Atmosfer; Dünya’yı saran gaz katmanıdır. Yaşamı korur, ısı dengesini düzenler ve hava olaylarını mümkün kılar. Sıcaklık ise atmosferin enerjisini ve yoğunluğunu etkileyerek basınç, rüzgâr, nem ve bulutlanma gibi süreçleri belirler.

Kuru hava büyük ölçüde azot ve oksijenden oluşur. Su buharı, ozon ve aerosoller miktar olarak azdır ama sıcaklık ve hava olayları üzerinde çok etkilidir.

Toz, deniz tuzu, duman gibi parçacıklar güneş ışığını saçabilir (soğutucu etki) veya bazı koşullarda soğurup ısıtabilir. Ayrıca bulut damlacığı çekirdeği olarak yağışı etkiler.

Atmosfer katmanları sıcaklığın yükseklikle değişimine göre ayrılır. Bu nedenle “sıcaklık profili” katmanları anlamanın anahtarıdır.

Troposfer alttan ısınır: Güneş önce yeryüzünü ısıtır, yeryüzü de havayı ısıtır. Yükseğe çıkıldıkça basınç azalır; hava genleşir ve genleşme soğumaya yol açar.

Atmosfer basıncı, üstteki hava sütununun ağırlığıyla oluşur. Yükseklik arttıkça hava sütunu azalır, dolayısıyla basınç düşer. Basınç azaldıkça yoğunluk da genelde azalır.

Basınç–hacim–sıcaklık ilişkisi birçok atmosfer probleminde temel çerçevedir.

Aynı miktar gaz için sıcaklık artarsa basınç artma eğilimindedir veya gaz genleşebilir. Atmosferde çoğu zaman genleşme gerçekleştiği için yükselirken soğuma gözlenir.

Sıcaklık ölçülen bir durum büyüklüğüdür (termometre). Isı ise enerji aktarımıdır ve sıcaklık farkı olduğunda akar.

Bir maddenin sıcaklığını 1°C artırmak için gereken enerji “özgül ısı” ile ilgilidir. Denizler, karalara göre daha geç ısınıp daha geç soğur. Bu yüzden kıyı alanlar daha ılımandır.

Güneş’ten gelen enerji büyük ölçüde kısa dalga boyludur. Atmosferin bir kısmı bu enerjiyi soğurur, bir kısmı bulutlar ve yüzey tarafından yansıtılır, kalanı yüzeyi ısıtır.

Albedo, gelen ışığın ne kadarının yansıtıldığını ifade eder. Buz ve karın albedosu yüksek olduğu için daha az ısınır; orman ve deniz daha düşük albedoyla daha çok enerji soğurur.

Güneş enerjisi Dünya’ya küresel ölçekte dağılır. Küre geometrisi nedeniyle birim alana düşen ortalama enerji, Güneş sabitinin dörtte biriyle ilişkilendirilir.

Burada α albedo, S Güneş’ten gelen enerji akısıdır. Albedo artarsa soğurulan enerji azalır ve sıcaklık düşme eğilimindedir.

Yeryüzü ısındıkça uzun dalga (kızılötesi) radyasyon yayar. Su buharı ve bazı gazlar bu radyasyonu soğurup yeniden yayarak alt atmosferin daha sıcak kalmasına katkı verir. Bu süreç doğal sera etkisidir.

Stefan–Boltzmann ilişkisi, sıcaklık artınca yayılan enerjinin çok hızlı arttığını gösterir (T dördüncü kuvvet).

Atmosferde sıcaklık dağılışını belirleyen dört ana mekanizma vardır:

• İletim: Moleküller arası temasla; yüzeye yakın etkilidir.
• Konveksiyon: Isınan havanın yükselmesiyle; dikey taşınım.
• Adveksiyon: Havanın yatay hareketiyle sıcak/soğuk taşınması.
• Işınım: Enerjinin elektromanyetik dalgalarla taşınması.

Gün içinde sıcaklık, güneşlenme, bulutluluk, rüzgâr, nem ve yüzey türüne göre değişir. En yüksek sıcaklık çoğu zaman öğle anında değil, öğleden sonra görülür; çünkü yerin ısınması bir süre devam eder.

Yıllık sıcaklık farkı; enlem, karasallık, deniz akıntıları, yükselti ve bulutluluk gibi faktörlerle değişir. Orta enlemlerde mevsimler belirginleşir, kutuplara yaklaştıkça yıllık fark genelde artar.

Enlem arttıkça güneş ışınları daha eğik gelir; birim alana düşen enerji azalır. Bu yüzden Ekvator çevresi sıcak, kutuplar soğuktur. Ancak yükselti ve denizellik gibi etmenler aynı enlemde farklılık yaratabilir.