地球全体としてのエネルギーの出入りはほぼつりあっているが [前の節のページ参照]、 場所ごと、時刻ごとに見ると、 太陽の方向が地表面となす角度(いわゆる太陽の高さ)が一定でないために、 エネルギーの収支には不均一がある。 年を平均すると、受けとる太陽放射エネルギーは低緯度で大きく、高緯度で小さい。 出す地球放射エネルギーも低緯度の方が大きいが、 合わせて正味で受けとるエネルギーは低緯度のほうが大きい。 この差は、大気と海洋が運ぶことによって埋め合わされている [図は別ページ: 大気と海洋による南北エネルギー輸送量]。
大気や海洋には摩擦がある (その多くは地面・海面や海底などの境界面付近に集中しているが)。 したがって慣性だけでは説明できない。 また、外から地球上の運動を起こすしくみとしては潮汐力 (月・太陽などの引力の全地球平均からのずれ)があるにはあるが、 それで説明できるのは小部分である。 大部分は、 [熱力学の第2法則]のところで説明した 熱機関のしくみで説明できる。 太陽から来る電磁波は高温の熱、地球が出す電磁波は低温の熱とみなすことができ、 風や海流の運動エネルギーが作られるのはそこから仕事を取り出すことにあたる。 (その後、摩擦によって運動が弱められる際に運動エネルギーが内部エネルギー (いわゆる熱)に変わる。)
【ただし、仕事を取り出すことを目的とした人工的な熱機関(蒸気機関や内燃機関)では、
効率(=取り出される仕事/与えた熱)が30%くらいのものが多いが、
自然の大気を風を起こす(運動エネルギーをつくる)熱機関とみなしたときの効率はおよそ1%程度である。
たとえば(今となっては古いデータによる総合だが)、
PEIXOTO & OORT (1992)の本
[読書ノート(英語)]
の図14.1では、太陽からくるエネルギーの流れ(地球表面積あたりで「太陽定数」の4分の1)を100として
運動エネルギーの生成と消滅それぞれのエネルギーの流れは0.5と見積もられている。
気候システムの「熱」の収入・支出としては、反射される太陽放射を除いた(この図では)64を
とるべきなので、「熱機関の効率」は約0.8%ということになる。
また白井(2011)の熱力学の本[読書ノート]
の例題4.9 (148ページ)では、水を持ち上げる(位置エネルギーをつくる)熱機関とみなして効率を1%程度と見積もっている。
太陽光が高温であっても、
それが大気の運動エネルギー生成に寄与するのは太陽放射を吸収する物体の内部エネルギーになってからなので、
熱機関を形成する温度差は、太陽放射を吸収する物体の温度と地球放射を出す物体の温度との差である
([0次元的に見た気候システム(大気・海・陸)のエネルギー収支・エントロピー収支]
のエントロピー収支のところを参照)。
それぞれを地表面温度の平均値 288 K (15℃)と地球の有効放射温度 255 Kで代表すれば、
理想熱機関の効率(カルノー効率)は約11%となる。
現実の大気の熱機関としての効率は、多くの人工の熱機関よりも小さな温度差で働いており、
しかも仕事を取り出すことを目的として作られたものではないにしては、
大きいと言えるのではないだろうか。】
対流ということばの意味の広がりはなんとおりかあるが、 ここでは、 重力の場のもとで、 流体の密度の不均一が作られ(続け)、 密度の小さい部分が上昇し大きい部分が下降するような循環が作られることだとしよう。 ほとんどの物質は、温度が高いほど密度が小さくなる。 (水は例外で純粋な水の場合4℃以下ならば逆になる。 しかし海水程度に塩分を含んでいればこの逆転はない。) したがって、加熱された部分が上昇し、冷却された部分が下降する循環が作られる。
海水の密度は温度と塩分で決まるとみてよい。 塩分については[それぞれ2成分系としての大気と海洋]のページ参照。 どのような温度と塩分の不均一が起きるか、 それによってどんな対流が起きるかについては、 まだ説明がじゅうぶんではないが、 さしあたり[海洋の大循環]のページ参照。
気体の密度は温度のほかに圧力にもより、多くの場合圧力のほうが重要である。 空気の一部(仮に「空気塊」と呼ぶ)を持ち上げたとする。 すると、圧力が変わるので、体積も変わる。 まわりとの混合や熱伝導が無視できる程度に速く持ち上げたとすれば、 変化は断熱変化とみなせる。 つまり、空気塊とまわりとのエネルギーのやりとりは 体積変化に伴う仕事だけである。 断熱変化で持ち上げた場合、圧力は下がり、 体積は大きくなり(密度が小さくなり)、温度が下がる。 対流を考える際の「重い」「軽い」は 断熱変化によって同じ圧力に持ってきたと仮定したときの密度 (「ポテンシャル密度」という)で比べる。 気象学では、むしろ、 断熱変化によって同じ圧力に持ってきたと仮定したときの温度(「温位」という)で 比べることが多い。 温位の高い空気ほどポテンシャル密度が小さい、つまり対流にとって「軽い」のだ。
地球大気のうち対流圏(次の段落参照)で起こる対流の多くは、 水の凝結を伴う雲対流である。 (典型的な雲対流では、鉛直にのびる「積雲」「積乱雲」と呼ばれる雲が できるので、そういう対流を「積雲対流」ともいう。) 空気塊が持ち上げられると、断熱変化によって温度が下がる。 その結果、飽和水蒸気量が現在の水蒸気量よりも少なくなれば、 凝結が起きて、雲粒(水滴あるいは氷の結晶)ができる。 この際に、水蒸気がもっていた内部エネルギーの潜熱の部分が、 空気の内部エネルギーの顕熱の部分に変わる。 つまり、空気塊の温度が上がる。 これは空気の密度を小さくすることにもなるので、上昇は加速される。 逆に、雲粒を含む空気塊が押し下げられたならば、 ちょうどこの逆のことが起きて、下降が加速される。 ところが、雲粒どうしが併合して 大きな水滴や氷の結晶になると、 上昇流があっても支えきれなくなり、落下する。 これが雨・雪などの降水である。 (地上の雨は、すべてではないが、上空の雪がとけたものであることが多い。) 水が降水で落ちてしまう場合は、 対流は上向きと下向きで対称ではなく、 上昇流は加速されるが、下降流は加速されない。 その結果、上昇流は狭い面積に集中し、下降流は広い面積に弱く広がる。 このような上昇・下降の循環は長く続いてもよさそうだが、 実際の雲は1時間の桁の時間で生成・消滅している。 この要因として、雲の上昇域よりもさらに狭い面積でではあるが、 雨粒の蒸発が起きて温度が低く強い下降流がつくられることがあり、 それが雲の継続性をこわしていると考えられる。 (飛行機の運航の障害となる「ダウンバースト」という現象も このような強い下降流である。)
地球大気の鉛直温度構造[図は別ページ]は、 熱源の分布によって決まっている。 大気は、太陽放射に対して、成層圏にあるオゾンが紫外線を吸収するほかは、 透明に近いので、可視・近赤外線の多くは地表面に吸収され、 そのエネルギーは顕熱輸送または水蒸気に伴う潜熱輸送の形で 地表面から大気に供給される。 大気のうち、地表面(海面・陸面)から高さ約10km (熱帯では15km)までを「対流圏」 というが、 ここでは、大気はおもに地表面から加熱され、 大気自体が出す地球放射(赤外線)によって冷える。 大きく見れば下から加熱されて上から冷やされるので、対流が起こりやすい。 対流圏の上、高さ50kmくらいまでを「成層圏」という。 上側に(オゾンの太陽放射吸収による)熱源があるので、対流は起こりにくい。 この部分の鉛直方向のエネルギーのやりとりはほぼ放射(電磁波)だけである。
われわれは地球上の現象を考えるとき自転している地球(の固体部分)に固定した 座標軸で考える。 宇宙空間から見れば、この座標軸は加速度をもった運動をしている。 加速度をもった座標系に対して止まっている(あるいは等速直線運動をしている)とき 力がつりあっているとみなすためには、 本来の力のほかに、見かけの力を考えなくてはならない。 見かけの力には地球の自転の遠心力もあるが、 これはふつう重力に含めてしまう(遠心力を含めた重力の向きを下とみなす)。 大気や海洋の運動を考える際に忘れてはいけないのは、 「コリオリの力」と呼ばれるもので、 地球に相対的な運動(海流や風)の速さは変えないが向きを変える。 水平方向の運動に働くコリオリの力は、その速さと、 地球の自転速度の各点の天頂軸のまわりの成分に(つまり緯度のサイン)に比例する。 運動は北半球では上から見て右手方向に曲げられる。
大気のうち、地表面からおよそ1km以上離れた部分に働く本物の力は、 ふつう、気圧傾度力(気圧の空間的不均一により、 気圧が高いほうから低いほうに向かって空気を押すように働く力)だけである。 (「傾度」は「勾配」と同じで、何かの量の空間座標による微分をさす。 わたしはふつう「勾配」を使うが、「気圧傾度力」は熟語として使うことにする。) もし地球が自転していなければ(しかし静水圧の近似は成り立つとすれば)、 気圧傾度力があれば空気の質量が動いて気圧の不均一がならされるので、 気圧の不均一は長続きしないはずである。 しかし、自転している座標系の上では、 気圧傾度力とコリオリの力がつりあって、等速直線運動が続くことが考えられる。 このような運動に、「地衡風」(海洋の場合は「地衡流」)という名前がついている。 (「地衡風」は「地球の自転とつりあった風」というような意味である。) この運動は、水平面上では、等圧線に平行になる。 (等圧面上では、等高度線に平行になる。高層天気図ではこちらの表現が使われる。) 等圧線をよこぎった空気の質量の移動がないので、気圧場は変わらないはずであり、 またコリオリの力は風速の大きさを変えないので、エネルギーの損失もない。 したがってこの運動はずっと続きうる。 現実には地球の大きさが有限なので厳密には等速直線運動が続くことはない。 しかし地衡風は大気中の水平スケール数百kmから数千kmの現象の第一近似として 有効である。 ただし赤道上ではコリオリの力の大きさが0となるので地衡風は近似としても成り立たない。 その他の熱帯でもあまりよい近似ではない。
大気のうち地表に近い部分を「大気境界層」といい、 ここでは気圧傾度力とコリオリの力のほかに摩擦力が無視できない。 ここでの摩擦力は大まかにいうと風速と逆向きに働く(厳密に逆向きではないが、 詳しい説明はここでは省略する)。 気圧傾度力、コリオリの力、摩擦力がつりあって 等速直線運動が続くことが考えられる。 この場合、風は、地衡風からずれて、高気圧から低気圧に吹き込む。 つまり、空気の質量が気圧の高いほうから低いほうに動くことになる。 これを補って気圧差を維持するような作用が働いていなければ、 気圧傾度力は減り、風速も弱まることになる。
大気のうち対流圏および成層圏下部(「下層大気」という)の大規模な循環は、 次に述べるように、 低緯度と高緯度の間の加熱の違いをならすように起こっており、 季節によって南北にいくらか位置がずれるが大きな形は変わらない。 これに対して成層圏中・上部から中間圏(「中層大気」という)の大規模な循環は、 夏半球で上昇、冬半球で下降という形のもので、 季節によってほぼ逆転する。 この違いは、下層大気は海とのエネルギーの交換が活発であり、 海(そのうちで、この文脈で重要なのは混合層と呼ばれる深さ約100mまでの部分)が 季節を越えてエネルギーをたくわえているが、 中層大気にはそのような働きをするものがないことによる。
低緯度と高緯度の間の加熱の違いによって、 大気中に、低緯度で上昇し、高緯度で下降するような、 大規模な対流ともいえる循環ができてもよさそうである。 実際には、地球の自転の効果のため、 このような現象は低緯度でだけ明確に見られる。 対流圏上端(「対流圏界面」)付近を赤道から離れる方向に吹く風は、 コリオリの力によって曲げられて、緯度30度付近では西風になってしまう。 逆に地表面付近を赤道に向かう風は東風となる。 この東風が、大航海時代から知られた「貿易風」である。 この貿易風を説明する論文を1735年に発表したHADLEYに ちなんで、この熱帯の南北・鉛直循環を「ハドレー循環」という。 大気のもつエネルギー[内わけは別ページ]を 地表面付近と対流圏上端付近で比べると、 内部エネルギーは温度に比例する部分、水蒸気量に比例する部分いずれも前者のほうが 多いが、位置エネルギーは後者のほうが多い。 合計では、位置エネルギーの差のほうが勝つので、 ハドレー循環はエネルギーを赤道から離れる方向に運んでいる。 実際には赤道付近の上昇域は積雲・積乱雲が多く、降水も多い。 雲の中では強い上昇流、そのまわりには弱い下降流がある。 亜熱帯の下降域には雲・降水が少ない [別ページ「水収支の南北分布と大気の大循環の関係」も参照]。
温帯の対流圏中・上部では、南北の温度差に伴って、 低緯度側のほうが高緯度側よりも気圧が高くなっている。 この高緯度側向きの気圧傾度力とコリオリ力がつりあうような西風が吹いている。 ただしこの西風はまっすぐではなく波うっており、 気圧の谷・気圧の峰が西から東に動いていく。 地上の温帯低気圧・高気圧もそれに伴って動く。 ほぼ水平に南北に交換される同じ質量の空気の「塊」について比較すると、 低緯度から来る空気塊(北半球ならば南風)のほうが 高緯度から来る空気塊(北風)よりもエネルギーを多くもっている。 したがって、気圧の谷・峰は全体として低緯度から高緯度へエネルギーを運ぶ 現実の温帯低気圧は、雲・降水を伴っているが、 温帯低気圧という構造は水の相変化なしでも成立する。 [図は「大気の大循環」のページの温帯のところ参照。]
熱帯大気の南北エネルギー輸送の主役であるハドレー循環は、 南北・鉛直の2次元で表現することが可能である。 (現実には東西や時間による不均一はあるが、 風・温度・水蒸気量などそれぞれの変数を東西・時間平均してしまった場でも エネルギー輸送の大部分を説明できる。) 他方、温帯大気のエネルギー輸送は、 東西方向に不均一であり時間とともに変化する現象 ([「渦(eddy)輸送」のページ}で示した表現を使えば 「非定常渦運動による輸送」)が主役となっており、 東西・時間平均してしまった場では表現できない。
これまでのいろいろな授業の機会に作ったページで、 上の本文と重なる内容も、講義で説明しない内容もありますが、 参考のために目録の形にしておきます。
増田(2003) 「現在の地球の大気と海洋」(「第四紀学」の一部、
コピーを図書館にあずけた「環境気象学教材」ファイル」に入れてある、
[英語HTML版])。
大気については、
松野(1982)「大気の大循環」
(「衛星でみる日本の気象」の一部、
コピーを「環境気象学教材」ファイルに入れてある、
[HTML版(アクセス制限あり)])、
古川・大木(2011) 4章、
小倉 (1999) 6章、7章など。
Hartmann (1994) 6章1-3節など、
増田(2000)「大気のエネルギー」
[HTML版(アクセス制限あり)])。
海洋については、
保坂(2003)、
Hartmann (1994) 7章など。