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包围地球的空气层。地球大气是由多种气体混合组成的，它包括干洁空气、水汽和空气中的固体杂质三部分。干洁空气主要成分为氮、氧等。各种气体在不同高度上的相对比例几乎不变；水汽的含量则不固定，主要分布在底层之中。固体杂质主要为尘埃和冰晶。由于地球引力的影响，大气质量主要集中在近地面层。
包围在地球周围完整的空气层的总称，是地球的外衣，位于水圈与陆圈之上。根据大气的温度、密度等物理性质在垂直方向上的差异，可将大气分为五层：对流层、平流层、中间层、热成层、外大气层。
地球大气中最底层，介于平流层和地面之间。厚度因纬度和季节而不同，平均厚度低纬度大于高纬度，夏季厚而冬季薄。对流层的厚度是整个大气厚度的很小一部分，但却集中了整个大气质量的3／4和几乎全部的水汽。对流层大气的气温随高度增加而递减，空气具有强烈的对流现象，温度、湿度的水平分布也不均匀，天气复杂多变。
地球大气中对流层顶以上，到距地面50千米～55千米的高度范围，称平流层。平流层气温几乎不受地面影响。故气温起初不随高度变化或变化很小。但因平流层中的臭氧大量吸收太阳紫外线的结果，到30千米以上致使气温随高度增加迅速上升。平流层上部热下部冷，气流以水平运动为主，故名。大气比较稳定，水汽和尘埃含量较少，能见度较好，天气现象少见。
地球大气中平流层顶以上，到距地面85千米高度的范围，称中间层。因中间层几乎没有臭氧吸收太阳紫外线，气温随高度增加而迅速降低。中间层上部冷，下部热，空气的垂直对流运动相当强烈，故又称高空对流层。
地球大气中间层顶以上，到距地面500千米高度的范围，称热成层。因这一层中的大气物质（主要是氧原子）吸收了所有波长小于0.175微米的太阳紫外线，使这一层气温随高度增加而上升很快。据人造卫星观测，在300千米高度上，气温可达1000℃以上。
又称散逸层。地球大气中热成层顶以上的大气的统称。这一层因受地球引力场的影响很小，一些高速度运动的空气质点，经常散逸到星际空间去，它是地球大气向星际空间过渡的层次。
在平流层中，由于太阳紫外线的强烈作用，使大气中的氧分子离解为氧原子，氧原子又同其他氧分子组合成O3（臭氧）。臭氧在距地面20—25千米的高度达到最大值，称为臭氧层。这一层对太阳紫外线强烈吸收，使高空大气的温度在平流层中迅速升高，同时还保护地面上的生物，免受过多的紫外线辐射伤害。
太阳是一个巨大的炽热的气体恒星球，它源源不断地以电磁波的形式向宇宙空间放射能量，称为太阳辐射。
太阳辐射的主要波长范围为0.15微米～4微米。其中波长在0.4微米～0.76微米之间是可见光；波长小于0.4微米的紫外线，大于0.76微米的红外线，人类肉眼都无法看见。太阳辐射主要是短波辐射，因波长较短的可见光差不多占太阳辐射总能量的一半。
太阳辐射中仅有20亿分之一到达地球，是地球上最主要的能量源泉。
在日地平均距离条件下，在地球大气上界，垂直于太阳光线的一平方厘米面积上，一分钟内接受到的太阳辐射能量，称为太阳常数。它是用来表达太阳辐射能量的一个物理量。
在地球表面，一平方厘米面积上，一分钟内获得的太阳辐射能量，称太阳辐射强度。一般用来表示地面获得太阳辐射能量的多少。太阳辐射强度因地因时而异。影响太阳辐射强度最主要的因素是太阳高度角。太阳高度角愈大，等量的太阳辐射散布的面积愈小，光热集中，地表单位面积上获得的太阳辐射能量愈多，太阳辐射强度就愈大，反之亦然。
指太阳光线对于地平面的交角（即太阳在当地的仰角），叫太阳高度角，简称太阳高度。在太阳直射点上，太阳高度是90°，在晨昏线上，高度是0°。正午太阳高度就是一日内最大的太阳高度；它的大小是随纬度不同和季节变化而有规律地变化着。
大气中的云层和尘埃，具有反光镜的作用，把投射在其上的太阳辐射的一部分，又反射回宇宙空间。云层愈厚，云量愈多，反射愈强。因此夏季天空多云时，白天的气温不会太高。故称大气的反射。
当太阳辐射在大气中遇到空气分子或微小尘埃时，太阳辐射的一部分能量便以这些质点为中心，向四面八方散射开来。散射可以改变太阳辐射的方向，使一部分太阳辐射不能到达地面。在太阳辐射的可见光中，波长较短的蓝色光最容易被散射，因而晴朗的天空呈现蔚蓝色。
太阳辐射穿过厚厚的大气层到达地表时，其中一小部分被大气吸收。大气对太阳辐射的吸收有选择性，平流层大气中的臭氧强烈吸收太阳辐射中波长较短的紫外线；对流层大气中的水汽和二氧化碳主要吸收太阳辐射中波长较长的红外线。大气对太阳辐射中能量最强的可见光部分吸收很少。
大气凭借自身的温度向外辐射能量，其方向既有向上的，也有向下的。大气辐射中向下的部分，称为大气逆辐射。它属于长波辐射。
大气因热稳定或空气流经粗糙地表时，常会产生小规模的、不太强的、无规则的空气运动，称为乱流，也叫湍流。
用来表示大气冷热程度的物理量。一般用℃来表示。
表示一个地方的月平均气温最高值同月平均气温最低值之差。一般气温年较差高纬度地区大于低纬度地区，陆地大于海洋。
表示一个地方一日之内最高气温与最低气温之差。一般气温日较差高纬度地区大于低纬度地区，陆地大于海洋。
根据每天定时观测（一般采用2时、8时、14时、20时）气温读数所得的平均值，称日平均温度。它是月、年平均气温统计的基础。
日平均气温高出某一指标（我国定为10℃）温度期间的累计总和，它是衡量气候热状况的一个指标，通过积温统计，能够合理地安排每个地区的各种农事活动，充分利用热量，在温度条件上保证作物的稳定成熟。积温还是划分各种温度带的依据。
指入秋后第一次出现早霜（初霜）至次年春季最后一次出现晚霜（终霜）之间的整个时段。用初霜至终霜相隔期间的日数来表示霜期的长短。
指一年中终霜后至初霜前之间相隔的时期，在此期间内，没有霜的出现。我国各地的无霜期是自北向南延长。无霜期长短在农业上是重要的热量指标，与农作物的生长期有密切关系。无霜期愈长，生长期也愈长。
指农作物可生长的日数。通常以日平均温高于5℃的持续期作为作物开始生长的时期。生长期一般比霜期长10至20天左右。
因太阳辐射在地球表面纬向分布不均，地表的热量和温度随纬度的变化而变化。根据温度纬向变化而划分的带，叫温度带。我国温度带主要是根据≥10℃积温和≥10℃天数划分的。在我国，主要有以下几个基本温度带：热带、亚热带、暖温带、中温带和寒温带，以及青藏高原区。
用坐标方法把某一时段内连续测到的温度，点绘在图纸上用平滑曲线连结起来，称为气温变化曲线。它可以用来表示一个地区在一年、一个月内气温的变化情况，可迅速辨别最高气温（曲线上凸的顶点）、最低气温（曲线下凹的最低点）的出现时间及温度，计算温差等。
指单位面积上所承受的，从大气顶到地面整个空气柱的重量，称大气压强，简称气压。一个标准大气压相当于760毫米水银柱高的压力，折合成1013.25毫巴。
在大气层中，单位距离内气压的改变量，称气压梯度。它表示在同一水平面上的气压变化情况，也称为水平气压梯度。
由于空气在水平方向存在气压差（即气压梯度），从而产生了促使大气由高压区流向低压区的力，这个力称为水平气压梯度力。它是使空气产生运动的最根本的起动力。
一般将气压梯度力分为垂直方向和水平方向，因垂直气压梯度力与重力反向，互相抵消，故在研究大气的运动时，仅考虑水平方向的气压梯度力。所以气压梯度力一般即指水平气压梯度力。
由高压中心向外伸出的狭长区域（或一组不闭合的等压线向气压较低一方突出的部分）。其中各等压线弯曲最大处的连线，称“脊线”。在北半球，脊的开口通常朝南。高压脊内以下沉气流为主，故在它影响下的地区，一般天气晴好。
中心气压高于四周，在北半球气流从中心呈顺时针方向，向四周呈涡旋式流散的天气系统。也称“高气压”（在南半球气流成反时针方向向四周呈涡旋式流散）。主要由于地面受热不均，引起气压差别所造成。在反气旋控制下，空气向外流散，高空气流下沉补充，因而天气晴好。
由低压中心向外伸展的狭长区域（或一组不闭合等压线向气压较高一方的突出部分）。其中各等压线弯曲最大处的连线，称“槽线”。在北半球，槽的开口通常朝北，但有时也有变化。槽内以上升气流为主，在其控制下常出现阴雨天气。
中心气压低于四周，在北半球气流沿逆时针方向（南半球顺时针方向）向中心流动的空气涡旋。也称“低气压”。主要是因地面受热不均，引起气压的差别而造成。一般多发生在温带地区，气旋控制的地区盛行上升气流，多云雨天气，气旋雨是我国的主要降水方式之一。
发生在热带海洋上的热带气旋，范围较小、强度大。我国将最大风力达八级以上的热带气旋，称“台风”。
风的来向。例如西北风，就是风从西北方向吹来的。通常以八个方位来表示。
人们根据风对地面（或海面）物体影响的程度而规定的等级，用以说明风力的大小。一般把风力分为0～12级共13个等级。
指对流层大气在地面与高空、低纬、中纬、高纬之间，进行具有全球性的、有规律的大气循环运动。大气环流将热量和水汽从一个地区输送到另一个地区，从而使高低纬之间、海陆之间的热量和水汽得以交换，它促进了地球上的热量平衡和水平衡。
太阳辐射在地面分布不均是大气产生大规模环流的根本原因。因地转偏向力的影响，在南、北半球各形成低纬环流、中纬环流和高纬环流，合称三圈环流。
指赤道与南、北纬30°之间的大气环流系统。以北半球为例来说明：赤道地区终年炎热，大气受热上升，于是大气由赤道上空向北流向极地上空，在流动过程中，受地转偏向力影响，由于南风逐渐右偏，当流到北纬30°附近上空时，风向偏转成西风。由于来自赤道上空的气流不能继续向北流，而且赤道上空的空气又源源不断地流来，使大量空气在北纬30°附近上空聚积，被迫下沉，使近地面气压增高，形成副热带高压带。
在近地面，气压梯度力的方向由副热带高压指向赤道低压，大气在向南流动中，逐渐右偏，形成东北风，称东北信风。它与南半球的东南信风在赤道地区辐合上升。于是低纬环流形成。
指南、北纬30°～60°之间的大气环流系统。以北半球为例，在近地面，从副热带高压流出的气流，除一部分流向赤道外，另一部分向北流向副极地低压。这支气流在向北流动中逐渐右偏成为西南风，也称盛行西风；与此同时，从极地高压向南流的气流，逐渐向右偏转为东北风，又称极地东风。盛行西风与极地东风两支冷暖不同的气流，在北纬60°附近相遇，暖而轻的西风气流爬升到冷而重的东风气流之上，形成副极地上升气流。上升气流到高空，又分别流向副热带和极地上空。于是形成中纬环流和高纬环流。由于副极地上升气流到高空后即向南北流走，致使北纬60°附近近地面气压降低，形成副极地低压带。
在大陆与海洋之间大范围盛行的，风向随季节而有规律地改变的风，称为季风。这种环流形式叫季风环流。其成因主要是由于海陆之间的热力差异以及气压带和风带的季节移动造成的。冬季气压梯度力从陆地指向海洋，风从陆地吹向海洋；夏季气压梯度力从海洋指向陆地，风从海洋吹向陆地，从而导致了季风环流。
指南、北纬约5°之间地带。这里太阳终年直射或接近直射，地面温度高，加上东北信风与东南信风在此辐合，空气强烈上升，地面形成低气压。因这里空气水平运动微弱，风力很小，故又称“赤道无风带”。由于空气强烈上升，兴云致雨，使之成为全球降水量最多的地带。
指南、北纬30°附近的副热带地区。因赤道地区上升气流，在高空南北分流，受地转偏向力影响，到南、北纬30°附近，大部分空气不再前进而在高空积聚，并大量下沉形成地面高气压带，称为“副热带高气压带”。由于气流下沉，空气干燥，云雨少见（除我国等季风区外），这一带多为世界沙漠地带。
指南、北纬60°附近，气压相对较低的地带。由于盛行西风与极地东风相遇，冷、暖空气辐合上升，使近地面地区气压较低。这里气旋和锋面活动频繁，降水较多。
两极地区终年寒冷，冷空气下沉聚集，地面形成高气压，故称极地高气压带。
从副热带高气压带吹向赤道低气压带的定向风。在地转偏向力的影响下，北半球的风向向右偏，形成东北信风，南半球的风向向左偏，形成东南信风。信风为低纬地区一种风向稳定、风速变化很小的风系，因而海员们称其为守信用的风，故名。在南北纬10°～30°之间，常年盛行信风的地带叫“信风带”。
在近地面中纬地区，由副热带高气压带吹向副极地低气压带的定向风。受地转偏向力的影响，在北半球向右偏，形成西南风和西风；南半球向左偏，形成西北风和西风。在南、北纬30°～60°的西风盛行的地带，称盛行西风带。
从极地高气压带流向副极地低气压带的气流，在地转偏向力的影响下，北半球高纬地区形成东北风，南半球高纬地区形成东南风，因两地风向均偏东，并环绕极地地区，故称极地东风。在高纬盛行极地东风的地带，称极地东风带。
由于大陆和海洋在一年之中增热和冷却程度不同而引起的，在大陆和海洋之间大范围盛行的，风向随季节而有规律改变的风，称为季风。形成季风的原因主要是海陆之间的热力差异和气压带、风带的季节移动。
在季风盛行的地区，常形成特殊的季风气候。在夏季风控制时，暖湿的海洋空气吹向陆地，降水丰沛；冬季风控制时，干冷的空气从陆地吹向海洋。我国是季风气候显著地区，因此夏季高温多雨，冬季晴朗干冷。
东亚为世界最著名的季风区，它包括我国东部、朝鲜和日本等地。这里位于世界最大的亚欧大陆东部，又面临世界最大的太平洋，海陆气温对比和季节变化最显著。冬季，强大的亚洲高压与赤道低压、太平洋低压之间，形成势力强大、干燥寒冷的偏北风，强烈时即为寒潮。夏季，北太平洋高压势力大大增强，亚洲大陆上形成印度低压，太平洋暖湿气流便沿着北太平洋高压的西部边缘，以东南风吹到亚洲东南岸，这就是东亚的东南季风。
亚洲南部印度半岛、中南半岛等地也是季风显著地区，称为南亚季风。
南亚季风的成因不仅有海陆热力差异，而且与气压带、风带的季节移动有关。
冬季，赤道低气压移到赤道以南，亚洲冷高压影响南亚，盛行东北风，形成南亚的冬季风；夏季，随着太阳直射点的北移，赤道低压带移至北半球，南半球的东南信风向北越过赤道，在地转偏向力作用下偏转为西南气流，这就是南亚的夏季风。
在一定温度下，当空气不能再容纳更多水汽时，就称为饱和空气。
指空气中的水汽变为液态水的过程。水汽凝结一般有三个条件：①空气中的水汽含量不断增加，达到过饱和状态；②在压力不变的情况下温度降低，达到过饱和状态；③大气中有足够的微粒作为凝结核，使水汽能与之接触而黏附。三者常同时作用，但温度降低多为主要因素。
指大气中能黏附水汽促使水汽凝结的微粒。这些微粒主要是盐粒、烟粒、尘埃等。
指大气中的水滴、冰晶或它们共同组成的可见悬浮集体。云由水汽在空中冷却凝结而成。按云层的高度，分低云、中云、高云等。云的运动可显示气流移动方向。
从云雾中降落的液态水和固态水的总称。包括雨、雪、霰、雹等。
云中降落的液态水滴。是降水的主要形式之一。它是由云中冰晶或雪粒因水汽转移、碰撞、合并而不断增大到上升气流无力支持时下降融化而成；或由水滴直接增大下降而成。
从云中降落的白色冰晶。是固体降水形式。由于气温较低，水汽在空中直接凝华而成。
即冰雹，为透明的球形或略成圆锥形的固态颗粒降水。夏季午后空气对流强烈，上层冰晶冰粒随气流多次猛烈升降，使其表面反复发生溶解和冻结，并不断与云中雪花或过冷水碰撞增大，形成透明与不透明交错相间的冰层外壳，当其增大到一定程度，质量超过上升气流顶托的程度时，便以极大速度降落地面，形成冰雹。
近地面空气强烈受热时，引起热力对流运动，湿热空气在上升过程中，随着气温不断降低，其中的水汽冷却凝结形成降水，称对流雨。对流雨的强度大，历时短，范围小，常伴有暴风、雷电等，所以又称热雷雨。赤道地区常年以对流雨为主，我国在夏季午后也常出现对流雨。
暖湿空气在前进途中，遇到地形阻挡，被迫沿迎风坡爬升，空气中的水汽因冷却凝结而形成的降水，称地形雨。地形雨出现在山的迎风坡上。
在地形雨降落地区，由于迎风坡水汽抬升，形成降水；而后气流继续上升，越过山顶，气流在背风坡下沉增温，空气难以达到过饱和状态，故降水很少，形成雨影区。
冷暖性质不同的气流相遇，它们中间的交界面叫锋面。锋面与地面相交的线，叫做锋线。一般将锋面和锋线统称为锋。锋面通常为一个狭窄而又倾斜的过渡地带。
因冷空气密度大，暖空气密度小，暖湿空气在锋面上常有大规模的上升运动。暖湿空气在抬升过程中，其中的水汽冷却凝结形成降水，称锋面雨。锋面雨持续的时间长，范围广，强度小。我国东部地区夏秋季节的降水多为锋面雨。
台风是形成于热带洋面上的热带气旋。周围大量暖湿空气围绕台风中心旋转上升，其中的水汽冷却凝结形成降水，称台风雨。台风雨强度很大，多为暴雨，常伴有狂风、雷电。我国东南沿海夏秋季节常出现台风雨，台风雨可缓解江南地区的伏旱，给农业带来一定的好处，但也常导致暴风雨成灾。
在假定无渗漏、无蒸发和无流失的情况下，一定地区在一定时段内降落到地面的水所积成的水层平均深度，为降水量。通常于每日8时和20时用雨量器或雨量计测定，并将月内或年内每次测到的降水量相加得出月或年的降水量。
表示某地区一年内各月降水量分配的统计图，用柱状表示。纵座标（多在右侧）表示降水量，横座标（在下部）代表月份，观察该图除根据数值了解各月降水量外，还可观察降水的季节分配状况，大致看出年雨型、夏雨型、冬雨型或少雨型。还可判断雨季的开始迟、早等。与气温曲线图配合，可了解该地区的水热状况。
指短时间内，风、云、降水、温度和气压等气象要素连续变化的综合状况。即在气团、锋面等因素影响下出现的阴、晴、冷、暖、干、湿等。
在广大范围内，温度、湿度等物理性质比较均匀的大团空气，称为气团。它的水平范围可达数百千米到数千千米，垂直厚度由几千米到十几千米。在同一气团控制下的广大地区内，天气特点大体相同。
气团移出原地后，进入新的地区，如果气团的温度高于新区陆地或海洋表面的温度，称为暖气团。暖气团移来时，一般出现稳定天气。
气团移出原地后，进入新的地区，如果气团的温度低于新区陆地或海洋表面的温度，称为冷气团。冷气团移来时，除出现降温、干燥现象之外，还伴随着不稳定天气。
它形成于终年冰雪覆盖的北极地区。主要特征是寒冷、干燥，很少有水汽凝结，天气大多晴朗。
指极地大陆气团的总称、极地海洋气团。它们分别形成于中、高纬度的大陆与海洋上。
极地大陆气团源于中纬大陆，全年存在，冬季偏南，夏季偏北。其特点是寒冷、干燥。
极地海洋气团源于中纬海洋，冬季不稳定，夏季多云。
包括热带大陆气团和热带海洋气团。它们分别形成于副热带的大陆和海洋上。前者干热，天气晴朗；后者低层暖湿，不稳定。
形成于赤道附近的洋面，具有温度高、湿度大、对流旺盛、不稳定等特点。在它的控制下，地面多雷阵雨。
冷气团的前缘好像一个楔子，楔入暖空气的下部，迫使暖空气抬升。遇冷而成云降雨，称锋面雨。根据冷气团的移动速度，可分为慢行冷锋和快行冷锋，前者冷气团移动缓慢，暖气团上升平稳，常出现连续性降水；后者冷气团移动速度快，迫使暖气团急剧抬升，对流发展旺盛，降水强度大，并常伴有大风、雷暴和冰雹，而时间较短，冷锋在我国活动范围广，影响大，我国北方地区夏季的暴雨常与“快行冷锋”有关。冬春冷锋过后，常有大风或沙暴天气。冬季寒潮，就是冷锋南下引起的灾害性天气。
暖气团推动冷气团移动的锋，称为暖锋。在暖锋上，暖气团沿锋面缓慢爬升，冷却凝结，并使云层逐渐增厚以致发生连续性降水。暖锋过境后，气温上升，气压降低，雨过天晴。我国暖锋多见于春季，活动范围小。
当冷暖气团势均力敌，或遇地形阻挡，锋面移动缓慢，或冷暖气团较长时间徘徊在一个地区，造成阴雨连绵的天气。这种移动幅度很小的锋叫准静止锋。例如我国初夏江淮地区的梅雨天气就是准静止锋活动造成的。冬半年的昆明准静止锋，则是南下的冷空气遇云贵高原阻挡，与停留在当地的已变暖的原冬季风之间形成的锋面，因锋面位于昆明和贵阳之间而得名。
我国江淮流域直到日本南部，每年初夏通常有一个持续阴雨时期，时值江南梅子成熟，故称梅雨。梅雨的产生，主要是准静止锋活动造成的。初夏，副热带高气压气流北上，带来热带海洋气团的暖湿空气与蒙古高压输送的极地大陆气团南下的冷空气会合，形成准静止锋。由此出现大范围的阴沉多雨带，即梅雨。
发生于炎热夏季的干旱，叫伏旱。伏旱的产生，是近地面为高气压控制，空气下沉，温度升高，空气干燥，天气晴朗。例如我国长江流域发生的伏旱就是这样造成的。
冷锋活动造成的典型天气。它是规模大、势力强、温度低的冷空气，自极地或寒带向较低纬度地区侵袭而形成的。我国气象部门规定：当一次冷空气入侵，能使长江中下游及其以北地区，48小时内气温降低10℃以上，长江中下游最低气温达4℃或以下，陆上有5～7级大风时，称之为寒潮。
地面处于干燥状态，又遇强风吹拂，大量的尘土、沙粒被强风从地面卷起，使空气变得浑浊的现象，称为沙暴。
某一地区多年天气特征的综合，包括其平均状况、反复变化的常态及极端变化。影响气候的因素主要有太阳辐射、大气环流、地面状况以及人类活动等。
深受海洋影响的气候。其主要特征是：气温的年、日较差小；北半球最高气温月多在8月，最低气温月多在2月，降水的季节分配较均匀。
受大陆影响强烈的气候。其主要特征：气温的年、日较差大，变化剧烈，北半球最高气温月多在7月，最低气温月多在1月，降水有显著的季节变化，多集中在夏季。
分布在赤道两侧南北纬约10°之间，终年在赤道低气压带控制下，高温多雨，全年皆夏，年平均气温在26℃左右，年降水量大约2000毫米，并且全年分配均匀。
这种气候主要分布在南美亚马孙河流域、非洲刚果河流域、亚洲印度尼西亚等地。
大致在南北纬10°至南北回归线之间，处在赤道低气压带和信风带交替控制之下，有明显的干湿季。全年降水量在750毫米～1500毫米之间。主要分布在非洲中部大部分地区、澳大利亚北部和东部、南美洲、巴西等地。
大致在南北纬10°至南北回归线之间的大陆东岸。一年之中风向随季节有明显转变。夏季风来临，带来丰沛降水；冬季风来临，降水明显减少。全年高温，平均温度在20℃之上，年降水量大都在1500毫米至2000毫米左右。主要分布在亚洲中南半岛、印度半岛。
大致在南北回归线至南北纬30°之间的大陆内部和西岸。在副热带高压带或信风带控制下，全年干旱少雨，年降雨量不足125毫米，日照强烈，气温极高。主要分布在非洲北部、亚洲阿拉伯半岛和澳大利亚大沙漠区。
又称亚热带季风性湿润气候。大致在南北纬30°至40°之间的大陆东岸。夏热冬温，季节变化明显。夏季风时，降水丰沛；冬季风时，降水减少。亚热带季风性湿润气候冬夏温差较小，降水分配较均匀。主要分布在我国秦岭——淮河以南，以及南北美洲大陆、澳大利亚大陆东南部等地。
大致在南北纬30°至40°之间的大陆西岸。夏季受副热带高压带控制，炎热干燥，冬季受西风带控制，温和多雨。年降水量在300毫米至1000毫米左右。除南极洲以外，世界各大洲均有分布。
大致在南北纬40°至60°之间，亚洲大陆东部。冬夏风向明显交替。冬季风时，寒冷干燥，夏季风时，暖热多雨，年降水量500毫米至600毫米之间。主要分布在我国华北、东北，俄罗斯远东地区，日本及朝鲜半岛。
大致在南北纬40°至60°之间的内陆地区。深居内陆，受海洋影响小，干旱少雨。冬季严寒，夏季炎热，气温年较差大。主要分布在亚欧大陆和北美大陆的内陆地区。
大致在南北纬40°至60°之间的大陆西岸。终年盛行西风，冬季温和，夏季凉爽，年降水量均匀，气温年变化较少。年降水量一般在700毫米至1000毫米之间。主要分布在西欧，以及北美和南美大陆西海岸狭长地带。
大致在南北极圈附近。冬季漫长而严寒，暖季短促；降水量少，而且集中在夏季。主要分布在亚欧大陆和北美大陆的北部。
大致分布在极地附近。全年严寒，皆为冬季，降水量少，蒸发极弱。主要分布在亚欧大陆和北美大陆的北冰洋沿岸。
大致在极地附近。全年酷寒，各月气温皆在0℃以下，是全球年平均气温最低地区。主要分布在南极大陆和格陵兰岛内陆地区。
主要分布在高大的山地、高原地区。随着高度的增加，气候垂直变化明显。
赤道及其两侧是全球降水量最多的地带，年降水量一般在2000毫米左右。这里气温高，海洋面积辽阔，蒸发旺盛，空气中含有大量水汽；全年以上升气流为主，有利于成云致雨。
副热带在高气压控制下，以下沉气流为主，云雨难以形成。特别是大陆西岸和大陆内部，气流从大陆吹来或远离海洋，降水更少，年降水量一般不超过500毫米。这里气温高，蒸发力强，蒸发量远大于降水量，所以多为干旱、半干旱地区。世界上的沙漠多分布在这里。但是，这一带并非到处都少雨，有的地方（主要是大陆东岸）因受夏季风或台风等影响，降水也比较丰富。
温带降水较多，一般在500毫米～1000毫米。这里锋面、气旋活动频繁，多锋面雨和气旋雨。大陆东岸还受夏季风影响，降水较多。
这里全年气温低，蒸发微弱，空气中含水汽少，加上全年盛行下沉气流，降水量少。全年降水量不超过300毫米，但因蒸发量小于降水量，因而仍为湿润地区。
对流层大气中的热量和水汽主要来自地面，地面性质不同，直接影响到大气中的水热状况。①地表性质不同的地面对太阳辐射的反射率不同。②海陆之间热容量不同，海陆之间气候差异较大。③地形对气温和降水的分布均有影响。
指单位面积上反射出去的辐射强度与投射到该单位面积上的总辐射强度的比值，用百分数来表示。
使物体温度升高（或降低）1℃所吸收（或放出）的热量，称这个物体的热容量。其大小与物体的组成物质有关。陆地岩石和土壤的比热比水小。如一定的热量能使一定体积的水的温度变化1℃，那么，同样数量的热量则能使同体积的岩石温度发生2℃的变化。即陆地吸热快，放热也快，海洋吸热慢，放热也慢。
高层建筑集中、人口稠密的大城市，由于地面性质改变或因人类生产和生活释放出大量余热，直接增暖了大气。使城市在温度的空间分布上，就像一个温暖的岛屿，称为“热岛效应”。
由于工厂、交通工具、家庭炉灶大量燃烧煤、石油和天然气，排放出大量的二氧化碳，加之森林被大量砍伐，使大气中二氧化碳含量与日俱增。由于二氧化碳能强烈地吸收地面放出的红外线长波辐射，故使大气气温增高，人们称之为二氧化碳的“温室效应”。
由于居民和工厂燃烧的煤和石油排放出大量有毒的二氧化硫、煤尘，在相对温度较高、气温较低及煤烟颗粒物的作用下，二氧化硫与水蒸气作用，形成一种酸性雾状物质，称“酸雾”。其毒性比二氧化硫大10倍。