高層気象観測（ラジオゾンデ観測）によって取得された気温および露点温度の鉛直プロファイルを、気圧（高度）を縦軸にしてプロットした熱力学図を「エマグラム」と呼びます。
本節では、エマグラムを構成する各種の等値線と、大気の熱力学的な安定度を評価するための指標について、実技試験での解析に直結する定義を解説します。
1. エマグラムの基礎構造
エマグラムは、大気の状態を視覚的に把握するため、あらかじめ熱力学的な変化を示す「背景線」が描画されており、その上に観測データがプロットされます。
1-1 背景の線（基本軸と熱力学線）
- 等圧線（横軸）： 気圧（高度）を示します。図の上方へ向かうほど気圧が低下（高度が上昇）します。
- 等温線（縦軸）： 気温を示します。図の右側へ向かうほど高温となります。
- 乾燥断熱線： 未飽和の空気塊が断熱変化（上昇・下降）する際の温度変化の軌跡です（気温減率は約10℃/km）。この線に沿った変化では「温位」が保存（一定）されます。
- 湿潤断熱線： 飽和した空気塊が断熱上昇する際の温度変化の軌跡です。水蒸気の凝結に伴う潜熱の放出により冷却が補償されるため、乾燥断熱線よりも傾きが急（気温減率が小さい、約5℃/km）になります。
- 等飽和混合比線： ある温度・気圧において、空気が飽和状態にあるときに含みうる水蒸気量（g/kg）の等値線です。
1-2 プロットされる観測データ
- 気温（T）： 右側の実線で示されています。大気の実際の温度の鉛直分布（状態曲線）を示します。
- 露点温度（Td）： 左側に破線で示されています、大気中の水蒸気量を示します。
- 湿数（T – Td）： 気温と露点温度の差です。2つの線の水平距離です。両者の線が接近し、湿数が3℃以下（湿潤域）となる高度層では、大気が飽和に近く、雲が存在している可能性が高いと判定されます。
2. 対流圏界面の定義と特性
対流圏界面は、気温減率が大きい対流圏と、気温がほぼ一定または上昇に転じる成層圏との熱力学的な境界を指します。
- 気象学的な定義（WMO基準）： 500hPa面以上の高度において、気温減率が2.0℃/km以下となる層が、鉛直方向に2km以上連続して存在する場合、その層の最下面を対流圏界面と定義します。
- 季節・緯度による変動：
- 夏季（低緯度帯）： 対流活動が活発なため、圏界面の高度は高く、温度は極めて低くなります（約-70℃〜-80℃）。
- 冬季（高緯度帯）： 冷気の沈降により圏界面の高度は低く、温度は比較的高くなります（約-50℃前後）。
3. 典型的な大気構造の読み解き（試験対策）
試験では、エマグラムの形状と現在の気象現象の組み合わせを問う問題がよく出されます。この知識は実技試験においても重要ですのでぜひ覚えておきましょう。
3-1 激しい雷雨・積乱雲（不安定な大気）
- 特徴： 下層が高温かつ湿潤（気温と露点温度の差が極めて小さい）であり、状態曲線の気温減率が大きい（立ち上がっている）状態。
- 力学プロセス： 空気塊が持ち上げられた際、周囲の環境大気よりも高温（密度が小）となるため、正の浮力を得て自発的に上昇を継続し、鉛直に発達した対流雲（積乱雲）が形成されます。
3-2 前線面（転移層）と逆転層
- 特徴： ある高度を境に、気温減率が急激に小さくなる、あるいは気温が高度とともに上昇する層（逆転層）が存在します。
- 力学プロセス： 寒気（下層）と暖気（上層）の境界にあたる前線面では、密度の大きい寒気の上に暖気が乗り上げるため、逆転層が形成されます。また、暖気が前線面を滑昇して断熱冷却されるため、前線面付近では湿数が小さく（湿潤に）なります。
3-3 冬型気圧配置（日本海側）
- 特徴： 下層には日本海からの水蒸気の補給を受けた湿潤な寒気が流入し、湿数が小さくなります。一方、上空には大気の沈降による逆転層が存在し、逆転層より上部は非常に乾燥しています（湿数が大きい）。
- 雲頂高度の制限： この沈降性逆転層が対流運動を抑制するため、積乱雲は圏界面まで発達できず、雲頂高度は概ね3000m〜5000m程度に制限されます。
3-4 冬型気圧配置（太平洋側）
- 特徴： 脊梁山脈を越えた空気が下降気流（フェーン現象）となるため、下層から上層に至るまで極めて乾燥（湿数が大きい）しています。このため、冬季の太平洋側は低温でありながら良好な晴天域となります。
4. 大気安定度の定量的評価指標
4-1 SSI（ショワルター安定指数）
大気の熱力学的な不安定度（雷雨のポテンシャル）を評価する代表的な指数です。どちらかといえば実技試験で頻出であり、作図によってSSIを求める問題などがよく出されますので、理論を身に着けましょう。
- 定義： 850hPaの観測気温および露点温度を持つ空気塊を、500hPaまで断熱的に持ち上げた際の「持ち上げられた空気塊の温度（T’）」を、実際の「500hPaの気温（T）」から差し引いた値。
- 持ち上げ方（作図の方法）：
- 850hPaから出発し、気温は乾燥断熱線に沿って、露点温度は等飽和混合比線に沿って上昇させる。
- 両者の交点である持ち上げ凝結高度（LCL）に到達後は、湿潤断熱線に沿って500hPaまで上昇させ、周囲の気温との温度差を比較する。
- 判定基準：（持ち上げた空気塊の気温 ー 周囲の気温）
- 正（＋）：安定。（持ち上げた空気塊が周囲より低温で重く、元の高度へ戻ろうとする沈降力を持つ）
- 負（－）：不安定。（持ち上げた空気塊が周囲より高温で軽く、浮力を得て上昇を続ける）
- ※実務上、SSIが正であっても0〜+3程度であれば発雷の可能性が残り、-3以下で発雷確率が高まり、-7以下では極めて激しい雷雨（シビアストーム）のリスクが示唆されます。
4-2 重要な対流高度
LCL・LFC・EL
エマグラム上で特定される以下の高度は、雲の生成と発達を力学的に規定します。
- LCL（持ち上げ凝結高度：Lifting Condensation Level）： 未飽和の空気塊が強制上昇させられ、断熱冷却によって飽和に達し、凝結（雲の形成）が開始される高度。
- LFC（自由対流高度：Level of Free Convection）： 空気塊の温度が周囲の環境温度と等しくなる高度。この高度を突破すると、空気塊は周囲よりも高温となり、正の浮力を得て自発的に上昇を開始します。
- EL（平衡高度：Equilibrium Level）： LFCを超えて上昇を続けた空気塊が、再び周囲の環境温度と等しくなり、浮力を失う高度。対流雲の雲頂高度に概ね一致します。
CAPE・CIN
CAPE（対流有効位置エネルギー）：
- 定義： LFCからELまでの層において、空気塊が「自発的に上昇し得る正の浮力エネルギー」の鉛直積算値。
- 図上の領域： 空気塊の状態曲線が、環境温度の曲線よりも右側（高温側）にある領域の面積に比例します。
- 判定： 値（J/kg）が大きいほど強い上昇気流が生成され、積乱雲の発達や突風のポテンシャルが増大します。
CIN（対流抑制エネルギー）：
- 定義： 地表付近からLFCまでの層において、空気塊の上昇を阻害する「負の浮力エネルギー」の鉛直積算値。
- 図上の領域： 空気塊の状態曲線が、環境温度の曲線よりも左側（低温側）にある領域の面積に比例します。
- 判定： 値が大きいと対流は発生しにくくなりますが、CAPEが十分に大きくCINも適度に存在する場合、前線や地形等の強制上昇力によってCINによる抑制層を突破した際、蓄積されたCAPEが一気に解放され、爆発的な対流発達を引き起こす要因となります。