3. Распределение температуры воздуха с высотой
Тропосфера является наиболее интересной структурной частью атмосферы, поскольку здесь формируются погодообразующие процессы. Здесь возможно как падение, так и рост температуры по вертикали, но преобладающим является падение температуры.
Средний вертикальный температурный градиент в тропосфере равен 0,65°/100 м (от 0,5 до 0,7°/100 м). Эта величина вертикального градиента температуры наблюдается наиболее часто и определена как средняя из множества измерений. В действительности вертикальный градиент температуры в умеренных широтах Земли изменчив, он зависит от времени суток, сезона года, характера атмосферных процессов, а в нижней части тропосферы, главным образом, от подстилающей поверхности. В нижних 4 км он ближе к 0,5°С/100 м, а в полярных областях и зимой в умеренных широтах уменьшается до 0,1–0,4°С/100 м. Выше 4 км он возрастает до 0,7–0,8°С/100 м. Затем на некоторой высоте наблюдается резкое убывание градиента до 0,1–0,2°С/100 м. Слой с таким вертикальным градиентом называется тропопаузой (переходная между тропосферой и стратосферой). В высоких широтах он лежит на высоте 8–10 км, в средних широтах – 10–12 км, над экватором – около 16 км.
В приземном слое часто наблюдаются инверсии температуры.
В стратосфере падение температуры сменяется повышением. Вертикальные градиенты температуры здесь отрицательны, но малы по абсолютной величине. Поэтому нижнюю стратосферу (до стратонуля) можно считать изотермическим слоем.
Вследствие того, что высота тропосферы велика в тропиках, температура на уровне тропопаузы над тропиками очень низка – в течение всего года -70 – -80°С, а в отдельных случаях ниже -90°С. В умеренных широтах температура тропопаузы выше (порядка -55°С), а в полярных областях летом еще выше (до -45°С в Арктике). В стратосфере она еще повышается до -35°С, т.е. летом полярная стратосфера теплее, чем тропическая. Зимой таких различий в температуре стратосферы нет: температура -60 – -70°С и над полюсами, и над экватором.
Такое распределение температуры в атмосфере с высотой установилось вследствие радиационных процессов, атмосферной турбулентности, адиабатических процессов. Если бы температура на каждом уровне тропосферы определялась бы только процессами поглощения или излучения радиации, то вертикальный градиент в нижнем километре был равен 2°С/100 м, а на высоте 3 км – 1°С/100м, в верхней части тропосферы уменьшался бы до десятых долей градуса на 100 м (водяной пар, который поглощает и излучает энергию в тропосфере наиболее интенсивно, наибольшей концентрации достигает у земной поверхности и быстро убывает с высотой).
Но в действительности вертикальный градиент в нижней части тропосферы значительно меньше, а в верхней наоборот, больше. Это обусловлено вертикальным перемешиванием воздуха и адиабатическими изменениями температуры. В результате подъема одних элементов турбулентности и опускания других вниз в процессе перемешивания устанавливается такое распределение температуры, при котором вертикальные градиенты заключены между значениями сухо- и влажноадиабатического градиентов (γ) температуры. При этом в нижней части тропосферы вертикальные градиенты температур будут меньше, а в верхней – больше, чем при лучистом равновесии. Такое тепловое состояние атмосферы называется конвективным равновесием.
В стратосфере содержание водяного пара незначительно, вертикальное перемешивание воздуха ослаблено, поэтому распределение температуры по вертикали определяется повышенным содержанием озона, который поглощает УФ-лучи. Его содержание растет с высотой, поэтому и температура в стратосфере растет или, по крайней мере, не падает по вертикали.