第一章
天氣的創造者
即使在南極洲——地球上最幹燥的地方，空氣中也含有水分。如果空氣是完全幹燥的，將會有更多的從地表輻射的熱量散失在太空中。值得地球上的生命慶幸的是，空氣包含能很好地吸收能量的水汽。更值得慶幸的是，空氣中的水汽能夠持續不斷地得到補充。在不斷的循環中，水從陸地和海洋蒸發並聚集成雲。然後產生雨、雪或其他形式的降水，其整個過程都是自我循環的。
空氣有施加壓力的重量。空氣越多，重量越大，壓力越強。空氣的深度——大氣層厚度，依據地球的地勢而變化。在山巔處空氣就比較少，因此大氣壓就比山穀中氣壓低。
氣壓還受溫度的影響，溫度的高低標誌著分子運動的程度。空氣分子不停地彼此來回運動，周圍的任一分子都可能會碰巧與之相撞。這種撞擊繼而產生熱量。因此氣壓越強一也就是說，有更多的分子彼此相互碰撞，空氣溫度就高。此外，運動的分子數量越多，為其所占據的空間就越大。所以，對於給定的同體積的暖空氣和冷空氣，前者含有的分子數量要少於後者。暖空氣較小的密度意味著它比較輕，相對於密度較大，較重的易於下沉的冷空氣而言更易於上升。
大氣中的水分子在三種狀態之間不停地來回轉化：氣態、液態和固態。雨從雲中降落意味著更多的水分子脫離氣態並形成小水滴(凝結)，相對於水分子從小水滴狀態進入氣體狀態(蒸發)。
這兩個過程，凝結和蒸發，在我們周圍空氣中時時刻刻都在進行著，但因溫度不同，進行的速度也會有所不同。例如，在一個晴朗無雲陽光燦爛的日子裏，熱量會加速蒸發的速度，防止空氣中的小水滴存活太久。所以，返回水汽的水分子比以小水滴形式存在的水分子要多。空氣冷卻，蒸發的速度會下降直至蒸發的水分子少於凝結的水分子：在這一點上，我們說空氣飽和，水汽通常會凝結成小微滴，形成雲、薄霧和濃霧。
氣團
在同一溫度、壓力和溫度下含有或多或少的空氣分子的巨大實體稱為氣團。氣團非常大，通常覆蓋數萬平方千米的麵積。它們控製了其形成和途徑地區的天氣特征。大陸氣團比較幹燥，海洋氣團則比較潮濕，極地氣團比較寒冷，熱帶氣團則比較溫暖。一個氣團或許以一種類型開始，而慢慢變成另一種類型。在前頁的地圖上描繪出了地球上的最顯著的主要氣團。
氣壓係統
在氣象圖上，被標有一個“高”字的氣團比周圍的氣團有一個較高的地麵氣壓。低壓氣團則在氣團相互磨擦和混合的空白處被找到(記住，“高”和“低”就如同“熱”和“冷”，是相對的詞)。一般說來，氣團不是很容易就可以相互混合的。當密度差異很大的氣團相遇時，它們之間的低壓區通常發展成為極不穩定的區域，使氣團間的過渡變得劇烈起來，形成狹窄的多雨地帶，稱為鋒。
高壓和低壓受製於高空急流，而急流的形成又始於高壓和低壓。在地表，空氣運動得相對比較慢，由於科裏奧利效應呈圓周運動。
巨大的半永久性的低壓氣團和高壓氣團產生並引導移動的氣壓係統。在一定地區它們對天氣的影響占主導地位，它們的位置和強度隨著季節的變遷而變化。在7月份這些氣壓係統的位置，而此時正值印度雨季。然而在1月份一個稱作“阿留申”的低壓區沿著阿拉斯加沿岸移動，在夏季則消失，再次引起亞洲風暴，並使其移至太平洋的高空，影響北美。類似地，使北美風暴移至亞熱帶大西洋上空，在冰島加強形成低壓(冰島低壓)；重新進入歐洲。在這樣的情況下，所有影響天氣的物理因素——水汽、氣壓和氣團正在同時發揮作用，造成巨大影響。
風
盡管空氣看不見，虛無縹緲，但它卻時時刻刻的存在著，它吹拂我們的臉頰，使旗幟飄揚，使船帆漲滿，使雲飄過天空。有時它卻發出狂嘯，就像在華盛頓山上，在那兒，1934年4月12日，山頂陣陣狂風，以每時233英裏(373千米)的速度被載人世界紀錄。
當空氣在旋轉著的地球上空移動時，它就被稱為風。地球的運動不是風產生的原因。大氣自身與地球相伴，並圍繞著地球旋轉。是氣壓使空氣處於運動狀態。氣壓不均衡地分布在地球周圍。為達到全球均衡，空氣從高壓地區移向空氣密度較小的低壓地區。這個運動以各種各樣的形式體現，從夏季的和風到大陸季風，諸如印度季風。
氣象學家通過標出壓力繪製大氣圖。聯接等壓點的線稱為等壓線。它們形成類似地勢圖上等高線的同心圓或光滑的曲線，而且正如等高線表示河流流過地麵的快慢一樣，等壓線則表示了風吹動的強弱。等壓線越密，壓力梯度越大，風速就越大。
在地勢圖上，河流從高地向低地直接穿過海拔線。但是在等壓線圖上，空氣並不直接穿過等壓線，因為地球旋轉影響著風從高壓吹向低壓。
當空氣環繞著旋轉的地球表麵遠距離移動時，它最初的向東的動量在地表開始改變。設想空氣移向北極：當空氣接近極點時，在那兒地球轉動為零，風更加緩慢地向東越過大片土地。結果是，這股空氣繼續保持它相對地表轉向東的動量。這樣，即使空氣以相當直的路線越過緯線向極地方向移動，相對於向東旋轉的地球，它看起來也是向東轉向越過經線。
一個叫做古斯塔·加斯佩德·科裏奧利的法國人在1835年最先用數學方法來描述這種效應，所以氣象學家用他的姓氏命名此種效應。在北半球，科裏奧利效應使風向右偏離其原始的路線；在南半球，這種效應使風向左偏離。風速越快，產生的偏離越大。於是，在北半球，空氣移向低壓中心並向右彎曲，形成了一個逆時針方向的氣旋式氣流。從高壓地區或從反氣旋移動出來的空氣，也向右彎曲，形成了一個順時針方向的旋風。在南半球，則正相反。
科裏奧利效應在極地最顯著，逐漸變弱直到在赤道處完全消失，在那兒，地球的轉動達到最高點。這就是為什麼颶風和台風隻能僅僅使雲形成在5緯度以上的地區。
然而，地球的旋轉對個別的雷暴和龍卷風產生的影響是極小的——它們的半徑太小了——地球的旋轉使颶風產生了很小的轉動。科裏奧利效應不僅僅對風產生了影響，任何一個環繞地表的遠距離的運動都會公平地受到大氣捉弄。例如，在第一次世界大戰期間，德國軍隊用它引以自豪的射程為70英裏(113千米)的大炮轟擊巴黎時，就受到了科裏奧利效應的嚴重影響。使他們懊惱的是，他們發現他們的炮彈遠遠地向右偏離目標。直到那時為止，他們從來沒有擔心科裏奧利效應，因為，他們從來沒有這樣遠距離地開火。
甚至連能夠把球從場地一邊拋向另一邊的籃球運動員，也不得不因為科裏奧利效應的影響來調整自己的投球達半英寸(13厘米)。在另一方麵，與當今許多書本上教授的相關內容相反的是，從洗滌槽排出的水不受這種效應的影響。如果在澳大利亞，水以順時針方向旋轉而下，這僅僅是因為水槽的形狀或者水龍頭噴射的角度。科裏奧利效應，隻在這種情況下，沒有足夠的時間來影響水的運動。
在大氣高處，在環繞地球的氣流中，科裏奧利效應是一個重要的因素。在大約180，000英尺(5500米)和更高處，空氣沒有與大山、樹林和丘陵的磨擦，它能不斷地增強力量並達到驚人的速度。當氣壓差不斷地把這些柔和的風推向低壓地區時，空氣就會受科裏奧利效應的影響而轉向，最終沿著等壓線和低壓附近吹動。在任何地方，這種現象都沒有在地球氣壓梯度最大的地方效果明顯：形成風速很大的急流。
巨風
急流在對流層頂部環繞著地球，決定著風暴的路徑。了解它們的速度和力量對提前幾天預測天氣是很關鍵的。氣象學家在二戰期間對這些柔和的風的存在第一次有了一些了解，當轟炸機駕駛員穿過日本向西飛時，報導了高空處奇怪的現象。在30，000英尺(9100千米)高空附近，他們遇到了始料不及的湍流。當機組人員向地麵望下去時，他們發現他們竟然幾乎沒有靠近目標。
阻礙了轟炸機路線的高空風是一條風速集中的帶狀氣流，出現在中緯度地區。它們通常有幾百英裏長，速度可達每小時200英裏(322千米)。那些位於極地的急流是地表冷熱空氣相遇時形成的，在更高處產生了一個明顯的氣壓梯度。這種現象發生是因為較冷的向極地方向運動的空氣分子在地表被更緊密地壓縮，在高空處僅留下少量的空氣分子。少量的空氣分子意味著更稀薄的大氣和更低的氣壓。因此在赤道邊界一側的高空暖氣流抵達極地方向的低壓地區後，暖空氣轉向東形成急流核。極地的急流來回環繞著越過緯線。它那驚人的速度意味著一個小小的加速或減速都能影響下麵的天氣。在急流加速的地方，上空的空氣大麵積地輻散，以致產生一個相對低壓的地區，空氣輻合，地表風不斷地彙集；在急流減速的地方，空氣堆積，氣壓下降，並抑製上升的氣流。
雖然我們對於急流是怎樣發揮作用的了解是相當有限的，但氣象學家研究地表怎樣影響空氣已有很長一段時間了。
追溯至1735年，一個叫喬治·哈得來的英國律師十分詳細地描述了它們之間的聯係。他論證說，熱空氣在赤道上升，而冷空氣在極地下降。赤道的空氣上升到大氣高處，遠離赤道大約30緯度冷卻。在那裏下沉並沿地表輻散開來。
空氣不斷下沉至30緯度左右形成了半永久性的高壓區。其中之一百慕大高壓區有時幾乎有半個美國那麼大，通常控製大西洋台風。在北太平洋上方一個更大的半永久性高壓區隨著季節的變化而遷移，就像急流在夏季移向極地，在冬季轉向赤道一樣，對極地空氣的擴散和收縮作出相應反應。在夏季，在最北處的太平洋高壓試圖阻止風暴到達美國西海岸；高壓係在冬季向南方撤退，通常為大陸的持續的降雨打開了閥門。
風和洋流
風對波浪的形成有很大的影響，但是它們也駕馭著世界上的海洋洋流。例如，當空氣順時針方向在太平洋高壓周圍運動時，它會沿著加利福尼亞海岸南下。沿岸的北風使水向南移動，但是受科裏奧利效應的影響，近海的水會轉向西。結果是深海的冰冷的營養豐富的水連續上升——有利於魚的生息繁殖，但對遊泳者來說是很糟糕的。這股冷洋流還產生了經常出現在舊金山海灣近海霧帶。
在冬天，急流有時是形成在半永久性的副熱帶上空，並向極地方向發展，它把濕空氣帶進像南歐或美國海灣這樣的地區。在熱帶高壓地區，空氣受科裏奧利效應影響轉向西，形成一股持續的風。這股風最初被命名為“貿易風”，是因為它曾經影響那些橫越大西洋和太平洋向西方尋求財富的探索者和商人。“信風”完成了哈得來環流圈的環流。它們在部分雷雨地區的赤道附近輻合，被稱為赤道低壓槽或ITCZ(熱帶輻合帶)。在這兒，空氣上升到對流層頂部，又一次經過哈得來環流圈的環流。
哈得來環流圈，像所有的風一樣，根據氣壓的變化有不同的反應。但是在熱帶地區和中緯度地區之間變化，它顯示了風的特性：對從太陽吸收的熱量進行再分配。每天海岸線上的微風也在進行著小規模的熱量再分配。在晚上或在黎明，海洋比陸地溫暖，空氣吹向海麵。作為回應，僅在海麵上方幾千英尺或更低處，空氣返回陸地，完成循環。當空氣在陸地上方以很強的力量上升時，風的傳送會轉向，當空氣像在白天被烘烤一樣迅速地變暖，到下午，在地表，陸風已經變為海風，空氣在高處轉變方向來進行自我補充。
有時風使它們自己的溫度產生了異常。許多有著惡劣影響的暖風沿著山坡下滑。當在大盆地形成高壓時，例如，南加利福尼亞的東部，溫暖幹燥的空氣被迫穿過洛杉磯盆地附近的山脈。當它上升時，它會稍微冷卻下來，然後，它會沿著背風坡快速下沉，形成聖安娜風。當它到達低海拔地區時，會再一次被壓縮而加熱升溫。最終的溫度，有時接近100°F(38℃)，比在背風坡處最初溫度要高得多。