為了簡化起見，假設大氣是在均勻的地球表面上運動的，而且不考慮地球自轉的影響，此時，引起大氣運動的因素是高低緯度間的受熱不均。因而在終年炎熱的赤道地區(qū)，大氣受熱膨脹上升；在終年嚴寒的兩極地區(qū)，大氣冷卻收縮下沉。這樣，在高空，赤道形成高氣壓，氣壓梯度力的方向指向極地，大氣由赤道上空流向兩極上空。在近面，赤道地區(qū)形成低氣壓，兩極形成高氣壓，氣壓梯度力的方向指向赤道，大氣由兩極流回赤道。因此，在北半球，赤道和極地之間形成了單圈閉合環(huán)流。

赤道與極地間的閉合環(huán)流圖

1、全球大氣運動——單圈環(huán)流

但實際上赤道與極地間的這種閉合環(huán)流是不存在的，因為地球時刻不停地自轉著，大氣一開始運動，馬上就受到地轉偏向力的影響，從而形成了三圈環(huán)流。

2、全球大氣運動——三圈環(huán)流

由于地球時刻不停地自西向東自轉著，此時仍然假設地表性質均一，則引起大氣運動的因素是高低緯之間的受熱不均和地轉偏向力。

以北半球為例，說明此時大氣運動情況。赤道地區(qū)上升的暖空氣（畫箭頭①），在氣壓梯度力作用下，由赤道上空向北流向北極上空（南風），受地轉偏向力影響，由南風逐漸偏轉成西南風（畫箭頭②），到30°N附近上空時，風向偏轉到與等壓線平行，變成了西風。這樣氣流就不能繼續(xù)向北流向北極，而是變成自西向東運動了。由于赤道地區(qū)上空的空氣源源不斷地流過來，又不能繼續(xù)北進，便在30°N附近上空堆積，空氣密度加大產生下沉氣流（畫箭頭③），這樣使得低空氣壓增高，形成副熱帶高氣壓帶。在低空，氣壓梯度力的方向是由副高指向赤道低氣壓帶，大氣在向南流動過程中逐漸向右偏轉，形成了東北信風（畫箭頭④）。這樣在赤道與30°N之間形成一個低緯度環(huán)流圈。

（1）低緯環(huán)流

近地面，副熱帶高氣壓帶一部分氣流向赤道低壓帶流去。另一部分氣流向北流，在地轉偏向力影響下，由南風逐漸向右偏形成西南風，也叫盛行西風（畫箭頭⑤）。與此同時，從極地高氣壓帶向南流的氣流，逐漸向右偏形成東北風，又叫極地東風（畫箭頭⑥）。盛行西風與極地東風這兩支冷暖不同的氣流，在60°N附近相遇，形成上升氣流，在低空形成副極地低壓帶。上升氣流到高空，一部分流向副熱帶高氣壓帶上空（畫箭頭⑦）為補充副熱帶高氣壓帶下沉氣流的來源（畫箭頭⑧）。這樣在30°N與60°N之間形成一個中緯環(huán)流圈。

（2）中緯環(huán)流

北緯60°附近的上升氣流，另一部分流向極地上空（畫箭頭⑨），補充極地高氣壓帶下沉氣流（箭頭⑩）。這樣在60°N與極地之間形成一個高緯環(huán)流圈。

（3）高緯環(huán)流

在南半球，同樣存在著低緯、中緯、高緯三個環(huán)流圈。由于南半球的地轉偏向力使氣流向左偏轉，所以環(huán)流的方向與北半球不同。

這樣，在近地面，全球共形成7個氣壓帶和6個風帶。

7個氣壓帶即：赤道低氣壓帶，南、北半球的副熱帶高氣壓帶，南、北半球的副極地低氣壓帶和南、北半球的極地高氣壓帶。在氣壓帶之間的風帶為：南、北半球的低緯信風帶，南、北半球的中緯西風帶，南、北半球的極地東風帶。

（4）氣壓帶、風帶與降水的關系

氣壓帶和風帶

氣流運動

對應的降水帶

降水類型

赤道低氣壓帶

上升氣流為主

赤道多雨帶

對流雨

低緯信風帶

高緯吹向低緯

副熱帶高氣壓帶

下沉氣流為主

副熱帶少雨帶

中緯西風帶

低緯吹向高緯

多雨

副極地低氣壓帶

上升氣流為主

溫帶多雨帶

鋒面雨、氣旋雨

極地東風帶

高緯吹向低緯

極地高氣壓帶

下沉氣流為主

極地少雨帶

注意：在風帶控制下的地區(qū)降雨多少并不統(tǒng)一，要看風吹來的源地，如果是從暖濕的海洋上吹來的一般多雨，從干旱的陸地上吹來的一般少雨。在副熱帶少雨帶的大陸東岸由于夏季風和臺風的影響，降雨較多。

（5）由于太陽直射點隨季節(jié)變化而南北移動，導致氣壓帶和風帶在一年內也作周期性的季節(jié)移動。就北半球來說，大致是夏季北移，冬季南移。氣壓帶、風帶在一年內有規(guī)律地南北移動，常使同一地區(qū)在不同季節(jié)出現(xiàn)完全不同的天氣、氣候狀況。

上述氣壓帶和風帶的分布，是不考慮海陸分布和地形影響的理想模式。實際上，地球表面并不是均勻的，由于海陸分布、地形起伏等因素的影響，大氣環(huán)流實際情況比理想模式要復雜得多。