Теплообмін в атмосфері, обмін теплотою, що відбувається в атмосфері в горизонтальному і у вертикальному напрямах. Потік тепла направлений від більш нагрітих областей до менш нагрітим, а його інтенсивність тим більше, чим більше різниця температур. Загалом в тропосфері температура убуває від екватора до полюсів, а на кожній даній широті знижується із зростанням висоти. Унаслідок междуширотного теплообміну атмосфера в тропічних і субтропічних широтах (у Північній півкулі до 40°) втрачає тепло, а у вищих широтах — отримує його. Крім того, теплообмін відбувається також і у напрямі широт унаслідок неоднорідності теплових властивостей підстилаючій поверхні (наприклад, суші і моря). При вертикальному Т. в а. потік тепла направлений головним чином вгору від земної поверхні.
Перенесення тепла в атмосфері здійснюється: конвекцією (включаючи адвекцию), тобто горизонтальним і вертикальним перенесенням повітря; променистим теплообміном, теплообміном, обумовленим випаром води і конденсацією водяної пари, і в незначній мірі молекулярною теплопровідністю. Горизонтальний конвективний (адвективний) теплообмін між південним і північним широтами здійснюється меридіональним перенесенням повітряних мас і складає близько 1019 кал/сут. Конвективний теплообмін у вертикальному напрямі викликається як впорядкованими вертикальними переміщеннями повітря в областях циклонів і антициклонів, так і турбулентністю (див. Турбулентність в атмосфері і гідросфері ) . В середньому для Північної півкулі вертикальний потік тепла складає близько 50 кал/см×сут. Променистий теплообмін відбувається унаслідок поглинання і випромінювання довгохвильової радіації водяною парою, пилом, вуглекислим газом, хмарами і ін. газами і аерозолями атмосфери. В результаті променистого теплообміну кінець кінцем відбувається тепловіддача з атмосфери в світове простір; кількість тепла, що віддається, складає в середньому 400 кал/см×сут. Втрата тепла в світовий простір, загалом, зменшується від низьких широт до високих. Теплообмін, викликаний процесами випару і конденсації, приводить до перенесення тепла із земної поверхні в атмосферу в середньому в кількості близько 120 кал/см×сут. Найбільша кількість тепла цим дорогою переноситься в низьких широтах. У зв'язку з існуванням річних і добових змін температури і добових коливань швидкості вітру спостерігається річний і добовий хід інтенсивності Т.
Літ.: Пальмен Е., Ньютон Ч., Циркуляційні системи атмосфери, пер.(переведення) з англ.(англійський), Л., 1973; Хргиан А. Х., Фізика атмосфери, Л., 1969; Кондратьев До. Я., Променистий теплообмін в атмосфері, Л., 1956.
