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氣象學概論. 認識大氣. 天有多高？大氣有多厚？. 由太空中看起來，地球是一顆明亮的藍色星球，美麗而多變。藍色是因為它表面的四分之三是覆蓋著藍色的海洋，明亮是因為它上面有許多雲層。這些特徵其實都和它有許多的水和空氣有關，而這些正是大氣科學研究的主題。.
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氣象學概論 認識大氣
天有多高？大氣有多厚？ 由太空中看起來，地球是一顆明亮的藍色星球，美麗而多變。藍色是因為它表面的四分之三是覆蓋著藍色的海洋，明亮是因為它上面有許多雲層。這些特徵其實都和它有許多的水和空氣有關，而這些正是大氣科學研究的主題。
天到底有多高、大氣到底有多厚呢？這基本上是一個很難回答的問題（或許你應該去問女媧吧），因為空氣的密度是連續的朝太空的方向減少，理論上講應該到了無窮遠才會趨近於零，也就是說理論上說大氣的厚度是無窮大。這樣講當然也不合理，因為地球上沒有一種生物到了十公里以上，在不借助器材的情況下還能呼吸到空氣而生存。所以肯定大氣的厚度不是無窮大。我們先看看太空人所拍的一些照片，看能不能給我們一些啟示。上面是太空梭在亞馬遜河上空所拍的照片，請注意在貼近地球表面的地方（圓弧），有一層很薄的、淡藍色的東西，那大致就是大氣的厚度，而淡藍色氣體的頂部大致就是「天」的高度了（取材自"Orbit", National Geographic Society,1997）。
或許你覺得還是看不清楚（因為太薄了），下面這幾張是在太空梭上所看到的所謂日落的情景，大氣的「厚度」似乎明確的可以分辨得出來。（取材自 "Orbit", National Geographic Society, 1997）。
所以大氣的總質量大約集中在最底層的對流層中，這大致就是我們前面所看到的大氣的厚度。用數學表示，密度和氣壓與高度的關係如下：所以大氣的總質量大約集中在最底層的對流層中，這大致就是我們前面所看到的大氣的厚度。用數學表示，密度和氣壓與高度的關係如下： 所以大氣73%的質量是分佈在z=H（約為8公里）的高度之下，而90%的質量是集中在 z/H=2.3 的高度之下，也就是十八公里以下。（註：H=RT/g=7.7公里，其中R為乾空氣的氣體常數，T為大氣的平均氣溫，g為地球的重力加速度。）
大氣的自然組成成分 大氣的組成成分一般的認知是由78%的氮，21%的氧，及其他微量成分如二氧化碳、水汽、氬等所組成的，故空氣的平均分子量為28.97。其實這種情況只有在離地面一百公里以下才是這樣，一百公里以上是很不一樣的（見下圖 -- 大氣分子量隨高度的分佈）。
就大氣的組成成分而言，大氣一般可分為兩層。在約一百公里以下，由於空氣密度大，分子之間的距離較小，碰撞機會高，而且空氣中又經常有波動及亂流存在助長了混合的作用，因此不同的成分（主要為氮N2及氧O2）混合得很好，以至於各種分子所佔的比例在各個不同的高度都相同，我們稱這一部分的大氣為勻和層（Homosphere）。參考的大氣組成成分比例如下表 。 在勻和層中組成並不是絕對均勻的，還有其他微量、但扮演非常重要角色的成分，如H2O（佔容積比例約為10-2到10-5），CH4（1.5 ×10-6），N2O（2.5 × 10-7），H2（5 × 10-7），O3（10-8～10-7），CO（5 ×10-8～ 2 × 10-7），NO2（5 × 10-10～ 2 x10-8）等。
到了 100公里以上，成分分子間的混合作用減弱，各種成分分子依自己的特徵厚度而分佈，於是重的分子在下面，輕的分子在上面。這種情形稱為擴散平衡（Diffusive Equilibrium ）。另一方面，在越高層的地方，因為空氣越稀薄，太陽輻射被氣體分子吸收的越少，而強度越強，分子容易被光化（Photodissociation ）成原子形式。尤其是 O2被超紫外線光化為 O。這種現象在較低層也會發生，但因為較低層分子數密度大，分子間碰撞機會大，原子氧 O迅速和分子氧 O2結合成 O3，或和其他 O結合而還原為 O2，而難以永久形式存在。但在八、九十公里以上的高度就不一樣了。在那裡， O開始以永久形式存在（即生命期很長的意思），而且含量越到高處越多，一直到約95公里處達極大，然後依自己的特徵厚度向上遞減。可是因為氧原子的分子量較小，只有16，可以「浮」在 N2、O2的上面，故超過 200公里的高度，原子氧乃成為主要成分。一百公里以上各組成成分個數的垂直分佈如下一頁圖所顯示。 可見在一百公里以上的高度，大氣的組成成分所佔的容積比例在不同的高度就不相同。因此我們稱之為異質層（Heterosphere）。
臭氧的形成與作用 • O3俗稱臭氧是由 O2被日光分解為 O，再和 O2結合而成。 • 含量在大氣中非常少卻無比重要，因為它在 0.28μm 至 0.34 μm的紫外線 部分是強烈的吸收媒體，使這些對生物有害的極短波輻射在高空中就被吸 收殆盡了。 • H2O就是水氣（氣態水），在空氣中的含量因地點、時間的不同而有極大 的差異。 • 例如，在沙漠地帶，水氣含量接近零，但在熱帶雨林區相對濕度卻接 近飽和。 • 水氣凝成液態後就是水，是生物不可或缺的生存要素。而且它和 CO2聯合 導演了溫室效應，使得大氣不至於白天奇熱，夜晚酷冷，提供適合生物生 存的背景環境。
以氣溫結構劃分大氣 • 其實大氣的溫度是隨高度而變的。這種氣 • 溫的垂直分佈具有相當的規律性，所以 • 科學家們通常就以氣溫的分佈，做為劃 • 分大氣層次的依據。 • 大氣可以分成四層： • 對流層(Troposphere) • 平流層(Stratosphere)（沒有同溫層） • 中氣層(Mesosphere) • 熱氣層(Thermosphere)（沒有增溫 • 層）。 • 「氣層」我們有時也用「氣圈」，看我們 • 從哪個角度著眼，如果是從整體地球來 • 看，地球是圓的，故用「氣圈」來敘述； • 如果由我們所在地往上看，則地球的曲率 • 不必計較，則用「氣層」來表示也很貼 • 切。
太陽輻射決定大氣的結構 • 地球大氣的溫度結構形成 • 這樣分佈的原因，主要和 • 太陽的輻射以及大氣成分 • 的特性有關，是地球大氣 • 才獨有的。 • 太陽輻射由上面射下來時， 其紫外線（Ultra-violet，簡稱 UV）、超紫外線（Extreme- ultra-violet，簡稱EUV ）及 更短波長的輻射在高層即被 O 及 O2所強烈吸收，而形成 極高的溫度，這是熱氣層溫 度很高的主要原因。 太陽的輻射光譜，及被大氣成分吸收的情形
太陽輻射與近地層氣溫 地球繞著太陽公轉，每365天一週。地球也繞著它本身的軸自轉，一週大約是 24小時，大約就是我們定義的一天。可是地球自轉的平面（和自轉軸垂直，稱為赤道面）和公轉太陽的面（稱為黃道面）並不一致，而有24.45度的夾角，所以太陽有半年是在赤道的北面，有半年是在赤道的南面。
赤道地區的地面接受到比較強的太陽輻射，溫度氣溫較高赤道地區的地面接受到比較強的太陽輻射，溫度氣溫較高 • 高緯度地區接受比較少的短波（太陽）輻射，溫度較低。 • 溫度高於絕對零度的物體都會做黑體輻射，地球也不例外，這種輻射稱為長波輻 • 射，是在紅外線或更長波長範圍。 • 低緯度地區自太陽得到的輻射能量超過長波輻射損失的（到外太空），是為輻射盈 • 餘，而高緯度地區長波輻射損失的能量比從日光得到的大，是為輻射赤字。於是 • 高、低緯度就有氣溫上的差異。這種水平面上的氣溫差異是導致大氣運動的基本因 • 素；同時因為有大氣運動，高、低緯度的氣溫會相互取得調節，而不致相差太大。
地球磁力線與大氣 • 太陽表面的強烈爆炸，送出大量的帶電離子（稱為電漿）射向太空。這種電漿以 • 超音速的速度直奔地球而來，稱為太陽風。 • 因地球有強烈的磁場。帶電離子只能順著磁場跑，而難以穿越磁場，因此太陽風 • 無法直接打擊地球，但已足以把地球磁場予以嚴重扭曲。 • 部分電漿順著磁場跑到離地球很遠的地方後，再順著磁場回來，並且集中射向 • 南、北兩磁極，然後打擊大氣上層的空氣分子，而造成極光奇景。如果沒有大 • 氣，這些回流的電漿仍然具有相當的威力，打擊地球上的生物。
極光是發生在南、北極圈內上空的特殊光象，是空氣分子被太陽風電漿打擊，而提升能階，而後在降低能階時發射出來的光。（本圖是太空梭上的太空人拍攝的）
自由行程變得很大的時候，一個分子很容易把自己所代表的溫度（統計的觀點）涵蓋在自由行程之內，換句話說，空氣的傳導能力增高了，也就是說分子的動量及熱擴散能力都提高了。這反應在分子摩擦（kinematic viscosity）上，如下圖。因此，下熱氣層的熱很容易就傳到更高層，而且越到高層，傳導能力越強，最後導至等溫狀態。
另一方面，一部分超紫外線的能量被用來解離 O2 → O +O ，在這個高度，由於密度很低，O 一旦形成，就會以永久形式存在。但到了較低層大氣的密度增加， O形成後會和另一個O 結合而還原為 O2，或和O2結合成 O3。於是由80公里左右開始，臭氧的量快速的往下增加，同時太陽的紫外線輻射強度也逐漸衰減，一直到離地面25公里處臭氣的分子個數密度達最大。再往下，由於紫外線輻射強度已所剩無幾，O3的密度迅速減少。因此大約自20公里至80公里的空間又稱為臭氧層。臭氧是紫外線的強烈吸收體，所以在有臭氧的空間就因臭氧的吸收紫外線輻射而加熱，加熱率和臭氧的密度及紫外線強度的乘積成正比，故在50公里處溫度最高，是為平流層頂的成因。 因此平流層頂以下溫度往下持續遞減是很自然的事；一直到溫室效應發生作用，使得靠近地面的溫度變高（較靠近長波輻射源），離地面的距離越大則溫度越低，於是有對流層頂的形成。 可見，地球大氣的溫度結構是因為它有這樣的組成成分，別的行星除非成分相近，不然溫度結構必然不同。
