ТЕРМІЧНИЙ РЕЖИМ. Розподіл температури повітря в атмосфері та його безперервні зміни називають тепловим режимом атмосфери. Він визначається перш за все теплообміном між атмосферним повітрям і навколишнім середовищем. Під навколишнім середовищем при цьому розуміють космічний простір, сусідні маси або шари повітря й особливо земну поверхню. Теплообмін, як відомо, може здійснюватись:
а) радіаційним шляхом, тобто при власному випромінюванні з повітря і при поглинанні повітрям радіації Сонця. земної поверхні та інших шарів атмосфери;
б) шляхом теплопровідності - молекулярної між повітрям та земною поверхнею і турбулентної всередині самої атмосфери;
в) передача тепла між земною поверхнею та повітрям може відбуватись в результаті випаровування з послідуючою конденсацією водяної пари.
Крім того, зміни температури повітря можуть відбуватись і незалежно від теплообміну, адіабатично. Такі зміни, як відомо, пов'язані зі змінами атмосферного тиску, особливо при русі атмосферного повітря по вертикалі. Безпосереднє поглинання сонячної радіації в тропосфері дуже мале; воно здатне викликати підвищення температури повітря тільки приблизно на 0,5 °С за день. Трохи більше значення мають втрати тепла з повітря шляхом довгохвильового випромінювання. Але вирішальне значення для теплового режиму атмосфери має теплообмін і вологообмін з земною поверхнею. Повітря, що безпосередньо стикається з земною поверхнею, обмінюється з нею теплом внаслідок молекулярної теплопровідності. Але всередині атмосфери діє інша, більш ефективна передача тепла - шляхом турбулентної теплопровідності. Перемішування повітря в процесі турбулентності сприяє дуже швидкій передачі тепла з одних шарів атмосфери в інші. Турбулентна теплопровідність збільшує і передачу тепла від земної поверхні в повітря або навпаки. Для високих шарів атмосфери теплообмін з земною поверхнею має значно менше значення. Вирішальна роль в тепловому режимі переходить там до випромінювання з повітря і до поглинання радіації Сонця та атмосферних шарів, що лежать вище та нижче досліджуваного шару. В високих шарах атмосфери зростає і значення адіабатичних змін температури при висхідних і низхідних рухах повітря. Зміни температури, що відбуваються в певному об'ємі повітря внаслідок вказаних вище процесів, можна назвати індивідуальними, Вони характеризують зміни теплового стану даного об'єму повітря. Такі зміни можуть бути зафіксовані, наприклад, повітряною кулею-пілотом з відповідними приладами, що рухається разом з повітряною масою. Зміни температури, що фіксуються приладами (рис. 1) на нерухомій станції з певними географічними координатами і незмінною висотою над рівнем моря, і пов'язані з притоком нових повітряних мас з іншої точки земної кулі, називаються адвективними. Якщо в дану місцевість притікає повітря з більш високою температурою, кажуть про адвекцію тепла, а якщо з більш низькою, - про адвекцію холоду. Загальні зміни температури в зафіксованій географічній точці, що залежать і від індивідуальних змін стану повітря, і від адвекції, називають локальними (місцевими) змінами.
Тепловий баланс земної поверхні
Нижні шари атмосфери нагріваються й охолоджуються більше всього шляхом радіаційного й нерадіаційного обміну теплом з верхніми шарами ґрунту й води. Тому зміни температури в нижніх шарах атмосфери перед усім визначаються змінами температури земної поверхні, слідуючи за цими змінами.
Земна поверхня, тобто поверхня ґрунту або води ( а також і рослинного, снігового, крижаного покриву), безперервно різними способами отримує і втрачає тепло, Через земну поверхню тепло передається вгору - в атмосферу і вниз - в ґрунт чи воду. У будь-який проміжок часу від земної поверхні йде вгору і вниз у сукупності така ж кількість тепла, яку вона отримує за цей час зверху і знизу. Як би було інакше, то не виконувався б закон збереження енергії: треба було б допустити, що на земній поверхні енергія виникає, або ж зникає. Однак можливо, що, наприклад, вгору може йти більше тепла, ніж прийшло згори; в такому випадку надлишок віддачі тепла повинен покриватись приходом тепла до земної поверхні з глибини землі або води. Таким чином, алгебраїчна сума всіх доходів і видатків тепла на поверхні землі повинна дорівнювати нулю. Це виражається рівнянням теплового балансу земної поверхні. Щоб його написати, треба спочатку об'єднати радіацію, що поглинулась, і ефективне випромінювання в радіаційний баланс:
R = ( I sin h + i ) ( 1 - A ) - Ee .

Прихід тепла з повітря або віддача його в повітря шляхом теплопровідності позначимо через Р, а такий же прихід або видаток шляхом теплообміну з більш глибокими шарами ґрунту або води А. Втрати тепла при випаровуванні або прихід його при конденсації на земній поверхні позначимо як LE, де L - питома теплота випаровування, Е - маса води, що випарувалась або сконденсувалась. Тоді рівняння теплового балансу земної поверхні запишеться так:
R + P + A + LE = 0.

Суть цього рівняння в тому, що радіаційний баланс на земній поверхні урівноважується нерадіаційною передачею тепла. Середня місячна температура повітря. Однією з важливих кліматичних характеристик, що визначають фізико-географічні особливості району, є середня місячна температура повітря. Річний хід температури повітря майже співпадає з річним ходом притоку сонячної радіації.

Заморозки - це пониження температури повітря до 0°С і нижче на тлі сталих додатних температур. Вони трапляються в основному в перехідні сезони. Період, на протязі якого вони не спостерігаються, називається безморозним. Заморозки бувають звичайно вночі або в передранковий час. Головною умовою при цьому повинна бути ясна тиха або зі слабким вітром погода, що спричиняє радіаційне вихолодження підстилаючої поверхні або адвекцію холоду. Частіше спостерігається і перше, і друге.

Температура ґрунту
При проектуванні та будівництві різноманітних підземних споруд, прокладанні підземних комунікацій, теплотехнічних розрахунках, а також при інших видах робіт часто використовують дані про температуру ґрунту. Спостереження за температурою ґрунту ведуться круглий рік, влітку - на ділянці без рослинності зі спушеною поверхнею, а взимку - на поверхні снігу. В теплий період на цій же ділянці за допомогою колінчастих термометрів Савинова визначають температуру на глибинах 5, 10, 15 та 20 см. На ділянці з природним трав'яним покривом проводяться спостереження за температурою ґрунту на різних глибинах. Термічний режим ґрунту залежить від приходу сонячної радіації, адвекції повітряних мас, механічного складу та структури ґрунту, його вологості, характеру рослинності, рельєфу, наявності снігового покриву та багатьох інших чинників. Температура поверхні ґрунту значно змінюється на близькій відстані. На її режим в значній мірі впливають місцеві особливості підстилаючої поверхні. У місті більша частина поверхні ґрунту вкрита асфальтом та каменем. Із такої поверхні практично не відбувається випаровування, тому майже все тепло поглинутої сонячної радіації витрачається на її нагрівання. Це призводить до того, що денні температури теплого періоду на поверхні сухого асфальту значно вищі температури ґрунту. В нічну частину доби асфальт і кам'яне покриття швидко охолоджується. До теорії поширення тепла у земні глибини можна застосувати загальну теорію молекулярної теплопровідності, яку запропонував свого часу французький математик і фізик Жан Батист Жозеф Фур’є (J. B. J. Fourler, 1768 - 1830). Вона відома зараз під назвою чотирьох законів Фур’є.
1. Період коливань температури не змінюється з глибиною. Добовий хід - 24 год., річний - 12 місяців.
2. Зростання глибини в арифметичній прогресії призводить до зменшення амплітуди у геометричній прогресії.

Таблиця 1 Залежність добової амплітуди температури грунту від глибини

Глибина

Добова амплітуда

0 см

30 °С

20 см

5 °С

40 см

5/6° » 1° С

60 см

5/36° » 0° С

80 см

0 °С

100 см

0 °С

Як видно з таблиці, починаючи з глибин 60 см і далі температура залишається без змін на протязі доби, тобто добова амплітуда дорівнює 0°С.

Річні амплітуди температури змінюються по такому ж закону. Річна нульова амплітуда знаходиться:
у полярних широтах - на глибині 30 м,
у помірних широтах - на глибині 15 - 20 м,
у тропічних широтах - на глибині 10 м.

Строк настання максимумів і мінімумів температури як у добовому, так і у річному ході запізнюється з глибиною пропорційно їй. Добові екстремуми на кожні 10 см глибини запізнюються на 2,5 - 3,5 год., тобто на глибині 50 см добовий максимум наступає після півночі. Річні максимум і мінімум запізнюються на 20 - 30 діб на кожний 1 м глибини. Так, на глибині 5 м мінімальна температура спостерігається не у січні, а у травні, а максимальна - не у липні, а у жовтні. Глибини шарів постійної добової та річної температури відносяться між собою як корені квадратні із періодів коливань. Це означає, що глибини, на яких згасають річні коливання, у 19 разів більше глибин згасання добових коливань. Треба мати на увазі, що розрахунки ускладнюються неоднорідністю складу і структури ґрунтів. Середнє число днів з температурою ґрунту 0°С і нижче за рік на глибині 0,25 м складає 87 днів, на глибині 0,5 м - 36 днів. Число днів з температурою ґрунту 0°С і нижче значно коливається рік від року. В аномально холодні зими число днів з такою температурою на глибині 0,25 м може досягати 138, а на глибині 0,5 м - 110 днів. В умовах природного покриття поверхні (влітку - трава, взимку - сніг) щорічно до від'ємних значень охолоджується лише верхній шар ґрунту (50 - 60 см), але в холодні зими при невеликій висоті снігового покриву нульова ізотерма доходить до глибини 105 см. Глибина проникнення температури 0°С в ґрунт не співпадає з глибиною промерзання, тому що замерзання ґрунту залежить від складу в ній вологи, розчину солей та інших домішок. Глибина промерзання ґрунту менше глибини проникнення температури 0°С. В районі Харкова в середньому промерзання ґрунту (під озимою пшеницею в полі) в листопаді складає 11 см, в грудні - 34 см, в січні - 48 см, а в лютому досягає найбільших значень (74 см). В місті, під асфальтовим покриттям вулиць та майданів, вільних від снігу, глибина промерзання може бути значно більшою.