Добовий хід температури повітря

Характер розподілу та зміни температури повітря називається тепловим режимом атмосфери. Оскільки тепловий режим атмосфери визначається головним чином теплообміном з діяльною поверхнею, то температура повітря в добовому ході змінюється за температурою земної поверхні. Амплітуда добової зміни температури на висоті два метри менша на одну третину, ніж на поверхні грунту.

Температура повітря вранці після сходу Сонця починає підвищуватись хвилин на п’ятнадцять пізніше, після підвищення температури поверхні грунту. Це підвищення продовжується до 14-15 годин, після цього починається зниження до вранішнього мінімуму через ті ж причини, як і зниження температури грунту. Отже, мінімум температури повітря поблизу земної поверхні спостерігається після сходу Сонця, а максимум о 14-15 год.

Добова зміна температури повітря досить чітко виявляється лише в умовах стійкої ясної погоди. В окремі дні добової зміни температури може й не бути, або вона матиме навіть зворотний вигляд. Це залежить від зміни хмарності, що впливає на зміну радіаційного режиму земної поверхні, а також від адвекції, тобто горизонтального перенесення повітряних мас з іншими термічними властивостями. У результаті мінімальна температура повітря може спостерігатись вдень, а максимальна – вночі, тобто регулярна добова зміна температури повітря перекривається або маскується неперіодичними змінами температури. Навіть у тропіках, де неперіодичні зміни температури повітря бувають рідше, ніж у помірних широтах, максимальні температури повітря спостерігаються в після полуденні години лише в 50 % всіх випадків спостереження. А в січні в Хельсінкі добовий максимуму на 11 % буває частіше після опівночі, ніж в післяполуденні години.

Найчіткіший добовий хід температури повітря проявляється в середньому за багаторічний період. У цьому випадку неперіодичні зміни температури повітря, які більш-менш рівномірно розподіляються на всі години доби, взаємно зрівноважуються. Унаслідок цього багаторічна крива добового ходу має простий вигляд, близький до синусоїдного.

Добовий хід температури повітря характеризують її амплітудою, тобто різницею між максимальною та мінімальною температурою. Величина добової амплітуди температури залежить від багатьох факторів. Насамперед вона визначається добовою амплітудою температури діяльної поверхні і чим більша амплітуда температури поверхні грунту, тим більша вона і в повітря. Але добова амплітуда поверхні грунту в основному залежить від хмарності. Тому й добова амплітуда температури повітря тісно пов’язана із хмарністю: за ясної погоди вона значно більша, ніж за хмарної. Вона також залежить від: а) широти місцевості – з її збільшенням амплітуда зменшується, найбільші добові амплітуди спостерігаються в субтропічних широтах; б) пори року – найбільші амплітуди в помірних широтах спостерігаються влітку (липень), найменші – взимку (січень); в) характеру земної поверхні – над морями добова амплітуда становить 1-2⁰С, в середині материків вона досягає 15-20⁰С, а в пустелях 30⁰С; г) рельєф місцевості – на увігнутих формах рельєфу (в долинах)добова амплітуда температури повітря більша у порівнянні з рівнинами, а на вигнутих формах рельєфу (на вершинах гір та пагорбів) – менша (закон Воєйкова). Увігнуті форми рельєфу мають більшу площу контакту з повітрям, тут менша вентиляція повітря, воно тут застоюється і вдень перегрівається, а вночі охолоджене на схилах повітря стікає у долини і продовжує тут охолоджуватись. На вигнутих формах рельєфу вплив діяльної поверхні менший унаслідок меншої площі контакту з повітрям та швидкою зміною все нових об’ємів повітря, що надходять до схилів. Ці нові порції повітря не встигають охолонути; д) відстань від земної поверхні – у грунті і в товщі води нагрівання і охолодження передаються від поверхні вглиб, а в повітрі – вверх. Отже, добові коливання температури спостерігаються не лише поблизу земної поверхні, а й на деякій висоті. При цьому, так як і в грунті та у воді добові коливання температури з глибиною зменшуються і запізнюються, в атмосфері при віддаленні від земної поверхні амплітуда зменшується і запізнюється. Так, на висоті 300 м над суходолом амплітуда добового ходу температури становить близько 50 % від амплітуди поблизу земної поверхні, а мінімуми та максимуми настають на 1,5-2 години пізніше. На висоті 1 км добова амплітуда зменшується до 1-2⁰ С, на висоті 2 – 5 км 0,5-1⁰ С, а денний максимум зміщується на вечір.

Невеликі добові зміни температури повітря спостерігаються у верхній тропосфері і нижній стратосфері. Але тут вони не залежать від земної поверхні, а визначаються процесами засвоєння та випромінювання радіації повітрям.