風
關於與「風」標題相近或相同的條目，請見「風 (消歧義)」。
風是大規模的氣體流動現象。在地球上，風是由空氣的大範圍運動形成的。在外太空，太陽風是氣體或帶電粒子從太陽到太空的流動，而行星風則是星球大氣層的輕分子經釋氣作用飄散至太空。風通常可按空間尺度（英語：scale (spatial)）、速度、力度、肇因、產生區域及其影響來劃分。在太陽系的海王星和木星上，曾觀測到迄今為止於星球上產生的最為強烈的風。
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櫻花樹隨風吹動約22米/秒（約合49英里/小時）
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受風力影響的樹木
在氣象學中，經常用風的強度和風的方向來描述風。短期的高速的風的爆發被稱為陣風。極短時間內（大約1分鐘）的強風被稱為颮（英語：squall）。長時間的風可根據它們得平均強度被稱呼不同的名字，比如微風、烈風、風暴、颶風、颱風等。風發生的時間範圍很大，有只持續幾十分鐘的雷暴氣流，有可持續幾小時的因地表加熱而產生的局地微風，也有因地球上不同氣候區內吸收太陽能量不同而產生的全球性的風。大尺度大氣環流產生的兩個主要原因是赤道和極地之間的所受不同的加熱，以及行星的旋轉（科里奧利效應）。在熱帶，熱低壓和高原可以驅動季風環流。在海岸地區，海陸風循環在局地的風中占主要。在有起伏地形的地區，山谷風在局地風中占主要。
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在人類文明歷史中，風引發了神話，影響過歷史，擴展了運輸和戰爭的範圍，為機械功，電和娛樂提供了能源。風推動著帆船在地球的大海中航行。熱氣球利用風可作短途旅行，動力飛行可以利用風來增加升力和減少燃料消耗。一些天氣現象引發的風切變區域可以導致航空器處於危險的境況。當風變強時，會毀壞樹木和人造建築。
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風還可以通過不同的風成過程（比如沃土的形成，黃土的形成）和侵蝕作用改變地表形態。盛行風可以將大沙漠的黃沙從源頭帶到很遠的地方；粗糙的地形可以將風加速，因為對當地的影響很大，世界上一些區域的和沙塵暴相關的風都有自己的名字。風可以影響野火的蔓延。 很多種植物的種子是依靠風來散布，這些物種的生存和分布受風影響很大。一些飛行類昆蟲的種群大小也受風影響。當風和低溫同時發生時，對家畜會有不利影響。風還可以影響動物的食物的儲存，以及它們的捕獵和自保的策略。
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成因
參見：氣壓
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1888年超級暴雪（英語：Great Blizzard of 1888）的地面天氣分析圖。圖中等壓線較密集的區域表明有較大的風。
風是由氣壓的差異造成的。當氣壓差異存在時，空氣會從高壓區域向低壓區域移動，從而產生風速大小不同的風。在一個旋轉的星球上，在赤道以外的地方，空氣的流動會受到科氏力的影響而產生偏轉。就全球而言，大尺度風（大氣環流）的兩個主要的驅動因子是赤道和極地之間的加熱差異（吸收太陽能量的差異導致了浮力）和星球的旋轉。在赤道之外的不受地面摩擦力影響的高空，大尺度的風傾向於達到地轉平衡。在地球表面，摩擦力會使得風逐漸變慢。地表摩擦力還會使得更多的風被吹入低壓區域[1]。一個新的有爭議的理論認為， 森林引起的水汽凝結導致了對森林從海岸沿線吸引潮濕的空氣過程的一個正反饋循環，從而產生了氣壓梯度。[2]
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在解構和分析風廓線時會將風描述為物理的力的平衡。這種分析有助於簡化大氣的運動方程以及構造有關風的水平和垂直的分布的變量。地轉風是科氏力與氣壓梯度力平衡的結果。它平行於等壓線流動，在中緯度地區大致流動在大氣邊界層之上。 [3]熱成風是大氣中兩層地轉風的差分。它僅當大氣有水平溫度梯度之時存在。[4]非地轉風（英語：ageostrophy）是地轉風與真實風之差，它會導致空氣逐漸填滿氣旋。[5]梯度風與地轉風相似，但還包括離心力（或向心加速度）。[6]
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氣象數據
類型
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一個錮囚的中尺度氣旋龍捲風（俄克拉何馬州，1999年5月）
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美國龍捲風走廊
龍捲風
主條目：龍捲風
龍捲風由快速旋轉並造成直立中空管狀的氣流形成，一般都呈上大下小的漏斗狀。超級單體雷暴(Supercell storms)有30%可能性會產生龍捲風。龍捲風內部冷空氣下降，外部熱空氣上升。
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季候風
季候風（又稱季風）是周期性的風，隨著季節變化，並且盛行風向季節切變達120度以上。主要發生在亞洲（東亞地區）、西非幾內亞和澳大利亞的北部沿海地帶等地。
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氣旋
主條目：氣旋
參見：熱帶氣旋和颱風
氣旋（cyclone）是指大氣中水平氣流旋轉形成的大型渦旋，北半球逆時針，南半球順時針。在同高度上，氣旋中心的氣壓比四周低，又稱低壓。熱帶氣旋是發生在熱帶、亞熱帶地區海面上的氣旋性環流。
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全球氣候學
主條目：盛行風
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西風帶和貿易風
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風作為地球大氣環流的一部分
平均而言，東風在吹過極地的風中占主要部分。西風則在地球的中緯度地區占主要。副熱帶高壓脊地區的風大多來自極地方向，赤道地區又是多為東風。
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緊接著副熱帶高壓脊之下的是赤道無風帶，或是馬緯度（即副熱帶無風帶）。這些地區風速很小。地球上很多沙漠都是排列在副熱帶高壓脊的平均緯度上，這裡空氣的下沉使得空氣的相對濕度減小。[19]地球上最強的風是在中緯度地區，寒冷的極地氣團與溫暖的熱帶氣團在這裡相遇。
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風的應用
歷史
基本上，關於風的應用早在西元前即有史料記載，其中較為人知的為人們利用風力去提水，並到宋代時發展達到頂峰，並於文藝復興時期之後傳入歐洲，在荷蘭等地勢較低漥的國家相當興盛，通常用途為農事方面。而十八世紀中葉後，英國人瓦特發明蒸汽機後，進入工業時代，而因此使得風的應用在此之後漸漸沒落，但到了二十世紀的1973年爆發石油危機以來，國際社會開始意識到能源的有限性以及生態上的浩劫下；因此，為了保護環境，風的相關應用開始受到各國重視，時至今日仍持續的發展當中，其中又以歐洲地區對於風的發展最為發達。[20]
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運輸
海運方面，在帆船時代風對航海是極度重要的動力源，信風的運用為地理大發現帶來極大的助力，直到蒸汽船普及後才失去其重要性，但強風對小船的航行仍帶來不少危險性，且強風亦會增強海浪危害航行安全，因此迴避風帶來的危險仍是航海的重點，大型船隻也要迴避龍捲風與颱風等強烈氣旋。
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空運方面，逆風有助於航空器起降，特別是固定翼飛機，而側風對起降則最不利，因此多數機場的跑道盡可能與盛行風向平行以降低遇上側風的機率，航空母艦在要進行起降作業時也多半會逆風航行亦此原因。飛機航行中風亦是重要的危險因素，與行進方向不平行的風容易引發亂流造成飛安問題，因此機身設計必須重視減少風干擾保持平衡，長途飛機則多半會飛到平流層巡航亦為減少對流層的垂直風影響。
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陸運方面，一些空曠平原或河面常會有強風吹拂，因此這些路段或橋梁會加設擋風板增加行車安全，特別是鐵路，一旦因強風造成出軌必成重大事故。車輛本身較少受自然風影響，但高速行駛下產生的相對風便很重要，車身外型是主要的風阻來源，採用流線型的設計可降低風阻係數，提高最高車速並降低油耗，重視性能的跑車與賽車還會要求利用相對風在高速行駛時產生下壓力（即與飛機的機翼相反的概念），藉此確保高速行駛輪胎的抓地力。風對車輛的散熱也極為重要，引擎、煞車與輪胎等容易產生高溫的部件非常需要仰賴風散熱。
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能源
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一座在草原上的風力發電機
主條目：風能
風能是因空氣流做功而提供給人類的一種可利用的能量。空氣流具有的動能稱風能。空氣流速越高，動能越大。人們可以用風車把風的動能轉化為旋轉的動作去推動發電機，以產生電力，方法是透過傳動軸，將轉子（由以空氣動力推動的扇葉組成）的旋轉動力傳送至發電機。到2008年為止，全世界以風力產生的電力約有 94.1 百萬千瓦，供應的電力已超過全世界用量的1%。風能雖然對大多數國家而言還不是主要的能源，但在1999年到2005年之間已經成長了四倍以上。
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娛樂
許多娛樂活動都和風有關，像是懸掛式滑翔、乘熱氣球、放風箏、風箏衝浪、滑翔傘、帆船航行、滑浪風帆、開滑翔機等。
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以滑翔機為例，地面上方的風速梯度會影響滑翔機的起飛及降落階段，風速梯度會產生一種稱為地面發射（ground launch）的效果，但若風速梯度很大，或是有突然的變化，而飛行員保持相同的俯仰姿態，指示空速會增加，可能超過最大速度，因此飛行員需調整俯仰姿態來處理風速梯度的影響[21]。
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自然界中的角色
風侵蝕
風吹襲時，會大量夾帶走地表或岩壁上的微小物質，造成地形上的變化。
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風會利用夾帶的沙粒等堅硬物質做為工具，對沿途的岩石進行撞擊與磨損，造出各種奇特的地形。如台灣野柳地質公園的女王頭。
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沙塵暴/沙漠化
沙塵暴:為風接觸到地面不平的突起產生亂流，並夾帶沙塵，產生移動。
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沙漠化:風大、乾旱的地區遭到過量的耕種與畜牧，導致土地枯渴，成為不適合大部分植物生存的沙漠。
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對植物的影響
蒲公英、山菊、紅檜等植物利用風力傳播自身的種子。
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當長期接受到風的影響，植物有時發生枝幹彎曲；風的強度大時，甚至被連根拔起或是斷裂。
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對動物的影響
當風對著動物吹襲時，若風力太強，會影響到動物的行動能力，有可能會造成減緩，或者是不平衡等，導致動物自身身體的損害。
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適度的風有助於鳥類飛行，特別是需要長途遷徙的候鳥，風的助力十分重要，一旦風力過弱或吹逆風，便會增加耗損的體力，可能增加遷徙途中的死亡率。
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風有助於動物散熱，在沒風、沒水且日照過量的地方，多數動物皆很容易引發中暑的危險。
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風會影響體感溫度，長時間被異於體溫的風吹拂很容易引發疾病，沒有毛皮的人類長期被冷風吹很容易引起感冒。一些靠空氣或飛沫傳染的病原體也會利用風擴大傳染。
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氣溫
溫度
溫度是表示物體冷熱程度的物理量，微觀上來講是物體分子熱運動的劇烈程度。溫度只能通過物體隨溫度變化的某些特性來間接測量，而用來量度物體溫度數值的標尺叫溫標。它規定了溫度的讀數起點（零點）和測量溫度的基本單位。溫度理論上的高極點是「普朗克溫度」，而理論上的低極點則是「絕對零度」。「普朗克溫度」和「絕對零度」都是無法通過有限步驟達到的。目前國際上用得較多的溫標有攝氏溫標（°C）、華氏溫標（°F） 、熱力學溫標（K）和國際實用溫標。
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一張展示了長期全球月平均地表大氣溫度平均值的地圖。
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單原子氣體的溫度和它的原子移動時帶有的動能有密切關係
溫度是物體內分子間平均動能的一種表現形式。值得注意的是，少數幾個分子甚至是一個分子構成的系統，由於缺乏統計的數量要求，是沒有溫度的意義的。
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溫度出現在各種自然科學的領域中，包括物理、地質學、化學、大氣科學及生物學等。像在物理中，二物體的熱平衡是由其溫度而決定，溫度也會造成固體的熱漲冷縮，溫度也是熱力學的重要參數之一。在地質學中，岩漿冷卻後形成的火成岩是岩石的三種來源之一，在化學中，溫度會影響反應速率及化學平衡。大氣層中氣體的溫度是氣溫（atmospheric temperature），是氣象學常用名詞。它直接受日射所影響：日射越多，氣溫越高。
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溫度也會影響生物體內許多的反應，恆溫動物會調節自身體溫，若體溫升高即為發熱，是一種醫學症狀。生物體也會感覺溫度的冷熱，但感受到的溫度受風寒效應影響，因此也會和周圍風速有關。
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對流
對流是指流體內部的分子運動，是熱傳與質傳的主要模式之一。熱對流（亦稱爲對流傳熱）是三種主要熱傳方式中的其中一種（另外兩種分別是熱傳導與熱輻射）。
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一個火爐的熱對流示意圖
概念
對流通常發生在流體內或流體和容器之間有溫度差時，因為溫度的差異會使得流體之間的親密度不同，當液體或氣體物質一部分受熱時，體積膨脹，密度減少，逐漸上升，其位置由周圍溫度較低、密度較大的物質補充之，此物質再受熱上升，周圍物質又來補充，如此循環不已，遂將熱量由流動之流體傳播到各處。質傳方面的例子如不同的鹽分密度或者是外力的施與引起密度不均，也會引起對流。在大氣中、海洋內、以及行星的地函裡，也常有對流發生。
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類型
在熱傳學中，對流被分為自然對流與強制對流。自然對流是指在流體之間僅有溫度差存在時發生的運動，例如，熱空氣上升冷空氣下降（因為熱空氣密度較冷空氣小所以會上升，反之冷空氣密度較熱空氣大所以會下降）。
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自然對流是指當流體內部因溫度差異導致流體運動的對流現象。例如：空氣從暖氣片的表面上升。
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自然對流的前提是被加熱的材料獲得更多的浮力上升，冷一些的材料下沉。自由對流在很多氣體或液體中因為溫度變化產生的膨脹和收縮並在一個加速度場如重力或者離心力的影響下就會發生。局部密度變化產生的浮力是流體運動的原因。在失重狀態下，因為浮力不再存在，所以也不會有自由對流現象。
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強制對流是指當有外力推動（如通過泵或者風扇）流體導致流體運動的對流現象。例如：電風扇加熱器，當風吹過加熱元件時，空氣就被加熱。當一個人衝著食物吹氣以降溫時，就使用的是強制對流。
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物體表面的對流
地球上的對流
大氣對流
地球的大氣中，太陽輻射加熱地球表面，熱通過傳導傳給空氣。當這一層空氣從地球表面接受到足夠的熱，就會膨脹，密度減小，這樣在浮力作用下上升。較冷的、沉的空氣下沉被加熱，膨脹上升。暖空氣隨著高度上升逐漸冷卻，到達大氣較冷的區域，密度也就增加。因為它不能從下面上升的空氣里下沉，所以只好移動到熱空氣的側面下沉。當它到達地表時又被加熱，重新回到熱空氣流中。這些對流在局部會產生微風、風、暖流、氣旋和雷暴，而大範圍影響就會產生全球大氣環流現象。
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單一區域的空氣上升和下沉叫做對流單體。
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熱隨著氣流上升輻射到太空而散失掉。
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參見：天氣。
海洋對流
主條目：溫鹽環流
從太陽吸收熱能的海洋也可產生對流。一般來說溫度較高的水會傾向於流向極地，低溫的水則會流向赤道。海洋對流同時也會受到海洋中鹽分影響，這就是所謂熱鹽對流。在如此情況下，鹽分較高的暖水會下沉，而涼者、鹽分低的會上升。
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地函熱對流
地函中的對流是驅動板塊運動的動力，從而令地殼移動，產生一系列地質構造運動。地函中作對流用的熱能，來自放射性衰變，特別40K衰變。
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人類應用
其他關於熱對流的應用，在空氣的對流方面，我們多將室內的冷氣裝置須置於上部，暖氣機須置於室內低處，主要是因為冷空氣下降，熱空氣上升的原因，所以空氣之間會產生對流；煙囪的設置，煙囪就是要幫助氣體對流，當熱空氣順著煙囪向上傳遞時，新鮮的冷空氣可以不斷補充，讓爐內的燃燒效果更好。
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另外，我們常見的有關對流的實例如冬天睡覺時蓋棉被，主要是可以防止棉被內外空氣的對流而保持體溫；喝熱水時，若嫌其太熱，常用口吹氣，這是因為吹氣時，鄰近空氣發生對流作用，把熱水的熱帶走，而使熱水易冷卻；失火的地方，常有風助火勢；濱海地區，夏日白天常吹海風，晚上常吹陸風等都是熱對流的例子。
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天氣
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天氣表示大氣在某個特定時間和空間的狀態[1]，反映大氣是冷還是熱、是乾還是濕、是平靜還是狂暴、是晴朗還是多雲等等。[2]絕大多數天氣現象發生在平流層之下的對流層。[3][4]天氣具有5個要素：氣溫、降水、風（包括風向和風速）、濕度和氣壓，其中最重要的是溫度和降水。天氣通常是描述每日的各要素情況，而氣候是指一段長時間內的平均大氣狀況，基本均以儀器測量的數值和基於數值的分類方式（如高溫、小雨、風級等）來描述。[5]如果沒有特別指明，「天氣」一般指的是地球上的天氣。
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馬德拉加拉喬附近的雷暴
基本原理
編輯
天氣現象主要源於不同地方的溫度差異。從大的尺度來看，接近赤道的地區單位面積接收到的太陽能總的來說比其他地區大。從較小的尺度來看，不同的下邊界（如地面和海洋）由於不同的物理性質，吸收太陽能的效率也不同。
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溫度差異會導致氣壓差異。若某個表面的溫度較高，表面上的空氣就會被加熱並膨脹上升，表面處的氣壓就會降低，周圍的空氣會來補充，於是空氣運動產生風。另外科里奧利力會影響氣流的運動方向。許多複雜的天氣現象都源於這樣一個簡單的系統，好比海陸風。
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天氣密度（溫度和濕度）是由一個地方和另一個之間的差異。這些差異可能是由於從熱帶太陽的角度在任何特定地點，由不同緯度。極地和熱帶空氣之間的強烈的溫度反差引起的噴流。在天氣系統中緯度地區，如溫帶氣旋，造成噴流流的不穩定性。由於地球的軸是相對於它的軌道平面傾斜，陽光是在一年中不同時期的不同角度的事件。在地球表面的溫度範圍40°C（100°F至-40°F）的一次。幾千年來，地球軌道上的變化影響地球接收的太陽能量和分佈，並影響長期氣候和全球氣候變化。
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表面溫度反過來的差異造成的壓力差。天氣預報是科學和應用技術，預測國家未來某個時間和位置的大氣。天氣是一個混沌系統，系統內部分微小的變化，可以影響整體。貫穿人類歷史，人類有時試圖控制天氣，有證據表明，人類活動（如農業和工業）在不經意間改變天氣模式。
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研究其他行星上的天氣有助於了解地球上的天氣。太陽系著名的地標－木星的大紅斑，是一種反氣旋風暴，已知有至少有300年的歷史。然而，天氣並不限於行星。廣義的天氣可以包含整個星系空間中氣體（氣態及離子態的元素）的變化，恆星的日冕不斷的噴發，在整個太陽系創造一個本質上非常稀薄的氣層。可以說，太陽風這種太陽大規模噴出的運動，也是一種太陽系內的天氣。
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氣象數據
氣象學是研究大氣運動的科學。下面是天氣的主要數據和現象：
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氣溫·濕度·氣壓·雲（遮蓋率）·風（風向·風力）·降水(雨·冰雹·雪·降水量）·能見度·日照時數
霧·雷電·海市蜃樓·彩虹·龍捲風·極光
氣象站、輪船、氣象氣球、飛機、浮標、人造衛星等可以收集氣象數據。
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天氣和氣候
天氣是指一個地區短時間局部的，臨時的大氣現象。
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氣候是指一個地區長時間（比如30年）的大氣平均物理狀態。
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預報
地球上的極端天氣
參見：天氣紀錄列表
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同一區域經過小雪在3小時後。
地球上，氣溫的年平均值在±40°C（從100°F至−40°F）的範圍內。整個星球的緯度和氣候的大跨度變化範圍使得有些地方的極端氣溫可能會超出這個範圍。地球上有記錄的最低氣溫是−89.2 °C（−128.6 °F），發生在1983年7月21日南極的沃斯托克站。有史以來的最高氣溫是57.8 °C（136.0 °F），發生在1922年9月13日阿齊濟耶省[23]，不過這一紀錄被人質疑。最高的年平均氣溫是34.4 °C（93.9 °F），發生在衣索比亞的達洛爾。[24]最低的年平均氣溫是−55.1 °C（−67.2 °F），發生在南極的沃斯托克站。[25]在人類定居區的最低年平均氣溫發生在加拿大境內努納武特地區的尤里卡（英語：Eureka, Nunavut），達到−19.7 °C（−3.5 °F）。[26]
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太空天氣
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北極光
主條目：太空天氣
天氣不僅僅發生在行星上。和所有恆星一樣，太陽的日冕持續的損耗在太空中，並在整個太陽系產生了一個非常稀薄的大氣。太陽噴射出的物質的移動被稱為太陽風。太陽表面的大型活動（例如日冕物質拋射）以及太陽風的發生反覆無常，使得產生了一個特性與常規天氣系統（例如氣壓和風）相似的系統，常常被稱為太空天氣。太陽系中日冕物質拋射的範圍已經被觀察到可以遠至土星。[27]太空天氣也可能會影響到行星大氣，有時還會到星球表面。太陽風和地球大氣的相互作用可以產生壯觀的極光，[28]也可能對電敏感系統（如輸電系統和無線電信號）產生重大損害。[29]
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氣候
氣候，包括溫度、濕度、氣壓、風（包括風向和風速）、降水量、大氣成分及眾多其他氣象要素在很長時期（一般幾十年以上）及特定區域內基於統計數據的綜合概括描述；除了天氣的「平均」外，還包括了天氣的變化和極端情況，以及異常情況的發生[1]。與氣候相比，天氣是指這些氣象要素在近兩周內的實時狀態。
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一個地方的氣候是受該地的緯度、地形、海拔、冰雪覆蓋情況、以及附近水體及其水流狀況影響的。氣候可根據不同氣象要素的平均範圍和特殊範圍進行分類，最常採用溫度和降水量，其中最普遍使用的分類系統是柯本氣候分類法。1948年開始使用的桑斯維特費氣候分類系統[2]，在溫度和降水量兩個變量的基礎上增加土壤水分蒸散量，該系統應用於研究動物物種多樣性和氣候變化的潛在影響。伯傑龍和空間天氣分類系統側重於通過氣團的形成來確定某些地區的氣候狀況。
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古氣候學是對古代氣候的研究和描述。由於19世紀前氣候無法通過直接觀察獲得，因而古氣候是通過代用指標推斷得到的，這些代理變量包括非生物跡象如在湖床和冰核中發現的沉積物，以及生物跡象如樹木年輪和珊瑚生物。氣候模型是指包括古代，現代和未來的氣候的數學模型。季節分配比較均勻
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成因
太陽輻射因子
編輯
太陽輻射因子是氣候的根本動力來源。這類因子有：緯度因素、大氣對太陽輻射的削弱作用強弱等。
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下墊面因子
下墊面因子對氣候的形成有著相當重要的作用。這類因子有：洋流、地面植被、下墊面對太陽輻射的吸收和反射、折射、散射等。
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大氣環流因子
大氣環流因子本身是氣候的組成部分，對某地氣候的形成起著直接性的影響。主要因子有：氣團的平均狀況、氣流的平均狀況等。
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人類活動因子
人類活動因子通過對其他因子的變化對氣候起作用。比如改變地面的植被、興修水庫、向大氣排入各種氣體等等。
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氣候分類
主條目：氣候分類
有幾個方法可將氣候區分為相似的體系。最初，古希臘人把氣候定義為在不同緯度地區的天氣情況。而現代氣候分類方法則可以廣義的分為注重氣候成因的遺傳法，以及注重環境影響的經驗法。遺傳法一般依據不同氣團類型的相對頻率或是綜觀天氣造成干擾的位置來分類。而經驗法一般按區域劃分氣候，參考植物硬度[10] evapotranspiration,[11]以及蒸發散量，或是使用更常見的Koppen氣候分類法，此法用於結合特定的生物群落來對氣候進行劃分。這些分類體系存在一個普遍的不足，即在它們把不同區域之間劃出了明顯的界限，而沒有用到自然界中常見的氣候漸變。
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伯傑龍與空間氣候
最普遍的方法就是用氣團的概念來分類。而伯傑龍分類法是氣團分類法中最廣為認可的。氣團分類法涉及三個字母。第一個字母描述氣候潮濕的特性，用C表示乾燥的大陸氣團，而用M表示潮濕的海洋氣團。第二個字母描述該地區的氣溫特性：T代表熱帶，P代表極地，A代表南北極，M代表季風，E代表赤道，S代表高層空氣（大氣中由大量下行運動形成的乾燥空氣）。第三個字母用以標明大氣的穩定性。如果氣團比下面的地表冷，就標記為K。而比地表熱則標記為W。[12]50年代的天氣預報中提及到氣團的概念，氣象學家們在這個基礎上於1973年開始起創建了天氣氣候學。[13]
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空間天氣分類系統（SSC）是在伯傑龍分類體系的基礎上建立的體系。依照SSC體系有六種分類：乾燥極地（與大陸極地類似），乾燥適中氣候（與海洋高層空氣類似），熱帶乾燥（與熱帶大陸類似），潮濕極地（與海洋極地類似），潮濕適中（海洋極地和海洋熱帶的混合），還有潮濕熱帶（與海洋熱帶、海洋季風以及海洋赤道類似）。
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雲
此條目的主題是氣象學中的雲。關於電腦領域的雲，請見「雲端運算」。
「烏雲」重新導向至此。關於其他用法，請見「烏雲 (消歧義)」。
雲是大氣層中以水為主，包含其他多種較少量化學物質構成的可見液滴或冰晶集合體[1]，這些懸浮的顆粒物也稱氣膠。研究雲的科學稱為雲物理學，為氣象學的領域之一。實務上，雲專指距離地面較遠的液滴冰晶集合體，距離地表較近的則稱為霧，不過兩者在化學構成上其實是相同的[1]。在太陽系的其它一些行星和衛星上也觀測到雲[2][3][4]。由於各星球的溫度特性不同，構成雲的物質也有多種，比如甲烷、氨、硫酸。
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旺盛對流形成的積雨雲
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全球雲的平均光學厚度
科學上，雲的主要結構為水，當大氣中的水氣達到飽和蒸汽壓時，便會成雲。在地球上，水氣能達到飽和通常肇於兩種原因：空氣的冷卻和水氣的增加。當雲的密度超過空氣浮力時，有些雲會落至地面，形成降水；幡狀雲則不會形成降水，因為所有液態水在到達地表前就先被蒸發了[來源請求]。雲是地球上水循環和能量的最好例子。太陽輻射電磁波至地表，提供熱能使地表水蒸發形成水蒸氣；最後，雲再藉由降水的方式釋放潛熱並將水回歸至地表[5]。
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雲的顏色與外觀成因於水滴或冰晶散射陽光的行為。此外，因為雲反射和散射所有波段的電磁波，所以雲的顏色成灰度色，雲層比較薄時成白色，但是當它們變得太厚或太濃密而使得陽光不能通過的話，它們可以看起來是灰色或黑色的。在黃昏和清晨，由於散射現象，雲還可以顯現為紅色、紫色、黃色等多種顏色。
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雖然地球上大部分的雲都形成於對流層，但有時也會在平流層和中間層觀測到雲。這三個大氣層的主要圈層常並稱為「均質層」，均質層中大氣各物質組成比例大致均勻（水除外），不太因地點、時間、高度改變[1]。均質層常與非均質層作為對比，後者由增溫層和散逸層組成屬於外太空的過度區。
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成因
大氣中水氣的含量稱為濕度。在定溫下，水氣含量超過飽和蒸汽壓便會開始凝結。飽和水氣壓和空氣溫度、壓力有關，一般來說，飽和水氣壓隨高度上升而遞減。因此，當潮濕空氣所處位置溫度較低時，便容易飽和，此時水分子就會聚集在空氣中的微塵（凝結核）周圍，形成雲。至於潮濕空氣會位於低溫地區的原因有很多，主要包括以下幾種，依照其形成的原因或外觀命名。
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鋒面雲
當冷暖鋒交會時，溫度較高，水氣含量通常也較高的暖氣團因為重量較輕，而在鋒面處抬升，成雲。台灣每年4至6月的梅雨就是一個很好的例子，氣象圖上經常可以看到一個長條狀的連續雲帶。
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地形雲
當潮濕空氣因為海風、季風、信風、谷風等原因被吹送至一個地形爬升的地方時，濕空氣會沿正地形上升至低溫的高空，形成雲。由地形雲導致的雨稱為地形雨，印度的乞拉朋吉地區便常因為地形雲、地形雨導致大量降水。
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平流雲
當氣團經過一個較冷的下墊面時，例如一個冷的水體，便可能成雲。
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對流雲
主條目：對流雲
當空氣對流時，通常含水量較高的暖空氣會因為較輕而上升，到低溫的高空時便有可能成林益雲。
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氣旋雲
海面水氣隨氣旋氣流上升而產生的雲，例如颱風系統豐富的雲胞。
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火積雲
主條目：火積雲
火積雲是一種相當濃厚的積雲，常伴隨火山或山火等高溫環境中形成[6]。火積雲是因為來自地表的空氣被加熱到極高溫而形成。高熱會產生對流使氣體上升到穩定的區域，成雲。世界氣象組織並無將火積雲列為獨立的類別，而是列入積雲中。
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蕈狀雲
主條目：蕈狀雲
蕈狀雲，是一種由煙塵組成的蘑菇狀火積雲，通常由大爆炸引起的水蒸氣壓縮造成。當水氣解壓縮時，溫度會降低，形成雲朵。蕈狀雲常見於核爆炸、火山噴發和撞擊事件。世界氣象組織並無將蕈狀雲列為獨立的類別，而是列入積雲中。
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航跡雲
主條目：飛機雲
人類的飛行器和遠洋巨輪帶來大量氣膠的排放，可以促使空中出現航跡雲。
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分類
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雲類和高度比
成因分類
可見上一章節內容，分對流雲、平流雲、鋒面雲、地形雲等等。
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形態分類
簡單來說，雲主要有三種形態：一大團的積雲、一大片的層雲和纖維狀的捲雲。
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高度分類（標準分類）
雲的科學分類最早是由法國博物學家讓-巴普蒂斯特·拉馬克於1801年提出的。1803年，業餘氣象學家盧克·霍華德提出以拉丁語命名雲的想法[7]。1929年，國際氣象組織以霍華德的分類法為基礎，按雲的形狀、組成、形成原因等把雲分為十大雲屬[8]。而這十大雲屬則可按其雲底高度把它們劃入三個雲族：高雲族、中雲族、低雲族。另一種分法則將積雲、積雨雲從低雲族中分出，稱為直展雲族。這裡使用的雲底高度僅適用於中緯度地區。在中文命名上，高雲族雲屬的開頭是「卷」、中雲族是「高」、低雲族是「層」。
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高雲族
捲雲（Ci, Cirrus）：常呈現絲條狀、羽毛狀、馬尾狀、鉤狀、片狀或砧狀等。
卷積雲（Cc, Cirrocumulus）：似鱗片或球狀細小雲塊。
卷層雲（Cs, Cirrostratus）：呈現薄幕狀。
毛卷雲 卷積雲 卷層雲
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高雲形成於6000m至18000m高空，對流層較冷的部份。分三屬，都是卷雲類的。在這高度的水都會凝固結晶，所以這族的雲都是由冰晶體所組成的。高雲雲一般呈現纖維狀，薄薄的並多數會透明。
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中雲族
中雲於2500ｍ至6000m的高空形成。它們是由過度冷凍的小水點組成。
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高積雲（Ac, Altocumulus）：呈扁圓形、瓦片狀等，且以波浪形排列。
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高積雲
高層雲（As, Altostratus)：像一種帶有條紋的幕，顏色多為灰白色或灰色。
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高層雲
低雲族
低雲是在2500ｍ以下的大氣中形成。當中包括濃密灰暗的層雲、層積雲（不連續的層雲）。
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層雲（St, Stratus）：層雲完全沒有結構，它由細小的水珠組成。層雲接地就被稱為霧。
層積雲（Sc, Stratocumulus）：層積雲由積雲平展而成，常呈波狀，較薄處為白色或淺灰色。
雨層雲（Ns, Nimbostratus）：雨層雲呈暗灰色，雲層較厚且均勻，覆蓋全天，常伴隨持續性降雨。
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直展雲族
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天空中發展中的濃積雲和積雨雲
積雲（Cu, Cumulus）：積雲如同棉花團，雲體垂直向上發展，常見於上午，午間發展最旺盛，並於午後開始逐漸消散。
積雨雲（Cb, Cumulonimbus）：由積雲發展而來，伴隨雷暴與陣雨，雲體高聳，頂部常呈花菜狀或砧狀，雲底陰暗。
直展雲有非常強的上升氣流，所以它們可以一直從底部長到更高處。帶有大量降雨和雷暴的積雨雲就可以從接近地面的高度開始，然後一直發展到13000m的高空。在積雨雲的底部，當下降中較冷的空氣與上升中較暖的空氣相遇就會形成像一個個小袋的乳狀雲。薄薄的幞狀雲則會在積雨雲膨脹時於其頂部形成。
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夜光雲很罕見，它形成於大氣層的中間層，只能在高緯度地區看到。
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晨輝是非常罕見的雲，通常出現在早晨，所以英文是與牽牛花相同的Morning Glory。
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三條晨輝
火焰雲、火燒雲或流火雲，通常發生在日出和日落的時分，天空的雲層會呈現一片由黃色到紅色的雲彩，氣象學上稱為「霞」[9]。因為日出和日落的時候，太陽的位置靠近地平線，此時太陽與地面之間的夾角很小，太陽的光線必須通過較厚的大氣層，才能夠達到地面。太陽光線的光譜中含有七種顏色的光線，其中以紅光和橙光穿透大氣層的能力相對較強，因此較其他顏色的光線容易抵達地面。因此在日出與日落的時候，從地面用肉眼觀看天空的雲層，較容易看見一片橘紅色的天空。火燒雲的出現代表雲層中的水分充足，才會反射出不同的光譜[10]，所以民間盛傳火燒雲出現後會有大雨，而且過去颱風來臨前[11]，也常見有火燒雲的氣象，但台灣氣象局指出兩者並沒有必然關係[12]。
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按照相態分類
冰雲
水雲
混合雲
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雨
雨是一種自然降水現象。大氣層中的水蒸氣凝結成小水珠，大量的小水珠形成了雲。當雲中的水珠達到一定質量以後就會下落至地表，然後自然乾掉，這就是降雨。雨是地球水循環不可缺少的一部分，是大部分生態系統的水分來源，是幾乎所有的遠離河流的陸生植物補給淡水的唯一方法。也是水力發電水資源之主要來源，水力發電需要仰賴降雨維持發電。
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雨中的風景
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積雨雲帶來的驟雨
雨
0:19
典型的雨聲和雷聲
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雨也有可能是雪融化產生的，當溫度變化起伏很大時而下雪的天氣又沒有停，當溫度到臨界點時尚未掉落的雪就會融化，都將會變為雨落至地表。雨滴也有可能在還未到達地面前就蒸發消失，尤其在太過乾燥的環境和氣候下，絕大部分都不會落在地表，雨雲在此環境下非常難以降雨，且被地形阻擋無法過來此環境下降雨，阿他加馬沙漠更是幾乎完全沒有降雨。
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在航空例行天氣報告中，降雨情況的代號是RA。
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形成
由小水滴（小冰滴）構成的雲稱為水成雲（冰成雲）。當雲為水成雲或冰成雲時，雲能否降水，取決於能否在較短時間內形成大量足夠大的雨滴（一個雨滴約合一百萬個雲中水滴）。雲中水滴形成雨滴的途徑有兩種。或者雲中水滴自己不斷凝結變大，或者雲與雲之間互相碰撞使得雲中水滴相互結合，質量變大。當水滴的質量大到上升氣流無法將其「托住」時，水滴下降，便形成了雨。實際上，水滴僅僅靠自我凝結是很難變成足夠下降的雨滴的，主要的增長手段是通過水滴之間的相互結合。
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在降雨過程中，雲層中原始雨滴由於凝結核的大小不同，凝結髮生的先後不同，雨滴的原始大小就是不相等的。大小水滴因水汽壓的不同，水分容易由小水滴轉移到大水滴上去，使大水滴不斷增大，小水滴也會變小。當水滴不斷增大，在空氣中下降時就不再保持球形。開始下降時，雨滴底部平整，上部因表面張力而保持原來的球形。當水滴繼續增大，在空氣中下降時，除受表面張力外，還要受到周圍的空氣作用在水滴上的壓力以及因重力引起的水滴內部的靜壓力差，二者均隨水滴的增長及下降而不斷增大。在三種力的作用下，水滴變形越來越劇烈，底部向內凹陷，形成一個空腔，形似降落傘。[1]空腔越變越大，越變越深，上部越變越薄，最後破碎成許多大小不同的水滴。破裂的水滴又會被其它的大雨滴吞併形成新的大水滴。此外，雨滴所帶有的正負電荷也是雨滴之間衝撞結合的原因之一。
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水滴在下降過程中保持不破碎的最大尺度稱為臨界尺度，常用等體積球體的半徑來表示，稱為臨界半徑或破碎半徑。在不同的氣流條件下，臨界半徑是不同的。如在均勻氣流條件下，臨界半徑通常為4.5至5.00mm，而在有擾動的瞬時氣流條件下，臨界半徑更小。
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雨在下落時可能做數次垂直運動，這是由上升氣流的強與弱有關的。如果雲層含水量少，那麼就無法形成雨，而是陰雲；如果雲層含量大，上升氣流強，導致水滴在下降過程中凝結，而凝結成的冰又被上升氣流托住而上升，如此反覆則形成雹。
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根據雨的成因可把雨分為：
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人工降雨
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主條目：人工降雨
人類長期以來一直尋求人工降雨的方法。包括中國、美國和法國都有積極的人工降雨計劃，即在雲層中散播化學物質，導致雨滴凝聚，並形成降雨。化學物質的選用取決於所要催化的雲層類型。通常使用碘化銀，乾冰，液態丙烷，但效果仍有爭議。
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鋒面雨
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鋒面降水，藍色表示冷空氣，紅色表示熱空氣
主條目：鋒面雨和鋒 (氣象)
鋒面雨，又稱氣旋雨、梅雨。當天氣系統（英語：Synoptic scale meteorology）中氣團緩慢上升時（以厘米每秒的速度量級），常常會發生層狀降水（一個有著相似降水強度的廣闊的降水帶）和動力性降水（陣性的對流性降水，在較小範圍內降雨強度會變化很大），比如在冷鋒附近和暖鋒南方近地面。在熱帶氣旋眼壁外圍附近，以及中緯度氣旋的逗號頭型降水模式中也可以看到類似的上升活動。[2]沿著錮囚鋒可以發現很多種類天氣，甚至可能發生雷暴，但是這些天氣過境後常會伴隨著干氣團的到來。錮囚鋒一般形成在發展成熟的低壓區附近。[3]區分降雨和其他降水形式（例如雪和冰丸）的標誌是，有厚厚一層溫度高於冰的熔點的氣團存在，從而使得冰凍的降水在到達地面前能被完全融化。如果在接近地表有一層溫度低於冰點的淺層，降雨下落後會形成凍雨（雨水接觸低於冰點的表面時被冰凍）。[4]當大氣中的低於冰點的溫度層高於11,000英尺（3,400公尺）時，冰雹發生的機會將顯著減小。[5]
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對流雨
對流雨有時又稱熱雷雨、雷陣雨，台灣稱西北雨。在熱帶雨林氣候區和夏季的亞熱帶季風氣候溫帶季風氣候區多見。對流性降雨或陣性降雨是由對流性雲（比如積雨雲，濃積雲）造成的。這類降雨一般都是陣雨，且強度變化很快。由於對流性降雨的水平覆蓋範圍有限，它一般只在某一區域下一小段時間。大多數熱帶地區的降雨都是對流性的，但是層狀性降雨有時也會發生。[2][6]霰和冰雹都意味著降水是對流性的。[7]在中緯度地區，對流性降雨經常發生在斜壓性邊界（比如冷鋒，暖鋒，颮線等）附近。[8]
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地形雨
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主條目：地形抬升
暖濕氣流在運行的過程中，遇到地形的阻擋，被迫沿著山坡爬行上升，從而引起水汽凝結而形成降水，稱為地形雨。地形性降雨發生在山坡的迎風面。大尺度濕潤空氣跨越山脊時的抬升運動會導致絕熱性冷卻和凝結。在世界上有著相對持續的風（比如信風）的山脈地區，山脈的迎風面比起背風面經常會有著更濕潤的氣候。水汽在地形抬升過程中被漸漸移除，使得背風面下沉的的空氣比較乾燥和溫暖（參見下降風），常常形成雨影區。[9]
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夏威夷考艾島的瓦埃萊爾山（英語：Mount Waiʻaleʻale）以極端多的降雨而聞名，其年降雨量是世界第二高，有460英寸（12,000公釐）。[10]科納風暴每年在10月到4月間給該州帶來暴雨。[11]當地的氣候因為地形原因幾乎在每個島上都有所不同，大致根據相對於高山的位置被分為迎風（Koʻolau）和背風（Kona）區域。迎風一側面對東北而來的信風，接收更多的降雨；背風一側則更乾燥些，陽光更多，雨水較少且雲較少。[12]
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在南美，安第斯山脈的山脊阻擋了太平洋的水汽到達內陸，從而造成背風面的阿根廷西部的沙漠氣候。[13]內華達山脈在北美有著相同的效應，形成了大盆地和莫哈韋沙漠。[14][15]
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颱風雨
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氣旋中心附近氣流上升，引起水汽凝結而形成降水，稱為颱風雨。常見的有熱帶氣旋和溫帶氣旋帶來的降水。
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季節
季節是每年循環出現的地理景觀相差比較大的幾個時間段。不同的地區，其他季節的劃分也是不同的。對溫帶地區而言，一年分為四季，即春季、夏季、秋季、冬季；熱帶地區只有旱季和雨季，或無季相之分。在極地，並非只有冬季，但春秋季不明顯，以北極為例，五月到九月為夏季，十月到隔年四月為冬季，即沒有春季和秋季。
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成因
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季節更迭的根本原因是地球的自轉軸與其公轉軌道平面（黃道面）不垂直，與公轉軌道平面的垂直線形成夾角23度26分的傾斜（黃赤交角），若假設北半球是地球的頭部，地球像是從頭到腳一直全身歪斜23.26度繞著太陽轉（此角度會有緩慢小幅度的變動），而且歪斜方向不變，使北極會隨著地球繞日公轉而逐漸朝向太陽或逐漸朝向太空，公轉到某些位置時使北半球有大面積朝向太陽，北極冷空氣減少形成北半球夏天；北半球冬季時則相反，地球繞太陽轉時北半球逐漸朝向太空不朝向太陽，北極有長時間照不到太陽，冷空氣增加形成北半球冬天。南半球季節則與北半球相反，因北半球夏天有大面積照到太陽時南半球的南極卻朝向太空，長時間完全照不到太陽溫度降低形成南半球變成冬天。春季和秋季則為過渡季節，當太陽直射點接近赤道時，雖然北半球南半球都逐漸朝向太空不朝向太陽，但地球因此如同以「側面」面向太陽，南北兩半球的日照面積相同，因此氣候不冷不熱。
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四季的劃分
熱量差異的季相特徵
在不同的緯度帶內，季節變化具有不同的特徵。在南北半球的相對氣候帶，季節也相對：秋季對春季，夏季對冬季。
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溫帶、亞熱帶
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四季分明。
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寒帶
寒帶終年寒冷，但是在夏季和冬季的氣溫差別還是很明顯的。 在夏季和冬季會出現極晝、極夜的現象。
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熱帶
隨季節變化會出現太陽直射的現象，各個季節的溫度差異不大，氣象主要受到乾濕情況和季風的變化。
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