Воздух нагревается и охлаждается главным образом от земной поверхности. Важную роль в его нагревании играет тепловая конвекция, возникающая в результате неравномерного нагревания деятельной поверхности и воздуха, соприкасающегося с ней. Более нагретый (более легкий) воздух устремляется вверх, перенося тепло. Тепловая конвекция может развиваться лишь до тех пор, пока поднимающийся воздух имеет температуру выше температуры той среды, в которой он поднимается, т. е. только при так называемом неустойчивом состоянии атмосферы. Если температура поднимающегося воздуха окажется равной температуре окружающей его среды, поднятие прекратится (безразличное состояние атмосферы) если же воздух станет холоднее окружающей среды, он начнет опускаться (устойчивое состояние атмосферы). В процессе нагревания (и охлаждения) воздуха от деятельного слоя большое значение имеет турбулентность. При беспорядочном движении все новые и новые частицы воздуха, соприкасаясь с поверхностью, получают тепло и, перемешиваясь, отдают его другим частицам. Количество тепла, получаемое воздухом в результате конвекции и турбулентности, больше количества тепла, получаемого им в результате излучения поверхностью, в 4000 раз, а в результате передачи от нее путем молекулярной теплопроводности почти в 500 000 раз.
Тепло переносится с поверхности в атмосферу вместе с испарившейся влагой и выделяется затем в процессе конденсации. Каждый грамм водяного пара содержит 600 кал скрытой теплоты парообразования. Перераспределение тепла происходит также в результате горизонтального его переноса воздушными течениями — адвекции.
Очень важно, что температура воздуха при его поднятии и опускании может изменяться адиабатически, т. е. без обмена теплом с окружающим его воздухом, за счет преобразования внутренней энергии в работу и работы во внутреннюю энергию. Поднимающийся воздух независимо от способа подъема (конвекция, восходящее скольжение), попадая из большего давления в меньшее, расширяется, производит работу, на которую затрачивает внутреннюю энергию, и температура его понижается. Опускающийся воздух, наоборот, сжимается, затраченная на расширение энергия освобождается, и температура воздуха возрастает.
Сухой или содержащий водяные пары, но не насыщенный ими воздух, поднимаясь, адиабатически охлаждается каждые 100 м на 1°. Воздух, насыщенный водяными парами, при подъеме на 100 м охлаждается менее чем на 1°, так как в нем происходит конденсация, сопровождающаяся выделением тепла. Величина охлаждения насыщенного воздуха при его подъеме на каждые 100 м зависит от температуры воздуха и от его давления и изменяется в значительных пределах:

He насыщенный влагой воздух, опускаясь, нагревается на 1° на 100 м\ насыщенный — на меньшую величину, так как в нем происходит испарение, на которое затрачивается тепло.
Поднимающийся насыщенный воздух обычно теряет влагу в процессе выпадения осадков и становится ненасыщенным. При опускании такой воздух нагревается на 1° на 100 м. В результате понижение температуры при подъеме оказывается меньше, чем ее повышение при опускании, и поднявшийся, а затем опустившийся воздух на одном и том же уровне при одном и том же давлении будет иметь разную температуру: конечная температура будет выше начальной. Такой процесс называется псевдоадиабатическим. Так как воздух нагревается главным образом от деятельной поверхности, температура с высотой в нижнем слое атмосферы, как правило, понижается. Вертикальный градиент в среднем для тропосферы составляет 0,6° на 100 м. Он считается положительным, если температура с высотой понижается, и отрицательным, если она повышается. В нижнем, приземном слое воздуха (1,5—2 м) вертикальные градиенты могут быть очень большими. В жаркий день температура на высоте 2 м бывает на 5—10° ниже, чем у поверхности. Ночью температура приземного слоя ниже, чем температура вышележащих слоев.
Возрастание температуры с высотой называется инверсией, а слой воздуха, в котором температура с высотой возрастает, — слоем инверсии. В атмосфере почти всегда можно наблюдать слои инверсии.
У земной поверхности при сильном ее охлаждении в результате излучения возникает радиационная инверсия (инверсия излучения). Она появляется в ясные летние ночи и может охватить слой мощностью в несколько сотен метров. Зимой в ясную погоду инверсия сохраняется несколько суток и даже недель. Зимние (инверсии могут охватывать слой мощностью до 1,5 км.
Усилению инверсии способствуют условия рельефа: холодный воздух стекает в понижения и там застаивается. Такие инверсии называются орографическими. Мощные инверсии, называемые адвективными, образуются в тех случаях, когда сравнительно теплый воздух приходит на холодную поверхность, охлаждающую нижние его слои. Адвективные инверсии днем выражены слабо, ночью они усиливаются радиационным выхолаживанием. Весной образованию таких инверсий способствует еще не стаявший снежный покров.
Инверсия может возникать и не у поверхности — в свободной атмосфере. Слои инверсии в свободной атмосфере представляют собой препятствие для развития конвекции (встречая теплый слой, воздух перестает подниматься), поэтому их называют задерживающими слоями.
Термический режим нижнего слоя тропосферы приблизительно до высоты 2 км определяется излучением и поглощением тепла подстилающей поверхностью и вертикальным обменом (конвекция и турбулентность).
Суточный и годовой ход температуры в этом слое в общем отражает ход температуры поверхности, но обладает меньшими амплитудами колебаний температуры. С удалением от поверхности амплитуды колебаний температуры уменьшаются, а моменты максимума и минимума температуры запаздывают.
Суточные колебания температуры воздуха зимой заметны до высоты 0,5 км, летом — до 2 км. В слое мощностью 2 м суточный максимум обнаруживается около 14—15 часов и минимум — после восхода Солнца. Амплитуда суточных колебаний с увеличением широты места уменьшается. Наибольшая суточная амплитуда — в субтропических широтах, наименьшая — в полярных. В умеренных и высоких широтах суточные амплитуды различны в разные времена года. В высоких широтах наибольшая суточная амплитуда весной и осенью, в умеренных — Летом. На суточные амплитуды колебания температуры влияют рельеф и физические свойства поверхности. Выпуклый рельеф уменьшает амплитуды, вогнутый — увеличивает. Над водной поверхностью и над поверхностью, покрытой растительностью, они значительно меньше, чем над сушей и над поверхностью, лишенной растительности.
Годовой ход температуры воздуха зависит прежде всего от широты места. От экватора к полюсам годовая амплитуда колебаний температуры воздуха увеличивается. Выделяют четыре типа годового хода температуры по величине амплитуды и по времени наступления крайних температур.
Экваториальный тип характеризуется двумя максимумами (после моментов равноденствия) и двумя минимумами (после моментов солнцестояния). Амплитуда над Океаном — около 1°, над сушей — до 10°. Температур» весь год положительная.
Тропический тип — один максимум (после летнего солнцестояния) и один минимум (после зимнего солнцестояния). Амплитуда над Океаном — около 5°, на суше — до 20°. Температура весь год положительная.

Умеренный тип — один максимум (в северном полушарии над сушей — в июле, над Океаном — в августе) и один минимум (в северном полушарии над сушей — в январе, над Океаном — в феврале). Отчетливо выделяются четыре сезона: теплый, холодный и два переходных. Годовая амплитуда колебания температуры увеличивается с увеличением широты, а также по мере удаления от Океана: на побережье она равна 10°, вдали от Океана — до 60° и более (в Якутске 62,5°). Температура в холодный сезон отрицательная.
Полярный тип — зима очень продолжительная и холодная, лето короткое, прохладное. Годовые амплитуды 25° и больше (над сушей — до 65°). Температура большую часть года отрицательная.
Общая картина годового хода температуры воздуха очень осложняется из-за влияния ряда факторов, среди которых особенно большое значение принадлежит характеру подстилающей поверхности. Над водной поверхностью годовой ход температуры сглаживается, над сушей, наоборот, выражен резче. Сильно снижают годовые температуры снежный и ледяной покровы. Влияют также высота места над уровнем Океана, рельеф, удаленность от Океана, облачность.
Плавный ход годовой температуры воздуха нарушается «возмущениями», вызываемыми вторжением холодного или, наборот, теплого воздуха. Примером могут быть весенние возвраты холодов (волны холода), осенние возвраты тепла, зимние оттепели в умеренных широтах.
Географическое распределение температуры воздуха. Если бы земная поверхность была однородна, а атмосфера и гидросфера неподвижны, распределение тепла по поверхности Земли определялось бы только поступлением солнечной радиации и температура воздуха постепенно убывала бы от экватора к полюсам, оставаясь одинаковой на каждой параллели. Температуры, зависящие только от поступления солнечной радиации, называют солярными температурами.

Действительные среднегодовые температуры воздуха зависят от характера поверхности (суша и вода, снег, лед и т. д.) и непрерывного межширотного теплообмена, осуществляемого посредством перемещения воздуха и вод Мирового океана, а поэтому существенно отличаются от солярных (табл. 13).

Из сравнения таблиц видно, что действительные средние годовые температуры воздуха у земной поверхности в низких широтах ниже, а в высоких, наоборот, выше солярных. В южном полушарии действительные средние годовые температуры на всех широтах ниже, чем в северном.
Средняя температура воздуха у земной поверхности в северном полушарии в январе -8°, в июле +22°; в южном — в июле -10°, в январе + 17°. Годовые амплитуды колебаний температуры воздуха, составляющие для северного полушария +14°, а для южного только +7°, свидетельствуют о меньшей его континентальности. Средняя годовая температура воздуха у земной поверхности в целом: в январе +12°, в июле +16°, в среднем за год +14°.
Распределение температуры воздуха наглядно показывают изотермы — линии, соединяющие на карте пункты с одинаковыми температурами. При построении карты изотерм температуру обычно приводят к одному уровню (к уровню моря), принимая, что с высотой она понижается на 0,6° на 100 м. Этим исключают влияние высоты места на температуру воздуха.
Январь — самый холодный месяц в северном полушарии и самый теплый — в южном. Над Океаном и в южном полушарии изотермы идут почти параллельно и изгибаются только на границе охлажденных течением частей океанов и теплых материков. Над материками в южном полушарии в январе самые высокие температуры. В северном полушарии изотермы располагаются ближе друг к другу (гуще), чем в южном, особенно над материками (в результате их охлаждения). При переходе с теплого Океана на холодную сушу они изгибаются к югу. Так, нулевая изотерма идет над Атлантическим океаном у 70° с. ш., а над Центральным Китаем у 34° с. ш. Так же сильно отклоняются к югу над Евразией и другие изотермы. Влияние Атлантического океана с его теплым течением обусловливает почти меридиональное направление изотерм над Восточной Европой; здесь температура понижается более резко в направлении с запада на восток, чем с юга на север.
Самые низкие температуры в январе отмечены на северо-востоке Азии, в Якутии (-68°), и над Гренландией (-55°). Над этими районами изотермы образуют замкнутые линии; температура от таких «полюсов» холода повышается во все стороны. «Полюс» холода в Якутии обусловлен скоплением холодного воздуха в межгорных котловинах, в Гренландии — большим альбедо высокогорного ледникового плато.

Июль — самый теплый месяц в северном полушарии, и самый холодный в южном; наиболее низкие температуры в июле над Антарктидой, наиболее высокие — над материками в северном полушарии. При переходе с Океана на сушу изотермы отклоняются к северу. Горизонтальные градиенты температуры в июле меньше, чем в январе, т. е. изотермы располагаются значительно реже.
Географический экватор и в январе и в июле не является широтой с наиболее высокими температурами.
Если отметить на карте на каждом меридиане точки с наиболее высокой средней годовой температурой и соединить их, получится волнистая линия — термический экватор. Летом северного полушария термический экватор перемещается к северу, зимой — к югу, но при этом значительная часть его всегда находится в северном полушарии (см. рис. 40). Это объясняется преобладанием материков в тропических и умеренных широтах северного полушария и влиянием ледяного покрова Антарктиды.
Абсолютные максимумы температуры воздуха на Земле наблюдаются в южном полушарии в Австралии (равнина Налларбор, около +51°), в северном полушарии в Африке (Триполи, около +58°). Абсолютные минимумы отмечены в Антарктиде (-88,3°) и на северо-востоке Азии (Оймякон — 71°, Верхоянск — 68°). Для каждой параллели можно вычислить нормальную среднюю температуру и определить отклонение действительных температур от нормальных — температурные аномалии. Соединяя точки с одинаковыми аномалиями, строят карты изаномал. В январе аномально холодные почти вся Азия (-24°) и Северная Америка (-20°) .
Атлантический океан и Европа, наборот, аномально. теплые (до +24°). В июле наибольшие положительные аномалии наблюдаются над Юго-Западной Азией и над Северной Африкой, наибольшие отрицательные — над океанами в северном полушарии.
На карте изаномал хорошо видно влияние поверхности, океанских течений и переноса воздуха на его температуру.

Тепловые пояса. Тропики и полярные круги, ограничивающие пояса освещенности, нельзя считать границами тепловых (температурных) поясов. На распределении температуры, кроме фигуры и положения Земли, сказывается влияние ряда факторов: распределение суши и воды, теплые я холодные океанские и воздушные течения. Поэтому за границы тепловых поясов принимают изотермы. Тепловых поясов семь:
- жаркий пояс расположен между годовыми изотермами +20° северного и южного полушарий;
- два умеренных пояса ограничены со стороны экватора годовой изотермой +20°, со стороны полюсов изотермой +10° самого теплого месяца;
- два холодных пояса находятся между изотермами +10° и 0° самого теплого месяца;
- два пояса мороза расположены около полюсов и ограничены изотермой 0° самого теплого месяца. В северном полушарии это Гренландия и пространство около северного полюса, в южном — область к югу от параллели 60° ю. ш.