熱力学の観点から
出典: フリー百科事典『ウィキペディア（Wikipedia）』 (2021/09/22 09:34 UTC 版)
大気の冷却は、主に大気の上昇（上昇流）によって起こる。大気が何らかの力を受けて上昇するとき、その気圧は減少して膨張する（断熱膨張）とともに、外部からではなく自ら温度を下げる（断熱冷却）。 このように断熱的に気温が下がる割合を断熱減率というが、飽和の有無により値が異なる。飽和していない大気の乾燥断熱減率は上昇100mにつき約1℃、飽和している大気の湿潤断熱減率は上昇100mにつき約0.6℃（温帯の地表付近における値で、気温や気圧により異なる）である。この差は、飽和した湿潤大気中では、上昇とともに凝結が進んで潜熱が放出され温められることで生じる。 一方、特に霧（地表に達した層雲）のなかには違う原因で生じるものもある。夜間の放射冷却により平野や盆地で見られる放射霧は、地表付近の大気が冷やされて生じる。冷たい海に暖かく湿った気流が入ったとき見られる移流霧（混合霧、海霧）は、海面で冷やされた大気と暖かく湿った大気が混ざり合い、冷却・加湿され生じる。暖かい川に冷たい気流が入ったとき見られる蒸気霧（川霧）は、移流霧の逆で、水面から暖かく湿った大気が上昇し冷たい大気と混ざり合い、冷却され生じる。また逆転層に覆われた低い層雲の下では、冷たい下降流と雨粒の蒸発による冷却・加湿により、雲底が次第に低下、地表に近づいて霧になることがある。
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