対流可能な位置エネルギー

気象学では、対流有効位置エネルギー（一般にCAPEと略される）^[1]は、雲の形成や嵐につながる上昇気流を支える大気の能力の尺度である。高度とともに急速に冷却される大気中の非常に暖かく湿った空気などの一部の大気条件は、強力で持続的な上昇気流を促進し、積雲や積乱雲（雷雨雲）の形成を刺激する可能性がある。その状況では、上昇気流を引き起こす大気の位置エネルギーは非常に高いため、CAPE（位置エネルギーの尺度）は高く正になる。対照的に、それほど暖かくない空気塊や温度逆転層（特定の高度を超えると温度が上昇する）のある大気中の空気塊などの他の条件では、活発な上昇気流を支える能力が大幅に低下するため、位置エネルギーレベル（CAPE）は大幅に低くなり、雷雨の可能性も大幅に低くなる。

より専門的に言えば、CAPE は、ある一定の空気塊（空気塊と呼ばれる）が大気全体を垂直に上昇する場合に、上向き（正）の浮力がその空気塊に及ぼす仕事の総量です。CAPE が正であれば空気塊は上昇し、CAPE が負であれば空気塊は下降します。CAPE がゼロでない場合は、任意の大気観測における大気の不安定性を示す指標であり、積雲や積乱雲の発達とそれに伴う深刻な気象災害の必要条件となります。

CAPE は、対流圏の条件付き不安定層である自由対流層(FCL) 内に存在し、上昇する空気塊が周囲の空気よりも暖かくなります。CAPE は、空気 1 キログラムあたりのジュール(J/kg) で測定されます。0 J/kg を超える値は不安定性を示し、雷雨や雹が発生する可能性が高くなります。一般的な CAPE は、自由対流レベル(LFC)から平衡レベル(EL) までの空気塊の局所的な浮力を垂直に積分することによって計算されます。 $${\displaystyle \mathrm {CAPE} =\int _{z_{\mathrm {f} }}^{z_{\mathrm {n} }}g\left({\frac {T_{\mathrm {v,parcel} }-T_{\mathrm {v,env} }}{T_{\mathrm {v,env} }}}\right)\,dz}$$

ここで、は自由対流のレベルの高さ、は平衡レベル（中性浮力）の高さ、 は特定の区画の仮想温度、 は環境の仮想温度（温度はケルビン温度スケールでなければならないことに注意）、 は重力による加速度です。この積分は、浮力によって行われた仕事から重力に逆らって行われた仕事を引いたものであり、したがって、運動エネルギーになることができる余剰エネルギーです。 ${\displaystyle z_{\mathrm {f} }}$${\displaystyle z_{\mathrm {n} }}$${\displaystyle T_{\mathrm {v,parcel} }}$${\displaystyle T_{\mathrm {v,env} }}$${\displaystyle g}$

特定の地域の CAPE は、通常は気象観測気球で測定される気温と露点データを使用して、熱力学図または測深図 (例: Skew-T log-P 図)から計算されることが多いです。

CAPE は実質的には正の浮力で、B+または単にBと表されます。これは、 B-と表される対流抑制 (CIN)の反対で、「負の CAPE」と考えることができます。 CIN と同様に、CAPE は通常 J/kg で表されますが、値が等しいため、 m ² /s ²で表すこともできます。 実際、CAPE は正の浮力エネルギー( PBE ) と呼ばれることもあります。 このタイプの CAPE は、上昇する塊と湿潤対流に利用できる最大エネルギーです。 CIN の層が存在する場合、対流境界層塊が自由対流 (LFC) のレベルに達するように、表面加熱または機械的揚力によってその層が侵食される必要があります。

サウンディング図では、CAPE はLFC より上の正の領域、つまり、上昇する区画が環境よりも暖かい、区画の仮想温度線と環境の仮想温度線の間の領域です。仮想温度補正を無視すると、CAPE 値が小さい場合に CAPE の計算値にかなりの相対誤差が生じる可能性があります。^[2] CAPE は LFC より下にも存在する可能性がありますが、CIN の層 (沈下) が存在する場合は、CIN が枯渇するまで深い湿潤対流には利用できません。飽和するまでの機械的上昇がある場合、雲底は上昇凝結レベル(LCL)から始まります。強制がない場合、雲底は対流凝結レベル(CCL)から始まります。ここでは、下からの加熱により、対流温度に達したときに凝結点まで自発的に浮力によって上昇します。 CIN が存在しないか、または克服されると、LCL または CCL の小さな積雲であった飽和した塊はLFC まで上昇し、その後、平衡レベルの安定層に達するまで自発的に上昇します。その結果、深い湿潤対流 (DMC)、つまり単に雷雨が発生します。

粒子が不安定な場合、その粒子は安定層に到達するまで、上下どちらの力を受けるかに応じて垂直方向に移動し続けます（運動量、重力、その他の力によって粒子が移動し続ける場合もあります）。CAPE には複数の種類があり、下降気流 CAPE ( DCAPE ) は雨と蒸発冷却された下降気流の潜在的な強さを推定します。その他の種類の CAPE は、考慮する深さによって異なります。その他の例としては、表面ベース CAPE ( SBCAPE )、混合層または平均層 CAPE ( MLCAPE )、最も不安定または最大使用可能 CAPE ( MUCAPE )、および正規化 CAPE ( NCAPE ) があります。^[3]

このような雰囲気の中で上方または下方に移動した流体要素は、周囲との圧力平衡を維持するために 断熱的に膨張または圧縮され、その結果、密度が増減します。

断熱による密度の減少または増加が周囲の（移動していない）媒体の密度の減少または増加よりも小さい場合、変位した流体要素は下向きまたは上向きの圧力を受け、元の位置に戻そうとします。したがって、最初の変位に対する反作用力が発生します。このような状態は対流安定性と呼ばれます。

一方、断熱密度の減少または増加が周囲の流体よりも大きい場合、上向きまたは下向きの変位は周囲の流体によって同じ方向に及ぼされる追加の力によって満たされます。このような状況では、初期状態からの小さな偏差が増幅されます。この状態は対流不安定性と呼ばれます。^[4]

対流不安定性は、空気の既存の動きには依存しないため、静的不安定性とも呼ばれます。これは、空気の動きとそれに伴う動的揚力などの効果に依存する動的不安定性とは対照的です。

雷雨は、気塊が垂直に持ち上げられることで発生します。深く湿った対流では、気塊が LFC まで持ち上げられ、そこから自然に上昇して非正浮力の層に達します。大気は、混合がある対流圏の表面および下層(惑星境界層 (PBL) ) では暖かいですが、高度とともに大幅に冷えます。大気の温度プロファイル、つまり温度の変化、高度とともに冷える度合いが、減率です。上昇する気塊が周囲の大気よりもゆっくり冷える場合、その気塊は暖かく密度が低いままです。気塊は、それ自身よりも密度が低い (暖かい) 空気の領域に達するまで、大気中を自由に (対流によって、機械的な揚力なしに) 上昇し続けます。

正の浮力領域の量と形状は上昇気流の速度を調節するため、極端な CAPE は爆発的な雷雨の発達につながる可能性があります。このような急速な発達は通常、キャッピング逆転層によって蓄えられた CAPE が加熱または機械的揚力によって「蓋」が破られ、放出されたときに発生します。CAPE の量はまた、低層の渦度が上昇気流に引き込まれて引き伸ばされる方法も調節し、竜巻の発生に重要です。竜巻にとって最も重要な CAPE は、大気圏の最下層 1 ～ 3 km (0.6 ～ 1.9 マイル) 内にありますが、深層 CAPE と中層の CAPE の幅はスーパーセルにとって重要です。 竜巻の発生は、 CAPE が高い環境で発生する傾向があります。非常に大きな雹を生成するには、上昇気流の強さのために大きな CAPE が必要ですが、回転する上昇気流は CAPE が少ないほど強くなる場合があります。大きな CAPE は雷活動も促進します。^[5]

悪天候が顕著だった 2 日間は、CAPE 値が 5 kJ/kg を超えました。1999年 5 月 3 日、オクラホマ州で竜巻が発生した 2 時間前、オクラホマ シティで観測された CAPE 値は 5.89 kJ/kg でした。数時間後、F5竜巻が市の南郊外を襲いました。また、2007 年 5 月 4 日には、CAPE 値が 5.5 kJ/kg に達し、EF5 竜巻がカンザス州グリーンズバーグを襲いました。これらの日には、竜巻が発生しやすい状況にあり、CAPE が重要な要素ではなかったことは明らかでした。しかし、極端な CAPE は上昇気流 (および下降気流) を調整することで、1990 年 8 月 28 日にイリノイ州プレインフィールドを、1997 年 5 月 27 日にテキサス州ジャレルを襲った致命的な F5 竜巻など、大型竜巻が発生しやすいとはすぐにはわからない日でも例外的な事象が発生する可能性があります。CAPE は、プレインフィールドの嵐の環境では 8 kJ/kg を超えると推定され、ジャレルの嵐では約 7 kJ/kg でした。

CAPE 値が低い地域では、悪天候や竜巻が発生する可能性があります。2004年 4 月 20 日にイリノイ州とインディアナ州で発生した突発的な悪天候は、その良い例です。この場合、全体的な CAPE は弱かったものの、対流圏の最下層では CAPE が強く、ミニスーパーセルの発生により、大型で長距離にわたる強力な竜巻が発生したことが重要です。^[6]

対流不安定性のよい例は、私たちの大気圏に見ることができます。乾燥した中層の空気が下層対流圏の非常に暖かく湿った空気の上に引き寄せられると、湿潤境界層と中層の空気が出会う領域でハイドロラプス（高度とともに露点温度が急速に低下する領域）が発生します。日中の加熱により湿潤境界層内の混合が増加すると、湿った空気の一部がその上の乾燥した中層の空気と相互作用し始めます。熱力学的プロセスにより、乾燥した中層の空気がゆっくりと飽和すると、その温度が下がり始め、断熱減率が上昇します。特定の条件下では、減率が短時間で大幅に増加し、対流が発生する可能性があります。高い対流不安定性は、境界層に閉じ込められた湿った空気が最終的に断熱減率に比べて非常に負の浮力になり、急速に上昇する湿った空気の泡として逃げ出し、積雲または積乱雲の発達を引き起こすため、激しい雷雨や竜巻を引き起こす可能性があります。

気象学で使用されるほとんどのパラメータと同様に、CAPEにも留意すべき点がいくつかあります。その1つは、CAPEが物理的に何を表すのか、そしてCAPEはどのような場合に使用できるのかということです。CAPEを決定するためのより一般的な方法が崩れ始める可能性がある1つの例は、熱帯低気圧、熱帯暴風雨、ハリケーンなどの熱帯低気圧（TC）の存在です。^{[7] [8]}

CAPE を決定するより一般的な方法は、熱帯低気圧の近くではうまくいかないことがあります。これは、CAPE では、凝縮中に液体の水が瞬時に失われると想定しているためです。したがって、このプロセスは断熱降下時に不可逆になります。このプロセスは熱帯低気圧では現実的ではありません。熱帯低気圧に対してプロセスをより現実的にするには、可逆 CAPE (略して RCAPE) を使用します。RCAPE は、CAPE の標準的な慣例とは正反対の極端なことを想定しており、プロセス中に液体の水が失われることはありません。この新しいプロセスにより、水負荷に関連する 区画の密度が大きくなります。

RCAPE は CAPE と同じ式を使用して計算されますが、式の違いは仮想温度にあります。この新しい定式化では、区画飽和混合比(液体の水の凝縮と消失につながる) を区画水分含有量に置き換えます。このわずかな変更により、積分によって得られる値が大幅に変わる可能性があります。

RCAPE にはいくつかの制限があります。その 1 つは、RCAPE は TC 内での使用では蒸発が一定に保たれないと想定していますが、それ以外の場所では控えめに使用する必要があることです。

CAPE と RCAPE のもう 1 つの制限は、現在、両方のシステムでエントレインメントが考慮されていないことです。

• 大気熱力学
• 上昇したインデックス
• 最大潜在強度

• バリー、RG、コーリー、RJ大気、天気、気候（第7版）ラウトレッジ 1998年 p. 80-81 ISBN 0-415-16020-0 

• 現在の世界のCAPEの地図