第一节 地球大气的组成和结构
第二节 大气圈的能量与物质运动
第三节 人类活动对大气圈的影响
及其环境效应
第四节 区域大气环境与空气资源保护
第一节 地球大气的组成和结构
一、如何确定大气圈的
存在
大气圈：是指因地球的
引力而聚集在地表周
围的气体圈层。
大气圈存在的主要证据
或现象,
1、蓝色的天空
这是由于大气中的一些非常细小物质成分，如气体、粉尘等，它们的直径较
阳光的波长小得多，因此，蓝色的散射量较之于其他任何一种颜色能更多地
被选择散射。这种散射称瑞利散射。
2、白云
如果形成散射的粒子的
形状是球形的，而且
并不比阳光的波长小，
所有的波长都是平均
地被散射的，这种散
射称迈耶散射。因此，
云是白色的。
3、风
有风就说明有物质的存在，
因为风是由于大气不同部位
的压力差别造成的。如果在
真空中就不会有风了
4、流星
流星就是陨石穿过大气
层时，由于其速度太快，
与大气摩擦产生热使陨
石燃烧起来。
二、大气的物质组成
（一）古人的认识
列子：天是气的集聚体，天不会塌下，即杞人忧天。
宋应星：盈天地皆气也，两气相轧而成声者，风是也。物
之充气者，如其激水然，气与水，同一易动之物。
达,芬奇：已有了空气和真空的概念。
伽里略：证明空气与其他物质一样有质量。
拉瓦锡（ 1743－ 1794）：指出空气是氮和氧的混合物
（二）地球大气的物质组成
1.大气总的质量,5× 1018kg
2.大气的密度,1.23× 10-3g/cm3 （ 15℃,海平面）
3.大气的组成：按体积计（按质量计）氮,78.09％（ 75.51％）
氧,20.94％（ 23.15％）氩,0.93%（ 1.28％）其他,0.04
％（ 0.06％）
亚里斯多德的猜想和伽利略的设想
古希腊哲学家亚里斯多德曾经猜想：我们这
个世界是由四个壳层组成的，而这四个壳
层又分别由四种原质构成，它们是：土
(实心球 ),水 (海洋 ),空气 (大气 )和火 (一
个不可见的外层,在闪电的闪光中,它偶而
成为可见的 )。他说，这些壳层之外的宇
宙是由神秘的、纯粹的第五种原质构成，
他把它叫做, 以太, 。在这样一幅图象之
中，是没有, 真空, (即, 无物, )的位臵
的：在土的尽头，水就开始出现；土和水
的尽头，气开始出现；火开始于气的尽头；
而在火的尽头，以太又紧接着开始出现，
它一直延续到宇宙的终级。
伽利略的探索的一生的晚年,对这个谜感到兴趣。显然,大自
然对真空的厌恶只是到一定的限度为止,除此之外,他不可能
再得出任何结论了。
伽利略的学生托里拆利 (Evangelista Torricelli)和维瓦尼
(Vincenzo Viviani)在 1644年真的进行了这个实验。他们
选用了汞 (汞的密度是水的 13.5倍 )。他们在一根约一米长
的玻璃管里灌满汞，把开口的一端塞住，侄过来立在盛
汞的盘中，然后拿开塞子。这时汞开始从管子流到盘里，
但当管内汞面降低到比盘内汞面只高 760毫米时，汞就不
再从管里流出，而一直保持这个高度了。第一个“气压
计”就是这样做成的
是什么使汞柱保持一定的高度呢？维瓦尼提出，这是由于
大气的重量向下压在盘中的液体上。这是一个具有革命
性的思想，因为按照亚里斯多德的概念，空气是没有重
量的，它只不过在土球的外面占有它自己固有的范围。
但是现在人们开始明白,10米高的水柱或 760毫米高的汞
柱为大气的重量提供了一个量度，也就是说，这水柱或
汞柱的重量就等于截面与之相同、高度为从海平面到大
气顶部这样一个空气柱的重量。如果空气具有有限的重
量，大气就一定会有有限的高度。这样,如果在大气层
的各个高度上密度处处相同的话，大气层的高度就恰好
是 8公里左右 。
托里拆利、维瓦尼的实验与气压计
但是,1662年玻意耳证明,情况
不可能是这样,因为压力会使空气
的密度增大。玻意耳把一个 J形管
子直立起来,J形管较高的一端是
敞口的，从这个口倒进一些汞，
汞就会把小量的空气囚锢在较矮
一边的封闭端内。当他再多灌入
一些汞时，那个空气包就收缩。
玻意耳发现，与此同时，它的压
强增大了，这是因为观察到当汞
越来越重时，空气包的收缩却越
来越少。根据实际测量，玻意耳
证明，气体体积减小一半，压强
就增大一倍。
玻意耳、巴斯卡的实验与大气压
由于空气受压时会收缩，所以在海平面上空气一定最稠密，
而沿着指向大气层顶部的方向，随着高层空气重量的减小，
空气变得愈来愈稀薄，法国数学家巴斯卡 (Blaise Pascal)
第一个证实了这个情况,1648年，他让他的姻兄弟帕瑞
(Florin Perier)带着一个气压计登上一座高约 1.5公里的
山，并请他在登高时随时注意气压计中汞柱高度下降的情
况
近代对高空大气的探索
理论计算表明，如果温度在整个高度上处处相同，那么，高
度每增加公里，空气压强就将减小为原来的 1/10。换句话
说，在 19公里的高空，空气所能支持的汞柱高度将从 760
毫米降低为 76毫米；在 38公里的高空，将降低为 7.6毫米；
而在 57公里的高空，将降低为 0.76毫米，等等。在 170公
里的高空，空气压强就会仅仅相当于 0.000000076毫米汞
柱。
实际上，所有这些数字都只是近似的，因为空气的温度是随
高度而变化的。不过，这些数字确实能使图象变得清楚一
些，而且我们可以看到，大气层并没有明确的边界，它只
是逐渐稀薄下去，一直到变成几乎一无所有的宇宙空间。
人们曾经探测到 160公里高空处的陨星光迹，那里的大气
压只有地球表面的几百分之一，而空气的密度却只有十亿
分之一。但这一点点空气就足以使它们那一点点物质因摩
擦而燃烧到白炽。由于受到外层空间高速粒子的轰击而发
出冷辉光的气体所形成的极光 棗 北极光，则位于海平面以
上 800-1000公里的高空 。
直到十八世纪末期，人们所能接触的高层大气似乎还从未超
过高山的山顶。 1892年设计出了带有仪器、无人乘坐的气
球，这些气球能够上升得更高，从过去从未探索过的高空
气层带回那里大气的温度和压强的情报。
现在用的气象电码式探空仪及其探空气球
在离地只有几公里的空中，正象人们所预料的，温度逐渐下
降。在 11公里左右的高空,温度为 -55℃,但是，再往上去情
况就令人惊奇了。在这个高度以上温度并不降低，事实上
它甚至还略有升高。
人类用平流层气球和探空火箭进一步认识了 10公里以上的地
球大气
3.成分的特点及其分类
地球大气由多种其他及一些悬浮的固体和液体微粒混合组成。在
85km以下，各种气体成分一般可分为两类：
一类为恒定组分，其各成分间大致保持固定的比例，主要有 N2、
O2,Ar和一些微量惰性气体 Ne,Kr,Xe及 He等；
一类为可变组分，它们在大气中的比例随时间和空间不同而变化，
主要有水汽,CO2,O3和一些 C,S,N的化合物如 CO,CH4、
H2S,SO3等。
90km以下,N2,O2,Ar,CO2剩下的次要成分所总体积极其微
小
90km以上，大气的主要成分仍为 N2,O2,其他气体的含量减小
100km高度处,O2几乎已全部被离解为游离氧
250km以上,N2也基本上全部离解为游离氮
500km以上，游离氧,[H],[He]也逐渐成为占统治地位的大气组
分
（三）、大气圈的作用
1.大气是地球上有生命物质的源泉。
氮气、氧气：生物的生长、发育不可或缺
O3：保护生物免受过量的太阳紫外线辐射
CO2：植物的生长和全球气候变化息息相关
水汽：大气运动以及许多天气现象的生消、复合系统内物质交
换以及生物地球化学过程均有重要意义。
2.气层又保护着地球的, 体温,,使地表的热量不易散失，同
时通过大气的流动和热量交换，使地表的温度得到调节。
3.大气的水热状况，可以影响一个地区的气候的基本特征，进
而决定该地区的水文特点、地貌类型、土壤发育和生物类型，
从而对地球表面的整个自然环境的演化进程起着重要作用。
4.大气中含有细微的岩屑和水汽，而地壳岩石中和水体中也有
空气存在，它们是互相渗透和互相影响的。大气中的氧和碳
酸气，大气的湿度变化以及风雨等，都直接作用于地表的岩
石，所以大气的活动对地壳岩石的形成和破坏均有影响
（四）大气的垂直结构
整个大气圈质量的 90％都集中在
高于海平面 16公里以内的空间
里。再往上去当升高到比海平
面高出 80公里的高度，大气圈
质量的 99.999％都集中在这个
界限以下，而所乘无几的大气
却占据了这个界限以上的极大
的空间。
1.分层的主要依据
(1)物质组成
(2)大气温度变化
(3)电荷
(4)大气运动
2.对流层
厚度：平均 11－ 13km，赤道 17－ 18km，两极 8－ 9km。
质量：约占大气圈质量的 75％。
气温：从下向上是降温的，大气降温率是 6.50C/km，
对流层顶约 -83℃ 。
大气运动：强烈的对流。
成分：含水蒸气、尘埃。
气象现象：风、霜、雨、雪、雹、雾等。
3.平流层
高度：从对流层顶到 55km。
质量：几乎占大气圈质量的 25％。
气温：从下向上是升温的，到平流层的顶温度升到 0℃ 。
大气运动：水平运动。
成分：几乎不含水蒸气、尘埃，存在数层臭氧层。
无天气现象。
4.中间层
高度：从平流层顶到 80－ 90km。
气温：从下向上是降温的，到中间层的顶温度降到 -
80℃ 。
大气运动：对流运动。
存在电离层（ D），反射无线电波
5.暖层
高度：从中间层顶到 800km。
气温：从下向上迅速升温，到 300km高空，温度达
1000℃ 。
存在多层的电离层（ E,F,G），也称电离层。
6.散逸层
高度：从暖层顶到外层空间。
物质多以原子、离子状态存在。
是地球物质向宇宙空间扩散的部位。
（五）大气现象
光的衍射：在大气中传播的日光或月光遇到小云滴 (小雨滴
或小冰晶 )等障碍物时，会绕过这些障碍物而产生衍射。当
天空中存在由均匀小云滴组成的透光高层云或透光高积云
时，月光在透过云层时遇云滴而产生衍射，由于云滴大小
均匀，形成的衍射环能迭加，从而出现以月亮为中心的一
圈圈明暗相间彩色光环，这就是华。
极光
太阳是一个庞大而炽热的气体球，在它的内部和表面进行着各种化
学元素的核反应，产生了强大的带电微粒流，并从太阳发射出来，
用极大的速度射向周围的空间。当这种带电微粒流射入地球外围
那稀薄的高空大大气层时，就与稀薄气体的分子猛烈地冲击起来，
于是产生了发光现象，这就是极光。
为什么极光大多在南北两极附近的上空出现？
瑰丽的极光是天空的奇观，它是高纬度地带晴夜天空常见的
一种辉煌闪烁的光弧或光蒂．这种电的现象在中低纬度地
带一般是不常见的。极光的形成主要是由于太阳的带电微
粒发射到地球磁场的势力范围，受到地球磁场的影响，从
高纬度进入地球的高空大气，激发了高层空气质粒而造成
的发光现象。地球是一块巨大的磁石，而它的磁极在南北
两极附近。我们知道，指南针总是指着南北方向，就是因
为受了地磁场的影响。从太阳射来的带电微粒流，也要受
到地磁场的影响，而且使带电微粒流聚集在磁极附近。所
以极光大多在南北两极附近的上空出现。在南极发生的叫
南极光，在北极发生的叫北极光。我国处在北半球，所以
东北等地看到的只能是北极光。
日 月 晕 环
天空中有一层高云，阳光或
月光透过云中的冰晶时发
生折射和反射，便会在太
阳或月亮周围产生彩色光
环，光环彩色的排序是内
红外紫。称这七色彩环为
日晕或月晕，统称为晕。
其中对观测者所张的角半
径为 22度的晕最为常见，
称 22度晕，偶尔也可看到
角半径为 46度的晕和其他
形式的与晕相近的光弧。
由于有卷层云存在才出现
晕，而卷层云常处在离锋
面雨区数百公里的地方，
随着锋面的推进，雨区不
久可能移来，因此晕就往
往成为阴雨天气的先兆。
华盖
天空中有一层透光薄云，云中的水滴大小均匀，若是由冰晶组
成的云则要求冰晶尺寸均匀。月光或阳光透射云层过程中，
受到均匀云滴 (水滴或冰晶 )的衍射，结果会在月亮或太阳周
围紧贴月盘或日盘形成内紫外红的彩环，称为华。因日光太
亮，人们不易观察到日华，月华则比较常见。紧贴月盘的华
又称华盖，通常华盖的紫色不太显著故内环呈青蓝色，其外
呈黄色为主，最外呈红色。有时在华盖外隔一暗圈后还会出
现一个甚至几个彩色排序与华盖相同，但亮度弱得多的同心
光环，称为副华
峨嵋宝光
当清晨或傍晚，太阳位于地平线附近时，人若站在云雾萦绕
的高山之巅，恰值山巅之上是晴空，山巅之下是云雾，你背
对晴天的太阳，下看弥漫的云海迷雾，便可能突然看到云雾
幕上出现人影，围绕在人影的四周是一圈圈彩色光环，有红
色的也可有蓝色或别的颜色的弧环，这就是峨眉宝光。
海市蜃楼是一种反常的折射现象，它是光线在垂直方向密度
不同的大气层中传播，经过折射造成的结果。常分为上现、
下现和侧现海市蜃楼。
第二节 大气圈的能量与物质运动
一、大气圈的能量循环
对人类生态环境至关重要的气候系统和生物地球化学循环正是
依靠能量循环与水分循环而紧密联系在一起的。
地球－大气系统吸收了来自太阳辐射的能量后，为了保持热力
平衡状态而必须向太空释放等量的能量，同时还通过大气环
流、海洋环流以及陆地热量收支平衡。在生物地球化学循环
中，能量循环首先表现为陆地和海洋植物将利用太阳能进行
物质合成，而当物质分解时，伴随着元素的循环，能量又被
释放出来。正是有了这种化学能的转换过程，生物地球化学
循环才能持续不断。
（一）地球系统的辐射平衡
对地－气系统能量收支来说，太阳短波辐射的能量主要集中在
紫外区、可见光区和近红外区。即波长在 0.1～ 2.0μm的部分；
地球长波辐射的能量则主要几种在红外区。
地球－大气系统的辐射平衡
16
被 H2O、灰
尘和 O2吸收
4
云吸收
50
地表吸收
地面反射
云反射
空气
后向散射
地面反射的
净红外辐射
6 24
其他形式支出
14
H2O,CO2吸收
H2O,CO2放
射的净辐射
感热通量
云反射
20
地表辐射
射出太阳辐射
38 26
反射太阳辐射
6 20 4
入射太阳辐射
100 6
潜热通量
全球范围地面的热源是太阳，而大气热源的 68.8％则是来自地
面，其中还包括通过湍流和对流过程以感热和潜热形式输送
导大气中的 30个单位。
云层虽然只从太阳入射能中吸收了 4个单位的短波辐射能量，但
却反射了 20个单位的太阳短波辐射它在辐射平衡及气候变化
中扮演了非常重要的角色。
地－气系统所接受到的太阳辐射与其放出的长波辐射的差额称
净辐射。
就全球而言，净辐射的多年平均值应为零，但不同地球因太阳
入射角以及系统对短波辐射和长波辐射的吸收能力与反射能
力不同，净辐射值既可为正，也可为负。从而形成了地－气
系统净辐射随季节、地区变化而变化的地理分布。其平均状
况呈南北向梯度分布。海洋吸收的能量多于陆地而呈现显著
的海陆差异。
如果仅按照局地净辐射收支状况来计算地面气温，那么在辐射
收支盈余处温度应当不断升高，亏损处则不断降低。但是长
期观测结果正是，地表各处的温度变化微小，说明，局地的
能量盈亏基本上是平衡的。
存在高低纬度之间与海陆之间的能量输送，以便把净辐射收支
盈余区所获得的能量输送到亏损区。
输送方式,大气和海洋的流动
驱动,大气环流,净辐射水平差形成的从赤道指向基地的温度
梯度
海洋环流,大气风场及海水密度分布不均
意义：地－气系统的辐射平衡是物理气候和生物地球化学循环
两大体系中所有过程得以维持的重要条件，也是在所有过程
的参与下实现的。
（二）大气和海洋的能量交换
大气能量的分布：内能（ 70％），位能（ 27.1％），潜热
（ 2.5％），动能（ 0.5％）
能够释放出来的内能和位能只占其总能量的一小部分。
能被释放出来的一小部分可以转换成大气动能的内能和位能称
为有效位能
用以驱动大气运动的动能不断从有效位能中得到补充，因而使
大气环流得以维持。
在中纬度地区，海洋的输送能力要超过大气，如北半球中纬度
地区两支强大的暖洋流（墨西哥晚暖流和黑潮）把大量的热
量送向高纬度。
在暖洋流附近，海－气之间存在着强烈的热量交换。
当高纬度寒潮南移到暖洋面上空时，海洋把巨大的能量输送给
大气，在通过大气环流继续把能力向高纬度输送。
海－气系统的能量交换、输送，维持或改变着全球气候和其他
过程，影响着人类生态系统的分布格局和生物多样性。
（三）大气和陆地的能量交换
大气中吸收太阳辐射的主要成分有水汽,CO2,O2,N2,NOx、
CH4、气溶胶等，而温室气体和云则对于地球长波辐射的吸
收起着主要作用。
大气中的气体、气溶胶和云中的水汽和冰晶都参与了散射过程。
阳伞效应：云对地－气系统辐射过程的总效应应是使系统温度
降低，这种效应称为阳伞效应。
陆地表面所接受的太阳辐射能无法通过热传导方式到达深层土
壤，因而陆地不可能长期储存太阳辐射能。白天吸收的太阳
辐射能量，夜间便很快以长波形式辐射出去。
陆地表面的臵备和土壤对太阳辐射的反射差别很大。植物叶片
中的叶绿素对可见光有很强的吸收能力，因此，植被使陆地
表面发射率大小的决定性因素之一。
一般在森林顶部，阳光反射率为 14％－ 20％；沙地表面反射率
则在 18％－ 28％以上；开阔的雪面对阳光的反射率可达 70％,
甚至更高。
陆地与大气间的能量交换过程还有感热和潜热的输送。潜热输
送是通过土壤表面的水分蒸发和植被生长过程中叶片的蒸腾
作用实现的。
植被可使平坦下垫面的粗糙度大大增加。粗糙度增加必然导致
空气的湍流混合能力增强，使地表的感热、潜热以及水汽、
CO2及各种污染物向高层的扩散加速。
风平浪静的海面的粗糙度只有 0.02cm；平缓的沙漠表面只有
0.03cm； 5cm高的草地的表面粗糙度则在草地高度 1～ 2cm；
而森林顶部的粗糙度可高达几米。
二、大气圈的水分循环过程
（放在水圈的水循环一节）
三、大气环流的平均状况
大气环流：大范围的大气运动状态。
一般尺度达 n× 103km，垂直尺度约 10km以上，时间尺度则在
1～ 2天以上。
主要形式：三圈径向环流、纬向环流、对流层内的大型平均槽
脊转化、行星尺度的高空急流与西风带中的大尺度扰动、季
风环流与气旋、反气旋等
影响因素：太阳辐射驱动、地球自转作用、下垫面性质影响以
及地表摩擦作用等。
热量输送和地球上的热量平衡
由赤道向极地的高低
纬之间的热量传输，主
要依靠全球性的大气环
流（显热和潜热）及洋
流来实现的，并随纬度
和季节而异。从纬度看，
全球能量的输送是从南
北纬 35o之间的辐射差额
正值区向纬度高于 35o的
负值区输送，就平均而
言，输送量以纬度 40o附
近为最大值。
水平气压梯度力, 在存在着气压梯度的地方, 空气分子受到力
的作用, 驱使着空气沿着和气压梯度相同的方向移动的力,
它是促使空气从静止到运动的原动力 。
地转偏向力 （ 科里奥利力 ）, 由于地球的自转, 地球表面运动
的物体都会发生运动方向的偏转 。 导致地球表面运动物体
方向偏转的力 。 在地转偏向力的作用下, 地表运动的物体,
在北半球向右偏转, 在南半球向左偏转 。
大气的辐合,在低压中心附近, 大气由周围向中心集中 。
大气的辐散,在高压中心附近, 大气向周围散开 。
气旋, 反气旋, 旋转着的向低压中心辅合的大气系统叫做气旋,
旋转着的由高压中心向外辅散的大气系统叫做反气旋 。 由
于受地转偏向力的作用, 气旋, 反气旋旋转的方向正好相
反 。
大气环流,在太阳辐射, 地球自转, 地表面性质以及地面摩擦
的共同作用, 使得大气圈内的空气产生了不同规模的三维运
动 。
季风,大范围地区, 盛行风随季节变化而发生有规律改变的现
象 。
局地环流：
海陆风,发生在沿海地区的, 白天吹海风, 夜间吹陆风, 以一
日为周期的周期性风系
高原季风,高耸挺拔的大高原, 由于它与周围自由大气的热力
差异所形成的冬夏相反的盛行风系 。
山谷风,在山区, 白天从谷地吹向山坡, 夜间从山坡吹向谷地,
以一日为周期的周期性风系 。
焚风,山后的空气温度比山前同高度上空气的温度要高得多,
湿度也小得多, 形成了沿着背风坡向下吹的既热且干的风
城市热岛,城市的温度一般高于周围的郊区和农村 。
由于地球的自转，地球表面运
动的物体都会发生运动方向的偏
转。在北半球运动物体向右偏转，
在南半球则向左偏转。导致地球
表面运动物体方向偏转的力，叫
做地转偏向力，又叫做科里奥利
力。地转偏向力具有以下几个特
点：（ 1）这个力只改变物体的
运动方向，不改变物体的运动速
度；（ 2）这个力的作用方向总
是与物体的运动方向垂直；（ 3）
这个力的大小与物体运动的线速
度成正比；（ 4）这个力的大小
与纬度的正弦成正比，在赤道处
为零，向两极地区逐步增大
现在地球上的大气环流图（三圈环流）
然而,空气一
旦开始运动,地转
偏向力就随之发生
作用,正是由于地
转偏向力的存在,
就不可能存在一个
单一的闭合的热力
环流,而在全球近
地面气层形成了赤
道低压带、副热带
高压带、副极地低
压带、极地高压带。
北半球夏季（ 7月）近地面大气环流状况
北半球夏季（ 7月）
大范围区域
盛行风随季节
变化而发生有
规律改变的现
象，称为季风。
季风的形成与
多种因素有关，
最主要的是由
于海陆间热力
性质的差异造
成的，其次是
由于行星风系
的季节移动而
形成的。
北半球冬季（ 1月）近地面大气环流状况
海陆风环流
海陆风是指发生在沿海地区的、白天吹海风、夜间吹
陆风、以一日为周期的周期性风系。它也是由于海陆的热力
性质的差异引起的，但影响的范围仅限于沿海地区。在沿海
地区，白天，陆地增温快，陆面气温高于海面，近地面空气
上升形成低压，气流从海洋流向陆地，形成海风；夜间相反，
陆地降温快，陆面气温低于海面，形成陆风。
海陆风对沿海地区的天气和气候有着明显的影响：白天,
海风携带着海洋水汽输向大陆沿岸, 使沿海地区多雾多低云,
降水量增多, 同时还调节了沿海地区的温度, 使夏季不致过
于炎热, 冬季不过于寒冷 。
海风
陆风
青藏高原与平均经向环流
高耸挺拔的大高原，由于它
与周围自由大气的热力差异所形
成的冬夏相反的盛行风系,称为
高原季风 。以青藏高原季风最为
典型。冬季高原面上出现冷高压，
气流从高原向四周流动；夏季高
原面上出现热低压，气流从四周
流向高原。高原季风对环流和气
候的影响很大，尤其在东亚和南
亚季风区。同时，在冬夏不同的
季节，高原季风环流的方向与东
亚地区因海陆热力性质差异所形
成的季风的方向完全一致，两者
叠加起来，使得东亚地区的季风
（尤其冬季风）势力特别强盛，
厚度特别大。
山谷风
(b）山风（ a）谷风
在山区，白天从谷地吹向山坡、夜间从山坡吹向谷
地，以一日为周期的周期性风系，称为山谷风（见下
图）。白天，因为山坡上的空气比同高度的自由大气增
温强烈，空气从谷地沿坡向上爬升，形成谷风；夜间由
于山坡辐射冷却，冷空气沿坡下滑，从山坡流入谷地，
形成山风。
焚 风当流经山地的湿润气流受到山地阻挡时，被迫沿坡绝热爬
升，这时按照干绝热递减率降
温。当达到水汽凝结高度时，
形成云，此后按照湿绝热递减
率降温，逐渐形成降水，空气
继续沿坡上升，降水也不断发
生。当越过山顶以后，空气沿
坡下沉增温，水汽含量大为减
少，按照干绝热递减率下沉压
缩升温。由于干绝热温度变化
率比湿绝热温度变化率大。过
山后的空气温度比山前同高度
上空气的温度要高得多，湿度
也小得多，形成了沿着背风坡
向下吹的既热且干的风，称为
焚风。
“城市热岛,
城市人口集中，工业发达，居民生活、工业生产及交通
工具每天释放出大量的人为热，导致城市热力过程的总效应
为：城市的温度一般高于周围的郊区和农村，城市尤如一个
温暖的岛屿，称为, 城市热岛, 。这主要是城市上空通过湍
流扩散从暖的建筑物得到潜热，并且吸收城市表面和污染层
放出的长波辐射的结果。由于热岛效应的存在，城市的年平
均温度要比郊区高 0.5～ 1℃ 。
能 量 传 输
高低纬间的传输,主要依靠全球性的大气环流 （ 显热
和潜热 ） 及洋流来实现的 。
海陆间的传输,冬季, 海洋是热源, 大陆是冷源, 热
量从海洋输向大陆 。 越近海洋, 输热越多, 气温越高 。
高低空之间的传输,在对流层中, 由于空气的对流,
高低空之间也在进行着能量的传输 。
四、大气组分的区域及全球平衡
地－气系统中的元素或化合物通过物理输送或化学转化过程在
大气、海洋、土壤、生物等各圈层的储存库内部或各储存
库之间不断地进行迁移转化，它们直接制约着大气中一些
重要的痕量气体的全球循环和平衡。元素在每个储存库中
的存留时间是这种循环和平衡过程的一个重要特征。
一个存留时间很长的元素或化合物将有充分的时间在整个对流
层中混合并分布道全球，而对于存留时间较短的元素或化
合物来说则不然。
对流层中未受局地污染源影响的干空气气体组分可分为：
“半永久性”,O2,N2,Ar
可变的,CO2,CH4,CO等
极易变的,O3,NOx,NH3,SO2
（一）大气中气体与水分的平衡
（ 1） 存留时间长的气体,这类气体包括 O2,N2，以及一些惰
性气体 Ar,He,Kr,Xe等
N2来源,细菌把硝酸盐转化
N2O的脱氮过程
高层大气的光化学反应
与大气中氮的总量相比，生成的量极小，转换时间要以千万计。
O2的源：植物的光合作用 3.7× 1017g
O2的汇：有机物分解、呼吸作用、化石染料燃烧
大气中大约有 1.2× 1021g的 O2，估计其转换时间大致为 4000年左右。
按照地质学的观点,O2的浓度主要由沉积物中所储藏的有机物数
量和地壳中物质被氧化的清除量之间的平衡所决定的。
惰性气体的化学性质不活泼，一般不会在大气储存库中循环，它
们在大气中大多是作为地球形成早期的残留物质而存在的。
氮 Ar是一例外，它是由宇宙射线所产生的 40k的放射性衰变所形成
的。目前由于日益发展的核能工业的排放，大气中放射性 kr的
同位素 85kr也在不断地增加。
(2)水分
大气中水分的存在对大气化学过程来说极其重要：
参与了气相化学反应；
液态水滴为学多化学转化过程提供了反应的场所；
降水本身对气溶胶颗粒物和一些气体化合物构成了一个有效
的清除机制。
补偿：水面、地表的蒸发和植物的蒸腾
大气圈的水分含量,2.9× 1015kg，它相当于覆盖全球表面 2.5cn
高的日降水量（全球的年平均降水量为 900mm）
停留时间：对于一个给定的水分子在大气圈中的存留时间为
10.1天，但不同地区、不同气候条件下水分在大气中的存留
时间并不相同。
（ 3） 二氧化碳
作为一种温室气体,CO2既使大气温度保持在一定水平而有利
于生命的存在，又扮演着引起全球变暖的重要角色。
CO2在大气和陆地生物以及大气与海洋之间碳的交换率大约为
6.0× 1016g/a
自然界中碳的最大储存苦是沉积岩、深海中的煤炭、石油以及
无机碳矿藏 。
（ 4）氮氧化物
N2的一些化合物与 O3和 SO2等一起被列入“极易变化的”一组，
说明这些存留时间很短的痕量气体只能在区域范围内循环和
平衡，而没有足够的时间弥散到全球以及整个对流层。
源,NOx的排放包括自然过程（土壤中亚硝酸盐的分解、闪电
固氮,NH3的转化等）和与交通、能源生产有关的人为高温
燃烧过程。
NH3可能大量来源于家畜的尿液及高温下煤的燃烧。
汇：大气中 NH3和 NOx等化合物可通过气体形态以及颗粒物形
态被清除。
（ 5）对流层中的臭氧
由于 O3的光化学分解形成了 OH，而 OH极大的支配着低层大
气中大多数痕量气体的氧化作用，所以 O3在决定对流层中
一般痕量气体的活性方面具有特殊的作用。在近地面未受污
染的大气中,O3的最高浓度出现在白天。然而在混合层之
上自由大气中 O3的浓度则相对稳定。当大气处于不稳定状
态，垂直混合旺盛是,O3可从高层向下被输送到近地面。
南北半球的实测结果表明，平流层富含 O3空气向对流层的
输送主要发生在中、高纬地带。
（ 6）硫化物
主要的不确定性来自于自然过程排放量以及远离城镇地区硫化
合物的浓度变化。
近一个世纪来，全球 SO2的人为排放量猛增。它主要来自化石
燃料的燃烧以及含 S矿石的冶炼。由于其存留时间只有几天，
所以在大气中的时空分布很不均匀。
（二）气溶胶颗粒物的源、汇及其对环境的影响
大气中的气溶胶颗粒物是以固体或液体例子为分散相，
以大气为分散介质所形成的溶胶。雾和云属于水滴分散在
空气中的液态气溶胶；烟属于固体微粒分散在空气中的固
态气溶胶；烟雾则属固、液混合态气溶胶。
1.气溶胶的成分和分布
气溶胶粒子的成分相当复杂，含有 40～ 50种元素之多。其
中 60％左右是无机物，其他的则是各种有机化合物、有机
聚合物、可挥发性有机物以及微生物，如细菌、酵母菌、
病毒等生物气溶胶颗粒物。它们在近地层和平流层下层有
两个高浓度带，具体分布随时间和地点变化而异。大粒子
受重力作用可较快沉降到地面，主要集中在近地面及源地
附近。直径小于 1μm 的粒子可随气流上升到高空并作长距
离输送。
2.气溶胶粒子的源和汇
源：气溶胶粒子的来源分为自然源和人为源。自然源包括火
山灰、宇宙尘埃、陨石灰烬、植物花粉和孢子以及细菌等
生物气溶胶、岩石风化后的粉尘、森林着火后的烟尘、海
水飞沫蒸发后残留在空中的盐粒、风卷尘埃等。
此外，大气中气－粒转换过程的化学反应也可生成新的大
气悬浮颗粒物。
大气气溶胶微粒的清除过程主要有两个,干沉降（如重力沉降、
碰并吸附、致热迁移、扩散迁移等）；湿沉降。
降水过程大约可使气溶胶粒子从大气中移走 10％～ 20％。
3.气溶胶粒子的环境意义
1）通过散射和吸收太阳辐射直接影响气候；
2）以云凝结核的形式，改变云的光学特性及其分布，从而间
接影响气候；
3）气溶胶颗粒物是多种有毒、有害物质的载体，可长期悬浮
在空气之中并大范围扩散。它在人体呼吸器官中的穿透作
用沉积作用的强弱是微粒大小的函数。
4）沙尘气溶胶主要源于沙漠和干旱地区的风蚀及风力扬尘过
程。土地利用变化、沙漠化、城市化以及各种自然或人为因子
引起的地表特征变化和气候变化都可能改变沙尘（暴）天气发
生的频率和强度。
沙尘暴降尘中至少含有 38种化学元素，它给源地、周边地区
以及下风地区的大气环境、土壤、农业生产等造成了长期的、
潜在的危害。特别是使土地贫瘠化，严重影响农业生产。
沙尘气溶胶既可吸收又可反射太阳辐射，在不同条件下对气
候具有复杂的加热和冷却作用。
五、物质循环
（一）氮循环
1.氮的简介
氮在地球大气圈、岩石圈和生物圈都有广泛的分布。在大气
中氮的储量最为丰富。在地壳中的氮也是常见元素之一。生物
圈中的氮总量最少，但是它对生命体却有着决定性的作用。无
论是生命必须的蛋白质还是核酸，处处都离不开氮的存在。
物 质 输 移
水汽的输移：
垂直传输；
水平传输 （ 高低纬间输送；海陆间输送 ） 。
气溶胶的输移：
源地附近浓度大，逐渐向四周及上空扩散输移。
二氧化碳的输移：
CO2从源区向四周及上层大气扩散输移。
2.全球氮循环
大气中的氮以分子形式存在，占大气总量的 78％。但是氮分子
在化学性质上具惰性，只有大气中偶尔的闪电可以分解少量
氮分子成为氮的化合物。这部分氮化合物随降水进入土壤和
海洋。陆地上也有少量植物可以直接吸收氮分子。此外，还
有极少量的氮分子溶解于海洋中。但总的来说，大气中参与
氮循环的氮是很少的 。岩石和矿物中的氮被风化后进入土壤，
一部分被生物体吸收，一部分被地表径流带入海洋。海洋接
纳了来自土壤和大气的氮，其中的一部分被生物体吸收。生
物体死后，生物体内的氮一部分以挥发性氮化合物的形式进
入大气，一部分又返回土壤，还有一部分以沉积物的形式沉
积在大洋深处。
3.对人类的影响
氮是构成生命的主要元素。植物的生长更缺少不了氮的补充。
但是由于地表径流的溶解和搬运作用，土壤中的氮往往消耗
极大而补充很少。而大多数植物又不能直接吸收大气中的氮。
自然条件下，很多植被丰茂的地区都面临着氮的缺乏。人类
利用自身的智慧使全球氮循环，尤其是大气的氮循环得到
了补充。现代化肥工业成功地固定了大气中的氮，并将其
转化为可被初级生产者利用的形式。这个有 90年历史的产
业带来了全世界范围内农作物产量的大幅度增长，因而被
称之为, 绿色革命, 。
（二）碳循环
碳是地球上储量最丰富的元素之一。它广泛地分布于大气、
海洋、地壳沉积岩和生物体中，并随地球的运动循环不止。
同时碳又是有机化合物的基本成分，是构成生命体的基本元
素。碳循环还与生命活动紧密相联。亿万年来，在地球的生
物圈和大气圈中，碳通过生命的新陈代谢，往复循环、生生
不息。
1.假说
约 100年前，瑞典化学家阿伦尼乌斯提出了大气中二氧化碳丰度
的变化会影响地表温度的假说。据阿伦尼乌斯估计，二氧化
碳浓度加倍会使全球增温约 9摄氏度。随后，也有一些科学家
沿着类似的思路做了论证。但是，大多数科学家对这些意见
都不当一回事。 理由之一是约在同一时期全球平均温度停止
上升；而在其后的二十年里温度甚至略有下降。理由之二是
许多科学家认为几乎所有工业产生的二氧化碳会被海洋吸收，
因而从大气中消除。理由之三是不同时间不同地点所取空气
样品中二氧化碳的测量结果变化很大，以至不可能确定大气
中二氧化碳的总量是否正在增加或是正在减少。
2.全球碳循环
自然界中绝大多数的碳并非储存于生物体内，而是储存于大量
的地壳沉积岩中 。
一方面沉积岩中的碳因自然和人为的各种化学作用分解后进入大
气和海洋；
另一方面生物体死亡以及其他各种含碳物质又不停地以沉积物
的形式返回地壳中，由此构成了全球碳循环的一部分。碳
的生物循环虽然对地球的环境有着很大的影响，但是从以
百万年计的地质时间上来看，缓慢变化的碳的地球化学大
循环才是地球环境最主要的控制因素。
（ 1）碳的地球化学循环
碳的地球化学循环控制了碳在地表或近地表的沉积物和大气、
生物圈及海洋之间的迁移,而且是对大气二氧化碳和海洋二氧
化碳的最主要的控制。
如图所示，沉积物含有两种形式的碳：干酪根和碳酸盐。在风
化过程中，干酪根与氧反应产生二氧化碳，而碳酸盐的风化作
用却很复杂。含在白云石和方解石矿物中的碳酸镁和碳酸钙受
到地下水的侵蚀，产生出溶解的钙离子、镁离子和重碳酸根离
子。它们由地下水最终带入海洋。在海洋中，浮游生物和珊瑚
之类的海生生物摄取钙离子和重碳酸根离子来构成碳酸钙的骨
骼和贝壳。这些生物死了之后，碳酸钙就沉积在海底而最终被
埋藏起来。
（ 2）碳的生物地球化学循环
在碳的生物循环中,大气中的二氧化碳被植物吸收后,通过
光合作用转变成有机物质,然后通过生物呼吸作用和细菌分
解作用又从有机物质转换为二氧化碳而进入大气。碳的生
物循环包括了碳在动,植物及环境之间的迁移。
（三）氧循环
氧的地球化学循环涉及的环节非常复杂，包括了大气圈、生
物圈、岩石圈，甚至整个地球的方方面面，是目前研究较多
的领域之一。大气与海水的相互作用，生物的生理活动，地
球内部的物质分异以及岩石圈表层的地质作用，大气圈臭氧
层的变化等等过程都发生着氧的交换。目前氧循环的研究主
要通过分析氧同位素的构成，分馏机理等特征来探求氧的分
异、固定、流动和混合的过程。至今科学家们还没有建立起
氧循环系统的完整结构。但 生物活动引起的氧循环 已为人所
知。
1.生态系统氧循环
氧在大气圈和生物圈中主要是以水、二氧化碳和氧气的形
式存在。在自然条件下，水中的氧很难分解成氧气。而二
氧化碳则可以通过植物的光合作用而释放出氧气。因此，
在生态系统中，氧循环与碳循环有着密切的联系。在大气
中，氧含量占 21％。在大气紊流的作用下，空气中的氧可
以完全渗透到生态系统的各个角落：动物的呼吸作用、植
物非光合器官的呼吸作用和光合器官在夜间的呼吸作用，
以及地表物质腐败氧化等过程不断消耗着大气中的氧。但
与此同时，大量绿色植物的光合作用却大量吸收着大气中
的二氧化碳并将释放出的氧气排入大气。如此生生不息，
构成了生态系统的氧循环，并保持了大气中氧含量的恒定，
维持了整个生态系统的平衡。
（四）、硫循环
全球硫循环
自然界的硫最初来自于黄铁矿（ FeS2）和黄铜矿 (CuFeS2)等含硫的
矿物。但这些矿物被风化剥蚀后，硫就进入了土壤。土壤中的硫一
部分被地表径流溶解进入海洋，一部分被氧化以挥发性气体的形式
进入大气，还有一部分被植物吸收，通过食物链的关系分布于生物
圈。进入海洋的硫，一部分以沉积的方式，亿万年之后成为煤或石
油中的硫，一部分进入生物体被吸收。生物体中的硫在生物体死亡
腐败过程中，一部分以 H2S的方式进入大气，其余的重又回到土壤，
使循环得以继续。而大气中的硫却以降水的形式落到海洋、土壤中，
又开始了它们的下一轮次的循环。
酸雨问题
地表的硫以挥发性气体的形式进入大气，又随降水而回到地
表。这本是全球硫循环中的一个普通子循环而已，但是由于
人类活动，造成排入大气中的硫含量迅速增加。在某些地区，
该循环显著加强，大量的硫随降水返回地面，导致了全球关
注的酸雨问题。由于人类大量燃烧含硫燃料和熔炼有色金属，
大量的二氧化硫进入大气。目前大气中所含的二氧化硫，有
2/3来源于自然界，另外 1/3来自人类的活动。在某些工业地
区，这个比例还要高得多。在大气尘埃中的 Fe,Mn等金属
的催化下，大气中大量的二氧化硫，有一部分能转化为三氧
化硫并遇水气而生成硫酸。当降水发生时，大量酸性的雨、
雪落回地面，导致土壤突然酸化、植被死亡、水体环境受到
改变。更严重的是，当降水的 pH值小于 4.0时，地表的很多
生物将不能生存。这种危险大多出现在靠近工业中心或污染
严重的地方。我国的西南地区已经成为世界三大酸雨灾害区
之一
第三节 人类活动对大气圈的影响及其环境效应
一、大气过程引擎的人类环境灾害
（一）寒潮
寒潮是指强冷空气的活动
标准：足以使气温在 24小时内下降 10以上，最低温度达到 5
以下
? 由强冷空气迅速入侵造成大范围的剧烈降温，并伴有大风、
雨雪、冻害等现象，这样的冷空气过程称为寒潮。寒潮的
标准各地不一，有些规定时有更改和补充。
? 寒潮是我国冬半年主要的气象灾害。寒潮造成的灾害主要
有：强烈降温会使农作物遭受冻害。尤以秋季和春季的寒
潮对农作物危害最大；大风能吹翻船只，摧毁建筑物，破
坏牧场；严重的大雪、冻雨可压断电线、折断电杆，造成
通信和输电线路中断，交通运输受阻等。寒潮影响的范围
大，而且多种灾害并发。
? 就目前来说，对寒潮仍无有效的防御方法。提前发布准确
的寒潮消息或警报，使海上船只在大风到来前返港；提醒
有关部门事先对农作物、畜群等做好防寒准备。将可大大
减少损失。
第二节 大气圈的能量与物质运动
第三节 人类活动对大气圈的影响
及其环境效应
第四节 区域大气环境与空气资源保护
第一节 地球大气的组成和结构
一、如何确定大气圈的
存在
大气圈：是指因地球的
引力而聚集在地表周
围的气体圈层。
大气圈存在的主要证据
或现象,
1、蓝色的天空
这是由于大气中的一些非常细小物质成分，如气体、粉尘等，它们的直径较
阳光的波长小得多，因此，蓝色的散射量较之于其他任何一种颜色能更多地
被选择散射。这种散射称瑞利散射。
2、白云
如果形成散射的粒子的
形状是球形的，而且
并不比阳光的波长小，
所有的波长都是平均
地被散射的，这种散
射称迈耶散射。因此，
云是白色的。
3、风
有风就说明有物质的存在，
因为风是由于大气不同部位
的压力差别造成的。如果在
真空中就不会有风了
4、流星
流星就是陨石穿过大气
层时，由于其速度太快，
与大气摩擦产生热使陨
石燃烧起来。
二、大气的物质组成
（一）古人的认识
列子：天是气的集聚体，天不会塌下，即杞人忧天。
宋应星：盈天地皆气也，两气相轧而成声者，风是也。物
之充气者，如其激水然，气与水，同一易动之物。
达,芬奇：已有了空气和真空的概念。
伽里略：证明空气与其他物质一样有质量。
拉瓦锡（ 1743－ 1794）：指出空气是氮和氧的混合物
（二）地球大气的物质组成
1.大气总的质量,5× 1018kg
2.大气的密度,1.23× 10-3g/cm3 （ 15℃,海平面）
3.大气的组成：按体积计（按质量计）氮,78.09％（ 75.51％）
氧,20.94％（ 23.15％）氩,0.93%（ 1.28％）其他,0.04
％（ 0.06％）
亚里斯多德的猜想和伽利略的设想
古希腊哲学家亚里斯多德曾经猜想：我们这
个世界是由四个壳层组成的，而这四个壳
层又分别由四种原质构成，它们是：土
(实心球 ),水 (海洋 ),空气 (大气 )和火 (一
个不可见的外层,在闪电的闪光中,它偶而
成为可见的 )。他说，这些壳层之外的宇
宙是由神秘的、纯粹的第五种原质构成，
他把它叫做, 以太, 。在这样一幅图象之
中，是没有, 真空, (即, 无物, )的位臵
的：在土的尽头，水就开始出现；土和水
的尽头，气开始出现；火开始于气的尽头；
而在火的尽头，以太又紧接着开始出现，
它一直延续到宇宙的终级。
伽利略的探索的一生的晚年,对这个谜感到兴趣。显然,大自
然对真空的厌恶只是到一定的限度为止,除此之外,他不可能
再得出任何结论了。
伽利略的学生托里拆利 (Evangelista Torricelli)和维瓦尼
(Vincenzo Viviani)在 1644年真的进行了这个实验。他们
选用了汞 (汞的密度是水的 13.5倍 )。他们在一根约一米长
的玻璃管里灌满汞，把开口的一端塞住，侄过来立在盛
汞的盘中，然后拿开塞子。这时汞开始从管子流到盘里，
但当管内汞面降低到比盘内汞面只高 760毫米时，汞就不
再从管里流出，而一直保持这个高度了。第一个“气压
计”就是这样做成的
是什么使汞柱保持一定的高度呢？维瓦尼提出，这是由于
大气的重量向下压在盘中的液体上。这是一个具有革命
性的思想，因为按照亚里斯多德的概念，空气是没有重
量的，它只不过在土球的外面占有它自己固有的范围。
但是现在人们开始明白,10米高的水柱或 760毫米高的汞
柱为大气的重量提供了一个量度，也就是说，这水柱或
汞柱的重量就等于截面与之相同、高度为从海平面到大
气顶部这样一个空气柱的重量。如果空气具有有限的重
量，大气就一定会有有限的高度。这样,如果在大气层
的各个高度上密度处处相同的话，大气层的高度就恰好
是 8公里左右 。
托里拆利、维瓦尼的实验与气压计
但是,1662年玻意耳证明,情况
不可能是这样,因为压力会使空气
的密度增大。玻意耳把一个 J形管
子直立起来,J形管较高的一端是
敞口的，从这个口倒进一些汞，
汞就会把小量的空气囚锢在较矮
一边的封闭端内。当他再多灌入
一些汞时，那个空气包就收缩。
玻意耳发现，与此同时，它的压
强增大了，这是因为观察到当汞
越来越重时，空气包的收缩却越
来越少。根据实际测量，玻意耳
证明，气体体积减小一半，压强
就增大一倍。
玻意耳、巴斯卡的实验与大气压
由于空气受压时会收缩，所以在海平面上空气一定最稠密，
而沿着指向大气层顶部的方向，随着高层空气重量的减小，
空气变得愈来愈稀薄，法国数学家巴斯卡 (Blaise Pascal)
第一个证实了这个情况,1648年，他让他的姻兄弟帕瑞
(Florin Perier)带着一个气压计登上一座高约 1.5公里的
山，并请他在登高时随时注意气压计中汞柱高度下降的情
况
近代对高空大气的探索
理论计算表明，如果温度在整个高度上处处相同，那么，高
度每增加公里，空气压强就将减小为原来的 1/10。换句话
说，在 19公里的高空，空气所能支持的汞柱高度将从 760
毫米降低为 76毫米；在 38公里的高空，将降低为 7.6毫米；
而在 57公里的高空，将降低为 0.76毫米，等等。在 170公
里的高空，空气压强就会仅仅相当于 0.000000076毫米汞
柱。
实际上，所有这些数字都只是近似的，因为空气的温度是随
高度而变化的。不过，这些数字确实能使图象变得清楚一
些，而且我们可以看到，大气层并没有明确的边界，它只
是逐渐稀薄下去，一直到变成几乎一无所有的宇宙空间。
人们曾经探测到 160公里高空处的陨星光迹，那里的大气
压只有地球表面的几百分之一，而空气的密度却只有十亿
分之一。但这一点点空气就足以使它们那一点点物质因摩
擦而燃烧到白炽。由于受到外层空间高速粒子的轰击而发
出冷辉光的气体所形成的极光 棗 北极光，则位于海平面以
上 800-1000公里的高空 。
直到十八世纪末期，人们所能接触的高层大气似乎还从未超
过高山的山顶。 1892年设计出了带有仪器、无人乘坐的气
球，这些气球能够上升得更高，从过去从未探索过的高空
气层带回那里大气的温度和压强的情报。
现在用的气象电码式探空仪及其探空气球
在离地只有几公里的空中，正象人们所预料的，温度逐渐下
降。在 11公里左右的高空,温度为 -55℃,但是，再往上去情
况就令人惊奇了。在这个高度以上温度并不降低，事实上
它甚至还略有升高。
人类用平流层气球和探空火箭进一步认识了 10公里以上的地
球大气
3.成分的特点及其分类
地球大气由多种其他及一些悬浮的固体和液体微粒混合组成。在
85km以下，各种气体成分一般可分为两类：
一类为恒定组分，其各成分间大致保持固定的比例，主要有 N2、
O2,Ar和一些微量惰性气体 Ne,Kr,Xe及 He等；
一类为可变组分，它们在大气中的比例随时间和空间不同而变化，
主要有水汽,CO2,O3和一些 C,S,N的化合物如 CO,CH4、
H2S,SO3等。
90km以下,N2,O2,Ar,CO2剩下的次要成分所总体积极其微
小
90km以上，大气的主要成分仍为 N2,O2,其他气体的含量减小
100km高度处,O2几乎已全部被离解为游离氧
250km以上,N2也基本上全部离解为游离氮
500km以上，游离氧,[H],[He]也逐渐成为占统治地位的大气组
分
（三）、大气圈的作用
1.大气是地球上有生命物质的源泉。
氮气、氧气：生物的生长、发育不可或缺
O3：保护生物免受过量的太阳紫外线辐射
CO2：植物的生长和全球气候变化息息相关
水汽：大气运动以及许多天气现象的生消、复合系统内物质交
换以及生物地球化学过程均有重要意义。
2.气层又保护着地球的, 体温,,使地表的热量不易散失，同
时通过大气的流动和热量交换，使地表的温度得到调节。
3.大气的水热状况，可以影响一个地区的气候的基本特征，进
而决定该地区的水文特点、地貌类型、土壤发育和生物类型，
从而对地球表面的整个自然环境的演化进程起着重要作用。
4.大气中含有细微的岩屑和水汽，而地壳岩石中和水体中也有
空气存在，它们是互相渗透和互相影响的。大气中的氧和碳
酸气，大气的湿度变化以及风雨等，都直接作用于地表的岩
石，所以大气的活动对地壳岩石的形成和破坏均有影响
（四）大气的垂直结构
整个大气圈质量的 90％都集中在
高于海平面 16公里以内的空间
里。再往上去当升高到比海平
面高出 80公里的高度，大气圈
质量的 99.999％都集中在这个
界限以下，而所乘无几的大气
却占据了这个界限以上的极大
的空间。
1.分层的主要依据
(1)物质组成
(2)大气温度变化
(3)电荷
(4)大气运动
2.对流层
厚度：平均 11－ 13km，赤道 17－ 18km，两极 8－ 9km。
质量：约占大气圈质量的 75％。
气温：从下向上是降温的，大气降温率是 6.50C/km，
对流层顶约 -83℃ 。
大气运动：强烈的对流。
成分：含水蒸气、尘埃。
气象现象：风、霜、雨、雪、雹、雾等。
3.平流层
高度：从对流层顶到 55km。
质量：几乎占大气圈质量的 25％。
气温：从下向上是升温的，到平流层的顶温度升到 0℃ 。
大气运动：水平运动。
成分：几乎不含水蒸气、尘埃，存在数层臭氧层。
无天气现象。
4.中间层
高度：从平流层顶到 80－ 90km。
气温：从下向上是降温的，到中间层的顶温度降到 -
80℃ 。
大气运动：对流运动。
存在电离层（ D），反射无线电波
5.暖层
高度：从中间层顶到 800km。
气温：从下向上迅速升温，到 300km高空，温度达
1000℃ 。
存在多层的电离层（ E,F,G），也称电离层。
6.散逸层
高度：从暖层顶到外层空间。
物质多以原子、离子状态存在。
是地球物质向宇宙空间扩散的部位。
（五）大气现象
光的衍射：在大气中传播的日光或月光遇到小云滴 (小雨滴
或小冰晶 )等障碍物时，会绕过这些障碍物而产生衍射。当
天空中存在由均匀小云滴组成的透光高层云或透光高积云
时，月光在透过云层时遇云滴而产生衍射，由于云滴大小
均匀，形成的衍射环能迭加，从而出现以月亮为中心的一
圈圈明暗相间彩色光环，这就是华。
极光
太阳是一个庞大而炽热的气体球，在它的内部和表面进行着各种化
学元素的核反应，产生了强大的带电微粒流，并从太阳发射出来，
用极大的速度射向周围的空间。当这种带电微粒流射入地球外围
那稀薄的高空大大气层时，就与稀薄气体的分子猛烈地冲击起来，
于是产生了发光现象，这就是极光。
为什么极光大多在南北两极附近的上空出现？
瑰丽的极光是天空的奇观，它是高纬度地带晴夜天空常见的
一种辉煌闪烁的光弧或光蒂．这种电的现象在中低纬度地
带一般是不常见的。极光的形成主要是由于太阳的带电微
粒发射到地球磁场的势力范围，受到地球磁场的影响，从
高纬度进入地球的高空大气，激发了高层空气质粒而造成
的发光现象。地球是一块巨大的磁石，而它的磁极在南北
两极附近。我们知道，指南针总是指着南北方向，就是因
为受了地磁场的影响。从太阳射来的带电微粒流，也要受
到地磁场的影响，而且使带电微粒流聚集在磁极附近。所
以极光大多在南北两极附近的上空出现。在南极发生的叫
南极光，在北极发生的叫北极光。我国处在北半球，所以
东北等地看到的只能是北极光。
日 月 晕 环
天空中有一层高云，阳光或
月光透过云中的冰晶时发
生折射和反射，便会在太
阳或月亮周围产生彩色光
环，光环彩色的排序是内
红外紫。称这七色彩环为
日晕或月晕，统称为晕。
其中对观测者所张的角半
径为 22度的晕最为常见，
称 22度晕，偶尔也可看到
角半径为 46度的晕和其他
形式的与晕相近的光弧。
由于有卷层云存在才出现
晕，而卷层云常处在离锋
面雨区数百公里的地方，
随着锋面的推进，雨区不
久可能移来，因此晕就往
往成为阴雨天气的先兆。
华盖
天空中有一层透光薄云，云中的水滴大小均匀，若是由冰晶组
成的云则要求冰晶尺寸均匀。月光或阳光透射云层过程中，
受到均匀云滴 (水滴或冰晶 )的衍射，结果会在月亮或太阳周
围紧贴月盘或日盘形成内紫外红的彩环，称为华。因日光太
亮，人们不易观察到日华，月华则比较常见。紧贴月盘的华
又称华盖，通常华盖的紫色不太显著故内环呈青蓝色，其外
呈黄色为主，最外呈红色。有时在华盖外隔一暗圈后还会出
现一个甚至几个彩色排序与华盖相同，但亮度弱得多的同心
光环，称为副华
峨嵋宝光
当清晨或傍晚，太阳位于地平线附近时，人若站在云雾萦绕
的高山之巅，恰值山巅之上是晴空，山巅之下是云雾，你背
对晴天的太阳，下看弥漫的云海迷雾，便可能突然看到云雾
幕上出现人影，围绕在人影的四周是一圈圈彩色光环，有红
色的也可有蓝色或别的颜色的弧环，这就是峨眉宝光。
海市蜃楼是一种反常的折射现象，它是光线在垂直方向密度
不同的大气层中传播，经过折射造成的结果。常分为上现、
下现和侧现海市蜃楼。
第二节 大气圈的能量与物质运动
一、大气圈的能量循环
对人类生态环境至关重要的气候系统和生物地球化学循环正是
依靠能量循环与水分循环而紧密联系在一起的。
地球－大气系统吸收了来自太阳辐射的能量后，为了保持热力
平衡状态而必须向太空释放等量的能量，同时还通过大气环
流、海洋环流以及陆地热量收支平衡。在生物地球化学循环
中，能量循环首先表现为陆地和海洋植物将利用太阳能进行
物质合成，而当物质分解时，伴随着元素的循环，能量又被
释放出来。正是有了这种化学能的转换过程，生物地球化学
循环才能持续不断。
（一）地球系统的辐射平衡
对地－气系统能量收支来说，太阳短波辐射的能量主要集中在
紫外区、可见光区和近红外区。即波长在 0.1～ 2.0μm的部分；
地球长波辐射的能量则主要几种在红外区。
地球－大气系统的辐射平衡
16
被 H2O、灰
尘和 O2吸收
4
云吸收
50
地表吸收
地面反射
云反射
空气
后向散射
地面反射的
净红外辐射
6 24
其他形式支出
14
H2O,CO2吸收
H2O,CO2放
射的净辐射
感热通量
云反射
20
地表辐射
射出太阳辐射
38 26
反射太阳辐射
6 20 4
入射太阳辐射
100 6
潜热通量
全球范围地面的热源是太阳，而大气热源的 68.8％则是来自地
面，其中还包括通过湍流和对流过程以感热和潜热形式输送
导大气中的 30个单位。
云层虽然只从太阳入射能中吸收了 4个单位的短波辐射能量，但
却反射了 20个单位的太阳短波辐射它在辐射平衡及气候变化
中扮演了非常重要的角色。
地－气系统所接受到的太阳辐射与其放出的长波辐射的差额称
净辐射。
就全球而言，净辐射的多年平均值应为零，但不同地球因太阳
入射角以及系统对短波辐射和长波辐射的吸收能力与反射能
力不同，净辐射值既可为正，也可为负。从而形成了地－气
系统净辐射随季节、地区变化而变化的地理分布。其平均状
况呈南北向梯度分布。海洋吸收的能量多于陆地而呈现显著
的海陆差异。
如果仅按照局地净辐射收支状况来计算地面气温，那么在辐射
收支盈余处温度应当不断升高，亏损处则不断降低。但是长
期观测结果正是，地表各处的温度变化微小，说明，局地的
能量盈亏基本上是平衡的。
存在高低纬度之间与海陆之间的能量输送，以便把净辐射收支
盈余区所获得的能量输送到亏损区。
输送方式,大气和海洋的流动
驱动,大气环流,净辐射水平差形成的从赤道指向基地的温度
梯度
海洋环流,大气风场及海水密度分布不均
意义：地－气系统的辐射平衡是物理气候和生物地球化学循环
两大体系中所有过程得以维持的重要条件，也是在所有过程
的参与下实现的。
（二）大气和海洋的能量交换
大气能量的分布：内能（ 70％），位能（ 27.1％），潜热
（ 2.5％），动能（ 0.5％）
能够释放出来的内能和位能只占其总能量的一小部分。
能被释放出来的一小部分可以转换成大气动能的内能和位能称
为有效位能
用以驱动大气运动的动能不断从有效位能中得到补充，因而使
大气环流得以维持。
在中纬度地区，海洋的输送能力要超过大气，如北半球中纬度
地区两支强大的暖洋流（墨西哥晚暖流和黑潮）把大量的热
量送向高纬度。
在暖洋流附近，海－气之间存在着强烈的热量交换。
当高纬度寒潮南移到暖洋面上空时，海洋把巨大的能量输送给
大气，在通过大气环流继续把能力向高纬度输送。
海－气系统的能量交换、输送，维持或改变着全球气候和其他
过程，影响着人类生态系统的分布格局和生物多样性。
（三）大气和陆地的能量交换
大气中吸收太阳辐射的主要成分有水汽,CO2,O2,N2,NOx、
CH4、气溶胶等，而温室气体和云则对于地球长波辐射的吸
收起着主要作用。
大气中的气体、气溶胶和云中的水汽和冰晶都参与了散射过程。
阳伞效应：云对地－气系统辐射过程的总效应应是使系统温度
降低，这种效应称为阳伞效应。
陆地表面所接受的太阳辐射能无法通过热传导方式到达深层土
壤，因而陆地不可能长期储存太阳辐射能。白天吸收的太阳
辐射能量，夜间便很快以长波形式辐射出去。
陆地表面的臵备和土壤对太阳辐射的反射差别很大。植物叶片
中的叶绿素对可见光有很强的吸收能力，因此，植被使陆地
表面发射率大小的决定性因素之一。
一般在森林顶部，阳光反射率为 14％－ 20％；沙地表面反射率
则在 18％－ 28％以上；开阔的雪面对阳光的反射率可达 70％,
甚至更高。
陆地与大气间的能量交换过程还有感热和潜热的输送。潜热输
送是通过土壤表面的水分蒸发和植被生长过程中叶片的蒸腾
作用实现的。
植被可使平坦下垫面的粗糙度大大增加。粗糙度增加必然导致
空气的湍流混合能力增强，使地表的感热、潜热以及水汽、
CO2及各种污染物向高层的扩散加速。
风平浪静的海面的粗糙度只有 0.02cm；平缓的沙漠表面只有
0.03cm； 5cm高的草地的表面粗糙度则在草地高度 1～ 2cm；
而森林顶部的粗糙度可高达几米。
二、大气圈的水分循环过程
（放在水圈的水循环一节）
三、大气环流的平均状况
大气环流：大范围的大气运动状态。
一般尺度达 n× 103km，垂直尺度约 10km以上，时间尺度则在
1～ 2天以上。
主要形式：三圈径向环流、纬向环流、对流层内的大型平均槽
脊转化、行星尺度的高空急流与西风带中的大尺度扰动、季
风环流与气旋、反气旋等
影响因素：太阳辐射驱动、地球自转作用、下垫面性质影响以
及地表摩擦作用等。
热量输送和地球上的热量平衡
由赤道向极地的高低
纬之间的热量传输，主
要依靠全球性的大气环
流（显热和潜热）及洋
流来实现的，并随纬度
和季节而异。从纬度看，
全球能量的输送是从南
北纬 35o之间的辐射差额
正值区向纬度高于 35o的
负值区输送，就平均而
言，输送量以纬度 40o附
近为最大值。
水平气压梯度力, 在存在着气压梯度的地方, 空气分子受到力
的作用, 驱使着空气沿着和气压梯度相同的方向移动的力,
它是促使空气从静止到运动的原动力 。
地转偏向力 （ 科里奥利力 ）, 由于地球的自转, 地球表面运动
的物体都会发生运动方向的偏转 。 导致地球表面运动物体
方向偏转的力 。 在地转偏向力的作用下, 地表运动的物体,
在北半球向右偏转, 在南半球向左偏转 。
大气的辐合,在低压中心附近, 大气由周围向中心集中 。
大气的辐散,在高压中心附近, 大气向周围散开 。
气旋, 反气旋, 旋转着的向低压中心辅合的大气系统叫做气旋,
旋转着的由高压中心向外辅散的大气系统叫做反气旋 。 由
于受地转偏向力的作用, 气旋, 反气旋旋转的方向正好相
反 。
大气环流,在太阳辐射, 地球自转, 地表面性质以及地面摩擦
的共同作用, 使得大气圈内的空气产生了不同规模的三维运
动 。
季风,大范围地区, 盛行风随季节变化而发生有规律改变的现
象 。
局地环流：
海陆风,发生在沿海地区的, 白天吹海风, 夜间吹陆风, 以一
日为周期的周期性风系
高原季风,高耸挺拔的大高原, 由于它与周围自由大气的热力
差异所形成的冬夏相反的盛行风系 。
山谷风,在山区, 白天从谷地吹向山坡, 夜间从山坡吹向谷地,
以一日为周期的周期性风系 。
焚风,山后的空气温度比山前同高度上空气的温度要高得多,
湿度也小得多, 形成了沿着背风坡向下吹的既热且干的风
城市热岛,城市的温度一般高于周围的郊区和农村 。
由于地球的自转，地球表面运
动的物体都会发生运动方向的偏
转。在北半球运动物体向右偏转，
在南半球则向左偏转。导致地球
表面运动物体方向偏转的力，叫
做地转偏向力，又叫做科里奥利
力。地转偏向力具有以下几个特
点：（ 1）这个力只改变物体的
运动方向，不改变物体的运动速
度；（ 2）这个力的作用方向总
是与物体的运动方向垂直；（ 3）
这个力的大小与物体运动的线速
度成正比；（ 4）这个力的大小
与纬度的正弦成正比，在赤道处
为零，向两极地区逐步增大
现在地球上的大气环流图（三圈环流）
然而,空气一
旦开始运动,地转
偏向力就随之发生
作用,正是由于地
转偏向力的存在,
就不可能存在一个
单一的闭合的热力
环流,而在全球近
地面气层形成了赤
道低压带、副热带
高压带、副极地低
压带、极地高压带。
北半球夏季（ 7月）近地面大气环流状况
北半球夏季（ 7月）
大范围区域
盛行风随季节
变化而发生有
规律改变的现
象，称为季风。
季风的形成与
多种因素有关，
最主要的是由
于海陆间热力
性质的差异造
成的，其次是
由于行星风系
的季节移动而
形成的。
北半球冬季（ 1月）近地面大气环流状况
海陆风环流
海陆风是指发生在沿海地区的、白天吹海风、夜间吹
陆风、以一日为周期的周期性风系。它也是由于海陆的热力
性质的差异引起的，但影响的范围仅限于沿海地区。在沿海
地区，白天，陆地增温快，陆面气温高于海面，近地面空气
上升形成低压，气流从海洋流向陆地，形成海风；夜间相反，
陆地降温快，陆面气温低于海面，形成陆风。
海陆风对沿海地区的天气和气候有着明显的影响：白天,
海风携带着海洋水汽输向大陆沿岸, 使沿海地区多雾多低云,
降水量增多, 同时还调节了沿海地区的温度, 使夏季不致过
于炎热, 冬季不过于寒冷 。
海风
陆风
青藏高原与平均经向环流
高耸挺拔的大高原，由于它
与周围自由大气的热力差异所形
成的冬夏相反的盛行风系,称为
高原季风 。以青藏高原季风最为
典型。冬季高原面上出现冷高压，
气流从高原向四周流动；夏季高
原面上出现热低压，气流从四周
流向高原。高原季风对环流和气
候的影响很大，尤其在东亚和南
亚季风区。同时，在冬夏不同的
季节，高原季风环流的方向与东
亚地区因海陆热力性质差异所形
成的季风的方向完全一致，两者
叠加起来，使得东亚地区的季风
（尤其冬季风）势力特别强盛，
厚度特别大。
山谷风
(b）山风（ a）谷风
在山区，白天从谷地吹向山坡、夜间从山坡吹向谷
地，以一日为周期的周期性风系，称为山谷风（见下
图）。白天，因为山坡上的空气比同高度的自由大气增
温强烈，空气从谷地沿坡向上爬升，形成谷风；夜间由
于山坡辐射冷却，冷空气沿坡下滑，从山坡流入谷地，
形成山风。
焚 风当流经山地的湿润气流受到山地阻挡时，被迫沿坡绝热爬
升，这时按照干绝热递减率降
温。当达到水汽凝结高度时，
形成云，此后按照湿绝热递减
率降温，逐渐形成降水，空气
继续沿坡上升，降水也不断发
生。当越过山顶以后，空气沿
坡下沉增温，水汽含量大为减
少，按照干绝热递减率下沉压
缩升温。由于干绝热温度变化
率比湿绝热温度变化率大。过
山后的空气温度比山前同高度
上空气的温度要高得多，湿度
也小得多，形成了沿着背风坡
向下吹的既热且干的风，称为
焚风。
“城市热岛,
城市人口集中，工业发达，居民生活、工业生产及交通
工具每天释放出大量的人为热，导致城市热力过程的总效应
为：城市的温度一般高于周围的郊区和农村，城市尤如一个
温暖的岛屿，称为, 城市热岛, 。这主要是城市上空通过湍
流扩散从暖的建筑物得到潜热，并且吸收城市表面和污染层
放出的长波辐射的结果。由于热岛效应的存在，城市的年平
均温度要比郊区高 0.5～ 1℃ 。
能 量 传 输
高低纬间的传输,主要依靠全球性的大气环流 （ 显热
和潜热 ） 及洋流来实现的 。
海陆间的传输,冬季, 海洋是热源, 大陆是冷源, 热
量从海洋输向大陆 。 越近海洋, 输热越多, 气温越高 。
高低空之间的传输,在对流层中, 由于空气的对流,
高低空之间也在进行着能量的传输 。
四、大气组分的区域及全球平衡
地－气系统中的元素或化合物通过物理输送或化学转化过程在
大气、海洋、土壤、生物等各圈层的储存库内部或各储存
库之间不断地进行迁移转化，它们直接制约着大气中一些
重要的痕量气体的全球循环和平衡。元素在每个储存库中
的存留时间是这种循环和平衡过程的一个重要特征。
一个存留时间很长的元素或化合物将有充分的时间在整个对流
层中混合并分布道全球，而对于存留时间较短的元素或化
合物来说则不然。
对流层中未受局地污染源影响的干空气气体组分可分为：
“半永久性”,O2,N2,Ar
可变的,CO2,CH4,CO等
极易变的,O3,NOx,NH3,SO2
（一）大气中气体与水分的平衡
（ 1） 存留时间长的气体,这类气体包括 O2,N2，以及一些惰
性气体 Ar,He,Kr,Xe等
N2来源,细菌把硝酸盐转化
N2O的脱氮过程
高层大气的光化学反应
与大气中氮的总量相比，生成的量极小，转换时间要以千万计。
O2的源：植物的光合作用 3.7× 1017g
O2的汇：有机物分解、呼吸作用、化石染料燃烧
大气中大约有 1.2× 1021g的 O2，估计其转换时间大致为 4000年左右。
按照地质学的观点,O2的浓度主要由沉积物中所储藏的有机物数
量和地壳中物质被氧化的清除量之间的平衡所决定的。
惰性气体的化学性质不活泼，一般不会在大气储存库中循环，它
们在大气中大多是作为地球形成早期的残留物质而存在的。
氮 Ar是一例外，它是由宇宙射线所产生的 40k的放射性衰变所形成
的。目前由于日益发展的核能工业的排放，大气中放射性 kr的
同位素 85kr也在不断地增加。
(2)水分
大气中水分的存在对大气化学过程来说极其重要：
参与了气相化学反应；
液态水滴为学多化学转化过程提供了反应的场所；
降水本身对气溶胶颗粒物和一些气体化合物构成了一个有效
的清除机制。
补偿：水面、地表的蒸发和植物的蒸腾
大气圈的水分含量,2.9× 1015kg，它相当于覆盖全球表面 2.5cn
高的日降水量（全球的年平均降水量为 900mm）
停留时间：对于一个给定的水分子在大气圈中的存留时间为
10.1天，但不同地区、不同气候条件下水分在大气中的存留
时间并不相同。
（ 3） 二氧化碳
作为一种温室气体,CO2既使大气温度保持在一定水平而有利
于生命的存在，又扮演着引起全球变暖的重要角色。
CO2在大气和陆地生物以及大气与海洋之间碳的交换率大约为
6.0× 1016g/a
自然界中碳的最大储存苦是沉积岩、深海中的煤炭、石油以及
无机碳矿藏 。
（ 4）氮氧化物
N2的一些化合物与 O3和 SO2等一起被列入“极易变化的”一组，
说明这些存留时间很短的痕量气体只能在区域范围内循环和
平衡，而没有足够的时间弥散到全球以及整个对流层。
源,NOx的排放包括自然过程（土壤中亚硝酸盐的分解、闪电
固氮,NH3的转化等）和与交通、能源生产有关的人为高温
燃烧过程。
NH3可能大量来源于家畜的尿液及高温下煤的燃烧。
汇：大气中 NH3和 NOx等化合物可通过气体形态以及颗粒物形
态被清除。
（ 5）对流层中的臭氧
由于 O3的光化学分解形成了 OH，而 OH极大的支配着低层大
气中大多数痕量气体的氧化作用，所以 O3在决定对流层中
一般痕量气体的活性方面具有特殊的作用。在近地面未受污
染的大气中,O3的最高浓度出现在白天。然而在混合层之
上自由大气中 O3的浓度则相对稳定。当大气处于不稳定状
态，垂直混合旺盛是,O3可从高层向下被输送到近地面。
南北半球的实测结果表明，平流层富含 O3空气向对流层的
输送主要发生在中、高纬地带。
（ 6）硫化物
主要的不确定性来自于自然过程排放量以及远离城镇地区硫化
合物的浓度变化。
近一个世纪来，全球 SO2的人为排放量猛增。它主要来自化石
燃料的燃烧以及含 S矿石的冶炼。由于其存留时间只有几天，
所以在大气中的时空分布很不均匀。
（二）气溶胶颗粒物的源、汇及其对环境的影响
大气中的气溶胶颗粒物是以固体或液体例子为分散相，
以大气为分散介质所形成的溶胶。雾和云属于水滴分散在
空气中的液态气溶胶；烟属于固体微粒分散在空气中的固
态气溶胶；烟雾则属固、液混合态气溶胶。
1.气溶胶的成分和分布
气溶胶粒子的成分相当复杂，含有 40～ 50种元素之多。其
中 60％左右是无机物，其他的则是各种有机化合物、有机
聚合物、可挥发性有机物以及微生物，如细菌、酵母菌、
病毒等生物气溶胶颗粒物。它们在近地层和平流层下层有
两个高浓度带，具体分布随时间和地点变化而异。大粒子
受重力作用可较快沉降到地面，主要集中在近地面及源地
附近。直径小于 1μm 的粒子可随气流上升到高空并作长距
离输送。
2.气溶胶粒子的源和汇
源：气溶胶粒子的来源分为自然源和人为源。自然源包括火
山灰、宇宙尘埃、陨石灰烬、植物花粉和孢子以及细菌等
生物气溶胶、岩石风化后的粉尘、森林着火后的烟尘、海
水飞沫蒸发后残留在空中的盐粒、风卷尘埃等。
此外，大气中气－粒转换过程的化学反应也可生成新的大
气悬浮颗粒物。
大气气溶胶微粒的清除过程主要有两个,干沉降（如重力沉降、
碰并吸附、致热迁移、扩散迁移等）；湿沉降。
降水过程大约可使气溶胶粒子从大气中移走 10％～ 20％。
3.气溶胶粒子的环境意义
1）通过散射和吸收太阳辐射直接影响气候；
2）以云凝结核的形式，改变云的光学特性及其分布，从而间
接影响气候；
3）气溶胶颗粒物是多种有毒、有害物质的载体，可长期悬浮
在空气之中并大范围扩散。它在人体呼吸器官中的穿透作
用沉积作用的强弱是微粒大小的函数。
4）沙尘气溶胶主要源于沙漠和干旱地区的风蚀及风力扬尘过
程。土地利用变化、沙漠化、城市化以及各种自然或人为因子
引起的地表特征变化和气候变化都可能改变沙尘（暴）天气发
生的频率和强度。
沙尘暴降尘中至少含有 38种化学元素，它给源地、周边地区
以及下风地区的大气环境、土壤、农业生产等造成了长期的、
潜在的危害。特别是使土地贫瘠化，严重影响农业生产。
沙尘气溶胶既可吸收又可反射太阳辐射，在不同条件下对气
候具有复杂的加热和冷却作用。
五、物质循环
（一）氮循环
1.氮的简介
氮在地球大气圈、岩石圈和生物圈都有广泛的分布。在大气
中氮的储量最为丰富。在地壳中的氮也是常见元素之一。生物
圈中的氮总量最少，但是它对生命体却有着决定性的作用。无
论是生命必须的蛋白质还是核酸，处处都离不开氮的存在。
物 质 输 移
水汽的输移：
垂直传输；
水平传输 （ 高低纬间输送；海陆间输送 ） 。
气溶胶的输移：
源地附近浓度大，逐渐向四周及上空扩散输移。
二氧化碳的输移：
CO2从源区向四周及上层大气扩散输移。
2.全球氮循环
大气中的氮以分子形式存在，占大气总量的 78％。但是氮分子
在化学性质上具惰性，只有大气中偶尔的闪电可以分解少量
氮分子成为氮的化合物。这部分氮化合物随降水进入土壤和
海洋。陆地上也有少量植物可以直接吸收氮分子。此外，还
有极少量的氮分子溶解于海洋中。但总的来说，大气中参与
氮循环的氮是很少的 。岩石和矿物中的氮被风化后进入土壤，
一部分被生物体吸收，一部分被地表径流带入海洋。海洋接
纳了来自土壤和大气的氮，其中的一部分被生物体吸收。生
物体死后，生物体内的氮一部分以挥发性氮化合物的形式进
入大气，一部分又返回土壤，还有一部分以沉积物的形式沉
积在大洋深处。
3.对人类的影响
氮是构成生命的主要元素。植物的生长更缺少不了氮的补充。
但是由于地表径流的溶解和搬运作用，土壤中的氮往往消耗
极大而补充很少。而大多数植物又不能直接吸收大气中的氮。
自然条件下，很多植被丰茂的地区都面临着氮的缺乏。人类
利用自身的智慧使全球氮循环，尤其是大气的氮循环得到
了补充。现代化肥工业成功地固定了大气中的氮，并将其
转化为可被初级生产者利用的形式。这个有 90年历史的产
业带来了全世界范围内农作物产量的大幅度增长，因而被
称之为, 绿色革命, 。
（二）碳循环
碳是地球上储量最丰富的元素之一。它广泛地分布于大气、
海洋、地壳沉积岩和生物体中，并随地球的运动循环不止。
同时碳又是有机化合物的基本成分，是构成生命体的基本元
素。碳循环还与生命活动紧密相联。亿万年来，在地球的生
物圈和大气圈中，碳通过生命的新陈代谢，往复循环、生生
不息。
1.假说
约 100年前，瑞典化学家阿伦尼乌斯提出了大气中二氧化碳丰度
的变化会影响地表温度的假说。据阿伦尼乌斯估计，二氧化
碳浓度加倍会使全球增温约 9摄氏度。随后，也有一些科学家
沿着类似的思路做了论证。但是，大多数科学家对这些意见
都不当一回事。 理由之一是约在同一时期全球平均温度停止
上升；而在其后的二十年里温度甚至略有下降。理由之二是
许多科学家认为几乎所有工业产生的二氧化碳会被海洋吸收，
因而从大气中消除。理由之三是不同时间不同地点所取空气
样品中二氧化碳的测量结果变化很大，以至不可能确定大气
中二氧化碳的总量是否正在增加或是正在减少。
2.全球碳循环
自然界中绝大多数的碳并非储存于生物体内，而是储存于大量
的地壳沉积岩中 。
一方面沉积岩中的碳因自然和人为的各种化学作用分解后进入大
气和海洋；
另一方面生物体死亡以及其他各种含碳物质又不停地以沉积物
的形式返回地壳中，由此构成了全球碳循环的一部分。碳
的生物循环虽然对地球的环境有着很大的影响，但是从以
百万年计的地质时间上来看，缓慢变化的碳的地球化学大
循环才是地球环境最主要的控制因素。
（ 1）碳的地球化学循环
碳的地球化学循环控制了碳在地表或近地表的沉积物和大气、
生物圈及海洋之间的迁移,而且是对大气二氧化碳和海洋二氧
化碳的最主要的控制。
如图所示，沉积物含有两种形式的碳：干酪根和碳酸盐。在风
化过程中，干酪根与氧反应产生二氧化碳，而碳酸盐的风化作
用却很复杂。含在白云石和方解石矿物中的碳酸镁和碳酸钙受
到地下水的侵蚀，产生出溶解的钙离子、镁离子和重碳酸根离
子。它们由地下水最终带入海洋。在海洋中，浮游生物和珊瑚
之类的海生生物摄取钙离子和重碳酸根离子来构成碳酸钙的骨
骼和贝壳。这些生物死了之后，碳酸钙就沉积在海底而最终被
埋藏起来。
（ 2）碳的生物地球化学循环
在碳的生物循环中,大气中的二氧化碳被植物吸收后,通过
光合作用转变成有机物质,然后通过生物呼吸作用和细菌分
解作用又从有机物质转换为二氧化碳而进入大气。碳的生
物循环包括了碳在动,植物及环境之间的迁移。
（三）氧循环
氧的地球化学循环涉及的环节非常复杂，包括了大气圈、生
物圈、岩石圈，甚至整个地球的方方面面，是目前研究较多
的领域之一。大气与海水的相互作用，生物的生理活动，地
球内部的物质分异以及岩石圈表层的地质作用，大气圈臭氧
层的变化等等过程都发生着氧的交换。目前氧循环的研究主
要通过分析氧同位素的构成，分馏机理等特征来探求氧的分
异、固定、流动和混合的过程。至今科学家们还没有建立起
氧循环系统的完整结构。但 生物活动引起的氧循环 已为人所
知。
1.生态系统氧循环
氧在大气圈和生物圈中主要是以水、二氧化碳和氧气的形
式存在。在自然条件下，水中的氧很难分解成氧气。而二
氧化碳则可以通过植物的光合作用而释放出氧气。因此，
在生态系统中，氧循环与碳循环有着密切的联系。在大气
中，氧含量占 21％。在大气紊流的作用下，空气中的氧可
以完全渗透到生态系统的各个角落：动物的呼吸作用、植
物非光合器官的呼吸作用和光合器官在夜间的呼吸作用，
以及地表物质腐败氧化等过程不断消耗着大气中的氧。但
与此同时，大量绿色植物的光合作用却大量吸收着大气中
的二氧化碳并将释放出的氧气排入大气。如此生生不息，
构成了生态系统的氧循环，并保持了大气中氧含量的恒定，
维持了整个生态系统的平衡。
（四）、硫循环
全球硫循环
自然界的硫最初来自于黄铁矿（ FeS2）和黄铜矿 (CuFeS2)等含硫的
矿物。但这些矿物被风化剥蚀后，硫就进入了土壤。土壤中的硫一
部分被地表径流溶解进入海洋，一部分被氧化以挥发性气体的形式
进入大气，还有一部分被植物吸收，通过食物链的关系分布于生物
圈。进入海洋的硫，一部分以沉积的方式，亿万年之后成为煤或石
油中的硫，一部分进入生物体被吸收。生物体中的硫在生物体死亡
腐败过程中，一部分以 H2S的方式进入大气，其余的重又回到土壤，
使循环得以继续。而大气中的硫却以降水的形式落到海洋、土壤中，
又开始了它们的下一轮次的循环。
酸雨问题
地表的硫以挥发性气体的形式进入大气，又随降水而回到地
表。这本是全球硫循环中的一个普通子循环而已，但是由于
人类活动，造成排入大气中的硫含量迅速增加。在某些地区，
该循环显著加强，大量的硫随降水返回地面，导致了全球关
注的酸雨问题。由于人类大量燃烧含硫燃料和熔炼有色金属，
大量的二氧化硫进入大气。目前大气中所含的二氧化硫，有
2/3来源于自然界，另外 1/3来自人类的活动。在某些工业地
区，这个比例还要高得多。在大气尘埃中的 Fe,Mn等金属
的催化下，大气中大量的二氧化硫，有一部分能转化为三氧
化硫并遇水气而生成硫酸。当降水发生时，大量酸性的雨、
雪落回地面，导致土壤突然酸化、植被死亡、水体环境受到
改变。更严重的是，当降水的 pH值小于 4.0时，地表的很多
生物将不能生存。这种危险大多出现在靠近工业中心或污染
严重的地方。我国的西南地区已经成为世界三大酸雨灾害区
之一
第三节 人类活动对大气圈的影响及其环境效应
一、大气过程引擎的人类环境灾害
（一）寒潮
寒潮是指强冷空气的活动
标准：足以使气温在 24小时内下降 10以上，最低温度达到 5
以下
? 由强冷空气迅速入侵造成大范围的剧烈降温，并伴有大风、
雨雪、冻害等现象，这样的冷空气过程称为寒潮。寒潮的
标准各地不一，有些规定时有更改和补充。
? 寒潮是我国冬半年主要的气象灾害。寒潮造成的灾害主要
有：强烈降温会使农作物遭受冻害。尤以秋季和春季的寒
潮对农作物危害最大；大风能吹翻船只，摧毁建筑物，破
坏牧场；严重的大雪、冻雨可压断电线、折断电杆，造成
通信和输电线路中断，交通运输受阻等。寒潮影响的范围
大，而且多种灾害并发。
? 就目前来说，对寒潮仍无有效的防御方法。提前发布准确
的寒潮消息或警报，使海上船只在大风到来前返港；提醒
有关部门事先对农作物、畜群等做好防寒准备。将可大大
减少损失。
