気温減率

気温減率（きおんげんりつ）

気温減率とは、高度の増加に伴って大気の気温が低くなる割合を示す物理量です。この現象は気温逓減率（きおんていげんりつ）とも呼ばれます。ここでいう「減率」という言葉は、「下がる割合」を意味しており、単純な「変化率」（高度あたりの気温の変化量）とは符号が逆になることに注意が必要です。この概念は地球大気で最もよく用いられますが、重力によってガスが支えられている他の天体の気体層にも適用できる普遍的な考え方です。

気象学の分野では、気温減率には主に二つの異なる意味合いがあります。

1. 上昇する空気塊の温度変化率: 特定の空気塊が高度を上げた際に、その空気塊自体の温度がどれだけ下がるかという割合。
2. 大気の鉛直温度勾配: ある場所、ある時刻において、静止している周囲の大気の気温が、高度方向にどのように分布しているか（つまり、実際の温度が高度と共にどれだけ変化するか）を示す割合。

一般的に「気温減率」と言う場合、後者の「大気の鉛直温度勾配」を指すことが多いですが、文脈によってどちらの意味で使われているのかを理解することが重要です。

数式による定義

気温減率は、高度の変化（$\mathit{dz}$）に対する気温の変化（$\mathit{dT}$）に負号をつけた量として定義されます。数式で表すと以下のようになります。

$\mathit{\gamma} = -\frac{dT}{dz}$

ここで、$\mathit{\gamma}$ は気温減率を表し、単位は気温の単位を高度の単位で割ったもの（例：℃/km）となります。$\mathit{T}$ は気温、$\mathit{z}$ は高度です。

気温減率の種類

前述の二つの意味に対応して、気温減率は主に「環境の気温減率」と「断熱的な気温減率（断熱減率）」に分類されます。

環境の気温減率

環境の気温減率は、ある瞬間、ある場所における、実際に存在する大気の鉛直方向の温度分布を表します。これは、風や乱流など様々な気象現象の影響を受けて常に変動しています。

地球大気の平均的な環境減率として、国際民間航空機関（ICAO）が定める国際標準大気がよく参照されます。これによれば、海面から高度11kmまでは約6.49℃/km（または約1.98℃/1000ft）で気温が低下し、11kmから20kmまでは-56.5℃で一定とされています。しかし、実際の大気ではこの平均値から大きく乖離することが多く、高度が上がるにつれて気温が高くなる「逆転層」のような特殊な状態も存在します。

断熱的な気温減率（断熱減率）

断熱減率は、周囲との間で熱のやり取りを全く行わない（断熱的な変化をする）空気塊が、高度を移動した際にどのように温度を変化させるかを示す割合です。空気の熱伝導率は小さく、特に大きな空気塊では断熱的な変化に近いとみなせます。この断熱減率は、空気塊の状態（乾燥しているか飽和しているか）によってさらに二つに分けられます。

乾燥断熱減率: 乾燥している（湿度が100%未満で未飽和の）空気塊が断熱的に上昇する際に、その温度が下がる割合です。空気塊が上昇すると周囲の気圧が低いため膨張します。この膨張の際に空気塊は周囲に対して仕事をするため、内部エネルギーを失って温度が低下します。熱力学第一法則（ΔQ = ΔW + ΔU）において、断熱変化（ΔQ = 0）では、仕事（ΔW）が内部エネルギーの変化（ΔU）で補われるため、膨張（ΔW>0）は冷却（ΔU<0）をもたらします。乾燥断熱減率は、地球大気においては約9.8℃/1000mというほぼ一定の値をとります。空気塊が下降する際には、圧縮されて温度が上昇します。
湿潤断熱減率: 飽和している空気塊が断熱的に上昇する際に、その温度が下がる割合です。空気塊の気温が露点温度に達して飽和すると、それ以上の冷却によって水蒸気が凝結し始めます。この凝結の際に潜熱が放出されるため、乾燥断熱過程よりも温度の低下が緩やかになります。湿潤断熱減率は、気温によって大きく変化しますが、おおよそ4℃/kmから9℃/kmの範囲にあり、典型的な値は約5℃/kmです。湿潤断熱減率が乾燥断熱減率よりも小さいのは、潜熱の放出によるものです。この潜熱放出は、積乱雲など対流性の雲が発達するための重要なエネルギー源となります。

気象学における重要性

地球大気において気温減率が様々な値をとることは、気象学、特に対流圏の現象を理解する上で非常に重要です。環境の気温減率と断熱減率の関係を調べることで、大気の安定度を判断し、空気塊が上昇して雲を作るか、さらに発達して強い雨や雷をもたらす積乱雲になるかなどを予測することができます。

未飽和の空気塊が強制的に上昇させられると、乾燥断熱減率で温度が下がります。同時に露点温度も高度とともに下がりますが、気温ほどは急激ではありません。気温と露点温度が一致する高度で凝結が始まり、雲の底が形成されます。この高度は持ち上げ凝結高度（LCL）と呼ばれます。また、地表の空気が暖められて浮力で上昇し始める対流凝結高度（CCL）という概念もあり、実際の雲底はLCLとCCLの間に位置することが多いです。地表の気温と露点の差（湿数）を利用すると、LCLを概算することも可能です。

環境の気温減率と断熱減率の比較から、大気は次の三つの安定状態に分類されます。

絶対安定: 環境の気温減率が湿潤断熱減率よりも小さい状態です。この層で上昇した空気塊は、周囲よりも冷たく重くなるため浮力を失って上昇できません。夜間や早朝の地上付近によく見られます。安定した大気では雲は発生しにくい傾向があります。
条件付不安定: 環境の気温減率が湿潤断熱減率と乾燥断熱減率の間にある状態です。未飽和の空気塊に対しては安定ですが、飽和した空気塊に対しては不安定となります。この状態では、空気塊がLCLやCCLまで持ち上げられて雲ができても、必ずしもそれ以上発達するとは限りません。しかし、特定の条件（例えば逆転層を突破するなど）を満たせば、自由対流高度（LFC）を越えて平衡高度（EL）まで急激に上昇することがあります。
絶対不安定: 環境の気温減率が乾燥断熱減率よりも大きい状態です（超断熱減率とも呼ばれます）。この層では、未飽和か飽和かにかかわらず、上昇する空気塊は常に周囲より暖かく軽いため浮力を得て上昇し続けます。晴れた日の午後、地表付近が強く暖められた際によく見られます。絶対不安定な大気では、対流活動が活発になりやすく、積雲や積乱雲が発生して驟雨や雷雨をもたらしやすい状態となります。

気象予報では、ラジオゾンデなどで観測された実際の環境の気温減率を熱力学ダイヤグラム（エマグラム、Skew-T log-Pダイヤグラムなど）にプロットし、空気塊の軌跡と断熱線（乾燥断熱線、湿潤断熱線）を比較することで、大気安定度や雲の発達ポテンシャルを解析します。

湿潤断熱減率と乾燥断熱減率の違いは、山を越えた風が乾燥して高温になるフェーン現象（チヌーク現象）の一因とも説明されます。ただし、日本の北陸地方で見られる典型的なフェーン現象の中には、水の凝結を伴わない、つまり環境の気温減率が乾燥断熱減率より大きいことで生じるケースも多く存在することが研究で明らかになっています。

関連項目

逆転層
大気安定度
断熱過程
* フェーン現象

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