M36．大気安定度（要点）

	著者：近藤純正

	大気が安定か、不安定な状態かによって地表面に近い大気
	（大気境界層）中での風の吹き方、顕熱や水蒸気あるいは
	汚染物質の運ばれ方が大きく異なる。ここでは安定度の定
	義のしかたなど、基本的なことがらについて説明する。
	（完成：2008年１月13日）

	目次
	１．安定度のいろいろ
	２．静力学安定度
	３．気層全体から判断する安定・不安定
	４．リチャードソン数
	５．安定度と風の特徴
	Q&A
	参考書

１．安定度のいろいろ

空気塊を鉛直方向に持ち上げたとき、周囲との温度差（正確には水蒸気が軽いことを考慮する仮温度の差）によって浮力が上向き（下向き）に働くとき不安定（安定）という。これは局所的な”静力学安定度”である。

気層全体の仮温度鉛直分布から、気塊の変位が継続するかどうかを判定して決める安定度があり、これは”非局所的な安定・不安定”である。

そのほか、安定度を量的に表す”リチャードソン数”などもある。一般に、リチャードソン数 Ri は高度によって変化し、Ri > 0.2 になると、乱れ（乱流）は少なくなり、間欠的に途絶えるようになる。このような状態では大気拡散も弱く、汚染物質が滞留する。

２．静力学安定度

安定度について図36.1 によって説明しよう。左側の図中に示した10℃の空気塊を移動させれば、移動させた方向と同じ方向に力が働き、空気塊はますます変位してしまう。これが不安定である。したがって、不安定なときは、上下の混合が盛んになる。

気塊の移動と安定・不安定

図36.1 空気塊を上昇・下降させた場合に作用する力。（左）不安定の例、（右）安定の例。（「身近な気象」の「M11.入門2：境界層の日変化」の図11.11 に同じ）（身近な気象の科学、図14.2、より転載）。

いっぽう、右側の図中に示した10℃の空気塊を変位させれば元の方向に戻そうとする力が働く。これが安定な場合で、このときは上下の混合は弱くなる。

安定と不安定の中間のときを中立状態という。

図36.2は安定、中立、不安定状態について描いた、気温と温位の鉛直分布である。温位とは、大気は上空ほど気圧が低く、空気塊を断熱的に持ち上げると100ｍにつき１℃（正確には0.976℃）の割合で温度が下がることを考慮したものである（「身近な気象の科学」p.133）。

気塊の移動と安定・不安定

図36.2 気温と温位の比較。（左）気温分布の例、（右）温位分布の例。（「身近な気象」の「M11.入門2：境界層の日変化」の図11.11に同じ）（身近な気象の科学、図14.3、より転載）。

安定、あるいは不安定な状態とは、具体的にどういうときかを見てみよう。図36.3 は陸面上における地表面温度と気温の日変化の例である。

図36.3　安定・不安定の時間の説明図（（「身近な気象」の「M11.入門2：境界層の日変化」の図11.14に同じ；「研究の指針」の「基礎１：地表近くの風」の図1.7に同じ）。

一般に、陸面の地表面温度の日変化の振幅は気温のそれに比べて大きい。地表面温度が気温より高温のときが不安定であり、逆のときが安定である。図36.3 の例の場合、７時～１８時過ぎまでの日中が不安定となっている。

図36.3は地表面温度と気温の日変化の一例である。気温と地表面温度の差や変化パターンは風速、地面の湿り、放射量に依存する。地表面が湿っていれば、蒸発が盛んなため相対的に地表面温度は低くなり、日中の不安定な状態の時間は短くなる。

３．気層全体から判断する安定・不安定

仮温度：　水蒸気(H_２O)は空気（おもに窒素と酸素）よりも軽い。そのため同じ温度で上下に重なっていても、水蒸気を多く含む空気が少ない空気よりも軽く、水蒸気を多く含む空気が上昇することになる。このことを考慮した温度を”仮温度”と呼び次式で表す（「水環境の気象学」p.25～p.28）。

　仮温度＝（１＋0.608×比湿）×温度
　比湿＝（0.622×水蒸気圧）÷（大気圧－0.378×水蒸気圧）

仮温度は温度より、通常１～２℃ほど高温である。

図36.4は現実的な場合について、気温（正確には仮温度：横軸）と高度（縦軸）との関係を表している。地表面温度が著しく高い場合、大気境界層の中では、図の折れ線 ABCE で描かれるように、地上 A にある高温の空気塊は周囲と混合しなければ、D の高度まで自然に上昇することができる。

全層の仮温度鉛直分布と安定度

図36.4 全層の仮温度鉛直分布から大気の安定度を判断する模式図。（「身近な気象」の「M11.入門2：境界層の日変化」の図11.13 に同じ）（地表面に近い大気の科学、図3.13、より転載）。

つまり、点 A と点 D の中間まで上昇したとき、周囲の気温と比べると高温なので、上昇を続けることができる。このとき、BC 間は ”静力学的に中立”であっても空気塊は A～C 間で盛んに上下運動をしており、大気は不安定である。

いっぽう、陸面上の夜間を想定した場合、折れ線 A'B'C'E' の例では A'～B' 間には強い逆転層があり安定である。この場合の B'～C' 間の温度勾配は日中の温度勾配（赤線のBC間の勾配）と同じであっても、空気塊の上下運動は弱い。つまり、夜間の B'～C' 間は中立である。

図では日中と夜間で中間層（B～C、B'～C’）の温度勾配は同じであるが、最下層の温度勾配が違うだけで、安定か不安定かになる。それゆえ、図36.2で見たように安定・不安定は局所的な温度勾配だけでは判断できず、広い範囲の温度分布から判断しなければならない。

次の図36.5に具体的な例を示した。地表面が高温になり、下層大気が不安定で上下の混合が盛んな場合、この層を”混合層”と呼ぶ。混合層の中の温位はほぼ等しい鉛直分布になっている。

図36.5　左：混合層の模式図、厚さ h はほぼ100～2,000ｍ。右：温位分布の時間変化、A は朝、B は顕熱輸送量が小さい場合、C は顕熱輸送量がBの４倍の場合。 (身近な気象の科学、図14.5～6より転載）

混合層は地表面から顕熱が供給されて発達する。その状態を図の右側に示した。A の分布の時刻から B の分布になるまでには点々範囲の面積で表される顕熱が地表面から与えられたことを意味している。

４．リチャードソン数

地表面に近い下層大気の安定度を量的に表すものとしてリチャードソン数、フラックス・リチャードソン数などがある。大気中の乱流は、場所による風速の違いから渦を巻くような”機械的な作用”で発生する。また、温度のむらがあると、”浮力の作用”で対流が発生する。浮力が乱流を抑制するような方向に作用するとき、乱流は沈静化する。

フラックス・リチャードソン数は機械的な作用と浮力の作用の比で表す安定度である。リチャードソン数はこれと少し違うが、温位鉛直勾配と風速鉛直勾配から比較的容易に決められる安定度である（「水環境の気象学」のp.115）。

５．安定度と風の特徴

大気安定度が安定な状態から、中立、不安定となるにしたがって、風の乱れ（乱流）が強くなる。乱流が強いことは空気のかき混ぜが盛んなことで、風速や水蒸気量などは鉛直方向に一様化される。図36.6は地表面近くの風速と気温の鉛直分布の関係を示している。

気温と風速鉛直分布の関係

図36.6　気温と風速の鉛直分布の関係、縦軸の高さは直線目盛（「研究の指針」の「基礎１：地表近くの風」の図1.5に同じ；「身近な気象」の「M10.入門１：境界層と風」の図10.12に同じ）。

陸面上の日中のように、地表面に近いほど気温が高い「大気が不安定な状態」では、鉛直方向の混合が激しく風速は赤線で示すように、地表面近くでも強くなる。

逆に「大気が安定な状態」では、鉛直方向の混合が弱く、風速の上下差は大きくなり、青線で示すように、ごく地表面に近い層の風は微風になる。乱流が弱く、大気中の汚染物質は下層に滞留する。

参考書

近藤純正、1987：身近な気象の科学．東京大学出版会、pp.189.

近藤純正（編著）、1994：水環境の気象学．朝倉書店、pp.350.

近藤純正、2000：地表面に近い大気の科学．東京大学出版会、pp.324.

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