靠重力维持的地球气体外壳，又称地球大气。大气总质量约5. 14×1 0 ¹⁸千克，其中5 0%集中在6公里以下，99%集中在3 5公里以下。海平面的平均气压是1 0 13百帕，平均空气密度约为1.2千克/米³，气压与密度随离地距离的增加而近似地按指数规律变小。无明显的大气上界。大气的主要成分是氮、氧、氩，可变成分以水汽、CO₂、臭氧及悬浮杂质为主。整个大气层常按温度随高度分布特性以及外层空气特点而划分为对流层、平流层、中间层、热成层和外层。大气垂直方向上的主要特性见图1。

大气由多种气体混合组成，除气体成分外，还悬浮有各种液体、固体、杂质（如：云雾滴、冰质粒、尘埃、盐粒、孢子、花粉等）。

在约1 00公里以下的大气层中，由于空气的对流运动、湍流运动及分子扩散的作用，除水汽、CO₂、臭氧及悬浮杂质外，各种主要气体混合得相当均匀。不含水汽、杂质的干空气平均分子量保持在2 8.966左右。海平面附近干空气的主要成分及相对含量，见表1。

氮和氧

大气中含量最多的成分，占空气体积的99.03%。氧气是人类、生物呼吸不可缺少的气体。氮气是合成氨的基本原料，也可通过豆科植物的根瘤菌固定到土壤中，成为植物所需要的氮化合物。空中闪电路径上造成的高温，能使氮和氧合成为氮氧化合物经雨滴吸收后变成极稀的硝酸（2NO₂＋H₂O→HNO₃＋HNO₂），进入土壤后再与其他物质化合成植物所需的硝酸态氮。

图1 大气圈的垂直结构示意图

表1 海平面附近干空气的主要成分

二氧化碳

在对流层下部的含量，因地因时而异，城市多（大城市CO₂浓度可超过0.0005），农村少。绿色植物的光合作用能吸收CO₂，放出氧气。地面附近CO₂的含量又随植物的盛衰及昼夜阳光的有、无、强、弱，而发生季节变化及日变化，且随高度改变。CO₂对太阳辐射吸收弱，但易吸收和放射长波辐射，对大气有保暖效应（曾误称为花房效应，见地球辐射）。由于工业发展及森林面积的减少，大气内CO₂的含量有逐渐增加的趋势（图2）。1978年CO₂的含量已达332×10^-6。但由CO₂增多引起的气候影响目前尚无定论。

图2 大气内CO₂浓度的变化

臭氧

主要分布在10～50公里间（称臭氧层），其最大浓度出现在20～30公里。该处的臭氧浓度常超过1×10^-6，甚至可达10×10^-6。大气低层的臭氧含量少，典型浓度是5～50×10^-9（未污染空气）至500×10^-9（地面污染空气）。高空的臭氧由光化反应生成，低空的臭氧一部分从高空输来，一部分由闪电等造成。大气中的臭氧总量很少，如把横截面积为1厘米²的整个垂直大气柱内的臭氧订正到标准状况（气压是1013.25百帕，温度是273K），平均就只有0.3厘米厚的一层。臭氧浓度随纬度、时间、天气形势而异。臭氧能强烈吸收太阳光中的紫外线。使地面生物免受过多紫外线的伤害。近地面层若臭氧过多，便对生物有害。

水汽

空气中的水汽含量，随时间、地点而不同：沙漠（或极地）上水汽含量极少，热带洋面上的水汽含量按体积百分б计算可达4%。一般情况下，高度越高，水汽含量越少（表2），但有时在个别气层中也偶见水汽含量随高度升高而增多的现象。水汽在大气内能发生相变，产生云、雾、雨、露、霜等。水汽对太阳辐射吸收弱，但易吸收和放射长波辐射，对大气保暖效应有贡献，水汽含量的增多能增强大气逆辐射，能减弱地面有效辐射。

悬浮杂质

其含量及分布随时间、地点而变。它们使能见度变坏；吸收并反射太阳辐射；易于吸收和放射长波辐射，影响地面和空气温度，它们中有些能促进水汽凝结，对云雾降水的形成起重要作用。

在100公里以上，各种气体逐渐变成为原子态。由于分子扩散作用超过了涡动扩散作用，气体成分发生重力分离：造成轻的气体在上、重的气体在下。空气分子量随高度增加而逐渐变小。在100～1000公里间，这一层底部以氮分子为主，其余大部分区域以氧原子为主；1000～2400公里间，以氦原子为主；2400～约10000公里，以氢原子为主。

表2 中纬度不同高度上的水汽含量

通常根据温度随高度分布的特性及外层空气特点，把大气分成对流层、平流层、中间层、热成层、外层，如图3所示。

图3 大气层温度的垂直分布和分层

对流层

位于大气下部。其底与地表面相接，其厚度在赤道处达17～18公里，在中纬度平均是12公里左右，在极地则降至8公里左右。其中空气质量占了整个大气质量的4/5。对流层内温度随高度增加而降低。虽然温度的下降率随时间、地点而异，在某些特殊气层内常有温度随高度增加而增大的逆温现象。但一般而言，随着高度的增加有5～7℃/公里的减低率，平均减低率是6.5℃/公里。温度随高度下降的原因是由于地面能吸收到达地面的大部分太阳辐射，然后放出长波辐射，加热空气。因此相对于对流层空气来说，地面是一个热源。对流层内存在大量的湍流和对流。云、雾、降水以及猛烈风暴均发生在这一层内。对流层大气按离地面高度又可分为贴地层、近地面层、摩擦层（行星边界层）及自由大气等四个层次（图4）。①贴地层是从地面到离地约两米以下的气层。它受地面的影响最大，温度随高度及时间的变化最为激烈。白天地面的强烈增温作用使层内的垂直温度递减率常远大于10℃/公里；夜间地面强烈辐射冷却，层内会出现强烈逆温。由于接近地面，所以岩石、土壤内的放射性气体（如氡与钍射气）及生物作用产生的气体都会影响本层下部的大气成分。温度水平分布也受地面强烈影响，顶部温度的水平分布较底部均匀，在适当选择地点后，其温度能代表相当大范围内的气温。在地面测温时百叶箱中的温度表球部规定放在本层顶部高度处。②近地面层是从地面到高约100米左右的气层。它在下垫面的影响下，气象要素及其梯度均有明显的变化。空气流动也有明显的湍流特点。层中热量、水汽、动量的垂直湍流输送通量随高度的变化不明显，其顶部是这些垂直湍流输送通量随高度无明显变化区的上限高度。③摩擦层又叫行星边界层，是从地面到高约500～2000米的气层。其中上部垂直湍流输送通量随高度的变化已趋明显，地面摩擦影响及热力影响渐渐减弱。④自由大气。行星边界层以上的那部分对流层属自由大气，那里基本上已不受地面摩擦影响。在中高纬度，风已服从地转风或梯度风法则，即气流几乎平行于等压线。地面的温度日变化对本层的影响很小，但地面温度的年变化对本层仍有影响。

图4 对流层的分层示意图

生物圈是地球上生物主要活动空间。分布于地表上下的大气、土壤、岩石、水域中。在大气圈内的那部分生物圈，位于对流层下部，愈近地面，生物活动愈多。贴地层是大气圈内生物活动最多的地方，对农业生产的影响最大。

对流层顶为对流层与平流层间的过渡区，厚达几百米到一、二公里。对流层顶内温度随高度增加而缓慢下降，有时甚至呈现温度随高度不变或微有增加的现象。中纬度对流层顶的温度，约在－50～－55℃之间。

平流层

位于对流层顶至50公里之间。其下半部，温度随高度增加而升高并不快；但其上半部，温度随高度则增加较快。平流层内包含臭氧层。由于臭氧能吸收波长在0.2～0.31微米的太阳短波辐射，致使平流层内温度随高度增加而增加。空气以水平运动为主，垂直对流运动十分微弱。大气污染物进入平流层后能长期存在。在高纬地区，冬季在20～30公里高度上有珠母云，呈虹彩色泽，晨昏可见（见云雾现象）。平流层顶部称平流层顶，位于离地50～55公里处，温度已达0℃左右。

中间层

自平流层顶至85公里左右。温度随高度升高而迅速下降。有强烈的对流运动，故有上对流层之称。中间层顶部称中间层顶，位于离地80～85公里，该处温度已低于－83℃。在中间层顶附近，高纬地区的黄昏时刻，有时会出现夜光云（见云雾现象）。60公里以上，空气分子能吸收太阳紫外辐射而发生电离。习惯上又把60公里至中间层顶附近的范围称为电离层的D层。

热成层

又称热层或暖层，自中间层顶至250公里（太阳平静时）或5 00公里左右（太阳活动强烈时）。温度随高度增加而上升（图3）。由空气直接吸收太阳辐射（波长小于0.2微米）引起。热成层的温度变化十分大：在5 00公里高度上，温度变化范围是4 00～1200℃，变化情形与一天的时刻、太阳活动的强弱、纬度等有关，其日变化可达5 00～8 00℃，日出前具有最小值，下午二时左右具有最大值。热成层中的高温，只能说明分子的平均动能很大。热成层上部温度不再随高度变化的高度称热成层顶。热成层顶的高度是变化的：从2 50公里变至5 00公里左右。根据热成层的电离特性，习惯上常把9 0～1 40公里间的范围称为电离层的E层，而把1 40～5 00公里间的范围称为电离层的F层。

外层

或称散逸层。一般指500公里以上的大气。此层内温度随高度变化很少。这一层中，空气粒子很少互碰，中性粒子基本按抛物线轨迹运动，有些速度较大的中性粒子，能克服地球引力而脱离地球大气。但带电质点的运动主要受地球磁场的控制，因此500公里以上的大气也称磁层。

J.M.华莱士、P.V.霍布斯著，王鹏飞等译：《大气科学概观》，上海科学技术出版社，1981。（J.M.Wallace and P.V.Hobbs，Atmospheric Science；An Introductory Survey，Academic Press，1977，New York.）

J.T.霍顿著，中国科学院大气物理研究所译：《大气物理学》，科学出版社，1981。（J.T.Houghton F.R.S.，The Physics of Atmosphere，Cambridge University Press，1977，London）

空气是农业生产的重要环境条件，是农业生产的对象——动植物赖以生存的重要因素和物质来源。空气是各种物质的混合物，其组成物质有干洁空气、水汽及尘埃等杂质。其中一些成分对农业自然条件的变化和产量形成有重要作用。

二氧化碳

空气中的CO₂含量在正常情况下为320μl/L，即每立升空气仅含0.6毫克，它是植物光合作用形成有机物质的碳素来源。作物对空气中CO₂含量有一定的要求，并有相应于光补偿点和光饱和点的二氧化碳补偿点和饱和点。空气中CO₂浓度的增长，有利于C₃作物光合效率的提高。CO₂对波长13～17微米波谱区间的红外辐射有强烈的吸收作用，产生“温室效应”，增加大气温度，可能引起气候变异和作物种植界限的变更，从而引起农业地带的重新布局，种植制度的改革等。

氧气

空气中的O₂是动植物呼吸作用的O₂源泉，是生命存在的条件。呼吸作用是生物界普遍存在的现象，作物的呼吸一般为有O₂呼吸，其外部表现为CO₂的释放和O₂的吸收。由于空气中O₂的含量较多，干洁大气中一般含量为20.95%。因此尚未发现空气中的O₂对农作物生长、发育有亏缺现象。有一部分O₂进入土壤或溶于水中，是土壤或水体中生物进行呼吸所必需的成分。土壤中缺O₂将影响微生物活动及有机物质的分解，根系生育也受到损伤；中耕松土有利于O₂进入土壤。土壤长期积水会引起缺O₂，水田通常采用浅水勤灌等措施调节O₂供应。养鱼池也必须更新水层，满足鱼类对O₂的需要。因此，O₂是农业生产的重要条件。

水分

空气中的水分是从海洋、河湖以及土壤和植物表面以水汽蒸发的形式输运来的。大气中的水汽含量，不但有垂直分布的变化，还因纬度、地形、地势以及海陆分布而有显著差异。纬度愈高，水汽含量愈少，在寒冷干燥的陆面上其含量几乎近于零，而在温度较高的洋面上空，容积容量可达4%。

空气污染

当空气中一些物质远远超过正常含量，对生物体产生不良影响时，表明空气受到污染，并开始恶化农业生态环境、威胁农业生产的发展。例如有害气体进入作物体后，影响作物生育，甚至造成干枯落叶，减产失收。SO₂污染所形成的酸雨，使土壤酸化，影响作物生育和产量，危及水体中生物的生存。空气污染严重时甚至使家畜中毒死亡。净化空气、防止空气污染，已日益成为保证农业生产发展的重要措施。

风

风是空气运动的表现，给农业生产带来多方面的影响。作物与空气间的热量、CO₂和水汽等的交换是靠空气的运动来实现的。因此风是作物生产力的重要因素，迄今还有“麦秀风摇”等农谚。风能更新农田作物层的空气，改善农田小气候环境，以免高温，高湿环境影响作物生育和滋生病虫害。空气中的CO₂稀薄，旺盛生长时农田CO₂消耗大，靠空气的乱流运动输送高层大气中的CO₂来补充供给，才能满足光合作用需要。空气的运动还有利于迅速稀释空气中的有害气体，净化和更新农业生产环境的空气。因此，栽培作物宜合理密植，以利于通风。风媒植物都借空气的运动来传播花粉和繁衍后代，玉米、油菜等主要农作物均靠风力传粉受精。风的机械吹摇作用会给植物带来机械损伤并加剧蒸腾。大风时作物易倒伏。大风伴随一些其它环境因素的异常变化，如暴雨、大雪等，常形成农牧业灾害。