朱 禾 王秀明

（中國氣象局氣象干部培訓學院，北京 100081）

影響氣溫直減率變化的物理過程討論

朱 禾 王秀明

（中國氣象局氣象干部培訓學院，北京 100081）

對流層中大氣溫度垂直遞減率是決定大氣靜力穩(wěn)定度的主要因素?；跉鉁刂睖p率（γ）傾向公式，討論了影響γ變化的主要物理過程，包括溫度平流的垂直差異和垂直運動?！吧侠湎屡钡臏囟绕搅鞔怪辈町悓е職鉁刂睖p率增大，大氣層結(jié)趨于不穩(wěn)定，對與之密切相關的氣溫直減率平流，特別是混合層平流，進行了討論。垂直運動對氣溫直減率的影響往往被忽視，且常被視為抬升條件，重點討論了天氣尺度系統(tǒng)強迫的緩慢垂直運動對氣溫直減率的影響。

氣溫直減率，差動溫度平流，垂直運動，大氣靜力穩(wěn)定度

0 引言

對流層中大氣溫度隨高度增加逐減降低，一般用高度每增加100m或1km溫度降低的度數(shù)來描述，稱為氣溫直減率，用γ表示，在對流層內(nèi)，大氣平均氣溫直減率為6.5℃/km。比較環(huán)境氣溫直減率與氣塊干濕絕熱遞減率的大小是診斷大氣靜力穩(wěn)定度的方法之一。假設低層水汽狀況相同的情況下，基于氣塊理論，氣溫直減率越接近干絕熱遞減率（γd），大氣層結(jié)越不穩(wěn)定，因而氣溫直減率演變分析在雷暴潛勢預報中是不可或缺的環(huán)節(jié)。Doswell等［1］提出的“配料法”，即給出了基于雷暴發(fā)生三要素（層結(jié)不穩(wěn)定、水汽和抬升）診斷雷暴發(fā)生潛勢的思路。為了使雷暴構(gòu)成三要素相互獨立，從而能分別考慮其演變對雷暴發(fā)生條件的影響，Doswell等［1］提出的靜力不穩(wěn)定（instability）僅指溫度層結(jié)處于條件不穩(wěn)定狀態(tài)。盡管嚴格意義上三要素并不完全獨立［2］，為了簡化問題本文僅考慮影響氣溫直減率變化的物理過程。

預報員?；诹餍妥R別法做雷暴潛勢預報，對高空槽后冷平流及低層偏南暖濕氣流尤為關注，認為這種“上冷下暖”的差動溫度平流是不穩(wěn)定層結(jié)建立的基本方式。本文從氣溫直減率局地變化公式入手，對影響γ的物理過程進行了較為全面的討論，對差動溫度平流的不同表現(xiàn)形式做了進一步的討論，并試圖對不同物理過程對氣溫直減率的影響大小進行討論。

1 水平運動對氣溫直減率的影響

氣溫直減率局地變化公式［3-4］為：

近乎干絕熱遞減率的溫度層結(jié)可以由高原邊界層混合作用形成，也可以由干下沉運動形成，天氣尺度系統(tǒng)強迫的下沉運動通常都是干下沉。有利于雷暴發(fā)生一種流型為：高原地區(qū)深厚的混合層由強偏西風平流到下游的平原地區(qū)，形成平原高架混合層（elevated mixed layer，EML）［5］。高架混合層實際上是上游高原地區(qū)的邊界層混合層，只是高原地區(qū)水汽含量少，混合層相對深厚。該混合層（表現(xiàn)為氣溫直遞減率幾乎干絕熱遞減率，位溫相同）會在氣流作用下平流到平原地區(qū)，疊加在平原濕舌之上而形成強不穩(wěn)定。對高原而言，是抬升混合層，對平原地區(qū)而言是“高架”（elevated）的。因而雷暴天氣常發(fā)生在靠近高原的平原地區(qū)，如：美國的落基山脈東部平原，我國的華北平原和黃淮地區(qū)。美國一般用700～500hPa（簡稱“T75”）氣溫直減率和顯著流線配合分析高架混合層平流［6］。根據(jù)對北京周邊探空的分析，影響北京及其下游平原地區(qū)的高架混合層的底部通常在700hPa以下，而不在700hPa之上［7］，這與上游的地形高度有關。因而在華北平原地區(qū)高架混合層分析的層次不能拘泥于“T75”。槽后干冷下沉運動亦能形成氣溫直減率近乎干絕熱的層結(jié)，同時形成強逆溫，抑制對流發(fā)生。干絕熱氣層平流到下游平原地區(qū)疊置在暖濕氣團之上有利不穩(wěn)定層結(jié)形成。另一方面，干絕熱氣層平流下游平原地區(qū)同時也形成較強的逆溫（常被稱為干暖蓋，即Lid 或Cap），隨著逆溫層以下低層氣團水汽和熱量的累積，氣團增溫增濕，對流有效位能增大，如果存在中尺度系統(tǒng)強迫抬升或上游有對流系統(tǒng)移來，較強的抬升揭開“蓋子（Lid）”，將出現(xiàn)災害性強對流天氣［8］。氣溫直減率大值區(qū)東移疊加到低層濕區(qū)之上，形成不穩(wěn)定的物理過程，這在我國東北龍卷等強對流天氣個例中較為多見［9］。

2 垂直運動對氣溫直減率的影響估計

Doswell［10-11］認為大尺度系統(tǒng)強迫的垂直運動對大氣層結(jié)有重要影響，指出天氣尺度上升運動對雷暴的作用一般不是克服對流抑制的“抬升”作用，而是使大氣層結(jié)向不穩(wěn)定演化。式（1）中第三、四項分別為垂直速度分布不均勻造成的拉伸項和氣溫直減率垂直輸送項。下面先討論垂直拉伸項。如圖1，初始氣層厚度為1km，其底部為10℃，假設環(huán)境氣溫直減率為大氣平均態(tài)，即6.5℃·km-1，則頂部為3.5℃。假設頂部垂直速度大于底部，天氣尺度系統(tǒng)強迫的上升速度一般在500hPa無輻散層最大，量級為100cm·s-1，在不失一般性的情況下，假設頂部垂直速度為2cm·s-1，底為1cm·s-1。以干絕熱過程抬升一段時間后，頂抬升了1km，則溫度下降約10℃，即頂抬升后為-6.5℃；底抬升0.5km，溫度下降5℃，抬升后為5℃。由于拉伸氣柱厚度由1km變?yōu)?.5km。假設從底至頂氣層垂直速度均勻遞增，則氣層平均氣溫直減率由6.5℃·km-1增至7.7℃·km-1，增加了1.2℃·km-1。所需時間約為14h（1cm·s-1的垂直速度上升0.5km所需要的時間），大致相當于12h增加1℃·km-1。這樣的氣溫直減率增幅導致的正浮力增量可使風暴垂直速度增加7～12m·s-1［10］。

圖1 拉伸項對大氣氣溫直減率影響估計示意圖Fig. 1 The diagram to evaluate the influence of the stretching term on the lapse rate

當氣溫直減率垂直分布不均勻且有垂直運動時，會產(chǎn)生垂直輸送。當氣溫直減率隨高度減小時，上升運動使上層氣溫直減率增加。2011年8月8日20時，北京周邊700～500hPa受上升氣流控制（圖2a）。在上升運動的作用下，氣溫直減率近乎干絕熱遞減率的氣層由8日20時的850～650hPa抬升至769～550hPa（圖2b中灰色粗虛線處），同時700～500hPa溫度差由17℃增至21℃，對應氣溫直減率增幅為1.1℃·km-1。從圖2b可知，8日20時—9日08時700hPa增溫1℃，500hPa降溫3℃。由探空資料診斷不出明顯的溫度平流。由NCEP 1°×1°分析資料診斷出500hPa以下氣溫遞減率從08日20時—09日08時亦增大，且北京站點處850～500hPa為100cm·s-1量級上升運動。

圖2 （a）2011年8月8日20時500hPa（實線）與700hPa（虛線）垂直速度（單位：10-2Pa/s），圓圈標記處為北京探空站點；（b）北京站8日20時（實線）和9日08時（細虛線）溫度廓線（單位：℃）Fig.2 (a) The vertical velocity at 500hPa (solid line) and 700hPa (dotted line) at 12 UTC, 8 August, 2011 (unit: 10-2Pa/s); (b) The temperature profiles at 12 UTC 8 August, 2011(solid line) and 00 UTC 9 August, 2011(dotted line) (unit: ℃).The blue circle locates the Beijing sounding station

圖3 給出了9日0 2時由N C E P資料給出的700～500hPa溫度平流。8日20日—9日02時700hPa為弱冷平流，600hPa為弱暖平流，500hPa溫度平流不明顯，因此溫度平流的垂直分布為“下冷上暖”，其作用是使得氣溫直減率減小。綜上，北京站對流層中低層氣溫遞減率增大不是由溫度平流造成，而是由1cm·s-1量級的垂直運動造成。需要指出，本文所討論的垂直抬升是大尺度系統(tǒng)或次天氣尺度系統(tǒng)所強迫的緩慢垂直運動對整層大氣的抬升，而非中尺度系統(tǒng)強迫的較強垂直運動對局地氣塊的抬升，因而不是討論的抬升條件而是大尺度環(huán)流對氣溫直減率的影響。

對于邊界層而言，由輻射和湍流混合造成的非絕熱加熱作用明顯。白天地表輻射升溫，通過感熱和湍流混合使得邊界層氣溫直減率增大，因此午后到傍晚低層氣溫直減率明顯增大，而夜間減?。▓D2b）。

3 結(jié)論與討論

對流層中大氣溫度垂直遞減率是決定大氣靜力穩(wěn)定度的主要因素，本文從影響氣溫直減率局地變化公式入手，討論了影響大氣溫度垂直遞減率的物理過程，即差動溫度平流和垂直運動。差動溫度平流即通常業(yè)務預報中提到的“上冷下暖（平流）”——上層冷平流、下層暖平流。實際上，差動溫度平流由氣溫直減率平流項主導，近乎干絕熱遞減率的混合層的層結(jié)不會因垂直運動而改變，因此其平流到下游地勢平坦地區(qū)對層結(jié)不穩(wěn)定的作用尤為顯著。

一般來說，差動溫度平流項占主導，但垂直運動對氣溫直減率的影響亦不可忽視，拉伸項和氣溫直減率垂直輸送項對氣溫直減率的改變都可以達到每12h增加1.0℃·km-1。本文給出了一次由垂直運動造成溫度遞減率增大的過程。高空槽前上升運動導致環(huán)境氣溫直減率增加是雷暴常在高空槽前發(fā)展的原因之一。

非絕熱項包括輻射增溫和凝結(jié)潛熱釋放都是很重要的且不可以忽略的，非絕熱加熱與絕熱加熱常常同時出現(xiàn)且部分抵消，限于篇幅和非絕熱加熱問題的復雜性，本文未做討論。

［1］ Doswell C A III， Brooks H E， Maddox R A. Flash fl ood forecasting：an ingredients-based methodology. Wea Forecasting， 1996， 11：560-581.

圖3 2011年8月8日20時（a，b，c）與9日02時（d，e，f）700hPa（a，d）、600hPa（b，e）和500hPa（c，f）溫度平流（單位：10-4K·s-1）Fig. 3 The temperature advection at 700hPa (a, d), 600hPa (b, e) and 500hPa(c, f) at 12 UTC, 8 August, 2011(a, b, c) and 18 UTC, 8 August, 2011(d, e, f) (unit: 10-4K.s-1)

［2］ 王秀明， 俞小鼎， 周小剛. 雷暴潛勢預報中幾個基本問題的討論.氣象， 2014， 40（4）： 389-399.

［3］ 斯公望. 暴雨和強對流環(huán)流系統(tǒng). 北京： 氣象出版社， 1988.

［4］ Markowski P， Richardson Y. Mesoscale meteorology in midlatitutes. Chichester， West Sussex， UK： Wiley-Blackwell Publication， 2010.

［5］ Carlson T N， Benjamin S G， Forbes G S， et al. Elevated mixed layers in the regional severe storm environment： conceptual model and case studies. Mon Wea Rev， 1983， 111： 1453-1473.

［6］ Crisp C A. Training guide for severe weather forecasters. AFGWC/ TN-79/002， Air Weather Service， U S Air Force， 1979.

［7］ 章麗娜， 王秀明， 熊秋芬， 等. “6·23”北京對流暴雨中尺度環(huán)境時空演變特征及影響因子分析. 暴雨災害， 2014， 33（1）： 1-9.

［8］ T omas M G，Carlson T N. A statistical evaluation of lid strength on deep convection. Wea Forecasting， 1987， 2： 127-139.

［9］ 王秀明， 俞小鼎， 周小剛. 中國東北龍卷研究： 環(huán)境特征分析. 氣象學報， 2015， 73（3）： 425-441.

［10］ Doswell C A III. The operational meteorology of convective weather. volume I： operational mesoanalysis. NOAA Technical Memorandum NWS NSSFC-5， 1982.

［11］ Doswell C A III. The distinction between large-scale and mesoscale contribution to severe convection： a case study example . Wea Forecasting， 1987， 2： 3-16.

A Discussion About the Physical Process of Environmental Temperature Lapse Rate Tendency

Zhu He， Wang Xiuming
（China Meteorological Administration Training Centre， Beijing 100081）

The environmental temperature lapse rate is the critical ingredient of static stability for tropospheric atmosphere. Base on the lapse rate tendency equation， the relevant physical processes that affect the local rate of change of lapse rate are discussed，including differential temperature advection and the vertical motion. Warm temperature advection decreasing with height lead to γ increase and stratifi cation tends to instable. This paper discusses the lapse rate advection which is differential temperature advection in essence， especially the mixed layer advection downstream. The infl uence of vertical movement on the lapse rate is often ignored， and is often regarded as the lifting machanism. This paper pay more attention to the effect of slow vertical movement， which forced by synoptic scale systems， on the lapse rate.

lapse rate， differential temperature advection， vertical motion， static stability

10.3969/j.issn.2095-1973.2016.05.008

2015年2月5日；

2015年9月15日

朱禾（1962—），Email： zhuh@cma.gov.cn

資助信息： 公益性行業(yè)（氣象）科研專項（GYHY201406002），國家自然科學基金項目（41175043，41475042）