上升空气为何冷却

山上通常比山脚冷，但“上升空气变冷”不能只解释成它碰到了更冷的环境。即使暂时不允许它与外界交换热量，上升也可以造成冷却。我们用一个想象实验，把环境变化与气块自身的变化分开。

跟着一小团空气走

气块（air parcel）是便于推理的空气小体积，并不是有塑料膜包住的真实气球。先假定它移动时与环境混合很少，压力能快速调整到周围压力，过程中没有辐射或传导带来的净热交换。这个近似允许我们追踪同一团空气的质量和温度。

高度增加，周围气压降低；气块为适应较低压力而膨胀，对环境做功，温度降低。这是绝热冷却（adiabatic cooling）。它不需要环境把热量拿走，也不由“越高越靠近太空”直接造成。相反，未饱和气块下沉受压，温度会升高。NWS：绝热过程与递减率

递减率是每升高多远降温多少

温度递减率（lapse rate）用K/km表达。把向上高度增加$\mathrm{\Delta }z$取为正，未饱和气块有近似关系：

$$T_p(z+\mathrm{\Delta }z)\approx T_p(z)-{\mathrm{\Gamma }}_d\mathrm{\Delta }z,{\mathrm{\Gamma }}_d\approx 9.8\mathrm{K}/\mathrm{km}$$

$T_p$表示气块温度，下标$p$是parcel；若高度用km，递减率就用K/km。温差用K与用°C的数值相同。干绝热递减率（dry adiabatic lapse rate）来自$g/c_p$，其中$c_p$是空气定压比热容。“干”在这里指没有发生凝结的近似过程，不要求水汽绝对为零。NWS：绝热定义

例如25°C的未饱和气块上升0.5 km，温度约为20.1°C。这只回答“把它抬上去后怎样”，没有回答它是否有足够浮力自行上升。造成抬升的原因可以是山坡、锋面、低层气流汇聚或浮力，下一课才判断升起后能否继续。

到达饱和以后，路径改变

抬升凝结高度（lifting condensation level，LCL）是气块按上述近似被抬升至饱和的高度。粗略估计可用 $z_{\mathrm{LCL}}\approx 125(T_0-T_{d0})$ m，温差以°C或K给出；系数单位是m/K。它是近地面常用经验近似，不是任何环境下的精确云底测量。

取起始气温25°C、露点15°C，温差10 K，LCL约1250 m。气块到此约12.75°C；随后若继续上升并凝结，潜热使冷却减慢。饱和绝热递减率（saturated adiabatic lapse rate）依赖温度、压力等条件，不是固定常数。教材图和实验用6 K/km演示凝结的效果，因此到2 km约为8.25°C；若人为禁止凝结，同一高度约为5.4°C。NOAA：云形成与上升冷却

不要把气块线当成天气气温线

环境温度（environmental temperature）是各高度实际已有的空气温度；气块温度是把某团空气搬到那里后计算的值。两条线可以不同。气象气球测到的环境递减率，也不必等于9.8 K/km，甚至可能出现随高度升温的逆温（temperature inversion）。

常见误解： 进入云后就“不再冷却”；LCL就是雷暴必然开始的位置；气块模型已经包含了混合。这三种说法都不成立。真实云中的夹卷（entrainment）会混入环境空气，液水负载与降水也会改变理想路径。

自检：两条路径哪条更暖

同从25°C起步，到2 km时，禁止凝结的干绝热对照路径与本课先干后湿路径哪条更暖？如果环境温度为12°C，可以直接说气块一定继续向上加速吗？

展开答案

先干后湿路径约8.25°C，高于干绝热对照的5.4°C，但仍低于12°C环境。仅凭其曾经很暖不能断言继续向上加速。还要比较同高度的密度，并考虑水汽、液水与外力；下一课从这种比较定义浮力和稳定度。

继续：稳定度与浮力。