Hochlandklima, Hauptklimatyp, der oft der Köppen-Klassifikation hinzugefügt wird, obwohl er nicht Teil des ursprünglichen oder überarbeiteten Systems des deutschen Botanikers und Klimatologen Wladimir Köppen war. Er umfasst alle Hochlandgebiete, die sich nicht ohne weiteres in andere Klimatypen einordnen lassen. Im Köppen-Geiger-Pohl-System wird er mit H abgekürzt.
M.C. Peel, B.L. Finlayson, und T.A. McMahon (2007), Aktualisierte Weltkarte der Köppen-Geiger-Klimaklassifikation, Hydrology and Earth System Sciences, 11, 1633-1644.
Die großen Hochlandregionen der Welt (die Kaskaden, die Sierra Nevadas und die Rocky Mountains in Nordamerika, die Anden in Südamerika, der Himalaya und die angrenzenden Gebirgsketten sowie die Hochebene von Tibet in Asien, das östliche Hochland von Afrika und die zentralen Teile von Borneo und Neuguinea) können auf dieser Ebene nicht realistisch klassifiziert werden, da die Auswirkungen der Höhe und des Reliefs zu unzähligen Mesoklimata und Mikroklimata führen. Diese Vielfalt über kurze horizontale Entfernungen ist auf der kontinentalen Skala nicht darstellbar. Über solche Gebirgsregionen lässt sich nur wenig Allgemeingültiges sagen, außer dass sie in grober Näherung den kühleren und feuchteren Versionen des Klimas im nahe gelegenen Tiefland ähneln, was den jährlichen Temperaturbereich und die jahreszeitlichen Niederschläge betrifft. Ansonsten können nur die allgemeinsten Merkmale genannt werden.
Mit zunehmender Höhe nehmen Temperatur, Druck, Luftfeuchtigkeit und Staubgehalt ab. Die geringere Menge an Luft über dem Boden führt zu einer hohen atmosphärischen Transparenz und einem verstärkten Empfang von Sonnenstrahlung (insbesondere der ultravioletten Wellenlänge) in der Höhe. Die Höhe führt auch zu mehr Niederschlag, zumindest auf den ersten 4.000 Metern. Die Ausrichtung der Berghänge hat einen großen Einfluss auf den Empfang der Sonnenstrahlung und die Temperatur und bestimmt auch die Windexposition. Berge können weitere Auswirkungen auf das Windklima haben; Täler können die Windgeschwindigkeiten erhöhen, indem sie regionale Strömungen „trichtern“, und sie können auch mesoskalige Berg- und Talwindzirkulationen erzeugen. Außerdem kann kalte Luft aus höheren Lagen abfließen und in niedrig gelegenen Tälern „Frosttaschen“ bilden. Darüber hinaus können Berge als Barrieren für die Bewegung von Luftmassen wirken, sie können Unterschiede in der Niederschlagsmenge zwischen Luv- und Leeseite verursachen (der geringere Niederschlag auf und in Lee wird als Regenschatten bezeichnet) und, wenn sie hoch genug sind, können sich auf ihren Gipfeln und Kämmen dauerhafter Schnee und Eis ansammeln; die Schneegrenze variiert in der Höhe vom Meeresspiegel in der Subarktis bis zu etwa 5.500 Metern auf 15-25° nördlicher und südlicher Breite.