対流圏

対流圏は地球の大気の最下層です。惑星の大気の総質量の 80% 、水蒸気とエアロゾルの総質量の 99% が対流圏に含まれ、ほとんどの気象現象が発生する場所です。^[1]地球の惑星表面から、対流圏の平均高度は、熱帯では 18 km (11 mi; 59,000 フィート)、中緯度では 17 km (11 mi; 56,000 フィート) 、冬季の極地の高緯度では 6 km (3.7 mi; 20,000 フィート)です。したがって、対流圏の平均高度は 13 km (8.1 mi; 43,000 フィート) です。

対流圏という用語は、ギリシャ語の tropos （回転）とsphaira（球）に由来し、回転乱流が空気の層を混ぜ合わせ、それによって対流圏の構造と現象を決定することを示しています。^[2]対流圏と惑星の表面との回転摩擦は空気の流れに影響を与え、高さが数百メートルから最大2 km（1.2マイル、6,600フィート）まで変化する惑星境界層（PBL）を形成します。 PBLの測定値は、緯度、地形、気象測定が行われる時刻によって異なります。 対流圏の上部には対流圏界面があり、これは対流圏と成層圏を区別する機能的な大気の境界です。 そのため、対流圏界面は高度とともに気温が上昇する逆転層であるため、対流圏界面の温度は一定のままです。 ^[2]この層は窒素の濃度が最も高い層です。

地球の大気には、他のガスの他に、水蒸気と二酸化炭素が含まれており、雨水に炭酸ガスが生成されるため、雨水の自然な pH はおよそ 5.0 ～ 5.5 (弱酸性) になります。(淡水、甘い水、飲料水、河川水など、新鮮な雨として降った大気中の水蒸気以外の水は、通常、物理的環境の影響を受け、この pH 範囲にならない場合があります。) 大気中の水蒸気には、浮遊ガス (質量ではなく)、N _{2として 78.08% の}窒素、 O ₂として20.95% の酸素、0.93%のアルゴン、微量ガス、および可変量の凝縮水 (飽和水蒸気から) が含まれています。加圧された発生源から大気中に放出された二酸化炭素は、炭酸水蒸気と結合し、瞬間的に大気の pH を無視できる程度に低下させます。動物の呼吸により、平衡状態から外れた炭酸ガスと低レベルの他のイオンが放出されます。化学反応ではない炭化水素の燃焼により、飽和物、凝縮物、蒸気またはガス（目に見えない蒸気）として炭酸水が大気中に放出されます。燃焼により、微粒子（炭素/すすおよび灰）および亜硝酸塩および亜硫酸塩を形成する分子が放出される可能性があり、これにより大気中の水の pH がわずかに低下するか、高度に工業化された地域では有害に低下し、大気汚染として分類され、自然の pH 5.56 よりも低い pH 値である酸性雨現象を引き起こす可能性があります。大気中の蒸気中に放出される燃焼副産物の悪影響は、スクラバー タワーやその他の物理的手段を使用して除去でき、捕捉された汚染物質は貴重な副産物に処理できます。大気中の水蒸気の発生源は、水域（海洋、湖、川、沼地）と惑星表面の植物であり、それぞれ蒸発と蒸散のプロセスを通じて対流圏を湿らせ、気象現象の発生に影響を与えます。水蒸気の最大の割合は、地球の表面に最も近い大気にあります。対流圏の温度は、対流圏と成層圏を区切る大気の境界である対流圏界面に発生する逆転層によって、高高度で低下します。高度が高いほど、気温が低いため、飽和蒸気圧、つまり対流圏上部の大気中の水蒸気の量が減少します。

最大気圧（大気の重さ）は海面で、高高度では減少します。これは、大気が静水圧平衡状態にあるためです。静水圧は、惑星表面の特定の地点の上にある空気の重さに等しくなります。気圧の低下と高高度の関係は、次の静水圧方程式によって、流体の密度と等しくすることができます。

${\displaystyle {\frac {dP}{dz}}=-\rho g_{n}=-{\frac {mPg_{n}}{RT}}}$

どこ：

• g _{n は}標準重力である
• ρは密度である

• zは高度です
• Pは圧力
• Rは気体定数である
• Tは熱力学的（絶対）温度である
• mはモル質量^[3]

地球の表面は、潜熱、熱放射、顕熱によって対流圏を加熱します。対流圏のガス層は、地理的な極では密度が低く、赤道では密度が高くなります。赤道では、熱帯対流圏の平均高度は 13 km で、地理的な極における極対流圏の平均高度 6.0 km よりも約 7.0 km 高くなっています。そのため、熱帯の緯度では、対流圏の過剰な加熱と垂直方向の膨張が発生します。中緯度では、対流圏の温度は、海面での平均気温 15 °C (59 °F) から、対流圏界面の約 -55 °C (-67 °F) まで低下します。赤道では、対流圏の温度は海面での平均気温20℃（68℉）から対流圏界面での約−70〜−75℃（−94〜−103℉）まで低下します。地理的な極、北極、南極地域では、対流圏の温度は海面での平均気温0℃（32℉）から対流圏界面での約−45℃（−49℉）まで低下します。^[4]

高度が上昇するにつれて対流圏の温度は低下し、気温の低下率は環境減率 ( ) で測定されます。これは、惑星表面の温度と対流圏界面の温度の差を高度で割った数値です。機能的には、ELR 方程式は惑星の大気が静的であり、垂直大気対流や乱流を生じさせる風 によって空気の層が混合されないことを前提としています。${\displaystyle -dT/dz}$

温度差は、惑星表面が太陽からのエネルギーのほとんどを吸収し、それが外向きに放射されて対流圏 (地球の大気の最初の層) を加熱する一方で、表面熱が上層大気に放射されると、その層の大気が冷却されることから生じます。ELR 方程式では、大気は静止しているものの、加熱された空気は浮力を得て膨張し、上昇すると仮定しています。乾燥断熱減率 (DALR) は、大気中で上昇する乾燥空気の膨張の影響を考慮し、湿潤断熱減率 (WALR) には、環境減率に対する水蒸気の凝縮率の影響が含まれます。

空気塊は、高高度では大気圧が低いため上昇して膨張する。空気塊の膨張により周囲の空気が外側に押し出され、空気塊から大気へエネルギー（仕事）が伝達される。熱を介して空気塊にエネルギーを伝達することは、環境とのエネルギー交換が遅く非効率的であり、断熱過程（熱を介したエネルギー伝達がない）である。上昇する空気塊は周囲の大気に作用しながらエネルギーを失うため、熱損失を補うために大気から空気塊へ熱エネルギーが伝達されることはない。空気塊は高度が上がるにつれてエネルギーを失い、それが空気塊の温度低下として現れる。同様に、圧縮されて惑星の表面に沈んでいく冷たい空気塊内では逆のプロセスが発生する。^[2]

空気塊の圧縮と膨張は可逆的な現象であり、エネルギーは空気塊に出入りしません。大気の圧縮と膨張は等エントロピー過程( ) として測定され、空気塊が大気中で上昇または下降してもエントロピーの変化は発生しません。交換される熱 ( ) はエントロピーの変化(による) に関連しているため、混合大気の高度の関数としての気温を表す式は次のようになります。ここで、Sはエントロピーです。等エントロピー方程式は、大気のエントロピーは高度によって変化しないことを示しています。断熱減率は、このような条件下で高度とともに温度が下がる割合を測定します。 ${\displaystyle dS=0}$${\displaystyle dQ=0}$${\displaystyle dS}$${\displaystyle dQ=TdS}$${\displaystyle {\frac {\,dS\,}{dz}}=0}$

空気に水蒸気が含まれている場合、空気を冷却すると水が凝縮し、空気は理想気体として機能しなくなります。空気が飽和蒸気圧にある場合、高度とともに温度が下がる割合は飽和断熱減率と呼ばれます。高度とともに温度が下がる実際の割合は環境減率です。対流圏では、平均環境減率は高度が 1.0 km (1,000 m) 上昇するごとに約 6.5 °C 低下します。^[2] 乾燥空気、つまりほぼ理想気体の場合、断熱方程式は次のようになります。ここで は空気の熱容量比( 7 ⁄ 5 )です。気圧に関する方程式を組み合わせると、乾燥断熱減率が得られます。[ 5 ^{] [6]}${\displaystyle p(z){\Bigl [}T(z){\Bigr ]}^{-{\frac {\gamma }{\,\gamma \,-\,1\,}}}={\text{定数}}}$${\displaystyle \gamma}$${\displaystyle \gamma \approx \,}$${\displaystyle {\frac {\,dT\,}{dz}}=-{\frac {\;mg\;}{R}}{\frac {\;\gamma \,-\,1\;}{\gamma }}=-9.8^{\circ }\mathrm {C/km} }$

環境減率（）は高度とともに温度が下がるが、通常は断熱減率（）とは等しくない。上空の空気が断熱減率（）で予測されるよりも暖かい場合、上昇して膨張する空気塊は周囲の空気よりも低い温度で新しい高度に到達する。その場合、空気塊は周囲の空気よりも密度が高くなるため、持ち上げられることなく安定した気団として元の高度に戻る。上空の空気が断熱減率で予測されるよりも冷たい場合、空気塊が新しい高度に上昇すると、空気塊は周囲の空気よりも温度が高く密度が低くなり、加速して上昇し続ける。^{[2] [3]}${\displaystyle dT/dz}$${\displaystyle dS/dz\neq 0}$${\displaystyle dS/dz>0}$

対流圏界面は、対流圏と成層圏の間の大気境界層であり、対流圏と成層圏の高度の上昇に伴う温度変化を測定することによって位置が特定されます。対流圏では、空気の温度は高度が高くなると低下しますが、成層圏では、空気の温度は最初は一定で、高度とともに上昇します。成層圏高度での空気温度の上昇は、地球が太陽から受ける紫外線 (UV) 放射をオゾン層が吸収して保持することによって生じます。 ^[7]大気の最も冷たい層で、温度減率が正 (対流圏) から負 (成層圏) に変化するところで、対流圏界面は、対流圏と成層圏の間で空気層の限られた混合が発生する逆転層として位置付けられ、識別されます。 ^[2]

大気の一般的な流れは西から東ですが、北から南への流れ、または南から北への流れのいずれかの極性流によって中断されることがあります。気象学では、これを帯状流および子午線流と呼びます。これらの用語は、総観規模で大気の局所的な領域を説明するために使用されます。3 セル モデルは、地球の惑星大気の帯状流と子午線流をより完全に説明します。

地球の大気の 3 セル モデルは、熱帯緯度のハドレー セル、中緯度のフェレル セル、極セルを使用して実際の大気の流れを記述し、惑星の大気のエネルギーの流れと循環を記述します。バランスはモデルの基本原理です。つまり、地球が 1 年間に吸収する太陽エネルギーは、宇宙に放射 (損失) されるエネルギーに等しいということです。地球のエネルギー バランスは、太陽の軌道内での地球の軸の傾斜の結果として、3 つの大気セルのそれぞれに当たる太陽光の強度が異なるため、各緯度に均等に適用されません。結果として生じる大気循環により、熱帯の暖かい空気が地理的な極に運ばれ、極の冷たい空気が熱帯地方に運ばれます。3 つのセルの影響は、地球の惑星の大気の熱と水分の平衡に向かう傾向です。^[8]

帯状流とは、地球の緯度線に沿って西から東に向かう一般的な流れのパターンを意味し、流れの中に弱い短波が埋め込まれている気象用語です。 ^[9]「帯状」という言葉の使用は、流れが地球の緯度の「帯状」に沿っていることを指します。このパターンは曲がって子午線流になることがあります。

帯状流が屈曲すると、大気はより経度方向（または子午線方向）に流れるため、「子午線流」という用語が生まれます。子午線流のパターンは、低気圧の谷と高気圧の尾根が強く増幅され、一般的なパターンでは西から東への流れよりも南北への流れが多くなります。^[10]

• ジェット気流
• 貿易風

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• 「大気の層」。米国国立気象局。2017 年 5 月 13 日のオリジナルからアーカイブ。
• 大気中の化学反応