幹絕熱遞減率

一個區域的大氣污染程度取決於該區域內排放污染物的源參數、氣象條件和近地區下墊面的狀況。其中氣象條件和下墊面狀況決定了大氣對污染物的稀釋、擴散的速率和遷移轉化的途徑。因此，在源參數一定的情況下，氣象條件和下墊面狀況是影響大氣污染的重要因素，其中對幹絕熱遞減率的影響最為明顯。 對流層中，氣温垂直變化的總趨勢是，氣温隨高度的增加而逐漸降低，表示氣温隨高度的變化用氣温垂直遞減率r。氣温垂直遞減率：温度在垂直方向上隨高度升高而降低的數值。對流層內每升高100米氣温平均約降低0.6℃。實際上大氣中氣温直減率隨時在變化，其大小是由季節和天氣系統等因素決定的。用r表示。

假定空氣塊在垂直運動中與外界不發生熱量交換，既無熱量輸入，也無熱量輸出，叫絕熱過程。由於空氣的導熱率很小，垂直運動中經歷各氣層的時間又很短，所以，運動氣塊與周圍空氣的熱量交換作用極微弱，可看作空氣作絕熱運動，大氣中的幹空氣和未飽和的濕空氣塊在作垂直的絕熱運動時，氣温會發生變化。如從地面絕熱上升時，會因周圍氣壓的減少而體積膨脹，用內能反抗外力，因此，它的温度就下降；空氣塊下降時，外壓力增大，對其作壓縮功，轉化為內能，使其温度上升。這種空氣塊的運動，會使大氣形成不同的温度層結。幹空氣或未飽和的濕空氣在作絕熱升降運動時，每升高或降低100米，温度變化的數值叫幹絕熱遞減率，記作rd。而這個温度變化的數值是固定的，為1k(熱力學温度)。

幹絕熱遞減率rd與垂直遞減率r概念完全不同，r有不同的數值，rd是一個常數，為1℃/100m。 氣温沿垂直高度的分佈可用曲線表示，稱為温度層結曲線，有如下幾種情況：

①r＞0，氣温隨高度的增加而遞減，出現在風速不大的晴朗的白天，有利於污染物的擴散(垂直升降)。

②r=rd，氣温直減率等於或近似等於幹絕熱直減率。中性層結。

③r=0，氣温不隨高度變化。

為等温層結，出現在陰天，風速較大情況下，下層空氣温合較好，氣温分佈均勻。

④r＜0，氣温隨高度增加而增加，稱為逆温，風速較小的晴朗的夜間，不利於大氣污染物的擴散。

大氣温度的垂直遞減率越大於幹絕熱遞減率，大氣越不穩定，這種情況下越有利於大氣中污染物的擴散和稀釋；相反，r越小，大氣越穩定，如果r很小，甚至等於零，或為負值(r＜0)時，大氣便非常穩定，這種情況對空氣垂直對流運動的發展是巨大的障礙，如同一個蓋子，起阻擋作用。所以習慣上常把逆温、等温以及氣温垂直遞減率r很小的氣層叫阻檔層，它嚴重地阻礙地面氣流的上升運動，使大氣污染物停滯積聚在近地面空氣中，從而加速大氣污染的程度。國外多次大氣污染事件幾乎都發生在上述氣象條件下。

在山區，有時會產生一種奇怪的天氣現象，由於幹絕熱遞減率在高山背風坡的山麓地帶形成一股乾燥而炎熱的下沉氣流，使農作物乾枯或者死亡，甚至還能引起森林火災，氣象上稱這種氣流為焚風，稱這種現象為焚風現象。 於比較潮濕的空氣在迎風山坡上升時，水汽凝結成雲雨，到山頂後已變得比較乾燥，然後沿着背風坡下沉增温，此時空氣便變得更加乾燥和炎熱，這股又幹又炎熱的氣流便是焚風。有一潮濕氣團在山的迎風坡上升時温度為15℃，越過一座相對高度為4000米的山脈。如果水汽的凝結高度為1000米，在凝結高度以下，氣流上升其温度逐漸降低，每上升100米，約下降1℃（氣象學上稱之為幹絕熱遞減），當氣流升到1000米時，這時空氣温度只有5.0℃。以後再上升，因水汽凝結要放出潛熱能，上升氣流温度降低將減慢，每上升100米，温度約降低0.6℃（濕絕熱遞減）。這樣氣流升到了4000米處，其温度降為-13.0℃。當上升氣流中水汽大部分或全部凝結並降落在山的迎風面以後，便成為比較乾的空氣，它在山脊的背風面按幹絕熱遞增率下沉增温，即每下降100米大約要升高1.0℃。所以當氣流下沉到山谷時，它的温度可達27℃（即-13.0℃+40.0℃=27.0℃）。它比迎風面上同一高度處的温度增高了12.0℃，加之此時空氣乾燥，氣流就變成了乾熱氣流，這種乾熱氣流也稱為焚風效應。

我國境內高山峻嶺很多，不少地方會出現焚風現象，例如河北省石家莊地區，位於太行山東麓，海撥高度相差1000米以上，當氣流越過太行山下降時，石家莊地區常出現焚風效應，日平均氣温比正常時偏高10.0℃以上，有時比離山麓較遠的東南部市縣（無焚風效應地區）要高出10多度。