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从对流层顶到约50km高度的大气层。
层内温度通常随高度的增加而递增。
底部温度随高度变化不大。
是地球大气层里上热下冷的一层，此层被分成不同的温度层，当中高温层置于顶部，而低温层置于低部。
它与位于其下贴近地表的对流层刚好相反，对流层是上冷下热的。
对流层上面，直到高于海平面50公里这一层，气流主要表现为水平方向运动，对流现象减弱，这一大气层叫做“平流层”，又称“同温层”。
这里基本上没有水汽，晴朗无云，很少发生天气变化，适于飞机航行。
在20～30公里高处，氧分子在紫外线作用下，形成臭氧层，像一道屏障保护着地球上的生物免受太阳紫外线及高能粒子的袭击。
电离层（Ionosphere）/暖（热）层（Thermosphere）
电离层是地球大气的一个电离区域。
该层特点是：
除地球外，金星、火星和木星都有电离层。
电离层从离地面约50公里开始一直伸展到约1000公里高度的地球高层大气空域，其中存在相当多的自由电子和离子，能使无线电波改变传播速
主要气象要素
气压：
大气的压力,它是在任何表面的单位面积上,空气分子运动所产的压力。
气温：
大气的温度，表示大气冷热程度的量。
单位一般用摄氏度℃，或用热力学温度K。
大气湿度（简称湿度）:
它是表示空气中水汽含量或潮湿的程度,可以由比湿（g）、绝对湿度（pv）、水气压（e）、露点、相对湿度等物理量表示。
风：
空气相对于地面的运动。
气象上常指空气的水平运动,并用风向、风速来表示。
风是一个矢量，具有大小和方向。
风向是指风的来向。
风速是指单位时间内空气在水平方向运动的距离，单位用m/s或km/h表示。
（0-12级）
云：
悬浮在空气中的大量水滴和冰晶组成的可见聚合体。
在常规气象观测中要测定云状、云高和云量。
降水：
指从云中降落的液态水和固态水，如雨、雪、冰雹等。
蒸发：
液体表面的气化现象。
气象上指水由液体变成气体的过程。
辐射：
能量或物质微粒从辐射体向空间各方向发送过程。
气象上通常称太阳辐射为短波辐射,地球表面辐射和大气辐射为长波辐射。
日照：
表示太阳照射时间的量。
气象上通常提供的是观测到的实照时数。
能见度：
是指视力正常的人在当时的天气条件下，能够从天空背景中看到或辨认出的目标物（黑色、大小湿度）的最低水平距离，单位：
m或km。
能见度表示了大气清洁、透明的程度。
观测值通常分为10级。
气湿：
空气的湿度简称气湿，反映了大气中水汽含量的多少和空气的潮湿程度。
气温
大气的温度简称气温，气温是地面气象观测规定高度（即1.25～2.00米，国内为1.5米）上的空气温度因此，基准站每日观测2--4次）、日最高气温和日最低气温。
配有温度计的台站还有气温的连续记录。
是由安装在百叶箱中的温度表或温度计所测定的，这些温度表或温度计是根据水银、酒精或双金属片作为感应器的热胀冷缩特性制成的。
气温的单位用摄氏度（℃）表示，有的以华氏度（F）表示，均取小数一位，负值表示零度以下。
人们根据水银（酒精）热胀冷缩的原理发明了温度计，并将其安装在特殊的装置内，对气温进行自动连续监测。
气温变化
气温变化分日变化和年变化。
日变化，最高气温是正午12点左右，最低气温是日出前后。
年变化，北半球陆地上7月份最热，海洋上8月份最热；
南半球与北半球相反。
气温分布
从低纬度向高纬度递减，因此等温线与纬线大体上平行。
同纬度海洋陆地的气温是不同的。
夏季等温线陆地上向高纬方向凸出，海洋向低纬方向凸出。
平均气温
指某一段时间内，各次观测的气温值的算术平均值。
根据计算时间长短不
1某日平均气温：
某一天的最高气温和最低气温的平均值。
2某月平均气温：
某一月的多日平均气温的平均值。
3某年平均气温：
将某年的多日平均气温（或多月平均气温）的平均值
3.中国出现的极端最高气温和极端最低气温
Δ中国极端最高气温的地方是在新疆的吐鲁番盆地，新中国成立前吐鲁番曾创下了47.8℃的全国记录。
以后，在1953年和1956年这两年的7月24日，都出现过47.6℃的高温、，1975年7月13日的吐鲁番民航机场还曾观测到目前中国的极端最高气温——49.6℃.
Δ中国内蒙古自治区大兴安岭的免渡河在1922年1月16日曾观测到-50.1℃的温度。
是新中国成立前气温记录中的最低值。
新中国成立后，新疆北部的富蕴气象站在1960年1月20日以-50.7℃的低温首次打破了免渡河的记录，接着1月21日又以-51.5℃再创全国新记录。
中国最北的气象站--黑龙江省漠河气象站，1968年12月27日清晨测得了气温-50.9℃。
在1969年2月13日漠河终于诞生了中国现有气象资料中的极端最低气温记录——-52.3℃。
最高、最低气温
最高气温是一日内气温的最高值，一般出现在14-15时，最低气温一般出现在早晨5-6时
城市气温影响因素
1）城市下垫面（大气底部与地表的接触面）特性的影响
城市内大量人工构筑物如铺装地面、各种建筑墙面等，改变了下垫面的热属性。
城市地表含水量少，热量更多地以显热形式进入空气中，导致空气升温。
同时城市地表对太阳光的吸收率较自然地表高，能吸收更多的太阳辐射，进而使空气得到的热量也更多，温度升高。
2）城市大气污染
城市中的机动车辆、工业生产以及大量的人群活动，产生了大量的氮氧化物、二氧化碳、粉尘等，这些物质可以大量地吸收环境中热辐射的能量，产生众所周知的温室效应，引起大气的进一步升温。
3）人工热源的影响
工厂、机动车、居民生活等，燃烧各种燃料、消耗大量能源，无数个火炉在燃烧，都在排放热量！
4）城市里的自然下垫面减少
城市的建筑、广场、道路等等大量增加，绿地、水体等自然因素相应减少，放热的多了，吸热的少了，缓解热岛效应的能力就被削弱了。
气温分布状况
气温的分布通常用等温线图表示。
所谓等温线就是地面上气温相等的各地点的连线。
等温线的不同排列，反映出不同的气温分布特点。
如等温线稀疏，则表示各地气温相差不大。
等温线密集，表示各地气温悬殊。
等温线平直，表示影响气温分布的因素较少。
等温线的弯曲，表示影响气温分布的因素较多。
等温线沿东西向平行排列，表示温度随纬度而不同，即以纬度为主要因素。
等温线与海岸平行，表示气温因距海远近而不同，即以距海远近为主要因素等等。
影响气温分布的主要因素有三，即纬度、海陆和高度。
在一年内的不同季节，气温分布是不同的。
通常以1月代表北半球的冬季和南半球的夏季，7月代表北半球的夏季和南半球的冬季。
对冬季和夏季地球表面平均温度分布的特征，可作如下分析。
首先，在全球平均气温分布图上，明显地看出，赤道地区气温高，向两极逐渐降低，这是一个基本特征。
在北半球，等温线7月比1月稀疏。
这说明1月北半球南北温度差大于7月。
这是因为1月太阳直射点位于南半球，北半球高纬度地区不仅正午太阳高度较低，而且白昼较短，而北半球低纬地区，不仅正午太阳高度较高，而且白昼较长，因此1月北半球南北温差较大。
7月太阳直射点位于北半球，高纬地区有较低的正午太阳高度和较长的白昼，低纬地区有较高的正午太阳高度和较短的白昼，以致7月北半球南北温差较小。
其次，冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，而夏季相反。
这是因为在同一纬度上，冬季大陆温度比海洋温度低，夏季大陆温度比海洋温度高的缘故。
南半球因陆地面积较小，海洋面积较大，因此等温线较平直，遇有陆地的地方，等温线也发生与北半球相类似的弯曲情况。
海陆对气温的影响，通过大规模洋流和气团的热量传输才显得更为清楚。
例如最突出的暖洋流和暖气团是墨西哥湾暖洋流和其上面的暖气团，这使位于60N以北的挪威、瑞典1月平均气温达0—15℃，比同纬度的亚洲及北美洲东岸气温高10—15℃。
盛行西风的40N处，在欧亚大陆靠近大西洋海岸，由于海洋影响，1月平均气温在15℃以上。
在亚洲东岸受陆上冷气团的影响，1月平均气温在－5℃以下。
大陆东西岸1月份同纬度平均气温竟相差20℃以上。
在40N处的北美洲西岸1月平均气温靠近10℃，在东面大西洋海岸仅为0℃，相差亦达10℃。
至于冷洋流对气温分布的影响，在南美洲和非洲西岸也是明显的。
此外，高大山脉能阻止冷空气的流动，也能影响气温的分布。
例如，中国的青藏高原、北美的落基山、欧洲的阿尔卑斯山均能阻止冷空气不向南面向东流动。
再次，最高温度带并不位于赤道上，而是冬季在5—10°
N处，夏季移到20°
N左右。
这一带平均温度1月和7月均高于24℃，故称为热赤道。
热赤道的位置从冬季到夏季有向北移的现象，因为这个时期太阳直射点的位置北移，同时北半球有广大的陆地，使气温强烈受热的缘故。
最后，南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。
北半球仅夏季最低温度出现在极地附近，而冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区。
极端温度的度数和出现地区，往往在平均温度图上不能反映出来。
根据现有记录，世界上绝对最低气温出现在东西伯利亚的维尔霍扬斯克和奥伊米亚康，分别为－69.8℃和－73℃，1962年在南极记录到新的世界最低气温为－90℃。
世界绝对最高气温出现在索马里境内，为63℃。
在中国境内，绝对最高气温出现在新疆维吾尔自治区的吐鲁番，达到48.9℃。
绝对最低气温在黑龙江省的漠河，1968年2月13日测得－52.3二、气温的非周期性变化气温的变化还时刻受着大气运动的影响，所以有些时候，气温的实际变化情形，并不像上述周期性变化那样简单。
例如3月以后，中国江南正是春暖花开的时节，却常常因为冷空气的活动而有突然转冷的现象。
秋季，正是秋高气爽的时候，往往也会因为暖空气的来临而突然回暖。
某地气温除了由于太阳辐射的变化而引起的周期性变化外，还有因大气的运动而引起的非周期性变化。
实际气温的变化，就是这两个方面共同作用的结果。
如果前者的作用大，则气温显出周期性变化；
相反，就显出非周期性变化。
不过，从总的趋势和大多数情况来看，气温日变化和年变化的周期性还是主要的。
4测量方法
气温是衡量空气冷热程度的物理量，表示空气分子运动的平
均动能的大小。
通常用摄氏温标（t）来表示，也有用华氏温标（F）表示的，理论研究工作中常用绝对温度（T）表示
地面气温一般指距地面1.25-2.0米处的大气温度。
测量时，为了防止太阳辐射对观测值的影响，测温仪器必须放在百叶箱或防辐射罩内，并且还要满足测量元件有良好的通风条件。
气象台站用来测量近地面空气温度的主要仪器是装有水银或酒精的玻璃管温度表。
因为温度表本身吸收太阳热量的能力比空气大，在太阳光直接曝晒下指示的读数往往高于它周围空气的实际温度，所以测量近地面空气温度时，通常都把温度表放在离地约1.5m处四面通风的百叶箱里。
气象部门所说的地面气温，就是指高地面约1.5m处百叶箱中的温度。
5气体压强
在任何表面的单位面积上空气分子运动所产生的压力。
p=F/S
气压以百帕（hPa）为单位，取一位小数。
∙一、等压面与等压线的空间关系
∙
等压面是指在垂直方向上气压相等的面，反映出垂直方向上的气压差异。
等压线是指同一水平面上气压相等的各点连线，反映出水平方向上的气压差异。
某一高度的水平面切割等压面而得到的交线即为等压线。
如下面甲、乙两图的上部分别是1008百帕、1007百帕、1006百帕、1005百帕的几个等压面分布，甲图中的等压面上凸，乙图中的等压面下凹。
气压的分布是用等高面上的等压线的分布来表示的，等压线是某一海拔高度相等的等高面与空中若干不同等压面相割，在等高面上形成的许多交线，如甲、乙两图的下部等压线。
可以看出，等压面上凸区对应等压线的高值区，即为高气压区；
等压面下凹处，对应等压线的低值区，即为低气压区。
二、等压线图中气压场类型的判读
等压线图中气压场的判读，可联系等高线图的判读方法。
在等压线图中，等压线闭合，数值中间低四周高，为低压中心（气旋），反之为高压中心（反气旋）。
等压线弯曲，并向气压数值减小方向弯曲，弯曲处的狭长区域称为高压脊，高压脊的等压线呈舌状向外伸出，曲率最大处转折点的连线是脊线，脊线与等压线垂直；
等压线弯曲，并向气压数值增大方向弯曲，弯曲处的狭长区域称为低压槽，低压槽的等压线呈V字状向外伸展，V字状顶端的连线是槽线，槽线与等压线垂直。
三、等压面的判读方法
1.根据等压线（面）的弯曲状况确定下垫面的冷热
根据等压线的分布，如图所示，同一高度面上a处等压线向上凸出，说明该处气压较高，而处于同一高度的b处气压较低，因为a＞c,c＝d，而d＞b，所以a＞b。
根据高空气压状况与地面气压状况相反的特点，可以确定近地面A处气压较低（这里必须特别注意，A处气压低不是与其高空的a处相比，而是与近地面的B处相比而言的，对A处来说，其气压远远大于高空的a处）,B处气压较高。
A、B两处的气压差异是地面热力性质的差异引起空气的上升、下沉运动所致。
地面温度较高处，空气受热膨胀上升，地面气压较低；
地面温度较低处，空气冷却收缩下沉，地面气压较高。
因此我们可以根据地面气压高低，反推地面的冷热状况。
A处近地面气压低，说明空气受热上升，从而得出地面温度较高的结论。
2.根据等压面的凸向判断气压的高低
图1
图2
在等压面图中，经常见到比较不同的高度及同一高度上的气压高低的问题，以及考查等压面凸向的问题。
这类问题解答的原则是：
不同海拔高度上，越向高空，气压值越低，因为越向高空，空气的密度越小；
在近地面附近气温低的地方气压高，气温高的地方气压低。
高空气压的高低与近地面气压高低相反。
如上面图2，甲、乙、丙、丁四地气压由高到低顺序为乙、甲、丙、丁，丙为高气压，丁为低气压，而地面上的甲为低气压，乙为高气压。
在热力环流形成的等压面上，向上凸的地方为高压，下凹的地方为低压。
气压高低是指同一水平面（海拔高度）上的比较，而在垂直方向上，海拔越高，气压越低，因为越向高空，空气的密度越小。
3.利用等压面的凸凹状况可判断
（1）气温高低。
近地面的等压面下凹（高空等压面上凸），近地面气温高。
（2）海陆分布。
冬季，近地面等压面下凹（高空上凸）是海洋；
夏季，近地面等压面下凹（高空上凸）是陆地。
（3）城市和郊区。
城市近地面的等压面下凹（高空上凸）。
四、等压线图中如何进行风向确定和风力大小的比较
1.风向的确定
第一步，在等压线图中，画出过该点并垂直于等压线的虚线箭头（由高压指向低压，但并非一定指向低压中心）表示水平气压梯度力的方向。
第二步，确定南、北半球后，面向水平气压梯度力方向向右（北半球）或左（南半球）偏转30°
～45°
角，画出实线箭头，即为经过该点的风向。
如下图:
风向是指风的来向，即风从哪个方向来，就用它的来向命名风向。
例如，我国东部地区夏季风从东南方向吹来，因此说夏季吹东南风；
冬季风从西北方向吹来，所以说冬季吹西北风。
2.风力大小的比较
风力的大小取决于水平气压梯度力的大小，因此，等压线密集处水平气压梯度力大，风力也大。
但要注意不同的两幅图上的等压线值和比例尺的变化。
规律如下:
（1）同一等压线图上等压线密集，风力大；
等压线稀疏，风力小。
（2）比例尺越大，水平气压梯度力越大，风力越大；
比例尺越小，风力越小。
（3）相邻两条等压线数值差越大，水平气压梯度力越大，风力越大；
相邻两条等压线数值差越小，水平气压梯度力越小，风力越小。
3.根据风向可判读
（1）等压线值的大小：
顺着风向，等压线值越来越小。
（2）南北半球:
向右偏——北半球；
向左偏——南半球。
（未考虑地形与其他因素影响）
（3）近地面和高空（高空忽略摩擦力）:
风向与等压线的关系:
斜交——近地面；
平行——高空。
（4）高压和低压（风压定律）
观测者背风而立：
北半球高压中心位于其右后方（左下图），南半球高压中心位于其左后方（右下图）。
降水
降水是指空气中的水汽冷凝并降落到地表的现象，它包括两部分，一是大气中水汽直接在地面或地物表面及低空的凝结物，如霜、露、雾和雾淞，又称为水平降水；
另一部分是由空中降落到地面上的水汽凝结物，如雨、雪、霰雹和雨淞等，又称为垂直降水。
但是单纯的霜、露、雾和雾淞等，不作降水量处理。
在中国，国家气象局地面观测规范规定，降水量仅指的是垂直降水，水平降水不作为降水量处理，发生降水不一定有降水量，只有有效降水才有降水量。
一天之内50毫米以上降水为暴雨（豪雨），25毫米以上为大雨，10-25毫米为中雨，10毫米以下为小雨，75毫米以上为大暴雨（大豪雨），200毫米以上为特大暴雨。
3分类
▪锋面雨
▪对流雨
▪地形雨
▪气旋雨
降水（precipitation）
水汽在上升过程中，因周围气压逐渐降低，体积膨胀，温度降低而逐渐变为细小的水滴或冰晶漂浮在空中形成云。
当云滴增大到能克服空气的阻力和上升气流的顶托，且在降落时不被蒸发掉才能形成降水。
水汽分子在云滴表面上的凝聚，大小云滴在不断运动中的合并，使云滴不断凝结（或凝华）而增大。
云滴增大为雨滴、雪花或其他降水物，最后降至地面。
人工降雨是根据降水形成的原理，人为的向云中播撒催化剂促使云滴迅速凝结、合并增大，形成降水。
2产生降水的主要过程有：
①天气系统的发展，暖而湿的空气与冷空气交汇，促使暖湿空气被冷空气强迫抬升，或由暖湿空气沿锋面斜坡爬升。
②夏日的地方性热力对流，使暖湿空气随强对流上升形成小型积雨云和雷阵雨。
③地形的起伏，使其迎风坡产生强迫抬升，但这是一个比较次要的因素。
多数情况下，它和前两种过程结合影响降水量的地理分布。
形成降水的条件有3个：
一是要有充足的水汽；
二是要使气块能够抬升并冷却凝结；
三是要有较多的凝结核。
影响降水的因素
1,海陆位置
2.地形
3.大气环流
锋面雨
如果下垫面高温潮湿，近地面空气强烈受热，引起空气的对流运动，湿热空气在上升过程中，随气温的下降，形成对流云而降水，比如积雨云和浓积云，条件一定时即可降水。
特点是强度大，历时短，范围小，还常伴有暴风，雷电，故又称热雷雨。
在热带雨林气候区和夏季的亚热带季风气候区多见。
对流云降水
地形雨
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