W/m²で正しいが、地表面で吸収される短波放射Bは174 W/m²ではなく168 W/m²である。
⑫地表面または大気内部におけるエネルギ収支から潜熱Cは78 W/m²と見積もることができる。
⑬緯度別に年平均すると、北緯80°において受け取る太陽放射量は、長波放射量よりも小さい。
i14気圧傾度力・コリオリ力・台風発生緯度の制約に関する10問
①気圧傾度は、２点間における単位距離あたりの気圧差であり、気圧傾度力は空気密度の逆数と気圧傾度との積で表される。
②低気圧や高気圧などの運動の場合には、静力学平衡だけでなく、気圧傾度力・コリオリ力・遠心力などの力の釣り合いを考慮する必要がある。
③コリオリ力は、地球上の運動している物体にのみ働く。
④コリオリ力は、北半球では運動の方向に対して右側に働く。
⑤コリオリ力 C は、空気の質量を m 、風速を V 、緯度を φ 、地球の自転角速度を Ω とすると、C ＝ ２mVΩsinφ で表せる。
⑥空気の質量が一定かつ、同じ緯度で風速が高度によらず一定の場合、コリオリ力は高度によらず一定である。
⑦ 空気の質量が一定の場合、コリオリ力は、風速が同じであれば高緯度ほど大きく働く。
⑧コリオリ力は、赤道で０、両極で最大となる。
⑨コリオリ力は、運動の向きを変える見かけの力であり、運動エネルギや移動速度を変化させることはない。
⑩積雲が頻繁に発生している海面水温が高い熱帯の海上であっても、コリオリ力が極めて小さい緯度５°未満の赤道付近では台風が発生することはほぼない。
i15風の力学（地衡風・傾度風・温度風）に関する17問
①地衡風は等圧線に平行に、北半球では気圧が高い方を右側にして吹く。
②中・高緯度の自由大気における水平方向の大規模な大気の流れでは、水平気圧傾度力とコリオリ力が釣り合う地衡風の関係が近似的に成り立つ。
③地衡風の関係が近似的に成り立っている場合、水平気圧傾度力が同じならば、地衡風速は緯度が高いほど小さくなる。
④地衡風の関係が近似的に成り立っている場合、気圧傾度が大きいほど地衡風は大きくなる。
⑤旋衡風は、気圧傾度力と遠心力が釣り合った状態で吹く風である。
※コリオリ力が極めて小さい場合、つまり低緯度地域や、風速が非常に小さい場合には、コリオリ力の影響が無視できることがあります。
⑥地表付近の地衡風は、気圧傾度力と摩擦力の合力がコリオリ力と釣り合って吹いている。
⑦地表付近で吹く地衡風は摩擦の影響を受けるので、風は低圧側に傾き、等圧線を横切って吹く。
⑧地表付近で吹く風は、気圧傾度が同じならば地表面の摩擦力が大きいほど等圧線を横切る角度は大きくなる。
⑨北半球の傾度風は、風上を背にすると右側が高圧側、左側が低圧側である。
⑩両地点で風速が同じであるとき、気圧傾度力の大きさは、地点Aのほうが地点Bより小さい。
⑪総観規模の低気圧において、傾度風の風速は、同じ気圧傾度をもつ地衡風に比べて小さい。
⑫温度風は、下層の地衡風ベクトルの終点を始点とし、上層の地衡風ベクトルの終点を終点とするベクトルである。
⑬温度風は、異なる高度間の平均気温の等温線に平行に吹く。
⑭北半球において、温度風は等温線の高温側を右手に見て吹く。
⑮異なる高度間の平均気温の水平温度傾度が大きいほど、温度風は強い。
⑯北半球において、地衡風の風向が、下層から上層に向かって鉛直方向に時計回りの変化をしている場合、風は平均して暖気側から寒気側に吹いている。
⑰850hPaで西風、500hPaで南風が吹いており、風向が上層に向かって反時計回りに変化している場合、北半球では寒気移流となる。
i16収束・渦度・鉛直p速度に関する11問
①気圧傾度力、コリオリ力、摩擦力が釣り合って海上を進んできた風が、同じ緯度の陸上に吹き込んだとき、海岸線付近で風速が変化し、収束が生じることがある。
②地表付近に水平収束がある場は、一般的に上昇流域である。
③渦度とは、大気の回転方向と回転の速さを表す物理量であり、回転が速いほど、渦度が大きいと表現する。
④相対渦度の鉛直成分は、東西方向での南北風の変化と、南北方向での東西風の変化から求めることができる。
⑤北半球の水平面内に図のような一辺の長さが２kmの正方形の領域（a）～（c）があり、各辺上では、辺に沿って図に示す強さの成分を持った風が吹いている。領域（a）～（c）内の渦度の鉛直成分の値を A ～ C とするとき、これらの大小関係は、B ＜ A ＜ C となる。
図が必要
⑥北に行くほど風速が大きくなっている場合、風は時計回りの回転（負の渦度）を示すため、渦度は負である。
⑦地球大気の渦度の鉛直成分は、地球の自転によって生じるものを惑星渦度、大気が地球に対して相対的に運動することによって生じるものを相対渦度という。
⑧北半球では、惑星渦度は正の値で、その大きさは北極点で最大である。
⑨惑星渦度と相対渦度の和を絶対渦度といい、一般に、地球上の空気塊の絶対渦度は、粘性や水平収束・発散がなければ近似的に保存される性質がある。
⑩鉛直p速度は、ある空気塊の気圧の時間変化率を表し、上昇流域では負の値となる。
⑪850hPa 等圧面の高度が６時間で1500mから1560mに上昇した場合、鉛直p速度は−1 hPa/h（上昇流）となる。ただし、空気の密度を １kgm-3 、重力加速度を 10ms-2 とすると、このときの鉛直p速度は、１hPa/h となる。１hPa ＝ 100kgm-1s-2 とする。
i17 大気大循環・熱輸送に関する17問
①ハドレー循環の下降流域は、１年を通じて緯度30度付近にあり、この緯度帯では降水量が少ない。
②フェレル循環は、水平スケルが約4000km程度の傾圧不安定波が成長する傾圧性の強い緯度帯に見られる。
③フェレル循環は、高温域で下降し低温域で上昇する間接循環となっている。
④北緯40°付近よりも高緯度の、大気と海洋による北向きの全熱輸送量が極に向かって減少している領域では、大気と海洋は全体として南北熱輸送により加熱されている。
⑤亜熱帯高圧帯では蒸発量が降水量よりも多く、蒸発量と降水量の差のほとんどは、水蒸気として赤道側と極側の両方向に輸送されている。
⑥海洋では、海流により高温の海水が低緯度から高緯度に、低温の海水が高緯度から低緯度に運ばれることにより、低緯度から高緯度に熱が輸送されている。
⑦南北鉛直面内の循環によって、北半球から南半球に熱が運ばれていることが読み取れる。
⑧両半球の緯度30°～60°では、低気圧･高気圧などの擾乱に伴う波動により熱が極側へ輸送されているのが読み取れる。
⑨擾乱に伴う波動による熱輸送は両半球の緯度20°～45°では大気を冷却するように働いていることを読み取ることができる。
図が必要
⑩赤道付近には南北から貿易風が吹き込むので熱帯収束帯といわれる領域があり、そこでは積乱雲が発生しやすい。
⑪モンスーン循環は、大陸と海洋の熱的コントラストによって生じる大循環である。
⑫北緯40度から60度にかけての中緯度帯では、降水量が蒸発量よりも多い。
⑬北緯30度付近の亜熱帯高圧帯は、蒸発量が降水量よりも多い。
⑭赤道付近にある熱帯収束帯では、蒸発量が降水量よりも少ない。
⑮南緯20°～30°付近では、水蒸気は主に赤道側に向かって輸送されている。
⑯停滞性のプラネタリ波の振幅は、北半球のほうが南半球よりも大きい。
⑰亜熱帯ジェット気流の軸は、南北両半球ともに200hPa付近の高度（約12km）に現れる。
i18 傾圧不安定・温帯低気圧・ブロッキング高気圧に関する17問
①等圧面と等温面が交差する状態にある大気は、傾圧大気である。
②傾圧不安定波は温帯低気圧を発生させ、それを東に移動させるが、移動性高気圧も同時に発生させる。
③発達中の温帯低気圧では、極向きに熱が輸送されており、気圧の谷の軸は上空ほど西に傾いている。
④発達中の温帯低気圧では、暖かい空気が上昇し、冷たい空気が下降することに伴い、環境場の有効位置エネルギは減少している。
⑤発達しきった最盛期の温帯低気圧の上空では、対流圏界面が周囲より低くなっている。
⑥温帯低気圧の発達には、有効位置エネルギの変換が不可欠であり、水蒸気の凝結による潜熱の補給は主に熱帯低気圧の発達に重要である。
⑦温帯低気圧の進行方向前面では暖かい空気が上昇し、後面では冷たい空気が下降することにより、温帯低気圧の運動エネルギが増大している。
⑧２つの異なる等圧面の鉛直方向の間隔（高度差）は、地上の温帯低気圧の東側では西側に比べて大きい。
⑨温帯低気圧に伴う温暖前線では、寒冷前線と比較して層状性の雲が形成されやすく、乱層雲などから降水がもたらされる。
⑩地上天気図の寒冷前線は、温度の異なる気団の間の遷移層の暖気側の境界が地表面と交わるところに描かれている。
⑪寒冷前線に伴う降水域は、温暖前線の降水域に比べて幅が狭いことが多く、積乱雲が発生して雷や突風などの現象を伴うことがある。
⑫ドライスロットは、寒気側から低気圧中心に向かって流れ込む乾燥した空気によって形成され、水蒸気画像では暗域として現れる。
⑬一般に、寒冷前線の東側では下層の暖湿な空気が高緯度側に向かい、温暖前線面の上を上昇して対流圏上層に達し、低気圧の進行方向前面の上層雲域を形成する。
⑭ブロッキング高気圧が発生すると、周辺を含めて同じような気圧配置が長期間続き、長雨や高温などの異常天候が起こりやすい。
⑮ブロッキング高気圧が発生するときには、低緯度側に切離低気圧を伴うことがある。
⑯ブロッキング高気圧は、地形の影響により南半球よりも北半球の方が発生しやすい。
⑰ブロッキング高気圧は、東西方向に数1,000km〜10,000km程度の広がりを持つ停滞性の現象である。
i19 積乱雲・雷雨・ガストフロントに関する19問
①風の鉛直シアが弱い場に発生する積乱雲は、通常、水平スケルが10km程度、時間スケルが1時間未満の現象である。
②条件付き不安定の大気中で、何らかの原因で地上付近の空気塊が自由対流高度まで持ち上げられると、空気塊は浮力により自力で上昇するようになり、積乱雲を発生させることがある。
③雨粒の蒸発や、あられやひょうなどの氷粒子の融解により冷却された空気が積乱雲の下にたまることにより、局地的な高気圧が形成されることがある。
④竜巻は、上空に積乱雲が存在する場合に発生し、上空に積乱雲がない場合に日射によって発生するのはじん旋風（つむじ風）である。
⑤日本では、地形の影響で竜巻が減衰しやすい傾向はあるが、5km以上移動した事例も報告されている。
⑥スパセルに伴う竜巻は、フックエコと呼ばれる、かぎ針の形をしたレダ反射強度の強い領域付近で発生することが多い。
⑦北半球で発生する竜巻には、渦の向きが反時計回りのものと時計回りのものがあるが、いずれの回転方向の竜巻も中心の気圧は周囲よりも低い。
⑧孤立型の積乱雲（降水セル）は、一般風の鉛直シアが弱い状況で発生しやすく、積雲対流によって発達する。
⑨積乱雲の発達期に降雨が生じないのは、この段階では降水粒子が形成されていても、強い上昇流により地上に落下しないためである。
⑩対流圏界面の高度まで発達した積乱雲内で成長した雪やあられが落下しながら融けて雨粒となるときの蒸発・融解による冷却や、大きな水滴や氷の粒子による周囲の空気の引きずり下ろしによって下降流が作り出され、下降流は上昇流の源となる暖かく湿った空気の流入を阻んでしまうため、積乱雲は急速に衰弱して一生を終える。
⑪一般風の鉛直シアが小さい孤立型の積乱雲の寿命は、30分～１時間程度である。
⑫積乱雲の下降流が地表付近で広がり、その先端にできたガストフロントが湿った暖かい空気を押し上げて新しい積乱雲が形成される。この過程を繰り返しながら移動する雷雨を、組織化されたマルチセル型雷雨という。
⑬スパセル型ストムは、長時間持続する積乱雲で、周囲の風の鉛直シアが大きい場合に生じやすく、雹、ダウンバスト、竜巻などを伴うことがある。
⑭大気下層を中心に大量の暖湿気の流入が持続し、大気の状態が不安定な状態の中で地形や局地前線などで上昇流が強化されて発達した積乱雲が、上空の風の影響で線状に並ぶことで、線状降水帯が形成される。
⑮谷風により大気が山の斜面に沿って上昇すると気温が下がる。このとき、水蒸気が凝結して発生する雲は、ほとんどの場合対流性の雲である。
⑯熱的低気圧は、春から夏の晴れた日などに、昼間の地表面の加熱に伴い中部山岳地帯などの内陸部に発生し、夜間には消滅する。
⑰発達した積乱雲の中で降水を伴う下降流が生じ、地表面まで達すると外出流となって周辺に拡がっていくことがあり、ガストフロントはこの外出流の先端が周囲の空気と衝突する部分に形成される。
⑱ガストフロントが通過すると、地上では気圧が上昇する。
⑲積乱雲直下からのガストフロントの到達距離は、最大で数十km以上に達することがある。
i20台風に関する19問
①台風は、水蒸気の凝結に伴う潜熱が運動エネルギに変換されることを主な要因として発生・発達する。
②台風は気温が水平方向に一様な熱帯の大気中で発生・発達するため、台風に伴う雲や降雨の分布は中心に対してほぼ軸対称であり、温帯低気圧のように前線を伴うことはない。
③台風や熱帯低気圧の発生・発達には海水面からの潜熱の供給が必要である。
④台風の中心部分の目の領域は気圧が最も低いが、下降気流となっているので降水はない。
⑤スパイラル・バンドは、発達期の台風の目を囲む壁雲の外側に雨雲がらせん状の列をなしているもので、これらの雲のほとんどは積乱雲である。
⑥台風が上陸後に勢力を弱める主な原因は、水蒸気の供給が減少し、また、陸地の摩擦によりエネルギが失われるためである。
⑦日本に接近する台風の月別平均でみると、7月から8月の台風は、ほぼ日本海を北上する傾向がある。
⑧台風の発達期において、積乱雲が上昇流を維持し続けるためには、水平風の鉛直シアが弱い必要がある。
⑨台風の周辺の外側降雨帯（アウターバンド）では、竜巻が発生することがある。
⑩一般に、台風になる前の発達する熱帯低気圧の進路予報の精度は、発生直後の台風の進路予報の精度より低く、その予報円は大きい。
⑪台風が温帯低気圧に変わる過程では、強風域が広がったり、中心から離れた場所で風が最も強くなることがある。
⑫発達した台風において、風の接線成分は自由大気下層で最大となるが、動径成分は大気境界層で最大となる。
⑬発達した台風の対流圏界面に近い対流圏上層では、空気が台風の中心から外側に流れ出し、中心から離れたところでは時計回りに風が吹いている。
⑭発達した台風の中心付近では対流圏の下層から上層まで気温が周囲よりも高く、台風中心の低い気圧に対応している。
⑮台風の強さは中心付近の最大風速によって分類され、最大風速が54m/s以上の台風が「猛烈な台風」に属する。
⑯北西太平洋の低緯度で発生した台風は、発生後しばらくの間、低緯度に位置するときには、太平洋高気圧の南側の偏東風に流され、西に進むことが多い。
⑰台風に伴う大気境界層内の風は、摩擦を含めた力の釣り合いにより、台風の中心に向かう風が現れる。
⑱台風の進路に近い地点で、時間とともに風向が時計回りに変わったとき、その地点は台風経路の進行方向に向かって右側に位置する。
⑲一般に、潮位偏差が大きく甚大な被害をもたらすような顕著な高潮においては、気圧低下による吸い上げ効果よりも、風による吹き寄せ効果の方が潮位上昇への寄与が大きい。
i21成層圏・中間圏に関する10問
①下部成層圏では、低緯度で生成されたオゾンがプラネタリ波により高緯度に運ばれる。
②１月の北半球中高緯度における経度方向に帯状平均した東西風は、成層圏でも中間圏でもほぼ西風となっている。
③成層圏突然昇温は対流圏からのプラネタリ波の伝播により引き起こされ、上層から昇温が始まる。
④赤道付近の成層圏では、東風と西風が約２年周期で入れ替わる準二年周期振動が観測される。
⑤北半球中高緯度の成層圏で、夏季に等高度線が北極付近を中心とする同心円状になるのは、対流圏で励起されたプラネタリ波が成層圏に伝播しなくなるためである。
⑥一般的に、上部成層圏の気温の鉛直勾配は下部成層圏に比べて大きい。
⑦ 成層圏では、北半球の夏季に気温は北極付近で最も高くなるが、中間圏では北極付近で最も低くなる。
⑧７月の成層圏内の高度30km～50km付近は、北極周辺が全球の中で最も気温が高く、等高度線は北極を中心とする同心円状の高気圧となっている。
⑨１月の成層圏内の高度30km～50km付近は、一般に北極周辺が全球の中で最も気温が低く、低気圧となっている。
⑩１月の北極付近の成層圏内の高度30km～50km付近は７月と比べて、等高度線は同心円状ではなく南北に蛇行しており、しばしばアリュシャン列島付近に高気圧が現れる。
i22 地球温暖化・気候変動・ENSOに関する23問
①地球のアルベドが大きくなると、地表面が吸収するエネルギが減少し、全球平均気温は下降する。
③全球平均気温を低下させるのは、成層圏に滞留する硫酸塩エアロゾルである。
⑤人為的に排出された二酸化炭素の約47%が大気中に蓄積されている。
⑥南極域でも二酸化炭素濃度は増加している。
⑦温室効果の寄与が最も大きいのは水蒸気である。
⑨世界の年平均気温は、長期的には100年あたり0.76℃の割合で上昇している。
⑪2010年代後半の二酸化炭素濃度は工業化以前の約1.5倍だが、800ppmは超えていない（約418ppm）。
⑫温室効果の大気全体への寄与が最も大きいのは水蒸気である。
⑬二酸化炭素は赤外線域に吸収帯を持ち、地球放射（長波放射）の吸収が温暖化の要因である。
⑮日本付近では、二酸化炭素濃度は夏に最小となる。
⑰海面水位上昇の主因は、海水の熱膨張と陸上氷の融解であり、海氷の融解は直接的な要因ではない。
⑱雪や氷が減少するとアルベドが下がり、地表面が受け取る太陽放射エネルギは増加する。
⑩大気境界層では、傾度風に摩擦力も加わるため、中心に向かう風が現れる。
②永久凍土の融解によりメタンが放出され、温暖化が加速される。
④フロンガスは単位質量あたりの温室効果が非常に高い。
⑧海洋の酸性化が進むと、二酸化炭素の吸収量は減少する。
⑩温室効果は、赤外放射の吸収と再放射によって地表が暖まる現象である。
⑭メタンは、同一分子数で比較すると二酸化炭素より温室効果が大きい。
⑯大気中の二酸化炭素の一部は海洋に吸収されている。
⑲エルニーニョ現象では、赤道域東部の海面水温が高くなる。
⑳ラニニャ現象では、貿易風が強くなる影響で、暖水が西へ移動し、ダーウィン付近まで移動し対流活動が活発になる。
㉑エルニーニョ現象は、日本で冷夏や梅雨明けの遅れなどをもたらすことがある。
㉒南方振動指数は、タヒチとダウィンの気圧差を指数化したものである。
㉓エルニーニョ現象時には、ウォカー循環が弱まる。
i23気候変動・オゾン・都市気候に関する11問
②成層圏に滞留した硫酸粒子は、太陽光を反射・散乱して地上に届く日射を減らし、気温を低下させる。
③オゾンホールは、南極の春（9〜10月）に最も拡大する。
⑨都市では夜間の気温が下がりにくいため、接地逆転層は形成されにくくなる。
⑩都市と郊外の気温差は、冬の最低気温の差の方が大きい。
⑪ 都市の表面の凹凸によりアルベドが減少すると、太陽放射の吸収が増え、ヒトアイランド現象を促進する。
①海洋は大気と熱・水蒸気を交換し、海流や海面水温の変動は大気の運動に大きな影響を及ぼす。
④南極上空に発生する極成層圏雲は、オゾンホールの形成を促進する要因のひとつである。
⑤オゾンホールの形成に南極と北極で差があるのは、プラネタリ波の波動の振幅の違いによる。
⑥酸性雨は、硫黄酸化物や窒素酸化物が雲粒や雨粒に溶け込んで酸性度が強くなった雨である。
⑦日本で黄砂現象が発生しやすいのは、春先から初夏にかけてである。
⑧ヒートアイランド現象は、人工排熱や土地利用の変化など人為的要因によって生じる。
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