45.    对流层：是大气最底层，以空气垂直运动旺盛为典型特点，平均高度为11km，气温随高度增加而降低，平均每升高100m下降0.65℃，对流层是受地面影响最大、最直接的圈层，同时也是对地表影响最直接、对人类生产活动影响最为强烈的圈层，云、雾、雨、雪等主要的天气现象都发生在此层
46.    平流层：是指从对流层顶到55km左右的大气层，气流稳定，其显著特点是随高度上升温度不变或微升，即由等温分布变成逆温分布，平流层水汽、尘埃等非常少，很少出现云和降水，大气透明度良好，但中、高纬度地区早晚有时可观测到具有珍珠斑色彩，气流以水平运动位置，很适合高空飞行
47.    中间层：是指从平流层顶到85km高度的气层，亦称高空对流层，典型特点是温度随高度升高而迅速降低，到中间层顶下降到-83℃，是大气圈中最冷的部分，该层有相当强烈的空气垂直运动，但因空气稀薄，垂直运动不能与对流层比拟
48.    暖层：是指中间层顶至800km高度的气层，也叫电离层，空气密度很小，可以吸收太阳紫外辐射，因而温度随高度上升而很快增加，顶部气温可达1000℃以上
49.    太阳常数：在日地平均距离（D=1.496*108km）上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射称为太阳常数
50.    反照率：到达地面的总辐射一部分被地面吸收转变成热能，一部分被反射，反射部分占辐射量的百分比称为反照率，反照率随地面性质和状态的不同而有很大差异，地表面性质有季节变化，因此反照率也有季节变化
51.    气温垂直递减率：对流层大气离地面越高，吸收的长波辐射能越少，因此气温随海拔升高而降低，气温随高度变化的情况用单位高度（通常取100m）气温变化值表示，即℃/100m，称为气温垂直递减率，简称气温直减率。整个对流层海拔每升高100m，气温平均降低0.65℃
52.    大气辐射：是指大气吸收地面长波辐射的同时，又以辐射的方式向外放射能量，大气这种向外放射能量的方式称为大气辐射，由于大气本身的温度也低，放射的辐射能的波长较长，故也称为大气长波辐射
53.    大气逆辐射（温室效应）：大气获得热能后依据本身温度向外辐射，称为大气辐射，其中一部分外逸到宇宙空间，一部分向下投向地面，后者称为大气逆辐射。大气逆辐射的存在使地面实际损失的热量少于以长波辐射放出的热量，因而地面得以保持一定的温暖程度，这种保温作用通常称为花房效应或温室效应
54.    辐射平衡（辐射差额）：是指在某一时段内物体能量收支的差值
55.    逆温层：一般来说，夏季和白天地面吸收大量太阳辐射，长波辐射强度大，近地面空气层受热多，气温直减率大；冬季和夜晚的气温直减率小，但在特殊情况下，某些气层的温度随高度而增加，这些气层称为逆温层。近地面层常因夜间地面辐射降温而形成逆温层，称为辐射逆温，较暖的空气流到较冷地面或水面上时也会形成逆温，称平流逆温，此外还有锋面逆温和下沉逆温。逆温层出现时，空气层结稳定，对空气垂直对流起到削弱阻碍作用，故称阻挡层
56.    水汽压：大气压力是大气中各种气体压力的总和，大气中水汽所产生的那部分压力叫水汽压，用百帕表示，在气象观测中，由干湿球温度差经过换算而求得，一般情况下，地面水汽压由赤道向两极减小
57.    饱和水汽压：温度一定时，单位体积空气中容纳的水汽量有一定的限度，达到这个限度，空气呈饱和状态，称为饱和空气，饱和空气的水汽压称为饱和水汽压，也叫最大水汽压，超过这个限度，水汽就开始凝结。饱和水汽压随温度升高而增大
58.    绝对湿度（水汽密度）：单位容积空气所含的水汽质量通常以g/cm²表示，称为绝对湿度或水汽密度。
59.    相对湿度：大气的实际水汽压e与同温度下的饱和水汽压E之比，称为相对湿度（f），用百分数表示，表达式为f=e/E x 100%  空气饱和时，e=E，f=100%；空气未饱和时，e<E,f<100%；空气处于过饱和时，f>100%
60.    露点：一定质量的湿空气，若气压保持不变而令其冷却，则饱和水汽压随温度降低而减小。当E=e时，空气达到饱和。湿空气等压冷却降温达到饱和的温度就是露点温度，露点完全由空气的水汽压决定，气压一定时它是等压冷却过程的保守量
61.    雾凇：雾凇是一种白色固体凝结物，由过冷雾滴附着于地面物体或树枝迅速冻结而成，俗称“树挂”
62.    雨凇:雨凇是形成在地面或地物迎风面上、透明或毛玻璃状的紧密冰层，俗称“冰棱”，多半在温度为0—-6℃时，由过冷却雨、毛毛雨接触物体表面形成，或经长期严寒后雨滴降落在极冷物体表面冻结而成，雨凇可发生在水平面上也可发生在垂直面上，并以迎风面集聚较多
63.    辐射雾：是指夜间地面辐射冷却使贴近地面气层变冷而形成的雾，辐射雾在大陆最为常见，尤以山谷、盆地为多，常出现于晴朗、微风、近地面水汽较充沛的夜间或早晨
64.    平流雾:是指暖空气移到冷下垫面上形成的雾，平流雾范围广而且深厚，只要有适宜的风向、风速，常可以持续很久，但只要暖湿空气来源中断，雾立即消散，我国沿海春夏季节的海雾就是平流雾
65.    蒸汽雾：是指冷空气移到暖水面上形成的雾，这种雾在一日中任何时间形成，也可终日不消散，蒸汽雾在北冰洋的冬季较为常见，叫做极地烟雾或北极烟，深秋或初冬早晨见于河面、湖面的轻雾则称河、湖烟雾
66.    上坡雾：是指潮湿空气沿山坡上升使水汽凝结而产生的雾，潮湿空气必须处于稳定状态，山坡坡度也不能太大，否则就会发生对流而成为层云，在我国青藏高原、云贵高原常见
67.    锋面雾：是指发生于锋面附近的雾，主要是暖气团的降水落入冷空气层时，冷空气因雨滴蒸发而达到过饱和，水汽在锋面底部凝结而成，我国江淮一带梅雨季节常出现
68.    冰晶效应：当水滴与冰晶共存时，在温度相同的条件下，由于冰面饱和水汽压小于水面饱和水汽压，水滴将不断蒸发变小，而冰晶则不断凝华增大，这种过程称为冰晶效应
69.    降水变率：各地降水量在年际和年内各月间都有变化，由于各地自然地理环境不同，其变化情况并不一致，有些地区相对稳定，有些地区变化明显，通常用降水变率来表征，即各年降水量的距平数与多年平均降水量的百分比表征降水量的变化程度
Cv=距平数/平均数*100%
平均数为某地多年平均降水量，距平数为当年降水量与平均数之差，降水变率大小反映
降水的稳定性和可靠性
70.    水平气压梯度力：气压分布不均产生气压梯度，使空气具有由高压区流向低压区的趋势， 通常把存在水平气压梯度时单位质量空气所受的力称为水平气压梯度力
71.    地转偏向力：是指由于地球转动而使在地球上运动的物体发生方向偏转的力，包括垂直和水平两个分量
72.    惯性离心力：空气作曲线运动时受惯性离心力的作用，惯性离心力方向与空气运动方向相垂直，并自曲线路径的曲率中心指向外缘，其大小与空气曲线运动线速度v的平方成正比，与曲率半径r成反比
73.    地转风：是指自由大气中空气做等速、直线水平运动。在高空自由大气中摩擦力可以忽略不计，起作用的主要是气压梯度力和地转偏向力，当这两个力平衡时，就形成地转风，高空风近似于地转风，它的方向与等压线平行，背风而立，在北半球是高压在右、低压在左；相反，在南半球背风而立，低压在右、高压在左
74.    梯度风：是指自由大气中的空气作曲线运动时，作用于空气的气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力达到平衡时所形成的的风。空气作直线运动时所受的惯性离心力等于零，梯度风变成地转风，因此地转风是梯度风的一个特例
75.    热成风：水平温度分布不均将导致气压梯度随高度发生变化，风也相应随高度发生变化，由水平温度梯度引起的上下层风的向量差，称为热成风
76.    大气环流：是指大范围内具有一定稳定性的各种气流运行的综合现象，水平尺度可涉及某个大地区、半球甚至全球；垂直尺度有对流层、平流层、中间层或整个大气圈的大气环流；时间尺度有一至数日、月、季、半年、一年直至多年的平均大气环流。其主要表现形式包括全球行星风系，三圈环流、定常分布的平均槽脊和高空急流、西风带中的大型扰动、季风环流
77.    全球气压带：赤道附近终年受热，温度高，空气膨胀上升，到高空向外流散，导致气柱质量减少，低空形成低压区，称为赤道低压带；两极地区气温低，空气冷却收缩下沉，积聚在低空，而高空伴有空气辐合，导致气柱质量增加，在低空形成高压区，称为极地高压带；从赤道上空流向两极地区的气流在地转偏向力作用下，流向逐渐趋于纬线方向，阻滞来自赤道上空的气流向高纬流动，空气质量增加，形成高压带，称为副热带高压带；副热带高压带和极地高压带之间是一个相对低压带，称为副极地低压带
78.    行星风系：是指不考虑海陆和地形的影响，地面盛行风的全球性形式，全球地面行星风系主要包括三个盛行风带：信风带、西风带和极地东风带
79.    季风环流：大陆和海洋间的广大地区，以一年为周期、随着季节变化而方向相反的风系，称为季风，季风是海陆间季风环流的简称，它是由大尺度的海洋和大陆间的热力差异形成的大范围热力环流，夏季由海洋吹向大陆的风为夏季风；冬季由大陆吹向海洋的风为冬季风
80.    海陆风：滨海地区白天风从海洋吹向陆地；晚间风从陆地吹向海洋，这就是海陆风环流。海陆风是由海陆热力差异引起的，影响范围局限于沿海，风向转换以一天为周期。白天陆地增温比海面快，陆面气温高于海面，因而下层风由海面吹向陆地，上层则有反向气流；夜间陆地降温快而海面降温慢，海面气温高于陆面，海岸和附近海面间形成与白天相反的热力环流，气流由陆地吹向海面
81.    山谷风：当大范围水平气压场较弱时，山区白天地面风从谷地吹向山坡；晚间地面风从山坡吹向谷地，这就是山谷风环流。白天山坡空气比同高度的自由大气增热强烈，暖空气沿坡上升成为谷风；夜间山坡辐射冷却，降温迅速，而谷地中同高度空气冷却较慢，因而形成与白天相反的热力环流，下层风由山坡吹向山谷
82.    焚风：气流受山地阻挡被迫抬升，迎风坡空气上升冷却，起初按干绝热直减率降温（1℃/100m），当温度达到饱和状态时水汽凝结，气温按湿绝热直减率降低，大部分水分在迎风坡降落。气流越山后顺坡下沉，基本按干绝热直减率增温（0.5-0.6℃/100m），以致背风坡气温比迎风坡同高度气温高，从而形成相对干热的风，这就是焚风
83.    气团：是指在广大区域内水平方向上温度、湿度、垂直稳定度等物理属性较均匀的大块空气团，其水平范围由数百千米到数千千米，垂直范围由数千米到十余千米甚至伸展到对流层顶，一个气团内部由于其物理属性相近，其天气现象也大体一致，因此气团具有明显的天气意义，经常形成或受到某种气团入侵的地区必然出现不同于其他地区的气候特征或气候类型
84.    气团变性：环流条件改变，气团将在大气环流牵引下离开源地，一旦移到新环境，就会改变原有属性，获得新属性，这一过程称为气团变性
85.    锋（锋面）：温度或密度差异很大的两个气团相遇形成狭窄过渡区域称为锋，锋是占据三维空间的天气系统，其水平宽度约数十到数百千米，垂直范围可达数千米到十余千米。（远比气团小，因此可以将其看做两个气团的界面，故又称锋面，锋面两侧的空气温度、湿度、气压、风、云等气象要素有明显的差异，锋面坡度愈大天气变化愈剧烈，锋面坡度倾向冷气团一侧，倾角随高度增加而逐渐变小）根据锋移动过程中冷暖气团的替代情况可分为冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋
86.    冷锋：是指冷气团主动向暖气团方向移动的锋，按推进速度的不同可分为第一型冷锋或称缓行冷锋，第二型冷锋亦称急行冷锋