认识大气
大气的成分主要有氮、氧，这两种气体占空气总容积的99.98%。
其中，氮气为主要成分，占空气体积的78%。氮很少呈氮化物状态存在，只有在豆科植物根瘤菌的作用下才能变为能被植物体吸收的化合物，这主要是由于其化学成分不活泼造成的。氮不仅是地球上生命体的重要成分，还是工业、农业化肥的原料。氧气约占空气体积的21%，大多数都是以氧化物形式存在于自然界中，其化学成分活泼。
氧是生命活动的根本，人类的一切生命活动都离不开氧气。
此外，空气中还有水蒸气、氖、氦、氪、氩、氙、臭氧等稀有气体。
二氧化碳在大气中含量甚少，占空气体积的0.03%，它是植物进行光合作用的原料。二氧化碳主要是通过海洋和陆地中有机物的生命活动、土壤中有机体的腐化、分解以及石化燃料的燃烧而进入大气的，它主要集中在大气低层（11—20千米以下）。近年来，由于工业蓬勃发展，石化燃料燃烧量迅速增长，森林覆盖面积减少，二氧化碳在大气中的含量有快速增加的趋势。
臭氧在大气中含量很少，主要集中在15—35千米间的大气层中，尤其以20—30千米处浓度最大，称为臭氧层。大气中臭氧主要来自大气中的氧分子在太阳光的紫外线（0.1—0.24微米波段）照射下发生光解作用，光解的氧原子又同其他氧分子发生化合作用而形成的。
臭氧层能大量吸收太阳辐射中的紫外波段，这不仅增加了高层大气热能，同时也保护了地面的生命免受紫外线辐射伤害，使生物得以繁衍生息。
水汽是大气中含量变化最大的气体，含量很少，仅占大气体积的0—4%，但它却是低层大气中的重要成分。水汽主要来自于地表海洋和江河湖水等其他水体表面蒸发和植物体的蒸腾，通过大气垂直运动输送到大气高层。大气中水汽的含量自地面向高空逐渐减少，到1.5—2千米高度，大气中水汽平均含量仅为地表的一半，到5千米高度，就会减少到地面的1/10，到了10—12千米，水汽成分的含量就更少了。不仅如此，在水平方向上，大气中水汽含量也不尽相同。一般情况下，陆地上的水汽成分少于海洋，高纬少于地纬，干旱、植物稀疏的地表少于湿润、植物茂密的地表。
悬浮在大气中的固态、液态的微粒称为杂质。大气杂质对太阳辐射和地面辐射具有一定的吸收和散射作用，对大气的温度变化有着很重要的影响。杂质主要来源于火山灰尘、植物花粉、有机物燃烧的烟粒、风吹扬起的尘土、宇宙尘埃、海水浪花飞溅起的盐粒、细菌微生物以及工业排放物等，大多都集中在大气底层，其具有吸湿性，因此通常会成为水汽凝结的核心。
地球大气的成分直接影响着人类的生产、生活活动，它与我们的生活息息相关，那么，空气最早是怎么形成的呢？
要想知道空气最早是怎么形成的，首先要了解行星。行星是怎么形成的呢？据天文学家推测，一些巨大的气体和尘埃旋转构成行星，而构成这些气体尘埃的各种元素比例，一般等于它们在宇宙中所占的百分比。在地球形成之前，与其他行星一样，其成分有90%是氦，还有少量的碳、氧和氖等元素。地球雏形即是地球的尘埃在高速旋转中逐渐靠拢形成的一个核心，且在构成之中一些气体也被笼罩在圆体形成物中间。随着堆积物越来越大，其内部的压力也越来越高，致使火山喷发。通过火山喷发，裹在地表以下的气体喷发出来，密度小的氢、氦和氖被燃烧，随之消失不见。而其他的气体由于密度大或者水蒸气的凝结，没有消失，因此形成了大气，在地球的表面存在着。此外，还有水蒸气、氨、甲烷和少量的氩。
海洋的形成就是由于水蒸气凝结降落到地球表面。以上就是原始大气的最早雏形。
一般情况下，地球大气的成分是比较稳定的。但现代大气跟原始大气相比，它们的成分之间有很大的差异，这之间经历了怎样的演变？
原来，阳光中的紫外线就像一把小斧子，它把水蒸气劈成了氢气和氧气：
2H2O→2H2+O2，这就是光解作用。分解出来的氢又逃逸掉了，于是仅剩下氧；氧比较重而且活泼，因此留在了大气层，并与甲烷、氨发生了下列化学反应：
第一个反应：CH4（甲烷）+2O2（氧气）→一氧化碳2（二氧化碳）+2H2O（水）4NH3（甲烷）+（氧气）3O2→2N2（氮气）+6H2O（水）于是，大气的成分也发生了根本的变化，现代大气的主要成分已被氮和氧取代，从而为生命的诞生和孕育作出了极为突出的贡献。
还有一个有趣的反应：3O2（氧气）→2O3（臭氧）其生成物的臭氧具有普通氧气没有的特性：它挡住了阳光中大部分的紫外线。正是由于这些高层大气层中氧气与紫外线作用下的产物，反过来阻止了紫外线的入侵，为水分子的光解作用画了一个关键的休止符，也促使大气的成分维持在一个恰好的水平上。我们今天生活在大气中，是一件很幸福、很偶然的事情。
大气的垂直结构
大气的总质量5.27×1015吨，相当于地球质量的百万分之一。假如地球周围大气分布均匀，那么它分布的高度仅为8千米。但实际上大气的密度随着高度的增加越来越小，所以在平原上生活习惯的人，到高原地区，就感到呼吸困难，实际是高原地区气压降低，氧气的分压也降低的缘故。
从总体上说，5千米以下的空气质量大约占大气总质量的50%，10千米以下的空气质量占到大气总质量的75%，20千米以下的空气质量占到大气总质量的95%，其余5%的空气散布在20千米以上的高空。
地球大气的质量是模糊的，地球大气和星际气体之间并不存在一个截然的上界。为了研究需要，一般根据大气中极光出现的高度定为大气的上界，即1200千米高度称为大气的物理上界。
根据大气在垂直方向上的物理性质差异，可以把大气分为五层。
1.对流层
对流层是大气圈最低的一层，底界是地面。由于其与地面接触，从地面得到热能，使大气温度随高度升高而降低，平均每升高100米气温约降低0.65℃。
对流层内具有强烈的对流作用，但其强度随纬度位置不同而有所不同。一般在低纬度区较强，高纬度区较弱，所以对流层的厚度从赤道向两极逐渐减小，在低纬度区约为17—18千米，中纬度区为10—12千米，高纬度区为8—9千米。
对流层相对于大气圈的总厚度来说是很薄的，但质量却占整个大气质量的75%，主要天气现象（云、雾、雨、雪、雷、电等）都发生在这一层，由于温度和湿度在对流层分布不均匀，使空气发生大规模的水平运动，因此对流层对人类生产、生活的影响最大。大气污染现象（发生、迁移、扩散及转化）也主要发生在这一层中，特别是靠近地面的1—2千米范围之内。
2.平流层
从对流层顶到距地面50—55千米的一层，空气垂直对流运动很弱，主要是水平运动，故称为平流层。
根据温度的分布情况又把平流层分为同温层和暖层，同温层是从对流层顶到30—35千米范围内，气温几乎不变，常年保持在—55℃——50℃；暖层是从35—55千米处，气温随高度的上升而增高，到平流层顶气温升高到—3℃，主要是由于该层中的臭氧能吸收来自太阳的紫外线，同时被分解为原子氧和分子氧，当它们重新化合生成臭氧时，释放出热能，使气温升高。
这一层空气干燥，下面对流层的云和气流不易穿入，所以没有云、雨等天气现象及尘埃，大气能见度很高，是现代超声速飞机飞行的理想场所。但是该层由于空气对流很弱，所以飞机排放的废气很难扩散稀释，废气中的氮氧化物与臭氧迅速反应，消耗臭氧，这样就降低了大气遮蔽波长小于300纳米的紫外线的能力，从而大量紫外线射向地面，使人类皮肤癌发生率增高。
3.中间层
从平流层顶到距地面85千米是温度再一次随着高度上升而下降的中间层。到层顶温度降至—100℃，在这一层又出现较强的垂直对流运动。
4.电离层
从中间层顶到距地面800千米，空气稀薄，仅占大气总质量的0.5%，这一层由于原子氧吸收了太阳紫外线的能量，使该层的温度随高度上升而迅速升高，由于太阳和其他星球射来的各种宇宙射线的作用，使该层大部分空气分子发生电离，成为具有较高密度的带电粒子，故称为电离层。电离层能将电磁波反射回地球，是全球性的无线电通信理想场所。
5.逸散层（外层）
高度800千米以外的大气圈最外层称为逸散层。由于地心引力减弱，大气越来越稀薄，以致一个气体质点被撞出这一层，就很难有机会被上层的气体质点撞回来，而进入宇宙空间去了，空气分子几乎全部电离。该层气温也是随高度增加而升高的。
大气温度变化
说完了大气的构成，下面我们再来看看关于大气温度的一些问题。
1.大气温度的变化
大气温度的变化有周期性变化及非周期性变化。周期性变化主要表现为大气温度的日变化和年变化。大气温度一天中有一个最高值和一个最低值。最高值出现在14—15时，最低值出现在清晨日出前后。由于日出时间随纬度和季节变化而不同，因而各地最低温度出现的时间也不尽相同。
日出以后，地面开始积累热量，同时地面将部分热量输送给大气，空气也积累热量，直到14—15时低层大气积累热量达到最多，因而出现了一天的最高温度。15时以后，大气得到的热量少于支出的热量，大气积累的热量开始逐渐减少，直到次日日出前后，大气剩余热量达到最低值，因而出现了一天的最低温度。
一天中，最高气温与最低气温的差值，称为气温的日较差。气温日较差也受纬度、季节、地形、天空云况、下垫面性质等因素的影响。
气温的年变化。气温一年中有一个最高值和一个最低值。陆地上一年中最高气温出现在夏季，即7月；海洋上一年中最高气温出现在8月。
最低气温出现在冬季，大陆上多出现在1月，海洋上多出现在2月。
气温年变化的幅度称为年较差，它是一年内最热月的平均气温与最冷月的平均气温之差。由于太阳辐射的年变化是随纬度增高而增大的，所以气温的年变化也随纬度的增高而增大，在赤道大约为1℃，中纬度约为20℃左右，高纬度可达30℃以上。
2.大气温度的空间分布状况气温的水平分布和垂直分布是气温分布的空间状况。用等温线图表示，等温线即地面上气温相等点的连线称之为水平分布。等温线排列的不同可反映出不同的气温分布特点，例如，等温线稀疏，则表示各地气温相差不大；等温线密集，表示各地气温悬殊；等温线平直，表示影响气温分布的因素较少；等温线弯曲，表示影响气温分布的因素较多；等温线沿东西向平行排列，表示温度随纬度而不同，即以纬度为主要因素；等温线与海岸线平行，表示气温因距离海洋远近而不同。
纬度、海陆和海拔高度是影响气温分布的主要因素。为了消除高度的影响因素，把纬度、海陆及其他影响气温的因素凸显出来，气象工作者在绘制等温线图时常把温度值订正到海平面上。
气温的垂直分布，在对流层中，气温随高度的升高而降低。这是因为大气的主要热源是地面长波辐射，因此越靠近地面，空气获得的热量就越多，温度也越高。
对流层顶的高度以及气温状况与纬度、季节以及天气系统的活动有关。
因此，高纬度地区的对流层顶比低纬度地区低，同一纬度夏季的对流层顶比冬季高，暖气团控制时对流层顶较高，冷气团控制时对流层顶较低。
逆温现象。一般来说，气温直减率越大，大气越不稳定；反之，大气越稳定。逆温现象形成的原因有多种，根据成因，分为以下两种：
辐射逆温。在晴朗无风或微风的夜晚，地表会因辐射失去热量，较高的气层冷却比较缓慢，与地面接近的气层冷却最为强烈。所以，低层大气产生逆温现象，即为辐射逆温。辐射的逆温厚度可以从数十米到数百米。地面温度升高，逆温现象会逐渐消失，这种情况通常发生在日出以后；逆温层较薄，消失快，这主要发生在夏季，因为夜短；逆温层较厚，消失会很慢，主要发生在冬季，夜比较长。
平流逆温。平流逆温是暖空气平流到冷的下垫面上形成的。形成逆温的原因就是暖空气移动到冷地表面上空时，底层空气就会受冷地表面的影响降温，上层空气因离地远，所以降温少。中纬度沿海地区的冬季，海陆温差比较大，平流逆温经常出现。
大气运动
大气时刻不停地运动着，运动的形式和规模复杂多样。既有水平运动，也有垂直运动。大气的运动使不同地区、不同高度的热量和水分得以传输和交换，使不同性质的空气得以相互接近、相互作用，直接影响着天气、气候的形成和演变。
1.大气运动的原因一个地方的气压值经常有变化，主要是其上空大气柱质量发生变化。当气柱增厚、密度增大时，则空气质量增多，气压就升高；反之，气压减小。任何地方的气压值总是随着海拔高度的增高而递减。
根据实测，在近地面层中，高度每升高100米，气压平均降低12.7百帕。空气总是从气压高的地方向气压低的地方运动。气压是推动空气由静止到运动的根本原因。空气是在转动着的地球上运动，运动后要产生地转偏向力。由于地球转动而使在地球上运动的物体发生方向偏转的力，称为地转偏向力。在赤道，地球自转轴与地表面的垂直轴正交，表明赤道上的地平面不随地球自转而旋转，因而赤道上没有水平地转偏向力。在北半球的其他纬度上，地球自转轴与地平面垂直轴的交角小于90°，因而任何一地的地平面都有绕地轴转动的角速度w，单位质量空气的水平地转偏向力为A=2vwsinφ。w为旋转角速度（对于地球来说，它等于15度/小时或7.29×10—5弧度/秒）；φ为地理纬度；v为风速。2vwsinφ称为科氏参数（f）。显然，地转偏向力的大小同风速和所在纬度的正弦成正比。
地转偏向力只是在物体相对于地面有运动时才产生。地转偏向力的方向同物体运动的方向相垂直，它只能改变物体运动的方向，不能改变物体运动的速率。
空气作曲线运动时，还要受到惯性离心力的作用。惯性离心力的方向同空气运动的方向相反，并自曲线路径的曲率中心指向外缘，其大小与空气转动角度（w）的平方和曲率半径（r）成正比。对单位质量空气来说，它的表达式为C=w2r。
在实际大气中，运动的空气受到的惯性离心力通常很小。但当空气运动速度很大，而运动路径的曲率半径特别小时，惯性离心力也可以达到很大值，并有可能大于地转偏向力。
摩擦力：两个相互接触的物体作相对运动时，接触面之间所产生的一种阻碍运动的力，称为摩擦力。
摩擦力分为内摩擦力和外摩擦力。
内摩擦力是指在速度不同或方向不同相互接触的两个空气层之间产生一种相互牵制的力。它主要是通过湍流交换作用使气流速度发生改变的力。
外摩擦力是空气贴近下垫面运动时，下垫面对空气运动的阻力，它的方向与空气运动的方向相反，大小与空气运动的速度和摩擦系数成正比。
以上的几个力都是水平方向上作用于空气的力。一般来说，气压梯度力是主要的，它是使空气产生运动的直接动力；其他的力，则是空气在运动以后，视具体情况而确定。
2.自由大气中空气的水平运动大量观测表明，自由大气中空气的水平运动比较稳定，由于在自由大气层中，摩擦力对空气运动的作用，一般可以忽略不计，因而空气运动的规模比摩擦层中要简单一些。当自由大气中的空气作直线运动时，只要考虑气压梯度力和地转偏向力的作用就行；而当空气作曲线运动时，除了这两个力之外，还必须考虑惯性离心力的作用。
（1）地转风
气压梯度力和地转偏向力相平衡时的风，称为地转风。地转风是怎样形成的呢？在平直等压线的气压场中，原来静止的单位质量空气，因受气压梯度力的作用，由高压区向低压区运动。首先，当空气质点开始运动时，它就受到地转偏向力的作用，并迫使它向运动方向的右边偏离（在北半球）；其次，在气压梯度力的作用下，它的速率会越来越大，而地转偏向力使它向右偏离的程度也越来越大；最后，当地转偏向力增大到与气压梯度力大小相等，而方向相反时，空气就沿着等压线作匀速直线运动，地转风就形成了。
（2）梯度风
梯度风是由气压梯度力、地转偏向力和惯性离心力三力平衡时的风形成的，这三力是大气中的空气做曲线运动时作用于空气中的。一般情况下，空气做直线运动时，其惯性的离心力等于零，此时梯度风就变成了地转风。据有关调查显示，北半球低压中的梯度风平行于等压线，逆时针旋转绕低压中心。高压中梯度风平行于等压线，顺时针旋转绕高压中心。南半球则相反。
很显然，在一定的纬度带，当地转偏向力相等时，低压梯度风风速小于地转风风速，高压梯度风风速大于地转风风速。即V高>V地>V低。
（3）风的日变化和风的阵性风在近地层中发生规律的日变化。一般来讲，白天风速会增大，午后则会增至最大，夜间风速开始减小，到凌晨时会减到最小。与之相反的是摩擦层上层，白天风速小，夜晚风速大，原因就是摩擦层的上层风速大于下层风速。白天地面受热会使空气变得不稳定，湍流得以发展，上下层间空气动量交换增强，使上层风速大的空气进入下层，造成下层风速增大，风向向右偏转。
同理，下层风速小的空气进入上层，造成上层风速减少，风向向左偏转。
通常情况下，风的日变化，阴天比晴天小，冬季比夏季小，海洋比陆地小。
日变化规律比较稳定，只有在强烈天气过境时才可能发生偏差。
风的阵性是指风向变化不定，风速忽大忽小的现象。它是因为大气中湍流运动引起的。当大气中出现强烈扰动时，空气上下层间交换频繁，这时与空气一起移动的大小涡旋可使局部气流加强、减弱或改变方向。风的阵性在摩擦层中经常出现，特别是山区更甚，随着高度的增高，风的阵性在逐渐减弱，以夏季和午后最为明显。
（4）局地环流
由于局部地区空气受热不均而产生的环流称为局地环流，它包括海陆风、山谷风和焚风等地方性风。
几个重要的气象要素
风、云和降雨等大气物理现象受众多因素的影响，其中主要包括气压、温度、湿度等。
1.气压
气压是大气压强，它是空气分子运动与地球重力场综合作用的结果。静止大气中任意高度上的气压值等于其单位面积上所承受的大气柱的重量，因此它是随高度增加而降低的。地面气压分布一般在940—1040百帕，在热带气旋中心可能低于900百帕。
2.气温
气温是表示空气冷热程度的物理量。气体分子运动的平均动能只与温度有关。因此，当空气获得热量时，它的分子运动平均速度增大，随之平均动能增加，气温也就升高；反之当空气失去热量时。它的分子运动平均速度减小，随之平均动能减少，气温也就降低。
3.湿度
湿度表示大气中水汽量的多少，它是影响多种天气现象的一个重要因素。在温度一定的情况下，单位体积空气中能容纳的水汽数量是有限度的，当水汽含量达到一定限度时，空气就呈饱和状态了。水汽和其他气体一样也有压力，大气中由它产生的那部分压力叫水汽压。空气湿度有多种表示方法，其中应用最广泛的是相对湿度，它是空气中的实际水汽压与同温度下饱和水汽压的比值（用百分数来表示），其大小直接反映了空气距离饱和的程度。另外，相对湿度也与温度有关，当水汽压不变时，气温升高，饱和水汽压增大，相对湿度会减小；反之，气温降低，相对湿度会增大。
气压带和风带
气压带，由于地球表面纬度高低不同，接受太阳辐射的多少不同，于是形成不同的气压区域，这些区域就是气压带。
假设地球表面是平滑、均匀的，气压水平分布表现出纬向带状。地球上的水平气压带有7个，它们是：
1.2个极地高压带：分布在北极和南极地区，是空气受冷收缩、积聚，而高空气流辐合，质量增多，在低空形成的高压带。冬季强度增大，范围扩展；夏季势力减弱，范围收缩。
2.2个副极地低压带：分布在南、北纬60°及其两侧，各约5°。由于来自副热带高气压带的热空气向北移动来自极地高气压带的冷空气南下（北半球）两者相遇热空气被迫抬升地面形成低压而形成的。
3.2个副热带高压带：分布在南、北纬20°—30°的强大高压带，是自低纬高空向极流动的气流在地转偏向力作用下发生质量辐合形成。
它随季节南、北移动达几十个纬度，活动范围约占地球的1/2，是对大气环流影响最大的气压带。
4.1个赤道低压带：分布在赤道附近。由于终年高温，空气受热膨胀上升，到高空向两侧外流，引起气柱质量减少，低空形成低压带。
全球7个纬向气压带排列规则，而且高、低压带交错分布。
气压带可随太阳直射点位置的变化而南北平移。就北半球而言，气压带的位置大致是夏季偏北，冬季偏南。上下移动各约5°。
虽然大气的压力随时都在变化，但是地球大气的压力分布还是有规律的。在地球赤道两侧环绕地球的一个宽带上，接近地面的气压都比较低，叫做赤道低压带。在南、北纬30°附近环绕地球的一个宽带上，气压都比较高，叫做副热带高压带。到了南、北纬60°附近环绕地球的一个宽带上，气压都比较低，叫副极地低压带。到了地球南北两极区，气压较高，叫极地高压带。
接近地面的风向分布也是有规律的。由于有地面的摩擦阻力和地球的自转偏向力，北半球副热带高压带的空气并不是由北向南流向赤道低压带，也就是说不是北风，而是东北风，叫做东北信风带。在北半球，副热带高压带和副极地低压带之间是西南风，叫做西风带。北极是东北风，叫极地东风带。在南半球，赤道低压带和副热带高压带之间是东南信风带，接下来是西风带，是西北风，南极是东南风，也叫极地东风带。
风带共有6个，即极地东风带，中纬西风带和东北（南）信风带，南北半球相似。
其产生原因主要是3圈环流，分别为：0—30°——低纬环流；30°—60°——中纬环流；60°—90°——高纬环流。在简化后（认为大气在均匀地面上运动），在气压梯度力作用下产生大气的3圈环流，形成了赤道低气压带、副热带高气压带、副极地低气压带和极地高气压带。在地转偏向力（北半球向右，南半球向左）作用下，使得0—30°处近地面为东北风，即东北信风。同理，产生了剩余的几个风带。同时，在海陆热力差异和地形因素的影响下，形成了如西伯利亚高压一样的高（低）压中心，随季节变化，出现了季风环流（气压带风带的季节位置移动也是成因之一）。
风的形成
风是由空气水平流动而形成的。
描述风特性的基本指标是风速和风向，其中风速是指单位时间内空气水平运动的距离，它反映了风力的强弱；而风向是指风的来向。风一般是在水平气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力、摩擦力等综合作用下形成的，由气压高的地方吹向气压低的地方。
地球上各地气压不但有差异，而且还会随时间变化。高、低气压在多种因素的影响下，交替地控制着陆地和海洋。在山区，白天山坡上日照受热的空气膨胀上升，谷地气压相对较高，于是风就从山谷吹向山坡，这种风被称为“谷风”；到了晚上就会发生相反的情况，山坡上比山谷里的空气降温快，谷地气压相对较低，于是风就从山坡吹向山谷而形成“山风”。
由高峻的山坡、高原上吹下来的剧烈“山风”，由于受重力的影响，非常寒冷，被称为“重力风”。
在海陆交接地区，由于白天海洋上的温度比陆地低，气压比陆地高，所以空气就从海洋流向大陆，形成“海风”；而到了夜间，陆地的散热快于海洋，气温和气压的分布正好与白昼相反，风就反向从陆地吹向海洋，形成“陆风”。而在赤道无风带，几乎长期不变的气温、降水量等水热条件使湿热的气流（与地面不平行的空气流动不能叫风，只能称为气流）上升到高空后，在气压梯度力的作用下将分别向两极流动。对向北流动的这股气流，由于受地转偏向力的作用，在到达北纬25°—30°地区时，已变成为大致与纬圈平行的西风，并阻碍从赤道上空源源不断流来的空气继续北上，再加上气流在北进过程中的辐射冷却，导致气流堆积下沉和地面气压升高而形成“副热带高压带”。
在地球自转的影响下，自这个气压带下流出的空气有南、北两支：向北的一支在地转偏向力作用下变为西南风；向南的一支在地转偏向力作用下变为东北信风，补充了赤道附近的上升气流而构成一个低纬度闭合环流圈。
风对运动的影响
1.风对球类运动的影响为了避免风、雨等不利气象条件的影响，许多正式的球类比赛项目，除足球和棒球外，大多都移到室内进行。但是我国广泛开展的群众性球类运动，许多都还是在露天下进行。这就不得不考虑风对球类运动的影响。
在篮球运动中，顺风、逆风、侧风都会影响投篮的命中率，也会影响传球过大或不到位，甚至造成出界。这时场上的运动员应根据不同的风向风速对自己传球和投篮动作进行必要的修正。在排球运动中，强力发球是争取场上主动权的关键，而在顺风情况下，发球和扣球经常容易出界。
在逆风情况下，发近网球经常容易落网。这时场上运动员也必须对自己的动作进行修正。
即使在运动馆内进行比赛，馆内虽然风速较小，但也是有风的。
这对于小球运动项目如乒乓球、羽毛球运动员的正常发挥也是会有影响的，一些擅长打底线球的羽毛球运动员，由于顺风常会使发球和抽球出界，而擅长打短球的运动员则会因逆风而使球落网。这些都是运动员在临场中需要考虑的因素。
2.风对登山的影响
平常我们在平地上行走，遇上六七级大风就会感到阻力很大，行路困难。当出现八级以上的大风，就要停止一切高空作业，以免发生事故。可是在青藏高原上，尤其在珠穆朗玛峰地区，经常会出现八九级大风，而登山运动员在极端缺氧的情况下，为什么能顶着八九级大风登上海拔8844米高的珠峰呢？
作用于人体上的阻力就是风压。
它不仅与风速有关，还与空气密度有关。在珠峰地区海拔高，空气稀薄，这里的空气密度仅相当于平地的1/2左右。如果同样是八九级大风，在珠峰地区的风压仅相当在平地时的1/2左右，即相当于平地上四五级风时的风压，所以登山运动员才能顶着八九级风登上珠峰。
3.风对投掷铁饼、标枪的影响
在田赛中，一般认为顺风对创造好成绩有利，但是研究表明，投掷铁饼、标枪这两项运动，在适当的逆风条件下往往比顺风条件下更为有利。澳大利亚学者乌格尔的研究认为，当铁饼运动员出手离地面高度为2.1米的情况下，投掷角度为35°时，在5米/秒逆风中投掷成绩为64.6米，而在5米/秒顺风中投掷成绩仅为63.0米。这是因为铁饼的投掷距离与飞行高度有关，在一定的逆风条件下，逆风一方面对铁饼产生阻力，另一方面也使铁饼产生向上的升力。这种升力延长了铁饼在空中的飞行时间，因而能提高成绩。投掷标枪和铁饼相似，逆风可以使标枪飞行弧度增大，飞行距离延长。
因为铅球是球体，没有一个面使其升力增加，逆风只能增加阻力，所以逆风投铅球时成绩将会下降。
4.风与短跑运动
现今，100米短跑的世界纪录在10秒以内。若以100米成绩为10秒计，则在静风时，短跑运动员与空气的相对速度为10米/秒，运动员所受的空气阻力约为28.8牛顿，即运动员要输出5%—8%的功率来克服阻力。若运动员在2米/秒的逆风条件下以原来的速度跑动，则相对风速增大到12米/秒，阻力增大到41.5牛顿，即运动员要输出9%—13%的功率来克服阻力，显然将会使成绩下降。相反，假如运动员在3级（4.4米/秒）顺风下跑动，相对风速减低为5.6米/秒，因而阻力大大减小，只需输出2%—3%的功率来克服阻力，因而短跑成绩可以缩短到9.8秒以内。为了消除不同风速的影响，国际《田径竞赛规则》中规定，凡顺风风速超过2米/秒条件下创造的成绩不予承认。
这一规定不仅适用于100米、200米短跑，也适用于跨栏、跳远等距离径赛项目。国际《田径竞赛规则》
还规定，全能运动员的单项成绩，凡顺风风速超过4米/秒者，全能纪录不予承认。
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