L’atmosphère est la mince couche gazeuse entourant notre planète. La pression et la masse volumique décroissent rapidement avec l’altitude, selon l’équilibre hydrostatique où la pression dans chaque couche s’oppose au poids de la colonne d’air sus-jacente : 99% de la masse de l’atmosphère est comprise dans les 30 premiers kilomètres. L’atmosphère terrestre, composée essentiellement de diazote et de dioxygène dans des proportions qui ne varient pas avec l’altitude, est le produit de la vie terrestre. Chauffée à sa base par les radiations émise par le sol, elle est convective dans ses 10 premiers kilomètres (la troposphère, où se déroulent l’essentiel des activités humaines), stratifiée et très stable au-dessus (la stratosphère, qui contient la « couche » d’ozone qui nous abrite de l’essentiel du rayonnement ultraviolet). La dynamique globale de l’atmosphère est régie par la différence de bilan radiatif (radiations reçues – radiations rayonnées sous forme d’IR) entre les régions équatoriales et les hautes latitudes. La chaleur est transférée vers les pôles par des cellules convectives et l’affrontement des masses d’air aux moyennes latitudes (sans oublier les interactions avec l’océan). La cellule la mieux marquée est celle de Hadley, avec une branche ascendante au niveau de la zone de convergence intertropicale et des branches descendantes aux tropiques, et une circulation en surface correspondant aux alizés. La force de Coriolis complique ces transferts des basses aux hautes latitudes : nulle à l’équateur, elle se renforce aux hautes latitudes et est responsable des courants jets ainsi que des circulations des anticyclones et des dépressions des hautes latitudes. Un mécanisme essentiel des mouvements convectifs, à l’œuvre dans un nuage d’orage comme dans un cyclone, est la condensation de la vapeur d’eau, source de chaleur latente qui entretient la convection.