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対流の自己凝集は、外部からの強制なしに理想的な均質条件下で発生する大気 現象である。 [2]散在する対流を伴う非組織化大気は、非常に乾燥した雲のない領域と、大雨と雷雨のある領域のある状態に自発的に遷移する。[3]凝集状態は、15〜100日後にシミュレーションで現れ、長さのスケールは数千キロメートルである。[4] [2]強制対流組織化とは対照的に、自己凝集は対流自体からの正のフィードバックによって引き起こされる。 [2]既知のフィードバックは、放射、雲の巻き込み、冷水、波または表面フラックスから生じる。[4] [5]これらのフィードバックは、既存の雲の近くでの雲の形成を促進し、雲から離れた場所での雲の形成を妨げます。[5]対流の自己凝集は、平均熱力学的特性の変化を通じて、熱帯低気圧の形成、[6]降雨強度、[7]および放射予算に影響を及ぼします。[4]自然界では対流による自己凝集を強制凝集から分離することは難しいため、主に数値シミュレーションで研究されています。[5]
スケール
モデルシミュレーションでは、対流の自己凝集は、使用されるモデル、ドメインサイズ、グリッド間隔、表面条件（海面温度（SST）など）、および関連メカニズムの抑制（雨の蒸発など）に応じて、15〜100日後に発生します。[4]凝集クラスターの水平スケールは、ドメインサイズによって制約されます。[4]ドメインサイズが5,000 km未満の場合、1つのクラスターが形成され、ドメイン全体の約25 %を占めます。[2]ドメインサイズが大きい場合、複数のクラスターが形成されることがあります。[2]回転シミュレーションの対流クラスターの場合、ロスビー変形半径は関連する長さスケールです。[4]
メカニズム
放射フィードバック
対流圏の乾燥地域は、長波放射の放出により、湿潤地域に比べて効率的に冷却されます。 [2]この放射冷却の強化により、乾燥空気が沈降します。 [2]沈降する乾燥空気は湿潤地域の空気よりも浮力が低いため、乾燥地域で新しい対流が形成されにくくなります。[5]さらに、沈降する乾燥地域と対流する湿潤地域は、低レベルの循環を促進し、地表近くの湿潤静的エネルギーを乾燥地域から湿潤地域に輸送します。[2]この循環により湿潤静的エネルギー勾配が強化され、湿潤地域はより湿潤になり、乾燥地域はより乾燥します。[2]自己凝集の速度は、低レベルの循環の強さに依存します。[8]放射フィードバックは、非回転シミュレーションでの対流自己凝集の開始に必要です。[4]
クラウドエントレインメントフィードバック
乱流エントレインメントは、雲内の飽和空気を雲の外側の不飽和空気と交換します。[2]この効果により、対流上昇気流が弱まります。これは、外側の空気が対流上昇気流内の空気よりも乾燥しているため、浮力が低いためです。[2]対流が他の対流の近くにある場合、周囲の空気はより湿っている傾向があり、雲エントレインメントフィードバックの効率が低下します。[5] [2]
冷水プールのフィードバック
冷水プールは、既存の対流の近くで新しい対流を誘発することで対流の自己凝集を助けます。例えば、冷水プールが表面に沿って広がる際に突風前線で周囲の空気が機械的に持ち上げられるなどです。[2] [5]しかし、冷水プールは自己凝集が起こる最小のドメインサイズの閾値を規定するため、自己凝集を防ぐことも示されています。[9]冷水プールがなければ、すべてのドメインサイズで自己凝集が起こります。[9]
波のフィードバック
対流は対流セルから離れて伝播する内部重力波を引き起こします。[5]内部重力波は定在波パターンを形成します。[10]重力波のピークは異常に高いジオポテンシャルによって特徴付けられ、古い対流の近くで新しい対流を促進します。[10]
表面フラックスフィードバック
対流地域では表面風が強くなり、表面フラックスが増加します。 [4]表面フラックスが強くなると、より多くの対流が誘発されます。[4]表面フラックスフィードバックは、自己凝集の開始と初期発達に役割を果たします。凝集状態が確立されると、海面と上空の空気の間の水分不均衡が非対流地域でより強くなるため、表面フラックスは凝集に逆らって働きます。[2]回転凝集の場合、表面フラックスフィードバックは最初から最後まで正のままです。[6] SST は表面フラックスに影響しますが、自己凝集への影響についてはまだ議論されています。[2]
意味合い
熱帯低気圧は、メソ規模の自己集合クラスターから発生することがあります。[6]しかし、熱帯低気圧は自然界では通常、既存の擾乱から形成され、自己集合につながるフィードバックは従属的な役割を果たします。[6]集合した対流は、環境からの不飽和空気の巻き込みが少なくなり、雨の再蒸発が減少するため、局所的に降雨量が増加します。[11] [7]対流が集合し、高層雲の割合が減少すると、自由対流圏は領域平均で大幅に乾燥して温まります。[4]特に晴天の乾燥は、大気上端での外向き長波放射（OLR）を増加させます。[7]
観察証拠
対流による自己凝集は、自然界ではゆっくりと発達するため、大規模な変動によって希釈されるため、通常は理想化されたシミュレーションで研究される。自己凝集は強制凝集（例えば、SST勾配による）から分離することも難しい。[2]それにもかかわらず、衛星観測では、自由対流圏の湿度の全体的な減少、対流域の表面フラックスの増加、凝集度の増加に伴うOLRの上昇が示されており、これは理想化されたシミュレーションと一致している。[7]
参考文献
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