大气热力学（15）——热力学图的应用之三（逆温）

文章目录

15.1 逆温的概念
15.2 辐射逆温
- 15.2.1 辐射逆温的形成原因
- 15.2.2 辐射逆温的生消过程
- 15.2.3 辐射逆温在探空图的特征
- 15.2.4 辐射雾的形成与特征
15.3 平流逆温
- 15.3.1 平流逆温的形成原因
- 15.3.2 平流雾的形成与特征
15.4 湍流逆温
- 15.4.1 湍流逆温的形成原因
- 15.4.2 湍流逆温在探空图的特征
15.5 下沉逆温
- 15.5.1 下沉逆温的形成原因
- 15.5.2 下沉逆温在探空图的特征
15.6 锋面逆温
- 15.6.1 锋面逆温的形成原因
- 15.6.2 锋面逆温在探空图的特征
15.7 地形逆温
参考资料

15.1 逆温的概念

在对流层中，大体情况是气温随高度而降低。但是具体到对流层的不同高度，对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比下层小得多。具体来说：

上层温度直减率平均为 0.65~0.75℃/100m。
中层温度直减率平均为 0.5~0.6℃/100m。
下层（由地面至 2km）的温度直减率平均为 0.3~0.4℃/100m。

对于对流层下层，由于气层受地面增热和冷却的影响很大，温度直减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。逆温层对云雾、垂直运动发生发展以及其他天气现象影响较大。下面来介绍逆温的几个种类。

15.2 辐射逆温

15.2.1 辐射逆温的形成原因

由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。它的形成原因是：在白天，地面受太阳短波辐射加热后，温度迅速增加，靠近地面的空气由于热传导或湍流而增温；到了晴空的夜间，由于太阳短波辐射为 0，地面、雪面或冰面等向外发出长波辐射，近地面迅速降温。

有利于辐射逆温的几个因素：

低风速（若风太大，则大气中的垂直混合作用太强，不利于近地面的冷却）；
黑夜持续时间较长；
干空气；
晴空。当地面的温度接近露点温度时可能有雾，这就是辐射雾（若夜晚有云，它将吸收地面的向外长波辐射，然后以较低温度分别向上和向下辐射长波，使地面不会强烈降温）。

15.2.2 辐射逆温的生消过程

在这里插入图片描述

如上图为辐射逆温的生消过程：

图（a）：这是辐射逆温形成前的气温垂直分布情形，可以看到此时没有逆温。
图（b）：日落前，地面开始辐射降温，近地面出现浅薄的逆温层。
图（c）：到了晴朗无云或少云的夜间，地面很快辐射冷却，贴近地面的气层也随之降温。由于空气越靠近地面，受地表的影响越大，所以，离地面越近，降温越多，离地面越远，降温越少，因而形成了自地面开始的逆温。随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明前达到最强。
图（d）：日出时，地面开始升温，太阳辐射逐渐增强，地面很快增温，逆温层被抬高，逆温逐渐自下而上地消失。
图（e）：太阳辐射继续增强，逆温最终消失。

辐射逆温层的厚度往往只有 100m，但所处高度可能位于 10m 到 1km 不等。

15.2.3 辐射逆温在探空图的特征

在这里插入图片描述

辐射逆温在 T-lnP 图上的特征有：

逆温始于地面，地面经常是 $T=T_d$ 或 $T-T_d$ ，这是因为逆温层下界与下垫面接触，湿度较大。
逆温层中温度廓线和露点廓线接近， $T_d$ 几乎平行于等饱和比湿线，说明逆温层内空气混合充分，水汽垂直分布均匀。
逆温层顶以上 $T$ 和 $T_d$ 迅速减小，由于层结稳定，阻碍水汽向上输送，湿度较小，因而 $T-T_d$ 大。

如下图为 08 时和 14 时探测得到的 T-lnP 图，绿色曲线为露点廓线，红色曲线为状态曲线，蓝色曲线为温度廓线。可以看到 08 时的近地面出现了非常浅薄的逆温（温度廓线往右微微倾斜上升后，又往左上升），而在 14 时的探空图上已经看不到逆温的出现。

在这里插入图片描述

15.2.4 辐射雾的形成与特征

辐射雾的形成需满足几个条件：

冷却条件：地面辐射冷却强，一般在晴朗少云的夜间或清晨。
水汽条件：近地面层水汽近饱和，湿度大。
层结条件：湍流弱，近地面气层比较稳定或有逆温存在。
风力条件：静风或轻风（1~3 米/秒）。

如下图所示，辐射雾在 T-lnP 图上的特征为：

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近地面的露点廓线与温度廓线接近，有浅薄的湿层。
近地面的风速较低。
浅薄湿层的上面出现逆温。

15.3 平流逆温

15.3.1 平流逆温的形成原因

当暖空气平流到冷的下垫面上时，暖空气与冷地面之间不断的进行湍流热量交换。暖空气下层受冷的下垫面影响最大，降温强烈，形成一层浅薄的冷空气，而上层降温缓慢，从而形成平流逆温。平流逆温非常浅薄，只有数米或几十米。暖湿空气与下垫面的温差越大、暖湿空气的湿度越大，就越容易产生平流雾（不一定在地面产生）。

例如，暖空气水平移动到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却作用，愈近地面的空气降温越多，而上层空气受冷地表面的影响小，降温减少，于是产生逆温现象。

平流逆温和辐射逆温的区别为：

平流逆温是基于空气的流动而形成，没有晴空少云的限制，风速可较大。
辐射逆温往往是局地形成，要求晴朗少云且微风。

15.3.2 平流雾的形成与特征

平流雾的形成需满足几个条件：

冷却条件：暖湿空气与冷下垫面的温差越大越有利。
水汽条件：暖湿空气的湿度要大。
层结条件：层结较为稳定，有逆温层存在。
风力条件：要有适中的风速（2～8 米/秒）和风向。

如下图所示，平流雾在 T-lnP 图上的特征为：

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上干下湿：近地面气层接近饱和，近地面气层以上气层为干层。
风切变：逆温层中有中等强度的风切变，且风随高度顺转（暖平流）。
温差：暖湿气团与下垫面的温差较大。

如下图是一张探空图，此时当地出现了平流雾。可以看到图中有几个明显特征：

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1000hPa 以下近地面气层接近饱和，1000hPa 以上气层为干层。
图右侧表示不同高度处的风向，925hPa 与 1000hPa 之间的风切变达 6m/s，且风随高度顺转（暖平流）。
暖湿气团与下垫面的温差较大，如 1014hPa 与 964hPa 之间温差达 7℃。

15.4 湍流逆温

15.4.1 湍流逆温的形成原因

在解释什么事湍流逆温之前，需要简单介绍一下摩擦层的概念。地球的大气圈可以分为两个区域：

摩擦层（大气边界层）：靠近地球表面、受地面摩擦阻力影响的大气层区域。
自由大气层：远离地面、不受地面摩擦力影响的大气，通常是指 2000 米高度以上的大气层。

由于低层（摩擦层/行星边界层内）空气的湍流混合而形成的逆温，称为湍流逆温。如下图为湍流逆温的形成过程：

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线段 ABC 是湍流逆温形成前的温度廓线。由于湍流混合导致气流不断有上升与下降运动。
例如，A 点的气块沿着干绝热线 AD 上升，到达 D 点时气块温度下降；
而 F 点的气块沿着干绝热线 FE 下降，到达 E 点时气块温度上升。
如此，经过上下层空气的混合后，湍流混合区的顶部降温，而湍流混合区的底部增温。在湍流混合区，对取一个平均值 $\gamma$ ，即图中的温度廓线 A’F’。
于是，湍流混合区顶部的温度比自由大气底部（即边界层顶部）的温度要低，BF 之间即为湍流逆温层。

15.4.2 湍流逆温在探空图的特征

湍流逆温在 T-lnP 图上的特征有：

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逆温层位于行星边界层内，但不到达地面；
逆温层下方的温度递减率接近干绝热递减率；
逆温层下方的露点廓线与等比湿线接近平行；
边界层内风速较大（有利于湍流混合）。

15.5 下沉逆温

15.5.1 下沉逆温的形成原因

由于稳定气层整层空气下沉压缩、绝热增温而形成的逆温，称为下沉逆温。如下图所示：

在这里插入图片描述

当某一层空气发生下沉运动时，因气压逐渐增大，以及气层向水平方向的辐散，使其厚度减小（ $\Delta z > \Delta z'$ ）。如果气层下沉过程是绝热的，而且气层内各部分空气的相对位置不发生改变，这样空气层顶部下沉的距离（CC’ 的垂直高度）要比底部下沉的距离（BB‘ 的垂直高度）大，其顶部空气的绝热增温要比底部多。