3種溫標
用來測量溫度的單位是度，經常使用的有3種溫標。一是攝氏溫標。它把在標準壓力下純水溶解和純水沸騰的溫度作為基點，把兩個基點之間的距離分成100等份。純水溶解的溫度定為0℃，而純水沸騰的溫度定為100℃，它們之間每一等份稱1℃。
二是華氏溫標。華氏溫標把基點間的距離分成為180等份。水的溶解點相當於32，而沸騰點相當於212°F。
三是愷氏溫標，又稱為絕對溫標。在這個溫標上，把幹空氣體積變成零的溫度取為0K，它相當於-273℃，水的溶解點相當於273K，而沸騰點相當於373K。
在氣象學和人們的生活中，常用攝氏溫標。但是在說英語的國家，如英國、美國、加拿大、澳大利亞和印度等國，多采用華氏溫標。而在科學研究中，最好使用愷氏溫標。
三種溫標之間的關係是：
1℃=1K=95
1=59℃=59K
如果要把一種溫標換算成另一種溫標。則可按下麵的公式進行。
t℃=(95+32)=(273+t)K
x=59(x-32)℃=［273+59(x-32)］K
TK=(T-273)℃=［95(T-273)+32］
其中，t、x、T分別表示攝氏溫標、華氏溫標和愷氏溫標的數值。
氣溫、地溫和水溫的關係
人們通常用大氣溫度來表示大氣的冷熱程度，稱為大氣溫度或氣溫。這是為了區別於土壤溫度(土溫)和水體溫度(水溫)來說的。如果不是為了這種區別，我們說溫度，就是指氣溫，也不會造成人們誤解。
因為大氣的熱量主要要來自地麵，地麵的性質和狀況又有很大差別，海洋和陸地，高山和平原，沙漠和森林，潮濕地區和幹燥地區等等，不同的地麵情況對大氣溫度的影響也不相同。
海洋和陸地的差別最有代表意義。例如，在某一緯度上到達地麵的太陽輻射能量相同，可是結果並不一樣。陸地上劇烈升溫，海洋上升溫卻十分和緩，為什麽呢?仔細分析，至少有以下原因：
第一，陸地的反射率大於海洋水麵，導致陸地實際吸收的太陽輻射比海洋少10％～20％。由於這個原因，陸地升溫應比海洋大，而冷卻則比海洋快。
第二，陸地對各種波長的太陽輻射都不透明，吸收的太陽輻射都用在加熱很薄的陸地表麵；水麵雖然對紅色光和紅外線不透明，但對可見光其餘部分和達到水麵的紫外線都是透明的，這一部分輻射能量可以達到海洋的深層。
第三，岩石和土壤都是不良導體，傳導到土壤下層的熱量很少；水卻相反，有很高的傳導本領，得到的太陽輻射能很快地向下層傳導。
第四，岩石和土壤不能上下左右流動，海洋上卻有波浪、洋流和對流進行熱量的水平輸送和垂直交換。
第五，岩石和土壤的比熱，小於水體的比熱。岩石的比熱約為0.8368焦／克·度；水的比熱是4.184焦／克·度。如果將4.184焦熱量給1克水，溫度可升高1℃；如果將4.184焦熱量給1克岩石，溫度可升高5℃。
第二至第五個原因，使陸地得到的太陽輻射隻集中於表層，導致地麵迅速而劇烈地升溫，從而加強了地麵和大氣的感熱交換。而水麵則將太陽輻射的一部分向下層傳播，使水溫不斷升高，傳給大氣的感熱自然減少。
第六，海麵有充足的水源供應，蒸發強烈，消耗了水麵很多熱量，使水溫升不高，減少了空氣的感熱交換，但是熱量多以潛熱形式被帶到大氣中。感熱是可以感覺到的熱量，能立即使氣溫升高；潛熱暫時不能升溫，隻有當水汽凝結時，才能釋放潛熱，加熱大氣。
由此可見，即使在同樣太陽輻射條件下，地溫和水溫之間仍有很大差別。它們的大氣熱量交換方式(是感熱還是潛熱)和數量都不相同，從而產生天氣和氣候的差異。
地球上天氣和氣候的差異，並不僅僅發生在海洋和陸地之間，即使都在陸地上，沙漠和森林，荒地和農田，幹燥地區和潮濕地區，山脈的向風坡和背風坡，陽坡和陰坡等等，天氣和氣候也不相同。
從赤道到極地
由於太陽輻射是隨緯度增加而減少的，所以，就整個地球來說，氣溫是從赤道向兩極遞減的。不過這個規律往往受到其他因素幹擾，在同一緯度上，溫度並不一定相等。特別是在高緯度地區，海陸間的溫度相差很大。為了說明單純的緯度對溫度的影響，人們就以緯度平均氣溫來比較，辦法是從各月與年等溫線圖上，求取每隔10°緯度圈上等距36點的溫度，然後加以平均，就可以得到各緯度的緯度平均氣溫。通常是計算0°、10°、20°、30°直到80°的緯度平均氣溫。這樣做的好處就是把緯度以外的影響互相抵消掉了，隻剩下緯度的影響。從緯度平均氣溫看，氣溫隨緯度增加而降低的規律十分明顯。例如，全年緯度平均氣溫，無論在南北半球，都是從赤道向兩極逐漸降低的。赤道是26.2℃，到緯度55°附近變成負值，到極地都在-20℃以下。不過有趣的是，地球最熱的緯度並不是赤道，而是在北半球緯度10°的地方，這個緯度被稱為“熱赤道”。赤道隻有在北半球冬季才是最熱的緯度，到7月份，最熱的平均氣溫已經移到北緯20°。在南半球，因為海洋麵積大，緯度平均氣溫隨緯度增加而降低的規律更加明顯。
氣溫的年較差是一年中最熱月平均氣溫與最冷月平均氣溫的差值。從熱赤道向兩極年較差是增加的。西沙(北緯16°50′)年較差隻有6.0℃，漠河(北緯53°28′)卻高達50.0℃。這個特點與冬夏季太陽輻射的差值向極地增加有直接關係。不過南半球各緯度的年較差都比北半球小，這與南半球海洋麵積遠遠大於陸地麵積的情況有很大關係。
冬暖夏涼與冬冷夏熱的秘密
海洋對溫度有很大的調節功能，當太陽輻射強的時候，海洋能吸收大部分輻射熱，並通過海水內部的熱量交換，將大量熱量儲存起來。當太陽輻射減弱的時候，海洋又能將儲存的熱量釋放出來。所以，海洋與陸地相比，有冬暖夏涼的特點，陸地則是冬冷夏熱。地球表麵海陸分布很不均勻，北半球陸地麵積比南半球約大一倍，海洋麵積則比南半球小，所以，北半球夏季比南半球熱，冬季比南半球冷。北半球夏季平均溫度為22.4℃，南半球隻有17.1℃；北半球冬季平均溫度為8.1℃，南半球卻有9.7℃。
在高緯度，冬季大陸降溫劇烈，而夏季升溫卻不很大。例如，在北緯40°附近，沿海的天津1月為-4.0℃，向內陸到呼和浩特降到-8.1℃(訂正到海平麵)，共降低了4.1℃；而在7月天津是26.4℃，到呼和浩特升到27.9℃，隻升高1.5℃。
在低緯度，夏季大陸升溫劇烈，而冬季降溫卻不大。例如，在北緯30°附近，7月杭州氣溫28.4℃，武漢28.8℃，共升高了0.4℃；而1月都是4.1℃。
高處不勝寒
大氣的主要熱源是在地球表麵，距離地麵越遠，氣溫就越低，氣溫隨著高度增加而降低。難怪宋朝蘇東坡也發出“高處不勝寒”的感歎。在山地，不同海拔高度地點的氣溫也是隨海拔高度降低的。不過在山地的測點與低處平原的測點都接近地麵熱源，為什麽也會有這種溫度差別呢?原因是山地凸出於自由大氣中，高山上的溫度除了受本身的地麵熱源影響外，還受到自由大氣溫度的調節作用。山越高，自由大氣對山地氣溫的調節作用就越明顯。例如，廬山比九江高出1132米，冬季1月平均溫度卻從4.2℃降到-0.2℃；夏季7月從29.4℃降到22.5℃。冬季降低了4.4℃，夏季降低了6.9℃。我們把兩個地點的溫度差除以它們的高度差(以100米為單位)，就得到它們之間氣溫的溫度梯度。九江與廬山的溫度梯度1月是-0.39℃／100米，7月是-0.61℃／100米。
溫度梯度不僅隨季節變化，而且隨地形具體情況也有很大差異，例如，在秦嶺北坡就小於南坡，北坡年平均溫度梯度是-0.45℃／100米，南坡卻有-0.54℃／100米。主要原因是，在冬季，北坡有冷空氣經常聚集，減少了盆地與高山的溫度差值。北坡冬季1月溫度梯度隻有-0.34℃／100米，而南坡處在冷氣流的北風位置，1月仍有-0.54℃／100米；但在夏季這種情況並不存在，南北坡溫度梯度都是-0.55℃／100米。
另外，由於自由大氣的調節作用，高山上的溫度年變化和日變化也是隨高度的增加而減少的，用最熱月溫度減去最冷月的溫度的差值表示年變化，稱為年較差。九江的年較差為25.2℃，到廬山就降到22.7℃。年較差不僅隨高度減少也可因坡向不同而有差別。秦嶺以北的西安年較差達27.6℃，到華山降到24.2℃；可是在秦嶺以南的安康年較差隻有24.2℃，與華山幾乎沒有差別。當然，這與安康緯度偏南，雲、霧及降水較多也有很大關係。
氣溫的周期性變化
氣溫的日變化與年變化，是與太陽輻射的日變化與年變化相聯係的，是一種周期性變化。
從一天來說，氣溫一天中有一個最高值和最低值。日出後，隨著太陽輻射增強，溫度升高，由於地麵熱量傳遞給空氣需要一定時間，所以氣溫的最高值出現在午後兩點鍾左右；隨後氣溫逐漸下降，一直下降到清晨，在日出之前達到最低溫度。最高溫度與最低溫度的差值，稱為日較差。日較差也隨緯度和季節有很大變化，這主要與正午太陽高度有關。在低緯度正午太陽高度大，太陽輻射日變化大，所以氣溫日較差也大，平均在12℃左右；而在高緯度隻有3～4℃。夏季正午太陽高度比冬季大，所以夏季氣溫日較差也大於冬季。例如，長沙7月日較差為9.0℃，1月隻有5.7℃。地表性質對溫度日變化影響也很大。在熱帶，海洋上的氣溫日較差為1～2℃，而在內陸常可達15℃以上，沙漠上常可達25～30℃。山穀的氣溫日較差大於山峰，凹地的日較差大於高山，幹燥地區大於潮濕地區。雨天和陰天氣溫日較差明顯小於晴天，而且很不規則。
從一年來說，氣溫的年變化也有一個最高值和最低值，但出現時間並不與太陽高度最高和最低值的時間(夏至與冬至)對應，而是要落後1～2個月。陸地落後較少，海洋落後較多。在內陸地區，7月最熱，1月最冷；在海洋上或沿海地區，最熱月是8月，最冷月是2月。最熱月與最冷月的差值稱為年較差。氣溫年較差是隨緯度而增大的。海洋上冬暖夏涼，年較差比內陸小。沿海的天津年較差30℃，到內陸的呼和浩特則增加到35℃。
氣溫的地理分布
氣溫在地球上的分布，以緯度、海陸分布和高度的影響最為突出。在緯度的影響下，氣溫隨緯度升高而降低，同一緯度上的氣溫基本上是相同的。在海陸分布影響下，海洋性強的地方，冬天比同緯度溫暖，夏天比同緯度涼爽；大陸影響強的地方，冬天可以把寒冷擴展到較低的緯度，夏天可以使炎熱向較高的緯度延伸。大陸麵積的大小，距海遠近，盛行氣流是離岸風還是向岸風，海洋洋流的性質，都可以決定海陸分布影響的程度。例如，歐洲處於大西洋的東岸，沿岸有墨西哥暖流經過，又處在西風位置，所以冬季很溫暖，夏季溫度也不高。隨著向內陸深入，海洋影響逐漸減弱。而大陸影響逐漸增強，世界上的絕對最高溫度(63℃)出現在索馬裏境內；北半球最冷的地方出現在東西伯利亞身米亞康(-73℃)，雖然距海都不遠，但是不利的氣流條件，使這些地方得不到海洋的調節，導致溫度十分極端。世界最低溫度-90℃，出現在南極大陸內部。我國漠河冬季最低溫度達-52.3℃，吐魯番夏季最高溫度達49.8℃，都是在大陸內部地區。
在高度的影響下，山地和高原溫度低於四周平原地區。例如，青藏高原冬季顯得特別寒冷，1月溫度都在-10.0℃以下，所以人們都稱青藏高原為僅次於南極和北極的世界第三極。即使在夏季，青藏高原內部7月溫度仍在10.0℃以下。
水汽壓和相對濕度
大氣中水汽的含量雖然不多，卻是大氣中極其活躍的成分，在天氣和氣候中扮演重要角色。大氣中的水汽含量有很多種測度方法，日常生活中人們最關心的是水汽壓、絕對濕度和相對濕度少。
水汽壓(e)是大氣壓力中水汽的分壓力，和氣壓一樣是用百帕來度量的。以前氣壓和水汽壓也常常以水銀柱的毫米數來測度，現在的1百帕=0.75008毫米水銀柱。在一定溫度下空氣中水汽達到飽和時的分壓力，稱為飽和水汽壓(E)。飽和水汽壓隨著氣溫的升高而迅速增加。
絕對濕度(a)是指單位體積濕空氣中含有的水汽質量，也就是空氣中的水汽密度，單位為克／厘米3或千克／米3。絕對濕度不容易直接測量，實際使用比較少。如果水汽壓的單位為百帕，絕對濕度的單位取千克／米3，則兩者關係為：
a=2.167eT千克/米3
其中T是絕對濕度。我國過去稱水汽壓為絕對濕度，無疑是不精確的，現在已經不這樣稱呼了。
相對濕度(f)是指空氣的水汽壓(e)與同一溫度下的飽和水汽壓E之比，以百分數表示是：
f=eE%
相對溫度的大小表示空氣接近飽和的程度。不難明白，當f=100％時，空氣已經達到飽和，未飽和時，f＜100％，過飽和時，f＞100％。相對濕度的大小不僅與大氣中水汽含量有關，而且也隨氣溫升高而降低。
濕度的月變化和年變化
在日常生活中，與人們關係最密切的是水汽壓和相對濕度。
水汽壓的大小與蒸發的快慢有密切關係，而蒸發的快慢在水分供應一定的條件下，主要受溫度控製。白天溫度高，蒸發快，進入大氣的水汽多，水汽壓就大；夜間出現相反的情況，溫度低，蒸發慢，水汽壓較小。所以水汽壓在一天的變化，基本上由溫度決定。每天有一個最高值出現在午後，一個最低值出現在清晨。在海洋上，或在大陸上的冬季，多屬於這種情況。但是在大陸上的夏季，水汽壓有兩個最大值，一個出現在早晨9～10時，另一個出現在晚間21—22時。原因是，9～10時後，對流發展旺盛，地麵蒸發的水汽被上傳給上層大氣，使下層水汽減少；21～22時後，對流雖然減弱，但是溫度已降低，蒸發也減弱了。與這個最大值對應的是兩個最小值，一個最小值發生在清晨日出前濕度最低的時候，另一個發生在午後對流最強的時候。
相對濕度的大小，不但取決於水汽壓，而且取決於溫度。當氣溫升高時，雖然地麵蒸發加快，水汽壓增大，但是這時假飽和水汽壓隨溫度升高而增大得更多些，使相對濕度反而減小。同樣的道理，在氣溫降低時，水汽壓減小，但是飽和水汽壓隨溫度下降得更多些，使相對濕度反而增大。所以相對濕度在一天中有一個最大值出現在清晨，一個最低值出現在午後。
水汽壓的年變化和氣溫的年變化相似。最高值出現在7～8月，最低值出現在1～2月。相對濕度因為與水汽壓和溫度都有關係，年變化情況比較複雜。一般情況下，相對濕度夏季最小，冬季最大。但是在季風氣候地區，冬季風來自大陸，水汽特別少，夏季風來自海洋，高溫而潮濕，所以相對濕度以冬季最小，而夏季最大。不過濕度的年、日變化，實際上比較複雜。因為除溫度以外，各個地方地麵幹濕不同，蒸發的水分供給有很大差異。對流運動使水汽從下層向上層傳輸，使低層水汽減少，上層水汽增加，也會影響濕度的日變化。氣流的性質也有很大影響，夏季低緯度海洋來的氣流高溫高濕，冬季高緯度大陸來的氣流寒冷而幹燥，也會影響濕度的年、日變化。
水汽壓的地理分布
地球表麵濕度分布十分複雜，因為緯度、海陸分布、植被性質等等，都能夠決定濕度的大小。我們僅從水汽壓談它的全球分布，相對濕度情況更加複雜。
在冬季，赤道是一個水汽壓特別大的地區，水汽壓在30百帕以上。赤道帶不但有廣闊的海洋，即使在大陸上，亞馬遜河和紮伊爾河流域廣闊的熱帶雨林，都有極大的蒸發量。從赤道向兩極，水汽壓很快減少，亞洲東北部減少到接近於零，顯然是與氣溫極低有很大關係。在沙漠地區，特別是撒哈拉沙漠和中亞沙漠，水汽壓都很小，都在10百帕以下。
到北半球的夏季，雖然赤道地區仍是水汽壓最大的地帶，但是赤道與兩極之間的水汽壓差別已大大減少。例如，亞洲東北部已增加到10.7百帕，沙漠地區也增大到15百帕以上。
有趣的風壓定律
大氣中實際氣壓場的分布，既不是一些很整齊的平直等壓線，也不是圓形等壓線，但是等壓線具有封閉形式的高、低氣壓區還是很多的。這些封閉的高、低氣壓區的實際風向分布，都遵循著一定規律，即在低壓區的實際風向，北半球呈反時針方向旋轉，南半球呈順時針方向旋轉，並且北、南半球都從中心向四周輻散。1857年，荷蘭人白貝羅發現了這個規律，並提出風和氣壓場的關係。他說：如果在北半球感覺風從背後吹來，右邊必定是高氣壓區，左邊必定是低氣壓區。這句話，具體而清楚地說明了北半球高、低氣壓區內實際風向的分布，稱為白貝羅定律，我國氣象界稱為風壓定律。
大氣環流
地球上大氣環流是由各種相互有聯係的氣流，包括水平氣流和垂直氣流，地麵氣流和高空氣流，以及大、中、小不同尺度規模的氣流綜合構成的。一般稱為大氣環流的，是指大規模的行星尺度的大氣運動。大氣環流是由地球表麵太陽輻射的差異，以及海陸分布、地形起伏等一係列影響造成的，是地球大氣最基本的運動形式。通過大氣環流，把熱量和水分從一個地區輸送到另一個地區，從而使高低緯度之間、海陸之間的熱量和水分得到交換，促進了地球上的熱量平衡和水分循環，成為天氣氣候形成的重要基礎。
三圈環流是假設地球表麵均勻的情況下，因地轉偏向力影響形成的理想經圈環流結構的俗稱。由於地球上高低緯度接受的太陽輻射不均勻，導致溫度分布不均勻。在赤道地區，空氣因受熱而上升，到高空分成向南和向北兩支氣流。空氣一開始運動就受到地轉偏向力的作用，離赤道愈遠，地轉偏向力愈大。到30°附近的地方，地轉偏向力增大到與氣壓梯度力相等時，氣流就沿緯圈方向流動，空氣在此不斷積壓下沉，在副熱帶地麵就形成了高壓，即副熱帶高壓帶。副熱帶地麵的空氣就向赤道和極地兩邊流動，其中流向赤道的氣流，在地轉偏向力的作用下，在北半球偏轉成東北風，而在南半球偏轉成東南風，這種風比較恒定，稱為信風。北半球的東北信風和南半球的東南信風到赤道輻合上升，補償了由赤道上空流出的空氣，高空風由赤道吹向副熱帶，在地轉偏向力的作用下，北半球吹西南風，南半球吹西北風，所以高空與低層風向相反，稱為反信風。信風與反信風在熱帶形成一個閉合環流圈(哈得萊環流圈)。
由副熱帶高壓在地麵流向極地的氣流，由於地轉偏向力的作用，到北半球中緯度偏轉成西南風，南半球偏轉成西北風。在極地由於氣溫低，地麵為高壓，由極地高壓向赤道流的冷空氣，在地轉偏向力的作用下，北半球偏轉為東北風，南半球偏轉為東南風。這種極地氣流與副熱帶氣流在緯度60°附近相遇，形成極鋒。從副熱帶來的暖空氣沿極鋒向極地方向滑升，然後在極地上空冷卻下沉，補償了極地下沉並向赤道流的空氣質量，形成極地閉合環流圈。
此外，在赤道上空平流層底部的溫度較極地低，使氣壓隨高度減少得較快，所以極地上空平流層的某一高度處的氣壓比赤道上空同一高度的氣壓高，風由極地吹向赤道，在地轉偏向力作用下形成偏東風。平流層的偏東風與對流層中的偏西風組成了平流層與對流層之間的巨大中緯度環流圈。
以上就是大氣環流的三圈模式，從這個模式可以看出地麵氣壓帶和行星風帶的分布情況。
季風
什麽是季風?過去隻認為風向有季節變化，就是季風。現代人們對季風的認識有了進步，至少有3點是公認的，即：①季風是大範圍地區的盛行風向隨季節改變的現象，這裏強調“大範圍”是因為小範圍風向受地形影響很大；②隨著風向變換，控製氣團的性質也產生轉變，例如，冬季風來時感到空氣寒冷幹燥，夏季風來時空氣溫暖潮濕；③隨著盛行風向的變換，將帶來明顯的天氣氣候變化。
季風形成的原因，主要是海陸間熱力環流的季節變化。夏季大陸增熱比海洋劇烈，氣壓隨高度變化慢於海洋上空，所以到一定高度，就產生了從大陸指向海洋的水平氣壓梯度，空氣由大陸指向海洋，海洋上形成高壓，大陸形成低壓，空氣從海洋流向大陸，形成了與高空方向相反的氣流，構成了夏季的季風環流。在我國為東南季風和西南季風。夏季風特別溫暖而濕潤。
冬季大陸迅速冷卻，海洋上溫度比陸地要高些，因此大陸為高壓，海洋上為低壓，低層氣流由大陸流向海洋，高層氣流由海洋流向大陸，形成冬季的季風環流。在我國為西北季風，印度為東北季風。冬季風十分幹冷。
不過，海陸影響的程度，與緯度和季節都有關係。冬季中、高緯度受海陸影響大，陸地的冷高壓中心位置在較高的緯度上，海洋上為低壓。夏季低緯度受海陸影響大，陸地上的熱低壓中心位置偏南，海洋上的副熱帶高壓的位置向北移動。
當然，行星風帶的季節移動，也可以使季風加強或削弱，但不是基本因素。至於季風現象是否明顯，則與大陸麵積大小、形狀和所在緯度位置有關係。大陸麵積大，由於海陸間熱力差異形成的季節性高、低壓就強，氣壓梯度季節變化也就大，季風也就越明顯。北美大陸麵積遠遠小於歐亞大陸，冬季的冷高壓和夏季的熱低壓都不明顯，所以季風也不明顯。大陸形狀呈臥長方形時，行星風帶的影響就難以從大陸的一側達到另一側，這另一側就易於形成強盛的季風。歐亞大陸就是因為呈臥長方形，從西歐進入大陸的濕暖氣流很難達到大陸東部，所以大陸東部季風明顯。北美大陸呈豎長方形，從西岸進入大陸的氣流可以到達東部，所以大陸東部也無明顯季風。大陸緯度低，無論是海陸熱力差異，還是行星風帶的季風移動，都有利於季風形成。歐亞大陸的緯度位置達到較低緯度，北美大陸則主要分布在緯度30°以北，所以歐亞大陸季風比北美大陸明顯。
海陸風與山穀風
生活在海濱地區的人都知道，隻要天氣晴朗，白天風總是從海上吹向陸地；到夜裏，風又從陸地吹向海上。從海上吹向陸地的風叫海風；從內陸吹向海洋的風叫陸風。在氣象上把這兩種範圍不大的、比較清和的風合稱為海陸風。因此，海陸風是因為海陸的熱力差異所形成的周期性的風，其風向的轉換以晝夜為周期。
白天陸地上增溫迅速，海水增溫緩慢。這就使近地麵的空氣受熱上升，氣壓降低；近海麵的空氣遇冷下沉，氣壓高些。際地上的空氣上升到一定高度之後，與同高度海麵上的空氣相比，空氣密度增大，氣壓要高一些了。這樣在下層近海麵的氣壓高於近地麵的氣壓，在上層陸地氣壓又高於海洋，而空氣總是從氣壓高的地區流向氣壓低的地區，因此在海陸交界地區就出現了範圍不大的垂直環流。陸地上近地麵空氣受熱上升到一定程度後，從上空流向海洋；在海洋上空遇冷下沉，到達海麵後，轉而流向陸地。這種在下層從海洋流向陸地，方向差不多垂直海岸的風，就是海風。
到了夜晚，陸地降溫冷卻很快，近地麵的大氣受冷下沉，氣壓升高；而海水降溫十分緩慢，與陸地相比要溫暖得多，近海麵的空氣遇熱上升，氣壓相對降低。但到一定高度以後，海上的氣壓又高於同高度上陸地氣壓，形成了在下層的空氣從陸地流向海洋，在上層空氣便從海上流向陸地這樣一個與海風流向相反的垂直環流。在這個垂直環流中的下層，從陸地流向海洋，方向大致與海岸垂直的氣流，便是陸風。
由於白天海陸溫差較大，陸地上大氣層較不穩定，有利於海風的發展；而夜間，海陸溫差較小，所能影響的氣層較薄，因而一般海風比陸風強。在溫度日變化較大，以及晝夜海陸溫度差較大的地區，海陸風最顯著。所以在氣溫日變化比較大的熱帶地區，全年都可以看到海陸風；中緯度地區海陸風較弱，而且大多在夏季才出現；高緯度地區，隻有夏季無雲的日子裏，才可以偶爾見到極弱的海陸風。我國沿海的台灣省和青島等地，夏半年的海陸風尤為明顯。
在內陸山區也有局部周期性風向變換的風。白天風從山穀吹向山坡，稱做穀風；夜間，風又自山坡吹向山穀，叫做山風。二者合稱山穀風。
山穀風的形成同海陸風類似。白天，山坡接受太陽光熱較多，成為一隻小小的“加熱器”，空氣增溫較多；而山穀上空，同高度上的空氣因離地麵較遠，增溫較少。於是山坡上的暖空氣不斷上升，並從山坡上空流向穀地上空，穀底的空氣則沿山坡向山頂補充，這樣便在山坡與山穀之間形成一個熱力環流。下層空氣由穀底吹向山坡，稱為穀風。到了夜間，山坡上的空氣受山坡輻射冷卻影響，“加熱器”變成了“冷卻器”，空氣降溫較多；而山穀上空，同高度的空氣因離地麵較遠，降溫較少。於是山坡上的冷空氣因密度大，順山坡流入穀底，穀底的空氣因匯合而上升，流向山頂上空，形成與白天相反的熱力環流。下層風由山坡吹向穀地，叫山風。
山穀風是山區經常出現的氣象現象。在我國的高原和盆地邊緣也可以見到與山穀風類似的風。我國新疆的烏魯木齊，南倚天山，北臨準噶爾盆地，山穀風交替非常明顯。
幹熱風
初夏時節，我國有些地區經常出現一種高溫、低濕的風，一般持續時間在3天左右，有的地區稱為“熱風”，有的叫“火風”、“幹旱風”等，氣象上一般把溫度高於或等於25℃、相對濕度低於或等於30％、風速大於或等於每秒4～5米的綜合現象稱為幹熱風。
幹熱風因各地的自然條件不同，其成因各不相同。每年初夏，我國西北內陸地區氣候炎熱，降水稀少，增溫強烈，氣壓迅速降低，在蒙古和我國河套以西與新疆、甘肅一帶常形成一個勢力強大的大陸熱低壓。在這個熱低壓的周圍，氣壓梯度隨著氣團溫度的增加而加大，於是幹熱的氣流就圍著熱低壓旋轉起來，形成一股又幹又熱的風，這就是幹熱風。當熱低壓離開源地之後，沿途經過幹熱的戈壁沙漠，會變得更加幹熱，幹熱風也變得更強盛。強烈的幹熱風由於其高溫、幹旱、強風迫使空氣和土壤的蒸發量增大，作物體內的水分消耗加快，從而破壞了葉綠素，阻礙了作物的光合作用和合成過程，使植物很快地由下往上青幹，對當地的小麥、棉花、瓜果等均可造成危害。
在黃淮平原，春末夏初，正是北半球太陽高度角增大的季節，同時又是我國北方雨季來臨前天氣晴朗、少雨的時期。在幹燥氣團控製之下，這裏天晴、幹燥、風多，地麵增溫快，平均最高氣溫可達25～30℃，行雲致雨的機會少，容易形成幹熱風。
江淮流域的幹熱風是在太平洋副熱帶高壓西部的西南氣流影響下產生的。太平洋副熱帶高壓是一個深厚的暖性高壓係統，自地麵到高空都是由暖空氣組成。春夏之際，這個高氣壓停留在江淮流域上空，以後逐漸向北移動。由於在高壓區內，風向是順時針方向吹的，所以在太平洋副熱帶高壓的西部，就吹西南風。位於副熱帶高壓偏北部和西部地區，受這股西南風的影響，產生幹熱風天氣。幹熱風常常和幹旱一起危害作物。幹旱期，作物根部本來就吸不到應有的水分，而幹熱風又從莖葉中把大量的水分攫取走了，因而使作物更快地萎黃枯死。
長江中下遊平原，梅雨結束後天氣晴幹，偏南幹熱風往往伴隨“伏旱”同時出現，對雙季早稻抽穗揚花不利。
寒冷的布拉風
氣象學上把從不太高的山區、高原上下瀉到溫暖海邊的嚴寒風暴為“布拉風”。在黑海北岸的諾沃西斯克城布拉風發生之前，寒冷的高加索山區發展著冷空氣高壓，而在溫暖的黑海上發展著暖空氣低壓。高加索山脈的餘脈，海拔僅400～650米的瓦拉特山脈上的冷空氣受黑海低壓吸引，沿著瓦拉特山脈幾乎筆直(約60°)下降的西南坡，像瀑布似的直瀉山麓，冷空氣的位能轉化成的動能使得布拉風更加猛烈。據統計，諾沃西斯克城於1901年～1954年的54年中，共出現布拉風600多次，其中風速在每秒30米以上形成災害的共有41次，平均每次持續3～4天。1934年2月的一次風速超過每秒60米。諾沃西斯克城是世界上布拉風最典型最嚴重的地方之一。
在世界各地，凡是高寒山區，瀕臨溫暖的海洋或其他水麵的地方，在冬半年都可見到這種幹冷的布拉風。如地中海西北角利翁灣沿岸的法國羅訥河穀；挪威的西海岸；愛琴海北岸以及俄羅斯境內的貝加爾湖沿岸等地都有幹冷風，隻不過稱呼不同。
台風
台風是產生於熱帶海洋上的一種風暴，世界各地對它的稱呼各不相同。菲律賓叫它碧瑤風；北美洲稱它為颶風；印度半島叫做熱帶氣旋；日本叫它台風；我國過去統稱之為台風，現在則分為：風力在8～9級為熱帶風暴，10～11級為強熱帶風暴，最大風力在12級或12級以上的為台風。
據統計，每年在全球熱帶海洋上大約產生近80個熱帶氣旋，而以太平洋上生成的最多，占全球總數的60％以上。我國是世界上受熱帶氣旋影響最嚴重的國家之一，影響我國的熱帶氣旋主要是在西北太平洋上生成的，其次是生成於我國南海海麵。每年的5～10月會有熱帶氣旋在我國登陸，而7～9月是熱帶氣旋在我國登陸的集中的季節。每年生成於北太平洋西部的熱帶氣旋平均有20多次，一年中少則9次，多達30多次。台風大都生成於菲律賓以東的洋麵上，影響我國的路徑一般有3條：一條是向西，經過南海，在我國兩廣地區和越南一帶登陸；一條是向西北，越過台灣島，在福建、浙江和江蘇沿海登陸；還有一條是向北，再轉向東北，移向日本。
台風的規模很大。如果從上往下看，它是一個近似圓周形的空氣大渦旋。它的直徑為數百公裏到上千公裏；高度離地麵約15～20公裏。因它周圍的空氣急劇地向中心湧來，激成渦旋，風力很強。但在台風的中心，有一直徑5～30公裏的區域，由於周圍空氣回轉急劇，不能進入，氣候十分平靜。白天這裏有藍色的天空和太陽，夜晚則可見到月亮和星星。這個中心就是非常奇特的台風眼。從台風眼向外看，四周是巨大的雲牆區，也叫渦旋區，是由同心圓狀雲帶組成。雲牆區內空氣呈螺旋狀旋轉上升，空氣中攜帶的水汽隨之凝結形成積雨雲，在螺旋狀積雨雲帶之間，普遍有濃厚的層狀雲。雲牆區的寬度約8～20公裏，其底部距地麵數十至百米，頂部高達12公裏以上。台風的最大破壞力集中在雲牆區。一般最大風速出現在雲牆外側區域，雲牆內由於氣流強烈上升，最大暴雨多出現在此。從雲牆區向外，是螺旋雲帶，從裏向外風速逐漸減小，旋向台風內部的角度也逐漸減小。
台風內的氣壓分布是從外向裏越來越低，中心氣壓最低。台風是熱帶海洋上海水溫度高於28℃區域的產物。在熱帶洋麵上，接受太陽光熱多，海水蒸發旺盛，使得海洋上空變得高溫，空氣中的水汽攜帶著巨大的蒸發熱量，一旦水汽凝結就會釋放出這些被氣象學上稱為潛熱的熱能，這種潛熱為台風的生成和發展提供了所需的熱能；近洋麵空氣受熱上升，形成低壓，暖濕空氣向那裏匯流聚集，不斷上升，巨大的氣柱在上升過程中，不斷冷凝成雲和雨，釋放出大量的潛熱，使上升氣流的速度加快，當受熱的空氣上升越來越快時，新的空氣不斷聚集到風暴中心，就這樣風暴變成速度更猛烈的台風。在台風經過的地區常產生災害性的天氣，這就是大風或由大風引起的海上巨浪和暴雨。
氣溫驟降的天氣——寒潮
寒潮是一種災害性天氣。它是大範圍的強冷空氣活動。寒潮的標準是：長江流域及其以北地區48小時最低氣溫下降10℃以上，長江中下遊最低氣溫達4℃以下，且陸上伴有5—7級風，海上伴有6—8級風。
影響中國的寒潮冷空氣，主要形成於極地、俄羅斯的西伯利亞及蒙古一帶。一般冷空氣按西路、中路和東路三個路徑影響我國。不是每一次寒潮冷空氣都能到達中國南方，有的隻到長江流域或在長江以北即折向東。冷空氣沿哪一條路徑，並不完全決定於進入中國前的冷空氣路徑，主要決定於地麵的冷高壓強弱與環流形勢。寒潮在中國各地造成的降溫以西北和東北最明顯。
寒潮為什麽是一種災害性天氣呢，主要是因為寒潮侵襲時，降溫劇烈，還伴有大風、風沙、降水和霜凍。這些天氣過程給我國北方冬麥區帶來了嚴重的危害。春季也給西北和內蒙古幹燥和土質疏鬆的地區帶來沙暴天氣。也可在長江以南引起大範圍雨雪，並夾有雷電、冰雹等現象。而我國的青藏高原及雲貴一帶受寒潮影響較小。
在日常生活，人們常常將寒潮稱之為寒流，實際上這個熟稱是錯誤的。
從前麵我們對寒潮的論述，你不難發現，寒潮是氣象學上的名詞，它是一種天氣過程，它暴發在深秋，初春有時間性和季節性。
寒潮是海洋學的專用詞，指的是海洋中大規模海水沿著一定方向具有相對穩定速度流動，且水溫低於所經海區水溫的洋流。
從字義上說，“流”字含有運轉不停的意思，而“潮”字則帶有陣發和周期性質，而且來勢迅猛、洶湧，持續期也較短。
災害極大的天氣——龍卷風
我們知道台風的風速是很大的，最大風速為每秒100米。而龍卷風的風速比台風還大，一般可達每秒100～200米，最大可能大於每秒300米甚至還可超過聲音的傳播速度，所以龍卷風能產生巨大的破壞力。
據記載，1954年9月24日，一股巨大的龍卷風從天而降，把上海浦東江邊一個110噸重、比三層樓還高的大儲油罐卷到半空，然後輕而易舉地將它甩到120米以外的地方，令人驚駭不已。
龍卷風為什麽會具有比台風還強得多的風力呢?我們不妨做一個小實驗：當我們把一個裝滿水的水池裏的塞子拔掉後，在出水口你會看到一個水流的渦旋。
台風和龍卷風都是一種大氣的渦旋，龍卷風是從雷雨雲底部伸下來的一種急速旋轉的圓形空氣柱，四周的空氣都向渦旋的中心流動。旋轉風速的大小與單位距離內氣壓差的大小成正比。氣壓差越大，作用在空氣上的力就越大，風力也越大。
通常，大氣中的氣壓為101.3千帕，台風中心的氣壓為80多千帕，壓差20多千帕。而龍卷風中心的氣壓為40千帕左右，最低時可達20千帕，壓差為60～80多千帕。龍卷風中心到邊界的距離一般僅為幾百米，而台風卻達幾百千米。所以，龍卷風的氣壓梯度遠遠大於台風，風力比台風也就強烈得多。
威力巨大的泥石流
大家一定都聽說過泥石流的事情。泥石流是一股粘稠的泥漿裹夾著巨石突然爆發。曆時短暫、來勢凶猛，像山洪一般，以排山倒海之勢，沿著峽穀奔瀉而出。但見，泥漿飛濺、山穀轟鳴、頓時在山外堆積成一片石的海洋。這種挾著大量泥漿砂石的特殊洪流就稱為泥石流。
泥石流常常發生在溫帶或半幹旱地區的山區。這種洪流最快時可達每秒10米的速度。上千噸的巨石竟像飄浮在水中的木塊似的衝出山穀，流到比較平坦的地方才能慢慢地停止下來。它可以把數以億計的土石方搬到山下，可見破壞力之大。
那麽，泥石流是怎樣產生的?
在地質構造複雜，地震烈度較大，隻有一個狹窄出口的山區溝穀，地表岩層破碎、山坡上有鬆散的土層和厚層的風化物質所覆蓋，為形成泥石流提供了豐富的固體物質；還要有充足的水源。在降雨多，中、上遊地區多暴雨，或冰雪快速消融及湖泊潰決等情況發生的山區都極易導致泥石流的發生；最根本的還是要有陡峻的地勢，具備上述的條件，在重力的作用下，泥石流就易爆發。
海市蜃樓
我國山東半島的蓬萊，瀕臨渤海，在蓬萊閣附近的海麵上，有時會出現一種奇景：亭台樓閣，車水馬龍，被譽為“蓬萊仙境”。
1988年6月1日，蓬萊海麵上橫著一條乳白色的霧帶，先是大小竹山兩個島嶼湧起一股橙黃色的彩雲，不斷地升騰變幻，一會兒像金風擺尾，一會兒又似仙女遊春。接著南長山列島在霧紗中漸漸隱去，隱現出一個神秘的新島，島上仙山之中隱約可辨玉闕珠宮，堪稱奇絕。矗立在懸崖上的蓬萊仙閣，煙霧籠罩，那朦朧之中的亭台仿佛瓊樓玉宇。蓬萊閣下的登州古城，也是雲煙浩渺，宛如仙境。
最神奇的是20世紀30年代出現在海上的“荷蘭飛船”，曾轟動世界。在大西洋上，有艘美國輪船遇上一條怪船，那是一艘16世紀的帆船，正迎麵駛來，船上有許多乘客。船長看到它越來越近，立即命令水手改變航向，但為時已晚。誰知快碰撞的危險時刻，這艘船卻從船舷旁擦過去了。這時候，幾百名乘客清楚地看到，這是一艘古代荷蘭帆船，船上站著一些身著古裝的人，正高舉手臂像在呼救似的。
這是一種奇異的光象，也叫“海市蜃樓”(上觀蜃景)，大多發生在海麵、江麵上。在夏季，海上的上層空氣被太陽曬得很熱，密度小，而貼近海麵的空氣較冷，密度大。當光線穿越兩層密度懸殊的空氣，由於光的反射和折射，在平直的海岸和海麵上就可以看到地平線下平時看不到的島嶼、風物和帆船了。蓬萊仙島實際上是附近廟島列島的幻影。而荷蘭飛船是一家電影公司拍攝荷蘭飛船電影時，船被風吹到海洋中，在適當的空氣、溫度、密度等條件下出現的幻景。
溫室效應
冬天我們能吃上新鮮蔬菜，這是因為菜農們建造了溫室，它有保暖作用，使蔬菜花卉在冬季也能正常生長。為什麽溫室能保溫呢?因為，它的屋頂全是玻璃的，玻璃有一種特殊的功能，它能讓太陽光的短波輻射通過，而不能讓地麵的長波輻射通過。
這樣太陽光可以通過玻璃照射到溫室內，使溫室內地麵溫度升高，而溫室內地麵放出的長波輻射則不能通過玻璃逃逸到室外，從而使溫室內的溫度遠高於溫室之外，這種作用叫溫室效應。
對於地球表麵來講，大氣也有溫室效應。因為，大氣層本身就像一個大玻璃罩一樣，把地球嚴密地包了起來，才使地球表麵有了現在這樣的溫度。若是沒有大氣層，地球表麵的溫度將下降33℃，因此說大氣層對地球表麵有溫室效應。
大氣中溫室效應最強的是溫室氣體，如二氧化碳、甲烷、水汽等。其中二氧化碳作用最強，大氣的溫室效應有一半以上是由它造成的。由於砍伐森林及燃燒煤、天然氣、石油等，使大氣中的二氧化碳濃度在迅速增加，因而使溫室效應將更為加劇。溫室效應已成為受到世界各界廣泛關注的問題之一。
災難深重的厄爾尼諾現象
進入20世紀70年代後，全世界出現的異常天氣，有範圍廣、災情重、時間長等特點。在這一係列異常天氣中，科學家發現一種作為海洋與大氣係統重要現象之一的“厄爾尼諾”潮流起著重要作用。
“厄爾尼諾”是西班牙語的譯音，原意是“神童”或“聖明之子”。相傳，很久以前，居住在秘魯和厄瓜多爾海岸一帶的古印第安人，厄爾尼諾現象發生區域示意圖很注意海洋與天氣的關係。他們發現，如果在聖誕節前後，附近的海水比往常格外溫暖，不久，便會天降大雨，並伴有海鳥結隊遷徙等怪現象發生。古印第安人出於迷信，稱這種反常的溫暖潮流為“神童”潮流，即“厄爾尼諾”潮流。
厄爾尼諾是一種周期性的自然現象，大約每隔7年出現一次。近年來，科學家通過對全球氣候的研究，認為厄爾尼諾不是一個孤立的自然現象，它是全球性氣候異常的一個方麵。在正常年份，秘魯西海岸的太平洋沿岸地區都受一股冷洋流控製，有一個範圍很大的天然漁場。一旦出現氣候異常，東太平洋的冷洋流即被一股暖洋流所代替。厚度達30多米的暖洋流覆蓋在冷洋流之上，使大量冷水性的浮遊生物遭到滅頂之災，紛紛逃離或死亡，這就是厄爾尼諾現象。
氣象學家對厄爾尼諾的研究，還是20世紀60年代後期的事。他們查閱了第二次世界大戰以來30餘年的天氣檔案，發現幾次重大的“厄爾尼諾”現象發生年，都出現過全球性的天氣異常。1972年的全球天氣異常，就與當年厄爾尼諾暖流特別強大有關。這一年我國發生了新中國建國以來最嚴重的一次全國性幹旱。與此同時，有一些國家和地區卻發生了嚴重洪水。
天文氣候帶與物理氣候帶
氣候帶是大致與緯圈平行，環繞地球呈連續帶狀分布的氣候分類單位，是地球上最大的氣候區域單位。從低緯度到高緯度，氣候帶按一定順序分布。氣候帶的劃分是由最基本的氣候形成因素——太陽輻射這一條件決定的。古代希臘亞裏斯多德就曾以南、北回歸線和南、北極把地球氣候劃分為5個氣候帶，即：熱帶、北溫帶、南溫帶、北寒帶、南寒帶。稱為天文氣候帶或數理氣候帶。這種古老的氣候帶劃分方法，隻是根據太陽高度和晝夜長短，所以也稱為太陽氣候帶。
根據太陽氣候帶，每個氣候帶的麵積占整個地球總麵積的百分比是：熱帶占40％，溫帶占52％，寒帶占8％。
溫帶處於中緯度地區，南北溫度梯度大，氣候有極大差異。溫帶占如此大的麵積，與實際氣候分布很不相稱。因此，溫帶一般又分為3個帶，即：亞熱帶、溫帶和冷溫帶。赤道無風帶是空氣輻合的地帶，除了全年高溫外，也全年多雨，不論氣候和植物與熱帶其他地區有明顯不同，況且熱帶麵積也太大，所以又從熱帶中劃出赤道氣候帶，熱帶就隻包括赤道氣候帶與回歸線之間的地區。這樣，地球上的氣候帶就包括：赤道帶、熱帶、副熱帶、溫帶、冷溫帶和寒帶。
因為地球表麵實際並不均勻，海陸分布、地形和洋流都影響氣候，上述劃分的各個副帶並沒有人們公認的界線。實際上，等溫線並不與緯圈完全平行，用回歸線和極圈劃分的氣候帶與實際氣候有很大差別，尤其是以高緯度地區最為突出；但是由於這種方法簡單，並且能大致反映地球上的生物現象分布情況，所以至今還是被人們采用。
赤道氣候帶
赤道氣候帶出現在赤道無風帶的範圍內，包括南美洲亞馬遜河流域，非洲紮伊河流域、幾內亞沿海、及馬來西亞、印度尼西亞和巴布亞新幾內亞等地。太陽每年有兩次越過天頂，溫度在春、秋分以後有兩個極大值，冬、夏季則為兩個較涼季節。太陽徘徊於赤道附近，使赤道氣候終年高溫，年平均氣溫25～30℃，年較差極小，平均不到5℃，日較差相對比較大，平均達10℃，遠大於年較差，真所謂“一天有四季”。赤道地區最高溫度很少達到35℃，但因終年高溫而終年悶熱，隻有短暫的海風，才能使悶熱稍減，風息之後，又悶熱異常。
赤道氣候帶降水豐沛，是地球上最多雨的地帶。年降水量1000～2000毫米，2500毫米的情況也很常見，降水量全年分配均勻，沒有明顯的幹季，降水多為對流雨。
赤道氣候帶位於東北信風和東南信風的輻合線上，溫度水平分布均勻，氣壓梯度小，空氣極少流動，風速微弱或靜穩；所以海陸風易於發展。每日涼爽的海風，給人們帶來短暫的舒適和快意。
熱帶氣候帶
熱帶氣候帶分布在赤道氣候帶與回歸線之間，太陽高度仍然很高，常年高溫，四季不明顯，年平均氣溫在20℃以上，最冷月氣候在15～18℃之間，年較差可大到12℃。晴朗幹燥時氣候還可高於赤道。最高溫度可達43℃以上。夜間降溫迅速，清晨可降至10℃，冬季還可出現霜凍。因為雨季出現於夏季，使夏季的溫度降低，所以最熱時期出現在雨季之前。但是雨季因為濕度大，常常感到悶熱。雨季後溫度又有升高。
熱帶雖然四季不明顯，幹濕季卻十分顯著。幹、濕季轉換時間各地稍有差異，雨季時間大致是5～10月，幹季為11～4月。熱帶雨季的氣候與赤道帶相似，高溫、多雨、悶熱，日較差小，常間以短暫的晴朗天氣，雨量在1000～1500毫米之間。越靠近赤道雨季越長，幹季越短，雨季以後的幹季，在信風控製下，盛行下沉氣流，氣候幹燥，相對濕度60％～70％，雨量極少，植物凋萎，土壤幹裂。
熱帶夏季，海洋麵上水溫在26.5℃以上。熱帶氣旋(台風)每易發生，台風路徑在熱帶多為向西行進，然後向北，出了熱帶，則向東行進。在熱帶氣候行進路上，如無減災、防災措施，就可能遭受洪水和暴風襲擊，造成生命財產損失。
副熱帶氣候帶
副熱帶也稱為亞熱帶，副熱帶氣候帶出現在副熱帶高壓控製的地帶，一年中的大部分時間受信風吹拂，盛行下沉氣流，地麵溫度高，日照強，少雲，大氣穩定，氣候幹燥，沙漠較多，撒哈拉、澳大利亞、阿拉伯半島、喀拉哈裏、阿塔卡馬等熱帶沙漠或信風沙漠，都分布在副熱帶高壓帶籠罩的範圍內。隻有在大陸東岸，因為有暖洋流經過，又迎著信風，氣候才變得潮濕。大陸西岸則處於信風的背風位置，沿岸又有冷洋流經過，沙漠可直達海岸。亞洲東南部是世界上典型的季風氣候地區，雖然也在副熱帶範圍內，氣候卻十分潮濕。
副熱帶氣候的一個顯著特點是氣溫的年變化和日變化都十分劇烈。在緯度20°的平均年較差隻有6.2℃，而在副熱帶一般可達15℃。日較差更大，可在20～30℃以上；夏季最高溫度48～55℃以上，夜間比較涼爽。因為氣候幹燥，日照強烈，**地麵的沙石炎熱，可以烤熟雞蛋。近地層空氣受熱，密度減小，而上層空氣密度較大。受熱程度不同的空間層於是產生折射，形成海市蜃樓，成為單調沙漠內的奇景。副熱帶雨量少，溫度低，雲量少，天氣晴朗穩定，雨量分布極不均勻；季風氣候地區可達1000毫米以上，沙漠地區一般不到50毫米。埃及撒哈拉沙漠曾記錄到2％的低相對濕度。雲量極少，成為世界上雲量最少的地帶，平均雲量在2以下。在一般日子裏。天空無雲，天色蔚藍，隻在沙塵彌漫時才會變得陰暗。
溫帶氣候帶
溫帶氣候帶一般是指中緯度30～45℃之間的地區，氣候受西風帶和副熱帶高壓季節變動的影響。夏季在副熱帶高壓影響下，具有副熱帶氣候特點；冬季在西風帶控製下，又具有冷溫帶氣候的特點。夏季炎熱漫長，冬季溫和。
溫帶氣候的顯著特點是四季分明，最冷月平均氣溫在5～10℃以上，最熱月在25～30℃之間。年較差約為15～20℃，由海岸深入內陸，大陸性逐漸增強，年較差由小逐漸變大。大陸西部夏季晴朗，太陽輻射強烈，氣候炎熱，居民多以百葉窗防避光熱；但因濕度小，並不覺得悶熱。大陸東部夏季溫度高，濕度大，風速微弱，雲量多，終日都非常悶熱。在冬季，大陸西部白天暖和；夜間則可出現霜凍，霜凍主要分布在窪地。大陸東部雖也溫和，但是常有寒潮侵襲，氣溫猛降，更覺寒冷。
大陸西部年降水量約為300～900毫米，迎風坡可達1500毫米，降水量冬季多於夏季。冬季溫度低時很潮濕，夏季溫度高時卻很幹燥，很不利於發展農業，隻好依靠灌溉。大陸東部年降水量在600～1500毫米之間，主要分布在夏季，夏季高溫與多雨配合，對農作物生長十分有利。
冷溫帶氣候帶
冷溫帶氣候帶一般指中高緯度的地方，大體在緯度45°與極圈之間，終年在西風帶控製之下。冬季寒冷而漫長，夏季溫和且短促。
因為是在西風帶影響下，大陸西部與大陸東部氣候差別很大。大陸西部有暖洋流經過海岸，西風經暖洋麵吹入大陸，氣候具有海洋性，隨著西風深入內部，長途跋涉，水汽沿途不斷減少，氣溫逐漸降低，到大陸東部，氣候的海洋性減弱，大陸性增強。
大陸西部夏季涼爽，7月平均溫度15～20℃，日較差約為10℃。白天不覺炎熱，夜間不覺寒冷。冬季比同緯度地區暖和，1月平均氣溫多在0～10℃之間，夜間潮濕多雲，保溫作用極強，所以並不覺得寒冷。溫度年變化不大，一般在10～15℃以下。大陸東部7月平均氣溫22～28℃，夏季時間較長，無霜期達150～200天，是發展農業的好地方。冬季1月平均氣溫在-24～-3℃之間。
冷溫帶因為鋒麵氣旋活動頻繁，降水量較多，是地球上的第二個多雨帶。大陸西部年降水量500～1000毫米，全年分配均勻，但冬季雨量稍多於夏季，冬季以降雪為主。大陸東部年降水量也在500～1000毫米之間，主要分配在夏季，多為對流雨，並未減少日照，所以大陸東部夏季高溫，多雨，多日照，成為農業的理想氣候。不過，在冷溫帶內陸，氣候幹燥寒冷，日光充足，降水稀少，與大陸西部和東部都不相同。
極地氣候帶
極地氣候帶分布於南、北極圈以內的極地區域。在兩極點晝夜等長，都是半年，隨著緯度降低，晝夜時間逐漸遞減。但是在極圈以內，至少有一天，即夏至日晝長24小時；到冬至日則整日不見太陽，極點直到春分點太陽才冉冉升起。春分前輻射不斷冷卻，所以最低溫度在春分前出現。當緯度降低時，最低溫度出現時間提早。在夏季雖然白天時間特長，但因太陽光斜射，太陽輻射已大大減弱，達到地麵的輻射又被冰雪表麵強烈反射。地麵實際吸收的輻射能量，大部分要用於融雪。
因此，極地氣候的顯著特點就是終年寒冷。夏季最熱月氣溫在10℃以下。接近極點附近，夏季最熱月氣溫低於0℃，仍然很寒冷。在靠近極圈附近，地表冰雪雖然能夠在夏季融解成沼澤，下麵的土層卻仍然凍結，成為終年不化的永凍土。極地冬季溫度更低，最冷月氣溫在-30～-40℃，如果遇上雪暴發生，風雪交加，更是奇冷異常。
極地地麵溫度低，又在極地高壓的籠罩下，盛行下沉氣流，降水稀少，大部分地區年降水量少於250毫米。到極點附近或大陸內部，降水量更在100毫米以下，降水全部是雪，並且大多是幹燥堅硬的雪粒。在極圈附近，因為偶然有氣旋侵入，降水量增多，可在300毫米以上。所以極地氣候的另一特點是幹燥少降水。
基本的氣候型
在地球上，比氣候帶次一級的氣候單位是氣候型。氣候型是由自然地理環境差異引起的，在地球上不呈帶狀分布。在一個氣候帶內，可以劃分出幾種氣候型，同樣的氣候型也可以分布在不同的氣候帶內。例如，海洋性就有溫帶海洋性氣候和熱帶海洋性氣候。沙漠氣候也分布在熱帶、副熱帶和溫帶。
氣候型有很多種，大陸性氣候和海洋性氣候是兩種最基本的氣候型，其他氣候型都可以從這兩種類型演變而來。例如，海岸氣候就是大陸性氣候與海洋性氣候的過渡型；季風氣候則是大陸性氣候與海洋性氣候的混合型；沙漠氣候是大陸性氣候的極端情況；草原氣候則是大陸性氣候到沙漠氣候的過渡情況；山地氣候雖然成因和特點都比較特殊，但是它的特點也可以從大陸性氣候和海洋性氣候的類比中得到。
氣候型的劃分，通常是采用氣溫、降水量和其他要素的平均值及年變化特征作為指標。在資料缺乏的情況下，也使用自然地理資料，如洋流、地形地貌、土壤、水文和植被資料作參考。
大陸性氣候
大陸性氣候是地球上一種最基本的氣候型。其總的特點是受大陸影響大，受海洋影響小。
在大陸性氣候條件下，太陽輻射和地麵輻射都很大。所以夏季溫度很高，氣壓很低，非常炎熱，且濕度較大。冬季受冷高壓控製，溫度很低，也很幹燥。冬冷夏熱，使氣溫年變化很大，在一天內也有很大的日變化，氣溫年、日較差都超過海洋性氣候。春季氣溫高於秋季氣溫，全年最高、最低氣溫出現在夏至或冬至後不久。最熱月為7月，最冷月為1月。
夏季太陽輻射強，地麵加熱迅速，氣溫急劇上升，對流上升運動增強，雲量增多，常有積雨雲，並伴隨陣風和大風，使整個夏季雨水相對較多，濕度增大。冬季幹燥，晴朗，地麵輻射極強，多日照，少雲量和降水。在大陸性氣候條件下，降水量集中在夏季，主要是對流雨。降水量年與年之間有很大變化，常有洪澇或幹旱發生。
海洋性氣候
海洋性氣候是地球上最基本的氣候型。總的特點是受大陸影響小，受海洋影響大。
在海洋性氣候條件下，氣溫的年、日變化都比較和緩，年較差和日較差都比大陸性氣候小。春季氣溫低於秋季氣溫。全年最高、最低氣溫出現時間比大陸性氣候的時間晚，最熱在8月，最冷在2月。
在海洋性氣候條件下，氣候終年潮濕，年平均水量比大陸性氣候多；而且季節分配比較均勻。降水量比較穩定，年與年之間變化不大。四季濕度都很大，多雲霧，天氣陰沉，難得晴天，少見陽光。
濕和、多雲、濕潤的海洋性氣候，給人們以舒適的感覺。其實，這種氣候對植物生長並不有利。19世紀末就有人發現，在歐洲，海洋性氣候條件下生長的小麥，蛋白質含量少，至多隻有4％～8％。隨著深入大陸，到俄羅斯的歐洲部分，小麥的蛋白質含量增高達9％～12％。在比較幹燥炎熱的地區，小麥的蛋白質含量增高到18％，甚至在20％以上。原蘇聯科學家證明：一個地區的氣候大陸性越強，小麥的蛋白質含量也就越高。在氣候溫涼潮濕的地方，小麥的澱粉含量增加，而蛋白質含量卻降低。人們為了補充蛋白質的不足，隻好借助於肉類，但是又帶來脂肪過多的缺點。可見，在海洋性氣候條件下生活，氣候雖然溫和，但也存在著不利於人類身體健康的因素。
季風氣候
季風氣候是大陸性氣候與海洋性氣候的混合型。夏季受來自海洋的暖溫氣流的影響，高溫多雨，氣候具有海洋性。冬季受來自大陸的幹冷氣流的影響，氣候寒冷、幹燥少雨，氣候具有大陸性。
在季風氣候條件下，夏季暖熱，冬季寒令。因此，氣溫年較差比海洋性氣候大。最冷月出現在1月，表現出大陸性氣候特點；最熱月出現在7～8月，秋季氣溫高於春季氣溫，又表現出海洋性氣候特點。例如長沙，年較差24.6℃，最冷月1月平均溫度4.7℃，最熱月為7～8月。從月平均值來看，7月平均為29.3℃，8月平均為28.7℃，7月隻比8月高0.6℃，實際上在1951～1980年的30年中，有1／3的年份是8月溫度高於7月，況且從平均最高溫度看，則以8月最熱，為31.2℃。再以南京為例，年較差為26.0℃，1月最冷，平均為2.0℃，最熱也在7～8月，7月平均為28.0℃，8月平均為27.8℃，從1951～1980年30年間，有14年是8月平均溫度高於7月，平均最高溫度也是8月最熱，為30.5℃。
在季風氣候條件下，夏季潮濕多雨，冬季幹燥少雨。在季風氣候條件下，降水量的多少，雨季的早晚，完全決定於季風進退的早晚和強弱。例如，長沙的雨季就比南京早一個月，到華北，雨季隻在6～8月，甚至隻有7～8月是雨季。雨季的長短與夏季風控製有關係。在季風氣候條件下，雨量極不穩定，逐年變化很大。在長沙，多雨年比少雨年的雨量多兩倍，南京則多3倍，北京則超過5倍。所以，在季風氣候條件下，水、旱災害頻繁，是對人們生產和生活極不利的一麵。
季風氣候的高溫與多雨時期基本一致，雖然不免有悶熱難熬之苦，卻對發展農業十分有利。因為在作物生長旺盛，最需要水分的時候能有充足的雨水供應。
沙漠氣候
沙漠氣候是大陸性氣候的極端情況。在副熱帶、沙漠分布最廣，基本原因就是少雨，植物難以生存，植物種類和數量極其稀少，以致地表**，空氣十分幹燥。在沙漠地區，白天太陽輻射強，地麵加熱迅速，氣溫可高達60～70℃，上升氣流強，但因空氣幹燥，極少成雲致雨，隻有狂風沙塵；夜間地麵冷卻極強，甚至可以降到0℃以下。由此，氣溫日變化非常大，可以高達50℃以上。新疆塔克拉瑪幹沙漠雖屬溫帶沙漠，但“早穿棉、午穿紗，抱著火爐吃西瓜”並不是聳人聽聞的傳說，而是現實的生活畫麵。
沙漠地區降水量奇缺，一般不到50毫米。若羌雖在沙漠邊緣，年降雨量也隻有17.4毫米，最少時的1957年隻降雨3.9毫米。吐魯番年降雨量也隻有16.3毫米，1968年全年隻有2.9毫米。在這樣少雨的情況下，塔克拉瑪幹沙漠的邊緣仍能利用天山和昆侖山融化的雪水，發展農業，種植水稻、小麥、玉米、棉花、葡萄等。加上夏季氣溫高，日照豐富，收成並不低，而且質量很好。
草原氣候
草原氣候也是一種大陸性氣候，是森林到沙漠的過渡地帶。氣候呈幹旱、半幹旱狀況，土壤水分僅能供草本植物及耐旱作物生長。濕帶草原降水量在400毫米以下，多數地方是200～300毫米左右，主要集中在夏季，6～9月降水量占全年的70％～75％。氣溫冬冷夏熱。我國溫帶草原夏季各月平均溫度都在20℃以上，而冬季各月平均溫度都在-5℃以下，年較差都在30℃以上。溫帶草原多豆科植物，是很好的放牧區。
熱帶草原主要分布在熱帶雨林氣候的兩側。全年氣溫較高，最冷月在16～18℃以上，最熱月出現在雨季到來之前，氣溫約26～28℃，有明顯的幹濕季。在濕季，氣溫高，濕度大，草木蔥鬱；一到幹季，草木凋落，一片枯黃。靠近赤道氣候帶的一側，濕季長，幹季短。靠近熱帶沙漠的一側，濕季短，幹季長。年降水量750～1000毫米，主要集中在濕季。因為氣濕高，蒸發大，雨水僅能供草本植物和短生喬木生長，所以也稱為熱帶稀樹草原。
地中海式氣候
地中海式氣候是出現在緯度30°～40°之間的大陸西岸的一種海洋性氣候。以地中海沿岸最為明顯，其他地區如北美洲的加利弗尼亞沿海、南美洲的智利中部、非洲南端的好望角地區，也都有類似的氣候。
地中海式氣候的特點是：冬季受西風帶控製，鋒麵氣旋活動頻繁，氣候溫和，最冷月氣溫在4～10℃之間，降水量豐沛。夏季在副熱帶高壓控製下，氣流下沉，氣候炎熱，幹燥少雨，雲量稀少，陽光充足。全年降水量300～1000毫米，冬季半年約占60％～70％，夏季半年隻有30％～40％，冬季降水量多於夏季。
夏季溫度在沿海和內陸有較大區別，沿海受冷洋流影響，溫度較低，最熱月在22℃以下，空氣比較潮濕，多霧，稱為涼夏型。在內陸距海較遠，海洋調節較小，空氣幹燥，暖熱，最熱月溫度在22℃以上，稱為暖夏型。
地中海式氣候的特點，是高溫時期少雨，低溫時期多雨。這種不協調的配合，對植物十分不利。在生長季節，植物必須經過炎熱幹燥的鍛煉，為了減少蒸發，自然植被多半是生長得短小的喬木和灌木等常綠硬葉林。
苔原氣候
苔原氣候是極地氣候帶的氣候型之一。多分布在歐亞大陸和北美大陸北部。全年氣候寒冷，最熱月氣溫在0～10℃之間，全年都是冬季。年降水量都在250毫米以下，大部分降水是雪，部分冰雪夏季能短期溶解。相對溫度大，蒸發量小，沿岸多霧。因為溫度低，隻有苔蘚、地衣類植物可以生長。
冰原氣候
冰原氣候分布在南極大陸和格陵蘭高原，是極地氣候帶的氣候型之一。終年為冰雪覆蓋，所以也叫冰漠氣候、冰原氣候或永凍氣候。冰原氣候區最熱月氣溫也在0℃以下，降水量稀少，年降水量約100毫米左右，都是以雪的形式降落，風速常常在25米／秒以上，最大風速超過100米／秒，常吹拂冰雪成為雪暴。
大冰期與氣候變化
地球形成為行星大約在55±5億年前，從那時候開始直到46億年前，地球上充滿原始大氣，並且逐漸逃逸。從46億年前開始，地球進入到地質年代，逐漸產生次生大氣，大約在30億前，地球上出現生命，開始改造地球大氣，到寒武紀，大氣才被生物改造成現在這個樣子。但是，對古生代以前的古氣候，我們幾乎是一無所知；到了古生代，古氣候狀況才逐漸清楚起來。
我們大體上知道，在地質時期反複經過幾次大冰期，其中從古生代以來，就有3次大冰期。它們是：震旦紀大冰期、古炭一二迭紀大冰期、第四紀大冰期。大冰期之間是比較溫暖的間冰期。
每兩次冰期之間，大約是2～3億年。為什麽有這樣長的周期呢?一種意見認為，可能與造山運動有關係。地質上的大造山運動，往往使地麵起伏程度加大，全球變冷。因為山脈越高，引起大氣的熱機效率就越高，上升運動增強，雲雨增多，反射率增大，地麵接收的太陽輻射能量減少，地表變冷。
3次大冰期與地質時代3次強烈的造山運動相對應。震旦紀大冰期產生在元古代末地殼運動以後，石炭紀至二迭紀大冰期與海西運動相對應，第四紀大冰期與喜馬拉雅運動對應。這不是偶然的，現在喜馬拉雅山還在升高，造山運動並未停止，所以第四紀大冰期還遠未結束。現在喜馬拉雅運動還不到7000萬年，第四紀大冰期還隻有200多萬年。所以這次大冰期還會延續下去，至少還要持續1～2萬年。
另一種意見認為，地質曆史上的大冰期和大間冰期，是由於地球的黃道傾斜的大波動造成的。這種觀點認為，黃道傾斜的範圍是在0°～54°之間，黃道傾斜大的時期代表著冰川流行的時期，在三次大冰期期間，黃道傾斜曾有過10°～23.5°的變化。
那麽，造山運動為什麽也有2～3億年的周期呢?地球黃道傾斜為什麽也有2～3億年的波動呢?澳大利亞人威廉斯認為，這種氣候變遷與地球在銀河係的位置有關係。因為地球不停地繞太陽公轉。整個太陽係也繞著銀河係中心公轉。這樣轉一圈的時間約2.5億年，太陽係又回到原來的位置。
第四紀冰期的氣候變化
我們說現代正處在第四紀大冰期中，其實，第四紀大冰期中的氣候也有很大的變化，曾經出現過幾次亞冰期和亞間冰期。變化的時間短則幾千年，長則幾萬年或十幾萬年。
在20世紀初，地質學家根據阿爾卑斯山區的資料，確定那裏存在4次亞冰期的規律。這就是群智亞冰期、民德亞冰期、裏斯亞冰期和武木亞冰期。在這些亞冰期這間是亞間冰期。以後在北歐、北美、亞洲等地也紛紛找到了對應的亞冰期。在我國對應的亞冰期是：鄱陽亞冰期、大姑亞冰期、廬山亞冰期和大理亞冰期。
在第四紀的冰期中，仍然有寒冷和溫暖更替。在寒冷時期，雪線高度下降，冰川前進，出現亞冰期，以民德(我國為大姑)亞冰期和裏斯(廬山)亞冰期的冰川規模最大，群智亞冰期規模最小。在溫暖時期，氣溫升高，雪線高度上升，冰川退縮，出現亞間冰期。民德—裏斯(大姑—廬山)亞間冰期長達17～18萬年。在第四紀大冰期，高緯度氣溫的急劇下降，導致兩極地區形成永久冰蓋；在亞冰期，冰川一直伸展到中緯度，在亞間冰期才退縮到高緯度。
根據科學研究發現，從亞間冰期向亞冰期過渡時，氣候常呈漸變形式，其中沒有清楚的界線。從亞冰期向亞間冰期過渡時，氣候常呈突變形式，兩者之間有明確的分界線。科學家們稱之為終止線。在距今1.1萬年前後出現了一條終止線，標誌著最近一次亞冰期結束了，隨之而來的是一次新的亞間冰期，氣候由冷變暖。
在第四紀大冰期中，為什麽會有亞冰期和亞間冰期的更替呢?按照南斯拉夫氣候學家米蘭柯維奇在20世紀30年代提出的理論，是由於地球軌道三要素的自然小波動造成的。地球軌道三要素是指：地球軌道的偏心率、地軸的傾斜度和春分點的位置。