Выше было указано, как меняется температура в опреде­ленной массе воздуха, которая адиабатически поднимается или опускается. Ни в коем случае не следует смешивать эти инди­видуальные изменения с вертикальным распределением темпе­ратуры в атмосфере.

Температура в атмосферном столбе может распределяться по высоте различным образом. Это распределение не подчинено никакой простой закономерности, и кривая, представляющая это распределение в более или менее толстом слое атмосферы, не является простой геометрической кривой. В некоторых случаях ее можно только приближенно приравнять такой кривой.

Пред­ставление о распределении температуры с высотой дает вертикальный градиент температуры –dT / dz, т. е. изменение темпера­туры в атмосфере на единицу высоты, обычно на 100 м.

Так как перед производной ставится знак минус, то в обычном слу­чае падения температуры с высотой, т. е. при отрицательном dТ и положительном dz, градиент имеет положительную вели­чину.

Бывают такие случаи, когда температура воздуха с высотой не падает, а растет -  инверсия  температуры, а вертикальный градиент температуры будет при этом, очевидно, отрицательным. Инверсии особенно часты по ночам в призем­ном слое, но встречаются на разных высотах и в свободной ат­мосфере.

Если температура в воздушном слое не меняется с вы­сотой, т. е. вертикальный градиент ее равен нулю, то такое состояние слоя называют изотермией.

Если молекулярная температура с высотой меняется, то, вообще говоря, меняется также и потенциальная температура. Однако в случае, если молекулярная температура падает с вы­сотой на 1 ^o /100 м, то потенциальная температура остается с вы­сотой неизменной. Это легко видеть из самых простых сообра­жений. При указанном градиенте молекулярной температуры, с какого бы уровня ни была опущена воздушная частица на уровень моря, она, адиабатически нагревшись, получит на уровне моря одну и ту же температуру. Это и значит, что потен­циальная температура на всех уровнях одинакова.

В случае же, если вертикальный градиент молекулярной тем­пературы меньше 1 ^o /100 м, что как раз является обычным, по­тенциальная температура с высотой растет, причем растет тем быстрее, чем он меньше.

И только в тех редких случаях, когда вертикальный градиент молекулярной температуры больше 1 ^o /100 м, потенциальная температура с высотой убывает, причем убывает тем быстрее, чем больше градиент молекулярной тем­пературы превышает 1 ^o /100 м.

В изотермическом слое потенциальная температура растет с высотой. Еще быстрее растет она в слое инвер­сии, т. е. при возрастании молекулярной температуры с вы­сотой.

Ветер и турбулентность

В зависимости от распределения атмосферного давления воздух постоянно перемещается в горизонтальном направлении. Это горизонтальное перемещение воздуха называется ветром. Скорость и направление ветра все время меняются.

К горизонтальному переносу воздуха присоединяются и вер­тикальные составляющие. Они обычно малы по сравнению с го­ризонтальным переносом, порядка сантиметров или десятых до­лей сантиметра в секунду. Только в особых условиях, при так называемой конвекции, в небольших участках атмо­сферы вертикальные составляющие скорости движения воздуха могут достигать нескольких метров в секунду.

Ветер всегда обладает турбулентностью. Это значит, что отдельные количества воздуха в потоке ветра перемещаются не по параллельным путям. В воздухе возникают многочисленные беспорядочно движущиеся вихри и струи разных размеров. От­дельные количества воздуха, увлекаемые этими вихрями и стру­ями, так называемые элементы турбулентности, движутся по всем направлениям, в том числе и перпендикулярно к общему или среднему направлению ветра и даже против него. Эти эле­менты турбулентности — не молекулы, а крупные объемы воз­духа, линейные размеры которых измеряются сантиметрами, метрами, десятками метров. Таким образом, на общий перенос воздуха в определенном направлении и с определенной ско­ростью налагается система хаотических, беспорядочных движе­ний отдельных элементов турбулентности по сложным перепле­тающимся траекториям.

Турбулентность возникает вследствие различия скоростей ветра в смежных слоях воздуха. Особенно велика она в нижних слоях атмосферы, где скорость ветра быстро растет с высо­той. Но в развитии турбулентности принимает участие и так на­зываемая архимедова, или гидростатическая, сила. Отдельные количества воздуха поднимаются вверх, если их температура выше, а, стало быть, плотность меньше, чем температура и плот­ность окружающего воздуха. Напротив, количества воздуха бо­лее холодные и плотные, чем окружающий воздух, опускаются вниз.

Такое перемешивание воздуха за счет различий плотности происходит тем интенсивнее, чем быстрее падает температура с высотой, т. е. чем больше вертикальный градиент температуры. Поэтому можно условно говорить о динамической турбу­лентности, возникающей независимо от температурных условий, и о термической турбулентности (или конвекции), определяемой температурными условиями. Однако в действительности турбу­лентность всегда имеет комплексную природу, и правильнее го­ворить о большей или меньшей роли термического фактора в ее возникновении и развитии.

Турбулентность с преобладанием термических причин при определенных условиях более или менее резко меняет свой «масштаб»: превращается в упорядоченную конвекцию. Вместо мелких хаотически движущихся турбулентных вихрей, в ней начинают преобладать мощные восходящие движения воздуха типа струй или токов, со скоростями порядка нескольких метров в секунду, иногда свыше 20 м/сек. Такие мощные восходящие токи воздуха называют термиками. Ими широко пользуются планеристы. Наряду с ними наблюдаются и нисходящие движе­ния, менее интенсивные, но захватывающие большие площади.

Воздушные массы и фронты

В процессе общей циркуляции атмосферы воздух тропосферы расчленяется на отдельные воздуш­ные массы, которые более или менее длительно сохраняют свою индивидуальность, перемещаясь из одних областей Земли в дру­гие. В горизонтальном направлении воздушные массы измеря­ются тысячами километров.

Воздушные массы по своим температурам и по другим свой­ствам (влажность, содержание пыли) носят на себе отпечаток своего очага, т. е. той области Земли, где воздушная масса сформировалась как целое под воздействием однородной зем­ной поверхности. Потом, перемещаясь в другие области Земли, воздушные массы переносят в эти области и свой режим погоды. Преобладание в данном районе в тот или иной сезон воздуш­ных масс определенного типа или типов создает характерный климатический режим этого района.

Основными типами воздушных масс являются четыре типа с различным зональным положением очагов:

- массы аркти­ческого (в южном полушарии — антарктического) воздуха,

- полярного (или умеренного) воздуха,

- тропического воздуха,

- экваториального воздуха.

Для каждого из этих типов характерен свой интервал значений тем­пературы у земной поверхности и на высотах, свои значения влажности, дальности видимости и пр.

Конечно, свойства воздушных масс, прежде всего темпера­тура, непрерывно меняются при их перемещении из одних райо­нов в другие. Происходит трансформация воздушных масс.

Воздушные массы, перемещающиеся с более холодной земной поверхности на более теплую (обычно из высоких ши­рот в низкие), называют холодными массами. На своем пути холодная воздушная масса вызывает похолодание в тех райо­нах, в которые она приходит. Но в пути она сама прогревается, притом преимущественно снизу, от земной поверхности. Поэтому в ней возникают большие вертикальные градиенты тем­пературы и развивается конвекция с образованием кучевых и кучево-дождевых облаков и с выпадением ливневых осадков.

Воздушные массы, перемещающиеся на более холодную по­верхность (в более высокие широты), называются теплыми мас­сами. Они приносят потепление, но сами охлаждаются снизу, отчего в их нижних слоях создаются малые вертикальные гра­диенты температуры. Конвекция в них не развивается, преобла­дают слоистые облака и туманы.

Различают еще местные воздушные массы, длительно нахо­дящиеся в одном районе. Свойства местных масс определяются нагреванием или охлаждением снизу в зависимости от сезона.

Смежные воздушные массы разделены между собой сравни­тельно узкими переходными зонами, сильно наклоненными к земной поверхности. Эти зоны носят название фронтов. Длина таких зон — тысячи километров, ширина — лишь десятки кило­метров. Вверх фронты прослеживаются на несколько километ­ров, нередко до самой стратосферы.

Фронты между воздушными массами указанных выше основ­ных географических типов называют главными фронтами, в от­личие от менее значительных вторичных фронтов между мас­сами одного и того же географического типа.

Главные фронты между арктическим и полярным воздухом носят название арк­тических фронтов, между полярным и тропическим воздухом — полярных фронтов, между тропическим и экваториальным воз­духом — тропических фронтов.

С фронтами связаны особые явления погоды. Восходящие движения воздуха в зонах фронтов приводят к образованию обширных облачных систем, из которых выпадают осадки на больших площадях. Огромные атмосферные волны, возникаю­щие в воздушных массах по обе стороны от фронта, приводят к образованию атмосферных возмущений вихревого характера — циклонов и антициклонов, определяющих режим ветра и другие особенности погоды. Особенно важны в этом отношении поляр­ные фронты. Обо всем этом будет подробнее говориться в по­следующих главах.

Фронты постоянно возникают вновь и исчезают (размыва­ются) вследствие определенных особенностей атмосферной цир­куляции. Вместе с ними формируются, меняют свойства и, на­конец, теряют свою индивидуальность воздушные массы.