Інверсії температури повітря.

Інверсії в приземному шарі атмосфери в залежності від умов іх утворення поділяють на радіаційні та адвективні.

Радіаційні інверсії виникають при радіаційному вихолоджені земної поверхні. Такі інверсії в теплий період року виникають вночі, а зимою спостерігаються і вдень. Тому радіаційні інверсії поділяють на нічні (літні) та зимові.

Нічні інверсії утворюються при ясні безвітряні погоді після переходу радіаційного балансу через О, за час-півтора до заходу Сонця. На протязі ночі вони посилюються і перед сходом Сонця досягають найбільшої позначки. Після сходу Сонця діяльна поверхня і повітря нагріваються , що руйнує інверсію. Висота шару інверсії зазвичай становить 10-15 м, але при певних умовах (замкнута долина) може сягати і 200 м та більше. Цьому сприяє стік охолодженого повітря із схилів в долину. Хмарність послаблює таку інверсію, а вітер повністю руйнує. В лісі інверсії спостерігаються і вдень.

Нічні радіаційні інверсії весною та восени, а місцями і літом можуть виникати при знижені температури самого нижнього шару повітря до від’ємних температур (приморозок), що викликає пошкодження багатьох культурних рослин.

Зимові інверсії в ясну тиху погоду в умовах короткого дня, коли охолодження діяльної поверхні збільшується з кожним днем, можуть зберігатися на протязі декількох тижнів. Висота шару інверсії сягає декілька сот метрів (в Якутії сягають до 2-3 км).

Радіаційні інверсії, розвиток яких пов’язаний з рельєфом місцевості називають орографічними.

Адвективні інверсії утворюються при адвекції (насуванні) теплого повітря на холодну підстилаючу поверхню, яка охолоджує прилеглі до неї шари маси повітря, яка насувається. До цих інверсії відносять снігові інверсії. Вони виникають при адвекції повітря температура якого вище 0⁰С, на поверхню, вкриту снігом. Зниження температури в найнижчому шарі пов’язана з затратами тепла на танення снігу.

5. Добовий та річний хід температури повітря.

Добовий хід температури повітря має типовий характер. Як показали багаторічні спостереження, мінімальне значення температури повітря припадає на схід сонця, а це в середніх широтах 4-5 година. Підвищуючись, температура повітря досягає свого максимуму опівдні – 14-15 годині. Деякі відхилення від нормального добового ходу температури повітря бувають за неординарних погодних умов.

Важливим показником ходу температури є амплітуда коливань температури повітря.

Фактори від, яких залежить амплітуда добових коливань:

∆ географічна широта ( тропіки – амплітуда найбільша – 50⁰С, полярні широти – найменша – 1-2 ⁰С );

∆ пора року ( влітку до 10 ⁰С, а взимку – 2 ⁰С);

∆ стан підстилаючої поверхні (над об’ємними водними поверхнями – не більше 2 ⁰С, а в глибині континентів – 30-35 ⁰С;

∆ рельєф місцевості (на схилах пагорбів амплітуда менша тому, що весь час відбувається обмін повітрям, у низинах та долинах вночі із схилів надходить холодне повітря, вони мало рухомі і сильніше прогріваються, тому в місцевостях з низинним рельєфом коливання температур більші);

∆ рослинність зменшує амплітуду температур – вдень затримують сонячне випромінювання, а вночі – виділення тепла земною поверхнею;

∆ хмарність (затримка теплової енергії підстилаючої поверхні вночі та сонячної радіації вдень) зменшує амплітуду добового ходу температур;

∆ вітер сприяє більш інтенсивному обміну повітряних мас, які мають різні температурні характеристики, що призводить до зростання амплітуди.

Амплітуда річного ходу температур вираховується як різниця середньомісячних температур самого теплого та холодного місяців.

Фактори, які впливають на амплітуду річного ходу температур:

∆ географічна широта ( в низьких широтах – 1-2 ⁰С, в помірних – 15-30 ⁰С);

∆ відстань до моря, чим ближче до моря тим більша амплітуда (амплітуда на широті 50⁰ – Ірландське море – 9 ⁰С, Прага – 18 ⁰С, Харків – 27 ⁰С);

∆ рельєф підстилаючої поверхні ( чим складніший рельєф, тим більша амплітуда);

∆ рослинність;

∆ погодні умови (хмарність – зменшує, вітер – збільшує).

Максимальна річна амплітуда температури повітря відмічена в полярних зонах, де вона складає 70 ⁰С. Мінімальна амплітуда відмічається в екваторіальній зоні – 3 – 4 ⁰С.

Над океаном річна амплітуда менша, чим над континентами. По мірі віддалення від океанів річна амплітуда збільшується, а середня температура повітря зменшується (табл. 24).

Таблиця 24.

Температура повітря як характеристика континентального клімату, ⁰С.

Поблизу Атлантики на метеостанції Валеншія середня температура повітря в січня становила +7 ⁰С, в червні +15 ⁰С, а річна амплітуда коливання температури повітря становила 8 ⁰С. З віддаленням від Атлантики на схід середня температура в січні знижується, а в червні збільшується. Збільшується також річна амплітуда температури повітря.

На морському узбережжі в північній півкулі самий теплий місяць – серпень, а холодний – лютий.

В Україні помітний вплив Атлантики. Річна амплітуда температури повітря на території України складає: Тернопіль – 23,8 ⁰С, Ізюм – 28,2 ⁰С, Деркула (Луганщина) – 29,7 ⁰С.

З висотою в атмосфері амплітуда температури повітря зменшується в середніх широтах до висоти 3 км, збільшується, досягая максимуму на висоті 6 – 8 км, а потім знову зменшується.

По значенню амплітуди та часу настання екстремальних температур виділяють чотири типи річного ходу температур:

Екваторіальний тип – характеризується двома максимумами – після весняного та осіннього рівнодення (Сонце у полудень стоїть у зеніті) та двома мінімумами – після літнього та зимового сонцестояння. Мала амплітуда: над континентами – 5-10 ⁰С, а над океаном біля 1 ⁰С.

Тропічний тип – один максимум – після літнього сонцестояння, один мінімум – після зимового сонцестояння. Амплітуда збільшується з віддаленням від екватору.

Тип помірних широт – максимум – літом, мінімум – взимку. Екстремуми спостерігаються над материками в ті самі строки, що і при тропічнім типі, а над океанами на місяць пізніше. Амплітуда зростає: над материками – 50 ⁰С, а над океанами 20⁰С.

Полярний тип –аналогічний попередньому, але відрізняється подальшим зростанням амплітуди.