干绝热递减率

tom.hp

干绝热递减率是指地面绝热上升时，会因周围气压的减少而体积膨胀，用内能反抗外力，因此，它的温度就下降；空气块下降时，外压力增大，对其作压缩功，转化为内能，使其温度上升。这种空气块的运动，会使大气形成不同的温度层结。干空气或未饱和的湿空气块温度变化的数值叫干绝热递减率。

    一个区域的大气污染程度取决于该区域内排放污染物的源参数、气象条件和近地区下垫面的状况。其中气象条件和下垫面状况决定了大气对污染物的稀释、扩散的速率和迁移转化的途径。因此，在源参数一定的情况下，气象条件和下垫面状况是影响大气污染的重要因素，其中干绝热递减率的影响最为明显。

    对流层中，气温垂直变化的总趋势是，气温随高度的增加而逐渐降低，表示气温随高度的变化用气温垂直递减率r。气温垂直递减率：温度在垂直方向上随高度升高而降低的数值。对流层内每升高100米气温平均约降低0.6℃。实际上大气中气温直减率随时在变化，其大小是由季节和天气系统等因素决定的。用r表示。

    假定空气块在垂直运动中与外界不发生热量交换，既无热量输入，也无热量输出，叫绝热过程。由于空气的导热率很小，垂直运动中经历各气层的时间又很短，所以，运动气块与周围空气的热量交换作用极微弱，可看作空气作绝热运动，大气中的干空气和未饱和的湿空气块在作垂直的绝热运动时，气温会发生变化。如从地面绝热上升时，会因周围气压的减少而体积膨胀，用内能反抗外力，因此，它的温度就下降；空气块下降时，外压力增大，对其作压缩功，转化为内能，使其温度上升。这种空气块的运动，会使大气形成不同的温度层结。干空气或未饱和的湿空气在作绝热升降运动时，每升高或降低100米，温度变化的数值叫干绝热递减率，记作rd。而这个温度变化的数值是固定的，为1k。

    注意：干绝热递减率rd与垂直递减率r概念完全不同，r有不同的数值，rd是一个常数，为1℃/100m。垂直递减率有如下几种情况：

    ①r＞0，气温随高度的增加而递减，出现在风速不大的晴朗的白天，有利于污染物的扩散(垂直升降)。
    ②r=rd，气温直减率等于或近似等于干绝热直减率。中性层结。
    ③r=0，气温不随高度变化。为等温层结，出现在阴天，风速较大情况下，下层空气温合较好，气温分布均匀。
    ④r＜0，气温随高度增加而增加，称为逆温，风速较小的晴朗的夜间，不利于大气污染物的扩散。

    大气温度的垂直递减率越大于干绝热递减率，大气越不稳定，这种情况下越有利于大气中污染物的扩散和稀释；相反，r越小，大气越稳定，如果r很小，甚至等于零，或为负值(r＜0)时，大气便非常稳定，这种情况对空气垂直对流运动的发展是巨大的障碍，如同一个盖子，起阻挡作用。所以习惯上常把逆温、等温以及气温垂直递减率r很小的气层叫阻挡层，它严重地阻碍地面气流的上升运动，使大气污染物停滞积聚在近地面空气中，从而加速大气污染的程度。

焚风的形成原理——干绝热递减率

    在山区，有时会产生一种奇怪的天气现象，由于干绝热递减率在高山背风坡的山麓地带形成一股干燥而炎热的下沉气流，使农作物干枯或者死亡，甚至还能引起森林火灾，气象上称这种气流为焚风，称这种现象为焚风现象。

    比较潮湿的空气在迎风山玻上升时，水汽凝结成云雨，到山顶后已变得比较干燥，然后沿着背风坡下沉增温，此时空气便变得更加干燥和炎热，这股又干又炎热的气流便是焚风。有一潮湿气团在山的迎风坡上升时温度为15℃，越过一座相对高度为4000米的山脉。如果水汽的凝结高度为1000米，在凝结高度以下，气流上升其温度逐渐降低，每上升100米，约下降1℃（气象学上称之为干绝热递减），当气流升到1000米时，这时空气温度只有5.0℃。以后再上升，因水汽凝结要放出潜热能，上升气流温度降低将减慢，每上升100米，温度约降低0.6℃（湿绝热递减）。这样气流升到了4000米处，其温度降为-13.0℃。当上升气流中水汽大部分或全部凝结并降落在山的迎风面以后，便成为比较干的空气，它在山脊的背风面按干绝热递增率下沉增温，即每下降100米大约要升高1.0℃。所以当气流下沉到山谷时，它的温度可达27℃（即-13.0℃＋40.0℃＝27.0℃）。它比迎风面上同一高度处的温度增高了12.0℃，加之此时空气干燥，气流就变成了干热气流，这种干热气流也称为焚风效应。

相关知识可以参考：
http://www.21cma.net/thread-1677-1-5.html（干绝热）
http://www.21cma.net/thread-1525-1-9.html（非绝热加热）
http://www.21cma.net/thread-1523-1-9.html（大气绝热过程）
http://www.21cma.net/thread-1509-1-10.html（焚风）
http://www.21cma.net/thread-1678-1-5.html（假相当位温）

tom.hp

老将的帖子很好地说明了气温直减率和大气稳定度之间的关系：http://www.21cma.net/thread-1521-1-2.html

       其实，Γ就是指一般大气环境的气温直减率，一般通过对流层顶的气温（比如：中纬度-55度）和对流层顶的高度（比如：中纬度11000米）计算得到，也就是说是理论值；Γd是干绝热直减率，也就是平时所说的100米变化1度；Γs是湿绝热直减率，一般为100米变化0.6度。因此可以看出，始终Γd>Γs（干绝热直减率>湿绝热直减率）。其实，焚风的原理就是同样高度的干绝热和湿绝热直减率之差。

当气块经过某一特定过程而达到饱和的高度（即凝结高度）后，则由于潜热的释放使气块得到热量，这时，气块每上升一个单位高度其温度下降的值称为湿绝热递减率或湿绝热直减率，记为Γs，它小于Γd，且因气压和气温的不同而异。在实际大气中，如果Γ >Γd，则周围无论是干空气还是饱和湿空气，都是不稳定的，称为绝对不稳定；同理，如果 Γ <Γs，大气总是稳定的，称为绝对稳定；若Γs<Γ<Γd，则对干空气来说，大气是稳定的，但对饱和湿空气来说大气是不稳定的，这种不稳定称为条件不稳定。当气块只有上升到某一临界高度后才呈现不稳定的大气，称为潜在不稳定。

其中上面这段话是描述了大气各种稳定性和直减率的关系，简单来说，分为3种情况：

1. Γ<Γs（大气环境直减率<湿绝热直减率），当然肯定小于干绝热直减率了，也就是说周围的大气随着高度的升高，温度的递减率始终比观测点要小。换句话说，观测点上升的空气始终比周围冷得快（温度比周围低），因此密度增大，容易下降到较低处，故这种情况的大气具有绝对稳定性。

2. Γ >Γd（大气环境直减率>干绝热直减率），当然肯定大于湿绝热直减率了，也就是说周围的大气随着高度的升高，温度的递减率始终比观测点要大。换句话说，观测点上升的空气始终比周围冷的慢（温度比周围高），因此密度继续减小，大气继续上升，加剧抬升，因此大气具有绝对不稳定性。

3. Γs<Γ<Γd（大气环境直减率低于干绝热直减率，而高于湿绝热直减率，简单说，在0.6-1度/100米之间），那么一开始在抬升凝结高度下面的时候，也就是说在干绝热直减率情况下，周围大气温度还是高于观测点，因此这种条件下类似第一种情况——处于稳定阶段；但是在凝结高度以上（大气环境直减率高于湿绝热直减率），观测点就会比周围空气冷却得慢了，虽然一开始基温还是比周围低，但是随着高度的增加，随着周围气温的较快下降，观测点的气温会逐渐接近直到渐渐高于周围大气温度，因此就变成了类似第2种情况，在这种条件下，大气具有不稳定性，因此称为潜在不稳定。

这些和对流层大气波动特性很有关联，在探空图上可以看出大气稳定性和天气变化存在密切相关性，尤其是抬升指数。

抬升指数是一种表示自由对流高度以上不稳定能量大小的指数。它表示一个气块从抬升凝结高度出发，沿湿绝热线上升到500百帕处所具有的温度被该处实际大气温度所减得到的差值。比如，某一气块沿湿绝热线上升到500hPa时的理论值为－14°C，而该处的实际温度为－18°C（想想为什么会有差值），那么抬升指数就是-4。当差值为负数时，表明气块比其环境温度更暖，因此将会继续上升。该差值的绝对值越大，出现对流天气的可能性也越大。差值为正数时，表示大气层结稳定。可以看出，抬升指数的原理就是大气直减率。

PS：以上纯属个人原创理解，如有不足请指正。