5. Температурный режим почвогрунтов и водных объектов

Изменения температуры в нижних слоях атмосферы определяются, прежде всего, изменениями температуры земной поверхности и следуют за этими изменениями. Земная поверхность, т. е. поверхность почвы или воды (а также и растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх - в атмосферу и вниз – в почву или в воду. В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это время получает сверху и снизу. Если бы было иначе, не выполнялся бы закон сохранения энергии: следовало бы допустить, что на земной поверхности энергия возникает или исчезает. Однако возможно, что, например, вверх может уходить больше тепла, чем пришло сверху; в таком случае избыток отдачи тепла должен покрываться приходом тепла к поверхности из глубины почвы или воды.

Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности:

, (8)

где В – радиационный баланс, определяемый соотношением (7), Р – приход тепла из воздуха или отдача его в воздух путем теплопроводности, М – приход или расход тепла путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды; определяет потерю тепла при испарении воды или приход его при ее конденсации на земной поверхности; L - удельная теплота испарения и Q - масса испарившейся или сконденсировавшейся воды. Радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла. Уравнение (8) действительно для любого промежутка времени, в том числе и для многолетнего периода.

Тепловой режим почвы опре­деляется в основном разностью между приходом и расходом лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой подстилающей поверхностью. Эта разность называется радиационным балан­сом. Величина его зависит от физических свойств почвы и со­стояния ее поверхности, характера погоды и отдельных эле­ментов: ее влажности, облачности, ветра, осадков и др. Эти факторы изменяют в ту или в другую сторону величину радиа­ционного баланса и таким образом влияют на тепловое со­стояние почвы и интенсивность теплообмена как с атмосферой, так и между верхними и глубокими слоями почвы.

Нагревание и охлаждение почвы в большей степени зави­сит от ее теплоемкости. Различают весовую и объемную теп­лоемкость. Весовая, или удельная, теплоемкость есть количе­ство тепла, необходимое для нагревания 1 г почвы на 1°. Объ­емная теплоемкость почвы есть количество тепла, необходи­мое для нагревания 1 см³ почвы на 1°.

В воздушно-сухом состоянии весовая (удельная) теплоем­кость большинства составных частей почвы равна 0,2 кал/г град, объемная теплоемкость равна 0,4-0,6 кал/см³ град, т. е. при­мерно в два раза меньше, чем для воды. На практике обычно имеют дело не с весом почвы, а с определенным объемом ее. Ввиду этого большое значение приобретает не весовая тепло­емкость почвы, а объемная. Последняя в сильной степени за­висит от количества воды и воздуха, заполняющих промежут­ки между частицами почвы. Объемная теплоемкость воздуха очень мала (равна 0,0003 кал/см³ град), а воды велика (рав­на единице).

Из того, что тепловой баланс земной поверхности равен нулю, не следует, что температура поверхности не меняется. Когда передача тепла направлена вниз, то тепло, приходящее к поверхности сверху и уходящее от нее вглубь, в значительной части остается в самом верхнем слое почвы или воды (в так называемом деятельном слое). Температура этого слоя, а стало быть, и температура земной поверхности при этом возрастает. Напротив, при передаче тепла через земную поверхность снизу вверх, в атмосферу, тепло уходит, прежде всего, из деятельного слоя, вследствие чего температура поверхности падает.

От суток к суткам и от года к году средняя температура деятельного слоя и земной поверхности в любом месте меняется мало. Однако существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде - также путем турбулентного и конвективного перемешивания водных слоев⁴, намного более эффективного. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы.

В результате суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве - менее чем до одного метра. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве - только на 10-20 м.

Количество же лу­чистой энергии, поглощаемой и излучаемой деятельной поверх­ностью, зависит от ее цвета, состава, структуры. Поэтому, например, темные почвы, обла­дающие сравнительно малой отражательной способностью, при прочих равных условиях днем нагреваются, а ночью охлаждаются сильнее, чем светлые. При положительном ра­диационном балансе тепло от деятельной поверхности пере­дается в более глубокие слои, а часть его отдается воздуху. При отрицательном радиационном балансе тепло из глубины почвы и частично из воздуха поступает к деятельной поверх­ности.

Важную роль для нагревания или охлаждения почвы игра­ют конденсация водяного пара и испарение воды, происходя­щие на деятельной поверхности. При конденсации выделя­ется скрытая теплота, идущая на нагревание почвы. При испарении тепло переходит в скрытое состояние и теряется почвой. Некоторое количество тепла в почве затрачивается также на химические и биологические процессы: усвоение питательных веществ корнями растений, растворение солей и т. д.

Нагревание и охлаждение почвы в большей степени за­висит от ее теплоемкости и коэффициента теплопроводности.

Различают удельную и объемную теплоемкость. При решении практических задач в метеорологии в основ­ном используется объемная теплоемкость. Для различных минеральных составных частей почвы она колеблется от 0,84 до 1,68 МДж/(м³-К). Однако объемная теплоемкость в значительной степени зависит от пористости и влажности почвы, т. е. от того, заполнены ли поры водой или воздухом. Пористость почвы количественно характеризуется отношением (в процентах) объема пор к общему объему взятого образца почвы. Под влажностью почвы понимают отношение (в процен­тах) массы воды, имеющейся в почве, к массе абсолютно сухой почвы. Объемная теплоемкость воды равна 4,19 МДж/(м³-К), а воздуха – 1,256 кДж/(м³-К). Поэтому теплоемкость различных почв зависит не столько от их химического состава, сколько от количества воздуха и воды, находящихся в порах. Чем больше в почве воды и меньше воздуха, тем больше ее теплоемкость. Теплоемкость сухих почв, поры которых заполнены воздухом, меньше теплоемкости влажных почв, поры которых заполнены водой. В связи с этим сухие почвы при заданном притоке или отдаче тепла нагреваются и охлаждаются сильнее, чем влажные.

Мерой теплопроводности почвы служит коэффициент тепло­проводности, численно равный количеству тепла, проходя­щего за 1 с через основание столба почвы сечением 1 м² и высотой 1 м, если разность температур на верхнем и нижнем его основаниях равна 1°К. Коэффициент теплопроводности выражается в Вт/(м-К). У различных минеральных составных частей почвы он изменяется примерно от 0,4 до 2,5 Вт/(м-К). Теплоемкость почвы в значительной мере зависит от ее пористости и влажности. При проникновении воды в почву воздух, содержащийся в по­рах, вытесняется водой, и коэффициент теплопроводности увеличивается.

При замерзании почвы ее коэффициент теплопроводности увеличивается, так как у льда он равен 2,03 Вт/(м-К), т. е. больше, чем у воды. Некоторое влияние на теплопроводность почвы оказывает также ее температура. Однако этим влиянием можно пренебречь, так как оно значительно слабее влияния влажности. Таким образом, при рассмотрении тепловых свойств почвы в первую очередь необходимо учитывать ее пористость и влажность. Изменение этих факторов может изменить тепловые характеристики почвы в 2 раза и более.

От структуры почвы зависит и ее температура. Так, на­пример, при прочих равных условиях температура поверхно­сти рыхлой почвы днем выше, а ночью ниже, чем поверхности плотной почвы, так как рыхлая почва обладает меньшим ко­эффициентом теплопроводности. Кроме того, рыхлая почва имеет шероховатую поверхность, которая днем поглощает, а ночью излучает больше радиации, чем более гладкая поверх­ность плотной почвы. Нагревание и охлаждение почвы обратно пропорционально ее объемной теплоемкости, а скорость распро­странения тепла в глубину прямо пропорциональна коэффици­енту теплопроводности.

Отношение коэффициента теплопровод­ности почвы к ее объемной теплоемкости называется коэф­фициентом температуропроводности (k). Коэффициент k численно соответствует повышению темпера­туры единицы объема почвы в результате притока к ней тепла. Коэффициент k показывает, насколько быстро происходит вы­равнивание температуры вышележащих и нижележащих слоев почвы. Учитывая зависимость объемной теплоемкости и коэффи­циента теплопроводности почвы от ее пористости и влажности, легко показать, что коэффициенты температуро-проводности различных минеральных частей почвы, а также воздуха сравни­тельно близки между собой, тогда как у воды они во много раз меньше. Но с увеличением влажности почвы коэффициент тепло­проводности увеличивается быстрее, чем теплоемкость. Поэтому, несмотря на малое значение k воды, влажные почвы обладают более зна­чительными коэффициентами температуропроводности, чем сухие.

Тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает до значительной глубины и нагревает большую толщу воды. Температура верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. В почве же приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который, таким образом, сильно нагревается. Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но взамен него приходит накопленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому температура на поверхности воды понижается медленно. На поверхности же почвы температура при отдаче тепла падает быстро: тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него уходит без восполнения снизу.

В результате днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем температура на поверхности воды, а ночью и зимой ниже. Это значит, что суточные и годовые колебания температуры на поверхности почвы больше, притом значительно больше, чем на поверхности воды.

Вследствие указанных различий в распространении тепла водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. Напротив, почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает его к зиме. На рис. 2 и 3 представлены зависимости среднесуточного хода температуры почвы и поверхности океана в сравнении с окружающим воздухом.

Рис. 2. Средний суточный ход температуры на поверхности почвы (П) и в воздухе на высоте 2 м (В)

Рис. 3. Суточный ход температуры на поверхности моря (кривая 1) и на высоте 6 м в воздухе (кривая 2) в тропической Атлантике

Максимальные температуры на поверхности почвы обычно выше, чем в воздухе. Днем солнечная радиация нагревает, прежде всего, почву, а уже от нее нагревается воздух. В средней России летом на поверхности обнаженной почвы наблюдаются температуры до +55°С, а в пустынях - даже до +80°С. Ночные минимумы температуры, наоборот, бывают на поверхности почвы ниже, чем в воздухе, так как прежде всего почва выхолаживается эффективным излучением, а уже от нее охлаждается воздух.

Изменение температуры почвы с глубиной. Распределение температуры почвы с глубиной зависит от вре­мени суток и года. Различают два типа вертикального распре­деления температуры почвы: тип инсоляции и тип излучения. При типе инсоляции температура с глубиной понижается, а при типе излучения - повышается. Тип инсоляции характерен для тех промежутков времени, когда радиационный баланс положи­телен, а тип излучения характерен для промежутков времени, когда радиационный баланс отрицателен.

В умеренных широтах летом тип инсоляции имеет место днем, а тип излучения - ночью. Вечером, когда происходит радиационное охлаждение поверхности почвы, температура верхних ее слоев начинает повышаться с глубиной, а в нижеле­жащих слоях еще сохраняется дневное распределение, т. е. уменьшение температуры с глубиной. В результате на некоторой глубине создается теплый слой, от которого температура убывает как вниз, так и к поверхности. Утром верхний слой почвы прогревается, температура в нем начинает убывать с глубиной, а в более глубоких слоях еще сохраняется ночное распределе­ние, т.е. увеличение температуры с глубиной. Следовательно, утром имеет место распределение температуры, обратное вечер­нему: на некоторой глубине создается холодный слой, от кото­рого температура повышается как вниз, так и к поверхности почвы.

Изменение среднемесячной температуры почвы с глубиной в разные сезоны также имеет различный вид. Летом в среднем наблюдается тип инсоляции, а зимой – тип излучения. Осенью более глубокие слои почвы еще сохраняют летнее распределение температуры, тогда как в самых верхних ее слоях вследствие начавшегося охлаждения поверхности оно уже принимает зимний характер. Поэтому на некоторой глубине создается теплый слой, от которого температура убывает как вниз, так и к поверхности, т. е. этот теплый слой оказывается расположенным между двумя более холодными слоями. Весной наблюдается обратное среднее распределение температуры: между двумя более теплыми слоями располагается холодный слой, в резуль­тате чего температура с глубиной сначала понижается, а затем повышается.

Теплообмен в глубоких слоях почвогрунтов. Для суждения о распределении температуры с глубиной ниже слоя постоянной годовой температуры используются результаты наблюдений в рудниках, шахтах, туннелях, буровых скважинах. Эти наблюдения показывают, что на больших глубинах темпе­ратура земной коры непрерывно повышается с глубиной. Это объясняется влиянием внутреннего тепла земного шара. Рост температуры с глубиной характеризуется геотермическим градиентом, в среднем равным 3,3°С/100 м. Наивысшая тем­пература, отмеченная на глубине 6000 м, составляет около 180°С.

Разность между суточным максимумом и суточным минимумом температуры называется суточной амплитудой температуры.

Факторы теплового режима почвы

Растительный покров уменьшает охлаждение почвы ночью. Ночное излучение происходит при этом преимущественно с поверхности самой растительности, которая и будет наиболее охлаждаться. Почва же под растительным покровом сохраняет более высокую температуру. Однако днем растительность препятствует радиационному нагреванию почвы. Суточная амплитуда температуры под растительным покровом, таким образом, уменьшена, а средняя суточная температура понижена. Итак, растительный покров в общем охлаждает почву. Растительный покров уменьшает амплитуду суточных колебаний температуры поверхности почвы, так как он препятствует нагреванию ее солнечными лучами днем и защищает от сильного излучения ночью.

Снежный покров предохраняет почву зимой от чрезмерной потери тепла, который благодаря своей малой теплопроводности предохраняет поверхность почвы от ночного охлаждения. Поверхность самого снега может ночью охлаждаться очень сильно вследствие большой относительной способности излучения. Днем из-за большого альбедо поверхность снега нагревается мало, и потому амплитуда, несмотря на низкий ночной минимум, остается не очень большой. Суточная амплитуда температуры на поверхности почвы под снегом резко уменьшается.

Излучение идет с поверхности самого снежного покрова, а почва под ним остается более теплой, чем обнаженная почва.

В средней полосе европейской территории России при снежном покрове высотой 40-50 см температура поверхности почвы под ним на 6-7° выше, чем температура обнаженной почвы, и на 10° выше, чем температура на поверхности самого снежного покрова. К примеру, зимнее промерзание почвы под снегом достигает глубины порядка 40 см, а без снега может распространяться до глубины более 100 см.

Полезные исследования влияния снежного покрова на тепловой и водный режим почв под плодовыми деревьями проведены Кругловым Н.М. и Куликовым И.М. (см. «Садоводство и виноградарство» №1, 2010 г). При этом выявлено, что разница в высоте снежного покрова в садах составляет от 5 до 15 см в зависимости от возраста насаждений. За счет разницы в высоте снежного покрова отмечены различия в глубинах промерзания почвы в молодом и взрослом садах. В молодом и взрослом садах различия в снегонакоплении в объеме кроны сказываются на продолжительности снеготаяния, которая в молодом саду заканчивается на 5-6 дней раньше. Вокруг штамбов деревьев на протяжении зимы возникают воронки (чашеобразные углубления), частично свободные от снега. Это создает неравномерность глубины промерзания почвы в садах, увеличиваясь в зоне проекции штамбов. В конце зимы прогревание массы снега происходит и за счет солнечной энергии. При этом на поверхности снега образуется наст и создается эффект тепличного стекла или пленки.

Облачность. В пасмурную погоду амплитуда меньше, чем в ясную. Облака днем задерживают прямую солнечную радиацию, а ночью значительно уменьшают эффективное излучение. В ясную погоду наблюдается большая суммарная радиация днем и большое эффективное излучение ночью.

Теплоемкость и теплопроводность почвы. Амплитуда на­ходится в обратной зависимости от теплоемкости почвы. Чем больше теплоемкость почвы, тем меньше она нагревается днем и охлаждается ночью, т. е. тем меньше амплитуда коле­баний ее температуры. Такой же характер имеет зависимость амплитуды от теплопроводности почвы. Например, гранитная скала обладает хорошей теплопроводностью, и в ней нагрева­ние хорошо передается вглубь. В результате амплитуда су­точных колебаний температуры поверхности гранита невелика. Песчаная почва обладает меньшей теплопроводностью, чем гранит. Поэтому амплитуда хода температуры поверхности песчаной почвы примерно в 1,5 раза больше, чем поверхности гранитной скалы.

Цвет почвы. Амплитуда хода температуры поверхности темных почв значительно больше, чем светлых, так как поглощательная и излучательная способность темных поверхно­стей больше, чем светлых.

Экспозиция склонов. На температуру поверхности почвы и амплитуду ее суточного хода оказывает влияние экспозиция склонов. Южные склоны нагреваются сильнее северных, а западные - сильнее восточных. Это объясняется тем, что нагревание восточных склонов происходит утром при низкой температуре воздуха. Кроме того, в утренние часы, когда склоны могут быть увлажнены росой, значительная часть тепла затрачивается на ее испарение. Западные же склоны нагреваются в послеполуденные часы при высоких температурах воз­духа и относительно сухой почве.

Суточные и годовые колебания температуры поверхности почвы также распространяются в более глубокие слои. Слой почвы или воды, температура которого испытывает суточные и годовые колебания, называется активным слоем.

Нагревание и охлаждение поверхности передается вглубь почвы главным образом путем молекулярной теплопроводности. При распространении тепла вглубь происходит некоторое по­глощение его каждым слоем почвы. Чем глубже расположен слой, тем меньше он получает тепла и тем меньше повышается его температура в суточном и годовом ходе. При охлаждении деятельного слоя вследствие излучения тепло из глубины почвы путем молекулярной теплопроводности передается к ее поверх­ности. Поэтому чем глубже расположен слой почвы, тем меньше он будет охлаждаться в суточном и годовом ходе.

К распространению тепла в почве применима общая теория молекулярной теплопроводности, предложенная в свое время Фурье, и законы распространения тепла в почве носят название законов Фурье.

Чем больше плотность и влажность почвы, тем лучше она проводит тепло, тем быстрее распространяются в глубину и тем глубже проникают колебания температуры. Но независимо от типа почвы период колебаний температуры не изменяется с глубиной (первый закон Фурье).

Амплитуды колебаний с глубиной уменьшаются (рис. 4). При этом возрастание глубины в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды в прогрессии геометрической (второй закон Фурье).

Рис. 4. Суточный ход температуры в почве на разной глубине - от 1 до 80 см

На некоторой сравнительно небольшой глубине суточная амплитуда убывает настолько, что становится практически равной нулю. На этой глубине (около 70-100 см, в разных случаях разной) начинается слой постоянной суточной температуры.

Глубины, с которых начинаются слои постоянной суточной и постоянной годовой температуры, находятся в прямой зависи­мости от коэффициента температуропроводности почвы. В поч­вах, обладающих малым коэффициентом температуропроводно­сти, слои постоянной суточной и годовой температуры начина­ются уже с небольших глубин. Так, в сухой торфяной почве суточные колебания температуры проникают лишь до глубины 25 см.

Амплитуда годовых колебаний температуры уменьшается с глубиной по тому же закону. Однако годовые колебания распространяются до большей глубины, что вполне понятно: для их распространения имеется больше времени. Амплитуды годовых колебаний убывают практически до нуля на глубине около 30 м в полярных широтах, около 15-20 м – в средних широтах, около 10 м – в тропиках (где и на поверхности почвы годовые амплитуды меньше, чем в средних широтах). На этих глубинах начинается слой постоянной годовой температуры. Сроки наступления максимальных и минимальных температур как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной пропорционально ей (третий закон Фурье). Это понятно, так как требуется время для распространения тепла в глубину.

Четвертый закон Фурье говорит о том, что глубины слоев постоянной суточной и годовой температуры относятся между собой как корни квадратные из периодов колебаний, т. е. как . Это значит, что глубина, на которой затухают годовые колебания, в 19 раз больше, чем глубина, на которой затухают суточные колебания. И этот закон, так же, как и остальные законы Фурье, достаточно хорошо подтверждается наблюдениями.

Промерзание почвы. Зимой, когда температура почвы становится отрицательной, происходит промерзание почвы. Вода, содержащаяся в почве, замерзает, и почва становится твердой. В связи с наличием в почвенной влаге различных со­лей промерзание почвы может начаться при температуре не­сколько ниже 0 °С. Оно начинается от поверхности почвы и постепенно передается в более глубокие слои. Глубина промер­зания зависит от климатических условий, от тепловых свойств почвы, от ее влажности, от характера растительности и высоты снежного покрова.

В местах с холодными и продолжительными зи­мами почва промерзает глубже, чем в местах с теп­лыми зимами. В тех районах, где температура поч­вы не опускается ниже 0°С или где отрицательные температуры отмечаются лишь в течение непродол­жительного периода, промерзания почвы не проис­ходит. Влажные почвы промерзают до меньшей глубины, чем сухие, так как при замерзании влажных почв выделяется теплота, замедляющая дальнейшее промерзание. Болота уменьшают глу­бину промерзания почвы. Песчаные почвы обычно промерзают глубже, чем суглинистые, лучше про­водящие тепло. Снежный покров предохраняет почву от промерзания. Поэтому чем выше снеж­ный покров, тем меньше глубина промерзания почвы.

Слой почвы, промерзший зимой, весной оттаи­вает под влиянием солнечной радиации и за счет тепла, поступающего из глубин земной коры, а также от вторгающихся теплых масс воздуха.

Многолетнемерзлый грунт. В высоких и умеренных широтах встречаются обширные об­ласти, где слои почвы, лежащие на определенной глубине, остаются мерзлыми в течение многих лет, т. е. не оттаивают даже летом.

Многолетнемерзлый грунт занимает огромные пространства. Только в России его площадь составляет более 9 000 000 км². Южная граница многолетнемерзлого грунта в основном совпадает с изотермой среднегодовой температуры воз­духа –2°С. Область, занятая таким грунтом, включает в себя Заполярье, а также огромные пространства Сибири.

Многолетнемерзлый грунт залегает или непре­рывным слоем, или в виде отдельных слоев, пере­межающихся со слоями талой почвы. Толщина его колеблется от 1-2 м до нескольких сотен метров.

В годовом ходе температуры поверхности водоемов в север­ном полушарии минимум наступает в феврале-марте, а макси­мум – в августе, т. е. также несколько позднее, чем на поверх­ности почвы. Амплитуда годового хода температуры поверхно­сти океанов в тропических широтах составляет около 2–3 °С, в умеренных – 5-8 °С. На внутренних морях и глубоководных озерах она достигает 20 °С и более. Глубина проникновения годовых колебаний в водоемы со­ставляет 200-400 м.

Подобно тому как в почве или в воде нагревание и охлаждение передаются от поверхности в глубину, так и в воздухе нагревание и охлаждение передаются из нижнего слоя в более высокие слои. Следовательно, суточные колебания температуры должны наблюдаться не только у земной поверхности, но и в высоких слоях атмосферы. При этом, подобно тому как в почве и в воде суточное колебание температуры убывает и запаздывает с глубиной, в атмосфере оно должно убывать и запаздывать с высотой. Нерадиационная передача тепла в атмосфере происходит, как и в воде, преимущественно путем турбулентной теплопроводности, т. е. при перемешивании воздуха. Но воздух более подвижен, чем вода, и турбулентная теплопроводность в нем значительно больше. В результате суточные колебания температуры в атмосфере распространяются на более мощный слой, чем суточные колебания в океане. На высоте 300 м над сушей амплитуда суточного хода температуры – около 50% амплитуды у земной поверхности, а крайние значения температуры наступают на 1,5-2 часа позже. На высоте 1 км суточная амплитуда температуры над сушей – 1-2°, на высоте 2-5 км – 0,5-1°, а дневной максимум смещается на вечер. Над морем суточная амплитуда температуры несколько растет с высотой в нижних километрах, но все же остается малой. Падение температуры с высотой в тропосфере преобладает, и в среднем вертикальный градиент температуры в тропосфере – 0,5-0,6°С/100 м. При этом в нижних 4 км он ближе к 0,5°С/100 м, а в полярных областях и зимой в средних широтах даже уменьшается до 0,1-0,4°С/100 м. В верхней части тропосферы он возрастает до 0,7-0,8°С/100 м. Затем расположен переходный слой тропопаузы, где вертикальный градиент убывает до 0,1-0,2°С/100 м. В высоких широтах тропопауза лежит (в среднем) на высоте 8-10 км, в средних широтах - на высоте 10-12 км, а вблизи экватора – выше 16 км.

Еще выше, над тропопаузой, мы переходим к стратосфере, где падение температуры с высотой сменяется повышением; вертикальные градиенты температуры здесь отрицательны, однако малы по абсолютной величине. В первом приближении нижнюю стратосферу можно считать даже изотермическим слоем, в котором температура с высотой не меняется. Вследствие того, что тропосферное падение температуры в тропиках распространяется до больших высот, температура на уровне тропопаузы и над ней в тропиках очень низка: круглый год от -70 до -80°С, а в отдельных случаях ниже -90°С. В умеренных широтах температура нижней стратосферы значительно выше (порядка -55°С) и с небольшим годовым ходом (рис. 5). Например, в Санкт-Петербурге на уровне тропопаузы лечвтом в среднем -48°С, а зимой -57°С. В тропиках стратосфера холодна круглый год, в полярных областях - только зимой. Это различие очень важно для объяснения особенностей общей циркуляции атмосферы.

Р ис. 5. Среднее распределение температуры воздуха с высотой над экватором (1), под 30° с. ш. (2) и под 60° с. ш. (3)