条件付き対称不安定性

条件付き対称不安定性（CSI ）は、一様な回転座標系で温度差の影響を受ける流体の対流不安定性の一種であるが、流体は垂直方向では熱的に安定しており、水平方向では動的に安定している（慣性安定性）。この場合の不安定性は、前述の2つの軸に対して傾斜した面でのみ発生するため、空気塊がほぼ飽和し、CSI領域で横方向と垂直方向に移動すると、いわゆる「斜め対流」が発生する可能性があります。この概念は主に気象学で、温暖前線の前など、それ以外は安定している領域でのメソ規模の強い降水帯の形成を説明するために使用されます。^{[1] [2]}同じ現象は海洋学にも当てはまります。

ある高度にある空気粒子は、上昇中に断熱的に修正された温度が周囲温度と等しいかそれより低ければ安定します。同様に、下降中に温度が周囲温度と等しいかそれより高ければ安定します。温度が等しい場合、粒子は新しい高度に留まりますが、それ以外の場合は初期レベルに戻ります4。

右の図では、黄色の線は、対流を伴わない環境（安定した空気）よりも温度が低い隆起粒子を表しています。その後、アニメーションでは、表面が温まり、隆起粒子は環境（不安定な空気）よりも暖かいままです。静水力学的安定性の尺度は、等価温位温度（）の垂直方向の変化を記録することです。^[3]${\displaystyle \theta_{e}}$

• 高度とともに減少すると気団が不安定になる${\displaystyle \theta_{e}}$
• 高度が同じままであれば中性気団につながる${\displaystyle \theta_{e}}$
• 高度とともに増加すると、安定した気団につながります。${\displaystyle \theta_{e}}$

同様に、空気粒子の横方向の変位は、その絶対渦度を変化させます。これは、惑星の渦度、および、その区画の地衡渦度（または相対渦度）の合計によって与えられます。 ^{[3] [4]}${\displaystyle \eta}$${\displaystyle f}$${\displaystyle \zeta}$

${\displaystyle \eta =\left[{\frac {\partial v}{\partial x}}-{\frac {\partial u}{\partial y}}\right]+f=\zeta +f\qquad \qquad }$

どこ ：

• ${\displaystyle v}$および はそれぞれ南北方向および東西方向の地衡流速度です。${\displaystyle u}$
• ${\displaystyle x}$帯状座標と子午線座標に対応します。${\displaystyle y}$
• ${\displaystyle f}$はコリオリのパラメータであり、基準フレームの回転によって生じる局所鉛直周りの渦度成分を表します。
• ${\displaystyle \zeta}$は、局所的な鉛直方向の周りの相対的な渦度です。これは、地衡流の速度の回転の鉛直成分を取ることによって求められます。

${\displaystyle \eta}$は、移動が行われる条件に応じて、正、ゼロ、または負になることがあります。絶対渦は総観スケールでほぼ常に正であるため、大気は横方向の移動に対して一般的に安定していると考えることができます。慣性安定性が低くなるのは、がゼロに近い場合のみです。は常に正であるため、ジェット気流の強い極大値の高気圧側または高度の気圧の尾根でのみ満たされ、その場合、方程式の変位方向の微分速度は有意な負の値になります。^[5]${\displaystyle \eta}$${\displaystyle f}$${\displaystyle \eta \leq 0}$

角運動量の変化は安定性を示す：^{[3] [5] [6]}

• ${\displaystyle \Delta M_{g}=0}$すると、粒子は運動量が変わらないので新しい位置に留まる。
• ${\displaystyle \Delta M_{g}>0}$粒子の運動量は環境の運動量よりも大きいため、粒子は元の位置に戻る。
• ${\displaystyle \Delta M_{g}$粒子の運動量は環境の運動量よりも小さいため、粒子は移動を続けます。

ただし、一定の安定した静水圧および慣性条件下では、粒子が気団または風況を変えると、斜め方向の変位が不安定になることがあります。右の図は、このような状況を示しています。空気粒子の変位は、左から右に増加する運動モーメント線 ( ) と、高度とともに増加する等価温位 ( ) を基準にして行われます。 ${\displaystyle \scriptstyle M_{g}}$${\displaystyle \scriptstyle \theta _{e}}$

横方向移動A

水平方向の加速度（表面の左または右）は​​、粒子が移動する環境の の増加/減少によって生じます。これらの場合、粒子は新しい環境に適応するために加速または減速します。粒子 A は水平方向の加速度を受け、冷たい空気に移動するにつれて正の浮力が生じ、 の小さい領域に移動するにつれて減速します。粒子は上昇し、最終的には新しい環境よりも冷たくなります。この時点で、粒子は負の浮力を持ち、下降し始めます。その際に が増加し、粒子は元の位置に戻ります。^{[5] [6]}${\displaystyle \scriptstyle M_{g}}$${\displaystyle \scriptstyle M_{g}}$${\displaystyle \scriptstyle M_{g}}$${\displaystyle \scriptstyle M_{g}}$

垂直変位B

この場合の垂直方向の動きは、粒子がより暖かい空気に遭遇すると負の浮力（高度とともに増加）を生じ、より大きな表面に移動すると水平方向の加速度が生じる。粒子が下降するにつれて、環境に合わせて減少し、粒子はBに戻る。^{[5] [6]}${\displaystyle \scriptstyle \theta _{e}}$${\displaystyle \scriptstyle M_{g}}$${\displaystyle \scriptstyle M_{g}}$

斜め方向変位C

ケースCのみが不安定です。水平方向の加速度が垂直方向の上向きの乱れと組み合わさり、斜めの変位が可能になります。実際、粒子の は環境の よりも大きいです。一方、粒子の運動量は環境の運動量よりも小さいです。したがって、斜めの変位は正の浮力と、それを増強する斜めの変位方向の加速度を生み出します。^[5]${\displaystyle \scriptstyle \theta _{e}}$${\displaystyle \scriptstyle \theta _{e}}$

したがって、他の点では安定した状況で条件付き対称不安定性が発生する条件は次のようになる: ^{[3] [5] [6]}

• の傾きは の傾きより大きい${\displaystyle \scriptstyle \theta _{e}}$${\displaystyle \scriptstyle M_{g}}$
• 横方向に変位した空気はほぼ飽和状態です。

CSI は通常、垂直上昇運動の広い領域に埋め込まれています。理想的な状況は、高度とともに風速が増加する南からの地衡流です。環境は十分に混合され、飽和に近い状態です。流れは一方向であるため、風の u 成分をゼロに設定することができ、これにより、気団内の温度勾配に垂直な対称的な流れが確立されます。このタイプの流れは、通常、西に冷たい空気がある傾圧​​大気で見られます。^[6]

右の画像は、冬季に CSI が温暖前線付近の負の等価渦度( ) と関連している状況を示しています。低気圧領域と CSI 付近の前線に沿って、縞状の雪が形成されます。 ${\displaystyle \eta \leq 0}$

粒子が CSI ゾーン内を上昇すると、冷却され、水蒸気は飽和時に凝縮し、斜め対流によって雲と降水が発生します。たとえば、温暖前線の前では、穏やかな空気が冷たい空気塊に打ち勝つため、気団は安定しています。地衡平衡により、低気圧の中心から垂直に移動する粒子はすべて地衡平衡に戻ります。しかし、 CSI 層での総観規模の上方加速による上方斜め変位により、激しい降雨の平行帯が発生します。^{[6] [7]}

条件付き対称不安定性は、静水力対流と同様に、薄いか垂直方向に非常に大きい層に影響を及ぼします。層の厚さによって、通常は層状雲である領域内での対流性降水量の増大が決まります。 ^[6]運動は飽和に近い領域で行われるため、粒子は湿潤断熱減率に非常に近い状態を保ち、対流有効位置エネルギー(CAPE)が制限されます。斜め対流帯の上昇率は、1 秒あたり数十センチメートルから 1 秒あたり数メートルの範囲です。^{[6]これは通常、}積乱雲の上昇速度制限、つまり 5 m/s を下回っており、雷が発生し、CSI による雷の発生が制限されます。^[6]ただし、次の場合には発生する可能性があります。^[6]

• メソスケール対流システムの後続降水領域。
• 冬季の対流は、より低く冷たい対流圏界面が上向きに移動する氷晶のイオン化を助けているために起こります。
• 成熟したハリケーンの深まりの段階における眼壁内。ただし、対称的に中立な領域であるため稀であり、通常は雷活動はありません。

斜め対流帯にはいくつかの特徴がある: ^[6]

1. それらは平行である
2. これらは熱風と平行である
3. 彼らは一般的な循環に沿って動く
4. バンド間の間隔はCSI層の厚さに比例する

逆に、粒子が下向きに滑ると、温度が上昇して比較的飽和度が低くなり、雲が消える。斜め対流によって高高度で生成された雪も下降流で昇華し、加速する。これにより、降下速度は20m/sに達する。^{[6]この効果は、}スティングジェットの地上への降下と関連している。^[8]

• David M. Schultz、Philip N. Schumacher (1998 年 12 月 14 日)。「条件付き対称不安定性の利用と誤用」。国立暴風雨研究所。2019年8 月 23 日閲覧。
• 「斜め対流」。COMET コース。UCAR。2019年8 月 23 日取得。ログインが必要なインタラクティブ コース