Pionowe zmiany temperatury powietrza

O równowadze termicznej atmosfery decyduje w zdecydowanej większości pionowy rozkład temperatury. Jednakże zmiany temperatury w atmosferze dokonują się także na skutek tzw. przemian adiabatycznych, czyli przemian bez wymiany ciepła z otoczeniem  a jedynie dzięki zmianie ciepła i objętości. Zmiany takie występują najwyraźniej przy pionowych ruchach powietrza. Jeśli dana ilość powietrza wznosi się adiabatycznie w górę, jego wówczas jego temperatura obniży się, ponieważ z powodu mniejszego ciśnienia na wyższych warstwach atmosfery ulegnie one rozprężeniu. Powietrze do tego procesu zużywa własną energię cieplną, co przejawia się spadkiem temperatury. Jeśli powietrze będzie adiabatycznie opadać, wtedy jego temperatura wzrośnie, ponieważ dokona się wtedy kompresja powietrza, z uwagi na wzrost ciśnienia w otoczeniu. Kompresja ta wystąpi dzięki siłom zewnętrznym, głównie ciśnienia atmosfery. Powietrze w efekcie otrzyma pewną energię wewnętrzną określoną wzrostem jego temperatury.

Wzrost, bądź spadek temperatury powietrza suchego przy jego wznoszeniu, lub opadaniu to gradient suchoadiabatyczny, czyli zmiana temperatury powietrza przy zmianie jego wysokości. Wynosi on 1°C/100 m. W przypadku unoszenia się powietrza wilgotnego, które jest nasycone parą wodną, spadek temperatury będzie powolniejszy, ponieważ na skutek ochłodzenia dochodzi do kondensacji części pary wodnej, a oswobodzone przy tym procesie ciepło utajone parowania pozostaje w tej objętości powietrza i tym samym hamuje spadek temperatury wywołany rozprężaniem. W tym przypadku miarą ochłodzenia będzie gradient wilgotnoadiabatyczny, który wynosi średnio 0,6°C/100 m. Wartość ta uzależniona jest w dużym stopniu od temperatury otaczającego powietrza. Przy wyższej temperaturze obserwuje się niższy spadek wraz z wysokością, natomiast przy niższej jest on wyższy. Tak więc zmiany temperatury powietrza w stosunku do wysokości bez wymiany ciepła z otoczeniem wynoszą 1°C/100 m dla powietrza suchego, natomiast 0,6°C/100 m dla powietrza wilgotnego. Dlatego w strefach występowania wyżów dzięki zstępującym ruchom powietrza (opadania powietrza) temperatura przy powierzchni Ziemi jest wyższa, niż wynikałoby to tylko z oświetlenia obszaru. Często jednak zdarza się sytuacja, w której faktyczny spadek, bądź wzrost temperatury powietrza jest różny od adiabatycznego. Miarą zmiany temperatury powietrza w konkretnej masie powietrza, przy konkretnych warunkach atmosferycznych jest faktyczny gradient pionowy. Kiedy faktyczny spadek temperatury powietrza jest mniejszy od adiabatycznego, (na przykład w sytuacji kiedy faktyczny spadek temperatury na każde 100 m wyniesie 1°, przy średnim spadku powietrza taczającego 0,4°C na 100 m), wtedy mamy do czynienia z równowagą stałą w atmosferze. Ten stan w powstaje, kiedy ciepłe masy powietrza napłyną do wyższych szerokości geograficznych. Dolne warstwy powietrza ochładzają się wtedy od podłoża spowalniając spadek temperatury wraz z wysokością. Powietrze będzie wtedy wykazywało tendencję do osiadania. Równowaga będzie najbardziej stała, kiedy wraz z wysokością temperatura powietrza zamiast spadać będzie wzrastać. Ponieważ stan taki jest odwrócony w stosunku do normalnego nazywa się on inwersją temperatury powietrza. Inwersje temperatury są spotykane w ciepłe bezchmurne noce, kiedy to ciepło z powierzchni Ziemi zostaje wypromieniowane. Doprowadza to do znacznego ochłodzenia powierzchni gruntu. Tego typu inwersje zanikają po wschodzie Słońca, przy dopływie promieniowania słonecznego. Inwersje powstają także na obszarach pokrytych śniegiem, lub lodem. Podczas topnienia w ciągu dnia pobierane jest ciepło z najbliższego otoczenia. Ponadto występują także inwersje związane z napływem frontu ciepłego, kiedy to na chłodniejsze powietrze napływa górą powietrze cieplejsze.

W sytuacji, kiedy faktyczny spadek temperatury równy jest adiabatycznemu (kiedy temperatura w danym słupie powietrza będzie na każdej wysokości równa temperaturze powietrza otaczającego), wtedy powietrze to nie wykazuje tendencji do opadania, ani do unoszenia a więc zachowuje się obojętnie. Wtedy mówimy o równowadze obojętnej. Taki stan w atmosferze w rzeczywistości jest rzadko spotykany. Kiedy natomiast faktyczny spadek temperatury powietrza jest większy od adiabatycznego i jest ono na każdej wysokości cieplejsze i lżejsze, niż powietrze otaczające, powstały na skutek tego ruch wstępujący powietrza (unoszenie lżejszego, cieplejszego powietrza) będzie tym intensywniejszy, im większe będą różnie pomiędzy temperaturą powietrza w słupie wznoszącym, a temperaturą powietrza otaczającego. W takim przypadku mówi się że występuje równowaga chwiejna. Jest to sytuacja bardzo często spotykana w atmosferze. Powietrze w tym stanie atmosfery będzie się, więc stale unosić w górę, gdyż zawsze będzie cieplejsze od otoczenia. Taki stan atmosfery najczęściej ma miejsce  w upalny i słoneczny dzień. Stan równowagi chwiejnej może być spowodowany ogrzewaniem się powietrza od podłoża, napływem ciepłego powietrza nad dany obszar w niższych warstwach atmosfery, czy też napływm powietrza chłodniejszego w warstwach wyższych. Równowaga chwiejna w konsekwencji doprowadza do powstania chmur oraz opadów. Ten stan powstaje w masach powietrza napływającego z wyższych szerokości geograficznych do powierzchni niższych. Warstwy dolne chłodnej masy nagrzewają się wtedy od cieplejszego podłoża. Stan równowagi powietrza ocenia się zatem na podstawie wartości stosunku faktycznego gradientu do gradientu adiabatycznego, czyli faktycznej różnicy temperatury konkretnego powietrza do różnicy temperatury powietrza otaczającego zmieniającej się  wraz z wysokością.

Podsumowując, rozkład temperatury powietrza na Ziemi uzależniony głównie od: szerokości geograficznej (ilość energii słonecznej docierającej do powierzchni Ziemi zależy od wysokości Słońca nad horyzontem), wysokości bezwzględnej, oraz ukształtowania terenu (znaczenie ma tu barwa, rodzaj pokrycia terenu, ekspozycja zboczy, jak również wysokość n.p.m, średni spadek temperatury wynosi 0,6°C na 100 m),  odległości od zbiorników morskich, prądów morskich (ciepłe prądy morskie podwyższają temperaturę powietrza, zimne natomiast ją obniżają), a także od pory roku i pory dnia (różny kąt padania promieni słonecznych następuje w różnych porach dnia i porach roku). Przestrzenny rozkład temperatury powietrza obrazują izotermy, czyli linie łączące punkty o jednakowej temperaturze.