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气候（climate）这一词在古希腊文中原意为“倾斜”，指太阳光射在各地的倾斜程度不同，造成各地冷暖差异。我们从天气预报中得知明天的阴晴雨雪、风力大小、温度高低，这里预报的是气象。气候说的是某一时段（如年、季、月、旬等）内的气象数据的平均情况。如某年中某月的气温，是将一定年度中该月记录的气温数据予以平均得出该月平均温度。因此，气候是指某一地区多年的天气和大气活动的综合状况。
在气候中，温度、降雨和风占有重要地位。
地球表面的温度来自太阳的辐射。由于地球的表面是球形曲面，故地球各地的单位面积内受到的太阳辐射量是由其辐射角度决定的。在赤道地区，辐射角接近90°，受热量最多，是地球上最热的地区。在极地，辐射角接近于零，受热最少，是地球上最冷的地区。因此，地表温度是由赤道向两极逐渐下降。根据辐射的变化，遂把全球分成热带、南温带、北温带、南寒带和北寒带共五个气候带。
各地的温度变化除受太阳辐射角度影响外，还受辐射时间长短的影响。在一日之内，从太阳出现及辐射角度变化，地面接收的热量越来越多，温度亦随之上升。中午以后，又逐渐下降。所以，世界各地的气温都有日变化。由于地面热量传给大气需要一个过程，所以气温最高值不出现在正午，而在午后2时前后；而气温最低值亦不在午夜，而在清晨日出之前。一日之内，气温最高值与最低值之差称为气温日较差。气温的日较差一般随纬度、季节、地表情况和天气状况而异。
气温的年变化是夏季温度高于冬季温度，年最高值出现于夏至后的7月或8月，年最低值出现在冬至后的1月或2月。一年中，最热月的平均气温与最冷月平均气温之差为年较差，其变化随纬度增高而增大。赤道约为1℃，中纬度约为20℃，高纬度达30℃以上。
气温的水平分布通常用等温线表示。为消除海拔影响，可将地面气温实际观测值订正为海平面温度，然后绘制等温线。从世界1月（图2-1）、7月（图2-2）平均气温分布图不仅反映太阳辐射在地表的分布情况，也表示地球表面的陆海、地形、洋流等热力分布的影响。根据世界气温度分布图，可以看出其特点如下：
图2-1 世界1月海平面气温（℃）分布
图2-2 世界7月海平面气温（℃）分布
（一）由于太阳辐射量随纬度变化，等温度线分布的总趋势大致与纬圈平行。北半球1月等温线比7月等温线密集，表明冬季南北温差大，夏季南北温差小。南半球也有冬夏气温差别，但季节与北半球相反。
（二）同纬度夏季海面气温低于陆地，冬季海面气温高于陆地，等温线在海陆交界发生弯曲。南半球因海洋面积较大，等温线较平直；北半球海陆分布复杂，等温线走向曲折，甚至变为封闭曲线，形成温暖与寒冷中心。
（三）洋流对海面气温的分布有很大影响。在1月份太平洋和大西洋北部等温线向北极方向突出，表明黑潮和墨西哥湾流具有强大的增温作用，南半球因受秘鲁寒流和本格拉寒流影响，等温线突向赤道方向。7月份寒流影响显著，北半球等温线沿非洲和北美西岸转向南突出，南半球等温线在非洲和南美西岸向北突出。
（四）近赤道地区有一个高温区，月平均温度冬、夏均高于24℃，称为热赤道。热赤道平均位于5°N—10°N。冬季在赤道附近或南半球大陆上，夏季则北移到20°N左右。
（五）南半球无论冬、夏，最低气温都出现在南极（曾测得-90℃的温度）；北半球夏季最低温度出现在极地，冬季出现在高纬大陆。俄罗斯的维霍扬斯克等地为-69.8℃，称为寒极。北半球夏季最高温出现在低纬大陆上，如撒哈拉、阿拉伯半岛、加利福尼亚等地。世界绝对最高温度出现在索马里境内，为63℃。由此可见，地球表面气温的变化幅度范围在-90℃—63℃之间。
大气中的水分是来自陆地潮湿土壤及海洋、湖泊、河流表面的蒸发和植物蒸腾作用而放出的水汽。从数量来说，大气中的水分大量来自于海洋。陆地上的降水数量则取决于通过空气流动所带来的海面蒸发水量。
大气中所含的水量是以大气中的那部分水汽所产生的压力（即水汽压e）来计算的。在温度一定时，单位体积空气中容纳的水汽量是有一定限度的，达到其限度时，空气呈饱和状态，称为饱和空气。超过这个限度，水汽才开始凝结，从而出现降水。饱和水汽压是随温度升高而增大。这就是说，当单位空气的水量不变时，其水汽压尚达不到饱和状态，如果温度下降，该气体就会出现饱和状态，当过饱和时就会产生降水。因此，当空气移动或空气上升出现降温，或者空气静止而周围出现降温时，就会出现降水。例如夏天，由于蒸发作用，空气中水分大增，地面空气受热上升，空气变冷，水汽压出现过饱和而于傍晚出现阵雨。当空气中的水增多而空气处于静止状态，往往因夜间降温，而在凌晨时，出现露水或霜冻。
由于空气中的水分大多来自远处的水面与陆面的蒸发，所以了解风系的运动才能认识很多地区的降水的因缘。
行星风系是大气环流所引起的。在赤道附近，终年受热，温度高，空气膨胀上升，到一定高度，空气转向高纬度。这样，在赤道地区导致空气密度减小，气柱质量下降，低空形成低压，称为赤道低压带。在两极地区，太阳辐射终年不高，气温低，空气冷缩下降，积聚低空，导致空气密度大，气柱质量增加，形成高压，称极地高压带。由于地球的自转，从赤道上升向高纬度分流的气流，在地转偏向力作用下，方向发生偏转，到纬度20°—30°附近，气流原向南北两极分流逐渐偏转成与纬度平行的西风，加上移动过程中温度下降，纬圈缩小，空气质量辐合下沉，形成高压，称副热带高压带。在副热带高压带和极地高压带之间，是一个相对的低压区，称副极地低压带。这样，在地球表面从南到北形成七个纬度方向彼此平行的气压带。
大气环流所造成的七个气压带导致行星风系中三个盛行风带（图2-3）。
1.信风带 在南北纬30°—35°附近的副热带高压带和赤道低压带之间形成由南北纬30°—35°向赤道的气流，在偏转力的作用下，在赤道北为东北风，赤道南为东南风。由于是下降气流形成的风，又是向高温地区流动，空气中的水汽压距离饱和度大，空气干燥。如果是下降到海洋面吸收水分后，吹向大陆东岸，便会带来丰富降水。如果下降于干燥的陆面，由陆地吹向海洋，使大陆西面形成极其干旱而又高温的气候。
图2-3 行星气压带和三圈环流模式
这种风向十分稳定，故称为信风。在海上赤道附近，因太阳直射角度在南北回归线中间摆动，实际赤道亦发生摆动，故近赤道地区东北信风与东南信风亦发生变动。这对靠风力的帆船海上定向航行十分有利，故又称为贸易风。在赤道南北信风辐合处，加上赤道的高温形成的上升气流，形成对流雨，给该地带来大量降雨。
2.西风带 在南北纬35°—60°之间，因副热带高压与副极地低压之间存在气压梯度，从副热带高压辐散的气流，一部分流向高纬度，因受地转偏向力作用，变成偏西方向即西风。在北半球，西风从西欧开始，经俄罗斯平原越乌拉尔山进入西西伯利亚，直到我国西北边境。沿途带来降水，由西向东逐渐减少。在南半球，西风带主要在海上，仅出现在澳大利亚东南角及新西兰南、北两岛上。
3.极地东风带 自极地高极向外辐散气流，因地转偏向力的作用变成偏东风，称极地东风带。在极地东风与西风接触地区，因气流南暖北冷的温度差异，加上方向相反，暖气流沿冷气流爬升，形成锋面，致使天气多变。
在大陆的东岸，大陆与海洋间广大地区，以一年为周期，随季节变化而形成方向相反的风系，故称季风。在夏季，大陆温度大于相邻的海域的水温，其温差导致风由海上吹向陆地为夏季风。冬季海陆的温度与夏季相反，是陆冷海暖，风向变为由陆向海为冬季风。
在南亚冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风。东北季风来自陆地，11—3月降水稀少。夏季西南季风来自海上，在6—10月是降水季节，降水量占总量绝对优势。夏季风前的4—5月是一年气温最高时期。因此，这里一年分干季、热季和雨季三个季节。
在东亚地区，冬季亚洲大陆为冷高压盘踞，夏季亚洲大陆为热低压控制，东亚冬季陆向海的季风低温、干燥、少雨，夏季为高温、湿润、多雨的季风。
由于局部环境如地形起伏、地表受热不均等引起的小范围的风向变化，称地方风系。
1.海陆风 在滨海地区，白天陆地增温比海面快，陆面气温高于海面，因而下层风由海面吹向陆地，上层风则相反，为由陆地吹向海洋。到夜间，陆地降温快，海面降温慢，海面气温高于陆面，故风向由地面吹向海洋，上层风则由海洋吹向陆地。从地面看，白天是海风，夜晚是陆风。在海边地区，白天海风去暑，夜晚陆风降温，使人感到舒适（图2-4）。
2.山谷风 在山区，白天山坡空气比同高度自由大气增温强烈，暖空气沿坡上升，成为谷风。夜间，山坡辐射冷却，降温比同高度空气快，因而形成由山坡吹向山谷的山风。出现山谷风地区，夜晚山坡冷气下降，会把原暖空气上抬，在谷底形成下冷上暖的逆温现象（图2-5）。
图2-4 海陆风环流
图2-5 山谷风环流
3.焚风 在平原边缘的山地，当平原吹向山地的气流受山地阻挡被迫上升时，迎风坡上升气流因上升降温冷却，空气水汽压过饱和时，水汽凝结，形成降雨。当该气流越过山岭后顺坡下降，气体增温，水汽压下降使空气干燥，使背风坡处于干热状态。如果干热过于严重，易使背风坡的森林出现火灾，农作物失水减产，故称为焚风（图2-6）。
图2-6 焚风形成示意图
影响气候的天气系统有气团和锋及气旋和反气旋。
气团是指广大区域内水平方向上温度、湿度、铅直稳定度物理属性较均匀的大块空气团。其水平范围数百到数千千米，厚度由数千米到十余千米。其在某一地区形成后一旦离开原地到新的环境改变其属性，称气团变性。气团向比其暖的下垫面地区移动时称冷气团，向比其冷的下垫面地区移动时称暖气团。冬季由大陆移向海洋是冷气团，反之为暖气团。气团是以源地的冰洋、极地、热带、赤道及大陆和海洋来命名。影响我国的气团，冬季多为极地大陆气团，夏天多为热带海洋气团。
温度或密度差异很大的两气团相遇形成狭窄过渡区域，称为锋。锋面宽度由数十到数百千米。锋面两侧因温度、气压、干湿明显差异成为天气剧烈变化之处。冷暖气团接触时，冷气团主动向暖气团移动的锋面称冷锋，反之称暖锋，彼此移动缓慢的称准静止锋。锋有极地锋与赤道锋。
锋面的天气分冷锋天气、暖锋天气与准静止锋天气。冷锋按推进速度分缓行与急行。缓行冷锋将暖空气顶在锋前、锋面坡度大，在锋前形成雨带较宽。急行冷锋使锋前暖空气激烈抬升，雨带较窄，降雨时间较长。在我国，寒冷季节，都为急行冷锋，锋面经过时，大风、降温。如暖空气湿度大，还会带来锋后降雪（在北方）或降雨（在南方）。由于降温大，称为寒潮。锋面过后，气压升高，天气寒冷而晴朗。
暖锋天气是暖气团向冷气团推进形成的。由于暖锋进展慢，雨带出现在锋前冷区里，雨带宽，持续时间长，强度小。在准静止锋天气中，暖空气速度非常缓慢，降雨区更宽，降雨强度很小，形成阴雨连绵的天气。我国在6月中旬到7月上旬江淮地区的连绵细雨，就属于准静止锋天气。因正值梅子黄熟之时，故称之为梅雨。
气旋是由锋面上或不同密度空气分界面上发生波动而形成的。在三度空间中，其中心的气压比四周低。气旋直径由数百km到2000—3000km。北半球气旋按反时针方向自外围向中心运动，地面风速可达30m/s。根据气旋产生的地理位置有温带气旋和热带气旋。气旋有向心旋转气流，使空气上升。当气旋湿度大时，气旋会带来大量降水。在我国温带气旋多出现在江淮与内蒙古至大兴安岭一带。每当气旋过境时，常常出现阴雨天气。热带气旋形成于热带海洋上。台风是最强的热带气旋，它形成于西北太平洋上。洋面温度超过26℃，大量空气上升，受地球偏转力影响，空气旋速增加，形成台风。台风平均每年在我国东南沿海登陆7.4次，常带来狂风暴雨，风力最高达12级（≥32.7m/s），日降雨最大降水量可超过200—1000mm。台风虽带来很大灾害，但带来大量降水，对缓和当地副热带高压干旱起重要作用。
反气旋是中心气压比周围高的气旋。其气流运动由中心向四周旋转，旋转方向在北半球为顺时针。反气旋水平尺度比气旋大。根据生成地区，可以分为冷性和暖性。中心多下降气流，故天气晴好。冷性反气旋在我国是随急行冷锋面的寒潮而影响大片地区。暖性反气旋，常年存在于稳定少变的高压区。在我国盛夏时，强大的北太平洋副热带高压向西延伸，控制我国长江中下游地区。在反气旋控制下，虽然有海洋来的东南气流，但因受强大下沉气流阻碍难以上升致雨，天气闷热缺雨，带来持续干旱。这种稳定的高压干旱天气，往往被强大的低压热带气旋带来的台风所破坏，以大量降雨解除持续的干旱。
根据气温与降水这两个主要特点的分布与组合，可以将世界气候分成三个气候带，十六个气候类型（图2-7）。
这里全年气温高，最冷月均温在15—18℃以上。由于热带辐合带、信风带和副热带高压，按季节的移动，低纬度带可以分为以下五种气候类型。
它出现于赤道两侧南北纬5°—10°之间，如非洲刚果河流域、南美亚马逊河流域，以及亚洲的印度尼西亚等地。这里全年正午太阳高角度大，昼夜基本等长，一年有两次受到太阳直射。其气候特点是全年长夏无季节变化，年均温在26℃左右，各月均温在25—28℃。年降水量大都超过2000mm，年内分配较均匀，最少月降水量超过60mm。由于全年高温多雨，植物生长不受水分限制，适宜热带雨林发育，森林高大茂密，物种繁多。
图2-7 世界气候分类图
它出现于南北纬10°—25°信风带大陆东岸及热带海洋中的岛屿上，如中美洲加勒比海沿岸及其以东岛屿、南美巴西高原东侧沿岸狭长地带、非洲马达加斯加岛东岸、太平洋夏威夷群岛和澳大利亚东北部沿岸地带，终年受海上来的信风影响。全年气温高，最冷月均温在18—25℃之间，年较差比赤道多雨气候稍大，降雨量充沛，在1000mm以上，一般以5—10月较集中，无明显干季。
它出现于赤道多雨气候外围，主要分布于中南美洲和非洲5°—25°纬度带内。由于赤道低压带的南北移动，年内有干、湿季的变化。干季出现在正午太阳高度角小的时期。此时，本区处于信风带下，受盛行下沉气流，形成干季。当太阳直射本区时，在热辐合带下，潮湿多雨，形成雨季。一年中至少有1—2个月为干季。干季之末，雨季之前，气温最高，是为热季。全年降雨量在750—1600mm左右，降雨变率很大。这里属热带疏林草原。
它出现于纬度10°到回归线附近的大陆东岸，如我国台湾南部、雷州半岛和海南岛，亚洲中南半岛等地。热带季风发达，热带气旋活动频繁。该区水汽充足，热带辐合带上升气流旺盛，在偏转力的作用下，易形成热带气旋（台风），带来大量降雨。全年气温高，年均温超过20℃。年降水量在1500—2000mm以上，集中在夏季，有干、湿季存在，自然植被为热带季雨林。
它出现在副热高压带和信风带内的大陆中心和西岸纬度15°—25°间。因干旱程度和气候特征差异又可分为三个气候亚型。
1.热带干旱气候型。主要分布于撒哈拉沙漠、西南亚的阿拉伯沙漠、澳大利亚沙漠、南美的阿塔卡马沙漠地区。终年受副热带高压或处于信风带的背风岸，加上沿岸有冷洋流经过，降水量少（不足125mm）且变率大，气温高，日较差大，云量少，日照强烈，蒸发强，相对湿度小。
2.热带西岸多雾干旱气候型。分布在热带大陆西岸，沿岸寒流，气流稳定，降雨量稀少，多雾的荒漠可延伸到海岸带，气温年差较小，最冷月均温低于20℃。
3.热带半干旱气候型。分布在热带干旱气候区外缘，是干旱气候和湿润气候间的一种过渡类型。该类气候有短暂雨季，年降水量250—750mm。
它介于热带气候和副极地大陆性气候之间。该带气候形成因子复杂，气候类型多种多样。
它出现于南北纬25°—35°间的大陆内部和西岸。因干旱程度不同，又可分为两种类型。
1.副热带干旱气候。它是热带干旱气候向高纬度的延续，因所处纬度稍高，与热带干旱气候相比，冷季气温稍低，且有气旋雨。
2.副热带半干旱气候。它分布于副热带干旱区外缘，夏季气温稍低，冬季降水量稍多，能维持草类生长。
它出现于副热带大陆东岸，纬度25°—35°间，如我国秦岭、淮河以南，热带季风气候以北地区。该地夏热冬温，四季分明，季风发达。最热月均温一般高于22℃，最冷月温度在0—15℃之间。年降水量在750—1000mm以上，夏半年降水量通常占全年70%。气候条件适宜常绿阔叶林生长。
它主要分布于南北纬25°—35°间的北美大陆东岸、南美和非洲的东南海岸。那里纬度、海岸位置和东亚副热带季风气候相似，但冬夏温差比副热带季风气候区小，降水量年内分配亦较副热带季风气候区均匀。自然景观亦与副热带季风气候区相似。
它出现于南北纬30°—40°之间大陆西岸，如地中海沿岸、加利福尼亚沿岸、智利中部沿岸、非洲和澳大利亚南端。夏季受副热带高压影响，天气缺雨干燥。冬季副热高压南移，受西风带控制，温暖多雨。植物因夏季炎热干燥，叶多革质化，以硬叶常绿灌木林为主。
它出现于纬度40°—60°温带大陆西岸。欧洲西北部英国、法国、荷兰、比利时、丹麦以及加拿大和美国西海岸都属此类型。终年盛行西风，受海洋气团控制，冬暖夏凉，气温年较差小。全年湿润，冬雨较多。
该气候区主要分布在35°—55°的亚欧大陆东岸，包括我国的华北、东北，朝鲜半岛大部，日本北部和俄罗斯远东地区。冬夏风向差别明显，天气的非周期性变化突出。冬季寒冷干燥，南北温差大。夏季暖热多雨，南北温差小。年降水量500—600mm，多降于6—8月，冬季雨雪稀少。
该气候主要分布在亚欧大陆温带海洋性气候区东侧和北美大陆西经100°以东、北纬40°—60°之间地区。气温、降水和温带季风气候类似，但风向、风力季节变化不明显。冬季不太冷，冬雨稍多，夏季有对流雨，但不十分集中。偏南为夏绿阔叶林，北为针阔叶混交林。
该气候主要分布于北纬35°—50°的亚洲和北美大陆中心地带，南美阿根廷大西洋沿岸巴塔哥尼亚。此气候又可分两个亚型。
1.温带干旱气候。一般年降水量在250mm以下，植物种类异常贫乏，自然景观为各种荒漠。
2.温带半干旱气候。年降水量在250—500mm之间，植被为矮草草原，其形成主要原因是位居大陆中心或沿海有高山屏障，终年受大陆气团控制所致。
它位于极圈附近，盛行极地气团和冰洋气团。该带低温无夏，降水虽少，但蒸发作用弱，加之冻土发育，排水不畅，自然景观无旱性，反而有大片的沼泽分布各地，所属气候类型有三种。
它主要出现于北半球高纬度地区，呈连续带状横贯亚欧大陆和北美大陆。作为极地大陆气团的源地，终年受极地海洋气团和极地大陆气团的影响和控制。冬季漫长且严寒，至少有9个月；暖季短促，10℃以上只有3个月。年降水量少，并集中于暖季。气温年差特大。冬夏积雪深厚，覆盖5—7个月，土壤冻结严重，适宜针叶林生长，沼泽分布也很广。
该类型分布于亚欧大陆和北美大陆的北缘，格陵兰沿海地带和北冰洋中若干岛上。南半球则在南极大陆边缘各岛上。那里全年为冬，一年只有1—4个月均温在0—10℃。降水量200—300mm，蒸发微弱，沿岸多云雾。冬季温度虽与极地大陆相差无几，且很多地方严寒程度不如副极地大陆，但最热月均温不足10℃，无乔木生长，植被为苔藓、地衣和小灌木，形成苔原景观。
它出现在南极大陆和格陵兰冰冻高原以及北冰洋中的岛屿上，是冰洋气团源地。全年严寒，各月温度皆在0℃以下。北极地区年均温为-22.3℃，南极大陆为-28.9—-35℃。年降水量小于250mm，全部为雪。积雪也不融化，终成冰原。
在高山地区，气候出现垂直变化。因此，高地气候出现以下特征：
第一，高地气候的垂直变化是从所在地的气候类型开始，随高度而变化。高度大，气候类型多。
第二，随高度上升温度下降，如降水下降不明显，垂直气候类型变化多以低纬度向高纬度的森林植被型所代表的气候类型变化；如降水下降明显，则垂直气候类型变化多以沿海向内陆的干旱方向所代表的植被型气候变化。
第三，山体过大，有迎风背风不同效应，则两侧山坡垂直方面变化，出现不同的垂直变化宽度与类型。