断熱熱勾配について詳しく解説

断熱熱勾配は、地球の大気において、大気圧のみに依存する高度に伴う気温の変化 (勾配) です。つまり、次のようになります。

環境（他の気団、リリーフ）との熱交換を考慮せず。
結露（雲の形成）や降水量は考慮していません。

この概念は気象学だけでなく、航空や海上の航行においても非常に重要です。

機構

気圧の変化は非常に複雑です。しかし、多くの気象メカニズムを理解するには、高度だけに依存する非常に単純なモデルに固執することができます。

対流圏では、空気を理想気体と考えることができます。圧力は比較的低く (10 ⁵パスカル程度)、分子間に衝撃以外の相互作用はありません。したがって、空気の塊がその環境と熱交換しない場合 (いわゆる断熱条件)、その温度はその圧力にのみ依存します。つまり、空気が圧縮されると加熱され、膨張すると冷却されます。

完全に乾燥した雰囲気では、次のことが起こります。

C _P ·d T + M · g ·d z = 0;

または

C _{P は}一定の空気圧におけるモル熱容量です。
d T は、高度 d zの変化に対する基本的な温度変化です。
M は空気のモル質量です。
g は重力加速度です。

この結果は、一般化エンタルピーが一定であると仮定することによって得られます。 ‘

したがって、空気塊が上昇すると（気圧が下がるため）断熱膨張によって冷却され、下降すると（気圧が上昇するため）断熱圧縮によって加熱されます。この高度による温度変化により、断熱熱勾配を定義することができます。

乾燥断熱勾配

対流圏では、断熱熱勾配に沿って上昇する区画の温度は次のようになります。

$$ {\frac {T_0}{T} = \left(\frac {p_0}{p}\right)^\frac {R}{C_p}} $$

と

T ₀ : 基準レベルの温度。
p ₀ : 基準レベルの圧力。
p : 調査した高度での圧力。
R : 理想気体定数。
C _p : 一定圧力における空気の熱容量

1kmあたり-9.76℃の価値があります。多くの場合、1 km あたり -10°C、または 100 m あたり -1°C という近似値が使用されます。

この勾配は乾燥断熱勾配と呼ばれます (湿度は影響を及ぼさないため)。これは、添付のエマグラムと呼ばれる熱力学図 (乾燥断熱と呼ばれる実線) で見ることができるもので、温度に関係なく傾きが常に同じであることがわかります (曲線は平行です)。

湿潤断熱勾配または湿度の影響

水蒸気の存在自体は断熱勾配に影響を与えません。しかし、一定の温度以下では水蒸気が凝結します。この温度は次の 2 つの要素によって決まります。

水蒸気含有量;
粉塵の存在により、液滴の形成（凝集の一種）が可能になります。

確かに、塵が存在しなければ、過剰蒸発が起こります。形成される液滴が安定していないため、水は蒸気の形のままです ( 「スーパーフュージョン」の記事も参照)。

水蒸気が凝縮すると、この液化によって熱 (蒸発潜熱) が放出されます。太陽が海と地中の水を加熱し、この熱が蒸発によって蓄えられました。逆の状態変化により、この熱が回復します。したがって、水蒸気が凝結すると、空気塊は加熱されます。

実際、結露によって空気が加熱されると、勾配の絶対値は小さくなります。この速度は潜熱の放出に依存し、潜熱は圧力にわずかに依存しますが、周囲温度により強く依存します。したがって、湿潤断熱率は一定ではなく、エマグラムの画像に見られる「湿潤断熱」曲線に従って変化します。これらの曲線は温度と圧力とともに傾きが変化し、空気湿度が低い (非常に低い温度および/または低気圧) と乾燥断熱に近づきます。

たとえば、平均速度は -6°C/km とよく言われますが、実際には次のように変化します。

100 kPa 圧力時: -3.15°C/km (40°C) ～ -9.78°C/km (-40°C)
50 kPa 圧力時: -2.55°C/km (40°C) ～ -9.54°C/km (-40°C)。

私たちは「飽和断熱勾配」または「飽和擬似断熱」（水が凝縮するときに除去されるため擬似）について話します。

障害物を越える

地面に平行な乾いた風が地形(丘、山) の障害物に当たると仮定しましょう。空気はレリーフに従って上昇するため、膨張して冷却されます。次に、空気が反対側の斜面を下降すると、空気は加熱されます。

操作が十分に速ければ、空気は障害物や高地の空気と熱交換しないため、反対側でも同じ温度になります。

さて、空気中の湿度が十分に高い場合、水は上昇するにつれて凝結します。しかし、雨が降らなければ、下りの途中で空気が温まり、水滴は再び蒸発します。上昇途中で液化によって放出された熱は下降中に蒸発によって再吸収されるため、斜面の反対側でも空気の温度は同じになります。

今、山の頂上に雨が降ると、状況が変わり、山の頂上では空気の水分がいくらか失われます。したがって、蒸発する水が少なくなり、吸収される熱も少なくなり、斜面の反対側の空気はより暖かくなります。これがフェーン効果です。

安定した大気と不安定な大気

地上にある気団を考えてみましょう。この質量を想像するために、たとえば、わずかに膨らんだ風船を考えてみましょう。風船内の圧力は常に外圧と等しく (壁は弛緩しており、圧力がかかっていません)、熱は容易にその壁を越えることができます。

不安定な雰囲気

温度勾配が断熱勾配よりも大きい場合、私たちは「不安定な大気」にいます。

この気団が風の影響などで上昇すると、断熱膨張によって冷却されます。この場合、高度では、空気は上昇気団よりも冷たいため、この気団は周囲の空気よりも暖かくなります。したがって、密度が低くなり、アルキメデスの推力のおかげで上昇し続けます。

逆に、同じ条件下で、高度にある気団を降ろすと、断熱圧縮によって加熱されますが、その速度は通過する周囲の空気よりも遅くなります。つまり、下層からの空気よりも冷たくなります。したがって密度はさらに高まり、今後も下降し続けるでしょう。

したがって、垂直方向の動き（上昇または下降）における不安定な空気の層の動きが増幅されます。

粒子は高度で投影されるか、地面に降下されるため、良好な可視性が得られます。これは通常、何かが地面を冷やしたり、上空の空気を温めたりしたときに発生します。

安定した雰囲気

温度勾配が断熱勾配より小さい場合、私たちは「安定した大気」にいます。

この場合、上空の空気は上昇気流よりも暖かいため、上昇気団は周囲の空気よりも冷たくなります。アルキメデスの推力が重さよりも弱いため上昇は止まり、空気塊は開始点に戻ります。

逆に、気団が下降すると、周囲の空気よりも暖かくなり、下降が止まり、気団は出発点に戻ります。

したがって、安定した空気層はその高度に留まる傾向があります。

粒子（塵、水滴）は空気中に浮遊したままで、視界はほとんどありません。これは通常、現象によって地面が暖められたり、上空の空気が冷やされたりするときに発生します。

ドライまたはウェットのグラデーション

これまで、層の断熱勾配について、それが乾燥断熱勾配であるか湿潤断熱勾配であるかを特定することなく説明してきました。上昇した空気の塊は、次の 2 つの曲線に従ってのみ温度を変化させることができるため、次の 2 つの曲線に従ってのみ温度が変化します。

持ち上げられた空気の塊は、乾燥した断熱勾配よりも速く温度を変化させることはできません。したがって、これより大きな勾配を持つ空気層は定義上不安定です。
飽和した空気の塊は、湿った断熱擬似勾配よりも速く温度を変化させることはできません。層の温度変化がこの勾配よりも小さい場合、それは常に隆起した区画よりも暖かいため、安定した層を扱っていることになります。
温度勾配が乾燥断熱勾配と飽和断熱勾配の間にある場合、大気は潜在的に不安定になります。
- 隆起した区画が飽和し、湿気の多い断熱に従っている場合、不安定な状況になります。
- プロットが飽和しておらず、乾燥した乾燥地に沿っている場合、高度の冷却によって飽和に達するまでは安定した状況が得られます。

気団の不安定性を特定するには、テフィグラムなどの熱力学図上の温度曲線を指摘します。これらには、乾燥および湿潤断熱率がプロットされているため、曲線と簡単に比較できます。

結果

大気の安定性は高度に応じて変化します。したがって、安定した層と不安定な層が交互に存在し、それによってさまざまな種類の雲、さまざまな視程や風の状態が得られることがわかります。

不安定な層では、大きな垂直方向の動きがあり、次のような結果が得られます。
- 積雲タイプの雲 (高度に応じて積雲、層積雲、高積雲、積乱雲)。
- 層の中で空気が混ざり乱流を起こすことで突風として吹く風。
- 粒子が高度に投影されるため、視認性が良好です。

これは、層の底部が暖められたり、上部の空気が冷却されたりする場合、対流圏のどのレベルでも発生する可能性があります。

安定した層では、機械的に引き起こされる垂直方向の動き（例えば、山や温暖前線による隆起）のみが発生し、次の結果が得られます。
- 層雲タイプの雲 (霧、層雲、高層雲、巻層雲、巻雲)。
- 高度に応じて階層化された通常の風。
- 層内に粒子が蓄積するため、視界が悪くなることがよくあります。

これは、現象によって層の底部が冷えたり、層の上部の空気が暖められたりするときに発生します。