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気候変動の科学 第4回「対流圏の気候と天気予報」 大学院地球環境科学研究院
山崎 孝治
2007年5月1日（火）
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放射平衡温度 太陽放射と赤外放射は釣り合っている。 単位面積当たりの太陽放射（日射）は 1370 W/m2 x 0.7 / 4 = 240 W/m2
小倉義光「一般気象学 第2版」
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大気上端に入射する日射のエネルギーの季節・緯度変化 (W/m2)
Hartmann “Global Physical Climatology” より
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大気上端に入射する日射のエネルギーの季節・緯度変化 (W/m2)
Hartmann “Global Physical Climatology” より
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大気上端での熱収支の緯度分布
太陽放射の吸収 赤外放射の射出 正味の放射のインプット Hartmann “Global Physical Climatology” より
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年平均正味放射入射量（日射＋赤外） [W/m2]
Hartmann “Global Physical Climatology” より サハラ砂漠は負！
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極方向への熱輸送（大気と海洋）
Hartmann “Global Physical Climatology” より 中緯度は大気 低緯度は海洋
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大気による熱輸送の内訳（平均子午面循環と渦）
平均子午面循環：NMC 渦輸送：
Eddy 低緯度はNMC 中緯度は渦輸送
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平均子午面循環 ハドレー循環
（直接循環）
フェレル循環
（間接循環）
極循環
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渦（低気圧）による熱輸送
暖気が北上し 寒気が南下する。
正味で北へ熱を運ぶ
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大気による熱輸送の内訳（平均子午面循環と渦）
平均子午面循環：NMC 渦輸送：
Eddy 低緯度はNMC 中緯度は渦輸送
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大気の法則
理想気体の状態方程式（ボイルシャルルの法則） P=ρRT （P:気圧、ρ:密度、R: 空気の気体定数、 T: 温度( K) ）
静力学平衡
コリオリ力
水平運動方程式
地衡風
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静水圧（静力学）平衡（１） Hydrostatic balance
P + dP P dz, dp 底面積１ 鉛直方向の力の釣り合い（運動方程式）を考える。 水平スケールが鉛直スケールより大きければ静止していなくとも、良い近似となる。
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静水圧（静力学）平衡（１） Hydrostatic balance
P + dP P dz, dp 底面積１ 上に行くほど気圧は下がる。
気圧差と高度差は比例する。
気圧差は、高度差に空気密度と重力加速度(9.8)を掛けたものである。
⊿ｐ＝－ｇρ⊿ｚ 水平スケールが鉛直スケールより大きければ静止していなくとも、良い近似となる。
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静水圧平衡（２）
地表面 950hPa 900hPa 850hPa 800hPa 低気圧 低高度 地上天気図では海面更正をする。
高層天気図では一定気圧面の高度・風・気温などを描く。
対流圏では、おおよそ、 １０ｍ＝１hPa
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2007.5.01. 09JST -> 14:30IR
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静水圧平衡（３） [層厚(thickness)］
地表面 950hPa 900hPa 850hPa 800hPa 暖かい 冷たい 二つの気圧面の間の高度の差（ｄｚ）を層厚という
層厚はlogPで平均した気温に比例する。
暖かければ、層厚は大きく、寒ければ層厚は小さい。
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静水圧平衡 [高層天気図］
500hPa の天気図は 対流圏中層の代表
850hPa の天気図は 対流圏下層の代表
対流圏界面は
熱帯では 100hPa 中高緯度では300hPa
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水平の運動方程式
気圧傾度力とコリオリ力が卓越する。（低緯度を除く）
コリオリ力はコリオリ因子（ｆ）と速度の積に比例 北半球では流れの右直角方向へ働く
時間変化項（加速度項）は非線形。
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