解約率

気温減率とは、大気変数（通常は地球大気の温度）が高度とともに低下する割合のことです。^{[ 1 ] [ 2 ]}気温減率は、 lapse（「減少する」という意味で、「中断する」という意味ではない）という言葉に由来します。乾燥空気では、断熱減率（つまり、周囲の空気とエネルギーを交換することなく大気中で上昇する空気塊の温度の低下）は 9.8 °C/km（1,000 フィートあたり 5.4 °F）です。飽和断熱減率（SALR）または湿潤断熱減率（MALR）は、大気中で上昇する水飽和空気塊の温度の低下です。これは空気塊の温度と圧力によって変化し、国際民間航空機関（ICAO）から得られる値では、多くの場合 3.6 ～ 9.2 °C/km （ 1,000 フィートあたり 2 ～ 5 °F ）の範囲です。気温減率とは、特定の時間と場所における高度に伴う気温の低下率のことです（下記参照）。これは状況によって大きく変動する可能性があります。

気温減率は、空間的な温度勾配の鉛直成分に対応する。この概念は地球の対流圏に最もよく適用されるが、重力によって支えられているあらゆる気体にも拡張できる。

気象学用語集^{[ 3 ]}からの正式な定義は次のとおりです。

高度の上昇に伴う大気変数の減少。特に指定がない限り、その変数は気温である。

一般的に、気温減率は高度変化に伴う気温変化率の負の値である。

${\displaystyle \Gamma =-{\frac {\mathrm {d} T}{\mathrm {d} z}}}$

どこ${\displaystyle \Gamma }$（時々${\displaystyle L}$）は気温減率であり、温度を高度で割った値で表されます。Tは気温、zは高度です。^{[ a ]}

環境減率（ELR）とは、特定の時間と場所における大気中の高度に伴う実際の温度低下率のことである。^{[ 6 ]}

国際民間航空機関（ICAO）は、平均的に、海面から11 km（36,090 フィートまたは 6.8 マイル）までの温度減率を6.50 °C/km ^{[ 7 ]}（3.56 °Fまたは1,000フィートあたり1.98 °C）とする国際標準大気（ISA）を定義しています。11 km から20 km （65,620 フィートまたは12.4マイル）までは、一定の温度は-56.5 °C （-69.7 °F）で、これは ISA で想定される最低温度です。標準大気には水分は含まれていません。          

理想化されたISAとは異なり、実際の大気の温度は高度とともに常に一定の割合で低下するとは限りません。例えば、高度とともに温度が上昇する逆転層が存在する場合があります。

大気の温度分布は、太陽光による放射加熱、熱放射による宇宙空間への冷却、そして自然対流による上方への熱輸送（熱い空気と潜熱を上方へ運ぶ）の相互作用によって決まります。対流圏界面より上では対流は起こらず、冷却はすべて放射によるものです。

対流圏では、気温減率は基本的に、（a）それ自体で高い気温減率につながる空気の放射冷却と、（b）気温減率が臨界値を超えたときに活性化される対流とのバランスの結果であり、対流は環境気温減率を安定させる。^{[ 8 ]}

太陽光は地球の表面（陸地と海）に当たり、それらを温めます。温められた表面は、その上の空気を温めます。さらに、吸収された太陽光のほぼ3分の1は大気中に吸収され、大気を直接温めます。^{[ 9 ]}

熱伝導は、表面から空気への熱伝達を助けます。この伝導は、表面に最も近い数ミリメートルの空気層内で起こります。しかし、その薄い界面層より上では、空気の熱伝導率が非常に低いため、熱伝導は大気中の熱伝達においてほとんど役割を果たしません。^{[ 10 ] [ 11 ]： 387}

空気は温室効果ガス（水蒸気、二酸化炭素など）や雲によって放射冷却され、長波熱放射を宇宙に放出する。^{[ 12 ]}

放射が大気中でエネルギーを伝達する唯一の方法であれば、地表付近の気温減率は約40  ℃/kmとなり、大気中のガスの温室効果によって地表温度は約333K （60 ℃、140 °F）に保たれるだろう。^{[ 13 ]： 59-60}   

しかし、空気が熱くなったり湿ったりすると、密度は減少します。^{[ 14 ] [ 15 ]}そのため、地表で加熱された空気は上昇し、内部エネルギーを上方に運びます。特に、水面からの蒸発によって空気が湿っている場合は顕著です。これが対流の過程です。垂直方向の対流運動は、ある高度の空気の塊が同じ高度の他の空気と同じ密度になったときに停止します。

対流は高温多湿の空気を上方に、低温乾燥の空気を下方に運び、結果として熱を上方に伝達します。これにより、下方の空気は本来よりも冷たくなり、上方の空気は暖かくなります。大気中で熱を伝達するために対流が利用できるため、対流圏の気温減率は約 6.5  °C/km ^{[ 8 ]}に減少し、温室効果は地球の表面温度が約288 K (15 °C; 59 °F)になる点まで減少します。   

対流によって空気の塊が上昇または下降する際、それらの塊と周囲の空気との間の熱伝達はごくわずかです。空気の熱伝導率は低く、関与する空気の塊は非常に大きいため、伝導による熱伝達は無視できるほど小さいのです。また、大気内部の放射による熱伝達は比較的遅いため、移動する空気では無視できます。したがって、空気が上昇または下降する際には、周囲の空気との熱交換はほとんどありません。環境との間で熱交換がない過程は、断熱過程と呼ばれます。

空気は上昇すると膨張し、下降すると収縮します。上昇する空気塊の膨張と下降する空気塊の収縮は、ほぼ断熱過程です。空気塊が膨張すると、周囲の空気を押し、熱力学的仕事を行います。上昇して膨張する空気塊は仕事をしますが熱を得ないため、内部エネルギーを失い、温度が低下します。下降して収縮する空気は仕事を受けるため、内部エネルギーを得て温度が上昇します。

空気の断熱過程には、特徴的な温度-圧力曲線があります。空気が垂直方向に循環すると、断熱減率と呼ばれる特徴的な勾配が生じます。空気に水分がほとんど含まれていない場合、この減率は乾燥断熱減率として知られています。温度低下率は9.8  °C/km ( 5.4  °F / 1,000 フィート) (3.0  °C/1,000 フィート) です。下降する空気塊では、これとは逆の現象が起こります。^{[ 16 ]}

環境減率が断熱減率より小さい場合、大気は安定しており、対流は発生しません。^{[ 13 ]： 63}空気が垂直方向に対流しているときはいつでも、環境減率は断熱減率に向かって強制されます。

地球の大気圏では、対流圏（高度約12キロメートル（39,000フィート）まで）のみが対流を起こし、成層圏は一般的に対流しません。^{[ 17 ]}ただし、火山噴火の柱や激しいスーパーセル雷雨に伴うオーバーシュートトップなど、非常にエネルギーの高い対流プロセスは、対流圏界面を通過して成層圏に局所的かつ一時的に対流を注入することがあります。 

大気中のエネルギー輸送は、放射と乾燥対流の相互作用よりも複雑です。水循環（ 蒸発、凝縮、降水を含む）は潜熱を輸送し、大気中の湿度レベルに影響を与え、後述するように温度分布に大きな影響を与えます。

以下の計算は、周囲環境との熱交換を行わずに上昇または下降する空気塊の温度を、高度の関数として導出するものである。

地球の大気圏全体における環境減率の変動は、気象学、特に対流圏において極めて重要である。環境減率は、上昇する空気の塊が十分に上昇して水分が凝結して雲を形成するかどうか、そして雲が形成された後、空気がさらに上昇してより大きな降雨雲を形成するかどうか、さらにこれらの雲がさらに大きくなり積乱雲（雷雲）を形成するかどうかを判断するために用いられる。

不飽和空気が上昇すると、その温度は乾燥断熱速度で低下します。露点も（気圧の低下により）低下しますが、その低下速度ははるかに遅く、通常は1,000mあたり約2  ℃です。不飽和空気が十分に上昇すると、最終的にその温度は露点に 達し、凝結が始まります。この高度は、機械的上昇気流が存在する場合は上昇凝結高度（LCL）、機械的上昇気流が存在しない場合は対流凝結高度（CCL）と呼ばれ、後者の場合は、空気塊は下から対流温度まで加熱される必要があります。雲底は、これらのパラメータで囲まれた層内のどこかに位置します。

乾燥断熱減率と露点低下率の差は、1,000mあたり約8  ℃です。地上の気温と露点の 差が分かれば、その差に125m/℃を掛けることで、LCL（降雨量減少率）を簡単に求めることができます。

環境気温減率が湿潤断熱減率よりも小さい場合、空気は完全に安定しており、上昇気流は周囲の空気よりも早く冷えて浮力を失います。これは、地表付近の空気が夜間に冷えた早朝によく起こります。安定した空気中では雲は発生しにくいです。

環境減率が湿潤断熱減率と乾燥断熱減率の間にある場合、空気は条件付き不安定です。つまり、不飽和の空気塊はLCLまたはCCLまで上昇するのに十分な浮力がなく、どちらの方向にも弱い鉛直変位に対して安定しています。空気塊が飽和している場合は不安定で、LCLまたはCCLまで上昇し、対流抑制の逆転層によって停止するか、上昇が続く場合は、空気塊が自由対流レベル（LFC）まで上昇し、その後自由対流層（FCL）に入り、通常は平衡レベル（EL）まで上昇するにつれて、深層湿潤対流（DMC）が発生する可能性があります。

環境減率が乾燥断熱減率よりも大きい場合、それは超断熱減率となり、空気は完全に不安定になります。つまり、空気の塊は上昇凝結高度または対流凝結高度の上下どちらでも浮力を得て上昇します。これは主に陸地の上で午後によく起こります。このような状況では、積雲、にわか雨、さらには雷雨が発生する可能性が高まります。

気象学者はラジオゾンデを用いて環境減率を測定し、それを予測される断熱減率と比較することで、空気が上昇する可能性を予測します。環境減率の図は熱力学図と呼ばれ、その例としてはスキューT log-P図やテフィグラムなどがあります。（熱力学も参照）。

湿潤断熱減率と乾燥断熱減率の差が、フェーン現象（北米の一部地域では「チヌーク風」とも呼ばれる）の原因です。この現象は、暖かく湿った空気が地形性上昇によって山脈や大きな山の頂上を越えて上昇することで発生します。気温は乾燥断熱減率で低下し、露点に達すると空気中の水蒸気が凝結し始めます。その高度より上では、空気が上昇し続けるにつれて断熱減率は湿潤断熱減率まで低下します。凝結の後には、山の頂上や風上側で降水が起こることもよくあります。風下側では、空気が下降する際に、乾燥断熱減率で断熱圧縮によって暖められます。そのため、ある高度におけるフェーン風は、山脈の風上側の対応する高度におけるフェーン風よりも暖かくなります。さらに、空気は元の水蒸気量の大部分を失っているため、下降気流は山の風下側に乾燥地帯を作り出す。 ^{[ 24 ]}

環境減率がゼロであれば、つまり大気の温度がどの高度でも同じであれば、温室効果は発生しない。これは減率と温室効果が同じものであるという意味ではなく、減率が温室効果の前提条件であるという意味である。^{[ 25 ]}

惑星上に温室効果ガスが存在すると、大気の放射冷却が起こり、気温減率（気温がゼロでない値）が生じます。つまり、温室効果ガスの存在は地球規模での温室効果をもたらします。しかし、これは局地的なレベルでは必ずしも当てはまりません。

局所的な温室効果は、気温減率が大きい場所でより強くなります。南極では、大気中の逆転層（高高度の空気がより暖かい）によって、局所的な温室効果が負になることがあります（正の温室効果の場合のように放射冷却が抑制されるのではなく、宇宙への放射冷却が強化されることを意味します）。^{[ 26 ] [ 27 ]}

重力場内の静止した空気の柱に外部からのエネルギーの流れがない場合、温度勾配が生じるかどうかという疑問が時折生じます。この問題はジェームズ・クラーク・マクスウェルによって取り上げられ、彼は1868年に、もし何らかの温度勾配が形成されるならば、その温度勾配は普遍的でなければならない（つまり、すべての物質に対して勾配が同じでなければならない）か、そうでなければ熱力学第二法則に違反することを確立しました。マクスウェルはまた、普遍的な結果は温度が均一である、つまり減率がゼロであるものでなければならないと結論付けました。^{[ 28 ]}

サンティアゴとヴィッサー（2019）は、相対論的効果を無視すれば、マクスウェルの結論（気温減率ゼロ）が正しいことを確認している。相対論を考慮に入れると、重力によって極めて小さな気温減率、すなわちトルマン勾配（1930年にRCトルマンによって導出された）が生じる。地球表面では、トルマン勾配は約$\displaystyle \Gamma _{t}=T_{s}\times (10^{-16}}$m${\displaystyle ^{-1})}$、 どこ${\displaystyle T_{s}}$は地球表面の高度におけるガスの温度です。サンティアゴとヴィッサーは、「重力は熱力学の法則に違反することなく熱平衡状態で温度勾配を作り出すことができる唯一の力である」と述べ、「トルマンの温度勾配の存在は全く議論の余地がない（少なくとも一般相対性理論コミュニティ内では）」と述べています。^{[ 29 ] [ 30 ]}

• 断熱過程
• 大気熱力学
• 流体力学
• フェーン風
• 気温低下率の気候フィードバック
• スケール高さ

• ベイチョック、ミルトン R. (2005).煙突ガス分散の基礎（第4 版）. 著者出版. ISBN 978-0-9644588-0-2。www.air-dispersion.com
• RR Rogers および MK Yau (1989).雲物理学入門(第 3 版). Butterworth-Heinemann. ISBN 978-0-7506-3215-7。

• 惑星データシステムによる気温減率の定義、方程式、および表。
• 国立科学デジタル図書館用語集：
  • 解約率
  • 環境減率
  • 絶対的に安定した空気
• テキサス大学による、基本原理から学ぶ減率計算入門