Першопричиною атмосферної циркуляції є нерівномірний розподіл на земній кулі притекающей сонячної радіації. Як відомо, кількість тепла, що отримується від сонця кожною точкою земної поверхні, залежить перш за все від кута падіння сонячних променів, який зменшується від екватора до полюсів і змінюється протягом року. При проходженні потоків променевої енергії через атмосферу відбувається одночасний процес поглинання і розсіювання її. Тому, крім кута падіння сонячних променів, величина припливу сонячної енергії на поверхню землі залежить також від поглинання і розсіювання її атмосферою.
Нагрівання тропосферного повітря відбувається головним чином шляхом турбулентного перенесення тепла від поверхні землі. Вплив променистого припливу тепла незначно, так як для короткохвильового радіації сонця атмосфера майже прозора. Атмосфера поглинає значну частину довгохвильового радіації, що випускається поверхнею землі. При цьому поглинають елементами є головним чином містяться в атмосфері водяна пара, вуглекислий газ і озон, розподіл яких на різних широтах і висотах різне.
Особливо багато променевої енергії поглинають і розсіюють хмари. Розсіяна радіація частково надходить на поверхню землі. Тому в районах земної кулі, де протягом року облакообразованіе є частим явищем, величина розсіяною радіації більше, ніж в районах з переважно ясною погодою.
Чи не торкаючись деталей розподілу фактичного припливу тепла в різних частинах земної кулі, відзначимо, що в екваторіальній зоні і взагалі в низьких широтах кількість тепла, що надходить на одиницю поверхні землі протягом року, значно перевершує кількість тепла, що надходить в високі широти. Від нагрітої сонячною енергією земної .поверхності шляхом турбулентного теплообміну, теплопровідності, інсоляції, випромінювання і т. П. Нагріваються нижні шари атмосфери.
При цьому збільшення турбулентного обміну по вертикалі, що приводить до відповідного перемішування мас повітря, зумовлює зменшення вертикального градієнта температури. Так як величина нагріву земної поверхні в середньому зменшується від тропіків до полюсів, то і горизонтальний градієнт температури в тропосфері має той же напрямок. Оскільки висотне поле тиску залежить головним чином від поля температури, то на що обертається земній кулі має місце західно-східний перенос повітря, обумовлений неоднаковим припливом сонячної енергії до екватора і полюсів.
Турбулентний обмін відбувається не тільки у вертикальному, а й в горизонтальному напрямку, і в цьому останньому випадку він грає велику роль в розподілі температури. Якби в атмосфері не виникали різні вихори і не відбувався горизонтальний турбулентний обмін, то на земній кулі було б інший розподіл температури, ніж спостерігається в дійсності. Горизонтальний макротурбулентний обмін знижує температуру повітря в екваторіальній зоні і взагалі в низьких широтах і підвищує температуру в високих широтах. Ефект макротурбулентного обміну найбільше позначається в високих широтах.
Так як в холодне півріччя приплив сонячної радіації в середніх і високих широтах значно менше, ніж в тепле півріччя, то величина горизонтального макротурбулентного ефекту більше взимку, ніж влітку.
На підставі досліджень балансу променевої енергії встановлено, що в зоні між екватором і 39 ° с. і ю. ш. радіаційний баланс протягом усього року позитивний, а на північ і на південь від зазначеної зони в холодну пору року від'ємний (рис. 3). Звідси випливає висновок, що має першорядне значення для теорії загальної циркуляції, а саме, для встановлення балансу тепла між низькими і високими широтами необхідна наявність фактора, який ніс би надлишок тепла з низьких широт до високих і таким чином компенсував наявний
там недолік тепла. Таким фактором і є междушіротний обмін в механізмі загальної циркуляції атмосфери та гідросфери.
У табл. 1 наведені дані про розподіл середньої температури променистого рівноваги (по Бауру) для різних широт в північній півкулі і среднеширотной значення дійсної температури повітря. Обчислена різниця між ними вказує на інтенсивність відбувається перерозподілу тепла при междушіротном обміні мас повітря.
За допомогою цього обміну високі широти отримують додаткову кількість тепла з тропіків, а низькі широти, навпаки, охолоджуються за рахунок «припливу більш холодних мас повітря з середніх широт.
Так, наприклад, на 70-80 ° с. ш. фактична середня температура повітря на 23 ° вище, а в екваторіальній зоні на 13 ° нижче, ніж повинна бути за умовами припливу сонячної радіації.
З табл 1. також видно, що і при наявності междушіротного обміну повітря в нижніх шарах атмосфери зберігається меридіональний градієнт температури, спрямований до полюсів. Відповідно до цього на висотах створюється горизонтальний градієнт тиску, також спрямований до полюса. У формуванні поля температури повітря важливу роль відіграють морські течії. В. В. Шулейкин обчислив кількість тепла, що переноситься через атлантичне узбережжя Європи, і вперше показав величезний вплив океанічного перенесення на тепловий баланс північних морів, що омивають СРСР. Пізніше, на основі даних аерологічних спостережень було встановлено, що прогріті і зволожені маси повітря в тропосфері, поширюючись на сушу з боку Атлантичного океану, отепляющее не тільки всю Європу, але і надають певний вплив на значну частину північної Азії, аж до берегів р. Олени. При цьому тепло переноситься з заходу не тільки по суші, але через північні моря. Саме тому нерідкі взимку випадки, коли сильні морози змінюються відлигою. Вплив, який чинять морські течії на клімат півночі, добре ілюструється обчисленнями кількості тепла, одержуваного або теряемого поверхневими водами океанів в зв'язку з дією морських течій.
Як випливає з рис. 4, тепла течія Гольфстрім виносить в північну Атлантику на кожен кв. сантиметр площі в рік тепло в кількості 80-100 ккал. майже дорівнює кількості тепла, одержуваного на ту ж площу океаном у вигляді сумарної радіації. У зоні холодних течій, навпаки, океан втрачає багато тепла. Зокрема, в зоні між 20 і 40 ° с. ш. у Каліфорнійського узбережжя, океан втрачає на 1 см 2 в рік 60 ккал. а кількість тепла, що отримується океаном у вигляді приходить сумарної радіації, так само лише 100 ккал. см 2 рік.
Великий вплив на розподіл температури повітря на земній кулі надає подстилающая поверхню.
Розподіл суші по широкій (табл. 2) дає уявлення про відмінність підстильної поверхні в північній і південній півкулях. У північній півкулі на Материки займають 39,3% всієї поверхні, а на частку морів і океанів - 60,7%; в південній же півкулі водна поверхня займає 80,9%, а суша - 19,1% всієї поверхні. Тільки в екваторіальній зоні обох півкуль материки займають приблизно однакову площу. Навпаки, в високих і середніх широтах розходження досить значно. Особливо істотно, що в південній півкулі завдяки наявності Антарктиди між 75 і 90 ° ю. ш. суша займає всю площу, а між широтами 65 і 35 ° ю. ш. - всього 0-9%. У той же час в північній півкулі між 75-90 ° с. ш. суша займає 24-0% площі, а між 65 і 35 ° с. ш., - 76-42%.
У південній півкулі внаслідок переважання водної поверхні і малих розмірів материків відхилення температури від среднеширотной не перевищують 6-8 °.
Таким чином, неоднорідність нижнього шару атмосфери в «горизонтальному напрямку пов'язана з нерівномірним розподілом на земній кулі сонячної радіації і неоднорідністю підстилаючої поверхні землі.
Вплив підстильної поверхні виявляється не тільки на розподілі температури повітря, а й на зміну інших його характеристик (вологості, запиленості та т. П.), Особливо якщо маси повітря знаходилися над будь-яким районом порівняно довгий час. Переміщаючись над різної за характером підстильної поверхнею, маси повітря безперервно змінюють свої фізичні властивості, в тому числі і термодинамічні характеристики.
Між районами, де градієнти метеорологічних елементів малі, а отже, де знаходяться відносно однорідні маси повітря, розташовуються зони з великими горизонтальними градієнтами температури - висотні фронтальні зони та фронти. Чим більше різниця термодинамічних характеристик повітряних мас, тим більше горизонтальні градієнти температури в відповідної фронтальній зоні.
Слід зауважити, що однорідність повітряних мас є відносною, так як повітря безперервно перебуває в русі. При цьому, внаслідок зміни напрямку і швидкості вітру з висотою, повітряна маса рідко переміщається як ціле тіло в одному напрямку. Навіть поза фронтальних зон і фронтів часто відбувається натікання теплого повітря на холодний, утворюються інверсії і т. П.
Горизонтальне розшарування атмосфери відбувається не тільки в тропосфері, але і в нижній стратосфері. У нижній стратосфері також виявлені фронтальні зони, що відокремлюють холодні і теплі маси повітря. Неоднорідність повітря в стратосфері обумовлена не тільки радіаційними умовами, а й інтенсивної адвекцией холодних і теплих мас повітря, що супроводжується значними вертикальними рухами і динамічними змінами температури.
Зокрема, сильне охолодження повітря взимку над полярними областями зобов'язане радіаційних умовах стратосфери протягом полярної ночі, а нагрівання над тими ж областями влітку - радіаційних умовах полярного дня. Однак нагрівання його над високими антициклонами обумовлено адвекцией і динамічними процесами, що відбуваються в тісному зв'язку з процесами в тропосфері.