1. Пора року. Співутворюючись з річним ходом добової амплітуди радіаційного балансу, влітку амплітуди добового ходу температури земної поверхні найбільші, а взимку найменші.

2. Широта місця. Оскільки амплітуда добового ходу поверхні ґрунту визначається, в основному, полуденною висотою Сонця, яка зменшується зі збільшенням широти місця, то й амплітуда добового ходу поверхні ґрунту також зменшується зі зростанням широти місцевості. Так, найбільші амплітуди спостерігаються в субтропічних пустелях і, звичайно, влітку, оскільки тут дуже велике ефективне випромінювання, а тому відбувається сильне нічне охолодження ґрунту. Найменші амплітуди добового ходу поверхні ґрунту мають місце в полярних країнах.

3. Експозиція схилів. Відомо, що південні схили пагорбів нагріваються сильніше, ніж північні, що пов'язано із значно більшою освітленістю сонячними променями південних схилів. Звідси зрозуміло, що амплітуда добового ходу поверхні ґрунту на південних схилах більша, ніж на північних.

Однак і західні схили пагорбів нагріваються сильніше від східних, оскільки нагрівання східних схилів відбувається вранці при низькій температурі повітря, а нагрівання західних схилів відбувається після полудня при високій температурі повітря. Крім цього, вранці, коли схили пагорбів можуть бути зволожені росою, значна частина тепла витрачається на її випаровування, що також зумовлює менше нагрівання східних схилів, ніж західних, які після полудня залишаються без роси. Отож, амплітуда добового ходу поверхні ґрунту на західних схилах більша, ніж на східних.

4. Колір ґрунту. Оскільки випромінююча й поглинаюча здатність темної поверхні більша, ніж світлої, то й амплітуда добового ходу поверхні темних ґрунтів значно більша, ніж світлих.

5. Теплоємність і теплопровідність ґрунту. Вище вже сказано, що амплітуда добового ходу температури поверхні ґрунту знаходиться у зворотній залежності від теплоємності й теплопровідності ґрунту: чим більша теплоємність ґрунту, тим менше він нагрівається вдень і охолоджується вночі, і амплітуда його добового ходу буде невеликою. Такий же характер має залежність амплітуди від теплопровідності ґрунту: чим більша теплопровідність, тим більше тепла проходить в глибину за одиницю часу і тим більша товща ґрунту запасається теплом з тим, щоб при від'ємному радіаційному балансі зменшити зниження температури поверхні ґрунту, а значить, зменшити амплітуду добового ходу температури земної поверхні.

6. Хмарність. Через те, що хмари в денні години доби затримують пряму сонячну радіацію, а вночі значно зменшують ефективне випромінювання, похмурої погоди амплітуда добового ходу температури поверхні ґрунту менша, ніж у ясну погоду.

7. Рослинний та сніговий покрив. На амплітуду добового ходу температури ґрунту як її поверхні, так і на різних глибинах, суттєво впливає рослинний та сніговий покрив. Рослини, поглинаючи частину сонячної радіації, удень зменшують її притік до ґрунту, а вночі зменшують ефективне випромінювання. Очевидно, що в даному випадку амплітуда коливань температури поверхні ґрунту значно менша, ніж над оголеним ґрунтом. Наприклад, улітку, коли основну роль у нагріванні ґрунту відіграє пряма сонячна радіація, ґрунт під рослинним покровом на всіх глибинах виявляється холоднішим ніж оголений грунт. При наявності лісу утворюється два діяльні шари: перший - у кронах дерев, другий - у ґрунті. Дослідження показали, що густий ліс заввишки 20 – З0 метрів пропускає до ґрунту лише 2 - 7 % падаючої сонячної радіації, причому листяний ліс пропускає більше, ніж хвойний. Взимку, коли переважну роль відіграє випромінювання, ґрунт під рослинним покровом тепліший за оголений ґрунт. Але взимку, очевидно, основну роль у формуванні теплового режиму ґрунту в помірних і полярних поясах відіграє сніговий покрив.

Відомо, що сніг сильно відбиває сонячну радіацію і водночас випромінює майже як чорне тіло довгохвильову радіацію. З цієї причини радіаційний баланс поверхні снігу, як правило, від'ємний, і завдяки радіаційній втраті тепла поверхня снігу сильно охолоджується. Але сніг має дуже малу теплопровідність, внаслідок чого температура всередині шару снігу різко зростає з глибиною. У результаті температура поверхні ґрунту під снігом завжди вища за температуру не покритих снігом поверхонь. Добові коливання температури в сніговому покрові проникають лише до глибини біля 20 – З0 см. Отже, сніг запобігає глибоке промерзання ґрунту. Однак навесні, на відміну від зими, сніг охолоджує ґрунт. "Весняне тепло", що надходить до поверхні снігу, витрачається на його танення та випаровування, внаслідок чого температура поблизу поверхні снігу втримується біля 0°С, тоді як температура оголених ділянок ґрунту та повітря може бути значно вищою. Отже, рослинний покрив влітку знижує температуру на поверхні ґрунту вдень та підвищує вночі, а сніговий покрив взимку підвищує температуру поверхні ґрунту, покритої снігом, зумовлюючи цим зменшення амплітуди добового ходу.

Зупинимось тепер на аналізі річного ходу температури поверхні ґрунту. Річний хід, як і добовий хід, пов'язаний з притоком та відтоком тепла й визначається переважно радіаційними чинниками. Річний хід температури поверхні ґрунту відслідковують за середньомісячними її значеннями. У північній півкулі максимальні середньомісячні температури поверхні ґрунту спостерігаються в липні-серпні, коли відмічається найбільший притік тепла, а мінімальні - у січні-лютому. Щодо амплітуди річного ходу температури поверхні ґрунту, то вона зростає з широтою. Найменша спостерігається в тропічних широтах і становить біля 3°С, на широті 30° - біля 10°С, на широті 50° в середньому біля 25°С, а в полярних широтах та в глибині материків перевищує 70°С. На амплітуду річного ходу, як і добового, влітку впливає рослинний, а взимку сніговий покрив.

Вище сказано, що термічний режим морів та інших великих водойм відрізняється від термічного режиму ґрунту: а) великою теплопровідністю води, де розвинутий турбулентний обмін; б) більш ніж у 2 рази більшою об'ємною теплопровідністю, ніж ґрунту; в) проникненням сонячної радіації до значних глибин. Через те, що нагрівання та охолодження у водних басейнах поширюється глибше, ніж у ґрунті, зміна температури поверхні водойм відбувається повільніше і за своєю величиною виявляється меншою, ніж зміна температури поверхні ґрунту. Так, у добовому ході мінімальна температура поверхні водойм настає через 2 - 3 години після сходу сонця, а максимальна - о 15 – 16 год., а в річному ході мінімум припадає на лютий - березень, а максимум на серпень. Добові коливання температури поверхні морів і океанів становлять у тропіках 0,5°С, у помірних широтах - 0,1 - 0,2°С, на поверхні великих озер в помірних широтах не більше 2 - 5°С. Річна амплітуда коливань температури морів і водойм значно більша за добову, але вона менша за річну амплітуду поверхні ґрунту. Наприклад, у тропіках вона становить 2 - 3°С, у помірних широтах - 5 - 8°С, а на внутрішніх морях та глибоководних озерах може досягати 20°С і більше.