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大氣層是包圍在地球表面的一層氣體，也含有少量的液體及固體粒子。人類生活於其中，對大氣層似乎再熟悉不過，然而，它卻是地球環境系統中相當復雜的一部分，并且對於人類社會乃至所有生物，都有舉足輕重的影響。
一、大氣層之氣壓分布
大氣壓力（簡稱氣壓）基本上是可以用來代表大氣氣體濃度的一個物理量，會受到溫度的影響。大氣氣體濃度在地表最濃，氣壓亦為最大值。平均而言，全球海平面氣壓值為1013.25 -Pa（-ectoPascal=百帕，有時也用mb=millibar=毫巴，1 -Pa=1 mb），越往高處氣壓越小。
除了在強烈對流天氣（如暴風雨）發生的區域之外，基本上氣壓隨高度以指數方式遞減，這個數學關系稱為「氣壓計原理」（barometric law）。由於氣壓與高度的關系在一般情況下堪稱精確，只要經過適當的校正，氣壓計便可當作高度計來使用。由於氣壓向上遞減，產生了垂直氣壓梯度力，使得空氣有向上流動的趨勢，如果氣壓梯度力與空氣所受到的重力恰好平衡，垂直方向的凈力便為零，這種狀態稱為「流體靜力平衡」。大氣層（尤其是低層）通常非常接近這種平衡狀態。
若依照氣壓計原理的數學公式，大氣氣壓在「無窮遠」處的氣壓應為零，然而實際上，當氣壓隨著高度而遞減到和太陽系行星際空間的氣壓相等之處，便差不多是大氣層的「邊界」了。這個邊界隨著地球面向太陽的角度而不同，朝向太陽的那一面被太陽風壓縮，大氣層厚度較小，而背向太陽的一面則伸展得比較遠。
二、 大氣氣體的化學組成
大氣是由多種氣體組成的混合物。其中濃度最大的兩種氣體是氮（N2，大約78.1%）和氧（O2，大約20.9%），其他氣體均遠比氮和氧稀薄。
有些稀有氣體濃度雖低，在大氣中卻扮演了十分重要的角色。例如水氣，它的濃度在不同地區變化很大，沙漠地區地表水氣的濃度幾近於零，熱帶海洋面上卻可能高達將近4%。水氣的多寡決定一個地區的氣候是濕潤或者乾燥，它還能夠興云致雨，產生沖-地表的侵蝕作用進而改變地貌，甚至影響當地的生物群落及人類社會的形態。又如二氧化碳（CO2）僅為濃度排名第四的稀薄氣體（這里是指均勻分布的乾空氣濃度而言，因為水蒸氣局地濃度變化不定，常被分開另列。如果考慮大氣總量，則水蒸氣為第四，而二氧化碳為第五），但近年來多數科學家認為，燃燒化石燃料而產生的CO2，是導致全球氣候增暖的元兇。
三、大氣垂直分層
由於大氣層在可見光中是透明的，不易以肉眼直接觀測，但其實它的物理結構相當復雜，分層的方式則取決於以大氣的何種特性作為依據。以下所討論的都是在一般狀態下的大氣垂直結構，實際上則隨時間及地點的改變而有所不同。
（一）依垂直溫度分布分層
這是最常見的大氣垂直分層方法，與大氣層的動力特性之一：靜力穩定度呈直接相關。大氣垂直溫度分布曲線如圖1。依此方法可以區分出以下四層：
1.對流層（troposp-ere）
大氣的最底層，特徵是溫度由地面往上遞減，至氣溫達（相對）極小值的層際（稱為對流層頂）為止。對流層的厚度各處不一，熱帶地區大約17公里左右，中緯度地區大約10公里左右，而極地地區則約7公里左右。地面氣溫平均約15℃，對流層頂氣溫平均約-55℃（在赤道則約-75℃，極地約-45℃）。對流層的溫度遞減率平均約為每公里6.5℃。這種下暖上冷的溫度結構容易發生對流運動，因此，幾乎所有的云雨及風暴現象都局限於對流層內，僅有少數極強的雷暴可暫時突破對流層頂。
2.平流層（stratosp-ere）
此層位於對流層頂之上，溫度特徵為起初略呈穩定值，其後往上遞增，至氣溫達（相對）極大值的層際（稱為平流層頂）為止。平流層頂的高度距地面約為50公里，溫度約為0℃。下冷上暖的溫度結構導致本層的空氣不易作垂直運動，所以對流不易發生，但水平運動所受影響較小，故稱為平流層。由於缺乏垂直運動及水氣，除了強烈對流層風暴（如雷暴、臺風等）對此層底部略有影響之外，平流層基本上常為晴空，偶爾有貝母云雨出現，目前長途噴射客機之巡航高度基本上在平流層底附近。平流層的上部是臭氧濃度的集中區，平流層頂的相對高溫正是臭氧吸收了太陽輻射的結果。
3.中氣層（mesosp-ere）
從平流層頂起至約90公里左右，是為中氣層，溫度特徵是向上遞減。中氣層頂的溫度極低，約-85到-100℃，是整個地球環境中最冷之處。這種溫度結構使空氣不穩定，對流以及較強的亂流都可能發生。不過中氣層水氣極為稀薄，因而不見云雨，但偶有所謂「夜光云」出現。由於此層高於飛機可達之高度，卻又低於循地球軌道運轉的航空器（如太空梭、人造衛星），目前唯一可用來探測的只有探空火箭，因此，科學界目前對中氣層的特性所知不多，有時戲稱為「無知層」。
4.熱氣層（t-ermosp-ere）
中氣層頂之上稱為熱氣層，溫度又逐漸往上遞增，直至攝氏數千度，故又稱為增溫層。熱氣層之高溫是空氣分子吸收太陽短波輻射的能量造成的。此層的最高邊界并無明確數值，約在500-1,000公里高處，氣體粒子之平均自由路徑長度相當大，氣體逃逸至太空的機率非常高，稱之為逃逸層（Exosp-ere），有時可視為熱氣層的上界。
（二）依氣體混合狀態分層
若依氣體混合狀態分層，則可分為兩層：
1.均勻層（-omospp-ere）：從地面起，至大約80-100公里之高處。此層內氣體濃度較大，紊流也較激烈，故氣體彼此碰撞較頻繁，組成成分大致以一定比例均勻混合，例如20%之氧及79%之氮等，故稱均勻層。
2.不勻層（-eterosp-ere）：高於約80-100公里之上的大氣中，氣體濃度變得稀薄，粒子碰撞也少，因為重力的影響而使得較重的粒子聚集下層、較輕的粒子聚集上層，使氣體混合的比例隨著高度改變，故稱不勻層。
（三）依自由電子密度分層
大氣層也可以用空氣中自由電子的濃度來定性，依此分為下列兩層：
1.中性層（neutrosp-ere）：從地面起至大約70-90公里高處。此層內空氣分子的電離化較少，自由電子濃度亦甚小，絕大多數的分子或原子均為中性，故稱中性層。此層際的高度會因季節及緯度而有所差異。
2.電離層（ionosp-ere）：高於70-90公里之上的大氣中，空氣分子電離化程度較高，自由電子濃度也大，稱為電離層。電離層頂沒有明確的定界，基本上此層的上部空氣幾乎完全電離化為離子及自由電子，形成電漿體，故導電性很高，使此層成為等電位層（equipotential layer）。這種幾乎完全電離化的物質對於在其中傳播的電磁波影響甚鉅。電離層又可分為數層：（1）D-層：在中氣層里約100公里以下；（2）E-層：在約100-120公里高處；（3）F1-層：約150-190公里高處；（4）F2-層：200公里以上。這里所謂的「層」，事實上并無明顯層次，有學者認為應以較籠統的「區」稱之。從上面的F-層再往上，空氣粒子的濃度越形稀薄，它們的動力性質逐漸受到地球磁場的強烈影響，因而稱為磁層（-gnetosp-ere）。
貳、大氣環流
空氣的運動形成「風」。風可以是水平也可以是垂直的，但一般氣象學里的風大多數是指水平方向的運動，垂直方向則稱為「上升氣流」與「下沉氣流」。
一、風之成因
產生風最主要的動力為氣壓不均勻。當氣壓不均勻時，便產生氣壓梯度力，使空氣具有從高壓區向低壓區流動的趨勢，因而產生風。但實際的流動情勢還必須考慮其他因素。
在垂直方向，由於接近流體靜力平衡的關系，一般流速甚小，惟強烈對流地區例外。水平方向并沒有這種平衡條件，故水平風速的變化遠超過垂直方向。水平方向的氣壓，會因熱力或動力因素產生落差，於是便有從高壓區吹往低壓區的風。
不是受到氣壓不均勻所形成的風，主要為地轉風（geostrop-ic wind）。地球上的各種運動都受到地球自轉的影響，隨著地球轉動的觀測者，可以觀察到各種運動似乎受到一種偏向力的作用，這種力稱為科氏力（Coriolis force），會使發生在北半球的運動看來似乎向右偏轉、在南半球則向左偏轉。科氏力的大小和運動速率成正比，也和緯度有關。由於科氏力的作用需要較長的時間才會明顯出現，故一般小尺度或短時間的運動可不計，僅考慮大尺度的運動。
空氣的運動產生了風，也受科氏力的影響。在北半球，當風開始從高壓區向低壓區吹送時，便受到科氏力的影響而開始偏右。起初，氣壓梯度力和科氏力并不平衡，但是當風向偏轉到和等壓線平行時，這兩種力會恰好平衡，使風向不再偏轉，這種情況稱為「地轉平衡」，由此產生的風便稱為「地轉風」。大尺度運動的風速一般都接近地轉風之值。
地轉平衡使北半球高壓中心附近的風以順時針方向旋轉，低壓中心附近則以反時針方向旋轉；南半球則剛好相反，高壓中心附近的風以反時針方向旋轉，低壓中心附近則以順時針方向旋轉。
若再加上地面摩擦力的影響，則風向還會有小幅度的修正，即北半球高壓中心附近的風以順時針方向旋轉并且由中心向外輻散，低壓中心附近則以反時針方向旋轉并且向中心輻合；南半球高壓中心附近的風以反時針方向旋轉并且由中心向外輻散，而低壓中心附近則以順時針方向旋轉并且向中心輻合。這種風向的形勢推論基本上符合觀測結果。
二、大氣平均環流
（一）經向環流
圖2顯示大氣的環流系統。必須注意的是，這是經過平均、簡化之後的大氣南北向環流，真實的環流有很大的季節性變化，和這種平均狀態差異甚鉅。平均狀態的經向環流在南北半球各有三個環流胞。茲以北半球為例：
1.哈德里胞（Hadley cell）
空氣在赤道地區從地面往上升，逐漸向北流動，在副熱帶上空大致沿水平方向流動，其後逐漸向下傾斜，在緯度30度左右下沉至低層，并向南流動，回流至赤道區，形成一個封閉的環流胞。
赤道區的上升氣流使得本區大致為低壓區，會產生發展得較為強烈的對流云，而造成較多的降水。反之，在緯度30度左右的下沉氣流使得本區大致為高壓區，造成較為乾燥的天氣。
2.佛雷爾胞（Ferrel cell）
在緯度60度左右，有上升氣流由地面上升至對流層高層，然後逐漸向南傾斜，在緯度30度左右下沉，與哈德里胞的北支下沉氣流匯合至低層，在低層向北流動，回流至60度附近，形成另一個封閉環流，在緯度60度左右的上升氣流也使得該緯度帶有較為豐沛的降水。
3.極胞（Polar cell）
在緯度60度左右的上升氣流，有一分支由地面上升至對流層高層，往北在極區下沉至低層，然後在低層向南回流至60度附近。極胞的環流比起哈德里胞和佛雷爾胞要微弱得多。
南半球的經向環流與上述北半球的三個環流胞成鏡像對稱。
假如沒有地球的自轉，則大氣的經向環流最可能的形勢，是空氣從赤道區上升、在極區下沉，沿低層回流至赤道區，形成一個封閉的單一環流胞，亦即僅有哈德里胞。但是在地球自轉的情況下，單一環流胞無法形成穩定的結構，而上述的三胞環流結構則屬於穩定狀態。
（二）全球風系
由經向環流結構再加上地球自轉的考量，可以推知全球大氣低層的大致風向狀況如下：
1.信風帶
在赤道與北緯30度之間，風向為東北風（風從東北吹向西南），稱為東北信風帶。在赤道與南緯30度之間，風向為東南風（風從東南吹向西北），稱為東南信風帶。赤道附近則是氣流輻合區，有時稱為赤道東風帶。這也符合經向環流赤道區的低壓帶與上升氣流的狀況。
2.盛行西風帶
在北緯30度與北緯60度之間，風向為西南風；在南緯30度與南緯60度之間，風向為西北風。是故南北兩半球的中緯度地區均是偏西風，稱為盛行西風帶。在南北緯30度左右，風向呈輻散形勢，這也符合經向環流中在緯度30度為高壓區，且下沉氣流普遍，常稱為「副熱帶高壓區」。持續的下沉氣流使得這一緯度帶有分布較為廣泛的乾燥氣候區，許多大沙漠便出現於此。而緯度60度的上升氣流則產生較豐沛的雨量，使得森林植被面積較廣。
3.極地東風帶
緯度60度至極圈內則為東風帶。北半球的極地為東北風，南半球則為東南風。極地由於太陽輻射量甚為稀少，氣候寒冷。
全球風系只是大概的平均狀況，實際上的風向受天氣系統的移動以及當地的地形、地貌等因素影響很大。
（三）局部環流
全球風系討論的是大尺度的環流風場（幾千公里以上）。較小尺度的風場則受到當地環境的影響，例如山岳的阻隔作用（產生山風、谷風、焚風等）、海陸邊界的影響（產生海風、陸風）、地上植被及人造建筑物的影響等等，需加入外在物理因素的限制，才能了解它們真正的環流形勢。
參、天氣系統
一、產生天氣之能量來源
大氣運動以及其他物理過程，稱為天氣現象，是天天、隨時都在發生，需要有源源不絕的能量才能持續不斷。
天氣現象的總能量來源是太陽輻射，但是太陽輻射卻不是天氣現象的直接能量來源。這是因為太陽輻射最強的部分是可見光，而在可見光中大氣是透明的，因此大氣并不能直接吸收太陽的可見光輻射。比可見光波長為短的太陽輻射（例如紫外綫、X光、伽瑪線等）在大氣高層就被空氣分子吸收而使分子游離化或加熱，但它們與日常的天氣現象卻沒有太大的關系，而地表吸收的太陽長波輻射則不足以支撐天氣現象所需的龐大能量。
當太陽的可見光輻射穿過透明的大氣層來到地面時，由於地面對可見光而言是不透明的，因此可見光悉數被地表（包括陸面、水面）所吸收，再將之轉換成長波輻射并發射出來，稱之為「地球輻射」（terrestrial radiation）。地球輻射的能量譜很接近一個溫度大約為288℃的黑體輻射，最強的波段在紅外線范圍，大部分便是熱輻射，因此，由地球輻射產生的熱能，才是天氣現象的直接來源。
地表上每個地帶的冷熱并不均勻，一般說來，低緯度地區因為太陽的照射角度較為直接，每單位面積的輻射能量較大，因此比較熱。反之，高緯度地區由於太陽光斜射，以致單位面積所接受的太陽輻射能量較小，因此較冷。這些不同地帶同時放射能量不等的地球輻射，由於溫度的關系，熱帶的地球輻射量大於中、高緯度，但即便如此，熱帶所接收的太陽輻射總量，卻還是大過於放射出去的地球輻射量，故能量過剩；反之，高緯度地帶接收的太陽輻射量，大過放射出去的地球輻射量，而使能量匱乏（圖3）。這種不同緯度的熱量不平衡狀態，必定導致能量從過剩的地區傳輸至匱乏的地區，而傳輸的方式之一便是天氣現象（另一方式則是海洋傳輸，但是海洋傳輸能量的范圍局限於熱帶至緯度30度左右）。因此，熱帶與高緯度的熱量收支差異即是推動天氣過程的真正能源。
二、天氣與氣候過程
天氣及氣候過程有許多不同的空間尺度，大如行星尺度（大氣行星波）、小至小於厘米尺度的微小擾動都有。除了風之外，降水（成云、降雨、降雪等）也是天氣過程的重要現象。
中、高緯度地區的天氣過程與熱帶地區有所不同。中、高緯度地區的天氣過程和大氣的斜壓性（baroclinity， 由於溫度梯度所引起）關系較為密切，基本上可用挪威學派所創始的極鋒學説及氣旋波動理論來解釋；熱帶地區則溫度梯度不明顯，與斜壓性關系較小，可用正壓（barotropic）模式來理解。
推動天氣過程的能量，除了直接以動能方式傳輸之外，也可以先造成位能之蓄積，然後以動能或熱能方式釋放出來。在天氣尺度下之成云及降水的過程，即是此種動能及熱能的釋放方式之一，如果能量釋放集中在一段較短的期間內，往往造成激烈的天氣現象。中高緯度地區的典型劇烈天氣過程是雷暴，雷暴除了雷電現象之外，通常伴有強風、大雨或豪雨，也可能產生降雹。在某些尚未明了的情況下，劇烈之雷暴可以產生-。中高緯度冬季的大風雪有時也歸類於劇烈天氣。
臺風則是熱帶地區典型的劇烈天氣，產生於溫暖的熱帶海面上，其生成機制及完整之充分條件目前尚未完全明了，但一些必要條件（如海面溫度、科氏力及風切）則為氣象學界所熟知。臺風是一個暖心低壓風暴系統，而中高緯度之氣旋則通常為冷心低壓風暴系統，顯見兩者有不同的動力及熱力結構。對於-而言，臺風乃是天然災害中最為重大的一項，挾帶的豪雨往往造成洪水及土石流，危害尤甚；但同時，-所需的雨量有很大的一部分是由臺風所帶來的，假使臺風稀少，則會導致雨量不足，水的供應必將匱乏。
天氣過程之時間尺度大約限於數天之內，其重大的物理機制，往往以位能轉換為動能之概念加上熱力學上之絕熱過程，就能夠解釋大半。較長期的天氣過程現在一般稱之為氣候過程，從數星期以上至千萬年尺度都可稱為氣候過程。
與較短期的天氣過程相比，氣候過程中受到非絕熱物理機制（例如輻射增溫或-及潛熱之吸收或釋放）之影響較大。短期、中期及長期氣候波動各受到不同之物理機制所影響，詳細情況尚不清楚，是目前大氣科學研究的焦點。
肆、地球大氣之演化
地球大氣并非一開始就是以氮和氧為主體，而是從不同的原始狀態逐漸演變而來的。以目前對太陽系演化過程的了解來看，地球最初的大氣應該是以氫和氦為主體，但是它們在太陽從原始太陽演化成為T-Tauri型階段時，被十分猛烈的太陽風吹散，大部分逸散於行星際空間。咸認在此一階段，地球上并無明顯穩定的大氣層。
與此同時，地球應已經從一度是熔融的狀態開始固化。然而地球附近仍環繞著大量富含揮發性物質的碎塊（volatile-ric- debris），小至沙礫狀、大可至數百公里，它們有時會受到地球引力的作用奔向地球而撞擊地面，這些撞擊物便是隕石。由於地面此時已經逐漸固化，這些隕石只能在地表形成一層殼，即為今日的地殼。由於其來源物質富含揮發性成分，在撞擊地面後的高熱狀態下便可能以氣體形式釋放出來，這些氣體便逐漸累積成一層頗為濃厚的大氣層，即是今日大氣層之起源。由於此大氣層并非原始大氣，而是由氣體釋放（degassing）機制而形成的大氣，因此被稱為次生大氣（secondary atmosp-ere）。
這種氣體釋放機制，也就是到現在都仍持續進行中的地層活動，如火山爆發即為一例。由於現代火山和古代火山應無重大不同，因此從今日火山爆發所噴發的氣體成分，可以推知古代次生大氣的一些特性。測量顯示，火山噴發氣體以水氣量為最大，接著依次為二氧化碳、氯氣、二氧化硫、氮。氮是今日大氣之主要成分，在古代只排名第五，而自由氧氣則非常稀少。這指出了從古代的次生大氣到現代以氮、氧為主的大氣，必定歷經了重大的演變過程。
次生大氣初始時期應相當稀薄，因此沒有足夠的溫室效應，地表溫度頗為寒冷，火山噴發的水氣在當時的地表環境溫度中，很快便達到飽和而凝結成液態水并成為降雨。大量的降雨逐漸在地表低洼處累積，漸成今日的汪洋大海。在降雨的同時，由於二氧化碳、氯氣、二氧化硫均能大量溶解於液態水，於是便溶於雨水中并隨之流入海洋。這說明了現在的海水里何以存在著大量的碳酸化合物、鹽及硫化物。排名第五的氮卻因為水溶性甚小，最終成為大氣成分中的主要氣體。
初始的次生大氣中，自由氧氣可能十分稀薄，因此當時的大氣很可能是個微弱還原性的大氣。然而由於生命的出現，逐漸演化出能進行光合作用的綠色植物（藍綠藻有可能便是這類早期的綠色植物）。光合作用使得氧氣開始大量在大氣中累積，使得氧氣成為大氣層僅次於氮的主要氣體成分，也使得其後依靠氧氣生存的生物（如人類）得以孕生及發展。至此，大氣的主要化學成分已大致底定。
伍、大氣環境與人類社會之互動關系
生物的出現與地球表面的環境變化關系十分密切。由於生物本來便是從廣義的大氣層（包括大氣和海洋）中演化出來的，因此大氣層與生物圈存在著一種互動關系。自從生物開始出現在地球上，大氣層的變化便受到生物圈的影響，綠色植物對大氣中自由氧的貢獻就是一個明顯的例子。同樣地，大氣層的變化亦影響生物圈甚鉅，例如地質史上有名的白堊紀—三疊紀滅絕事件（K-T extinction event），目前的理論認為是天體（大流星或彗星）撞擊地面引起全球大氣中充滿灰塵，阻絕了太陽輻射，致使地表變冷，而許多生物（如恐龍類）無法承受環境的劇變而滅絕。
歷史上，大氣的異常變化常造成嚴重的水災或旱災，因而引起社會動蕩不安，亦有政權因此崩潰（例如中國明朝末年），嚴重者甚至會使整個文明消失。
自從人類出現後，生物圈與大氣層的相互影響似乎更為顯著，尤其在工業革命之後更加劇烈。主要原因是人類從事廣泛且活躍的工業活動，必須使用巨量能源，其中最普遍的方式是燃燒化石燃料，如煤、石油，因而產生大量的溫室氣體（諸如二氧化碳）及大量非地表環境原有的化學物質（例如氟氯化物）。溫室氣體增加，直接影響地表的輻射平衡，可能導致全球增溫現象；而氟氯化物則影響平流層的臭氧濃度，導致南極上空的臭氧洞問題。由於化石燃料中又雜有不少硫化物，燃燒時會產生二氧化硫，與云雨作用後產生酸雨。而燃燒過程也同時產生大量液態及固態懸浮粒子，對地表的輻射平衡產生巨大影響。
而由於工業活動的緣故，人們聚居於都會區，全球超過百萬人口的大都市急劇增加。為應付這些人口的食衣住行之所需，因而引發了熱島效應，而空氣調節器及交通工具等設施的集中則引發了光化學煙霧的問題。時至今日，科學界已逐漸了解生物圈的改變必然對大氣環境產生重大沖擊，這個議題已經引起世界各國政府的重視，國際社會必須對大氣環境問題采取有效對策。
陸、大氣科學研究發展與-現況
大氣科學是關系國計民生的科學，天氣及氣候和人類活動及文明演進息息相關，例如埃及、巴比倫等古文明的發生地，便常位於年等溫線約攝氏20度附近，中世紀維京人的興衰也與氣候有關，中國也常由於氣候異常引發天災人禍，甚至進一步造成改朝換代。
現代大氣科學的研究，可以說是奠基於1920年挪威學派的極鋒學說，以及英國理查遜（L. F. Ric-ardson）的數值天氣預報理論。極鋒學說認為，水平性質相近的大范圍空氣形成氣團，鋒面則是不同氣團之間的交界面，天氣變化受到氣團和鋒面移動與性質變化的控制。大氣的運動與變化，受流體運動定律、能量守恒定律、質量守恒定律及氣體狀態方程式所控制，這些方程式十分復雜，不能以一般數學方法求得解析。理查遜的數值天氣預報理論，首先將風場、氣壓、氣溫等三度空間觀測資料作為初始場，代入數值積分公式中，計算各變數未來的數值。
大氣科學雖然奠基於1920年代，卻遲至1950年代，發明電子計算機、建立氣象觀測網、大量優秀科學家投入研究行列、理論基礎發展完全之後，才開始急速發展；氣象衛星和氣象雷達的發明、使用，更加強對大氣的監測能力。目前，大氣科學已發展為一門復雜而范圍廣泛的科學，大致可分為大氣動力、大氣物理和大氣化學等范疇。
大氣動力主要從事大氣現象與變化的觀測分析、預報和理論研究，可說是大氣科學的主流工作。以下分三方面來討論：
一、中緯度天氣變化
目前氣象學家對於影響中緯度天氣系統之移動及強度變化，已有相當深入的了解?？剂康乇硭邮盏奶栞椛淇偭亢头派涑龅牡厍蜉椛淞績上嗟钠胶?，大氣的凈輻射能，在低緯度為正值，在高緯度為負值，因此在北半球產生南暖、北冷的溫度梯度。此南北氣溫梯度的增加，即代表大氣中基本可用位能（可轉換為動能的部分）的增加。當南北氣溫梯度增加至某一程度時，則造成范圍幾千公里的高、低壓天氣系統（綜觀尺度系統）振幅增大，稱之為斜壓不穩定度。此綜觀尺度系統因斜壓不穩定而成長時，伴隨之流場使得暖區的空氣往北流動，而冷區的空氣往南流動（見圖4），會減弱南北氣溫梯度，亦即減少大氣中之基本可用位能，而增加該天氣系統之可用位能。
同時，因冷區空氣下降而暖區空氣上升，重心降低，減少該天氣系統之可用位能并轉換為動能，促成天氣系統的強度增加。綜觀尺度天氣系統中，北半球往南、往下流動的冷空氣即造成寒流，而往北、往上流動的暖濕空氣則促成大范圍的降水。因此，綜觀尺度天氣系統除了扮演大氣環流中能量輸送與轉換等重要角色以外，也是造成大范圍天氣變化的主因。
目前歐、美、日等先進國家以及中央氣象局，均將數值天氣預報列入日常作業中。利用電腦，以數值方法積分大氣控制方程式，客觀地計算天氣系統的移動和強度變化，作為數日天氣預報的基礎。
此外，在中緯度氣象學中，了解較少但較受重視的課題是范圍幾百公里的中尺度天氣系統，以及綜觀尺度或范圍更大的系統間能量交換問題。前者控制一天以內較精確的天氣變化，其結構和起因等動力學仍有待進一步的了解；後者則牽涉天氣系統范圍尺度及型態的改變（稱為非線性作用），其變化較緩慢，將影響三天以上、一周以內的天氣預報（展期天氣預報）。
二、熱帶天氣變化
因為熱帶地區南北氣溫梯度微弱，基本可用位能較少，所以熱帶地區的環流與中緯度迥異。斜壓不穩定并非是熱帶天氣系統發展的主要原因，基本可用位能也不是天氣系統的主要能量來源。然而，熱帶地區的暖濕空氣對流上升時，水氣很容易凝結、釋出潛熱；而下沉時空氣乾燥，是晴空區域。此一非絕熱作用過程，是東風波（即熱帶綜觀尺度系統）和臺風等熱帶天氣系統發展的重要因素，這些低緯度系統所造成的天氣，主要是大量的降水，而不是氣溫的變化。
因為低緯度地區觀測資料不足，早期從事熱帶氣象研究的人員也較少，所以目前對於東風波和臺風的起因及結構等動力的了解仍顯不足，而熱帶氣象學的發展也較溫帶（中緯度）氣象學來得遲緩。熱帶氣象學起源於1950年代李爾（H. Rie-l）的東風波結構理論，但這門學科的急速發展則是1970年代以來。近年來，有許多國際合作的大型熱帶氣象研究計畫，其中以「大西洋熱帶實驗」最為重要。此實驗於1974年夏季在大西洋熱帶地區舉行，有72國參加，共提供了13架飛機、38艘船、6顆衛星、大量的地面和高空測站、海上飄浮站及雷達等，從事大量且密集的觀測工作。目前，許多科學家仍在分析研究這些豐富的觀測資料，期望對熱帶氣象有新的認識。
至於有關中低緯度大氣交互作用的了解則更為缺乏。這一方面也有一個國際合作的大型「季風實驗」研究計畫。此實驗於1978-1979年冬季在南海地區舉行大氣密集觀測，主要目的在研究東亞中緯度寒潮系統，與印尼、馬來西亞等低緯度地區強烈降水的相互關系。-氣象界曾透過與美國的合作參加此實驗，以期獲得密集觀測資料，增進對-地區天氣的了解。另外，「季風實驗」計畫亦於1979年夏季，在印度及-海季風區域從事觀測實驗。
三、氣候變化
氣象學家對於氣候變化的認識與了解，仍然非常缺乏，許多氣候變化的問題，譬如明年冬天是否較冷、是否已進入冰河期、乾燥期將持續多久、人類工業化是否使全球氣溫增高等等，科學家目前仍無法完整回答。因此，氣象學家乃致力於大氣能量轉換、輸送與平衡、數值模擬、太陽軌道及釋出能量之改變、火山爆發及人類工業化的影響等方面的研究工作。他們期望能了解控制全球及區域性氣候變遷的主要因素及物理過程，其長期目標是發展氣候預報所需的知識和技術。
海氣交互作用為了解氣候變化的重要環節之一，尤以熱帶地區影響最為劇烈。因此，世界氣象組織（World Meteorological Organization，簡寫為WMO）成立熱帶海洋全球大氣計劃（Tropical Ocean Global Atmosp-ere Programme，簡寫為TOGA），進行1985-1994年為期10年的系統研究，在熱帶海洋廣設海洋觀測站來收集資料，并發展海洋預報模式，觀測、理論與模擬并重。西太平洋熱帶地區的海面溫度經年維持28℃以上，是全球大氣對流最旺盛的區域，大量的潛熱釋放影響了全球的大氣環流，進而回饋到海洋，這些大氣、海洋變化包含多重尺度的交互作用。TOGA科學家為了解這些現象，在1992-1993年進行「偶合海洋大氣反應實驗」（Coupled Ocean Atmosp-ere Response Experiment，簡寫為COARE）。TOGA COARE為一個國際觀測實驗，參加國家除了-之外，有美國、法國、英國、-、韓國、中國、蘇聯、澳大利亞、紐西蘭和印尼等。
除了大氣動力之外，大氣物理和微氣象也是近年來急速發展的學科。大氣物理主要包括大氣輻射原理、云的物理過程、大氣電學及高層大氣等，研究結果可提供前述大氣長短期變化的物理基礎。另外，大氣輻射原理又提供人造氣象衛星觀測大氣變化的基礎；云物理的知識則提供消雹、去霧、臺風等天氣改造的基礎。
微氣象偏重於研究局部或小范圍地區的變化，包括局部環流、邊界層氣象、大氣與海洋之交互作用等。微氣象直接影響人類活動及國計民生，可應用到水文氣象、生物及農業氣象、大氣擴散及空氣污染、風力研究等。
此外，大氣化學目前也有相當重要的發展，例如平流層臭氧洞的問題、溫室氣體和氣候變化的問題，以及氣膠對氣候的影響等。
就-而言，大氣科學研究發展的主軸包括劇烈天氣、氣候變異及大氣環境等三大方向。其中，與劇烈天氣直接相關的臺風／豪雨研究則是影響-社會民生最鉅的議題。臺風是流體力學在大自然所展現的絕妙特例。臺風系統包括旋轉渦流、位流、層化流體、熱力濕對流、獨特的臺風眼動力、狀似星云系軸臂的不對稱螺旋雨帶、大氣與海洋交互作用等物理過程，都是極具挑戰的重要科學問題。另外就實用觀點而言，臺風是自然界最具破壞力的天氣系統之一，除了風力之外，伴隨的豪雨也是導致-地區最嚴重災變的天氣現象。如何提升我們對於臺風的了解及預報能力，是國內大氣科學研究最重要的課題之一。
由於臺風的生命期絕大部分皆於海面上度過，而西北太平洋島嶼中觀測站稀少，尤其是在-的東－東南方數千公里以上之太平洋地區，幾乎沒有任何觀測站。因此當臺風位於-附近時，-本島雖有觀測資料，但測站涵蓋空間及密度仍顯不足，而-周圍海域除衛星和雷達觀測外，幾無任何其他傳統觀測資料。資料的極度匱乏，導致基礎臺風研究和路徑預報之應用研究相當受到限制，其中，路徑預報的準確度則會進一步決定風雨預報能力。因此，和其他的氣象研究條件比較，資料缺乏是臺風研究進步的最大致命傷。
臺風路徑預報作業上，除了大尺度駛流場的資料不足外，臺風本身的強度及暴風半徑資料不易掌握，更是決定預報路徑正確性的重要因子。此外，當臺風接近-地區時，中央山脈高聳復雜的地形，對臺風伴隨之中尺度對流和環流結構有相當顯著的影響，且復雜的地形會改變靠近-之臺風的路徑，也使風雨與路徑預報更為困難。地形作用所導致的臺風中尺度結構變化，中、小尺度對流系統與豪雨的產生，乃至臺風離臺後引入豪雨的相關研究，皆為學術上與應用上深具挑戰的研究課題。
為了克服傳統觀測資料不足之困境，應特別加強觀測資料（含傳統探空及先進的飛機、雷達與衛星資料等）之取得與分析。透過數值模式進行模擬及同化，以了解臺風生成、移動、強度變化以及與地形的交互作用。另外，與臺風相關的重要議題，如云物理（含氣膠）及動力交互作用、中尺度對流與臺風伴隨的降雨研究、海氣交互作用、大尺度環流及氣候變異與臺風的關系等等，都是臺風研究中有待突破的重大主題。上述研究一方面可增進對於臺風動力理論之了解，另一方面則可改進臺風路徑與降雨量預報的準確度，提昇我國在臺風研究與預報領域的國際地位。
換言之，-的臺風研究正以突破性臺風觀測、臺風之動力探討、模擬預報改進與四維同化研究，及跨領域和跨尺度之臺風海氣交互作用與臺風氣候為主軸，透過一系列的研究工作，一方面深入探索臺風學理，一方面則結合學術成果加以應用，有效改善臺風預報，對於科學本質及社會民生均能有具體貢獻與回饋。如行政院國家科學委員會（簡稱國科會）與中央氣象局自2003年起所推動的「侵臺臺風之飛機偵察及投落送觀測實驗」（簡稱追風計畫）便是一例。此計畫使用漢翔公司ASTRA飛機與機載垂直大氣探空系統（Airborne Vertical Atmosp-eric Profiling System，簡寫為-APS）設備，以每架次約6小時的時間直接飛到臺風周圍43,000英尺的高度投擲投落送，進行策略性臺風觀測，以取得臺風周圍關鍵區域的大氣環境溫度、濕度、氣壓以及風速等資料，并即時傳送至中央氣象局與全球主要氣象中心進行臺風分析與電腦模擬及預報。此計畫使-在國際臺風研究領域中進入新的里程碑，扮演西北太平洋及東亞地區臺風研究的領導角色。
大氣之短期及長期變化均甚復雜，且影響國計民生至鉅，是一門極具挑戰性的科學，需要更多優異人才從事突破性的研究，以增進對大氣的了解與預報能力；同時也須加強大眾的科普教育，增加大眾對大氣科學和天氣預報的了解，以防患於未然，降低無謂的損失、增進人民的福祉。
參考資料
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