問3　熱力学
力学や熱力学の法則や関係式を組み合わせることにより，気象に関する物理量の重 要な関係を導くことができる。たとえば，熱力学第一法則と静力学平衡の式などを組 み合わせることによって (a) を導くことができる。また，温度風の関係は，地衡風平衡と (b) を組み合わせることにより導くことができる。

問5　太陽放射
a) 太陽放射エネルギーの約半分は可視光線域に含まれるが，太陽放射エネルギーの スペクトルのピークは紫外線域にある。
(b) 宇宙から大気層に下向きに入ってくる⻑波放射はなく，また宇宙へ上向きに出て いく短波放射もない。
(c) アルベドは大気上端における上向きの⻑波放射エネルギーを下向きの短波放射エ ネルギーで割った値である。
(d) 北半球の夏至の日の 24 時間に大気上端の水平な単位面積に入射する太陽放射エ ネルギー量は，北極点の方が赤道上の地点よりも多い

問8　大気の熱輸送
大気による顕熱輸送はほぼ極向きであり，高緯度ではその輸送量は極に近づくほど 小さくなっている。つまり高緯度の大気を (a) していることがわかる。図のB，Cの 緯度付近を極大・極小とする大気による顕熱輸送は，主に (b) によって担われ，A， D の緯度付近を極大・極小とする大気による顕熱輸送は，主に (c) によって担われて いる。一方，大気による潜熱輸送をみると，図の (d) 付近では蒸発した水蒸気が南北 両方向へ輸送され，図の (e) 付近では水蒸気が収束している。

問2　ウィンドプロファイラー
(a) 地上から上空の5方向に向けて電波を発射し，大気中の風の乱れなどによって散乱 され戻ってくる電波の周波数のずれから，上空の風向・風速を測定する。
(b) 非常に激しい雨が降っているときは，降水粒子による散乱が強すぎてそれより上 空の観測データが得られない場合がある。
(c) 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。
(d) 上空の大気が乾燥していると，散乱され戻ってくる電波が弱くなり観測できる高 度が低くなる傾向がある。

a) 各メンバー単独の降水量の予測精度は，統計的には，摂動を加えていないメソモ デル単独の予測精度より劣る。
(b) 激しい気象現象が発生する可能性について，メソモデルの予測結果のみでは把握 が難しい場合でも，複数のメンバーの予測結果を用いることにより早い段階で把握 することができるようになる場合がある。
(c) メソモデルで予測が難しい現象は，メソアンサンブル予報でも予測が難しいが，複数 のメンバーの予測結果から現象の発生を確率的に捉えることができるようになる

問7　数値予報モデル　ガイダンス
正誤問題
（a) 数値予報モデルでは，予報時間が⻑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。ガイダンスはそのような系統誤差を低減することができる。
(b) 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。ガイダ ンスは，海陸の区別の不一致に起因する予測値の誤差を低減することができる。
(c) 数値予報モデルが放射冷却による気温の低下を十分に予測できない場合は，気温 ガイダンスでもそのような予測誤差を低減することはできない。
(d) カルマンフィルターを用いた平均降水量ガイダンスは，数値予報モデルが予測し ていない大きな降水量が観測されると，それ以降のある期間にわたって降水量を実 際より多めに予測する傾向がある。

問8　前線
正誤問題
(a) 温暖前線では，寒気の上を暖気が滑昇しており，寒気と暖気の間には鉛直方向に成層が不安定な転移層が見られる。
(b) 地上天気図では，寒冷前線の転移層が地表面と交わる寒気側の境界を寒冷前線とする。
(c) 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 前線面上では層状の雲が形成されやすい。
(d) 温暖前線のすぐ北側にある地点では，高度があがるとともに風向は時計回りに変 化している。

問13　早期注意情報
（a) 予報期間の2日目から7日目について，各々の日の予想降水量を発表している。
(b) 予報期間の3日目から7日目について発表している降水の有無の予報の信頼度は， 「予報が適中しやすい」ことと「予報が変わりにくい」ことを表す情報で，A，B， Cの3 段階で示す。
(c) 予報期間の 2 日目から 7 日目の最高・最低気温の予想値には，予測範囲が示され ており，実況の気温がこの範囲に入る確率はおよそ 80%である。
(d)予報期間の 5 日先までについて発表している早期注意情報(警報級の可能性)は， 「高」と「中」の 2 段階あり，「高」は警報級の現象の発生する可能性が高いこと 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。

図A では，太平洋赤道域中部は外向き長波放射量 OLR が正偏差で対流が不活発， インドネシア周辺は OLR が負偏差で対流が活発となっており，(a) エルニーニョ現象 時の特徴がみられている。図 A の OLR の分布に対応して，図 B では，200hPa の大 気の流れはインドシナ半島から中国付近で高気圧性循環の偏差となっており，日本付 近から日本の東海上で低気圧性循環の偏差となっている。これは，(b) 亜熱帯ジェット 気 流 が 日 本 付 近 で 平 年 に 比 べ 北 に 大 き く 蛇 行 し て い る こ と に 対 応 し て い る 。図 C で は ， 500hPa 高度がシベリア北部で正偏差，日本付近で負偏差となっている。これは，(c) 寒 帯前線ジェット気流の蛇行により日本付近に寒気が南下しやすいことに対応している。