21日前の進捗状況

800問ドリル　緑太文字が完了した内容項目

学科一般(全400問)

正しい文に書き直したものと800問ドリルの問題文を比較対象しながら確認
「正しい文に書き直したもの」を先に読むと理解が入りやすですね。
今後のプラン
①残り、２日くらいでこのルーチンを抜けだす。
②悩んだ問題をピックアップして２周くらい　その後全体的に1周
③紙ベースで過去問を通して解く。
④「繰り返し・確認・メンタル安定」に徹する。

🌾なんか！人生ゲームのリアル版をやってるみたいですね。これまでつけてきたメディアリテラシーに感謝!
老後の努力の賜物かもしれない。退職後に身につけたリテラシーがかなり多い。
努力は裏切らない.。あと、一歩の努力を楽しむ。風邪を引かない。
ネット上で、こんなことやっている受験生は、たぶんいないでしょう。

第1章:大気の構造(全30問)
□大気の鉛直構造
□惑星の大気組成

第2章:大気の熱力学(全46問)
□気圧と層厚
□相変化と水蒸気圧
□断熱過程と温位·相当温位
□大気の安定·不安定
□逆転層
□エマグラム

第3章:降水過程(全38問)
□雲の生成と成長
□霧
□十種雲形

第4章:大気における放射(全18問)
□太陽放射と地球放射
□大気と放射

第5章:大気の力学(全38問)
□気圧傾度力とコリオリカ
□地衡風と傾度風と温度風
□大気の流れと渦度

第6章:気象現象(全82問)
□大規模現象　今日はここまできかな？
□低気圧·高気圧
□中小規模現象
□台風
□中層大気の運動(全10問)

第7章:気候の変動(全34問)
□地球温暖化と異常気象
□環境汚染と都市気候

第8章:気象法規(全114問)
□気象業務法の目的と観測の規定(全20問)
□予報·警報行為の規定(全15問)
□予報業務の許可と罰則(全46問)
□気象予報士(全13問)
□気象業務法の関連法規(全20問)

学科専門(全400問)

ドリル問題とその解説を見ながら進める。

第1章:観測成果の利用(全103問)
□地上気象観測(全29問)
□高層気象観測(全26問)
□気象レーダー観測(全19問)
□気象衛星画像(全29問)

第2章:数値予報(全90問)
□数値予報モデル(全34問)
□数値予報のデータ(全27問)
□アンサンブル予報(全11問)
□数値予報プロダクトの利用と予報誤差(全18問)

第3章:短期予報·中期予報(全68問)
□天気図(全10問)
□高気圧·低気圧と天気(全24問)
□前線と天気(全12問)
□台風(全15問)
□予報の種類と予報区(全7問)

第4章:長期予報(全18問)
□長期予報の種類(全9問)
□東西指数と平年偏差(全9問)

第5章:局地予報(全18問)
□局地風(全14問)
□熱的低気圧(ヒートロウ)(全4問)

第6章:短時間予報(全30問)
□解析雨量·解析積雪深·解析降雪量(全9問)
□降水短時間予報(全13問)
□ナウキャスト(全8問)

第7章:気象災害(全45問)
□気象情報(全28問)
□気象災害(全17問)

第8章:予想の精度の評価(全10問)
□予想の精度の評価(全10問)

第9章:気象の予想の応用(全18問)
□ガイダンス(全13問)
□予報の利用(全5問)

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第1章:大気の構造(全30問)

□大気の鉛直構造　24

• 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、ブリュワー・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。
• 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。
• 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。
  高度とともに増加
• 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。
• 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。

□惑星の大気組成　６

• 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。
• 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。
• 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。
• 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。
• 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。

第2章:大気の熱力学(全46問)

□気圧と層厚　５

• 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。●注意!

□相変化と水蒸気圧　１２

• 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。●注意!
• 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。●注意!
• 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。●注意!
• 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。

□断熱過程と温位·相当温位

• 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。
  対流圏では、平均的な気温の変化率が約6.5℃/km、乾燥断熱減率は約10℃/km なので、上昇する空気塊は、周囲の平均気温と比較すると、約3.5℃/kmで高くなる。したがって、鉛直方向に見ると、実際の温位は高度が増すにつれて次第に高くなっていく。
• 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。●
• 温位（θ）：潜熱を考慮しない
• 湿球温位（θₚ）：LCLまでの潜熱放出を考慮
• 相当温位（θₑ）：すべての水蒸気が凝結した場合の潜熱を考慮
• 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。●
  ΔQ＝ΔW＋Δuで定積変化なので、仕事がゼロ( ΔW=0 )、よってΔQ＝Δu
  このとき、定積比熱（ Cv＝ΔQ/ΔT ）を用いると、Cv＝Δu/ΔT　
  Δu＝CvΔT

□大気の安定·不安定　７

• 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。慎重に読みなさい！
• 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。
• 条件付き不安定とは、周囲の大気の気温減率が乾燥断熱減率と湿潤断熱減率の間にある状態のこと。
  ここで、もし空気塊が 未飽和の場合は、空気塊は乾燥断熱減率で気温が下がり空気塊は下降、空気塊が飽和している場合は、湿潤断熱減率で気温が下がり空気塊は上昇する。持ち上げ凝結高度が高度1kmの空気塊なので、高度500mでは未飽和。よって乾燥断熱減率で気温が下がる。
• 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。
  話題は、大気のことなのか、空気塊のことなのか？慎重に読みなさい！
• 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。

□逆転層

• 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。

□エマグラム

• 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。
• ②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。　
• 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問題の要点をまとめると
  対流有効位置エネルギー（CAPE）＞ 対流抑制（CIN）ほど大気の潜在的な不安定度は大きい＝対流が発達しやすい。
  言い換えると、対流抑制（CIN）が小さいほど対流が発達しやすい。

第3章:降水過程(全38問)

□雲の生成と成長　22

• 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水溶性のエー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。
  水に塩などの溶質が溶けていると：
  水分子のまわりに溶質の粒子（イオンなど）が取り囲む
  その結果、水分子が自由に飛び出しにくくなる→ 蒸発しにくくなる
  → 水面から出ていく水蒸気の量が減る→ 飽和水蒸気圧（＝蒸気圧）が下がる
• 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。あられ：直径 ２～５mm程度　 ひょう：直径が ５mm以上
• 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。

□霧

• 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。

□十種雲形

• 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。

第4章:大気における放射(全18問)

□太陽放射と地球放射

• ①太陽放射の全エネルギー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。

□大気と放射

• 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。プランクの法則
• 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。問題では成層圏界面に達する前にとなっている。
• 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。
  上向きの地球放射量（Z） ＝（1 － A ）× 入射する太陽放射量（X）

• 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。
  ステファン・ボルツマンの法則　I＝σT⁴　I：単位面積から単位時間に放射されるエネルギー、σ：定数、T：黒体の絶対温度
• 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。 ウィーンの変位則　λm ＝ 2897/T
• 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ー散乱であり、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。 ミー散乱 とは、粒子の大きさが電磁波の波長に近い場合に起こる散乱
• 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。

地表面吸収＝上端入－上端出－大気内部吸収

３４２－１０７－６７＝１６８

• 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。高緯度では入射角が小さいため、受け取る単位面積エネルギーは小さく、地球から放出される長波放射の大きさに緯度差はない。

第5章:大気の力学(全38問)

□気圧傾度力とコリオリカ

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。
Δp ＝ −ρgΔz

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。しかし、高度による影響はない

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。

□地衡風と傾度風と温度風

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、高気圧でも低気圧でも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。
半径Rが小さいほど、遠心力は大なので、遠心力はAが大。
遠心力＝mV²/R
コリオリ力＝気圧傾度力＋遠心力 から
地点A・Bで風速と緯度は同じなので、コリオリ力は等しい。
気圧傾度力＝コリオリ力-遠心力　で遠心力小のBが大きい。
※実際、中心に近い方が気圧傾度力は大きく、感覚と一致しますね。　

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。＋遠心力の理由

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。実際にベクトルを描いてみる

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。
上層に向かって風向が反時計回りに変化している場合、「寒気移流」

□大気の流れと渦度

第6章:気象現象(全82問)

□大規模現象

• 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。図なしでも、言葉から作図できる！
• 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。温帯低気圧などによる雨
• 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。
  ハドレー循環の上昇流域
• ⑭赤道付近にある熱帯収束帯では、降水量が蒸発量よりも多い。
  熱帯収束帯 赤道より南北へ移動（5〜15°🅂N）年間平均では赤道付近
• 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。

□低気圧·高気圧

□中小規模現象

□台風

□中層大気の運動(全10問)

第7章:気候の変動(全34問)

□地球温暖化と異常気象
□環境汚染と都市気候

第8章:気象法規(全114問)

□気象業務法の目的と観測の規定(全20問)
□予報·警報行為の規定(全15問)
□予報業務の許可と罰則(全46問)
□気象予報士(全13問)
□気象業務法の関連法規(全20問)

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第1章:観測成果の利用(全103問)　ここからの問題は正誤判定は示していない。

□地上気象観測(全29問)

①気象庁の地上気象観測装置では、電気式温度計、電気式湿度計、転倒ます型雨量計、電気式気圧計、風車型風向風速計、全天電気式日射計、回転式日照計、積雪計、視程計などの測器が用いられている。●
②気象官署における地上風の観測は風車型風向風速計を使い、0.1m/s 単位で行われるが、地上実況気象通報式 (SYNOP) では単位にノットを用い、その１の位まで通報する。●
③10分間平均風速は、観測時刻を中心とした前後５分間の風速を平均した値である。●
④地上10mより高い所で測定した観測地点の風速は、地表面の摩擦を考慮した換算式により地上10mの高さの風速に換算して、観測値としている。●
⑤最大風速は風速計の測定値を10分間平均した値の最大値であり、最大瞬間風速は風速計の測定値を３秒間平均した値の最大値である。●
⑥0.1m/s 単位で観測した10分間平均風速が0.5m/s未満の場合を、「静穏」という。「静穏」の範囲は、気象庁風力階級の風力０に相当する。●
「0.1 m/s 単位で観測した10分間平均風速が 0.3 m/s 未満の場合を『静穏』という。この『静穏』の範囲は、気象庁の風力階級における風力0に相当する。」
⑦風向を36方位で表す場合、北風は「00」、南風は「18」とする。●
「風向を36方位で表す場合、北風は『36』、南風は『18』と表記する。」
⑧全天日射量は、太陽から直接地上に到達する日射を太陽光線に垂直な面で受けた単位面積あたりのエネルギー量である。●
⑨直達日射量は、日の出前や日の入り後の薄明においてもわずかながら観測される。●
⑩気象庁では、観測した直達日射量を用いて、日射が大気中を通過するときのエーロゾル等による日射の減衰を表す指標 (大気混濁係数) を算出している。●
⑪降水とは、大気中の水蒸気が凝結したり、昇華してできた液体･固体およびそれらの併合による生成物、すなわち雨・雪・あられ・ひょうなどが落下する現象、又は落下したものの総称である。●
⑫気象庁で使用している転倒ます型雨量計の中には２個のますが取り付けられていて、受水器で受けた雨水が一方の転倒ますに１mm溜まると、転倒ますが転倒し、１回の転倒で１mmの降水量を観測したことになる。●
⑬地上天気図上に記されている気圧は、観測点の高度から標準海面高度までの間に空気があると仮定し、現地気圧、気温、および湿度を用いて海面までの気圧差を計算することで補正した海面気圧である。●
⑭観測地点の気温は、観測データの面的な均一性を保つ目的で、下層大気の標準的な気温減率を用いて平均海面の高さの気温に補正して、観測値としている。●
⑮気象庁が行う気温の観測は、電気式温度計を用いて、芝生の上1.5mの位置で観測することを標準としており、電気式温度計は直射日光に当たらないよう、通風筒の中に格納されている。●
⑯地表面の粗度が小さい場所では最大瞬間風速が発生する確率が増大するので、平均風速が同じ場合の突風率は大きくなる。●
⑰日照時間は、全天日射量が一定の値以上となった時間を合計して求めている。●
⑱雪などの固形降水が積もって地面を覆っている状態を「積雪」といい、まれに夏季にひょうが積もって「積雪」となることがある。●
⑲積乱雲が全天の９割を覆い、観測点では雨は降っていないが視界内に降雨が認められる場合、天気は「雨」である。ただし、ここに記述されていない雲や大気現象は発現していないものとし、天気は「快晴、晴、薄曇、曇、雨、雪、地ふぶき」の中から選ばれているものとする。●
⑳雲の観測では、雲形別雲量の合計が全雲量を上回ることがある。●
㉑アメダスは､全国の地域気象観測所などで自動的に気象の観測を行うことで雨、風､雪などの気象状況を時間的､地域的に細かく監視するためのシステムである。●
㉒アメダスでは、降水量、風向･風速、気温、日照時間の観測を行っている。●
㉓気象庁の気象観測統計の平年値は、前年からさかのぼる30年間の平均値である。●
㉔推計気象分布は、１km四方のメッシュの細かさで推計したもので、天気は５種類、気温は0.5℃ごと、日照時間は１時間ごとのそれぞれの単位で表している。●
㉔推計気象分布は、１km四方のメッシュの細かさで推計したもので、天気は５種類、気温は0.5℃ごと、日照時間は0.2時間ごとのそれぞれの単位で表している。
㉕気温の推計気象分布は標高による気温の違いを考慮して作成した情報であるため、観測所のない場所でも標高に応じた気温の分布を知ることができる。●
㉖大気現象の霧と煙霧は、ともにごく小さな水滴が大気中に浮遊する現象で、水平視程が１km未満のときが霧、１km以上のときが煙霧である。●
㉗天気を決める大気現象がなく、全雲量が９以上で、見かけ上の最多雲量が巻雲・巻積雲・巻層雲およびこれらの組み合わせによるとき、天気は薄曇である。●
㉘霧やもやは微小な水滴や湿った微粒子が大気中に浮遊する現象で、水平視程が１km未満の場合が霧、１km以上10km未満の場合がもやである。●
㉙地ふぶきは、雪が降ると同時に、積もった雪が地上高く吹き上げられる現象である。●
地ふぶきとは、雪が降っていないときに、すでに地面に積もっている雪が強い風によって地上高く吹き上げられる現象のことです。

□高層気象観測(全26問)

①ウィンドプロファイラは、上空に向かって発射された電波が大気の乱れ等で散乱されて戻ってきた時の電波の強度の情報を利用して、上空の風向風速を測定する装置である。●
ウィンドプロファイラは、上空に向かって発射された電波が大気の乱れ等で散乱されて戻ってきた時の電波の「 周波数の変化 」を利用して、上空の風向風速を測定する装置です。
②ウィンドプロファイラによる観測において、雨が降っている場合、大気の乱れによる電波の散乱よりも雨粒による散乱の方が強いため、測定された鉛直方向の速度は雨粒の落下速度を捉えたものとなる。●
③ウィンドプロファイラによる観測において、上空の大気が湿っているほど、電波が水蒸気によって減衰する量が多くなることから、観測可能な高度は低くなる傾向がある。●
④ウィンドプロファイラの観測データは、大気現象の監視や大気の立体構造の把握に利用されるとともに、数値予報の初期値作成にも利用されている。●
⑤ブリューワー分光光度計の観測対象は、上空の水蒸気量である。●
⑥ドップラーライダーの観測対象は、降水強度の分布、降水域における風の分布である。●
⑦GPSゾンデによる観測では、GPS信号から得られた情報やゾンデ本体のセンサーで観測した気温と湿度を用いて、気圧値を求めている。●
⑧GPSゾンデによる観測では、風向風速計を用いて、上空の風向・風速を求めている。●
⑨昼間の観測では、日射の影響により温度計センサーが大気の温度より高い値を示すことがあるため、温度計センサーの値に日射の影響を補正して気温の値としている。●
⑩ラジオゾンデ観測で得られた観測データにおいて、気温や湿度、風の鉛直分布の特徴を再現できるように選択された上空の観測点のことを「特異点」という。●
⑪ラジオゾンデの上昇速度は約10m/sである。●　　　　　　　　　
⑫ラジオゾンデが観測できるのは高度約10kmまでである。●
⑬ラジオゾンデ観測においては、気温が一定の基準値以下に低下すると湿度の正確な測定が難しくなるので、その後は湿度の観測は行わない。●
⑭高層気象観測における水蒸気量は湿度で観測され、その数値が通報されている。●
高層気象観測での水蒸気量の観測は湿度で行われていますが、通報は「湿数（＝気温−露点温度）」で行われています。
⑮ラジオゾンデ観測は、世界中の観測所において、協定世界時の０時に１日１回行われている。●
ラジオゾンデ観測は１日に２回、協定世界時の00時と12時（日本時間の 09時 と 21時）に、世界中の観測所で一斉に行われています。
⑯気象庁では、すべての気象台と海洋気象観測船で高層気象観測を行っている。●
⑰高層気象観測の結果は、地上気象観測と同様、世界中に配信されている。●
⑱指定気圧面の気温、湿度、風向･風速は、その面に最も近い観測点の値を採用している。●
⑲ウィンドプロファイラは10分間隔で観測しており、10分ごとの瞬間値が観測値となる。●
ウィンドプロファイラは 10分間隔 で観測していますが、観測値は 10分ごとの瞬間値 ではなく、前10分間の平均値 です。
⑳ウィンドプロファイラでは、鉛直方向から傾きをもつ東西南北の４方向に電波を発信している。●
㉑散乱され上空から戻ってくる電波の強度の鉛直分布から、上空の融解層の存在を判別できる場合がある。●

㉒ウィンドプロファイラ観測において、降水粒子が散乱体となっているときに得られる鉛直速度は、気流の速度ではなく、降水粒子の落下速度である。●

㉓ウィンドプロファイラの観測可能高度は、夏に高く、冬に低くなる。●

㉔ウィンドプロファイラによる観測は、鉛直方向の分解能が高いので、接地境界層内の詳細な鉛直構造を把握するのに適している。●

㉕ウィンドプロファイラ観測で得られた高層風の時系列図から、寒冷前線が通過したことを読み取ることができる。●
㉖ウィンドプロファイラで温暖前線の通過を観測すると、地表付近に南よりの風が入り始め、時間とともにその層が上空に向かって厚くなる様子を捉えることができる。●
前線面は上層ほど 寒気側 に傾いているので、まずは上空の温暖前線面が通過し、その後に 地上 の温暖前線が通過します。
そのため、温暖前線後面の南よりの風が吹く層の厚みは、時間とともに上空から地表付近に向かって厚くなります。

□気象レーダー観測(全19問)

①気象レーダーは、発射した電波と戻ってきた電波の周波数がずれること (ドップラ一効果) を利用して降水強度を観測している。●
電波が戻ってくるまでの時間から、雨や雪までの距離を測り、戻ってきた電波（レーダーエコー）の強さ から、降水強度を推定
周波数のずれ（＝ドップラー効果）から、 雨や雪の動き（＝降水域の風）を推定
②電波が発射されてから反射されて戻ってくるまでの経路上に強い降水がある場合、それより遠方の降水からのエコーは実際よりも強く観測される傾向がある。●

③気象レーダーで観測される異常伝搬に伴うエコーは、観測データの品質管理によって完全に取り除くことができる。●

④二重偏波化したレーダーでは、水平偏波と垂直偏波の反射波の振幅の比から、雨の強さを推定している。●

⑤ドップラーレーダーの観測対象は非降水時の風の分布や低層ウィンドシアーである。●

⑥降水粒子は、粒が小さいものより大きいものの方が、また、液体の状態であるよりは固体である方が、気象レーダーの電波をよく反射する、という性質がある。●

⑦図は、雪片が融解して雨滴に変わる「融解層」によって、局所的に環状の強いエコーが観測されたもので、「エンゼルエコー」と呼ばれている。●

⑧気象レーダーの観測はアンテナを一定の仰角で回転させて行われており、図(問題⑦の図)のような環状のエコーが観測されたということは、融解層がほぼ一定の高度で水平方向に広がっていたことを示している。●

⑨気象レーダーから水平に発信された電波は地球表面に沿うように曲がりながら伝播するが、レーダーからはるか遠方では低高度の降水を観測できなくなる。●

⑩降水強度が同程度でも、レーダーから降水までの距離が倍になると、エコー強度は２分の１になる。●

⑪気象庁の気象ドップラーレーダーでは、風に流される降水粒子から反射される電波のドップラー効果を用いて、レーダーに近づく風の成分を測定することはできるが、遠ざかる風の成分を測定することはできない。●

⑫同じ雨量をもたらす降水ならば、雨粒の直径が大きくて単位体積あたりの雨粒の数が少ない降水と、雨粒の直径は小さいが雨粒の数が多い降水のエコー強度はほぼ同じになる。●

⑬気象レーダーでは降水エコーが観測されているのに、直下の地上では降水が観測されないことがある。●

⑭気象レーダーで観測される海面の凹凸や波しぶきからの反射であるシークラッタは、強風時ほど多く観測される。●

⑮気象レーダーでは、降水エコー以外にも強い地形エコーを観測するが、これはコンピュータで完全に除去することができる。●
動かないものが原因のグランドクラッタは降水のエコーと区別して取り除くことができ動くものが原因の場合や、エコー自体が非常に強い場合は、データの品質管理において完全には取り除くことはできない。
⑯気象レーダー観測では、グランドクラッタやシークラッタ以外にも、実際には降水がないのに現れるエコーがあり、これをエンゼルエコーという。●

⑰気温が高度とともに急激に上昇している層では、異常伝搬が発生しやすい。●

⑱竜巻は、気象庁の気象ドップラーレーダーで観測されるドップラー速度の解像度で直接検出することができる。●

⑲気象庁の気象ドップラーレーダーでドップラー速度を観測できる最大距離は、降水粒子を観測できる最大距離よりも短い。●
ドップラー速度を観測できる最大距離＜降水粒子を観測できる最大距離

□気象衛星画像(全29問)

⑨水蒸気画像は、「大気の窓」と呼ばれる水蒸気の吸収の影響の少ない波長領域における放射量を画像化したもので、その明暗は対流圏上・中層の水蒸気量の多寡に対応している。●
大気の窓とは、大気を通過しやすい（＝大気による吸収が弱い）波長帯のことです。
赤外線の中でも波長が11μmあたりを中心とした８〜12μm付近の波長帯

⑬気象衛星ひまわりは、日本列島のみが鮮明に観測されるように、常に日本の上空約36,000kmに位置している静止衛星である。●

⑭静止気象衛星ひまわり９号に搭載されているセンサーの水平距離分解能は、可視センサーのほうが赤外線センサーより高い。●

⑮極軌道気象衛星（アメリカの「NOAA」）は、静止気象衛星に比べて低高度を南北に周回する軌道を持つ衛星なので、静止衛星に比べて画像の解像度は優れているが、同じ場所は１日に２回しか観測できない。●

⑯静止気象衛星ひまわり９号で得られた輝度温度のデータは数値予報の客観解析に取り込まれ、上空の気温や水蒸気量の初期値として利用されている。●

⑰可視画像は、地球で反射された太陽光をとらえたもので、厚みの薄い雲ほど白く表現される。●
可視画像では厚みの薄い雲ほど「灰色」に表現されます。
⑱可視画像において雲の表面がなめらかに見える場合、その雲は対流性の雲と判断できる。●
可視画像において雲の表面がなめらかに見える場合、その雲は「層状性」の雲と判断
⑲赤外画像は、雲や大気などから放射される赤外線を観測したもので、雲頂高度が低く、雲頂温度の高い雲ほど白く表現される。●

⑳赤外画像では、下層雲や霧は灰色や黒色に表現され、地表面や海面との区別が困難なため赤外画像で特定することは難しい。●
雲頂高度の 低い下層雲 や 霧 は、地表面や海面とほとんど同じ温度で 灰色 や 黒色 に表現されるため、地表面や海面との区別がほとんどできません。

㉑水蒸気画像では、対流圏の上・中層に水蒸気が多いほど暗く（黒く）表示され、水蒸気が少ないほど明るく（白く）表示される。●

㉒水蒸気画像では、雲がなくても水蒸気をトレーサとして上・中層の大気の流れを可視化できるので、上・中層のトラフやリッジ、ジェット気流の位置を推定することができる。●

㉓気象衛星の水蒸気画像で、暗域が時間とともにさらに暗さを増すことを暗化という。暗化域は、上層のトラフの深まりや、高気圧の強まりを示している。

㉔赤外画像では暗灰色に表現され、可視画像では白色で蜂の巣状の穴の閉じた形状の雲域は、寒冷な季節風が海上を吹走する際に気温と海面水温の差が比較的大きい場合に形成されるクローズドセルである。

㉕低気圧の北側において、赤外画像では明白色に表現され、可視画像では灰色から暗灰色で雲域の北縁が高緯度側に大きく膨らんでいる雲域は、発達した低気圧の北側にみられるバルジ状の上・中層雲と考えられる。

㉖可視画像や赤外画像で、ジェット気流の強風軸の高緯度側において、気流と平行方向にのびる帯状の巻雲は、シーラスストリークである。

㉗可視画像や赤外画像で、ジェット気流の強風軸に沿って、気流の方向とほぼ直角にさざ波状に見える雲列は、トランスバースラインと呼ばれる巻雲である。

㉘3月のオホーツク海上において、赤外画像では周辺の領域との温度の違いを確認することができず、可視画像では表面がでこぼこした灰色から明灰色に見え、動きが非常に遅い場合は、海霧である可能性が高いと判断される。

㉙南西諸島付近において、可視画像で毛筆状あるいはにんじん状の形状を呈した雲域で明白色の凹凸のある雲頂が見られ、赤外画像で白く輝いて見える雲域は、発達した積乱雲群であると考えられる。

第2章:数値予報(全90問)

□数値予報モデル(全34問)

①観測点が密な陸上などの地域の観測データの情報は、データ同化と数値予報を繰り返すことにより、観測点が疎らな海上などの地域の解析値にも反映される。●

②プリミティブ方程式を用いる気象庁の全球モデルでは、大気の鉛直流は水平方向の運動方程式を使って予測した水平風から連続の式を用いて求めている。●

③気温・気圧などの気象要素は、水平方向の変化に比べて鉛直方向の変化の方が大きいので、気象庁のメソモデルや局地モデルでは鉛直方向の層の間隔を水平格子間隔より大きくしている。●

④地球大気を扱う数値予報モデルでは、格子間隔より小さなスケールの現象によって生じる効果を、格子点における物理量を用いて近似的に評価しているので、実際の現象とは厳密に一致せず、誤差が生じる要因の一つとなっている。●

⑤仮に数値予報モデルが完全であり、初期値に含まれる誤差が微小であったとしても、大気の持つカオス的な性質により、予報時間が長くなるにしたがって予報誤差は急速に増大することが知られている。●

⑥数値予報モデルにおいて、「雲による長波放射にともなう加熱量・冷却量」は、パラメタリゼーションによって計算される。●

⑦数値予報モデルにおいて、「コリオリ力による風の変化量」は、パラメタリゼーションによって計算される。●

⑧数値予報モデルにおいて、「大気境界層の乱流による顕熱・潜熱の輸送量」は、パラメタリゼーションによって計算される。●

⑨数値予報モデルにおいて、「格子スケールの上昇流による気温の断熱的な変化量」は、パラメタリゼーションによって計算される。●

⑩数値予報モデルにおいて、「水平方向の運動方程式に含まれる拡散・摩擦の効果」は、パラメタリゼーションによって計算される。●
拡散・摩擦の効果は、乱流拡散（局地的な風と大気安定度による運動量輸送）や 地表面摩擦といった 格子スケール未満 の物理過程であるため、気象庁の数値予報モデルでは直接表現することはできません。
⑪数値予報モデルでは、連続的に変化する現実の大気の物理量を限られた数の格子点の値で代表しており、数値予報モデルで精度よく表現しうる現象は、水平スケールが格子間隔と同程度以上の現象である。●
現象の波長が格子間隔の ２倍 で、右図は、現象の波長が格子間隔の ５倍

⑫積乱雲のような水平スケールが概ね10km以下の現象を予測するため、メソモデルや局地モデルでは非静力学方程式系を採用しており、これらのモデルでは、鉛直流を質量保存則の式から診断的に計算している。●
メソモデル（MSM）や局地モデル（LFM）では「鉛直流は質量保存則の式から診断的に計算している」のではなく、「非静力学方程式系の鉛直流の予報方程式を時間積分して鉛直流を計算しています」

⑬数値予報モデルでは、格子点の物理量で表現した大気の状態を、一定の時間間隔（時間ステップ）で計算を繰り返して将来の大気の状態を予測する。時間ステップを大きくすると計算時間を短縮できるが、ある上限をこえると計算が不安定になり、物理的に意味をなさない値が出力されたり、計算が続けられなくなったりする。●
CFL条件は Δ𝑥 を格子点間隔、 Δ𝑡 を時間ステップ、 𝐶 を流れの速さとすると、Δ𝑥/Δ𝑡＞Cで安定した計算ができる。/Δ𝑡で速度だということが分かり、C大気の流れの速度と比較すると処理速度大でなければ予報モデルは事後モデルになってしまう。

⑭数値予報は、過去の観測値と気象現象との関係の統計的資料に基づいて、将来の気象現象をコンピュータでシミュレーションする手法である。●

⑮数値予報では、大気中に３次元の格子を設定し、各格子点には、その格子点に最も近い観測地点における観測データを与え、これに方程式を当てはめて計算する。●

⑯数値予報モデルとは、大気の状態の変化を物理学の方程式に従って計算する手順を定めたものである。●

⑰気象庁では地球全体をカバーする全球モデルによって数日先の大気の状態を予想している。● CARELESS

⑱気象庁のメソモデルは、全球モデルでは予測できないメソ気象現象を予測するための数値予報モデルである。●

⑲気象庁の全球モデルは、高・低気圧、梅雨前線、台風など、水平スケールが100km以上の現象を予測し、週間天気予報などに利用されている。●
⑳気象庁のメソモデルは、全球モデルよりも水平解像度が高いとはいえ、線状降水帯を予測することはできない。●
気象庁のメソモデルは、線状降水帯を予測することはできる。

㉑個々の積乱雲の振る舞いについては、格子間隔が２kmの局地モデルで精度良く表現することができる。●

㉒メソモデルでは、領域外の情報を得るために全球モデルの予測結果を使っているため、全球モデルに予測誤差がある場合、メソモデルの予測はその誤差の影響を受ける。●
㉓重力波ノイズは、風と気圧場がバランスしていないときに、予報計算の終盤に発生しやすいので、長時間の予報計算の安定性を損なうことはない。●

㉔第一推定値は、数値予報モデルにおいて、初期時刻から最初の微小時間後の予測値のことを指す。●

㉕局地モデルの予報結果が受ける局地モデルの予報領域の境界で取り込むメソモデルの予測の影響は、予報時間が短いほど大きく、長いほど小さくなる。

㉖客観解析では、予報値と観測値のそれぞれに見込まれる誤差の大きさは考慮せず、格子点ごとに最適な値を求めている。

㉗数値予報モデルの格子間隔を狭めて水平解像度を高めると、地形や海陸の分布をより現実に近く表現できるので、地形性の降水現象などの予報精度は向上する。

㉘数値予報モデルにおける格子間隔、大気の流れの速さ、時間ステップの間には、「格子間隔 / 時間ステップ ＜ 大気の流れの速さ」の関係を満たさなければならないという条件がある。

㉙気象庁の全球モデルでは、鉛直方向の運動方程式は、重力と鉛直方向の気圧傾度力が釣り合っていると仮定し、静力学平衡の式を用いている。

㉚気象庁では、数時間先から１日先の大雨や暴風雨などの災害をもたらす現象の予報には、非静力学モデルであるメソモデルを使用し、週間天気予報にはプリミティブモデルである全球モデルを使用している。

㉛４次元変分法による解析では、数値予報モデルを実行することで大気状態の時間変化を考慮するため、３次元変分法による解析に比べて計算量が多くなる。

㉜数値予報モデルで表現可能な大気現象の最小水平スケールは、格子間隔までである。
㉝全球モデルの初期値を作成する全球解析の４次元変分法には、アンサンブル予報から見積もられる予報誤差を組み込んだハイブリッドデータ同化手法が用いられている。

㉞全球解析、メソ解析及び局地解析に取り込まれる観測データには、同じ解析対象時刻・同じ領域で比べても、違いがある。その理由の一つは、各客観解析によって、解析対象時刻から計算処理を開始するまでの時間が異なることである。

□数値予報のデータ(全27問)

①極軌道気象衛星NOAAで得られた気温や水蒸気の鉛直分布のデータは、全球モデルやメソモデルの客観解析で利用されている。●

②全球モデルとメソモデルの降水予測結果が異なるとき、その要因は、水平格子間隔の違いによる地形性降水の違いや、データ同化に用いられる観測データの違いによるものであり、積雲対流過程などの物理過程の違いが要因となる割合は非常に小さい。●
③台風周辺の初期値の精度向上のため、台風の中心気圧や強風域などの情報に基づいて推定された台風周辺の気圧や風の分布が、疑似的な観測データとして客観解析に利用されている。●

④解析雨量図の格子間隔は１kmで、メソモデルの格子間隔に比べて細かいので、客観解析には解析雨量データを利用することはできない。●
解析雨量データはメソモデルの客観解析に「利用されています」

⑤ラジオゾンデ観測による高層風の観測データは、観測点の高度や位置が観測するたびに異なるので、客観解析には利用されていない。●

⑥台風ボーガスの作成には、衛星データなどから解析された台風速報解析の台風中心位置、中心気圧、強風半径などが利用されている。●

⑦数値予報モデルの格子点と観測点が一致する場合は、観測データを真の値と考え、これをそのまま解析値とする。●

⑧観測データの少ない海洋上の解析値の精度は、予報解析サイクルを繰り返すことである程度改善できる。●

⑨観測データを第一推定値と比較し、その差があらかじめ定められた基準よりも大きい観測データは客観解析に用いられない。●

⑩４次元変分法では、飛行機や船舶などで行われている観測時刻が不規則なデータや、１時間降水量のように予報変数にない観測データを総合的に初期値の作成に精度良く取り込むことができる。●

⑪客観解析に４次元変分法を導入したことにより、数値予報の初期時刻と異なる時刻に観測されたデータをより有効に利用できるようになった。●

⑫全球解析、メソ解析及び局地解析に取り込まれる観測データには、同じ解析対象時刻・同じ領域で比べても、違いがある。その理由の一つは、各客観解析によって、解析対象時刻から計算処理を開始するまでの時間が異なることである。●

⑬数値予報モデルの予報変数は、気圧、気温（温位）、相当温位、風向・風速、比湿の５つの気象要素である。●

⑭基礎方程式において、温位の時間変化は熱エネルギー保存則によって表される。●

⑮下記の式は、気象庁の全球モデルで用いられる、大気の水平風に関する基礎方程式である。

格子点における物理量の時間変化＝移流による変化＋コリオリ力による変化＋気圧傾度力による変化＋パラメタリゼーション項

移流による変化とは、ある時刻の物理量が空間的に変化しているときに、大気の移動によって格子点に現れる物理量の時間変化を表す。●

⑯静力学平衡近似を用いた数値予報モデルでは、鉛直流は連続の式によって求めている。●

⑰大気中における降雪の融解や降水の蒸発の効果は予測結果への影響が小さいことから、数値予報モデルでは計算されていない。

⑱700hPa付近の高度では、鉛直p速度は保存量とみなすことができるので、メソスケールのじょう乱の追跡に利用できる。

⑲基礎方程式に含まれる移流の効果の大きさは、ある時刻における物理量が空間的に変化しているときに、大気の運動による格子点の物理量の時間変化を表している。

⑳基礎方程式の時間変化率を求める過程は、力学過程と物理過程に分けられ、物理過程は力学過程以外の外力、非断熱加熱、相変化に伴う加湿の効果を計算する部分と、それらの計算に必要な大気以外とのやりとりや内部的な変化を考慮する部分をあわせた部分を指す。

㉑渦度の鉛直成分はじょう乱の追跡に有効な物理量であり、総観規模のじょう乱の追跡には850hPa面が適している。

㉒700hPa面の湿数の分布は、中・下層雲の広がりの解析・予測などに用いられる。

㉓熱力学方程式の「非断熱過程に伴う温位の変化」の項には、断熱圧縮による昇温が含まれている

㉔空気密度の時間変化は、集まった空気が上昇しても下降しても質量が保存される質量保存則によって表される。

㉕水蒸気は湿度の時間変化を、移流効果と非断熱過程に伴う加湿の和で表している。

㉖水蒸気の連続の式で考慮されている相変化による水蒸気の生成と消滅の項は、乾燥空気の連続の式の項にはない。

㉗パラメタリゼーションは、格子スケールの物理量とサブグリッドスケールの現象との相互作用（コントロールとフィードバック）を表現したものである。

□アンサンブル予報(全11問)

①数値予報の誤差を予め把握するため、気象庁のメソアンサンブル予報では、初期値と側面境界値に少しずつ異なった誤差 (摂動) を加えた複数の予測を行っており、さらに 2023年３月からは、数値予報モデルの物理過程の不確実性を考慮するために、モデルアンサンブル手法の一つである確率的物理過程強制法が導入されている。●

②アンサンブル予報を利用する際の留意点として、メンバー間のばらつきが大きい時は、気象要素の日々の変動が大きくなる予測であることを示している。●

③アンサンブル予報は、初期値に含まれる微小な誤差が時間の経過とともに成長することを利用し、微小な誤差を含んだ多数の初期値によって数値予報を実行し、その結果を統計処理して予報精度を向上させる数値予報の手法である。●

④アンサンブル予報で個々のメンバーの予報結果の差が大きいほど、現象の予報が困難であることがわかるので、このような場合は予報値として採用しない。●

⑤アンサンブル予報の結果のスプレッドが大きい場合は、小さい場合に比べて予報の信頼度が低い。●

⑥予報結果がある値の範囲をとる確率は、すべてのアンサンブルメンバーのうち予報値がその範囲に入るものの割合によって推定できる。●

⑦アンサンブル予報では、個々の数値予報の結果に含まれる系統的な誤差を減らすことができる。●

⑧アンサンブル予報におけるすべてのメンバーの予報を平均した予報結果では、各予報要素間の物理的な整合性は保障されていない。●

⑨アンサンブル予報におけるすべてのメンバーの予報を平均した予報結果は、個々のメンバーのどの予報結果よりも常に精度が良い。●

⑩１週間先までの天気予報は、全球モデルとともに、全球モデルと同じ水平解像度をもつ全球アンサンブル予報モデルも使用している。●
全球モデルと「同じ」ではなく「 異なる 」水平解像度をもつ全球アンサンブル予報モデルを使用しています。
⑪季節アンサンブル予報システムでは、地球全体を予報領域としているが、大気と海洋とで水平解像度が異なっている。●
大気モデル の解像度は 約55km であるのに対し、海洋モデル は 約25km とより細かく設定されています。

□数値予報プロダクトの利用と予報誤差(全18問)

①数値予報モデルの結果である未来の気象状態を予測した気圧、気温、風、湿度などの数値データを応用処理することで得られる資料を、プロダクト（応用プロダクト）という。●

②数値予報モデルのプロダクト（ガイダンスに加工される前の格子点値をさす）として出力される地上における気温や風などの物理量は、実際の地形ではなく、モデル地形に対して算出される。●

③数値予報プロダクトの渦度は鉛直成分で表され、北半球における渦度の鉛直成分は、低気圧性循環の場合に負の値となる。●

④数値予報プロダクトとして出力される物理量のうち、12時間降水量は、予報時刻の６時間前から６時間後までの12時間の積算降水量を表している。●

⑤数値予報プロダクトの天気図で表現される上昇流の大きさは、700hPa面での鉛直p速度で表現されている。●

⑥数値予報プロダクトの海面気圧は、数値予報モデルで求めた地表面気圧を海面更正した値である。●

⑦予報プロダクトにおいてショワルターの安定指数（SSI）が負の場合、大気の成層状態は安定である。●

⑧水平解像度２kmの局地モデルでは、大雨などの局地的な現象を精度良く表現できるため、予測結果について、位置や時間のずれを考慮する必要はない。●

⑨数値予報モデルの初期値として利用される解析値の精度は、モデルの格子点の位置によらず、空間的に一様であるとみなしてよい。●

⑩異なる複数の初期条件から計算した数値予報の結果は、予報時間が短い間は差が大きいが、予報モデルが同じならば、予報時間が長くなるにしたがってほとんど差がなくなる。●

⑪数値予報モデルの予測の誤差の成長の程度は、同じモデルであれば気象場によらず常に同程度となる。●

⑫地形が原因となって生じる現象の予測が十分でない場合があるのは、予報モデルに組み込まれている地形データでは小さな山や谷が表現されていないためである。●

⑬初期時刻における予報変数の真の値と計算に用いる初期値との差が初期誤差であり、一般に初期誤差が小さいほど数値予報結果の誤差が小さくなる。●

⑭数値予報モデルの格子間隔が粗くなるほど、じょう乱の予報精度は低下する。●

⑮数値予報モデルで直接表現できない小規模の現象による効果は、パラメタリゼーションによって表現しているが、これは予測結果の誤差の原因にはならない。●

⑯数値予報の予報誤差は予報時間の経過とともに増大するので、現象の予報期間には限界がある。●

⑰水平スケールの大きな現象についての予報ほど、時間の経過とともに予報の有効性は早く失われる。●
小規模な現象は変化が速く寿命も短いため、予報の有効期間は短くなります。
したがって、水平スケールの大きな現象についての予報ほど、時間の経過とともに予報の有効性は「早く失われる」ではなく「 長く保たれます 」
⑱数値予報プロダクトの格子点値は、格子の中心に対応する地点の値をピンポイントで表している。●

第3章:短期予報·中期予報(全68問)

□天気図(全10問)

①日本周辺の実況天気図（速報天気図）は、１日７回（３、６、９、12、15、18、21時）の観測データに基づいて作成され、観測時刻から約２時間10分後に発表されている。●

②気象庁では、６時、12時の２回の観測データについては詳しい解析を行い、担当海域における警報事項や、陸上、海上の観測データを英語や記号で付記したアジア地上天気図として発表している。●

③地上予想天気図は、１日に２回、それぞれ24時間後と48時間後を対象として作成される。●

④天気図の記入方式には国内式と国際式があり、国内式では観測地点を表す地点円の中に全雲量を記入するが、国際式では天気を記入する。●

⑤国際式天気図において、気圧が「018」と記されていれば1018hPaを意味する。●
⑥国際式天気図の風向は、地点円を風上とし、風下側に風速記号で記入する。●

⑦300hPa天気図には、等高度線と等風速線が等値線で、等温線が数字列で記されており、ジェット気流の強風軸の解析に適している。●

⑧500hPa天気図に記されている湿数≦３℃の領域は、中層の雲の領域と対応しており、この等圧面の高層解析図には鉛直p速度（ω）が示されているので、低気圧の発達や降雨を予想するのに用いられる。●

⑨700hPa面は大気の平均構造を代表する層であり、700hPa天気図は、上空の寒気の動向を把握するのに用いるほか、じょう乱の移動を解析する際にも利用する。●
⑩地表面の直接的な影響を受けない大気下層を代表する850hPa面の天気図は、温度・水蒸気移流や大雨域の予想などに用いられる。●

□高気圧·低気圧と天気(全24問)

①太平洋高気圧は亜熱帯高気圧の１つで、東西方向の水平スケールが3000km程度の総観規模の現象である。●

②太平洋高気圧のような亜熱帯高気圧は、ハドレー循環の下降流域に位置し、対流圏下層では発散域となっている。●

③太平洋高気圧の圏内では、海面からの水蒸気の供給により、対流圏下層から上層までのほとんどの高度で、相対湿度が高くなっている。●

④盛夏期に、太平洋高気圧が北西に張り出して本州付近を広く覆い、さらに対流圏上層の高気圧とも重なると、午後に積乱雲が発達して広い範囲で雷雨になることが多い。●

⑤日本海寒帯気団収束帯 (JPCZ) は、冬の日本海で、寒気の吹き出しに伴って形成される、長さが1000km程度の収束帯である。●

⑥強い寒気が南下した時に、収束帯付近で対流雲が組織的に発達し、陸地にかかると局地的に大雪をもたらすことがある。このような大雪は、北陸から東北地方の日本海側にかけての地域で発生することが多く、近畿以西の日本海側ではほとんど見られない。●
⑦日本海寒帯気団収束帯 (JPCZ) の形成には、季節風が朝鮮半島の北にある山岳で２つに分かれ、風下の日本海の上で合流することのほか、海岸線の形や海面水温による気団変質の非一様性なども効いている。●

⑧日本の冬の天気を支配するシベリア高気圧は、500hPa天気図では確認できない背の低い高気圧である。●

⑨大陸に寒冷な高気圧、太平洋に低気圧という西高東低の気圧配置の天気図で、日本付近の等圧線がほぼ南北に走っている場合は、日本海側で里雪が降ることが多い。●
⑩冬季に大陸から乾燥した北西の季節風が吹き出るときに衛星画像で見られる筋状の雲の大陸からの離岸距離は、大気下層の気温が低いほど短くなる。●

⑪地上気温が０℃以上であっても降雨ではなく降雪となることがある。この場合、降雨になるか降雪になるかは、地上付近の気温とともに湿度も影響し、気温が同じであれば湿度が低いほど雪になる可能性が高くなる。●

⑫春や秋に日本付近を西から東に通過する移動性高気圧は、高気圧の中心の西側では上・中層雲が広がっていることがしばしばある。●

⑬中・高緯度の上層のジェット気流が南北に大きく蛇行する場合には、 地上では大規模な高気圧が停滞することがあり、この高気圧をブロッキング高気圧という。●
⑭梅雨期の日本の天気を支配するオホーツク海高気圧は、上空に気圧の尾根やブロッキング高気圧が存在するときに発生しやすい停滞性の高気圧である。●

⑮夏に日本付近に張り出してくる太平洋高気圧は、ハドレー循環の下降域である北太平洋の亜熱帯高圧帯に発生する。●

⑯寒冷低気圧は、500hPa～300hPaの偏西風が大きく蛇行することで偏西風帯の低緯度側にできた気圧の谷が寒気とともに切り離されてできる低気圧である。●

⑰寒冷低気圧の中心付近では、対流圏界面が大きく下がり、その上では周囲に比べて気温が低くなっている。●

⑱夏季に日本付近に進んでくる寒冷低気圧においては、東から南東象限の下層に暖かく湿った気塊が流入することが多く、そのようなときは大気の成層が不安定となり対流雲が組織的に発達するが、寒冷低気圧は一般に動きが速いため、成層が不安定な状態は半日程度で解消することが多い。●
⑲冬の日本海などで見られるポーラーロウは、寒気の中で発生するごく小さな低気圧でコンマ雲を伴い、寒冷低気圧と同様に悪天候をもたらす。●

⑳発達期にある温帯低気圧の前面にあたる東側の領域では、下層に発散域、上層に収束域があり、西側では下層に収束域、上層に発散域がある。●

㉑地上の低気圧の中心と上層の気圧の谷を結ぶ軸が、上層に向かって東側に傾いているほど、低気圧は発達する。●

㉒冬型の気圧配置が弱まり始める２～３月に発生する南岸低気圧は、急速に発達して日本の太平洋側に大雪を降らせることがある。●

㉓発達した低気圧が日本海にあると、日本列島では南西風が強くなって気温が上昇し、日本海側ではフェーン現象が現れる。●

㉔本州をはさんで日本海低気圧と南岸低気圧が同時に存在して北東に進む気圧配置を、二つ玉低気圧型といい、秋に発生することが多く、全国的な秋晴れをもたらす。●

□前線と天気(全12問)

①性質が異なる気団の境界の寒気側の縁を前線面といい、前線面が地表面と接している部分を前線という。●

②温暖前線が近づくと気温と湿度は高くなり、気圧は急速に高くなる。●

③寒冷前線が近づくと気圧が下がりはじめるが、通過すると急上昇する。●

④日本海低気圧が東に進み、この低気圧から南西にのびる寒冷前線が通過するときには、突風やしゅう雨、雷、竜巻などを伴うことがある。●

⑤温暖前線面の傾きは寒冷前線面より緩やかで気塊がゆっくり上昇するので、温暖前線上とその直近では積乱雲は発生しない。●

⑥寒冷前線がある地点を通過する場合、一般にその地点では、風向は時計回りに変化し、気温や露点温度は下降する。●

⑦一般的に、西日本以西の梅雨前線は南北の温度傾度が大きく、水蒸気量の傾度が小さい。●

⑧梅雨前線上には、数百km程度の水平間隔で形成される低気圧が見られるが、この低気圧は上層ほど強い低気圧循環を持ち、しばしば激しい雷雨を引き起こす。●

⑨梅雨前線に伴う大雨が降る場合、下層ジェットと呼ばれる強風帯の存在が梅雨前線の南側によく確認される。●

⑩梅雨期を過ぎてオホーツク海高気圧が勢力を維持し続ける場合は、北日本の太平洋側では晴天の日が多く猛暑になりやすい。●

⑪梅雨期には、下層に暖湿な空気が流入し対流不安定の成層状態となっていることが多いため、気層全体が持ち上げられると積乱雲が発達しやすい。●

⑫梅雨期にオホーツク海付近に形成され、「やませ」をもたらすオホーツク海高気圧は、中心付近の寒気層が下層から上層にまで達している。●

□台風(全15問)

①台風の大きさは平均風速が15m/s以上の領域の半径によって分類され、台風の強さは最大風速によって分類される。●

②ハリケーンは、北大西洋、カリブ海、メキシコ湾および西経180度より東の北東太平洋に存在する熱帯低気圧のうち、中心付近の最大風速が17m/s以上のものをいう。●
ハリケーン は、中心付近の最大風速が 33m/s以上 のもの
③台風の「上陸」とは、台風の中心が北海道、本州、四国、九州の四つの島の海岸に達した場合をいう。ただし、半島などを横切って短時間で再び海に出る場合やその他の島の海岸に達した場合は「通過」という。●

④台風の勢力が衰え、台風としての構造を維持した状態で低気圧域内の最大風速が17m/s未満になった場合は、台風が温帯低気圧に変わったと判断される。●

⑤台風の暴風域は最大瞬間風速が25m/sの領域である。●

⑥下層から低気圧性の回転（北半球では反時計回り）で台風の中心に向かって吹き込んだ空気は、上層で低気圧性の回転を維持したまま台風外に吹き出される。●

⑦台風に伴う風は一般に傾度風で近似でき、台風を取り巻く等圧線に沿った流れとなっているが、大気境界層内では地面摩擦の影響により中心に向かう流れが生ずる。
●大気境界層内 では 地面摩擦 の影響を受けるので、風は等圧線を横切って台風の中心に向かって吹くようになります。
⑧台風の通過直後には、台風がもたらした暖かい空気により海水が暖められて、海面水温が一時的に上昇することが多い。●
冷たい水が海面に持ち上げられる ことで海面水温が下がります。
⑨最盛期の台風の中心付近の気温が周辺より高くなっているのは、対流圏下層から中層にかけてで、対流圏上層は周辺より低くなっている。●
台風の最盛期には、中心付近の気温が対流圏の下層から上層にかけて周囲より高くなる 暖気核（ウォームコア）が形成されます。
⑩台風予報において、予報対象時刻の暴風警戒域の大きさが、その予報時刻における台風の暴風域の大きさと同じになることはない。●

⑪台風情報において台風の中心が予報対象時刻に予報円の中に入る確率はおよそ80%である。●

⑫台風が温帯低気圧に変わると、強い風の範囲が拡大し、低気圧の中心から離れた場所で大きな災害が起こることがある。●

⑬台風が日本のはるか南の海上にある場合でも、台風によって発生した波がうねりとなって日本の太平洋沿岸まで伝わってくることがある。●

⑭うねりは水深の浅いところでは風浪よりも海底の影響を受けやすく、海岸付近で急激に高波になることがある。●
浅水変形といい、うねりは風浪よりもこの影響を受けやすいため、遠くの台風が原因でも沿岸で高波になることがあります。
⑮気象庁では、観測点のない海上における台風の最大風速や中心気圧の解析には、気象衛星画像による台風の雲域の形状や雲頂温度の分布から台風の強度を推定する方法を用いている。 ●

□予報の種類と予報区(全7問)

• ①「今日」の予報は５時、11時、17時の３回発表され、それぞれの予報対象期間は発表から24時間である。●
• ②気象庁が発表する降水確率の予報は、短期予報では６時間単位の予報である。●
• ③今日の予報の最高・最低気温とは、発表時刻から今日の24時までの最高・最低気温のことである。●
  最高気温 はその日の「９時から18時まで」の間に予想される最高気温をまた、最低気温は、「０時から９時まで」の間に予想される最低気温を意味します。
  ④地域時系列予報では、府県予報区を地域ごとに細分した一次細分区域単位の３時間ごとの天気、風向・風速、気温が図形式表示で発表される。●
• ⑤天気分布予報は、全国を５km四方に分けた地域ごとに、天気、気温、降水量、降雪量、最高気温・最低気温を、７日先まで予報するものである。●
• ⑥注意報・警報は一次細分区域ごとに行う。●　　　　　　　　　　
  警報や注意報 は、市町村単位で分けた 二次細分区域 ごとに発表
  ⑦府県週間天気予報では、発表日の３日先から７日先までについては、信頼度をA、B、Cの３階級で発表している。●

第4章:長期予報(全18問)

□長期予報の種類(全9問)

①気象庁が発表する季節予報には、２週間気温予報、１か月予報、３か月予報、暖候期予報、寒候期予報などがある。●

②季節予報では、平年からのずれを予報するために、予報対象期間の天候を２つの階級に区分して予報している。●
季節予報では、予報対象期間の天候を「低い（少ない）」「平年並」「高い（多い）」の３つの階級に分けて予報しています。
③「低い（少ない）」「平年並」「高い（多い）」の３階級は、平年値を算出するときに用いる30年間のデータから、各階級の出現率が等分（各33%）となるように決められており、これを気候的出現率という。●

④１か月予報は、向こう１か月の平均気温、合計降水量、合計日照時間を予測する数値で発表される。３つの階級●

⑤１か月予報、３か月予報、暖候期予報、寒候期予報のいずれにもアンサンブル予報が用いられているが、このうちの暖候期予報、寒候期予報にのみ大気海洋結合モデルが用いられている。●

⑥大気のみのモデルで数日を超える予報を行う場合、「アンサンブル予報」という手法を用いるが、大気海洋結合モデルを用いると、海洋と大気が相互に及ぼしあう影響を取り込むことにより、単一の初期値でも精度のよい予報を得ることができるため、アンサンブル予報の手法は用いていない。●
季節予報などでは 大気海洋結合モデルを用いたアンサンブル予報 が広く活用されており、単一の初期値だけで十分な予報を得ることはできません。

□東西指数と平年偏差(全9問)

①長期予報では、超長波や偏西風帯の変動、あるいは亜熱帯高気圧の動向などとともに、これらよりもスケールの小さい温帯低気圧や移動性高気圧の動向にも注目する。●

②東西指数とは、偏西風が南北に蛇行しているか、東西の流れが卓越しているかを示す指数であり、季節予報では北緯60度帯と北緯40度帯の500hPaの高度差から算出している。●
指数が高いときは高度差が大きく、偏西風が強く東西方向にまっすぐ流れ、低い と高度差が小さく、偏西風が弱まって南北に大きく蛇行　蛇行大＝指数低
ZIの値（gpm）300 gpm以上：常に強い東西流　100 gpm未満：常に弱い
③暖候期に東西指数が低い場合には、太平洋高気圧が弱いか、あるいはオホーツク海高気圧が強くなり、晴天の日が続くと予想される。●
暖候期に東西指数が低い場合には、偏西風の蛇行が大きくなり太平洋高気圧が弱まる。
④寒候期に東西指数が低い場合には、寒気が南下しやすく、冬型の気圧配置が強まる。●

⑤月平均500hPa高度・平年偏差図の正偏差域では、平年に比べて気温が低くなり、負偏差域では平年に比べて気温が高くなる。●

⑥月平均500hPa高度・平年偏差図において、日本の西に気圧の谷がある場合、冬季の日本には冷たい北西の風が吹き込み、冬型の気圧配置が強まる。●

⑦月平均500hPa高度・平年偏差図において、高緯度側に負偏差域、低緯度側に正偏差域が位置する場合は、偏西風の蛇行が大きいことが多い。●
よく読んで読み違わないこと！

⑧１月の北半球月平均500hPa高度・平年偏差図において、ヨーロッパから極東域（ユーラシア大陸上の北緯30°帯）にかけて正偏差域と負偏差域が交互に並ぶ波列状のパターンの場合、日本付近では全国的に気温が高くなる傾向がある。●

⑨夏季のチベット高気圧の動向を把握するためには、北半球月平均100hPa高度・平年偏差図等を用いる。チベット高気圧が日本を覆うほど勢力を強めると、東北地方の太平洋側ではヤマセ（下層の北東気流）の影響で地上気温が低下し、冷害などが発生することが多い。●
チベット高気圧 とは、夏季にチベット高原付近の上空に発達する 背の高い高気圧 です。

第5章:局地予報(全18問)

□局地風(全14問)

①風の弱い晴れた日に発生する海陸風循環は、海面上と陸面上の気温の高低が昼夜で逆転することにより、１日周期の変化が卓越する。●

②日本における海陸風において、一般に、海風は陸風に比べて風の吹く層の厚さが厚く、風速も大きい。●

③日本における海陸風において、一般に、明瞭な海風循環は冬季より夏季の方が出現しやすい。●

④日本における海陸風において、晴天日の日中に内部に向かって吹く海風は、大気下層で水平収束をもたらし、雷雨などの不安定性降水を発生させる要因となることがある。●

⑤海風の風向は、コリオリ力の影響を受けて海岸線に直角な方向から次第にずれていく。●

⑥山地の風下側で局地的に風が強まるおろし風は、大気の成層状態が不安定なときに発生する。●安定だからおろしてくる。

⑦フェーン現象と同じように山地の風下側に吹き降りてくるおろし風は、風下側で断熱昇温しないことでフェーン現象と区別される。●
おろし風はもともと 冷たい空気
⑧夜間、山の斜面が放射冷却などによって冷えると山風となって麓に流れ出す。山の斜面で冷やされた空気のうち、その斜面における温度が麓の平地の空気の温度より低いものは、そのまま麓の平地まで下りてきて冷気湖を形成する。●
斜面を下る空気は標高が 下がる につれて気圧が 高く なり、断熱圧縮 によって気温が 上昇 します。
⑨竜巻の発生確認時の気象条件としては、前線、寒気や暖気の移流などによる大気の状態が不安定な場合が多い。●

⑩竜巻のろうと雲は、竜巻の渦の中心付近に吹き込んだ空気塊が気圧低下に伴う断熱膨張により水蒸気の凝結を起こすことによって形成される。●

⑪ダウンバーストとは、積雲や積乱雲からの強い下降流が、地面に衝突して周囲に吹き出す突風であり、しばしば強雨やひょうを伴う。被害域は竜巻と同じく帯状または線状となる。●

⑫日本において、発達した積乱雲がもたらす竜巻やダウンバースト、ガストフロントは、いずれも沿岸部で多く発生する傾向がある。●

⑬ダウンバーストの乾いた下降気流は、気象ドップラーレーダーによって観測することができる。●

⑭ガストフロントは雲を伴わないため、静止気象衛星で観測することはできない。●

□熱的低気圧(ヒートロウ)(全4問)

①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地帯などの内陸部に発生し、夜間には消滅する。●
昼間だけ 低気圧が形成され、日射がなくなる 夜間には消滅
②中部山岳地帯などで発生する熱的低気圧において、気圧が低下しているのは下層だけであり、その気圧低下量と気温上昇量との関係は、気体の状態方程式と静力学平衡の式でほぼ表現される。●

③中部山岳地帯の谷や盆地では、谷風循環の補償流としての下降気流によって断熱昇温が起こるため、平野部に比べて気圧低下量が大きい。●下降による断熱昇温によって気圧は低下する。

④夏季に地表付近が高温となることにより発達する積乱雲では、降水過程に氷粒子が関わらない「暖かい雨」であることが多い。●

第6章:短時間予報(全30問)

□解析雨量·解析積雪深·解析降雪量(全9問)

①解析雨量は、気象レーダーと雨量計の観測データを組み合わせ、降水量分布を１km四方の細かさで解析したもので、面的に雨量を推定できる気象レーダーと、正確な雨量を観測できる雨量計の両方の長所を活かしたものである。●

②ブライトバンドは、上空の融解層付近で気象レーダーの反射強度が強くなる現象である。解析雨量では、数値予報の気温情報を利用した処理により、ブライトバンドの影響が軽減されている。●

③解析雨量の算出に用いられる地上の降水量データは、気象庁のアメダスの雨量計による観測データのみが使用されている。●
「気象庁のアメダスや国土交通省と地方自治体の雨量計による観測データを使用する。」
④解析雨量は、土壌雨量指数や表面雨量指数の算出の際の入力データとしては利用されるが、解析雨量の値に基づいて記録的短時間大雨情報が発表されることはない。
●
⑤解析雨量は、気象レーダーと雨量計の観測データを組み合わせて作成しているので、解析される降水量は一般に、陸上よりも海上で誤差が大きい。●

⑥解析積雪深は、解析雨量や数値予報モデルの気温や日射量などを積雪変質モデルに与えて積雪の深さを計算し、アメダスの積雪深計の観測値で補正することにより作成される。●

⑦積雪変質モデルでは、新たに積もる雪の量、とける雪の量を計算することで積雪の深さを求めており、時間の経過とともに積雪が沈み込む深さは計算されていない。
●
⑧解析降雪量は、解析積雪深が１時間に増加した量を１時間降雪量（cm）として算出しており、解析積雪深が減少した場合の１時間降雪量は０cmとしている。●

⑨解析積雪深・解析降雪量は約５km四方の平均的な値のため、これより狭い局地的な降雪の多寡は表現できない。●

□降水短時間予報(全13問)

①１～６時間先の降水短時間予報では、降水域の移動の予測には数値予報モデルで予測された風のみを用いている。●

②７～15時間先の降水短時間予報は、メソモデルの降水予測の結果だけでなく、局地モデルや全球モデルの降水予測の結果も組み合わせて作成している。●

③降水短時間予報では、降水量の初期値として、全国のアメダスの観測結果を用いている。●

④降水短時間予報は１時間ごと、速報版降水短時間予報は30分ごとに、６時間先までの１時間降水量を１km四方で作成している。●

⑤降水短時間予報に用いられている補外予測は、初期値の状態がその後も継続すると仮定した予測法なので、予報時間がのびるにつれて予測精度は低下する。●

⑥補外予測では、初期値にはなく、予報期間内に発生・発達する降水域を予測することはできないが、降水短時間予報全体では、新たな降水を予測できる。●

⑦降水短時間予報では、地形による降水の増減を表現することができない。●

⑧気象レーダー観測ではグランドクラッタはコンピュータで自動的に除去されるので、地形エコーによる誤った解析雨量が算出されることはない。●
この問題は、自慢ではなくめずらしく謙虚な問題…まれに混ざっている。
⑨降水短時間予報の６時間先までの予測では、解析雨量により得られた降水分布の移動に基づいて降水を予測しており、降水の強弱の変化は計算していない。●

⑩捕外予測で予測される強い降水域と数値予測で予測される強い降水域の位置がずれている場合、両者の予測を、重みを付けて足し合わせるため、降水の強さが弱められる傾向がある。●
冷静に読むことが大事
⑪降水短時間予報の７時間先から15時間先までの予測では、１時間降水量を５km四方の細かさで予報し、１時間間隔で発表される。●

⑫降水短時間予報の７時間先から15時間先までの予測では、数値予報モデルのうち、メソモデルと局地モデルを統計的に処理した結果を組み合わせ、降水量分布を作成している。●

⑬１時間に20～30mmの強い降雨の予測精度は、１時間に３mm未満の弱い降雨の予測精度よりも優れている。●

□ナウキャスト(全8問)

①降水ナウキャストは、５分間の降水強度と５分間の降水量を５分ごとに、１km四方の細かさで１時間先まで予報したものである。●
降水ナウキャストとは、降水短時間予報より迅速な情報として５分間隔で発表され、１時間先 までの５分毎の降水強度 を１km四方の細かさで予報
②高解像度降水ナウキャストは、５分間の降水強度と５分間の降水量の分布を５分ごとに、１km四方の細かさで１時間先まで予報したものである。●
高解像度降水ナウキャスト とは、気象レーダーなどの観測データを用いて、５分ごとの降水強度 や 降水量 を高い解像度で予報
③高解像度降水ナウキャストは、降水域の発達・衰弱は予測するが、発生は予測していない。●

④竜巻発生確度ナウキャストは、竜巻の発生確度を10km格子単位で解析し、その１時間後（10～60分先）までの予測を行うもので、５分ごとに更新して提供される。●

⑤竜巻発生確度ナウキャストの発生確度１と２の違いは、竜巻などの激しい突風が発生する可能性の程度の違いを表現したものであり、発生するまでの時間的な切迫度を示したものではない。●

⑥竜巻発生確度ナウキャストの発生確度２となった場合、発生確度１の場合と比べて見逃し率が低くなる。●

⑦雷ナウキャストは、竜巻の発生確度を５km格子単位で解析し、その１時間後（10～60分先）までの予測を行うもので、５分ごとに更新して提供される。●

⑧雷ナウキャストは、１km四方の細かい範囲ごとに雷の発生可能性と激しさを「活動度１～３」の３段階で表す。●

第7章:気象災害(全45問)

□気象情報(全28問)

①台風等を要因とする特別警報の指標 (発表条件) は、全国一律で、「伊勢湾台風」級の中心気圧930hPa以下又は最大風速50m/s以上の台風や同程度の温帯低気圧が来襲する場合に、暴風・高潮・波浪の特別警報が発表される。●

②翌日の明け方に警報級の大雨が発生する可能性が高いと予想される場合には、夕方の時点で「明け方までに警報に切り替える可能性が高い」ことに言及した大雨注意報が発表される。●

③洪水警報の発表基準における「指定河川洪水予報による基準」は、洪水警報と指定河川洪水予報を整合させるためのもので、指定河川洪水予報の基準観測点で「氾濫警戒情報」以上の発表基準を満たしている場合に洪水警報を発表することを意味している。●

④土砂災害警戒情報、大雨警報 (土砂災害) 及び大雨注意報が発表の対象としている土砂災害は、大雨による土石流、急傾斜地の崩壊、地すべり、斜面の深層崩壊である。

⑤火山の噴火により火山灰が斜面などに推積すると、通常より少ない雨で土石流や泥流が発生することがある。このような場合には、土砂災害警戒情報、大雨警報 (土砂災害) 、大雨注意報の発表基準を暫定的に引き下げることがある。

⑥平坦地において、大河川の水位が高くなると、周辺から大河川への水の排出が困難となり、普段なら浸水の危険度が高くない程度の雨で浸水が発生することがある。このような災害は、洪水警報・注意報の対象である。

⑦河川の増水は洪水警報・注意報の対象とする災害であるが、河川の流域で都市化が進むと、建物や舗装道路等による地表面の被覆率が増加し、雨が地中に浸透する量が減少するなどの理由により、短時間の大雨により河川は急速に増水するようになる傾向がある。

⑧大雪特別警報の発表を判断するための指標には、24時間降雪量が用いられており、府県程度の広がりをもって50年に１度程度の降雪量が予想される場合に大雪特別警報が発表され、積雪深は考慮されていない。

⑨大きな地震が発生して堤防の損壊などの被害があった場合、普段なら災害が発生しない程度の雨でも洪水害が発生する可能性がある。このような場合は、洪水警報や洪水注意報の発表基準を暫定的に下げて運用する。

⑩積雪が多い地域では、春先に気温が上昇し降雨があると雪融けが進み、普段なら災害が発生しない程度の雨でも土砂災害や浸水害、洪水害が発生することがある。このような災害は融雪注意報の対象であり、大雨注意報や洪水注意報は発表されない。

⑪気象庁は、 警報や注意報に先立って注意を喚起するため、あるいはそれらが発表された後の経過や予想、防災上の注意を解説するために、気象情報を発表することがある。

⑫気象情報は、地方予報区を対象とした地方気象情報と、府県予報区を対象とした府県気象情報の２種類である。

⑬府県天気予報は、府県予報区単位で発表される。　　　　　　　

⑭気象庁が発表する危険度分布（キキクル）には、大雨警報（土砂災害）の危険度分布、大雨警報（浸水害）の危険度分布、洪水警報の危険度分布がある。

⑮危険度分布（キキクル）では、災害発生の危険度の高まりを「災害切迫」「危険」「警戒」「注意」「今後の情報等に留意」の５段階で表示しており、「災害切迫」の色分けは紫で、警戒レベル5に相当する。

⑯危険度分布の危険度の判定には、災害発生の危険度を確実に把握するため、「指数」等の予測値は用いず、実況値を用いている。

⑰大雨警報においては、特に警戒を要する災害の種類に応じて、「土砂災害」、「浸水害」、「土砂災害、浸水害」のいずれかが明示される。

⑱表面雨量指数は、地面の被覆状況や地質、地形勾配など、その土地がもつ雨水の溜まりやすさの特徴を考慮して、降った雨が地表面にどれだけ溜まっているかを、タンクモデルを用いて数値化したものである。

⑲流域雨量指数は、河川流域を５km四方の格子に分けて、降った雨水が、地表面や地中を通って時間をかけて河川に流れ出し、さらに河川に沿って流れ下る量を、タンクモデルや運動方程式を用いて数値化したものである。

⑳都道府県知事と気象庁が共同で発表する土砂災害警戒情報は、短期降雨指標である60分間積算雨量と長期降雨指標である土壌雨量指数を組み合わせた基準を用いて発表される。

㉑記録的短時間大雨情報は、雨量基準を満たし、かつ、大雨警報発表中に、キキクル（危険度分布）の「警戒（赤）」が出現している場合に発表するものである。

㉒顕著な大雨に関する気象情報は、線状降水帯による大雨の可能性がある程度高い場合に、警戒レベル相当情報を補足する情報として警戒レベル３相当以上の状況で発表される。

㉓気象庁が国土交通省または都道府県の機関と共同して、あらかじめ指定した河川について行う指定河川洪水予報の標題には、氾濫注意情報、氾濫警戒情報、氾濫危険情報、氾濫発生情報の４つがある。

㉔早期注意情報には、[ 高 ] と [ 中 ] があり、[ 高 ] は警報を発表中、又は警報を発表するような現象発生の可能性が高い状況を表し、[ 中 ] は注意報級の現象の発生する可能性が高いことを表している。

㉕台風が発生したときや、台風が日本に影響を及ぼすおそれがあるか、すでに影響を及ぼしているときは、台風に関する気象情報（全般台風情報）が発表される。

㉖気象庁は、竜巻発生確度ナウキャストで発生確度1が現れた地域に対して竜巻注意情報を発表している。

㉗気象庁と環境省が共同で発表する熱中症警戒アラートは、発表対象地域内の暑さ指数（WBGT）算出地点のいずれかで、日最高暑さ指数を33以上と予測した場合に発表される。

㉘高潮が河口から河川を遡り、被害が発生するおそれがある場合、海岸から離れた地域に対しても高潮警報や高潮注意報が発表される。

□気象災害(全17問)

①湿った雪が降ると鉄道や電力の施設への着雪害が発生することがある。着雪害は、豪雪地帯のみならず、温帯低気圧に伴う降雪によりそれ以外の地域でも発生することがある。

②なだれはその発生形態から、表層なだれと全層なだれに分類される。全層なだれは、積雪が多くなる1月から2月の厳冬期に発生することが多い。

③日本海側では、雷日数は冬の方が夏より少なく、冬に雷害はほとんど発生しない。

④高潮災害は、台風や発達した低気圧の接近によって海水面が上昇し、海水が陸地に浸入した結果生じる災害である。

⑤日本付近の平常時の潮位が１年の中で最も高い夏から秋の時期に台風に襲われると、ほかの時期よりも高潮の被害が発生しやすい。

⑥警報級の現象が５日先までに予想されるときに発表される早期注意情報（警報級の可能性）の要素には、高潮は含まれていない。

⑦ある地点で連続する波を１つずつ観測したとき、波高の高いほうから順に全体の１/３の個数の波を選び、これらの波高および周期を平均したものをそれぞれ有義波高、有義波周期と呼び、その波高と周期を持つ仮想的な波を有義波と呼ぶ。

⑧霜害には、晩春から初夏にかけておりる「早霜」と、秋におりる「晩霜（遅霜）」による害がある。

⑨早霜や晩霜により農作物などの被害が発生するおそれのあるときに発表される霜注意報は、実施期間をきめて運用されており、隣接する府県予報区においても開始日や終了日が異なる場合がある。

⑩地上付近の気温が氷点下のときに降ってきた雪片が、電線や架線などに付着して凍結する現象を着氷という。

⑪夏期における低温害は、平年に比べて低温の日が数日以上続いたときに発生し、主に農作物に被害をもたらす。

⑫天気予報では、平均風速が15m/s以上20m/s未満の風を非常に強い風、20m/s以上30m/s未満の風を猛烈な風と表現している。

⑬冬季の日本海側では、寒気の移流によって対流雲が発生するが、夏季に発生する積乱雲と比べると雲頂高度が低いことから、竜巻が発生することはない。

⑭天気予報では、雨の強さは１時間の雨量に基づいて、弱い雨、強い雨、激しい雨の３段階に分けて表現される。

⑮台風に伴って海上から陸上へ向かって強い風が吹くと、海水の飛沫が陸上の地物や電線などに付着して塩害が発生することがある。一般に降水量が少ないほど塩害の程度は小さい。

⑯多雪地域の斜面に積もった雪が、春先に降水や気温の上昇で融けて起こる全層なだれなどの被害を融雪害という。

⑰古い積雪面上に降り積もった新雪層が滑り落ちる表層なだれは、気温が低く降雪が続く厳冬期に多く発生するが、全層なだれと比べて被害範囲が小さい傾向がある。

第8章:予想の精度の評価(全10問)

□予想の精度の評価(全10問)

①ブライアスコアは、確率予報の精度を評価する指標で、値が１に近いほど予報の精度が高い。

②ブライアスコアは現象の発生頻度（気候学的出現率）に影響を受けるため、出現率が大きく異なる現象同士の精度比較には適さない。

③スレットスコアは、主に発生頻度が少ない現象の予報精度を評価する指標で、値が０に近いほど予報精度が高い。

④バイアススコアは、予報の偏りを示す指標で、値が１より大きければ見逃しが多く、１より小さければ空振りが多い。

残り６問は、後日、図を挿入のこと

第9章:気象の予想の応用(全18問)

□ガイダンス(全13問)

①気温ガイダンスは、数値予報モデルの改良等により予測特性が変化した場合でも、逐次学習によって予測式の係数が時間経過とともに変化し、モデルの予測誤差を低減することができる。●

②数値予報モデルでは海陸の区別が実際と一致していない格子点がある。気温ガイダンスは、海陸の区別の不一致に起因するモデルの予測誤差を低減することができる。●

③数値予報モデルが寒冷前線の通過のタイミングを正しく予測できない場合でも、気温ガイダンスは気温が低下するタイミングを正しく補正して予測することができる。●

④数値予報モデルでは、予報時間が長くなるにつれて予測値の系統誤差の傾向が変化することがある。ガイダンスでは予報時間によって変化する系統誤差を低減することは難しい。●系統的誤差は予報時間が長くなっても補正可能

⑤カルマンフィルタを用いたガイダンスでは、実況の観測データを用いて予測式の係数を逐次更新しており、局地的な大雨など発生頻度の低い現象に対しても、数値予報の予測誤差を確実に低減することができる。● 発生頻度の低い現象に対して
⑥ニューラルネットワークを用いたガイダンスは、目的変数と説明変数の関係が線形でない場合にも適用でき、なぜそのような予測になったのか、予測の根拠を把握するのに適している。●

⑦ガイダンスには、発雷確率や乱気流、視程など、数値予報では直接予測しないが、天気予報、警報・注意報、飛行場予報などの発表に必要な気象要素を作成する役割がある。●
⑧気象庁では、天気予報ガイダンスとして降水、降雪、気温、風、天気、発雷確率、湿度のガイダンスは作成しているが、視程については作成していない。●

⑨気象庁のガイダンスの作成には、ニューラルネットワーク、カルマンフィルター、ロジスティック回帰、線形重回帰などが用いられている。●

⑩カルマンフィルターの予測式は線形式で、説明変数と目的変数の関係が線形の場合に利用できる。●

⑪天気予報ガイダンスでは、稀な現象に対して、数値予報による現象の程度を上方にバイアス修正することで捕捉率を高めると同時に容易に空振り率を下げることができる。●

⑫発雷確率ガイダンスは、予報対象領域内における発雷の確率の大小、雷の強度、発雷数、継続時間を示すものである。●

⑬雷は発生頻度の低い現象であることから、発雷確率ガイダンスは逐次学習によるガイダンスではなく、過去の資料から一括学習により求めた回帰式に基づくガイダンスである。●

□予報の利用(全5問)

①降水確率予報における降水確率０％とは、予報対象地域の予報期間内は「全く降水がない」ことを意味する予報である。●
「１ミリ以上の降水が降る確率が５％未満 」であることを意味する予報
②正午から午後６時までの降水確率が90%とは、正午から午後６時までの６時間のうちの９割の時間帯に降水があることを意味する。●

③低気圧や台風の中心気圧が12（24）時間以内におよそ10（20）hPa以上下がる場合は、急速に発達するという表現が用いられる。●

④予報の信頼性が非常に高い場合、降水確率予報を有効に使う方法の１つとして、降水があった場合の損失を防ぐための費用（C）と、対策を講じることで軽減される損失（L）との比（コスト・ロス比：C/L）が、降水確率よりも小さい場合に対策を講じるというものがある。● コストが小さい場合に対策を講じるとよい

⑤天気予報において「一時」という用語は、ある現象が連続的に起こり、その現象の発現期間が予報期間の１/４未満であることを意味する。●