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| 表示大气状态的物理量和物理现象统称为气象要素。气温、气压、湿度等物理量是气象要素，风、云、降水等天气现象也是气象要素，他们都能在一定程度上反映当时的大气状况。本节讨论三种最基本的气象要——气温、气压和空气湿度，他们也称为三大气象要素。
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| ==气温==
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| ===气温的概念===
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| 气温是表示空气冷热程度的物理量，它实质上是空气分子的平均动能大小的宏观表现。一般情况下，我们可将空气看作理想气体，这样空气分子的平均动能就是空气内能。因此气温的升高和降低，也就是空气内能的增加和减少。
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| 气温通常用三种温标来量度，即摄氏温标（℃），华氏温标（℉）和绝对温标（K）。摄氏温标将标准状况下纯水的冰点定为0℃，沸点定为100℃，其间分为100等分，每一等分为1℃。华氏温标是将纯水的冰点定为32℉，沸点定为212沸点，其间分为180等分，每一等分为1℉，可见1℃与1℉是不相等的。将摄氏度换算为华氏度的关系式为：<center><math>F=\frac{9}{5}C+32</math></center>在绝对温标下，以冰水和水气平衡共存的三相点，为此温标的273.16K，水的沸点为373.16K。此温标多用于热力学理论研究。
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| ===气温变化的基本方式===
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| 实际大气中，气温变化的基本方式有以下两种。
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| '''1.气温的非绝热变化'''
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| 非绝热变化是指空气块通过由外界的热量交换而产生的温度变化。气块与外界交换热量的方式主要有以下几种。
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| （1）'''''辐射'''''。辐射是指物体以电磁波的形式向外放射能量的方式。所有温度不低于绝对零度的物体都要向周围放出辐射能，同时也吸收周围的辐射能。物体温度越高，辐射能力越强，辐射的波长越短。如物体吸收的辐射能大于及放射的辐射能，温度就要升高，反之则温度降低。
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| 地球-大气系统热量的主要来源是吸收太阳辐射（短波）。当太阳辐射通过大气层时有24%被大气直接吸收，31%被大气反射和散射到宇宙空间，余下的45%到达地表。地面吸收其大部分后，由于反射和辐射（长波）的形式回到大气中大部分被大气吸收。同时大气也在不断地放出长波辐射，有一部分又被地表吸收。这种辐射能的交换情况极为复杂，但对大气层而言，对流层热量主要直接来自地面长波辐射，平流层热量主要来自臭氧对太阳紫外线的吸收。因此这两层大气的气温分布有很大差异。总的来说，大气层白天由于太阳辐射而增温，夜间由于向外放出辐射而降温。
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| （2）'''''传导'''''。传导是依靠分子的热运动，将热量从高温物体直接传递给低温物体的现象。由于空气分子间隙大，通过传导交换的热量很少，仅在贴地层中较为明显。
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| （3）'''''对流'''''。对流是空气的升降运动。通过对流，上下层空气相互混合，热量随之得到交换。通常是底层的热量传递到较高的层次，对流是对流层中热量交换的主要方式。
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| （4）'''''乱流'''''。断流是空气无规则的小范围涡旋运动。乱流是空气微团产生混合，气块间热量也随之得到交换。摩擦层下层由于地表的摩擦阻碍而产生扰动，以及地表增热不均而引起空气乱流，是乱流活动最强烈的层次。乱流是这一层中热量交换的重要方式之一。
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| （5）'''''水相变化'''''。水相变化是指水的状态变化，水通过相变释放热量或吸收热量引起气温变化。
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| '''2.气温的绝热变化'''
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| 绝热变化是指空气块与外界没有热量交换，仅由于其自身内能增减而引起的温度变化。例如当空气块被压缩时，外界对它做的功转化成内能，空气块温度会升高；反之，空气块在膨胀时，温度会降低。飞机在飞行中及机翼前缘空气被压缩而增温，后缘涡流区空气因膨胀而降温，对现代高速飞机来说是非常明显的。实际大气中当气块做升降运动时，可近似地看作绝热过程。气块上升时，因外界气压降低而膨胀，对外做功耗去一部分内能，温度降低，气块下降时则相反，温度升高。
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| 气块在升降过程中温度绝热变化的快慢用绝热直减率来表示。绝热直减率表示在绝热过程中，气块上升单位高度是其温度的降低值（或下降单位高度时其温度的升高值）。气块温度的绝热变化过程有两种情况，及伴随水相变化的绝热过程和不伴随水相变化的绝热过程，下面分别讨论。
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| （1）'''''干绝热过程'''''。在绝热过程中，如果气块内部没有水相的变化，叫干绝热过程（即干空气和未饱和湿空气的绝热过程）。在干绝热过程中，气块温度的直减率叫'''''干绝热直减率'''''，用''γ<sub>d</sub>''表示。根据实际计算，'''''γ<sub>d</sub>=1℃/100m'''''。[[文件:不同温度、气压下的γm值.jpg|link=|缩略图|505x505像素|表1.2 不同温度、气压下的γm值]]（2）'''''湿绝热过程'''''。在绝热过程中，如果气块内部存在水相变化，叫湿绝热过程。饱和空气块在上升时，内部的水汽会因温度降低而凝结，并放出潜热补偿一部分减少的内能。相反，在下降时，则会有水汽凝结物蒸发而消耗热量，减少一部分内能。因而在湿绝热过程中，气块温度的直减率（称湿绝热直减率，用''γ<sub>m</sub>''表示）比''γ<sub>d</sub>''要小，且随温度和气压而变化，其大小通常在0.4~0.7℃/100m之间。（表1.2）
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| 引起空气温度变化的绝热因素与非绝热因素常常是同时存在的，但因条件不同而有主次之分，当气块做水平运动和静止不动时，非绝热变化是主要的，当气块做垂直运动时，绝热变化是主要的。
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| ===局地气温的变化===
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| 以上的讨论主要是针对某一块空气而言的。而对某一地点的气温（又称局地气温）来说，其变化除了与那里的气块温度的绝热和非绝热变化有关外，还与不同温度气块的移动有关。近地面局地气温的变化主要决定于气块的非绝热变化和气块的水平运动。前者的变化比较有规律，具有周期性（年变化和日变化），而后者的变化无一定规律。
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| '''1.局地气温的周期变化'''
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| 由于太阳辐射强度的年变化和日变化特点，使得局地气温具有日变化和年变化。气温在一日当中具有周期性的变化，有一个最低值和最高值。最低值一般出现在早晨日出时，最高值在当地正午（太阳高度角最大）后2h左右。温的最高值与最低值之差，叫气温的日较差，日较差的大小与纬度、季节、地表性质和天气状况等因素有关。一般低纬大于高纬，夏季大于冬季，陆地大于海洋，晴天大于阴天。
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| 气温在一年之中也具有周期性变化，一般也有一个最低值和最高值。最低值在大寒前后，最高值在大暑前后。一年中气温的变化也可用年较差来表示。气温的年较差是指最热月的平均温度与最冷月的平均温度之差。由于是平均温度之差，所以年较差并不一定比日较差大。年较差的大小与纬度和海陆分布有关，一般高纬大于低纬，陆地大于海洋。
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| '''2.局地气温的非周期变化'''
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| 除了周期性的变化之外，局地气温还有非周期性的变化。主要是由于大规模冷暖空气运动和阴雨天气的影响。白天产生了较大降雨（雪）时，可使气温日较差大大减少，甚至可能使最高气温出现在晚上。我国江南春季气温不断变暖时，北方冷空气南下可产生倒春寒天气；秋季气温也可突然回暖，形成“秋老虎”天气。
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| ==气压==
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| 气压即大气压强，是指与大气相接触的面上，空力是由空气分子对接触面的碰撞而引起的。这个力是由空气分子对接触面的碰撞而引起的，也是空气分子运动所产生的压力。常用的量度气压的单位有百帕（hPa）和毫米汞柱（mmHg）。
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| ===气压随高度的变化===
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| 在大气处于静止状态时，某一高度上的气压值等于其单位水平面积上所承受的上部大气柱的重量。随着高度增加，其上部大气柱越来越短，且气柱中空气密度越来越小，气柱重量也就越来越小。
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| 因此气压总是随高度而降低的，<math>z_1</math>、<math>z_2</math>高度上的气压差，应等于这两个高度间空气柱的重量，即：<center><math>p_2-p_1=-\rho g(z_2-z_1)\times 1</math>即:<math>\Delta p=-\rho g\Delta z</math>
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| 取极限可得：<math>dp=-\rho gdz</math>
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| </center><math>\Delta p=-\rho g\Delta z</math>叫做静力学方程，反映了大气中气压随高度变化的特点。由此可见，在<math>\Delta z</math>不变的情况下，随高度增加，空气密度<math>\rho</math>要减小，<math>\Delta P</math>也随之减小，即高度越高，气压降低得越慢。在同一高度上，气温高的地区气压降低得比气温低的地区慢，也是这个道理。
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| ===航空上常用的几种气压===
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| '''1.本站气压'''
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| 本站气压是指气象台气压表直接测得的气压，由于各测站所处地理位置及海拔高度不同，本站气压常有较大差异。
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| '''2.修正海平面气压 QNH'''
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| 修正海平面气压是有本站气压推算到同一地点海平面高度上的气压值。运用修正海平面气压便于分析和研究气压水平分布情况。海拔高度大于1500m的测站不推算修正海平面气压，因为推算出的海平面气压误差可能过大，失去意义。
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| '''3.场面气压 QFE'''
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| 场面气压是着陆区（跑道入口端）最高点的气压。场面气压也是由本站气压推算出来的。飞机起降时为了准确掌握其相对于跑道的高度，就需要知道场面气压。场面气压也可由机场标高点处的气压代替。
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| '''4.标准海平面气压 QNE'''
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| 大气处于标准状态下的海平面气压称为标准海平面气压，其值为1013.25hPa或760mmHg。海平面气压是经常变化的，而标准海平面气压是个常数。
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| ===气压与高度===
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| 飞机飞行时测量高度多采用无线电高度表和气压式高度表。无线电高度表所测量的是飞机相对于所飞越地区地表的垂直距离。无线电高度表能不断的指示飞机相对于所飞越地表的高度，并对地形的任何变化都很“敏感”，这既是很大的优点，又是严重的缺点。如果在地形多变的地区上空飞行，飞行员试图按无线电高度表保持规定的飞行高度，飞机航迹将随地形起伏。而且，如果在云上或有限能见度条件下飞行，无法判定飞行高度的这种变化是由于飞行条件受破坏造成的，还是由于地形影响引起的。这样就是无线电高度表的使用受到限制，它主要用于校正仪表和在复杂气象条件下着陆使用。
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| 气压式高度表是主要的航行仪表。它是一个高度灵敏的空盒气压表，但刻度盘上标出的是高度，另外有一个辅助刻度盘可显示气压，高度和气压都可通过旋钮调定。高度表刻度盘是在标准大气条件下按气压随高度的变化规律而确定的，即气压式高度表所测量的是气压，根据标准大气中气压与高度的关系，就可以表示高度的高低。[[文件:各种气压高度示意图.jpg|缩略图|图1.3 各种气压高度示意图|链接=https://wiki.sinofsx.com/index.php%3Ftitle=%E6%96%87%E4%BB%B6:%E5%90%84%E7%A7%8D%E6%B0%94%E5%8E%8B%E9%AB%98%E5%BA%A6%E7%A4%BA%E6%84%8F%E5%9B%BE.jpg]]飞行中常用的气压高度有以下几种。
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| '''1.场面气压高度（QFE）'''
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| 它即是飞机相对于起飞和着陆机场跑道的高度。为使气压式高度表指示场面气压高度，飞行员需按场压来拨正气压式高度表，将气压式高度表的气压刻度拨正到场压值上。
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| '''2.标准海平面气压高度（QNE）'''
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| 指相对于标准海平面（气压为760mmHg或1013.25hPa）的高度。飞机在航线上飞行时，都要按标准海平面气压调整高度表。目的是使在所有航线上飞行的飞机都有相同的“零点”高度，你按此标准规定的航线仪表高度飞行，以避免飞机在空中相撞。
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| '''3.修正海平面气压高度（QNH）'''
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| 如果按修正海平面气压拨正气压式高度表，则高度表将显示出修正海平面气压高度。在飞机着陆时，将高度表指示高度减去机场标高就等于飞机距机场跑道面的高度。
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| ===气压水平的分布特点——水平气压场===
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| 水平气压场指某一水平面上的气压分布，这一水平面通常取为海平面。当海拔高度在1500m以下的各气象观测站推测出的海平面气压填在一张图上，绘出等压线，则可显示海平面上的气压分布。通常每隔2.5hPa或5hPa画一条等压线，在其两端或闭合等压线的北方标注气压数值。
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| 常见的水平气压分布的基本形式有五种（见图1.4）。
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| '''1.低压'''[[文件:水平气压场的基本形式.jpg|link=|缩略图|图1.4 水平气压场的基本形式]]由闭合等压线构成的中心气压比四周气压低的区域叫低气压，简称低压。
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| '''2.低压槽'''
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| 由低压延伸出来的狭长区域叫低压槽，低压槽中各条等压线弯曲最大处的连线叫槽线。
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| '''3.高压'''
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| 由闭合等压线构成的中心气压比四周高的区域叫高气压，简称高压。
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| '''4.高压脊'''
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| 由高压延伸出来的狭长区域叫高压脊，高压脊中各条等压线分区最大处的连线叫脊线。
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| '''5.鞍形气压区'''
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| 两高压和两低压相对组成的中间区域叫鞍形气压区，简称鞍。
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| 以上几种气压水平分布的基本形式统称气压系统，气压场就是由气压系统组合而成的。
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| 通过分析等压线，我们既可直观地了解到气压系统的分布情况，也能看出气压在水平方向上变化的快慢。位于相邻两条等压线间的气压差值是一定的（一般为2.5hPa），因此等压线的疏密程度就代表了气压在水平方向上变化快慢的程度。等压线越密的地方，气压沿垂直于等压线的方向变化就越快（沿平行于等压线的方向气压没有变化）。这一变化特点可用水平气压梯度概念来表示。水平气压梯度是一个向量，它的方向垂直于等压线，从高压指向低压，它的大小等于沿这个方向上单位距离内的气压差，可表示为<center><math>G_n=-\frac{\Delta P}{\Delta N}</math></center><math>\Delta N</math>为沿气压梯度方向上两点间的距离，<math>\Delta P</math>为这两点间的气压差。由于<math>\Delta N</math>的方向是从高压指向低压，沿<math>\Delta N</math>方向上的气压总是降低的，故气压差<math>\Delta P</math>恒为负值。规定气压梯度与<math>\Delta N</math>方向一致时为正值，故加一负号。水平气压梯度的单位通常用百帕/赤道度来表示。一赤道度是指赤道上经度相差一度的纬圈长度，其值约为111km。
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| ==大气湿度==
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| 大气中含有水汽，大气中的水汽含量是随时间、地点、高度、天气条件在不断变化的。空气湿度就是用来量度空气中水汽含量的多少或空气的干燥潮湿。
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| ===常用的湿度表示方法===
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| ====相对湿度====
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| 相对湿度（f）定义为空气中的实际水汽压（e）与同温度下德才饱和水气压（E）的百分比：<center><math>f=\frac e E \times 100%</math></center>水汽压（e）是空气中水汽所产生的那部分压力，是气压的一部分。在其他条件相同时，'''''水汽含量越多，水汽压越大'''''。在温度一定的情况下，单位体积空气所能容纳的水汽含量有一定的限度，如果水汽含量达到了这个限度，空气就呈饱和状态，称为'''''饱和空气'''''。饱和空气的水汽压叫'''''饱和水汽压'''''（E）。理论和实践都证明，饱和'''''水汽压的大小仅与温度有关，气温越高，饱和水汽压越大''。'''因此气温升高时，空气的饱和水汽压增大，容纳水汽的能力就增大。
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| ====露点（<math>t_d</math>）和温度露点差（<math>t-t_d</math>）====
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| 当空气中水汽含量不变且气压一定时，气温降低到使空气达到饱和时的温度，称为露点温度，简称露点。（'''''等压、降温'''''）
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| '''''气压一定时'''''，露点的高低只与空气中的水汽含量的多少有关，'''''水汽含量越多，露点温度越高'''''，露点温度的高低反映了空气中水汽含量的多少。
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| 当空气处于未饱和状态时，其露点温度低于气温，'''''只有在空气达到饱和时，露点才和气温相等'''''。所以可用温度露点差来判断空气的饱和程度，'''''温度露点差越小，空气越潮湿'''''。
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| 一般而言，未饱和空气每上升100m，温度下降约1℃，而露点温度下降约0.2摄氏度，因此温度露点差的减小速度约为0.8℃/100m。
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