1. Допустим сначала, что на каждом уровне в атмосфере
установилась температура лучистого равновесия, т. е. та температура,
при которой радиационный приток тепла в воздух и отдача тепла
излучением из воздуха равны. В тропосфере поглощает и излучает
радиацию преимущественно водяной пар. Но его содержание в воздухе
быстро убывает с высотой. Поэтому и температура лучистого равновесия
также должна убывать.
Подсчитано, что в нижнем километре атмосферы ее градиент был бы в
среднем 2°С/100 м, на высоте 2-3 км 1 °С/100 м,
а в верхней части тропосферы уменьшался бы до нескольких десятых
долей градуса на 100 м.
В действительности среднее понижение температуры с высотой в нижней
половине тропосферы значительно меньше, а в верхней, наоборот,
больше (рис. 31). Следовательно, вертикальное распределение
температуры в тропосфере не является только результатом лучистого
равновесия.
В самом деле, мы знаем, что воздух в тропосфере находится в
состоянии постоянного перемешивания по вертикали. Это перемешивание
- результат атмосферной турбулентности, включая и термическую
конвекцию, обусловленную архимедовой силой.
Восходящий воздух адиабатически охлаждается на 1 °С на 100 м, пока
он не насыщен, и на несколько десятых долей градуса на 100 м, когда
он достиг состояния насыщения. Опускающийся воздух, напротив,
нагревается на 1 °С на каждые 100 м спуска, а если в нем есть
испаряющиеся продукты конденсации (капли или кристаллы облаков), то
меньше чем на 1 °С. В результате подъема одних элементов
турбулентности вверх и опускания других вниз в процессе
перемешивания устанавливается такое распределение температуры, при
котором вертикальные градиенты в атмосферном столбе заключены между
значениями сухоадиабатического и влажноадиабатического градиентов
температуры, т. е. между 1 °С 100 м и несколькими десятыми долями
градуса. При этом вертикальные градиенты температуры в нижней части
тропосферы будут меньше, чем при лучистом равновесии, а в верхней
части тропосферы больше.
Такое тепловое состояние атмосферы называется конвективным
равновесием. Тропосфера в среднем очень близка к этому состоянию.
Отдельные отклонения от него как в сторону больших, так и в сторону
меньших вертикальных градиентов, особенно в приземном слое воздуха,
являются результатом преобладания в отдельных случаях радиационных
процессов или адиабатического оседания мощных слоев воздуха.
Подробнее об этом будет сказано ниже.
Рис. 31. Распределение средней температуры
воздуха с высотой по фактическим данным (1) и в предположении
лучистого равновесия (2).
В стратосфере водяного пара очень мало, и он не играет там
активной роли в поглощении и излучении. Вместе с тем и вертикальное
перемешивание в стратосфере менее интенсивно, чем в тропосфере.
Распределение температуры в стратосфере определяется повышенным
содержанием в ней озона, сильно поглощающего радиацию, а это
содержание растет с высотой. В результате в стратосфере
устанавливается по вертикали температура лучистого равновесия, не
изменяющаяся или растущая с высотой.
Высокие температуры в полярной стратосфере летом в сравнении с
тропической стратосферой объясняются увеличенным образованием озона
в высоких широтах. Но зимой, в отсутствии солнечной радиации в
высоких широтах, содержание озона так мало и стратосфера имеет почти
такую же низкую температуру, как в тропиках.
2. Наиболее регулярные отклонения от средних вертикальных градиентов
температуры наблюдаются в нижних слоях тропосферы - приземном и слое
трения, особенно подверженных влиянию земной поверхности.
Так, например, в тропиках, в зоне пассатов, в нескольких нижних
сотнях метров над морем почти всегда наблюдаются вертикальные
градиенты температуры, очень близкие к 1 °С/100 м. Здесь над теплым
морем всегда сильно развита конвекция. Так как при этом воздух в
нижних слоях ненасыщен, в нем устанавливается вертикальный градиент
температуры, близкий к сухоадиабатическому. В средних широтах в
летние дни над прогретой почвой возникают в нижних метрах очень
большие вертикальные градиенты, значительно превышающие
сухоадиабатический (см. п. 14 главы восьмой). Напротив, ночью над
охлажденной почвой вертикальные градиенты в приземном слое воздуха
уменьшаются и часто меняют знак, особенно в ясную погоду, при
усиленном эффективном излучении. Над почвой устанавливается инверсия
температуры, т. е. ее повышение с высотой вместо падения. В
результате даже многолетний средний градиент в нижних десятках
метров над почвой в средних широтах будет днем положительным (и
особенно большим весной и летом), а ночью отрицательным (и особенно
большим по абсолютной величине осенью и зимой). В полярных областях,
над ледяным и снежным покровом, устойчивые инверсии или, по крайней
мере, изотермии наблюдаются круглые сутки не только зимой, но даже
летом.
