大气的组成与结构

地球表层是由大气圈、水圈、土壤圈、生物圈及岩石圈组成。大气是指包围在地球表面的空气层，整个空气层称为大气圈。

地球大气是随着地球的形成而逐步演变的，经过几十亿年的不断更新，才形成今天的状态。一般认为，地球大气经过了原生大气、次生大气和现代大气三个阶段。

原生大气：在地球凝聚诞生的早期，氢、氦、氖等气态物质组成了早期的原生大气层。原生大气寿命很短，在地球形成后不久就消失了。这是因为其被强烈的太阳辐射向外不断散射的粒子流形成的太阳风吹得无影无踪了。另一个原因是地球刚形成时，质量还不大，引力较小，加上内部放射性物质衰变和物质熔化引起能量转换和增温，使分子热运动加剧，氢、氦等相对分子质量较低的气体便逃逸到宇宙空间去了。一般认为早期地球上曾有一阶段不存在大气圈。

次生大气：地球刚形成时，温度比较低，并无分层结构。后来由于地球的重力收缩和放射性物质衰变致热等，才使地球内部温度升高，出现熔融现象，在重力作用下，物质开始分离，地球内部较轻的物质逐渐上升，外部一些较重的物质逐渐下沉，形成一个密度较大的地核。后来地球温度不断下降，地球冷凝成固体。这时地球内部的高温促使火山频频爆发，产生出二氧化碳、甲烷、氮、水汽、硫化氢和氨等相对分子质量较高的气体，在地球引力作用下逐渐积蓄在地球周围，形成了围绕地球的次生大气。地球的水圈，也正是在这个阶段由水汽凝结降落而形成的。大约在地球形成10亿～15亿年后，岩石圈、大气圈和水圈才演化成形。

现代大气：在地热和太阳能的作用下，简单的无机物和甲烷等化合生成氨基酸、核苷酸等有机物并逐步演化为蛋白质。大约在35亿年前，海洋中形成了简单的原始生物（细菌），属于厌氧型的生物，并逐渐演化产生叶绿素，进行光合作用，这就是水体中出现的最早的自养生物——藻类。随着紫外线的光解和光合反应，大量的氧生成了，使地球上开始了生命活动的历程。此时，海洋有效地阻挡了致命的紫外线辐射，使原始生命在海洋中繁衍起来。最后高空氧逐渐增多，在光解作用下产生了臭氧层，它使透过大气的紫外线大大减少，促使植物进入海洋上层，又增加了光合反应的机会，更促进植物生命的进化发展。随着这种相互间的协调和增益过程，直到4亿年前，生命终于跨过了漫长的岁月，从海洋登上了陆地，大气也演变成今天的样子。由此可见，生命正是在大气的参与和保护下，通过以光合作用为主的复杂过程而形成的。

一、大气的组成

大气是一种混合气体，是由多种气体混合组成的气体及悬浮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）三者共占大气总体积的99.97%，其他气体含量甚微。除水汽外，这些气体在自然界的温度和压力下常呈气体状态，而且在标准状况下（气压1013.25hPa，温度0℃），密度约为1293g／m3。

表1-1　大气的气体组成成分

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，向上直至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。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。

1.氧气

氧气是生物呼吸必需的气体。地球的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。大气中氧的含量很高，也很稳定，可以满足动物和植物需要。土壤中，植物根部的呼吸，细菌和真菌的活动都要消耗氧气，可是氧的补充过程十分缓慢，氧的含量常常不足。土壤水分过多和土壤板结情况下，植物有时会出现缺氧中毒现象。

2.氮气

氮气是大气中含量最多的常定气体成分。自然条件下，大气中的氮通过植物的根瘤菌作用，被固定在土壤中，成为植物体内不可缺少的养料。闪电时，大气中的氮和氧结合成氮化物，随降水进入土壤，被植物吸收利用。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。

3.二氧化碳

二氧化碳是空气中常见的化合物，常温下是一种无色无味气体，密度比空气略大，能溶于水。它主要来源于燃料的燃烧，有机物的腐烂分解，以及生物的呼吸等。二氧化碳吸收和放射长波辐射的能力强，影响空气温度，也是植物光合作用制造有机物质不可缺少的原料。

大气中，二氧化碳含量不多，平均只有0.03%，且集中在20km以下的低层大气中。二氧化碳含量随地区有差异，人烟稠密的工业区高，可达0.05%或以上，在农村中则含量相对较低。二氧化碳在大气的含量也随时间而变化，一般白天少于夜间，夏季少于冬季。

自工业革命以来，由于大量燃烧煤、石油和天然气等化学燃料，大气中二氧化碳浓度不断增加。夏威夷岛冒纳罗亚观察台和两极监测站的记录显示，1958年二氧化碳浓度为315ppm（ppm表示该物质的体积分数为10-6），1984年为345ppm，年增长超过1ppm。多数科学家预测，到21世纪中叶，二氧化碳浓度仍将继续增加。二氧化碳被认为是造成温室效应的主要气体。关于全球二氧化碳含量增加能否导致空气温度升高以及对气候的影响等问题仍在研究中。

4.水汽

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。

水汽含量随地区的差异显著，一般低纬度地区比高纬度地区多；海洋上空比陆地上空多。随着空气的水平运动，海洋上空的水汽被带到大陆，所以离海愈远，水汽含量愈少。水汽含量随时间变化，在我国是夏季多于冬季。

5.臭氧

臭氧在常温、常压下无色，有特臭的气味，具有强氧化作用。大气中臭氧含量虽少，但很重要。臭氧集中在10～60km高度之间，在20～25km之间浓度最大。臭氧吸收了对生物有害的紫外辐射（波长为0.2～0.3μm，以及0.302～0.36μm），起到保护作用。在臭氧集中的高度上大气增暖，大约在50km附近出现一个暖区，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。

臭氧含量随纬度的分布是，由赤道向极地减少，并随季节变化，一般春季含量最多，秋季最少。

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。

6.大气中的杂质

大气中悬浮着各式各样的固态和液态微粒，这些微粒统称杂质。

（1）尘粒：包括烟粒、尘埃、盐粒等。烟粒是燃烧产生的，盐粒一般是由飞溅起的海水细沫蒸发后留在空中的，尘埃来源很多，有被风吹起的沙土，有火山喷发、流星燃烧所产生的细小颗粒及其他宇宙灰尘；还有由花粉、细菌、病毒等组成的有机灰尘。

大气中的含尘量随地区、时间和天气条件而改变。通常是陆上的尘粒多于海上，城市多于乡村。空气的乱流运动对尘粒的分布影响很大，当乱流混合强时，尘粒可散布到高空，反之则集中在下层。由于这个缘故，有居民的地区特别是工业区的近地面层中，阴天的尘粒多于晴天，晚间多于白天，冬季多于夏季。

在这些尘粒中，有些（如盐粒等）易溶于水；有些虽不溶于水，但能为水所润湿，它们都能成为水汽凝结的核心，促进水汽的凝结。此外，这些杂质还能吸收一部分太阳辐射和地面辐射，影响气温和地温，它们浮游在空间，使能见度变坏，严重时可使能见距离降低至几十米甚至几米。（能见度：是指正常人视力能将目标物从背景中区别出来的最大水平距离。白天一般选择离观测点不同距离的目标物，作为估计能见度的依据；夜间则选取观测站周围一定亮度的固定灯光来估计。）

（2）水汽凝结物：水滴或冰晶等。它们常聚集在一起，以云、雾、降水等形式出现，使能见度变坏，并减弱太阳辐射和地面辐射。

除了上述两类杂质外，大气中还存在一些带正电荷或负电荷的小质点。

7.大气中的污染物

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，但对人类和气候环境都带来一定的危害。

现代工业和交通运输业迅速发展，工厂的烟囱、汽车和火车的排气管排出大量废气和灰粒，经扩散进入大气。因此，各地的大气成分中人为地增加了若干种含量多变的有毒气体和物质，它们污染大气，引起了人们的关注。据监测，目前已有上百种大气污染物，其中对人类环境威胁较大、影响范围较广的污染物有煤粉尘（二氧化硫与烟粒混合而成）、二氧化硫、一氧化碳、二氧化氮、硫化氢和氨等。二氧化硫或氮化物等气体被云雾中的水滴吸收和转化，降下的雨水呈酸性，称酸雨。酸雨使土壤和水体酸化，导致植物叶片枯萎或落叶，乃至死亡，酸雨又能腐蚀建筑物。

目前，解决大气污染的措施有工程措施和生物措施，如采用集尘器和清洗器在排气前清除污染物，以及造林绿化等。

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的大气层中只占大气总质量的1%。

大气压力和密度随高度的分布如图1-1所示。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1-1）。

图1-1　大气的垂直结构

1.对流层

位于大气的最低层，集中了约75%的大气质量和90%以上的水气质量。其下界与地面相接，上界高度随地理纬度和季节而变化。在低纬度地区平均高度为17～18km，在中纬度地区平均为10～12km，极地平均为8～9km；夏季高于冬季。

常见的云、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。