气温垂直递减率

递减率是大气变量（通常是地球大气中的温度）随高度下降的速率。 气温垂直递减率来自lapse这个词，意思是逐渐下降。 在干燥空气中，绝热失效率为 9.8 °C/km（每 1,000 英尺 5.4 °F）。

它对应于温度空间梯度的垂直分量。虽然这个概念最常应用于地球的对流层，但它可以扩展到任何受重力支持的气体块。

气象学词汇表中的正式定义是：

大气变量随高度的减少，变量是温度，除非另有说明。

通常，递减率是温度随高度变化的变化率的负值：

Γ = − d T d z {displaystyle Gamma =-{frac {mathrm {d} T}{mathrm {d} z}}}

其中 Γ {displaystyle Gamma }（有时是 L {displaystyle L} ）是以温度单位除以高度单位给出的递减率，T 是温度，z 是高度。

大气的温度分布是热传导、热辐射和自然对流相互作用的结果。 阳光照射地球表面（陆地和海洋）并加热它们。 然后他们加热表面上方的空气。 如果辐射是将能量从地面传输到太空的xxx途径，那么大气中气体的温室效应将使地面温度保持在大约 333 K（60 °C；140 °F）。

然而，当空气变热时，它往往会膨胀，从而降低其密度。 因此，热空气倾向于上升并向上携带内部能量。 这就是对流过程。 当给定高度的空气块与同一高度的其他空气具有相同的密度时，垂直对流运动停止。

当一团空气膨胀时，它会推动周围的空气，做热力学功。 没有向内或向外传热的气团膨胀或收缩是绝热过程。 空气的导热系数低，所涉及的空气体积很大，因此通过传导传递的热量可以忽略不计。 此外，在这种膨胀和收缩中，大气内的辐射传热相对较慢，因此可以忽略不计。 由于向上运动和膨胀的包裹做功但没有获得热量，它失去了内能，因此它的温度降低了。

空气的绝热过程具有特征温度-压力曲线，因此该过程决定失效率。 当空气中含水量很少时，这种直减率被称为干绝热直减率：温度下降率为 9.8 °C/km（5.4 °F 每 1,000 英尺）（3.0 °C/1,000 英尺）。 下沉的空气包裹则相反。

当直减率小于绝热直减率时，大气稳定，不会发生对流。

只有地球大气层中的对流层（最高约 12 公里（39,000 英尺）高度）会发生对流：平流层通常不会发生对流。 然而，一些异常活跃的对流过程，例如与严重的超级单体雷暴相关的火山喷发柱和上冲顶，可能会局部和暂时地通过对流层顶注入对流并进入平流层。

大气中的能量传输比辐射和对流之间的相互作用更为复杂。 如下所述，热传导、蒸发、冷凝、降水都会影响温度曲线。

这些计算使用了一个非常简单的大气模型，无论是干燥的还是潮湿的，都位于处于平衡状态的静止垂直柱内。

热力学将绝热过程定义为：

P d V = − V d P γ {displaystyle Pmathrm {d} V=-{frac {Vmathrm {d} P}{gamma }}}

热力学xxx定律可以写成

m c v d T − V d P γ = 0 {displaystyle mc_{text{v}}mathrm {d} T-{frac {Vmathrm {d} P}{gamma }} =0}

此外，由于密度 ρ = m / V {displaystyle rho =m/V} 和 γ = c p / c v {displaystyle gamma =c_{text{p}}/c_{ text{v}}} ，

其中 c p {displaystyle c_{text{p}}} 是恒压下的比热。

假设大气处于静水平衡状态：

d P = − ρ g d z {displaystyle mathrm {d} P=-rho gmathrm {d} z}

其中 g 是标准重力。 结合这两个方程以消除压力，得出干绝热失效率 (DALR) 的结果，

大气层（通常是对流层）中水的存在使问题复杂化。