Wielkie powierzchnie zbiorników wodnych i lądów są obszarami źródłowymi dla tworzenia się mas powietrza. Oddalenie od mórz i oceanów zwiększa tzw. kontynentalizm klimatu - powietrze zawiera mniej wilgoci, opady są niższe i występują głównie w porze letniej, różnice temperatur dobowych i rocznych zwiększają się, występuje mniejsze zachmurzenie. Można ogólnie stwierdzić, że kontynentalizm klimatu jest tym silniejszy, im lepiej izolowany jest dany obszar od wpływów morskich (oceanicznych) mas powietrza. Odwrotnością kontynentalizmu jest oceanizm. Przykładem regionów o silnie kontynentalnych cechach klimatu jest Azja Środkowa i Syberia, wnętrze Antarktydy, Kotlina Czadu w Afryce. Klimatem silnie oceanicznym cechują się np. wybrzeża Norwegii, Wyspy Brytyjskie, Svalbard, zachodnie wybrzeża Sumatry, wschodni Madgaskar, pacyficzne wybrzeża Kolumbii, Patagonii, Kanady.

Wysokość n.p.m. i warunki orograficzne

Wraz ze zwiększaniem wysokości nad poziomem morza temperatura powietrza spada w granicach 0,6-1,0°C/100 m. Dzieje się tak, ponieważ powietrze w troposferze ogrzewa się od podłoża, a nie bezpośrednio od promieniowania słonecznego.
W górach występują więc niższe temperatury niż na nizinach. Oprócz wysokości bardzo istotne znaczenie ma układ rzeźby terenu. Łańcuchy górskie i tereny wyżynne stanowią przeszkodę dla poruszających się poziomo mas powietrza. Na przykład Himalaje stanowią praktycznie przeszkodę nie do pokonania dla wymiany mas powietrza między wnętrzem Azji a Niziną Gangesu i Półwyspem Indyjskim. Wymuszenie wznoszenia się przepływających mas powietrza przez przeszkody orograficzne wywołuje bądź intensyfikuje proces kondensacji pary wodnej (powstawania chmur) i powoduje wzrost sum opadów.
Zwiększenie prawdpodobieństwa opadów w wyżej położonych obszarach następuje również dlatego, że masy wilgotnego powietrza z zachmurzeniem przepływają wolniej wskutek hamowania ich przez wyniesione wyżej tereny. Warto dodać, że zwiększanie się sum opadów następuje w wysokich górach tylko do pewnej wysokości (np. w Tatrach do około 1800 m n.p.m.), gdyż wyższe partie położone są powyżej najczęstszego poziomu kondensacji i podstawy chmur opadowych.
Duże znaczenie w przypadku opadów, a także wiatru, ma ekspozycja stoków. Ich wystawienie w kierunku, z którego następuje napływ wilgotnych mas powietrza powoduje wyraźne zwiększenie wysokości opadów, z kolei na stokach osłoniętych opady są wyraźnie mniejsze.
Przykładów tego typu zjawiska na Ziemi jest bardzo dużo, gdyż jest ono bardzo powszechne, obserwowane nawet w stosunkowo niewysokich wzniesieniach. Najbardziej jaskrawymi przykładami mogą być zachodnie stoki Gór Skandynawskich, Gór Nadbrzeżnych, Kaskadowych czy Sierra Newada w Ameryce Pn., And Patagońskich w Ameryce Pd., pd.-wsch. wybrzeża Grenlandii.
Charakterystycznie kształtują się elementy pogody w określonych formach rzeźby terenu. Na przykład w kotlinach i zagłębieniach terenu występują większe amplitudy temperatury w ciągu doby niż na otaczających je wyniesionych wyżej obszarach. W nocy notuje się silniejsze spadki temperatury (często tworzy się warstwa inwersji termicznej), a w dzień obserwuje się wyższe niż na terenach przyległych temperatury powietrza.
Efekt ten jest silniejszy w warunkach małego zachmurzenia, niewielkiej wilgotności powietrza i małej prędkości wiatru lub ciszy atmosferycznej.
Kotliny, jako osłonięte, wklęsłe formy terenu otrzymuja także niższe opady. Występują tam też częściej mgły, a wiatry są słabsze.

Prądy morskie

Prądy morskie decydują w równie dużym, a może nawet wiekszym, stopniu jak globalna cyrkulacja atmosferyczna o międzystrefowej wymianie ciepła i wilgoci na kuli ziemskiej. Badania klimatologiczne z ostatnich lat wykazały niezwykle silne związki między temperaturą powierzchniowych wód oceanów i mórz, a także prądów morskich z cyrkulacją atmosferyczną (Trepińska, 1997). Prądy morskie wywierają znaczny wpływ na temperaturę i wilgotność powstających nad nimi mas powietrza.

Prądy ciepłe ogrzewają powietrze, które poprzez adwekcję prznoszone jest nad obszary lądowe. Cieplejsze powietrze posiada równocześnie większą zdolność pochłaniania pary wodnej, której źródłem jest w omawianym przypadku powierzchnia mórz i oceanów. W tych warunkach tworzą się chmury i opady, które są również przenoszone poprzez adewkcję nad przylegające lądy. Prądom ciepłym towarzyszą więc wilgotne i ciepłe masy powietrza.
Znaczenie ciepłych prądów morskich w kształtowaniu termicznych cech klimatu zwiększa się w miarę wzrostu szerokości geograficznej. Jednym z lepszych przykładów oddziaływania omawianych prądów morskich na klimat jest Prąd Zatokowy płynący przez Atlantyk od Zatoki Meksykańskiej do Morza Barentsa. Łagodzi on znacznie klimat Europy Zachodniej i Środkowej nadając mu cechy bardziej oceaniczne, przyczynia się do wzrostu opadów (zwłaszcza zimą), a także powoduje dużą zmienność typów pogody.

Odwrotnie oddziaływują na klimat prądy chłodne. Przyczyniają się do ochłodzenia zalegających nad nimi mas powietrza i przyległych obszarów lądowych, decydują o suchości klimatu i dużej stałości typów pogody.
Przykładami są prądy płynące wzdłuż zachodnich wybrzeży kontynentów - Prąd Peruwiański, Benguelski, Zachodnioaustralijski. W rezultacie ich dzialalności powstały m.in. pustynie nadbrzeżne - Atacama, Namib.

Pokrycie powierzchni Ziemi - szata roślinna, pokrywa śnieżna i lodowa, zabudowa antropogeniczna (mieszkalna, przemysłowa, komunikacyjna)

Zróżnicowanie pokrycia powierzchni lądów przyczynia się w różny sposób do kształtowania elementów klimatycznych. Różne cechy fizyczne podłoża atmosfery, które zmieniają się także w ciągu roku, decydują na przykład o odmiennym stopniu nagrzewania się.
Bardzo istotne znaczenie ma w tym przypadku albedo powierzchni terenu. Oznacza ono zdolność do odbijania promieniowania słonecznego przez różne powierzchnie. Wyraża się stosunkiem promieniowania odbitego od danej powierzchni do natężenia promieniowania, które do niej dochodzi. Najczęściej jest podawane w %. Im wyższe albedo, tym większa zdolność odbijania promieniowania słonecznego i potencjalnie mniejsze nagrzewanie się obszaru.

Wybuchy wulkanów

Erupcje wulkaniczne przyczyniają się do okresowego (od kilkunastu miesięcy do 2-3 lat) ochłodzenia klimatu globalnego. Jest to bardzo ciekawa sytuacja, gdyż czynnik działający lokalnie oddziaływuje bezpośrednio na warunki klimatyczne całej kuli ziemskiej. Obniżenie temperatury po wybuchach wulkanów ma związek z zapyleniem atmosfery przez popioły wulkaniczne i zmniejszeniem docierającego do powierzchni Ziemi bezpośredniego promieniowania słonecznego.

Wulkan Augustine na Alasce (1260 m n.p.m.)   Wybuchy wulkanów powodując zapylenie atmosfery   i osłabienie promieniowania słonecznego docierającego   do powierzchni Ziemi przyczyniają się do ochładzania   klimatu.  Zmiany średniej temperatury na Ziemi przed i po większych erupcjach wulkanicznych.

Antropogeniczne zmiany składu atmosfery

Aglomeracje stanowią obszary uprzywilejowane termicznie tworząc tzw.  miejskie wyspy ciepła. Średnie roczne temperatury powietrza w regionie Paryża (za Tamulewiczem, 1997).

Zdjęcie termiczne Wrocławia w dniu 22.05.2001, godzina 23 UTC. Temperatura w °C (Dubicki i in., 2002).

Cykl dobowy i roczny miejskiej wyspy ciepła we Wrocławiu w latach 1997-2000 (Dubicki i in., 2002).

Maksymalna chwilowa różnica temperatury między centrum a obszarem pozamiejskim (wg Tamulewicza, 1997)

Miasto	Liczba mieszkańców (mln)	Różnica temperatury (°C)
Nowy Jork	7,284	14,1
Chicago	3,010	13,0
Warszawa	1,655	8,9
Poznań	0,589	7,5

Miejska wyspa ciepła podczas silnego swojego rozwoju w ciągu słonecznego dnia przyczynia się do wytworzenia lokalnej cyrkulacji powietrza zwanej bryzą miejską (Tamulewicz, 1997).