อัตราการลดลงของอุณหภูมิ

ทะเลสาบ Czarny Staw pod Rysami ที่อยู่สูงกว่า (ระดับความสูง 1,583 เมตร (5,194 ฟุต)) ยังคงถูกปกคลุมด้วยน้ำแข็ง ขณะที่ทะเลสาบ Morskie Oko ซึ่งอยู่ต่ำกว่าแทบจะละลายหมดแล้ว (ระดับความสูง 1,395 เมตร (4,577 ฟุต)) ภาพนี้ถ่ายจากฝั่ง โปแลนด์ ของ เทือกเขาทาทรา เดือนพฤษภาคม 2019

อัตราการลดลงของอุณหภูมิ (อังกฤษ: Lapse rate) คืออัตราที่ตัวแปรในชั้น บรรยากาศโลก โดยปกติคือ อุณหภูมิ ลดลงตาม ความสูง คำว่า Lapse rate มาจากคำว่า lapse (ในความหมาย "ค่อย ๆ ลดลง" ไม่ใช่ "การหยุดชะงัก") ในอากาศแห้ง อัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะแดียบาติก (adiabatic lapse rate) หมายถึง การลดลงของอุณหภูมิของกลุ่มอากาศที่ลอยขึ้นในบรรยากาศโดยไม่แลกเปลี่ยนพลังงานกับอากาศรอบข้าง ซึ่งมีค่าอยู่ที่ 9.8 °C/กม. (5.4 °F ต่อ 1,000 ฟุต)

อัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะแดียบาติกอิ่มตัว (อังกฤษ: Saturated adiabatic lapse rate, SALR) หรือ อัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะแดียบาติกชื้น (อังกฤษ: Moist adiabatic lapse rate, MALR) หมายถึง การลดลงของอุณหภูมิของกลุ่มอากาศที่มีความอิ่มตัวของไอน้ำ เมื่อมันลอยขึ้นในบรรยากาศ ค่า SALR เปลี่ยนแปลงได้ตามอุณหภูมิและความดันของกลุ่มอากาศ โดยปกติมีค่าระหว่าง 3.6 ถึง 9.2 °C/กม. (2 ถึง 5 °F ต่อ 1,000 ฟุต) ตามข้อมูลของ องค์การการบินพลเรือนระหว่างประเทศ (ICAO)

อัตราการลดลงของอุณหภูมิในธรรมชาติ (อังกฤษ: Environmental lapse rate) หมายถึง การลดลงของอุณหภูมิในอากาศตามความสูงในช่วงเวลาและสถานที่หนึ่ง ซึ่งอาจมีความแตกต่างได้มากตามสถานการณ์

อัตราการลดลงของอุณหภูมิสัมพันธ์กับองค์ประกอบในแนวดิ่งของ ความชันเชิงพื้นที่ ของ ความชันของอุณหภูมิ แม้ว่าหลักการนี้จะถูกนำไปใช้กับ โทรโพสเฟียร์ ของโลกเป็นหลัก แต่สามารถนำไปประยุกต์ใช้กับ แก๊ส ในกลุ่มของเหลวที่ได้รับแรงโน้มถ่วงสนับสนุนได้เช่นกัน

คำนิยาม

คำจำกัดความอย่างเป็นทางการจาก Glossary of Meteorology ระบุว่า:

การลดลงของตัวแปรในบรรยากาศตามความสูง โดยตัวแปรนั้นมักจะเป็นอุณหภูมิหากไม่ได้ระบุอย่างอื่น

โดยปกติ อัตราการลดลงของอุณหภูมิ (lapse rate) จะเป็นค่าลบของอัตราการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิตามการเปลี่ยนแปลงของระดับความสูง:

$\Gamma =-{\frac {\mathrm {d} T}{\mathrm {d} z}}$

โดยที่ $\Gamma$ (หรือบางครั้งใช้ $L$) คือ อัตราการลดลงของอุณหภูมิ มีหน่วยเป็น หน่วยของอุณหภูมิหารด้วยหน่วยของความสูง, T คืออุณหภูมิ และ z คือระดับความสูง

อัตราการลดลงของอุณหภูมิสิ่งแวดล้อม

อัตราการลดลงของอุณหภูมิสิ่งแวดล้อม (Environmental Lapse Rate หรือ ELR) คือ อัตราการลดลงของอุณหภูมิที่เกิดขึ้นจริงในชั้นบรรยากาศ ณ เวลาและสถานที่ใด ๆ

ELR เป็นอัตราการลดลงที่สังเกตได้จริง ซึ่งแตกต่างจาก อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติก (adiabatic lapse rate) ที่เป็นแนวคิดเชิงทฤษฎี โดย ELR จะมีแนวโน้มถูกปรับให้ใกล้เคียงกับอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกเมื่ออากาศเคลื่อนที่ในแนวดิ่ง

โดยเฉลี่ย องค์การการบินพลเรือนระหว่างประเทศ (ICAO) ได้กำหนดบรรยากาศมาตรฐานสากล (International Standard Atmosphere หรือ ISA) ซึ่งมีอัตราการลดลงของอุณหภูมิที่ 6.50 °C/km (3.56 °F หรือ 1.98 °C/1,000 ft) จากระดับน้ำทะเลถึง 11 กิโลเมตร (36,090 ft หรือ 6.8 ไมล์) โดยอุณหภูมิจะคงที่ที่ −56.5 °C (−69.7 °F) ตั้งแต่ระดับ 11 กิโลเมตรถึง 20 กิโลเมตร (65,620 ft หรือ 12.4 ไมล์) ซึ่งอุณหภูมินี้ถือเป็นค่าต่ำสุดที่กำหนดไว้ใน ISA ทั้งนี้ บรรยากาศมาตรฐาน ICAO ไม่มีการพิจารณาเรื่องความชื้น

ต่างจาก ISA ซึ่งเป็นแบบจำลองอุดมคติ อุณหภูมิในชั้นบรรยากาศจริงไม่ได้ลดลงอย่างสม่ำเสมอกับระดับความสูงเสมอไป เช่น อาจมีชั้น การผกผันของอุณหภูมิ (Temperature inversion) ซึ่งอุณหภูมิกลับเพิ่มขึ้นตามความสูง

สาเหตุ

โปรไฟล์อุณหภูมิของชั้นบรรยากาศเกิดจากการมีปฏิสัมพันธ์ระหว่างการให้ความร้อนจากการแผ่รังสีของแสงอาทิตย์ การระบายความร้อนสู่อวกาศผ่านการแผ่รังสีความร้อน และการถ่ายเทความร้อนในแนวตั้งผ่านกระบวนการการพาความร้อน (convection) ซึ่งนำพาอากาศร้อนและความร้อนแฝงขึ้นไปในแนวดิ่ง โดยเหนือชั้นโทรโพพอส (tropopause) การพาความร้อนไม่เกิดขึ้น และการระบายความร้อนทั้งหมดเป็นแบบการแผ่รังสี

ในชั้นโทรโพสเฟียร์ (troposphere) อัตราการลดลงของอุณหภูมิ (lapse rate) เป็นผลจากสมดุลระหว่าง

1. การระบายความร้อนแบบการแผ่รังสีของอากาศ ซึ่งหากเกิดขึ้นเพียงอย่างเดียวจะนำไปสู่อัตราการลดลงที่สูงมาก

2. การพาความร้อน ซึ่งเริ่มทำงานเมื่ออัตราการลดลงเกินค่าที่กำหนดไว้ โดยการพาความร้อนจะปรับให้อัตราการลดลงของสิ่งแวดล้อม (environmental lapse rate) ใกล้เคียงกับอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติก (adiabatic lapse rate)

แสงอาทิตย์ที่ตกกระทบพื้นผิวโลก (ทั้งพื้นดินและทะเล) จะทำให้พื้นผิวร้อนขึ้น และพื้นผิวที่ร้อนจะให้ความร้อนแก่อากาศด้านบน นอกจากนี้ แสงอาทิตย์ที่ถูกดูดซับเกือบหนึ่งในสามจะถูกดูดซับในชั้นบรรยากาศ ทำให้บรรยากาศร้อนขึ้นโดยตรง

การถ่ายเทความร้อนผ่านการนำความร้อน (thermal conduction) จะเกิดขึ้นเฉพาะในชั้นอากาศที่อยู่ใกล้พื้นผิวในระดับไม่กี่มิลลิเมตรเท่านั้น เนื่องจากความนำความร้อนของอากาศต่ำมาก

อากาศเย็นลงผ่านก๊าซเรือนกระจก เช่น ไอน้ำและคาร์บอนไดออกไซด์ รวมถึงเมฆที่ปล่อยรังสีความร้อนคลื่นยาวออกสู่อวกาศ

หากการถ่ายเทพลังงานในบรรยากาศเกิดขึ้นด้วยการแผ่รังสีเพียงอย่างเดียว อัตราการลดลงใกล้พื้นผิวจะสูงถึงประมาณ 40 °C/km และก๊าซเรือนกระจกจะทำให้พื้นผิวโลกมีอุณหภูมิประมาณ 333 เคลวิน (60 องศาเซลเซียส; 140 องศาฟาเรนไฮต์)

อย่างไรก็ตาม เมื่ออากาศร้อนหรือชื้น ความหนาแน่นจะลดลง ทำให้อากาศร้อนที่ได้รับความร้อนจากพื้นผิวมีแนวโน้มลอยตัวสูงขึ้นและถ่ายเทพลังงานในแนวดิ่ง โดยเฉพาะหากอากาศมีความชื้นจากการระเหยของน้ำ ซึ่งเป็นกระบวนการการพาความร้อน

การพาความร้อนนำอากาศร้อนชื้นขึ้นด้านบน และอากาศเย็นแห้งลงด้านล่าง ทำให้เกิดการถ่ายเทความร้อนในแนวดิ่ง ซึ่งช่วยลดอุณหภูมิในอากาศชั้นล่างและเพิ่มอุณหภูมิในอากาศชั้นบน

เมื่อกระบวนการพาความร้อนเกิดขึ้น จะทำให้อัตราการลดลงของอุณหภูมิสิ่งแวดล้อมปรับเข้าใกล้อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติก ซึ่งเป็นลักษณะของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในอากาศที่เคลื่อนที่ในแนวดิ่ง

เนื่องจากการพาความร้อนสามารถถ่ายเทความร้อนในบรรยากาศ อัตราการลดลงของอุณหภูมิในชั้นโทรโพสเฟียร์จึงลดลงมาอยู่ที่ประมาณ 6.5 °C/km และผลกระทบเรือนกระจกลดลงจนทำให้อุณหภูมิพื้นผิวโลกอยู่ที่ประมาณ 288 เคลวิน (15 องศาเซลเซียส; 59 องศาฟาเรนไฮต์)

การพาความร้อนและการขยายตัวแบบเอดิอาแบติก

Emagram แสดงความแตกต่างของเอดิอาบาตแบบแห้ง (เส้นหนา) และเอดิอาบาตแบบชื้น (เส้นประ) ตามความดันและอุณหภูมิ

เมื่อการพาความร้อนทำให้อากาศเคลื่อนที่ขึ้นหรือลง การถ่ายเทความร้อนระหว่างกลุ่มอากาศและอากาศโดยรอบจะมีปริมาณน้อยมาก เนื่องจากอากาศมีความนำความร้อนต่ำ และกลุ่มอากาศที่เกี่ยวข้องมีขนาดใหญ่ การถ่ายเทความร้อนด้วยการนำความร้อนจึงเล็กน้อยจนสามารถละเลยได้ นอกจากนี้ การถ่ายเทความร้อนด้วยรังสีในบรรยากาศก็ช้าจนไม่สำคัญสำหรับอากาศที่เคลื่อนที่ ดังนั้น เมื่ออากาศเคลื่อนที่ขึ้นหรือลง จะเกิดการแลกเปลี่ยนความร้อนกับอากาศโดยรอบเพียงเล็กน้อย กระบวนการที่ไม่มีการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อมเรียกว่า "กระบวนการเอดิอาแบติก"

อากาศจะขยายตัวเมื่อเคลื่อนที่ขึ้นด้านบน และหดตัวเมื่อเคลื่อนที่ลง กระบวนการขยายตัวและหดตัวของกลุ่มอากาศนี้เป็นกระบวนการเอดิอาแบติกในระดับที่แม่นยำ

เมื่อกลุ่มอากาศขยายตัว มันจะผลักดันอากาศรอบข้างและทำงานทางอุณหพลศาสตร์ (thermodynamic work) เนื่องจากกลุ่มอากาศที่เคลื่อนที่ขึ้นและขยายตัวทำงานแต่ไม่ได้รับความร้อน มันจึงสูญเสียพลังงานภายใน ทำให้อุณหภูมิลดลง ส่วนกลุ่มอากาศที่เคลื่อนที่ลงและหดตัวจะได้รับงาน ทำให้มันได้รับพลังงานภายในและอุณหภูมิเพิ่มขึ้น

กระบวนการเอดิอาแบติกมีเส้นโค้งลักษณะเฉพาะของอุณหภูมิและความดัน เมื่ออากาศหมุนเวียนในแนวตั้ง อากาศจะมีลักษณะการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิที่เป็นลักษณะเฉพาะนั้น หากอากาศมีน้ำอยู่น้อย อัตราการลดลงนี้เรียกว่า "อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง" (dry adiabatic lapse rate) : อัตราการลดลงของอุณหภูมิจะอยู่ที่ประมาณ 9.8 °C/km (หรือ 5.4 °F ต่อ 1,000 ฟุต)

เมื่ออัตราการลดลงของสิ่งแวดล้อม (environmental lapse rate) น้อยกว่าอัตราเอดิอาแบติก บรรยากาศจะมีเสถียรภาพ และการพาความร้อนจะไม่เกิดขึ้น

เฉพาะในชั้นโทรโพสเฟียร์ (troposphere) ซึ่งมีความสูงถึงประมาณ 12 กิโลเมตร (39,000 ฟุต) เท่านั้นที่เกิดการพาความร้อน ส่วนสตราโทสเฟียร์ (stratosphere) โดยทั่วไปไม่มีการพาความร้อน อย่างไรก็ตาม กระบวนการพาความร้อนที่มีพลังงานสูงมาก เช่น การพ่นขึ้นของภูเขาไฟ หรือ overshooting top ที่เกี่ยวข้องกับพายุฝนฟ้าคะนองแบบซุปเปอร์เซลล์ อาจนำการพาความร้อนทะลุโทรโพพอสและเข้าสู่ชั้นสตราโทสเฟียร์ในระดับเฉพาะ

การถ่ายเทพลังงานในชั้นบรรยากาศมีความซับซ้อนมากกว่าแค่การมีปฏิสัมพันธ์ระหว่างการแผ่รังสีกับการพาความร้อนแห้ง วัฏจักรน้ำ (เช่น การระเหย การควบแน่น และการตกตะกอน) เป็นตัวการสำคัญที่ถ่ายเทความร้อนแฝง (latent heat) และมีผลต่อระดับความชื้นในบรรยากาศ ซึ่งมีอิทธิพลอย่างมากต่อโปรไฟล์อุณหภูมิดังที่อธิบายด้านล่าง

คณิตศาสตร์ของอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติก

กราฟแสดงอัตราการลดลงของอุณหภูมิในชั้นบรรยากาศที่ระดับใกล้ผิวน้ำทะเล

การคำนวณต่อไปนี้แสดงอุณหภูมิเป็นฟังก์ชันของระดับความสูงสำหรับกลุ่มอากาศที่เคลื่อนที่ขึ้นหรือลงโดยไม่มีการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อม

อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง (Dry Adiabatic Lapse Rate - DALR)

ตามหลักอุณหพลศาสตร์ กระบวนการเอดิอาแบติกกำหนดโดย: $P,\mathrm {d} V=-{\frac {V,\mathrm {d} P}{\gamma }}$

โดยที่กฎข้อที่หนึ่งของอุณหพลศาสตร์สามารถเขียนได้ว่า: $mc_{\text{v}},\mathrm {d} T-{\frac {V,\mathrm {d} P}{\gamma }}=0$

เมื่อพิจารณาความหนาแน่น $\rho =m/V$ และ $\gamma =c_{\text{p}}/c_{\text{v}}$ เราจะได้: $\rho c_{\text{p}},\mathrm {d} T-\mathrm {d} P=0$

โดยที่ $c_{\text{p}}$ คือความจุความร้อนจำเพาะที่ความดันคงที่

สมมติให้บรรยากาศอยู่ในสมดุลอุทกสถิต: $\mathrm {d} P=-\rho g,\mathrm {d} z$

โดยที่ g คือความเร่งเนื่องจากแรงโน้มถ่วง เมื่อรวมสมการทั้งสองเพื่อตัดตัวแปรความดันออก เราได้ผลลัพธ์เป็นอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง: $\Gamma _{\text{d}}=-{\frac {\mathrm {d} T}{\mathrm {d} z}}={\frac {g}{c_{\text{p}}}}=9.8\ ^{\circ }{\text{C}}/{\text{km}}$

อัตรา DALR ($\Gamma _{\text{d}}$) นี้คืออัตราการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในกลุ่มอากาศที่เคลื่อนที่ขึ้นหรือลงโดยไม่มีน้ำในสถานะไอ (ความชื้นสัมพัทธ์ต่ำกว่า 100%)

อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (Moist Adiabatic Lapse Rate - MALR)

การมีน้ำในชั้นบรรยากาศ (โดยเฉพาะในโทรโพสเฟียร์) ทำให้กระบวนการพาความร้อนซับซ้อนขึ้น ไอน้ำในอากาศมีความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ เมื่อกลุ่มอากาศเคลื่อนที่ขึ้นและเย็นลง มันจะถึงจุดน้ำค้างที่ไอน้ำอิ่มตัว (เมื่อความดันไอของน้ำลดลงจนเท่ากับความดันไอที่เกิดดุลยภาพ) เมื่ออุณหภูมิลดลงต่อไป ไอน้ำส่วนเกินจะควบแน่นเป็นเมฆ และปลดปล่อยความร้อนแฝงของการควบแน่นออกมา

ก่อนถึงจุดอิ่มตัว อากาศที่ลอยตัวจะมีอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง หลังจากอิ่มตัวแล้ว อากาศจะมีอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น

อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้งคงที่ที่ 9.8 °C/km (5.4 °F ต่อ 1,000 ฟุต) แต่ค่าอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (MALR หรือ SALR) จะเปลี่ยนแปลงไปตามอุณหภูมิ โดยปกติอยู่ที่ประมาณ 5 °C/km

สูตรสำหรับ SALR หรือ MALR คือ: $\Gamma _{\text{w}}=g,{\frac {\left(1+{\dfrac {H_{\text{v}},r}{R_{\text{sd}},T}}\right)}{\left(c_{\text{pd}}+{\dfrac {H_{\text{v}}^{2},r}{R_{\text{sw}},T^{2}}}\right)}}$

โดยที่:

$\Gamma _{\text{w}}$: อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (K/m)

$g$: ความเร่งเนื่องจากแรงโน้มถ่วง (9.8076 m/s²)

$H_{\text{v}}$: ความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอของน้ำ (2501 kJ/kg)

$R_{\text{sd}}$, $R_{\text{sw}}$: ค่าคงที่แก๊สจำเพาะของอากาศแห้งและไอน้ำ

$c_{\text{pd}}$: ความจุความร้อนจำเพาะของอากาศแห้งที่ความดันคงที่

ค่า SALR นี้ใช้สำหรับกลุ่มอากาศที่อิ่มตัวด้วยไอน้ำ (ความชื้นสัมพัทธ์ 100%)

อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (Moist Adiabatic Lapse Rate - MALR)

การมีน้ำในชั้นบรรยากาศ (โดยปกติในโทรโพสเฟียร์) ทำให้กระบวนการพาความร้อนซับซ้อนขึ้น ไอน้ำในอากาศมีความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ (latent heat of vaporization) เมื่อกลุ่มอากาศลอยขึ้นและเย็นลง จนกระทั่งอากาศนั้นอิ่มตัว (saturated) กล่าวคือ ความดันไอของน้ำในสมดุลกับน้ำในสถานะของเหลวได้ลดลง (เมื่ออุณหภูมิลดลง) จนเท่ากับความดันไอของน้ำจริง เมื่ออุณหภูมิยังลดลงต่อไป ไอน้ำส่วนเกินจะควบแน่นเป็นเมฆ และปลดปล่อยความร้อนแฝงของการควบแน่นออกมา ซึ่งการปลดปล่อยความร้อนแฝงนี้เป็นแหล่งพลังงานสำคัญในการพัฒนาพายุฝนฟ้าคะนอง

ก่อนถึงจุดอิ่มตัว กลุ่มอากาศที่ลอยขึ้นจะมีอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง (Dry Adiabatic Lapse Rate - DALR) แต่หลังจากอิ่มตัวแล้ว อากาศจะมีอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น ซึ่งเป็นที่รู้จักกันในชื่อ อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (SALR หรือ MALR) อัตราการลดลงนี้เปลี่ยนแปลงไปตามอุณหภูมิ โดยปกติอัตรา SALR อยู่ที่ประมาณ 5 °C/km (9 °F/km หรือ 2.7 °F/1,000 ft หรือ 1.5 °C/1,000 ft)

สูตรสำหรับอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (MALR หรือ SALR) คือ:

$\Gamma _{\text{w}}=g,{\frac {\left(1+{\dfrac {H_{\text{v}},r}{R_{\text{sd}},T}}\right)}{\left(c_{\text{pd}}+{\dfrac {H_{\text{v}}^{2},r}{R_{\text{sw}},T^{2}}}\right)}}$

โดยที่:

$\Gamma _{\text{w}}$ คือ อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (K/m)

$g$ คือ ความเร่งเนื่องจากแรงโน้มถ่วงของโลก = 9.8076 m/s²

$H_{v}$ คือ ความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอของน้ำ = 2,501,000 J/kg

$R_{\text{sd}}$ คือ ค่าคงที่แก๊สจำเพาะของอากาศแห้ง = 287 J/kg·K

$R_{\text{sw}}$ คือ ค่าคงที่แก๊สจำเพาะของไอน้ำ = 461.5 J/kg·K

$\epsilon$ คือ อัตราส่วนไร้มิติของค่าคงที่แก๊สจำเพาะของอากาศแห้งต่อไอน้ำ = 0.622

$e$ คือ ความดันไอของน้ำในอากาศที่อิ่มตัว

$r={\frac {\epsilon e}{p-e}}$ คือ อัตราส่วนการผสมระหว่างมวลของไอน้ำและมวลของอากาศแห้ง

$p$ คือ ความดันของอากาศที่อิ่มตัว

$T$ คือ อุณหภูมิของอากาศที่อิ่มตัว (K)

$c_{\text{pd}}$ คือ ความจุความร้อนจำเพาะของอากาศแห้งที่ความดันคงที่ = 1003.5 J/kg·K

อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (SALR หรือ MALR) ($\Gamma _{\text{w}}$) คืออัตราการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในกลุ่มอากาศที่มีความชื้น 100% หรืออิ่มตัวด้วยไอน้ำ

ผลกระทบต่อสภาพอากาศ

ความร้อนแฝงของการระเหยเพิ่มพลังงานให้กับเมฆและพายุ

อัตราการลดลงของอุณหภูมิในบรรยากาศที่แตกต่างกันมีความสำคัญอย่างยิ่งในด้านอุตุนิยมวิทยา โดยเฉพาะในโทรโพสเฟียร์ ใช้ในการคำนวณว่ากลุ่มอากาศที่ลอยขึ้นจะมีความสูงเพียงพอที่จะทำให้เกิดการควบแน่นและสร้างเมฆหรือไม่ และหากเกิดเมฆแล้ว อากาศนั้นจะลอยต่อไปและก่อให้เกิดเมฆฝนขนาดใหญ่หรือเมฆคิวมูโลนิมบัส (Cumulonimbus) ที่เป็นแหล่งของพายุฟ้าคะนองหรือไม่

เมื่ออากาศที่ยังไม่อิ่มตัวลอยขึ้น อุณหภูมิจะลดลงตามอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง (Dry Adiabatic Lapse Rate) ขณะเดียวกัน จุดน้ำค้าง (dew point) ก็ลดลงด้วย แต่จะลดลงช้ากว่า โดยปกติจะลดลงประมาณ2 °C ต่อ 1,000 เมตร หากอากาศที่ไม่อิ่มตัวลอยขึ้นไปจนถึงจุดที่อุณหภูมิเท่ากับจุดน้ำค้าง การควบแน่นจะเริ่มเกิดขึ้น ซึ่งจุดนี้เรียกว่าระดับการควบแน่นยกขึ้น (Lifting Condensation Level - LCL) เมื่อมีการยกกลุ่มอากาศด้วยแรงกลไก และระดับการควบแน่นตามธรรมชาติ (Convective Condensation Level - CCL) เมื่อไม่มีแรงยกกลุ่มอากาศกลไก ซึ่งในกรณีนี้กลุ่มอากาศต้องได้รับความร้อนจากพื้นดินเพื่อให้ถึงอุณหภูมิการพาความร้อน

การวัดค่าความแตกต่างระหว่างอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้งและอัตราการลดลงของจุดน้ำค้างจะช่วยหาค่าระดับการควบแน่นยกขึ้น (LCL) โดยการคูณความแตกต่างนั้นด้วย 125 เมตร/°C

หากอัตราการลดลงในบรรยากาศ (Environmental Lapse Rate) น้อยกว่าอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (Moist Adiabatic Lapse Rate) อากาศจะมีความเสถียรอย่างสมบูรณ์ กลุ่มอากาศจะเย็นลงเร็วกว่าอากาศรอบข้างและสูญเสียความลอยตัว (buoyancy) ซึ่งมักเกิดขึ้นในช่วงเช้าตรู่เมื่ออากาศใกล้พื้นดินเย็นตัวลงจากคืนที่ผ่านมา การสร้างเมฆในอากาศที่มีความเสถียรจะไม่น่าเกิดขึ้น

หากอัตราการลดลงในบรรยากาศอยู่ระหว่างอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้งและอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น อากาศจะไม่เสถียรแบบมีเงื่อนไข (conditionally unstable) กลุ่มอากาศที่ยังไม่อิ่มตัวจะไม่มีความลอยตัวเพียงพอที่จะลอยขึ้นไปจนถึงระดับการควบแน่นยกขึ้นหรือระดับการควบแน่นตามธรรมชาติ และจะมีความเสถียรต่อการเคลื่อนที่ในแนวตั้งที่อ่อนแอ แต่หากกลุ่มอากาศนั้นอิ่มตัวแล้ว จะไม่เสถียรและจะลอยขึ้นไปถึงระดับการควบแน่น และอาจหยุดลงเนื่องจากมีชั้นการกลับตัว (inversion layer) หรือการยับยั้งการพาความร้อน (convective inhibition) และหากการยกกลุ่มอากาศดำเนินต่อไป การพาความร้อนชื้นลึก (Deep Moist Convection - DMC) อาจเกิดขึ้นเมื่อกลุ่มอากาศลอยขึ้นถึงระดับการพาความร้อนอิสระ (Level of Free Convection - LFC) จากนั้นมันจะเข้าสู่ชั้นการพาความร้อนอิสระ (Free Convective Layer - FCL) และมักจะลอยขึ้นไปจนถึงระดับสมดุล (Equilibrium Level - EL)

หากอัตราการลดลงในบรรยากาศมากกว่าอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง จะเรียกว่าอัตราการลดลงซูเปอร์เอดิอาแบติก (Superadiabatic Lapse Rate) ซึ่งทำให้อากาศมีความไม่เสถียรอย่างสมบูรณ์ กลุ่มอากาศจะมีความลอยตัวทั้งในด้านล่างและด้านบนของระดับการควบแน่น การเกิดเมฆคิวมูลัส, ฝนตกหรือแม้แต่พายุฟ้าคะนองมักจะเพิ่มขึ้นในสภาพอากาศนี้ โดยเฉพาะในช่วงบ่ายที่พื้นดินมีอุณหภูมิสูงขึ้น

นักอุตุนิยมวิทยาจะใช้เรดิโอโซน (radiosondes) วัดอัตราการลดลงในบรรยากาศและเปรียบเทียบกับอัตราการลดลงตามแบบพยากรณ์เพื่อคาดการณ์โอกาสที่อากาศจะลอยขึ้น โดยใช้แผนภูมิที่แสดงอัตราการลดลงในบรรยากาศ เช่น Skew-T log-P diagram และTephigram เพื่อทำการพยากรณ์สภาพอากาศ

ปรากฏการณ์ลมเฟิน (Foehn wind) หรือที่รู้จักกันในชื่อลมชิโนคในบางพื้นที่ของอเมริกาเหนือ เกิดขึ้นจากการที่อากาศชื้นอบอุ่นลอยขึ้นผ่านการยกตัวแบบออโรกราฟิก (orographic lifting) ขึ้นไปเหนือยอดเขาหรือภูเขาขนาดใหญ่ อุณหภูมิจะลดลงตามอัตราการลดลงแบบแห้งจนถึงจุดที่ไอน้ำในอากาศเริ่มควบแน่น และเมื่ออากาศลอยขึ้นไปสูงกว่านั้น อัตราการลดลงจะลดลงเป็นอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น เมื่ออากาศลอยขึ้นต่อไป การควบแน่นจะมักตามมาด้วยการตกของฝนที่ด้านบนและด้านพายุของภูเขา เมื่ออากาศลงมาที่ด้านลมฝั่งที่ไม่รับลมจะถูกอุ่นขึ้นจากการบีบอัดแบบเอดิอาแบติก (adiabatic compression) ตามอัตราการลดลงแบบแห้ง ดังนั้นลมเฟินที่ความสูงบางจุดจะอุ่นกว่าในระดับความสูงที่เทียบเท่าบนฝั่งที่รับลมของภูเขา และอากาศจะสูญเสียไอน้ำไปมากทำให้เกิดพื้นที่แห้งที่ด้านลมฝั่งที่ไม่รับลมของภูเขา

ผลกระทบต่อปรากฏการณ์เรือนกระจก

หากอัตราการลดลงของอุณหภูมิในบรรยากาศ (environmental lapse rate) เท่ากับศูนย์ หมายความว่าอุณหภูมิในบรรยากาศจะเท่ากันทุกระดับความสูง ในกรณีนี้จะไม่มีปรากฏการณ์เรือนกระจกเกิดขึ้น อย่างไรก็ตาม นี่ไม่ได้หมายความว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิและปรากฏการณ์เรือนกระจกเป็นสิ่งเดียวกัน แต่เป็นเพียงเงื่อนไขเบื้องต้นที่จำเป็นสำหรับการเกิดปรากฏการณ์เรือนกระจกเท่านั้น

การมีอยู่ของก๊าซเรือนกระจกในชั้นบรรยากาศของดาวเคราะห์ทำให้เกิดการระบายความร้อนจากการแผ่รังสี ส่งผลให้อัตราการลดลงของอุณหภูมิในบรรยากาศไม่เท่ากับศูนย์ ดังนั้น การมีอยู่ของก๊าซเรือนกระจกจึงทำให้เกิดปรากฏการณ์เรือนกระจกในระดับโลก อย่างไรก็ตาม ปรากฏการณ์เรือนกระจกนี้อาจไม่เกิดขึ้นในระดับท้องถิ่นเสมอไป

ในพื้นที่ที่มีอัตราการลดลงของอุณหภูมิที่สูงกว่า ปรากฏการณ์เรือนกระจกในระดับท้องถิ่นจะรุนแรงขึ้น ตัวอย่างเช่น ในแอนตาร์กติกา การกลับตัวของอุณหภูมิในชั้นบรรยากาศ (thermal inversions) ซึ่งทำให้อากาศที่ระดับความสูงสูงกว่ามีอุณหภูมิสูงกว่า อาจทำให้ปรากฏการณ์เรือนกระจกในพื้นที่นั้นกลายเป็นค่าลบ (หมายถึงมีการระบายความร้อนออกสู่อวกาศเพิ่มขึ้น แทนที่จะลดลงเหมือนกรณีปรากฏการณ์เรือนกระจกค่าบวก)

อัตราการลดลงของอุณหภูมิในคอลัมน์อากาศที่แยกออกจากกัน

มีคำถามที่เกิดขึ้นเป็นระยะว่าความชันของอุณหภูมิ (temperature gradient) จะเกิดขึ้นในคอลัมน์อากาศนิ่งที่อยู่ภายใต้สนามโน้มถ่วงโดยไม่มีการไหลของพลังงานภายนอกหรือไม่ เรื่องนี้ถูกอธิบายโดยเจมส์ คลาร์ก แมกซ์เวลล์ในปี ค.ศ. 1902 ซึ่งได้แสดงให้เห็นว่าหากมีความชันของอุณหภูมิใด ๆ เกิดขึ้น ความชันนั้นจะต้องมีลักษณะเป็นสากล (เหมือนกันสำหรับวัสดุทุกชนิด) มิฉะนั้น กฎข้อที่สองของอุณหพลศาสตร์จะถูกละเมิด แมกซ์เวลล์ยังสรุปว่าผลลัพธ์ที่เป็นสากลจะต้องเป็นสถานะที่อุณหภูมิเท่ากันทุกจุด หรือกล่าวอีกนัยหนึ่งว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิต้องเท่ากับศูนย์

ในปี ค.ศ. 2019 Santiago และ Visser ยืนยันความถูกต้องของข้อสรุปของแมกซ์เวลล์ (อัตราการลดลงของอุณหภูมิเป็นศูนย์) โดยมีเงื่อนไขว่าผลกระทบเชิงสัมพัทธภาพไม่ได้รับการพิจารณา แต่เมื่อรวมทฤษฎีสัมพัทธภาพทั่วไปเข้าไป แรงโน้มถ่วงจะทำให้เกิดอัตราการลดลงของอุณหภูมิที่น้อยมาก เรียกว่า Tolman gradient (ที่ได้มาจากงานของ R. C. Tolman ในปี ค.ศ. 1930) ที่พื้นผิวโลก Tolman gradient จะมีค่าประมาณ $\Gamma _{t}=T_{s}\times (10^{-16}$m$^{-1})$ โดยที่ $T_{s}$ คืออุณหภูมิของก๊าซที่ระดับความสูงของพื้นผิวโลก Santiago และ Visser กล่าวเพิ่มเติมว่า "แรงโน้มถ่วงเป็นแรงเดียวที่สามารถสร้างความชันของอุณหภูมิในสถานะสมดุลความร้อนได้โดยไม่ละเมิดกฎของอุณหพลศาสตร์" และ "การมีอยู่ของ Tolman's temperature gradient ไม่ได้เป็นเรื่องที่มีข้อโต้แย้งเลย (อย่างน้อยก็ในชุมชนที่ศึกษาทฤษฎีสัมพัทธภาพทั่วไป) "

ดูเพิ่ม

• กระบวนการอะเดียแบติก

• อุณหพลศาสตร์ของชั้นบรรยากาศ

• พลศาสตร์ของไหล

• ลมเฟิน

• การตอบสนองเชิงป้อนกลับของภูมิอากาศต่ออัตราการลดลงของอุณหภูมิ

• ความสูงเชิงสเกล

ดูเพิ่ม

• Beychok, Milton R. (2005). Fundamentals Of Stack Gas Dispersion (4th ed.). author-published. ISBN 978-0-9644588-0-2. www.air-dispersion.com
• R. R. Rogers and M. K. Yau (1989). Short Course in Cloud Physics (3rd ed.). Butterworth-Heinemann. ISBN 978-0-7506-3215-7.

แหล่งข้อมูลอื่น

• Definition, equations and tables of lapse rate from the Planetary Data system.
• National Science Digital Library glossary:
  • Lapse Rate
  • Environmental lapse rate
  • Absolute stable air
• An introduction to lapse rate calculation from first principles from U. Texas