9.3. Добовий та річний хід температури повітря

Термін "температура повітря" означає усереднену за певний проміжок часу температуру повітря. Під поняттям "температура повітря біля земної поверхні" розуміємо температуру, виміряну в метеорологічній будці, у якій резервуари термометрів знаходяться на висоті 2 метри над поверхнею ґрунту.

Зміну температури повітря протягом доби називають добовим ходом температури повітря. Добре виражений добовий хід температури повітря зумовлений зміною притоку тепла до земної поверхні та атмосфери протягом доби. У денні години земна поверхня, завдяки притоку сонячної радіації нагрівається, а вночі вона під впливом випромінювання охолоджується. Безпосереднє поглинання повітрям сонячної радіації вдень і власне випромінювання вночі порівняно мало впливають на температуру повітря, тому основною причиною добових змін температури повітря є теплообмін між діяльною поверхнею й атмосферою.

Загальновідомо, що мінімум температури діяльного шару настає незадовго до сходу Сонця. Зі сходом Сонця швидко зростає температура земної поверхні, а з 13 - 14 год. вона починає знижуватись. Шляхом турбулентного обміну й радіаційних процесів тепло від земної поверхні передається повітрю. Частина тепла засвоюється тонким шаром повітря, який безпосередньо прилягає до земної поверхні, а решта тепла поширюється в шар, що знаходиться вище, де також відбувається його часткове поглинання, і т.д. Завдяки засвоєнню тепла температура повітря після сходу Сонця теж починає зростати, але з деяким запізненням порівняно з ростом температури земної поверхні, при цьому запізнювання тим більше, чим вище знаходиться шар повітря. Мінімум у добовому ході температури повітря біля земної поверхні припадає на час після сходу Сонця, а максимум - на 14 - 15 год. Варто також відмітити, що амплітуда добового ходу температури в метеорологічній будці менша, ніж на поверхні ґрунту, в середньому приблизно на третину.

Добовий хід температури повітря досить правильно виявляється лише в умовах стійкої ясної погоди. В окремі дні добовий хід температури повітря може бути неправильним, що залежить від характеру хмарного режиму, який істотно впливає на радіаційні потоки, що йдуть до земної поверхні, а також від адвекції тепла або холоду. У результаті цих причин мінімум температури може зміститись навіть на денні часи, а максимум - на ніч, або взагалі добовий хід температури повітря може зникнути або набути складної форми. Інакше кажучи, регулярний синусоподібний хід температури повітря перекривається або маскується неперіодичними змінами температури.

У кліматології зазвичай розглядається добовий хід температури повітря, усереднений за багаторічний період. У такому усередненому добовому ході неперіодичні зміни температури, що припадають більш-менш рівномірно на усі години доби, взаємно гасяться і внаслідок цього багаторічна крива добового ходу має простий характер, близький до синусоїдального.

Взагалі величина добової амплітуди температури повітря залежить від ряду чинників, зумовлених притоком і поглинанням сонячної радіації земною поверхнею. Так, влітку приток сонячної радіації до земної поверхні в близько-полуденні години значно більший, ніж узимку, і тому амплітуда добового ходу влітку в кілька разів більша, ніж взимку. Зі збільшенням широти добова амплітуда температури повітря зменшується, оскільки зменшується полуденна висота Сонця над горизонтом. Наприклад, під широтами 20 - 30° на суші середня за рік добова амплітуда температури повітря становить біля 12°С, під широтою 60° - біля 6°С, під широтою 70° - тільки 3°С, а в найвищих широтах, де Сонце взимку не сходить та влітку не заходить багато днів підряд, регулярного добового ходу температури не спостерігається.

У степах, пустелях добова амплітуда температури повітря досягає 15-20°С, іноді 30°С, однак над рясним рослинним покровом вона менша, а близькість водних басейнів суттєво зменшує її.

Дуже малі добові амплітуди температури повітря відмічаються над морями та океанами. Отже, характер діяльної поверхні значно впливає на добову амплітуду температури повітря, оскільки основний внесок у процеси нагрівання й охолодження повітря вносять коливання температури діяльної поверхні Землі.

На опуклих формах рельєфу (на вершинах і схилах гір та пагорбів) добова амплітуда температури повітря зменшена порівняно з рівнинною місцевістю, а у ввігнутих формах рельєфу (в долинах, улоговинах) збільшена (закон Воєйкова). Пояснюється таке явище тим, що на опуклих формах рельєфу повітря має меншу поверхню дотику з ґрунтом і швидко зноситься з неї, змінюючись новими масами повітря. Увігнуті форми рельєфу мають більшу площу дотику з повітрям, який удень застоюється в них, а вночі охолоджується над їх схилами і стікає на дно. Але у вузьких ущелинах, де й приток радіації, і ефективне випромінювання зменшені, добові амплітуди менші, ніж у широких долинах.

Добова амплітуда температури повітря тісно пов'язана з хмарністю: за ясної погоди вона значно більша, ніж за похмурої, що пов'язано зі зміною притоку сонячної радіації до земної поверхні, а значить, з величиною добової амплітуди діяльної поверхні. У ясну погоду діяльна поверхня нагрівається більше, ніж у похмуру. однак і охолоджується вона при ясному небі на більшу величину, ніж при похмурому.

Отже, добові коливання температури діяльної поверхні в ясну погоду значно більші, ніж у похмуру.

Річний хід температури повітря це зміна температури повітря протягом року. Він оцінюється за середніми багаторічними середньомісячними температурами повітря.

Річний хід температури повітря залежить від річного ходу температури діяльної поверхні. Так, у північній півкулі на континентах максимальна температура повітря спостерігається в липні, а мінімальна - у січні. На океанах та узбережжях материків екстремальні значення температури настають дещо пізніше: максимум - у серпні, мінімум - у лютому-березні. Взагалі, на термічний режим атмосфери теплофізичні властивості діяльного шару земної поверхні значно впливають. Наприклад, на суші амплітуда річного ходу температури повітря, яка є різницею середньомісячних температур повітря найтеплішого та найхолоднішого місяців, значно більша, ніж над водною поверхнею. Таке явище пояснюється тим, що річні коливання температури на материках проникають на невелику глибину в ґрунт, через що материки сильно нагріваються влітку та охолоджуються взимку. В океанах і морях під впливом турбулентного перемішування водяних мас річні коливання поширюються до глибин у десятки разів більших, ніж на суші, та й сонячна радіація проникає у воду до значних глибин, тоді як на суходолі вона поглинається в тонкому поверхневому шарі. Дослідження показують, що масу й тепловміст шару води, який поглинає сонячну радіацію, можна порівняти з масою та тепловмістом вертикального стовпа повітря, який включає в себе всю тропосферу та стратосферу. Завдяки цим особливостям теплообміну амплітуда річних (як і добових) коливань температури як водної поверхні, так і прилеглого до неї шару атмосфери, невелика.

Однак малі амплітуди відмічаються і в багатьох областях над сушею, навіть віддалених від берегової лінії, якщо туди часто надходять повітряні маси з моря (наприклад, значна територія Західної Європи). Водночас збільшені амплітуди спостерігаються й над океаном у тих його районах, куди часто потрапляють повітряні маси з материка (прикладом можуть бути західні частини океанів північної півкулі). Отже, величина амплітуди річного ходу температури повітря залежить від повторюваності адвекції теплих і холодних повітряних мас, тобто, від умов загальної циркуляції атмосфери. Значно впливає на амплітуду річного ходу температури повітря широта місця, оскільки кількість сонячної енергії, що надходить до Землі, залежить, окрім інших причин від географічної широти.

У таблиці 9.1 наведені дані про кількість сонячної радіації інсоляція, що надходить до поверхні Землі за півроку та в цілому за рік (гДж/м²).

Із таблиці 9.1 видно, що в екваторіальній зоні приток сонячної радіації протягом року змінюється дуже мало; у напрямку полюсу відмінності в надходженні сонячної радіації між зимою та літом зростають. З цієї причини найменша амплітуда річного ходу температури спостерігається в екваторіальній зоні, зі збільшенням широти місця температура зростає, досягаючи найбільших значень у полярних широтах. Варто відмітити, що амплітуда річного ходу температури повітря залежить також від висоти місця над рівнем моря: зі збільшенням висоти амплітуда зменшується.

Таблиця 9.1