Тепловой режим тропосферы определяется как поступлением солнечного тепла теми сложными путями, которые только что описаны, так и динамикой воздушных масс, осуществляющей адвекцию тепла и холода. С другой стороны, само движение воздуха вызывается температурным градиентом (падением температуры на единицу расстояния) между экваториальными и полярными широтами и между океанами и материками. Так сформировалось термобарическое поле Земли. Оба его элемента — температура и давление (и динамика) воздуха настолько взаимосвязаны, что рассматривать их следовало бы одновременно, и только в учебных целях это делается последовательно.
Тепловой режим (баланс) земной поверхности и системы Земля — тропосфера. Тепло, получаемое земной поверхностью, преобразуется и перераспределяется атмо- и гидросферой. Тепло расходуется главным образом на испарение, турбулентный теплообмен с атмосферой и на перераспределение для отдельно взятых акваторий и территорий циркуляцией гидросферы и атмосферы.
Наибольшее количество тепла расходуется на испарение воды с океана и материков. В тропических широтах океанов на испарение затрачивается 4190—5010 МДж/м2-год (100— 120 ккал/см2-год), а в акваториях с теплыми течениями до 5860 МДж/м2 (140 ккал/см2) в год, что соответствует испарению слоя воды в 2 м мощностью. В экваториальном поясе меньше, около 2510 МДж/м2 (или 60 ккал/см2) в год, что равносильно испарению однометрового слоя воды. На материках максимальные затраты тепла на испарение приходятся на экваториальную зону с ее влажным климатом. В тропических широтах суши расположены пустыни с ничтожным испарением. В умеренных широтах (40—70°) затраты тепла на испарение на океанах в 2,5 раза больше, чем на суше. Поверхность океана поглощает от 55 до 97% всей радиации, падающей на него. На всей планете на испарение расходуется 80%, а на турбулентный теплообмен 20% солнечной радиации.
Тепло, затраченное на испарение воды, передается атмосфере при конденсации пара в виде скрытой теплоты парообразования. Этот процесс выполняет главную роль в нагревании воздуха и движении воздушных масс.
Максимальное для всей тропосферы количество тепла от конденсации водяного пара получают экваториальные широты — 4190—5860 МДж/м2 (100—140 ккал/см2) в год. Это объясняется, как увидим ниже, поступлением сюда огромного количества влаги, приносимой пассатами из тропических акваторий, и поднятием воздуха над экватором. В сухих тропических широтах количество скрытой теплоты парообразования, естественно, ничтожно: меньше 419 МДж/м2 в материковых пустынях и около 419—837МДж/мг (10 и 10—20 ккал/см2) в год над океанами.
