永不停息的大气运动
地球周围的大气，在太阳光和热的作用下像无形的野马，在永无休止地奔腾着。它运动的形式多种多样，范围有大有小。正是这种不断的大气运动，形成了地球上不同地区的不同天气和气候。
地球上各个地区接受到太阳的光和热是不同的。赤道和低纬度地区受热多，空气容易膨胀，变轻上升；极地和高纬度地区受热少，空气收缩下沉。这样，就使赤道地区上空的气压高于极地上空的气压。这种气压的南北差异，促使赤道上空的空气向极地上空方向流动。
赤道上空的空气不断流出，空气质量逐渐减少，地面气压下降而形成一个常年存在的低气压区。这个低气压区称为赤道低压区。
在极地上空，因有空气不断流入，地面气压就会升高而形成一个高压区，称为极地高压区。
于是，在大气低层就出现了极地气压高于赤道气压的气压差异，产生了自极地流向赤道的大气运动。这支气流自极地到达赤道地区时，又增热上升，补充赤道上空流走的空气质量。这样，在赤道和极地之间就形成了一个南北向的闭合环流，气象上称为“哈特莱环流”。
大气环境是形成各种气候和天气变化的主要因素同时，大气运动时时刻刻都受到地球自转运动所产生的偏向力的作用。在北半球，空气流动的方向要发生向右的偏转；在南半球要发生向左的偏转。这样，当赤道上空的空气在向南北两极流动时，它的运动方向就要不断发生向右或向左的偏转。大约到了纬度30-35°附近的高空，气流偏转方向接近90°。也就是说，原来是南北方向的气流，逐渐变成东西方向了。这样，从赤道上空源源不断流动过来的空气，受到这股东西方向气流的阻挡，渐渐堆积起来，空气开始下沉，结果使这一区域中下层的大气压力增高，形成了常年稳定、势力庞大的副热带高压带。因副热带高压带内盛行下沉气流，常年缺云少雨，所以是个宽阔的无风带。
此外，还有环绕全球、气势磅礴的西风带和东风带。西风带内的大气，有明显的波动，它很像大江里的波浪高低起伏，奔腾不息。由于我国地处中纬度地区，规模庞大的西风带从我国上空通过，对我国的天气、气候有很大影响。
空气流动成风
空气从气压高的地方流向气压低的地方，便产生了风。风实际上是空气的流动。那么，自然界的风是靠什么来驱动的呢？这和空气的热胀冷缩有关。
每天，太阳光辐射到地面，地面被晒热了。在地球上，陆地比海洋容易热；沙漠比森林容易热；靠近地面的空气层又比高空处的空气层热得快。受热的空气因此而膨胀，上升快，于是附近的冷空气就进行填补，补充的冷空气受热又上升，附近的冷空气又来补充，这样冷热空气就流动起来形成了风。
空气流动的速度越快，风也就刮得越大。人们根据风力的大小，把风划分为0-12个级别，共有13级。“0”极表示无风；“2-3”级表示轻风和微风；“8”级为大风；“10”、“11”、“12”级分别在狂风、暴风、飓风。
我国地处亚洲大陆东部，东南方是海洋，一般来说夏天多东南风，冬天多西北风。这是由于夏天，大陆上的空气比海洋上的空气温度高，大陆上热空气上升，海洋上的冷空气就向大陆流动，所以常刮东南风；到了冬天，海洋上的空气比大陆的空气温度高，大陆上的冷空气就向海洋移动，所以常刮西北风。
变化莫测的云
天空中的云彩绚丽多姿，千变万化。
地面上的积水慢慢不见了；晾着的湿衣服不久干了，水到哪里去了？原来，它们受太阳辐射后变成水汽蒸发到空气中去了。到了高空，遇到冷空气便凝聚成了小水滴，然后又与大气中的尘埃、盐粒等聚集在一起，便形成了千姿百态的云。据估计，每年从海洋、陆地上蒸发到大气中去的水气，约有4.5万亿多吨之多。
组成云的小水滴很小，一般直径只有0.01-0.02毫米，最大的也只有0.2毫米。由于它们又小又轻，下降的速度很慢。在降落过程中，随时又会被上升气流抬起，或者在未降到地面前就被蒸发掉了，所以，它们便成片在飘浮在空中。
我们平时看到的云有各种色彩，有的洁白，有的透明，有的乌黑，有的呈铅灰，还有的呈红色和黄色。其实，天上的云本来都是白色的，只是因为云层的厚度不同，以及云层受阳光的照射而显出不同的颜色。
云的姿态各异，成因也不相同。一般可将它们分为积状云、层状云、波状云三大类。
积状云又叫对流云，包括淡积云、碎积云、浓积云和积雨云。它们的外形很像棉花团和高耸的山峰，是由大气对流运动形成的。淡积云、碎积云和浓积云的个体孤立分散，一般不会下雨。如果空气对流旺盛，它们便有可能进一步发展，成为成片成团的积雨云，最后产生降雨。
层状云包括卷层云、高层云和雨层云。它们像幕布一样布满天空，覆盖着几百公里甚至上千公里的地区。这类云最常见于暖湿气冷气团上部爬升的交界面上。当暖湿空气沿山坡爬行时，也容易生成层状云。卷层云是一种乳白色云幕，高度一般都在五六千米以上，由微小的冰晶组成。高层云为浅灰色云幕，通常高度为2000-6000米，由水滴和冰晶组成。雨层云是低而均匀的云幕，水平伸展范围很广，几乎总是遮蔽整个天空。雨层云内贮藏着大量水滴，降水时常常是连续性的。
波状云包括卷积云、高积云、层积云和层云。它们的形状很像一片片鱼鳞和层顶的瓦片，是由大气的波动运形成的。
如按云的高度来分，又可分为四大云族，即低云、中云、高云和直展云。低云多由水滴组成，云底高度一般在2500米以下；中云也多由水滴组成，云底高度一般在2500-6000米；高云多由小冰晶组成，云底高度一般在6000米以上；直展云则由水滴、过冷却水滴、冰晶混合而成，云底高度通常在2500米以下。这些直展云会产生雷阵雨，有时伴有狂风或冰雹。
水汽凝结的雾
雾和云都是水汽凝结而成，只是云的底部不接触地面，而雾却是接触地面的。因此，可以说雾就是地面上的云。当你攀登黄山、庐山、泰山时，也许都有这样的体会：有时从山下看去，山上白云缭绕，山峦隐没其中，当登上山顶后，山峦清晰可见，白云却在我们的脚下，人如同在雾里一般。
根据水平能见度的不同，雾可分为重雾、浓雾、大雾、中雾和轻雾。重雾的水平能见距离不到50米；浓雾的水平能见距离为50-200米之间；大雾的水平能见距离为200-500米之间；中雾的能见距离为500-1000米之间，轻雾的能见距离在1000米以上。
根据成因的不同，雾又可分为辐射雾、平流雾、蒸气雾、上坡雾、锋面雾等几种。辐射雾是地面空气因夜间辐射散热冷却达到水气过饱和状态后形成的。这种雾大多出现在晴朗、微风、近地面水气又比较充沛的夜间或早晨。辐射雾的出现，一般表示当天的天气晴好，因此有“十雾九晴”的说法。平流雾是由空气的水平流动造成的。当暖湿空气流经冷的地面或海面，空气的低层因接触地面或海面而冷却，使水气凝结而成雾。平流雾的出现，一般预示两三天内要下雨。锋面雾产生于冷暖气团交锋的锋面地带。我国梅雨季节常出现这种锋面雾，它也是阴雨天气的预兆。
我国雾最多的地方要数四川的峨眉山了。1953-1970年间平均雾日多达323.4天，差不多天天有雾。
雾对航海、航空和农作物都有很大影响。如海上航行一旦遇上了浓密海雾，船只可能迷失方向，甚至发生触礁、搁浅、碰撞等事故；飞机遇上大雾天气就难以起飞或降落；农作物在一直多雾阴冷的天气里，产量和质量都会受到影响。
水汽凝结的雨
水汽中存在着许多水分，它们以分子或微小颗粒飘浮在空中，由于地表性质不同，地表起伏差异，地表形成了许多冷热不同的热量中心，对流层中的大气在冷热不同的情况下，往大气中的水气使天空变得绚丽多彩，它还可以变成雨水，滋润田野往形成上下运动的对流运动，当较热的空气随对流上升时，遇到高空大气的冷空气，空气中的水分将以尘埃为中心凝结，水滴较小时，它就飘浮空中，这就是我们看到的云。如水滴不断增大，不能飘浮在空中时，它们就落到地表面上形成雨，雨按照降水时间和强度分暴雨、中雨、小雨。按照形成原因可分为地形雨、锋面雨、对流雨、台风雨等。
横跨天际的彩桥
在炎热的夏天，一阵暴雨过后，有时我们能看见一条七色的彩环横跨南北，悬挂在空中，这就是虹。有时在虹的外侧还能看到第二道虹，光彩比第一道虹稍淡，称为副虹或霓。虹和霓色彩的次序刚好相反。虹的色序是外红内紫，而霓的色序是外紫内红。
我国早在殷代甲骨文中，就有关于虹的记载。古人认为虹是龙在雨后的显形。所以“虹”字带上了“虫”字旁，并一直沿用至今。其实，虹是飘浮在空中的小水滴反射太阳光而形成的。如果我们在天气晴好的早晨或傍晚，背着太阳站着，然后用嘴向空中喷一口水，就会看到在那些水珠上面有一条小小的彩虹。而一场大阵雨后的空气中，就飘浮着许多像这样的小水珠。它们就像一个个悬浮在空中的三棱镜，太阳通过它们时，先被分解成红、橙、黄、绿、青、蓝、紫七色光带，然后再反射回来，这时，如果有人站在太阳（在地平线附近）和雨滴形成的“雨幕”之间，就会看到一条色彩缤纷的彩虹。如果太阳经过小水滴的两次折射和反射，那么在虹的外侧就会出现颜色稍淡、排列相反的霓。天空中的彩虹有时宽有时窄，有时颜色鲜艳，有时颜色暗淡。这是为什么呢？原来，虹的色彩鲜艳程度和虹带的宽度与空气中的水滴大小有关：水滴大，虹就鲜艳清晰，比较窄；水滴小，虹就淡，也比较宽，如水滴过小，就可能没有虹。
虹主要出现在夏季，冬季很少见。这是因为夏季多雷阵雨，雨滴也较大。往往一阵雨过后，很快转晴，空中飘浮着很多小水珠，经太阳照射后就形成了虹。冬天一般天气干燥，下雨机会少，阵雨就更少，所以冬季较难见到虹。
彩虹发生在降雨过程中或者雨后，出现在太阳对面的天空中，出现在高度同太阳照射的角度有关。中午前后彩虹出现部位高，早晨或者傍晚，出现的部位低。
天空中一般只出现一条或同时出现两条彩虹，偶尔也同时出现三四条。
电闪雷鸣
一年夏天，常常会有雷阵雨天气出现，下雷阵雨时，常常伴有电闪雷鸣现象发现。
我们知道，当正、负电荷接近时，两种电荷发生中和并且发出火花，这种现象叫做火花放电。
要出现雷雨，先得有大块的云体形成，这种云称为积雨云。这种云由于内部的强烈对流和云粒子的不断碰撞，往往积聚有大量的电荷，当积雨云中正电荷区和负电荷区之间的电场大到一定的程度时，就要产生火花放电。
在火花放电时发出强烈的光，这就是闪电。在光的通路上要产生高温，使周围空气因剧烈受热，而突然膨胀，云粒也会因高热而突然汽化膨胀，发生巨大的响声，这就是雷鸣。
也有的放电是在云层与地面之间发生的。这是因为当云层带有大量负电荷时，它会使地面物体带上大量正的感应电荷，当云体一旦接近地面上比较强的正电荷集结处时，就将大量的正电荷上吸而开始放电，这时整个闪道上就会出现树枝状的耀眼闪光。
在闪电的落点处或弯曲处，有时会分离出一些火球在空中飞舞，有的落地爆炸。我们称这种闪电为球状闪电，它有一定的破坏作用。
银白世界的雪
在云中形成且大体呈各种形状的六角形的白色结晶降水物。绝大多数是由云中水汽在冰晶上凝华增长而成，也有少数是由微滴在一定温湿条件下冰结变形而成。空气中所含水汽多少和温度高低不同，则形成的雪花形状也就有异。单个晶体多为六角形，这一发现在我国西汉时就有记载，比欧洲早1700多年。由于雪的导热率小，故在雪被下面的土壤其温度比裸露土壤的要高，而温度振幅和冻结深度却比裸露土壤的要小，因此，雪被下土壤热状况的改善，对越冬作物的防冻和安全过冬有利。加之雪中含有氮化物，起到增肥作用，所以农谚说“瑞雪兆丰年”。
可恶的冰雹
俗称雹子。指天空降下的球形、圆锥形或形体不规则的冰块。一般是由冰晶在积雨云中随气流多次升降，不断与雪花、小水滴合并，形成具有不透明与透明层次交替的冰块。当它增大到上升气流支持不住时，就会降落下来，是固体降水的一种形式。雹的直径大小不一，常见的一般在5-50毫米。冰雹多出现于山区夏季的午后，并常伴有雷阵雨。每次降落的时间都不长，范围也不大，但却给农作物带来很大危害，大冰雹还对人、畜、建筑物等造成损害。现在，随着科学技术的发展，人们已经可以采用特制的火箭把碘化银发射到积雨云中，化雹为雨以避其害。
世界上的风极
12级大风，风速32.7-36.9米/秒，在海上可掀起滔天巨浪，在陆上可造成房倒屋塌，大树拔地而起。倘若更大的风力，其破坏力可想而知。
1957年3月，大风就在南极安排了一次恶作剧。前苏联一个刚建立不久的科学站，突遭狂风袭击，高大的铁塔被刮倒，停机坪上的飞机被吹毁，用预制板装配起来的房屋被席卷而光。工作人员只好躲在大石后避难。那末，南极的风速到底有多大？根据现有资料，南极大陆一般风速都在17-18米/秒，有些地方超过70米/秒。在南极大陆正对澳大利亚方向，有个叫承德利海岸的地方，法国一个观测站在那里记录到了92.6米/秒的世界最大风速。观测证实，南极大陆从恩德比地到阿德利的沿海地带，风暴极其频繁。阿德利海岸一年竟有310天刮大风。因此，把这里叫做“风极”，或许当之无愧。
南极大陆，特别是沿海地带为什么成了地球上风力最大、风暴最多的地区呢？原因在于南极大陆终年酷寒形成一个强大的高气压区，大陆外围则是副极低压带，两者之间形成很大的气压差。加之南极大陆又具有中间高、四周低的地形特点。在上述情况影响下，冷气流自中心迅速向沿海地区推进，从而形成了多风暴的地带。
世界雨极
世界降水量的分布是不均匀的，有的地方雨特别多，甚至天天下雨。我国雅鲁藏布江河谷的巴劳卡，年平均降雨量4500毫米。台湾北部的火烧寮，是我国最多雨的地方，年平均降水量6500毫米。1912年曾出现8408毫米的记录，被称为中国的“雨极”。
为什么火烧寮雨量特别多呢？这里夏季受东南、西南季风和台风的影响，冬季受东北季风和信风的吹拂，加上山地影响，气流抬升，容易疑云播雨。
世界绝对雨量最多的地方是印度东北部梅加拉亚邦的乞拉朋齐，年平均降水量11430毫米。1960年8月到1961年7月，出现26461.2毫米的最高纪录，成为世界的“雨极”。下雨时雨若倾盆，势如小瀑布，雨滴有如棒球，所以当地人总爱穿一种簸箕形状的，用竹或草编成的雨具，才不致被雨滴伤。
夏威夷群岛考爱岛的威阿列勒山东北坡，被称为世界的“湿极”。1920-1927年平均年雨量11458毫米，每年下雨的日子约有325天。
为什么这两个地方多雨呢？原来，它们都有高山屏障，从海洋吹来的季风或东风，被高山阻挡，使饱含水汽的气流被迫上升，凝结大量的地形雨。
有些地方年降水量不大，却常常下雨。智利南部的巴希亚·菲利克斯，平均每年有325天在下雨。1961年这一年，只有17天没下过雨。它处在西风带内，长年从太平洋带来大量水汽，受到地形的抬升，形成阴雨天气。
巴西的巴拉城，每天都要下几次雨，而且每天下雨都有固定时间。巴拉城靠近赤道，滨海，阳光灼照。早晨，气温较低，空气中水汽含量较少，天气晴朗。此后，海面温度渐渐升高，湿热空气不断上升，在空中凝云播雨。雨过天晴，低层空气温度降低，阳光继续灼照，就这样循环变化着，很有规律。因此，当地人谈论时间不用钟表，而是用雨。他们不说几点钟，而是说第几次雨后。
世界湿极
夏威夷群岛考爱岛的威阿列勒山东北坡，被称为世界的“湿极”。1920～1972年平均年雨量达11458毫米，比印度的乞拉朋齐的年均雨量还高。雨日约350天，一年中只有10多天不下雨。
考爱岛面积1400多平方米，地势高峻，峡谷很深，岛内的威阿列勒山和卡威吉尼山，海拔都在1500米以上。威阿列勒山东北坡，是一片热带密林，那里土地肥沃，盛产甘蔗和菠萝，漫山遍野的热带兰胡姬花，香气袭人；草莓果实累累，芬芳四溢。
威阿列勒山东北坡，几乎天天下雨。可是，当人们翻过一个山头，来到威阿列勒山西南坡时，却是一个干旱世界。在海拔280米的西南坡，气象站记录的年降水量只有406毫米。
这是为什么呢？原来北回归线正好从夏威夷群岛中间穿过。它处在北太平洋副热带高气压带控制下，全年盛行下沉的东北信风，雨量偏低，广阔的洋面上降水量只有500毫米左右。考爱岛上的高山像一堵屏风，挡住东北信风的去路，湿润的海风在山坡环流，冷热空气交汇，上下对流，因此东北向的迎风坡上雨水特别多，成为世界“湿极”，而背风的西南坡，雨水就很少了。
世界干极
天下之大，奇中有奇。世界上既有“雨极”、“湿极”，还有一个与上述两“极”相背的世界“干极”。这个“干极”就是太平洋东岸智利的阿塔卡马沙漠，是世界上降水量最少的地方。其平均年降水量竟小于0.1毫米。据测，从1845～1936年，91年间竟未落一滴雨！这里的一个港口城市伊基克，也竟有14年滴雨未见。
阿塔卡马沙漠紧靠着太平洋，为什么又很难降雨呢？原因是这里的沙漠区正好位于安第斯高山的背风坡，从南美大陆吹来的东南信风，即使含有水汽，也被这高大的安第斯山这堵“高墙”远远隔离在外；该沙漠所处的纬度又正好位于世界干热的副热带回归高气压带上；加上海岸运行的又是冷燥秘鲁寒流，都帮不上大陆降水的忙，因此阿塔卡马沙漠谁的“光”也借不上，故成为世界上降水最少的地方，为世界著名的“干级”。
世界热极
世界“热极”夺魁，也一直“鏖战”不休。1879年7月17日，北非阿尔及利亚的瓦格拉（北纬32°）地方，曾测得53.6℃的世界最高温值。可是1913年7月10日这天，美国加利福尼亚州的岱斯谷（死谷）中，又创了56.7℃的最高纪录，但不过10年，利比亚的加里延，气温又突升到57.8℃的最高纪录。1933年8月，墨西哥的圣路易斯也以57.8℃的高温平了加里延的纪录，两地共享世界“热极”称誉。然而，非洲之角的索马里半岛的柏培拉（约北纬10°）附近，7月份月平均温就有47.2℃，极端最高温更达到63℃！是迄今世界一直保持的世界“热极”称号。如以年平均气温看，世界年平均气温最高的地方，则是澳大利亚的温德姆，这里的年均气温也能达到39.11℃！年平均气温最低的地方，为南极洲的高原站，为-56.7℃。
世界寒极
世界上最冷的地方一般来说，应当在极地或高山地区。
1969年2月13日，我国在黑龙江省漠河地区测得-52.3℃最低气温。后来，有一年冬天春夏秋冬季节变化是地球公转最明显的表现早晨又出现了-58.7℃最低气温，至今尚未打破。而通过无线电探空观测，珠穆朗玛峰曾出现过-60℃的低温。
世界“冷极”最早是在北极地区测到的-59.9℃低温纪录。以后在西伯利亚的维尔霍扬斯克、奥依米亚康，出现了-73℃的低温纪录。以后“冷极”从北极迁移到了南极洲。经过几次刷新纪录，于1960年8月，东方站记录到-88.3℃的最低温纪录。1967年，挪威科学家在南极点附近测到-94.5℃的新纪录。
在这种气温下，汽油会凝固，煤油不再燃烧，橡胶变硬发脆，连人们呼吸的热气，也会在空中凝固。
如果以平均气温来说，北半球的冷极在格陵兰岛的埃斯密脱，年平均温度为-32.5℃；而南半球的冷极在南极洲，位于南纬78°东经96°的地方，年平均气温低达-58℃。
奥伊米亚康位于北极圈附近的谷地，三面被高山包围，北面却向北冰洋敞开，南方暖空气被山脉阻挡在外，而来自北方的冷空气长驱直入，停滞谷内，气温就大大降低了。
南极洲大部位于南极圈内，大多是海拔3000米左右的高原，离海洋远，冬季长夜漫漫，气温急剧降低；夏天虽有几十天极昼，但太阳斜射，光热微弱，冰雪难以消融，一直保持了很低的气温。
天气与气候及其区别
天气，指的是瞬间或在较短的时间内，温度、降水、气压、风、云等综合的大气物理现象和物理状态。研究天气的形成及其变化规律的科学，叫做天气学。天气学是气象学的一个分支学科，它是天气分析和天气预报的主要理论依据。
气候，指的是整个地球或者是某一个国家、某一个地区多年的天气特征和气象状况。例如，通过多年的实际观测和研究，我们可以把某些地区的气候归纳为温带气候、热带雨林气候、地中海气候、极地气候等等。每一种气候，都有很多区别于其他气候类型的明显特征。
天气与气候的主要区别在于，对同一个地区来说，气候的时间跨度大，是带有规律性的天气特征；天气的时间跨度小，具有很大的随机性。例如：我国的昆明市某一天有雨，它是一种大气物理现象，这时只能说天气而不能说气候；昆明市春、夏、秋、冬温差小，四季如春，这时要说气候好，而说天气好就不够恰当了。
天气与人类的关系
天气和人类所从事的各项活动都有着极为密切的关系：从工农业生产到体育比赛，从科学研究到国民经济建设，从我们的日常工作和学习到节假日的安排等等。在很多情况下，天气状况可以直接决定某一天甚至某一时刻，能做某一件事还是不能做某一件事，以及能否把这件事做好。古今中外的战争史上，既有许多因“天公不作美”而导致一场战争、一次战斗失败的战例，也有许多在有利天气的掩护下赢得胜利的战例。渔民不仅要在出海前收听当地气象部门的天气形势预报，而且在海上也要密切注意天气的变化情况。一旦将要有风暴来临，就必须迅速返航或到附近的岛屿躲避……
天气与人类的健康也有着十分密切的关系。一些慢性病患者对天气的变化极为敏感，关节炎、陈旧性骨折痛、软组织损伤引起的疼痛等，在天气突变时会骤然加剧；胃病、冠心病、脑溢血、气管炎、偏头痛、肺病等，在寒流到来突然降温的时候，发病率急增；重病患者冬季死亡的人数高于夏季，而且多发生在气温和气压急速下降的时候……
随着社会经济的发展，天气和气候在人们的社会经济生活中的重要性愈来愈显著。人类也愈来愈需要了解自己周围的大气环境，观测它的状态，认识它的特点，掌握它的规律，预测它的未来变化，以便更好地为自身服务。
大气的成分
我们居住的地球，是目前所知的惟一有生机、有生命的星球。在地球的周围，包着一层空气，人们称之为大气。那么，大气是由什么组成的呢？
纯气体成分
纯气体成分是指没有水汽和其他杂质的空气。它是各种气体的机械混合物，主要成分是：
氮（N2）占78.09%，氧（O2）占20.95%，氩（Ar）占0.93%，二氧化碳（CO2）占0.03%。除此之外，尚有极少量其他气体，如氖（Ne）占0.0018%，氦（He）占0.000524%，氪（Ke）占0.0001%，氙（Xe）占0.00008%，氢（H2）占0.00005%，臭氧（O3）占0.000007%，等等。
这里简要介绍一下几种主要成分。
氮（N2）是大气中浓度最大的气体，是地球上生命的基本成分。但是，大气中的氮只有少量参加自然界中的氮循环。氮循环的主要表现是：通过微生物，使氮成为有机化合物，而被固定在土壤和海洋中；又通过细菌作用，使土壤和海洋中的硝酸和亚硝酸还原，再回到大气中去。豆科植物可以通过根瘤菌的作用，直接将大气中的氮改造成为植物体不可缺少的养料。有机物的分解也是使氮回到大气中的途径。人为输送的作用，主要表现在工业用氮作为硝酸的原料；而农业把氮肥投入到土壤中，对氮循环也有不可忽视的影响。
在大气中氧（O2）是浓度仅次于氮（N2）的气体，是地球生命不可缺少的气体。动物和植物都吸入氧，并将它以二氧化碳（CO2）形式呼出，返回大气和海洋中；二氧化碳又通过光合作用，被海洋中的藻类和陆地上的植物吸收，转化为有用的碳水化合物和副产品氧（O2）。根据科学家的估计，海洋中的藻类通过光合作用释放的氧，要占生物用氧的90%。氧在一定程度上参与地球上所有生物的化学循环。尽管地球上自然植被在缩减，化石燃料被不断燃烧，氧的供应减少而消耗增多，但是大气中氧的浓度几乎是稳定的，就是因为海洋藻类释放的氧占有很大比重，起了稳定作用。农业的发展，也使值物吸收二氧化碳和释放氧的能力有所增加。
二氧化碳（CO2）在大气中含量虽然很少，却是大气的重要组成部分，一方面，二氧化碳是植物进行光合作用的基本原料；另一方面，二氧化碳能强烈地吸收和放射辐射波，避免地球一部分辐射能量返回宇宙空间，从而产生温室效应。地球上二氧化碳的主要来源是含碳物质的燃烧，既包括植物燃烧，也包括化石燃料（煤、石油、天然气）的燃烧。动物呼吸和有机体的腐烂，都会产生大量二氧化碳进入到大气中，而植物的光合作用、工业的发展以及森林面积的不断减少等，都会引起大气中二氧化碳有规律的增加。到现在，二氧化碳浓度已增加到340PPm，而且还在以每年1PPm的速度继续增加，使地球温室效应增强，从而导致整个地球变暖，引起人们的广泛关注。
臭氧（O3）是由3个氧原子构成的，它能使闪电后或电气设备周围的空气带有特殊的臭味儿。臭氧是一种有刺激性气味的淡蓝色有毒气体，甚至在低浓度下也容易发生爆炸。地球大气中臭氧的含量虽然很少，但是它能吸收太阳紫外线，使地面上的生命机体避免紫外线的严重损伤。地球有一个薄薄的臭氧层，在距离地表面约10～50公里的范围内，这一层的臭氧含量相当高。臭氧层的形成十分有趣，首先，是由于波长短于242毫微米的太阳紫外线辐射，把正常的氧分子（O2）分解成两个氧原子（O），氧原子（O）与未分解的氧分子（O2）合并，就产生了臭氧；臭氧（O3）形成后，又会被波长短于3000毫微米的太阳紫外辐射破坏。当臭氧（O3）形成和被破坏的数量达到化学平衡时，大气中的臭氧含量是稳定的，于是就形成臭氧层。如果臭氧的破坏速度小于形成速度，臭氧层浓度就会加大；如果臭氧被破坏速度大于形成速度，臭氧层就会逐渐变稀薄，紫外线就会到达地面，损害和杀伤大多数生物，后果不堪设想。
水汽
大气中水汽含量很少，但变动很大，浓度在0～4%之间变化。在地球大气的实际温度和压力条件下，水汽能从气态到液态和固态相互变化，其他气体成分只处于气态，都离液化程度很远，所以水汽是在自然条件下，能够进行从气态到液态和固态三态变换的惟一成分。大气中水汽主要集中在低层，水汽含量随高度增加而减少。在1.5～2.0公里的高空，水汽含量已只有地面的1/2；到5.0公里的高空，已只有地面的1/10；再向上水汽就更少了。不过，水汽随高度减少的情况，在不同地区不同季节并不完全一样。大气中的水汽含量也随纬度、海陆分布和地形起伏而不同。在低纬度地区，水汽含量较高；在高纬度地区，水汽含量减少。在寒冷而干燥的陆地表面，水汽含量接近于零；而在温度很高的势带海洋面上，空气中水汽含量可达4%。在向风坡水汽含量很高；在背风坡则很干燥。
水汽循环在天气气候形成过程中是一个十分重要的角色，也是地球大气中的一个显著特点。这其中有4种主要作用是不可忽视的。
第一种作用，是水汽在一定温度和气压条件下凝结成水滴，或直接形成冰晶，或由水滴冻结成冰粒，从而导致云、雾、雨、雪、冰雹、霜、露等等一系列大气现象，成为天气变化的主要角色。
第二种作用，不同形式的降水落到地面以后，又可蒸发成水汽，在蒸发过程中要吸收大气中的热量，而在凝结过程中又释放热量给大气。在蒸发和凝结过程中，伴随着地面和大气、低层和高层的热量交换过程。因为水汽在大气中存在水平输送，所以通过水汽也伴随着热量的水平输送，即从低纬度到高纬度、从海洋到陆地之间的热量交换。可见，水汽也是地球大气热量转换中的重要角色。
第三种作用，水汽能强烈地吸收红外长波辐射，并向地面放射长波辐射。因而水汽也是一种温室气体，对地球也有温室效应，虽然作用没有二氧化碳那么大，但也不能忽视。
第四种作用，水汽在其循环过程中，由于吸湿性固体粒子（如盐分、烟尘、孢子、花粉和细菌等）作为凝结核参加云滴的形成，云滴变成雨滴或雪粒降落到地面，也就导致对这些固体物质的冲洗。另外，雨、雪在降落过程中，也可能直接俘获固体粒子，达到冲洗效果。通过冲洗作用，大气就可以变得纯净而清新。
固体物质
在地球大气中含有大量的固体悬浮粒子和液体微滴，在气象学中统称为气溶胶。固体物质的主要来源是物质的燃烧产生的烟尘。森林火灾，工业燃烧，居民生活燃烧，都可以产生这种烟尘。海水的波浪也可造成小水泡飞溅进入大气，水泡蒸发后则剩下盐粒保留在大气中。水和风的风化作用可导致岩石破碎成微粒，风又会将这种微粒以及沙漠中的沙粒和农田中的土粒带到大气中。火山喷发物（水汽和烟尘），流星燃烧所产生的细小微粒和宇宙尘埃，也可以在大气中停留。另外，植物的孢子和花粉，以及细菌和其他微生物，也可以在大气中飘游。
固体物质通常分布在大气的低层，在大气中的含量是随高度而减少的。固体微粒在大气中的消失过程与微粒的大小有关系，较大的微粒本身有相当大的下降速度，最终沉降到地面；稍微小一点儿的具有吸湿性的微粒，则作为云滴的凝结核，随降水被带到地面。
固体微粒还有一个不可忽视的作用，就是能散射或反射太阳辐射，阻止太阳辐射热量到达地面，使地面温度降低，起着晴天打伞的作用，被称为“阳伞效应”。
3种温标
用来测量温度的单位是度，经常使用的有3种温标。一是摄氏温标。它把在标准压力下纯水溶解和纯水沸腾的温度作为基点，把两个基点之间的距离分成100等份。纯水溶解的温度定为0℃，而纯水沸腾的温度定为100℃，它们之间每一等份称1℃。
二是华氏温标。华氏温标把基点间的距离分成为180等份。水的溶解点相当于32，而沸腾点相当于212°F。
三是恺氏温标，又称为绝对温标。在这个温标上，把干空气体积变成零的温度取为0K，它相当于-273℃，水的溶解点相当于273K，而沸腾点相当于373K。
在气象学和人们的生活中，常用摄氏温标。但是在说英语的国家，如英国、美国、加拿大、澳大利亚和印度等国，多采用华氏温标。而在科学研究中，最好使用恺氏温标。
三种温标之间的关系是：
1℃=1K=95
1=59℃=59K
如果要把一种温标换算成另一种温标。则可按下面的公式进行。
t℃=（95+32）=（273+t）K
x=59（x-32）℃=[273+59（x-32）]KTK=（T-273）℃=[95（T-273）+32]
其中，t、x、T分别表示摄氏温标、华氏温标和恺氏温标的数值。
气温、地温和水温的关系
人们通常用大气温度来表示大气的冷热程度，称为大气温度或气温。这是为了区别于土壤温度（土温）和水体温度（水温）来说的。如果不是为了这种区别，我们说温度，就是指气温，也不会造成人们误解。
因为大气的热量主要要来自地面，地面的性质和状况又有很大差别，海洋和陆地，高山和平原，沙漠和森林，潮湿地区和干燥地区等等，不同的地面情况对大气温度的影响也不相同。
海洋和陆地的差别最有代表意义。例如，在某一纬度上到达地面的太阳辐射能量相同，可是结果并不一样。陆地上剧烈升温，海洋上升温却十分和缓，为什么呢？仔细分析，至少有以下原因：
第一，陆地的反射率大于海洋水面，导致陆地实际吸收的太阳辐射比海洋少10%～20%。由于这个原因，陆地升温应比海洋大，而冷却则比海洋快。
第二，陆地对各种波长的太阳辐射都不透明，吸收的太阳辐射都用在加热很薄的陆地表面；水面虽然对红色光和红外线不透明，但对可见光其余部分和达到水面的紫外线都是透明的，这一部分辐射能量可以达到海洋的深层。
第三，岩石和土壤都是不良导体，传导到土壤下层的热量很少；水却相反，有很高的传导本领，得到的太阳辐射能很快地向下层传导。
第四，岩石和土壤不能上下左右流动，海洋上却有波浪、洋流和对流进行热量的水平输送和垂直交换。
第五，岩石和土壤的比热，小于水体的比热。岩石的比热约为0.8368焦/克·度；水的比热是4.184焦/克·度。如果将4.184焦热量给1克水，温度可升高1℃；如果将4.184焦热量给1克岩石，温度可升高5℃。
第二至第五个原因，使陆地得到的太阳辐射只集中于表层，导致地面迅速而剧烈地升温，从而加强了地面和大气的感热交换。而水面则将太阳辐射的一部分向下层传播，使水温不断升高，传给大气的感热自然减少。
第六，海面有充足的水源供应，蒸发强烈，消耗了水面很多热量，使水温升不高，减少了空气的感热交换，但是热量多以潜热形式被带到大气中。感热是可以感觉到的热量，能立即使气温升高；潜热暂时不能升温，只有当水汽凝结时，才能释放潜热，加热大气。
由此可见，即使在同样太阳辐射条件下，地温和水温之间仍有很大差别。它们的大气热量交换方式（是感热还是潜热）和数量都不相同，从而产生天气和气候的差异。
地球上天气和气候的差异，并不仅仅发生在海洋和陆地之间，即使都在陆地上，沙漠和森林，荒地和农田，干燥地区和潮湿地区，山脉的向风坡和背风坡，阳坡和阴坡等等，天气和气候也不相同。
从赤道到极地
由于太阳辐射是随纬度增加而减少的，所以，就整个地球来说，气温是从赤道向两极递减的。不过这个规律往往受到其他因素干扰，在同一纬度上，温度并不一定相等。特别是在高纬度地区，海陆间的温度相差很大。为了说明单纯的纬度对温度的影响，人们就以纬度平均气温来比较，办法是从各月与年等温线图上，求取每隔10°纬度圈上等距36点的温度，然后加以平均，就可以得到各纬度的纬度平均气温。通常是计算0°、10°、20°、30°直到80°的纬度平均气温。这样做的好处就是把纬度以外的影响互相抵消掉了，只剩下纬度的影响。从纬度平均气温看，气温随纬度增加而降低的规律十分明显。例如，全年纬度平均气温，无论在南北半球，都是从赤道向两极逐渐降低的。赤道是26.2℃，到纬度55°附近变成负值，到极地都在-20℃以下。不过有趣的是，地球最热的纬度并不是赤道，而是在北半球纬度10°的地方，这个纬度被称为“热赤道”。赤道只有在北半球冬季才是最热的纬度，到7月份，最热的平均气温已经移到北纬20°。在南半球，因为海洋面积大，纬度平均气温随纬度增加而降低的规律更加明显。
气温的年较差是一年中最热月平均气温与最冷月平均气温的差值。从热赤道向两极年较差是增加的。西沙（北纬16°50′）年较差只有6.0℃，漠河（北纬53°28′）却高达50.0℃。这个特点与冬夏季太阳辐射的差值向极地增加有直接关系。不过南半球各纬度的年较差都比北半球小，这与南半球海洋面积远远大于陆地面积的情况有很大关系。
冬暖夏凉与冬冷夏热的秘密
海洋对温度有很大的调节功能，当太阳辐射强的时候，海洋能吸收大部分辐射热，并通过海水内部的热量交换，将大量热量储存起来。当太阳辐射减弱的时候，海洋又能将储存的热量释放出来。所以，海洋与陆地相比，有冬暖夏凉的特点，陆地则是冬冷夏热。地球表面海陆分布很不均匀，北半球陆地面积比南半球约大一倍，海洋面积则比南半球小，所以，北半球夏季比南半球热，冬季比南半球冷。北半球夏季平均温度为22.4℃，南半球只有17.1℃；北半球冬季平均温度为8.1℃，南半球却有9.7℃。
在高纬度，冬季大陆降温剧烈，而夏季升温却不很大。例如，在北纬40°附近，沿海的天津1月为-4.0℃，向内陆到呼和浩特降到-8.1℃（订正到海平面），共降低了4.1℃；而在7月天津是26.4℃，到呼和浩特升到27.9℃，只升高1.5℃。
在低纬度，夏季大陆升温剧烈，而冬季降温却不大。例如，在北纬30°附近，7月杭州气温28.4℃，武汉28.8℃，共升高了0.4℃；而1月都是4.1℃。
高处不胜寒
大气的主要热源是在地球表面，距离地面越远，气温就越低，气温随着高度增加而降低。难怪宋朝苏东坡也发出“高处不胜寒”的感叹。在山地，不同海拔高度地点的气温也是随海拔高度降低的。不过在山地的测点与低处平原的测点都接近地面热源，为什么也会有这种温度差别呢？原因是山地凸出于自由大气中，高山上的温度除了受本身的地面热源影响外，还受到自由大气温度的调节作用。山越高，自由大气对山地气温的调节作用就越明显。例如，庐山比九江高出1132米，冬季1月平均温度却从4.2℃降到-0.2℃；夏季7月从29.4℃降到22.5℃。冬季降低了4.4℃，夏季降低了6.9℃。我们把两个地点的温度差除以它们的高度差（以100米为单位），就得到它们之间气温的温度梯度。九江与庐山的温度梯度1月是-0.39℃/100米，7月是-0.61℃/100米。
温度梯度不仅随季节变化，而且随地形具体情况也有很大差异，例如，在秦岭北坡就小于南坡，北坡年平均温度梯度是-0.45℃/100米，南坡却有-0.54℃/100米。主要原因是，在冬季，北坡有冷空气经常聚集，减少了盆地与高山的温度差值。北坡冬季1月温度梯度只有-0.34℃/100米，而南坡处在冷气流的北风位置，1月仍有-0.54℃/100米；但在夏季这种情况并不存在，南北坡温度梯度都是-0.55℃/100米。
另外，由于自由大气的调节作用，高山上的温度年变化和日变化也是随高度的增加而减少的，用最热月温度减去最冷月的温度的差值表示年变化，称为年较差。九江的年较差为25.2℃，到庐山就降到22.7℃。年较差不仅随高度减少也可因坡向不同而有差别。秦岭以北的西安年较差达27.6℃，到华山降到24.2℃；可是在秦岭以南的安康年较差只有24.2℃，与华山几乎没有差别。当然，这与安康纬度偏南，云、雾及降水较多也有很大关系。
气温的周期性变化
气温的日变化与年变化，是与太阳辐射的日变化与年变化相联系的，是一种周期性变化。
从一天来说，气温一天中有一个最高值和最低值。日出后，随着太阳辐射增强，温度升高，由于地面热量传递给空气需要一定时间，所以气温的最高值出现在午后两点钟左右；随后气温逐渐下降，一直下降到清晨，在日出之前达到最低温度。最高温度与最低温度的差值，称为日较差。日较差也随纬度和季节有很大变化，这主要与正午太阳高度有关。在低纬度正午太阳高度大，太阳辐射日变化大，所以气温日较差也大，平均在12℃左右；而在高纬度只有3～4℃。夏季正午太阳高度比冬季大，所以夏季气温日较差也大于冬季。例如，长沙7月日较差为9.0℃，1月只有5.7℃。地表性质对温度日变化影响也很大。在热带，海洋上的气温日较差为1～2℃，而在内陆常可达15℃以上，沙漠上常可达25～30℃。山谷的气温日较差大于山峰，凹地的日较差大于高山，干燥地区大于潮湿地区。雨天和阴天气温日较差明显小于晴天，而且很不规则。
从一年来说，气温的年变化也有一个最高值和最低值，但出现时间并不与太阳高度最高和最低值的时间（夏至与冬至）对应，而是要落后1～2个月。陆地落后较少，海洋落后较多。在内陆地区，7月最热，1月最冷；在海洋上或沿海地区，最热月是8月，最冷月是2月。最热月与最冷月的差值称为年较差。气温年较差是随纬度而增大的。海洋上冬暖夏凉，年较差比内陆小。沿海的天津年较差30℃，到内陆的呼和浩特则增加到35℃。
气温的地理分布
气温在地球上的分布，以纬度、海陆分布和高度的影响最为突出。在纬度的影响下，气温随纬度升高而降低，同一纬度上的气温基本上是相同的。在海陆分布影响下，海洋性强的地方，冬天比同纬度温暖，夏天比同纬度凉爽；大陆影响强的地方，冬天可以把寒冷扩展到较低的纬度，夏天可以使炎热向较高的纬度延伸。大陆面积的大小，距海远近，盛行气流是离岸风还是向岸风，海洋洋流的性质，都可以决定海陆分布影响的程度。例如，欧洲处于大西洋的东岸，沿岸有墨西哥暖流经过，又处在西风位置，所以冬季很温暖，夏季温度也不高。随着向内陆深入，海洋影响逐渐减弱。而大陆影响逐渐增强，世界上的绝对最高温度（63℃）出现在索马里境内；北半球最冷的地方出现在东西伯利亚身米亚康（-73℃），虽然距海都不远，但是不利的气流条件，使这些地方得不到海洋的调节，导致温度十分极端。世界最低温度-90℃，出现在南极大陆内部。我国漠河冬季最低温度达-52.3℃，吐鲁番夏季最高温度达49.8℃，都是在大陆内部地区。
在高度的影响下，山地和高原温度低于四周平原地区。例如，青藏高原冬季显得特别寒冷，1月温度都在-10.0℃以下，所以人们都称青藏高原为仅次于南极和北极的世界第三极。即使在夏季，青藏高原内部7月温度仍在10.0℃以下。
水汽压和相对湿度
大气中水汽的含量虽然不多，却是大气中极其活跃的成分，在天气和气候中扮演重要角色。大气中的水汽含量有很多种测度方法，日常生活中人们最关心的是水汽压、绝对湿度和相对湿度少。
水汽压（e）是大气压力中水汽的分压力，和气压一样是用百帕来度量的。以前气压和水汽压也常常以水银柱的毫米数来测度，现在的1百帕=0.75008毫米水银柱。在一定温度下空气中水汽达到饱和时的分压力，称为饱和水汽压（E）。饱和水汽压随着气温的升高而迅速增加。
绝对湿度（a）是指单位体积湿空气中含有的水汽质量，也就是空气中的水汽密度，单位为克/厘米3或千克/米3.绝对湿度不容易直接测量，实际使用比较少。如果水汽压的单位为百帕，绝对湿度的单位取千克/米3，则两者关系为：
a=2.167eT千克/米3
其中T是绝对湿度。我国过去称水汽压为绝对湿度，无疑是不精确的，现在已经不这样称呼了。
相对湿度（f）是指空气的水汽压（e）与同一温度下的饱和水汽压E之比，以百分数表示是：
f=eE%
相对温度的大小表示空气接近饱和的程度。不难明白，当f=100%时，空气已经达到饱和，未饱和时，f＜100%，过饱和时，f＞100%。相对湿度的大小不仅与大气中水汽含量有关，而且也随气温升高而降低。
湿度的月变化和年变化
在日常生活中，与人们关系最密切的是水汽压和相对湿度。
水汽压的大小与蒸发的快慢有密切关系，而蒸发的快慢在水分供应一定的条件下，主要受温度控制。白天温度高，蒸发快，进入大气的水汽多，水汽压就大；夜间出现相反的情况，温度低，蒸发慢，水汽压较小。所以水汽压在一天的变化，基本上由温度决定。每天有一个最高值出现在午后，一个最低值出现在清晨。在海洋上，或在大陆上的冬季，多属于这种情况。但是在大陆上的夏季，水汽压有两个最大值，一个出现在早晨9～10时，另一个出现在晚间21-22时。原因是，9～10时后，对流发展旺盛，地面蒸发的水汽被上传给上层大气，使下层水汽减少；21～22时后，对流虽然减弱，但是温度已降低，蒸发也减弱了。与这个最大值对应的是两个最小值，一个最小值发生在清晨日出前湿度最低的时候，另一个发生在午后对流最强的时候。
相对湿度的大小，不但取决于水汽压，而且取决于温度。当气温升高时，虽然地面蒸发加快，水汽压增大，但是这时假饱和水汽压随温度升高而增大得更多些，使相对湿度反而减小。同样的道理，在气温降低时，水汽压减小，但是饱和水汽压随温度下降得更多些，使相对湿度反而增大。所以相对湿度在一天中有一个最大值出现在清晨，一个最低值出现在午后。
水汽压的年变化和气温的年变化相似。最高值出现在7～8月，最低值出现在1～2月。相对湿度因为与水汽压和温度都有关系，年变化情况比较复杂。一般情况下，相对湿度夏季最小，冬季最大。但是在季风气候地区，冬季风来自大陆，水汽特别少，夏季风来自海洋，高温而潮湿，所以相对湿度以冬季最小，而夏季最大。不过湿度的年、日变化，实际上比较复杂。因为除温度以外，各个地方地面干湿不同，蒸发的水分供给有很大差异。对流运动使水汽从下层向上层传输，使低层水汽减少，上层水汽增加，也会影响湿度的日变化。气流的性质也有很大影响，夏季低纬度海洋来的气流高温高湿，冬季高纬度大陆来的气流寒冷而干燥，也会影响湿度的年、日变化。
水汽压的地理分布
地球表面湿度分布十分复杂，因为纬度、海陆分布、植被性质等等，都能够决定湿度的大小。我们仅从水汽压谈它的全球分布，相对湿度情况更加复杂。
在冬季，赤道是一个水汽压特别大的地区，水汽压在30百帕以上。赤道带不但有广阔的海洋，即使在大陆上，亚马逊河和扎伊尔河流域广阔的热带雨林，都有极大的蒸发量。从赤道向两极，水汽压很快减少，亚洲东北部减少到接近于零，显然是与气温极低有很大关系。在沙漠地区，特别是撒哈拉沙漠和中亚沙漠，水汽压都很小，都在10百帕以下。
到北半球的夏季，虽然赤道地区仍是水汽压最大的地带，但是赤道与两极之间的水汽压差别已大大减少。例如，亚洲东北部已增加到10.7百帕，沙漠地区也增大到15百帕以上。
有趣的风压定律
大气中实际气压场的分布，既不是一些很整齐的平直等压线，也不是圆形等压线，但是等压线具有封闭形式的高、低气压区还是很多的。这些封闭的高、低气压区的实际风向分布，都遵循着一定规律，即在低压区的实际风向，北半球呈反时针方向旋转，南半球呈顺时针方向旋转，并且北、南半球都从中心向四周辐散。1857年，荷兰人白贝罗发现了这个规律，并提出风和气压场的关系。他说：如果在北半球感觉风从背后吹来，右边必定是高气压区，左边必定是低气压区。这句话，具体而清楚地说明了北半球高、低气压区内实际风向的分布，称为白贝罗定律，我国气象界称为风压定律。
大气环流
地球上大气环流是由各种相互有联系的气流，包括水平气流和垂直气流，地面气流和高空气流，以及大、中、小不同尺度规模的气流综合构成的。一般称为大气环流的，是指大规模的行星尺度的大气运动。大气环流是由地球表面太阳辐射的差异，以及海陆分布、地形起伏等一系列影响造成的，是地球大气最基本的运动形式。通过大气环流，把热量和水分从一个地区输送到另一个地区，从而使高低纬度之间、海陆之间的热量和水分得到交换，促进了地球上的热量平衡和水分循环，成为天气气候形成的重要基础。
三圈环流是假设地球表面均匀的情况下，因地转偏向力影响形成的理想经圈环流结构的俗称。由于地球上高低纬度接受的太阳辐射不均匀，导致温度分布不均匀。在赤道地区，空气因受热而上升，到高空分成向南和向北两支气流。空气一开始运动就受到地转偏向力的作用，离赤道愈远，地转偏向力愈大。到30°附近的地方，地转偏向力增大到与气压梯度力相等时，气流就沿纬圈方向流动，空气在此不断积压下沉，在副热带地面就形成了高压，即副热带高压带。副热带地面的空气就向赤道和极地两边流动，其中流向赤道的气流，在地转偏向力的作用下，在北半球偏转成东北风，而在南半球偏转成东南风，这种风比较恒定，称为信风。北半球的东北信风和南半球的东南信风到赤道辐合上升，补偿了由赤道上空流出的空气，高空风由赤道吹向副热带，在地转偏向力的作用下，北半球吹西南风，南半球吹西北风，所以高空与低层风向相反，称为反信风。信风与反信风在热带形成一个闭合环流圈（哈得莱环流圈）。
由副热带高压在地面流向极地的气流，由于地转偏向力的作用，到北半球中纬度偏转成西南风，南半球偏转成西北风。在极地由于气温低，地面为高压，由极地高压向赤道流的冷空气，在地转偏向力的作用下，北半球偏转为东北风，南半球偏转为东南风。这种极地气流与副热带气流在纬度60°附近相遇，形成极锋。从副热带来的暖空气沿极锋向极地方向滑升，然后在极地上空冷却下沉，补偿了极地下沉并向赤道流的空气质量，形成极地闭合环流圈。
此外，在赤道上空平流层底部的温度较极地低，使气压随高度减少得较快，所以极地上空平流层的某一高度处的气压比赤道上空同一高度的气压高，风由极地吹向赤道，在地转偏向力作用下形成偏东风。平流层的偏东风与对流层中的偏西风组成了平流层与对流层之间的巨大中纬度环流圈。
以上就是大气环流的三圈模式，从这个模式可以看出地面气压带和行星风带的分布情况。
季风
什么是季风？过去只认为风向有季节变化，就是季风。现代人们对季风的认识有了进步，至少有3点是公认的，即：①季风是大范围地区的盛行风向随季节改变的现象，这里强调“大范围”是因为小范围风向受地形影响很大；②随着风向变换，控制气团的性质也产生转变，例如，冬季风来时感到空气寒冷干燥，夏季风来时空气温暖潮湿；③随着盛行风向的变换，将带来明显的天气气候变化。
季风形成的原因，主要是海陆间热力环流的季节变化。夏季大陆增热比海洋剧烈，气压随高度变化慢于海洋上空，所以到一定高度，就产生了从大陆指向海洋的水平气压梯度，空气由大陆指向海洋，海洋上形成高压，大陆形成低压，空气从海洋流向大陆，形成了与高空方向相反的气流，构成了夏季的季风环流。在我国为东南季风和西南季风。夏季风特别温暖而湿润。
冬季大陆迅速冷却，海洋上温度比陆地要高些，因此大陆为高压，海洋上为低压，低层气流由大陆流向海洋，高层气流由海洋流向大陆，形成冬季的季风环流。在我国为西北季风，印度为东北季风。冬季风十分干冷。
不过，海陆影响的程度，与纬度和季节都有关系。冬季中、高纬度受海陆影响大，陆地的冷高压中心位置在较高的纬度上，海洋上为低压。夏季低纬度受海陆影响大，陆地上的热低压中心位置偏南，海洋上的副热带高压的位置向北移动。
当然，行星风带的季节移动，也可以使季风加强或削弱，但不是基本因素。至于季风现象是否明显，则与大陆面积大小、形状和所在纬度位置有关系。大陆面积大，由于海陆间热力差异形成的季节性高、低压就强，气压梯度季节变化也就大，季风也就越明显。北美大陆面积远远小于欧亚大陆，冬季的冷高压和夏季的热低压都不明显，所以季风也不明显。大陆形状呈卧长方形时，行星风带的影响就难以从大陆的一侧达到另一侧，这另一侧就易于形成强盛的季风。欧亚大陆就是因为呈卧长方形，从西欧进入大陆的湿暖气流很难达到大陆东部，所以大陆东部季风明显。北美大陆呈竖长方形，从西岸进入大陆的气流可以到达东部，所以大陆东部也无明显季风。大陆纬度低，无论是海陆热力差异，还是行星风带的季风移动，都有利于季风形成。欧亚大陆的纬度位置达到较低纬度，北美大陆则主要分布在纬度30°以北，所以欧亚大陆季风比北美大陆明显。
海陆风与山谷风
生活在海滨地区的人都知道，只要天气晴朗，白天风总是从海上吹向陆地；到夜里，风又从陆地吹向海上。从海上吹向陆地的风叫海风；从内陆吹向海洋的风叫陆风。在气象上把这两种范围不大的、比较清和的风合称为海陆风。因此，海陆风是因为海陆的热力差异所形成的周期性的风，其风向的转换以昼夜为周期。
白天陆地上增温迅速，海水增温缓慢。这就使近地面的空气受热上升，气压降低；近海面的空气遇冷下沉，气压高些。际地上的空气上升到一定高度之后，与同高度海面上的空气相比，空气密度增大，气压要高一些了。这样在下层近海面的气压高于近地面的气压，在上层陆地气压又高于海洋，而空气总是从气压高的地区流向气压低的地区，因此在海陆交界地区就出现了范围不大的垂直环流。陆地上近地面空气受热上升到一定程度后，从上空流向海洋；在海洋上空遇冷下沉，到达海面后，转而流向陆地。这种在下层从海洋流向陆地，方向差不多垂直海岸的风，就是海风。
到了夜晚，陆地降温冷却很快，近地面的大气受冷下沉，气压升高；而海水降温十分缓慢，与陆地相比要温暖得多，近海面的空气遇热上升，气压相对降低。但到一定高度以后，海上的气压又高于同高度上陆地气压，形成了在下层的空气从陆地流向海洋，在上层空气便从海上流向陆地这样一个与海风流向相反的垂直环流。在这个垂直环流中的下层，从陆地流向海洋，方向大致与海岸垂直的气流，便是陆风。
由于白天海陆温差较大，陆地上大气层较不稳定，有利于海风的发展；而夜间，海陆温差较小，所能影响的气层较薄，因而一般海风比陆风强。在温度日变化较大，以及昼夜海陆温度差较大的地区，海陆风最显著。所以在气温日变化比较大的热带地区，全年都可以看到海陆风；中纬度地区海陆风较弱，而且大多在夏季才出现；高纬度地区，只有夏季无云的日子里，才可以偶尔见到极弱的海陆风。我国沿海的台湾省和青岛等地，夏半年的海陆风尤为明显。
在内陆山区也有局部周期性风向变换的风。白天风从山谷吹向山坡，称做谷风；夜间，风又自山坡吹向山谷，叫做山风。二者合称山谷风。
山谷风的形成同海陆风类似。白天，山坡接受太阳光热较多，成为一只小小的“加热器”，空气增温较多；而山谷上空，同高度上的空气因离地面较远，增温较少。于是山坡上的暖空气不断上升，并从山坡上空流向谷地上空，谷底的空气则沿山坡向山顶补充，这样便在山坡与山谷之间形成一个热力环流。下层空气由谷底吹向山坡，称为谷风。到了夜间，山坡上的空气受山坡辐射冷却影响，“加热器”变成了“冷却器”，空气降温较多；而山谷上空，同高度的空气因离地面较远，降温较少。于是山坡上的冷空气因密度大，顺山坡流入谷底，谷底的空气因汇合而上升，流向山顶上空，形成与白天相反的热力环流。下层风由山坡吹向谷地，叫山风。
山谷风是山区经常出现的气象现象。在我国的高原和盆地边缘也可以见到与山谷风类似的风。我国新疆的乌鲁木齐，南倚天山，北临准噶尔盆地，山谷风交替非常明显。
干热风
初夏时节，我国有些地区经常出现一种高温、低湿的风，一般持续时间在3天左右，有的地区称为“热风”，有的叫“火风”、“干旱风”等，气象上一般把温度高于或等于25℃、相对湿度低于或等于30%、风速大于或等于每秒4～5米的综合现象称为干热风。
干热风因各地的自然条件不同，其成因各不相同。每年初夏，我国西北内陆地区气候炎热，降水稀少，增温强烈，气压迅速降低，在蒙古和我国河套以西与新疆、甘肃一带常形成一个势力强大的大陆热低压。在这个热低压的周围，气压梯度随着气团温度的增加而加大，于是干热的气流就围着热低压旋转起来，形成一股又干又热的风，这就是干热风。当热低压离开源地之后，沿途经过干热的戈壁沙漠，会变得更加干热，干热风也变得更强盛。强烈的干热风由于其高温、干旱、强风迫使空气和土壤的蒸发量增大，作物体内的水分消耗加快，从而破坏了叶绿素，阻碍了作物的光合作用和合成过程，使植物很快地由下往上青干，对当地的小麦、棉花、瓜果等均可造成危害。
在黄淮平原，春末夏初，正是北半球太阳高度角增大的季节，同时又是我国北方雨季来临前天气晴朗、少雨的时期。在干燥气团控制之下，这里天晴、干燥、风多，地面增温快，平均最高气温可达25～30℃，行云致雨的机会少，容易形成干热风。
江淮流域的干热风是在太平洋副热带高压西部的西南气流影响下产生的。太平洋副热带高压是一个深厚的暖性高压系统，自地面到高空都是由暖空气组成。春夏之际，这个高气压停留在江淮流域上空，以后逐渐向北移动。由于在高压区内，风向是顺时针方向吹的，所以在太平洋副热带高压的西部，就吹西南风。位于副热带高压偏北部和西部地区，受这股西南风的影响，产生干热风天气。干热风常常和干旱一起危害作物。干旱期，作物根部本来就吸不到应有的水分，而干热风又从茎叶中把大量的水分攫取走了，因而使作物更快地萎黄枯死。
长江中下游平原，梅雨结束后天气晴干，偏南干热风往往伴随“伏旱”同时出现，对双季早稻抽穗扬花不利。
寒冷的布拉风
气象学上把从不太高的山区、高原上下泻到温暖海边的严寒风暴为“布拉风”。在黑海北岸的诺沃西斯克城布拉风发生之前，寒冷的高加索山区发展着冷空气高压，而在温暖的黑海上发展着暖空气低压。高加索山脉的余脉，海拔仅400～650米的瓦拉特山脉上的冷空气受黑海低压吸引，沿着瓦拉特山脉几乎笔直（约60°）下降的西南坡，像瀑布似的直泻山麓，冷空气的位能转化成的动能使得布拉风更加猛烈。据统计，诺沃西斯克城于1901年～1954年的54年中，共出现布拉风600多次，其中风速在每秒30米以上形成灾害的共有41次，平均每次持续3～4天。1934年2月的一次风速超过每秒60米。诺沃西斯克城是世界上布拉风最典型最严重的地方之一。
在世界各地，凡是高寒山区，濒临温暖的海洋或其他水面的地方，在冬半年都可见到这种干冷的布拉风。如地中海西北角利翁湾沿岸的法国罗讷河谷；挪威的西海岸；爱琴海北岸以及俄罗斯境内的贝加尔湖沿岸等地都有干冷风，只不过称呼不同。
台风
台风是产生于热带海洋上的一种风暴
