大気循環

ジョージ・ハドレーが説明した大気循環パターンは、貿易風を説明しようとする試みでした。ハドレー循環は、赤道から始まる閉じた循環ループです。そこで、湿った空気は地表で暖められ、密度が低下して上昇します。赤道の反対側で上昇する同様の気団が、上昇する気団を極方向へ移動させます。上昇する空気は、赤道付近に低気圧帯を作り出します。空気が極方向へ移動するにつれて、冷えて密度が高くなり、北緯30度付近で下降し、高気圧帯を作り出します。下降した空気は地表に沿って赤道に向かって移動し、赤道帯から上昇した空気と入れ替わり、ハドレー循環のループが閉じます。^{[ 3 ]}

対流圏上層部における極方向への空気の流れは、コリオリの力によって東に偏向する。一方、地表付近では、対流圏下層部における赤道方向への空気の流れは西に偏向し、東からの風を生み出す。ハドレー循環域の地表付近で西へ（東から、東風として）吹く風は、貿易風と呼ばれる。

ハドレー循環は赤道付近に位置するとされていますが、太陽による地表の加熱の結果、6月と7月には北へ、12月と1月には南へと移動します。最も加熱が進む領域は「熱赤道」と呼ばれます。南半球の夏は12月から3月であるため、熱赤道がより南の高緯度地域へ移動するのはこの時期です。

ハドレー系は、熱的に直接循環する例を示している。熱機関とみなされるハドレー系の出力は、200テラワットと推定されている。^{[ 4 ]}

極循環は、強い対流駆動力を持つ単純なシステムです。赤道付近の空気に比べて冷たく乾燥していますが、北緯60度付近の空気塊は対流を起こして熱ループを駆動するのに十分な暖かさと湿り気を持っています。北緯60度では、空気は対流圏界面（ この緯度では約8km）まで上昇し、極に向かって移動します。その際、上層の空気塊は東に偏向します。空気が極域に到達すると、宇宙への放射によって冷却され、下層の空気よりもかなり密度が高くなります。空気は下降し、冷たく乾燥した高気圧域を形成します。極の地表レベルでは、空気塊は極から北緯60度に向かって移動し、そこで上昇した空気と入れ替わり、極循環セルが完成します。地表の空気が赤道に向かって移動すると、コリオリ効果の結果として、再び西に偏向します。地表付近の気流は極東風と呼ばれ、北極付近では北東から南西へ、南極付近では南東から北西へと流れる。

セルから流出する気塊は、ロスビー波と呼ばれる調和波を大気中に発生させる。これらの超長波は、対流圏界面とフェレルセルの間の遷移帯を流れる極ジェット気流の経路を決定する。極セルはヒートシンクとして機能し、豊富な熱を赤道から極域へと移動させる。

南極大陸の極循環、地形、カタバ風は、地表で非常に寒い状況を作り出すことがあり、例えば、地球上で記録された最低気温は、 1983年に南極のボストーク基地で測定された-89.2  ℃です。 ^{[ 5 ] [ 6 ] [ 7 ]}

北緯60度で上昇する空気の一部は、高高度で極に向かって分岐し、極循環を形成します。残りは赤道に向かって移動し、北緯30度でハドレー循環の高層空気と衝突します。そこで下降し、その下の高気圧リッジを強化します。フェレル循環を駆動するエネルギーの大部分は、両側を循環する極循環とハドレー循環によって供給され、フェレル循環の空気を引きずります。^{[ 8 ]}ウィリアム・フェレル（1817～1891） によって理論化されたフェレル循環は、したがって、その存在が両側のハドレー循環と極循環に依存する二次循環の特徴です。それは、ハドレー循環と極循環によって生成される渦と考えることができます。

北緯30度で下降するフェレル循環の空気は、地表付近で極方向へ戻り、その際に東へ偏向する。フェレル循環の上層大気では、赤道方向へ移動する空気は西へ偏向する。ハドレー循環や極循環の場合と同様に、これらの偏向は角運動量保存の法則によって引き起こされる。その結果、東風貿易風がハドレー循環の下方に位置するのと同様に、偏西風はフェレル循環の下方に位置する。

フェレル循環は、強い熱源も強い熱吸収源もないため弱く、内部の気流と気温は変動しやすい。このため、中緯度地域は「混合帯」と呼ばれることもある。 ハドレー循環と極循環は真の閉ループであるが、フェレル循環はそうではなく、その違いは偏西​​風、より正式には「卓越偏西風」と呼ばれる風に表れる。東風貿易風と極東風は、その親循環が十分に強く、巨大な地形や高気圧帯といった障害物が少ないため、優勢となるものが何もない。しかし、フェレル循環の弱い偏西風は乱されることがある。局地的な寒冷前線の通過によって、風向きは数分で変化する可能性があり、実際によく起こる。その結果、地表付近では風向が急激に変化することがある。しかし、地形による乱れが少ない地表付近の風は、基本的に西風である。緯度60度の低気圧帯が赤道に向かって移動したり、緯度30度の高気圧帯が極に向かって移動したりすると、フェレル循環の偏西風が加速する。強い高気圧が極に向かって移動すると、数日間偏西風が続く可能性がある。

フェレルシステムは、成績係数12.1のヒートポンプとして機能し、ハドレーシステムと極システムから運動エネルギーを約275テラワットの割合で消費します。^{[ 4 ]}

ハドレー循環と極循環は、熱的に直接的であるという点で類似しています。つまり、地表温度の直接的な結果として存在します。これらの循環の熱特性が、その領域の天候を左右します。ハドレー循環が輸送する膨大な量のエネルギーと、極循環に含まれるヒートシンクの深さにより、一時的な気象現象はシステム全体にほとんど影響を与えないだけでなく、異常な状況を除いては発生しません。中緯度地域に住む人々にとって日常の一部となっている、フェレル循環の下の緯度30度から60度の間の高気圧と低気圧の絶え間ない連鎖は、北緯60度以北と30度以南では見られません。この規則にはいくつかの注目すべき例外があります。ヨーロッパでは、不安定な天候は少なくとも北緯70度まで広がっています。

太平洋循環は非常に重要であるため、20世紀初頭にインドの英国天文台の所長を務めたギルバート・ウォーカー卿にちなんでウォーカー循環と名付けられました。ウォーカー卿は、インドのモンスーン風が弱まる時期を予測する方法を模索していました。彼はその目的を達成することはできませんでしたが、その研究を通して、インド洋の周期的な気圧変動と東太平洋と西太平洋の気圧変動との関連性を発見し、それを「南方振動」と名付けました。

ウォーカー循環における空気の動きは、両側のループに影響を与える。通常であれば、天候は予想通りに推移する。しかし、数年に一度、冬が異常に暖かかったり寒かったり、ハリケーンの発生頻度が増減したりすることがあり、そのパターンが一定期間続く。

ウォーカー循環は、この現象とエルニーニョ現象において重要な役割を果たしています。何らかの理由で西太平洋の対流活動が減速すると（その理由は現在不明）、西太平洋に隣接する地域の気候に影響が出ます。まず、上層の西風が弱まります。これにより、通常南緯約30度で下降する冷たい空気の戻り源が遮断され、地表の東風として戻ってくる空気がなくなります。その結果、2つの影響が生じます。東太平洋に西から暖かい水が流れ込むことがなくなります（過去の東風によって「積み上げられていた」水が、もはやそれを東太平洋の地域に押し込む地表の風がなくなるためです）。これと南方振動の対応する影響により、北米、南米、オーストラリア、および南東アフリカで長期にわたる季節外れの気温と降水パターンが発生し、海流が乱れます。

一方、大西洋では、通常ウォーカー循環によって遮断され、そのような強度に達することができないハドレー循環の上層部の高速西風が形成される。これらの風は発生初期のハリケーンの頂部を乱し、完全な強度に達することができるハリケーンの数を大幅に減少させる。^{[ 13 ]}