（一）大气的组成

大气是由多种气体混合组成的气体及浮悬其中的液态和固态杂质所组成。表1·1列举了其气体成分，其中氮（N₂）氧（O₂）和氩（Ar）三者合占大气总体积的99.96％，其它气体含量甚微。除

表1·1大气的气体组成成分

水汽外，这些气体在自然界的温度和压力下总呈气体状态，而且标准状况下（气压1013.25hPa，温度0℃）。密度约为1293g/m²。

由于大气中存在着空气的垂直运动、水平运动、湍流运动和分子扩散，使不同高度、不同地区的空气得以进行交换和混合，因而从地面开始，向上直到90km处，空气主要成分（除水汽臭氧和若干污染气体外）的比例基本上是不变的。因此，在90km以下可以把干洁空气当成分子量为28.97的“单一成分”来处理。在90km以上，大气的主要成分仍然是氮和氧，但平均约从80km开始由于紫外线的照射，氧和氮已有不同程度的离解，在100km以上，氧分子已几乎全部离解为氧原子，到250km以上，氮也基本上都解离为氮原子。

大气中的氧是一切生命所必须的，这是因为动物和植物都要进行呼吸，都要在氧化作用中得到热能以维持生命。氧还决定着有机物质的燃烧、腐败及分解过程。植物的光合作用又向大气放出氧并吸收二氧化碳。

大气中的氮能够冲淡氧，使氧不致太浓，氧化作用不过于激烈。大量的氮可以通过豆科植物的根瘤菌固定到土壤中，成为植物体内不可缺少的养料。

大气中的水汽来自江、河、湖、海及潮湿物体表面的水分蒸发和植物的蒸腾，并借助空气的垂直交换向上输送。空气中的水汽含量有明显的时空变化，一般情况是夏季多于冬季。低纬度暖水洋面和森林地区的低空水汽含量最大，按体积来说可占大气的4％，而在高纬度寒冷干燥的陆面上，其含量则极少，可低于0.01％。从垂直方向而言，空气中的水汽含量随高度的增加而减少。观测证明，在1.5—2km高度上，空气中水汽含量已减少为地面的一半；在5km高度，减少为地面的1/10；再向上含量就更少了。

大气中水汽含量虽不多，但它是天气变化中的一个重要角色。在大气温度变化的范围内，它可以凝结或凝华为水滴或冰晶，成云致雨，落雪降雹，成为淡水的主要来源。水的相变和水分循环不仅把大气圈、海洋、陆地和生物圈紧密地联系在一起，而且对大气运动的能量转换和变化，以及对地面和大气温度都有重要的影响。

表1·1中所列的臭氧、二氧化碳、甲烷、氮氧化物（N₂O、NO₂）和硫化物（SO₂、H₂S）等其在大气中的含量虽很少，但对大气温度分布及人类生活却有较大的影响。

大气中的臭氧主要是由于在太阳短波辐射下，通过光化学作用，氧分子分解为氧原子后再和另外的氧分子结合而形成的。另外有机物的氧化和雷雨闪电的作用也能形成臭氧。大气中的臭氧分布是随高度、纬度等的不同而变化的。在近地面层臭氧含量很少，从10km高度开始逐渐增加，在12—15km以上含量增加得特别显著，在20—30km高度处达最大值，再往上则逐渐减少，到55km高度上就极少了。造成这一现象的原因是由于在大气的上层中，太阳短波的强度很大，使得氧分子解离增多，因此氧原子和氧分子相遇的机会很少，即使臭氧在此处形成，由于它吸收一定波长的紫外线，又引起自身的分解，因此在大气上层臭氧的含量不多。在20—30km高度这一层中，既有足够的氧分子，又有足够的氧原子，这就造成了臭氧形成的最适宜条件，故这一层又称臭氧层。在低于这一层的空气中，太阳短波紫外线大大减少，氧分子的分解也就大为减弱，所以氧原子数量减少，以致臭氧形成减少。

臭氧能大量吸收太阳紫外线，使臭氧层增暖，影响大气温度的垂直分布，从而对地球大气环流和气候的形成起着重要的作用。同时它还形成一个“臭氧保护层”，使得到达地表的对生物有杀伤力的短波辐射（波长小于0.3μm）大大降低了强度。从而保护着地表生物和人类。观测表明，近年来大气平流层中的臭氧有减少的现象，尤以南极为最。据研究这与在制冷工业中人为排放氟氯烃的破坏作用有关（详见第八章第二节）。

大气中的二氧化碳、甲烷、一氧化二氮等都是温室气体，它们对太阳辐射吸收甚少，但却能强烈地吸收地面辐射，同时又向周围空气和地面放射长波辐射。因此它们都有使空气和地面增温的效应。观测证明，近数十年来这些温室气体的含量都有与年俱增的趋势，这与人类活动关系十分密切（详见第八章）。

由于工业、交通运输业的发展，在废气不加以回收利用的情况下，空气中增加了许多污染气体。表1·1中所列举的一氧化碳、氨、二氧化硫、硫化氢等都是污染气体。它们的含量虽微，但对人类，对气候环境都带来一定的危害。

此外，大气中还悬浮着多种固体微粒和液体微粒，统称大气气溶胶粒子。固体微粒有的来源于自然界，如火山喷发的烟尘，被风吹起的土壤微粒，海水飞溅扬入大气后而被蒸发的盐粒，细菌、微生物、植物的孢子花粉，流星燃烧所产生的细小微粒和宇宙尘埃等；有的是由于人类活动，如燃烧物质排放至空气中的大量烟粒等。它们多集中于大气的底层。这多种多样的固体杂质，有许多可以成为水汽凝结的核心，对云、雾的形成起重要作用。同时固体微粒能散射、漫射和吸收一部分太阳辐射，也能减少地面长波辐射的外逸，对地面和空气温度有一定影响，并会使大气的能见度变坏。

液体微粒是指悬浮于大气中的水滴和冰晶等水汽凝结物。它们常聚集在一起，以云、雾形式出现，不仅使能见度变坏，还能减弱太阳辐射和地面辐射，对气候有很大的影响。 

（二）大气的结构

大气总质量约5.3×10¹⁵t，其中有50％集中在离地5.5km以下的层次内，在离地36—1000km余的大气层只占大气总质量的1％。尽管空气密度愈到高空愈小，到700—800km高度处，空气分子之间的距离可达数百米远，但即使再向上，大气密度也不会减少到零的程度。大气圈与星际空间之间很难用一个“分界面”把它们截然分开。目前我们只能通过物理分析，确定一个最大高度来说明大气圈的垂直范围。这一最大高度的划定，由于着眼点不同，所得的结论也不同。通常有两种划法：一是着眼于大气中出现的某些物理现象。根据观测资料，在大气中极光是出现高度最高的现象，它可以出现在1200km的高度上，因此可以把大气的上界定为1200km。这种根据在大气中才有，而在星际空间没有的物理现象确定的大气上界，称为大气的物理上界。另一种是着眼于大气密度，用接近于星际的气体密度的高度来估计大气的上界。按照人造卫星探测资料推算，这个上界大约在2000—3000km高度上。

观测证明，大气在垂直方向上的物理性质是有显著差异的。根据温度、成分、电荷等物理性质，同时考虑到大气的垂直运动等情况，可将大气分为五层（图略）。

1.对流层

对流层是地球大气中最低的一层。云、雾、雨雪等主要大气现象都出现在此层。对流层是对人类生产、生活影响最大的一个层次，也是气象学、气候学研究的重点层次。

对流层有三个主要特征：

（1）气温随高度增加而降低：由于对流层主要是从地面得到热量，因此气温随高度增加而降低。高山常年积雪，高空的云多为冰晶组成，就是这一特征的明显表现。对流层中，气温随高度增加而降低的量值，因所在地区、所在高度和季节等因素而异。平均而言，高度每增加100m，气温则下降约0.65℃，这称为气温直减率，也叫气温垂直梯度，通常以γ表示：

（2）垂直对流运动：由于地表面的不均匀加热，产生垂直对流运动。对流运动的强度主要随纬度和季节的变化而不同。一般情况是：低纬较强，高纬较弱；夏季较强，冬季较弱。因此对流层的厚度从赤道向两极减小。在低纬度地区平均为17—18km，在中纬度地区为10—12km，在高纬度地区为8—9km。在同一纬度，尤其是中纬度，对流层厚度夏季较大，冬季较小。同大气的总厚度比较起来，对流层是非常薄的，不及整个大气层厚度的1％。但是，由于地球引力的作用，这一层却集中了整个大气3/4的质量和几乎全部的水汽。空气通过对流和湍流运动，高、低层的空气进行交换，使近地面的热量、水汽、杂质等易于向上输送，对成云致雨有重要的作用。

（3）气象要素水平分布不均匀：由于对流层受地表的影响最大，而地表面有海陆分异、地形起伏等差异，因此在对流层中，温度、湿度等的水平分布是不均匀的。

在对流层的最下层称为行星边界层或摩擦层。其范围一般是自地面到1—2km高度。边界层的范围夏季高于冬季，白昼高于夜晚，大风和扰动强烈的天气高于平稳天气。在这层里大气受地面摩擦和热力的影响最大，湍流交换作用强，水汽和微尘含量较多，各种气象要素都有明显的日变化。行星边界层以上的大气层称为自由大气。在自由大气中，地球表面的摩擦作用可以忽略不计。在对流层的最上层，介于对流层和平流层之间，还有一个厚度为数百米到1—2km的过渡层，称为对流层顶。这一层的主要特征是：气温随高度的增加突然降低缓慢，或者几乎不变，成为上下等温。对流层顶的气温在低纬地区平均为-83℃，在高纬地区约为-53℃。该层可阻挡对流层中的对流运动，从而使下边输送上来的水汽微尘聚集在其下方，使该处大气的混浊度增大。

2.平流层

自对流层顶到55km左右为平流层。在平流层内，随着高度的增高，气温最初保持不变或微有上升。大约到30km以上，气温随高度增加而显著升高，在55km高度上可达-3℃。平流层这种气温分布特征是和它受地面温度影响很小，特别是存在着大量臭氧能够直接吸收太阳辐射有关。虽然30km以上臭氧的含量已逐渐减少，但这里紫外线辐射很强烈，故温度随高度增加得以迅速增高，造成显著的暖层。平流层内气流比较平稳，空气的垂直混合作用显著减弱。

平流层中水汽含量极少，大多数时间天空是晴朗的。有时对流层中发展旺盛的积雨云也可伸展到平流层下部。在高纬度20km以上高度，有时在早、晚可观测到贝母云（又称珍珠云）。平流层中的微尘远较对流层中少，但是当火山猛烈爆发时，火山尘可到达平流层，影响能见度和气温。

3.中间层

自平流层顶到85km左右为中间层。该层的特点是气温随高度增加而迅速下降，并有相当强烈的垂直运动。在这一层顶部气温降到-113℃—-83℃，其原因是由于这一层中几乎没有臭氧，而氮和氧等气体所能直接吸收的那些波长更短的太阳辐射又大部分被上层大气吸收掉了。

中间层内水汽含量更极少，几乎没有云层出现，仅在高纬地区的75—90km高度，有时能看到一种薄而带银白色的夜光云，但其出现机会很少。这种夜光云，有人认为是由极细微的尘埃所组成。在中间层的60—90km高度上，有一个只有白天才出现的电离层，叫做D层。

4.热层

热层又称热成层或暖层，它位于中间层顶以上。该层中，气温随高度的增加而迅速增高。这是由于波长小于0.175μm的太阳紫外辐射都被该层中的大气物质（主要是原子氧）所吸收的缘故。其增温程度与太阳活动有关，当太阳活动加强时，温度随高度增加很快升高，这时500km处的气温可增至2000K；当太阳活动减弱时，温度随高度的增加增温较慢，500km处的温度也只有500K。

热层没有明显的顶部。通常认为在垂直方向上，气温从向上增温至转为等温时，为其上限。在热层中空气处于高度电离状态，其电离的程度是不均匀的。其中最强的有两区，即E层（约位于90—130km）和F层（约位于160—350km）。F层在白天还分为F₁和F₂两区。据研究高层大气（在60km以上）由于受到强太阳辐射，迫使气体原子电离，产生带电离子和自由电子，使高层大气中能够产生电流和磁场，并可反射无线电波，从这一特征来说，这种高层大气又可称为电离层，正是由于高层大气电离层的存在，人们才可以收听到很远地方的无线电台的广播。

此外，在高纬度地区的晴夜，在热层中可以出现彩色的极光。这可能是由于太阳发出的高速带电粒子使高层稀薄的空气分子或原子激发后发出的光。这些高速带电粒子在地球磁场的作用下，向南北两极移动，所以极光常出现在高纬度地区上空。

5.散逸层

这是大气的最高层，又称外层。这一层中气温随高度增加很少变化。由于温度高，空气粒子运动速度很大，又因距地心较远，地心引力较小，所以这一层的主要特点是大气粒子经常散逸至星际空间，本层是大气圈与星际空间的过渡地带。

从总体来讲，大气是气候系统中最活跃，变化最大的组成部分，它的整体热容量为5.32×10¹⁵MJ，且热惯性小。当外界热源发生变化时，通过大气运动对垂直的和水平的热量传输，使整个对流层热力调整到新热量平衡所需的时间尺度，大约为1个月左右，如果没有补充大气的动能过程，动能因摩擦作用而消耗尽的时间大约也是1个月。