温暖型閉塞前線 　寒冷前線の後方の寒気が、温暖前線の前方の寒気より暖かいとき。 寒冷型閉塞前線 　寒冷前線の後方の寒気が、温暖前線の前方の寒気より冷たいとき。 図を添付

温暖型閉塞前線 　閉塞前線の前方。前線の前方上空に寒冷前線があり、暖気が上昇し、特に閉塞点の前方で降水が多い。 寒冷型閉塞前線 　閉塞前線の後方。前線の後方上空に温暖前線があり、暖気が上昇し降水が多い。

　前線の速度は、風の前線に直角な成分に比例する。風は地衡風の性質があり等圧線に平行に近い風が吹くので、等圧線と前線が平行に近ければ前線は停滞する。

　寒冷前線は前線面の傾斜が急で、温暖前線は前線面の傾斜が緩やかである。前線面の地表付近では、地面との摩擦が前線の進行を引き留めるように働くので、前方に傾く温暖前線面は傾斜が緩やかで、後方に傾く寒冷前線面の傾斜は急である。

同一気団内で形成された前線。

寒冷前線の背後（寒気側）に形成されやすい。

　温度はさらに下降し、風向が大きく変わる。曇りまたは雨で強い風が吹くこともある。

低気圧の前方で気圧が下降する場合。

　低気圧の暖域から温暖前線前方へ暖気が流入し、寒冷前線の後方には寒気の流入がある場合。

寒暖両気団の温度差が大きい場合。

寒冷前線の進行速度が大きい場合。

略図 春先。

低気圧が土佐沖に来た時に、山陰沖または若狭湾に発生する。, 低気圧が日本海を北上して北海道に接近するときに、三陸沖に発生する。, 低気圧が日本海を東進するときに、土佐沖に発生する。, 強い低気圧が銚子沖を北東進するときに、関東地方の南方に発生する。

通過中は日本の南岸にあたる地方に暴風雨や暴風雪を起こす。また、通過後は北西の季節風が強くなる。

　両側よりも相対的に気圧の低いところの連なり。例えば、東西にある高気圧により挟まれた南北一帯の低圧部は気圧の谷である。

　気圧の谷は低圧部であるため、地表付近では気流は収束し上昇流を生じて雲が発生する。また、これらの気流に温度差がある場合、前線が形成されやすくなる。その結果天気が悪くなることが多い。

線上に並んだ長さ数十kmから数百kmに並んだ強い降水域。

typhoonは64ノット以上（約32.7㎧） 台風は34ノット以上（約17.2㎧）

ベンガル湾やアラビア海などのインド洋で発生する熱帯低気圧のうち、最大風速が34ノット以上のもの。

赤道以北で東経100度以東、180度以西の太平洋及び南シナ海で発生する熱帯低気圧のうち、64ノット以上のもの。

大西洋や東経180度以東の北太平洋、及び南太平洋で発生する熱帯低気圧のうち、最大風速が64ノット以上のもの。

　台風は上空の風に流されやすく、低緯度では偏東風の影響を受けて西に進み、その後、太平洋高気圧西縁で北上して中緯度の偏西風帯に入り、東に移動する。

　台風の目の周りの海上では、台風の中心に向かって気圧傾度が急激になるため中心付近では北半球では反時計回りの強い風が吹く。このため、目の周りで発生した風は進行方向の異なる高い波を引き起こす。台風の目の中心に向かって様々な方向から波が伝播してくるため、いわゆる「三角波」が生じやすくなっていると考えられる。

　台風の東側では南寄りの風が吹くため、台風が日本に近づくと熱帯・亜熱帯域の高温多湿の空気がその南風に乗って北上し、日本列島に吹き寄せる。日本付近を覆う気団の特性が台風のもたらす高温多湿の空気と大きく異なる場合その境界に前線が形成される。

　風の弱い晴天の夜の場合、内陸では放射冷却により地表面温度が下降し地表付近の温度が下がるため、地表付近に気温の逆転が生じる。, 　停滞性の高気圧域内の場合、高層の空気が沈降し、断熱的に圧縮されて下層の空気よりも高温となるため気温の逆転が生じる。, 　高度とともに風向が変わっている場合、下層の冷たい空気の移流があるため気温の逆転が生じることがある。

　乾燥空気塊を断熱的に上昇させると、周囲の気圧が下がるので空気塊は断続的に膨張し、温度は乾燥断熱減率に従って低下する。 　また、飽和空気塊の場合も同様に空気塊の温度は低下するが、水蒸気が凝結することにより潜熱を空気塊に与えるので、空気塊の温度は飽和断熱減率に従って乾燥空気塊よりも穏やかに低下する。 　また、湿潤空気塊の場合は、空気塊が飽和するまで温度は乾燥断熱減率に従って低下し、空気塊が飽和した時点で飽和断熱減率に従って低下する。

　水蒸気が飽和している空気の塊を周囲と熱や物質の交換をしないように持ち上げたときの単位距離当たりの温度低下率。一般に、乾燥断熱減率より小さい値をとるが、その値は温度、気圧によって異なる。

混合霧 　前線に沿って性質の異なる空気の接触により発生する。 蒸発霧 　前線面の上空で形成された暖かい雨粒が、落下中に蒸発しつつ下降し、下層の寒気で再凝結して発生する。

(1)移流霧 　小笠原気団から吹く高温多湿な空気が、親潮の寒流海域の低温水域へ到達し、空気が冷やされてできる霧。 (2)移流霧、前線霧、混合霧 　海水温が十分上昇していない時期に暖かい空気が流れ込んで移流霧を発生させる場合や、前線通過時の高湿度の空気が入り込むことによる霧など複合的である。

　気団の発生には、ほぼ一様な性質を持った地表面近くに大気が長期間滞留していることが必要である。温帯では偏西風が絶えず吹き、高・低気圧が次々と通過するので発生しにくい。一方、熱帯や寒帯では高気圧があまり移動せず、風が弱いので長期間大気が滞留し、固有の気団が発生しやすい。

　地面又は海面から加熱されるので、安定度が減少する。その結果、対流活動が盛んになり、積雲型の雲やしゅう雨が生じやすく、また上層と下層の空気に混合が盛んになるので、視程が良くなる。

　中国大陸南東部にできる、高温で乾燥した空気を持つ気団のことで、日本付近には、春と秋に移動性高気圧を伴って現れる。

　オホーツク海付近のオホーツク海高気圧の下にできる低温、湿潤な性質を持つ気団で、梅雨期や秋雨期に日本の気象に影響を及ぼす。

　赤道気団は熱帯収束対付近に形成される気団で、気温が高く対流圏全層にわたって湿潤である。台風に伴って中緯度にも達するため、夏から秋にかけて日本にも影響する。

　地衡風とは圧力傾度力とコリオリの力の水平成分が釣り合うように吹く風で、等圧線に平行に吹く。 　傾度風とは等圧線に平行に吹く風が、圧力傾度力とコリオリ力の水平成分及び、等圧線が曲率を持つための遠心力の3つが釣り合うように吹く風のことである。

　圧力傾度力は同じなので地衡風速は両者同じである。低気圧周りでの傾度風の場合は圧力傾度力がコリオリ力と遠心力の合力でつり合う。よって傾度風速は地衡風力より小さくなる。逆に高気圧の周りでの傾度風は圧力傾度力と遠心力の合力がコリオリ力と釣り合うので、傾度風速は地衡風速に比べ大きくなる。なぜなら、コリオリ力の大きさは風速に比例するからである。

(1) ア：寒帯前線帯 イ：亜熱帯高圧帯 ウ：熱帯収束帯 (2) a：極偏東風 b：偏西風 c：北東貿易風 (3)（要図）

　中・高緯度の対流圏上部の圏界面付近を流れる特に風速の大きい偏西風のことで、南北に蛇行しながら吹いている。 　夏季にはおよそ50°Nにあり、冬季に比べて風速が小さい。 　冬季には南下しておよそ35°Nにあり、風速は大きく、日本の南岸や米国東岸に形成されやすい。

　等圧面の等高度線は実線で描かれる。間隔はいずれの等圧面でも60m。 　等圧面上の等温度線は破線で描かれる。等温度間隔は500hPa等圧面と850hPa等圧面では3K、700hPa等圧面では6K毎が基本、ただし寒候期はすべて6K間隔。

　同じ緯度であれば等高度線の間隔が狭いほど風速が大きい。同じ等高度線の間隔であれば、緯度が低いほど風速が大きい。 　北半球では高度の高い方を右手にみて等高線に平行に風が吹く。南半球では高度の高い方を左手にみて等高線に平行に風が吹く。