整理しておくべきキーワードをあげておく．

• 地衡風． fv=-(grad p)/ρ (f:コリオリパラメータ, v:風速, p:圧力, ρ:密度)． 傾度風，旋衡風，摩擦，ロスビー数，水平発散(p-VEL)，と対比して覚える．
• 静力学関係式． dp=-ρg dz (g:重力加速度，z:高さ)．
• 状態方程式． p=ρRT (R:気体定数，T:絶対温度)．
• 温度風． 地衡風をpで偏微分して静力学関係式等を適宜用いる． 鉛直シアと傾圧波の発達の関係を説明する： 上層に向かって風が時計回りならば暖気移流． 鉛直シアは高度zについての偏微分で，上層ほど大きいとき 鉛直シアが正．)
• ω方程式． 総観規模の上昇流への寄与を説明する方程式． 上昇流ω=dp/dt (圧力で高度を測ったときの速度，微分は偏微分，負が上昇， 高層天気図で P-VEL と略記されるもの，Pはpressure, VELはvelocity) への寄与が，
  1. 絶対渦度の移流の鉛直シア，即ち，上層で正渦度の移流， (絶対渦度はコリオリパラメータと総体渦度の和， 台風以外ではコリオリパラメータは定数と思ってよい． 移流は，準地衡風近似では地衡風を v_gと書くとき， v_>gとナブラ=(d/dx,d/dy,d/dz)の内積を作用させること， つまり，等高度線沿いに上流(西側)の渦度が大きいとき， 渦度が等高度線に平行な地衡風に乗って時間とともに上流から流れ込んで 来る状態を表す．)
  2. 層厚(=層の厚さ=1/密度)の移流，即ち，暖気移流， (状態方程式から1/ρ=RT/pだから，等圧面(p一定)の間で考えれば， 1/ρが大きいとはTが高いということだから暖気移流．)
  3. 熱供給，
  の３つの要素からなることを記述している．
• 渦度方程式． 渦度の増加の要因を記述．
  1. 絶対渦度の移流，即ち相対渦度の移流(700hPa天気図などのVORT． VORTはvortexの略)とコリオリパラメータの移流，つまり緯度の低下，との和． 後者は台風の西側に北からの空気が来て，台風を北上させるときに効く．
  2. 水平収束．下層で水平収束すると，空気は気象関係では非圧縮性なので， 上昇流が起きるので，下層の上昇流によって判定できる．
  3. 立ち上がり項．横に寝ていた渦を縦にする効果． 竜巻が最初雲の中に横に渦管が寝ていたのがやがて立って，地面に端がついたとき 竜巻と呼ぶ．この効果に効いているのではないかと思うが， 正しいかどうか知らない．
  4. ソレノイド項．高度zの代わりに(静力学関係式から)圧力pを独立変数にとると 消える項なので，普通は問題にしない．
• 熱エネルギー． dU=dQ-pdV=nMC_vdT, C_p=C_v+R． 記号は熱力学を参照．
• 温位． θ=T (p₀/p)^R/C_p． p₀=1000hPa=10⁵Pa，つまり，断熱準静的変化(dQ=0)で 不変で， 1000hPaのときに温度に一致するように単位をとった量. 質量あたりのエントロピーS=C_p log θ + 定数．
• 相当温位． θ_e と書くことにする． 近似式は書けるが，省略． もっと粗い近似式は過去問に出ている： θ_e=θ+2800w，wは混合比． 飽和時の降水を除いて断熱準静的変化(dQ=飽和時の凝結による潜熱)で不変．

  フェーン現象で例えると，山を越える気塊について， θは凝結なしに山を越えて1000hPaに降りて来たときの温度， θ_eは山を越えるときに上りで雨を降らせて乾燥してから 1000hPaに降りてきたときの温度．

  フェーン現象は相当温位が不変，上りで雨を降らせると， 混合比wが減るのでθは山を越える前に比べて大きくなり， 山を越える前と同じ高度(p=p₀)で比べると気温が上がる， と説明できる．

• 気温減率． dT/dz のことだが θ=一定の条件で微分する乾燥断熱減率と 飽和蒸気圧のままθ_e=一定の条件で微分する湿潤断熱減率がある． 前者が10度/km，後者が6.5度/km．
• 標準大気． 気温減率がほぼ一定に与えられている． 静力学関係式と状態方程式で， 高度zと圧力pと気温Tが一つを決めれば他が決まる． 上層天気図はzの代わりにpを独立変数に用いて，850hPa,700hPa,500hPaの等圧面 で作成される．(より高い上層の天気図，300hPaなど，はこれまで 実技試験では出題されていないようである．)
• 鉛直安定性． 絶対不安定，絶対安定，その間の条件不安定．

  対流不安定は dθ_e/dz < 0．空気の柱が強制上昇すると いつか不安定になるということ． 対流不安定な空気(下層の温暖湿潤気流など)が，上昇流の場 (低気圧や前線などの総観規模要因(ω方程式も参照)や 地形性や水平収束などの中小規模要因)に 入ると，強制上昇が起きて不安定となり，強い対流が始まり， 対流性雲(積乱雲)が発生し，強い対流性降水が起きる．

  安定性に関連してエマグラム(状態図)の読み方を勉強する必要がある． 乾燥断熱曲線，湿潤断熱曲線，等(飽和)混合比線が目盛りとして引いてある． 関連するキーワードは SSI，逆転層，沈降性逆転層．

• 傾圧不安定説． 低気圧の発達条件． 中緯度偏西風の気温傾度(南北の温度差)の不安定(混ざりたがっていること)が 傾圧不安定波に基づく低気圧によって解消するという説． 温度差の位置エネルギーが次のように渦エネルギーに変わって， 南北の空気が混ざる．
  1. 低気圧の前面に暖気移流，後面に寒気移流．傾圧有効位置エネルギーが 渦有効位置エネルギーに転換．移流は等高度線と等温線が平行でないこと (シア)，傾圧．これは風の鉛直シアの存在と同値(温度風)．
  2. 静力学関係式によりこのとき渦管は上層に向かって西に傾く
  3. 暖気上昇(温暖前線)と寒気下降(寒冷前線)．渦有効位置エネルギーが 渦運動エネルギーに転換．渦度増大．閉塞(発達)．渦管直立．
• 対流性の雲の発達条件． 対流が起こる(実用的な)条件．対流性の凝結(雲)は対流性降水が起きるための前提．
  1. 下層に湿潤暖気の移流．θ_e=330K，T-T_d<3，などが目安． 雪の場合は上層に寒気の移流で，同様のことが起きる． 熱帯性じょう乱(台風，梅雨末期の下層ジェット)の影響下では湿舌が有名．
  2. 大気の鉛直不安定(対流不安定)．dθ_e/dz < 0，SSI<0． もちろん第１の条件と関連している．
  3. 自由対流高度への上昇流． 自由上昇を開始する点．条件付き不安定のときは飽和点，即ち雲底が自由対流高度．

     総観規模の上昇流を判定するときは700hPa天気図のP-VEL < 0を確認する． ω方程式も参照． 中小規模の上昇流は地形性のものと，地上天気図や850hPa天気図の 風向風速を元に水平収束を検出することで上昇流の存在を推定する場合がある． 水平収束は前線(不連続面)と，それより小規模な二つの下層気流の合流域がある．

  以上の３要素のいずれが欠けても積乱雲は消散傾向になる．降雨終了の判定．
• 前線解析． 前線作図の判断のしかた．
  1. 等圧線(等高度線)の低気圧性曲率の極大の点の軌跡(気圧の谷)
  2. 風向，風速の変化の大きいところ，合流域
  3. 気温，露点温度T_dの等値線の密集するところ
  4. 850hPa天気図の前線から暖気側(ほとんど真下が地上の前線)
  5. 850hPa天気図では，
     1. 等温線の混むところ(転移帯，集中帯)の暖気側
     2. 等相当温位線の混むところ
     3. 温度の水平移流がゼロの線
     など．850hPaの相当温位は，相当温位がよい保存量なので気団の境界 (混むところ)を決めやすく，実技試験のときの前線解析にきわめて有効．