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大氣環流（英語：atmospheric circulation）是指地球表面上大規模的空氣流動，是（與較小規模的海洋環流一起[1]）重新分配熱量和水氣的途徑。
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大規模的大氣環流即使年年有所不同，其基本結構頗能維持不變。然而，個別天氣系統，如中緯度低壓區、熱帶對流環流等，是在「隨機」情況下產生的，而且氣象通常只能在發生前一段短時間內被預測。這段時間理論上可以長達一個月，而現在實際上只有十天左右（見混沌理論）。不過，這些系統總生成的結果氣候較為穩定。
熱力環流是大氣運動最簡單的形式，由於地面的冷熱不均而形成的空氣環流。它是大氣運動的一種最簡單的形式。太陽輻射能的緯度分佈不均，造成高低緯度間的熱量差異，引起大氣運動。近地面空氣的受熱不均，引起氣流的上升或下沉運動，同一水平面上氣壓的差異和大氣的水平運動都會影響熱力環流的變化。
其形成過程為：受熱地區大氣膨脹上升，近地面形成低氣壓，而高空形成高氣壓；受冷地區相反，從而在近地面和高空的水平面上形成了氣壓差，促使大氣的水平運動，形成高低空的熱力環流。熱的地方空氣受熱膨脹上升，冷處收縮下沉。於是上空相同高度處，熱地方單位面積空氣柱重量（即氣壓）大，冷地方高空氣壓小，高空形成熱－冷的氣流。熱處氣流流失後，整個空氣柱減輕，地面形成低壓，冷處則形成高壓，近地面形成冷－熱的氣流。加上上升、下沉氣流，構成了熱力環流。
熱力環流在現實生活中存在較為廣泛，例如山谷風、海陸風、城市風等都是熱力環流的具體體現。[1]
熱力環流與城市規劃有重要聯繫。城市內部由於人類活動排放大量餘熱，與郊區相比呈現「熱島效應」。城市與郊區之間會形成熱力環流，為保護城市大氣環境，在城市規劃時，要研究城市風的下沉距離。一方面將大氣污染嚴重的工業佈局在城市風下沉距離之外，以避免工廠排放的污染物流向城區；另一方面，應將工業衛星城建在城市風環流之外，以避免相互污染。
緯度環流亦稱行星風系或氣壓帶風帶，地球上的風帶和湍流由三個對流環流（三圈環流）所推動：哈德里環流（低緯度）、費雷爾環流（中緯度）以及極地環流。有時候同一種環流（譬如低緯度）可以在同一緯度（如赤道）有數個同時存在，隨機地隨時間移動、互相合併與分裂。為了簡單起見，同一種環流通常當作一個環流處理。
低緯度環流是人們研究較為深入的環流部分。由喬治‧哈得萊（George Hadley 1685-1768）所記述的大氣環流模式，用以解釋信風的形成，與觀測到的非常符合，古代人利用它推動風帆飄洋過海，從事貿易活動，因此又稱貿易風。這是一個封閉的環流，由溫暖潮濕空氣從赤道低壓地區上升開始，升至對流層頂，向極地方向邁進。直到南北緯30度左右，這些空氣在高壓地區下沉。部分空氣返回地面後於地面向赤道返回，形成信風，完成低緯度環流。
低緯度環流基本活動於熱帶地區，在太陽直射點引導下，以半年週期往返南北。[2]
極地環流也同樣是一個簡單的系統。雖然相比赤道的空氣，這裏的空氣比較寒冷乾燥，但仍然有足夠熱力和水分進行對流，完成熱循環。本環流的活動範圍限於對流層內，最高也只到對流層頂（8公里）。往極地的氣流主要集中在空中，而赤道方向的氣流主要集中在地面。當空氣到達極地範圍，它的溫度已經大大降低，在這高壓乾燥寒冷的地區下沉，受地轉偏向力影響向西偏轉，形成極地東風。極地東風與來自低緯的西風相遇後，相對暖而輕的西風氣流爬升到高空形成上升氣流，又分別流向南北，流向高緯的氣流在極地下沉形成極地環流。[2]極地環流的流出，形成呈簡諧波形的羅斯貝波。這些超長波在影響於中緯度環流與對流層頂間喘流的流向，扮演重要的角色。極地環流如散熱器般，平衡低緯度環流地區的熱盈餘，使整個地球熱量收支平衡。
可以說，在中高緯度地區，極地環流是影響這裏氣象的主要成因。雖然加拿大和歐洲在夏季會間中遇到暴風雨，在冬天從西伯利亞高壓區所帶來的寒冷才能感受到真正的嚴寒。實際上，就是因為極地高壓區的氣流，導致南極東方考察站在1983年錄得地球有紀錄以來最低氣溫：攝氏零下89.2度。
低緯度環流與極地環流有着同一特點：兩者都是由於地表的溫度而出現，直接與熱能相關。與此同時，其熱能特點蓋過其所產生的天氣現象。低緯度環流大量傳送的熱能，和極地環流巨形的吸熱能力，使除了特殊情況下，短暫氣象的效果不能被系統接收，也不能產生。在緯度30度至60度以外地區，根本不能感受到中緯度氣壓中心無休止地每天由低轉高再轉低的情況。
這兩個環流頗為穩定，雖然不時增強減弱，但是並不會完全消失。
由威廉‧費雷爾（William Ferrel 1817-1891）所提出的中緯度環流是一個次要的環流，依靠其餘兩個環流而出現，如同處於兩者之間的滾珠軸承。因處於中緯度的渦旋（eddy）循環（高壓及低壓區）而出現，故本區時而又稱為「混合區」。在南面處於低緯度環流之上，在北面又漂浮在極地環流上。信風可以在低緯度環流以下找到，相同地西風帶也可以在中緯度環流下找到。
在近地面，副熱帶高壓地區的哈德來環流下沉至地面的空氣中，其中一股流向更高緯度的氣流，在地轉偏向力作用下形成西風。西風在副極地低壓與更高緯的極地東風在緯度60度附近相遇後形成極鋒，並在冷空氣上滑升，在對流層上部南北分流，其中有一部分回流向副熱帶高壓帶附近下沉，形成一個和哈德來環流方向相反的環流圈，稱為費雷爾環流圈（中緯環流）。[2]但是費雷爾環流圈中的氣流不是直接南北方向移動的，在地球自轉偏向力的作用下，氣流偏轉為偏西風，因此叫做西風帶。中緯度環流圈內就是常說的盛行西風帶。
與低緯度環流和極地環流不同，中緯度環流並不是真正閉合的循環，而重點卻在西風帶上。不像信風和極地東風那樣，有所屬的環流捍衛着它們在該區的主導地位。盛行西風則不然，常常「聽命」於經過的氣象系統。在上空通常由西風主導，但是在地表風向可以隨時突然改變。以北半球的參考系（觀點）而言，往北的低氣壓或是往南的高氣壓往往維持甚至加速西風的流速；但是經過當地的冷鋒可能扭轉這種情況。而往北的高氣壓帶來東風主導的氣流，常常持續數天。
氣團移動是中緯度環流底層特色之一。環流吸收由地表低壓區上升的空氣，它所處的地方是影響氣團位置的原因之一（在天氣圖上可以見到地表低壓區是隨氣流移動的）。地表風整體的流向是從緯線30度至60度的。可是中緯度環流上空的流向尚未能完全界定，一方面因為環流本身處於極地環流與低緯度環流之間，沒有一個強烈的熱源或冷源推動對流，而另一方面地表渦漩也對上空環境造成不穩定影響。
中緯度環流圈中存在冷熱交匯：極地的冷空氣南下，低緯的暖空氣北上，在西風帶內形成了各種高壓區域和低壓區域，並以波的形式存在，所以叫西風波動，又稱羅斯貝波或行星波。這些波動一般以高壓脊、低壓槽、阻塞高壓或切斷低壓形式存在。
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海陸間環流為區域尺度的環流，白天因為海洋比熱較大，相對的地表溫度上升較快，空氣熱對流上升，在陸地上空對流層頂(tropopause)左右形成高空輻散，而一部分空氣流動至海面上空，因海面上空對流層頂氣溫較陸地上為低，故在此高空輻合而下沉，沉至海面形成低空輻散，一部分向陸地流動，在地面產生低空輻合後又上升，成一循環，故白天在海岸附近容易發生海風的現象。
夜晚陸地比熱較小降溫較快，反之亦然，故易吹陸風。
海水的比熱容量遠比陸地為高，所以陸地在冬季時的地表溫度比海洋低，夏季時的地表溫度比海洋高，造成大陸與海洋之間隨季節更迭的熱循環。當空氣受熱膨脹，密度便會降低，因而向上升；反之亦然。這使得在夏季時陸地的氣壓會比海洋低，海洋的暖濕空氣向陸地移動，冬季時則相反，所以季風區在夏季和冬季的風向會相反，可以按此分為冬季季候風和夏季季候風。世界上季風氣候最典型的地區位於亞洲東部，原因是該地有世界上最大的大陸亞歐大陸和最大的海洋太平洋。該地由此形成了獨特的熱帶季風氣候、亞熱帶季風氣候和溫帶季風氣候。
三種環流在火星上都有。不過，太陽射在火星表面造成的回應與同，火星表面上夏季最熱的地方不在赤道，而在夏季半球——即處於夏季的半球的熱帶和亞熱帶，因此火星上夏季環流圈不是像在地球上那樣分佈在赤道兩邊。
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