Физическата разлика в степента на нагретостта на телата се нарича температура.
Измерването и се осъществява със специални уреди наречени термометри, като за различните физични свойства на телата се използват живачни, спиртни, биметални и други видове термометри.
Живачен термометър
Основният принцип на действие на термометрите се състой в свойството на телата да обменят и изравняват температурата помежду си, наречено топлобмен. Най-често в метеорологията се използват живачните и спиртните термометри, като първите се използват за температури от – 30° до + 500° С, а вторите от – 80° до + 80° С. Освен за отчитане на температурата, термометрите служат и за измерване влажността на въздуха, като за целта се използват така наречените „мокри” термометри. За записване хода на температурата през денонощието се използва и самопишещ термометър – Термограф.
Топлинният режим на атмосферата зависи преди всичко от енергията получавана от слънцето, топлобмена между земната повърхност, атмосферата и космическото пространство. Преминавайки почти безпрепятствено през всички слоеве на атмосферата, слънчевите лъчи достигат до земната повърхност и отдават енергията която носят. Нагрявайки се, земната повърхност започва да отдава топлина и да загрява въздуха до нея, като температурата започва да се покачва. През нощта се наблюдава обратният процес, земната повърхност изстива по-бързо и започва да приема топлина от околният въздух, който отдавайки топлината си от своя страна също започва да изстива. Друг начин за изменение на температурата е хоризонталния пренос на въздух от други райони с различна от него температура, наречен aдвекция.
Голямо влияние указва и характера на земната повърхност. Поглъщането на топлина на сушата е значително по-малко от това на водните басейни. Загряването на повърхностния слой на почвата е на малка дълбочина и той бързо се прегрява, като започва да отдава топлината си на въздуха, докато водните пространства поглъщат и акумулират топлина на значително по голяма дълбочина, дължащо се на подвижността на водата. Тези особености оказват много голямо влияние на денонощният и годишен ход на температурата на въздуха и определят някой особености на движението на атмосферата.
Изменението на температурата на въздуха с височина на определено разстояние (най-често 100 метра), се нарича Вертикален градиент на температурата. Средно приетото понижение на температурата в тропосферата е 0,6° С / 100 метра. В действителност в атмосферата вертикалният градиент на температурата има най-различни стойности зависещи от височината на която се намира и непрекъснато се променя. Понякога той има отрицателна стойност наречена Инверсия, където температурата се повишава във височина, или постоянна стойност – Изотермия – температурата не се променя и остава същата във височина. За измерването на температурата на въздуха във височина се използват радиосонди издигнати с помощта на свободно летящ балон пълен с водород, метеорологични радио локатори и метеорологични спътници. Данните предоставени от тях се обработват и предоставят в специална метеограма за сондаж на атмосферата във височина.
В другия случай, ако издигащият се обем въздух е по-студен и по-плътен от околния, той ще се върне в началното си местоположение. В този случай се наблюдава устойчиво равновесие на атмосферата, потискащо възходящите движения. В третият случай може да се окаже че температурата на издигащият се въздух и този на околният е равна, то тогава след като престане да действа силата която го е откъснала от земната повърхност, неговото движение ще спре – настъпва неутрално равновесие на атмосферата.
Видът на равновесието на атмосферата може да се определя, като се сравни вертикалният градиент на температурата в нея със сухоадиабантният температурен градиент. Атмосферата е неустойчива ако температурата в нея се понижава по-бързо от температурата на издигащия се обем въздух т. е. ако вертикалният температурен градиент е по-голям от 1°/100 м. Тогава движещият се нагоре въздух попада в среда с по-ниска температура и продължава движението си на горе. Обратно, ако вертикалният градиент на температурата е по-малък от 1°/100 м, атмосферата е устойчива, защото
изстива по-бавно от издигащият се обем въздух и се оказва по-топла от него. С особена устойчивост се характеризират слоевете на изотермиите и инверсиите.
Както знаем, въздуха може да се изкачва на горе само ако е по-топъл (следователно и по-лек) от околният въздух. Приземният въздух започвайки да се изкачва на горе, вследствие на придобитата топлина от земната повърхност, попада в слоеве с по-ниско атмосферно налягане и започва да се разширява. При изкачването и разширяването си, се изразходва вътрешна енергия и това води до понижаването на температурата му. Може да се изчисли че за преодоляването на височина от 100 метра, въздух ненаситен с водни пари, губи 1° С. Понеже въздуха е лош проводник на топлината, то този процес протича без обмяна с околната среда и се нарича Адиабатен процес. От това следва че изменението на температурата при адиабатното издигане или спускане на сухият въздух – Сухоадиабантният температурен градиент – е 1° / 100 метра.
Във въздух, наситен с водни пари, което практически означава въздух намиращ се в облаците, изменението на температурата при изкачване се придружава с отделяне на водни пари в течно или твърдо състояние. Това е така, защото наситеният въздух с понижаване на температурата, съдържа все по-малко количество водни пари. Водната пара при втечняване отделя топлина, която затопля въздуха, следователно при изкачване, наситеният с водни пари въздух, едновременно се охлажда и затопля. За умерените ширини този процес се колебае от 0,4° до 0,9° С, като средна стойност на Влажната адиабанта е приета 0,6° С.
До тук описаните условия съществуват във въздушният пласт под нивото на кондензация на водните пари. Когато въздуха достигне нивото на кондензация или нивото на облаците, то там процесите започват да протичат в условията на влажната адиабанта. Там вертикалните течения се нуждаят от по-ниска температура и процесите са много по интензивни. За това може да съдим по вертикалните течения вътре в облаците, който са много по-силни от тези извън тях.
Общо взето, сухото устойчиво равновесие се среща предимно до височината на базата на облаците през лятото, когато земната повърхност е силно нагрята и по-топла от въздуха на голяма височина. Влажно неустойчивото равновесие обхваща 1/2 от тропосферата и затова възходящо течение което е достигнало нивото на кондензация, лесно прониква и на по-голяма височина. Доказателство за това са големите и мощни разраствания на купестите облаци.
