対流 (convection)

熱伝達論での「対流」とそれに対応する気象学の用語

熱伝達論での「対流」: 流体の質量の移動に伴うエネルギー移動。

気象学・海洋物理学では、その全部を「対流」とは言わず、およそ次のように用語を使い分ける。 (ただし使いわけの表現は、わたしが勝手に書いたものにすぎない。)

• 「乱流輸送」(turbulent transfer): 大気・海洋境界層内の小規模の運動(循環)によるエネルギーや質量の輸送。
• 「移流」(advection): (比較的大規模な)運動によるエネルギーや質量の輸送。ただし、循環全体でなくその部分に注目している。
• 「対流(輸送)」: 大気の対流圏全層や海洋全層に近い厚さの層で水平にも厚さと同程度の長さの循環、それによるエネルギーや質量の輸送。

運動の形態としての対流(比較的広い意味)

流体の「軽い」部分が上昇し、「重い」部分が下降するような運動が継続して 起こること。 (「軽い」部分、「重い」部分を作る働きも継続していることを想定している）。 ここでの「軽い」「重い」とは、密度(体積あたりの質量)が小さい、大きい ということをさす。 この運動は密度の不均一を解消する方向に働く。

ただし、気体の場合は「断熱的に同じ圧力に持ってきたときの密度」で比べる必要がある。 さらに、気象ではその代わりに「断熱的に同じ圧力に持ってきたときの温度」 (「温位」という)で比較するのがふつうである。

加熱差を原因として起こる対流(上より少しだけ限定)

多くの物質では、温度が高いほど密度が小さい。 (例外もある。たとえば4度C以下の純粋な水。) したがって、加熱されたところが上昇、冷却されたところが下降する 対流ができる。

運動の形態としての「対流」 (ベナール[Benard]対流)

重力場のなかの流体が下側を高温、上側を低温に保たれたとき、 セル状またはロール状の循環ができる。 (循環の水平スケールは鉛直スケールと同程度。) 「セル状」の典型的なものとしては、 フライパンの上の油を下から加熱したときなどに見られる 6角形状の模様(実験室の例: 日本気象学会「新・教養の気象学」図3.8 (36ページ))がある。

大気中では、ベナール対流に少しだけ湿潤対流の性格が加わった、 水平スケールが鉛直スケールの数倍の セル状またはロール状の雲のパタンが見られることがよくある。 (気象衛星画像の例が浅井ほか「基礎気象学」図7.2 (71ページ)にある。)

対流と気温減率を関係づける考えかた

(ひとまず、水の相変化が関与しない「乾燥対流」を考える。)

まわりの空気の温度分布はそれぞれの高さで水平に一様であるとみなす。 鉛直方向には気温減率をもち、その値は場所によって違いうる。 (この状況を「成層」という。ただしこの成層は不安定成層を含む。)

空気の小さい部分が「塊」として上下に動くと考える。 「塊」に起こる温度変化は断熱変化で近似できるとする。 「塊」が動いても、まわりの成層は(ひとまず)変化しないと考える。

動く空気塊の気温減率と、まわりの成層の気温減率との、どちらが大きいか。 (注: 負の値はゼロよりも小さい。) その結果、空気塊に働く重力(空気塊の密度を反映)と、鉛直方向の気圧傾度力(まわりの空気の密度を反映)との どちらが大きいか。 正味で働く力は、空気塊の鉛直運動(上向きでも下向きでも)を、加速させるか、減速させるか。 加速させる場合、対流は発達し、成層は不安定。 減速させる場合、対流は減衰し、成層は安定。

湿潤対流

地球大気(のうち対流圏)では、水の相変化が起こることによって、対流が複雑になる。

1. 水蒸気が含まれていても、相変化が起こらない場合。 上に述べたベナール対流と同じ。 空気の「塊」が断熱的に動くと近似すると、 上昇・下降ともに、気温減率が乾燥断熱減率よりも大きければ対流が発達し成層は不安定、 小さければ対流が減衰し成層は安定。 対流が起きたあとの成層状態は乾燥断熱減率に近いものとなる。 上昇・下降が対等なので、上昇域と下降域とで面積も速度も同程度となる。
2. 相変化が起こっても、降水が起きず、 上昇流中で形成された雲粒が、下降流中で蒸発してしまう場合。 凝結または雲粒の蒸発が起こっている領域では、 気温減率が湿潤断熱減率よりも大きければ対流が発達する。 しかし、上昇と下降が対等であることは 1 と同様。
3. 相変化によってできた雲粒が、雨・雪となって落ちてしまう場合。 気温減率が乾燥断熱減率と湿潤断熱減率の間の場合には、 上昇流は(凝結が起こるので)発達するが、下降流は(蒸発が起こらないので)発達しない。 成層状態は「条件つき不安定」である。 上昇・下降が非対称で、狭い領域に強い上昇流、 広い領域に弱い下降流ができる。 上昇域では鉛直方向にのびる雲である積雲・積乱雲ができることが 多いので、このような対流を積雲対流ともいう。 (このしくみだけならば積雲対流は一定の形で永続しそうだが、 現実にそうならないのは、次の4として述べるしくみによる。)
4. 積雲対流の内の小部分で、下降域に雨粒があると、 それが蒸発して下降流が強化されることがある。 飛行機の離着陸の際に警戒を必要とする「ダウンバースト」という現象はこのしくみによる。 また、この下降流は下層に存在する空気に比べれば温度も湿度も低いので、 それが来た下層の場所では積雲の発達がさまたげられる。 このしくみによって、現実の積雲は永続せず数時間程度の寿命をもつ。 もっと長時間続く豪雨は、複数の世代の積雲がほぼ同じ場所に形成されるしくみによって起こる。

対流(広い意味)としてみた下層大気(ほぼ対流圏と同じ)の循環

主な熱源は地表面の太陽放射吸収。 冷却(放射射出)はそれに比べれば均一に近い。 下に海があるため季節変化がならされ、低緯度と高緯度の差が主にきく。

• 平たい形の南北・鉛直循環 (ハドレー循環)
• ほとんど水平な循環 (温帯の循環)