On constate, dans l’atmosphère terrestre, que la loi de répartition adiabatique est réalisée grosso modo dans les couches basses, sujettes à des convections très actives. Ces couches constituent la troposphère. dont l’épaisseur est de l’ordre de 10km. Les couches plus élevées, qui constituent la stratosphère, semblent n’être pas soumises à des convections verticales très notables. Cela y permet l’existence, au lieu du gradient de température négatif de la troposphère, conforme à la loi isentropique, d’un gradient de température nul et qui y devient même positif dans les très hautes régions. Ce dernier résultat paraît d’ailleurs très plausible et l’on conçoit assez facilement dans les régions très élevées de la stratosphère la possibilité d’un pseudoéquilibre lié à l’existence d’un gradient positif de température entretenu par un flux de chaleur vers le bas. Ce flux serait explicable du fait que les couches très élevées empruntent au rayonnement solaire des quantités notables d’énergie par le mécanisme des absorptions sélectives liées à des transformations chimiques (ozone) : L’énergie rayonnée se transforme, dans les dissociations qu’elle provoque, en énergie chimique, laquelle se transforme à son tour, sur place, en énergie thermique dans les chocs de recombinaison. Ce mécanisme peut porter les couches supérieures, où se réalise l’absorption sélective, à des températures plus élevées que les couches situées au-dessous d’elles, où le rayonnement arrive privé de ses parties absorbables. Il peut donc donner naissance à des flux thermiques dirigés vers le bas capables d’entretenir des gradients de température positifs et de maintenir la stabilité relative de la distribution.
Au contraire, au voisinage du sol ou des mers, qui absorbent une fraction beaucoup plus considérable de l’énergie rayonnée par le Soleil, et dont la température s’élève de façon très hétérogène par suite des propriétés variées des surfaces qui reçoivent le rayonnement, on a, d’une part tendance générale à la création de gradients négatifs instables, d’autre part amorçage automatique (par les hétérogénéités de répartition horizontale de températures) de convections qui tendent à provoquer la distribution isentropique d’équilibre stable.
Nous nous bornerons à ces indications succinctes relatives aux modifications diverses qu’un champ de forces apporte à l’équilibre d’un fluide, et nous reviendrons, pour toute la suite, à l’étude exclusive des équilibres thermodynamiques purs.
