N2、O2、Ar三种气体在大气各组分中的体积就占了99.96%，如果再加上CO2，则剩下的次要成分所占有的体积便极其微小了。由于大气中存在着水平运动、垂直运动、湍流运动以及分子扩散，实际上大气在90km以下的低层进行了充分的混合，因此可以将90km高度以下平均相对分子质量为28.97、密度约为1293g／m3的不含水汽的干洁空气看作单一气体。在90km以上，大气的主要成分仍为N2和O2，其他气体的含量很少。高层大气中，O2和N2因太阳紫外辐射而离解成氧离子和氮离子。约在100km高度处，O2几乎已全部被离解为游离氧。到250km以上，N2也基本全部被离解为游离氮了。在500km以上，［O］、［H］、［N］已逐渐成为占统治地位的大气组分。
大气中O2的存在是动植物赖以生存、繁衍的必要条件，它还决定着有机物的燃烧、腐败和分解过程。除了游离的氧存在外，硅酸盐、氧化物和水等化合物中也存在着大量的氧，在高空则有O3及游离氧。因此，氧约占包括海洋和大气在内的地壳质量的49.5%。植物通过光合作用吸收CO2而放出O2，这是大气中O2的最主要来源。N2的存在可使O2的浓度不至于因过高而引起激烈的氧化作用，同时对于低层大气中O2和N2的比例恒定起着重要的作用。豆科植物可通过根瘤菌把大气中的N2固定在土壤里，使之成为植物生长不可或缺的营养成分。空气中的其他微量成分包括O3、CO2、CH4、水汽、硫氧化物、硫氢化物、氮氧化物。
它们在大气中的含量虽然很少，但对大气温度以及对人类生态环境却具有至关重要的作用。
高层大气的O2吸收太阳紫外辐射后发生光化学反应，以致在平流层内的10～40km高度处形成一个O3层，其极大值出现在20～25km附近，而近地面空气中的O3含量则很低。O3在大气中的浓度虽然极低，但因它具有强烈吸收太阳紫外辐射（0.2～0.3μm）的能力而具有突出的重要性。O3层一方面可直接使平流层加热，决定平流层的温度场和环流形势并影响其下的对流层；另一方面又可以有效地阻挡强紫外辐射到达地表，从而保护地球上的生命。O3层耗损或增强，会对气候变化和人类社会带来巨大影响。
CO2、CH4、N2O都属于温室气体，它们在大气中的浓度不断增加是引起全球变暖的重要原因。CO2只占大气容积的0.03%，多集中在20km以下。它主要是在有机物燃烧、腐烂和生物呼吸过程中产生的，因此在大工业区、城市上空，空气中CO2的含量较多，有的地区其含量可超过0.05%；而在农村和人烟稀少的地区，CO2含量较低。CO2含量的变化主要是由燃烧煤、石油、天然气等燃料所引起的，火山爆发及从碳酸盐矿物、浅地层里的释放是次要原因。CO2能强烈地吸收地球表面发出的长波辐射并放出长波辐射，从而形成“温室效应”。这种“温室效应”在CO2浓度不断增加时，可能会改变大气中的热平衡，导致大气低层和地面的平均温度上升，从而引起气候变化。
除上述气体成分外，大气中还含有水汽及液态、固态微粒。大气中含有的水汽约占地球总水量的0.001%。水汽主要来自江、河、湖、海的水面蒸发和植物的蒸腾，特别是海洋表面的蒸发。水汽上升凝结形成水云或冰云以后，又以降水的形式降落到陆地和海洋上。大气中的水汽含量随地区、时间和气象条件的变化而异。
一般说来，地面大气中的水汽含量随纬度的增高而减少。水汽的年变化也很大，一般夏季高于冬季。观测结果表明，从地面到高空，每升高1.5～2.0km，水汽含量减少1／2；到达5km高度上时，水汽含量减少到地面含量的1／10；在8～10km以上，水汽便非常少。大气中的水汽含量虽少，但它却是唯一能发生相变的成分，通过雨、雪的形式，它可成为淡水补充的主要来源。水汽能强烈吸收和放出长波辐射能，在相变过程中还能释放和吸收热量。因此，水的相变和水循环既把大气、海洋、陆地与生物圈紧密联系在一起，又在大气运动的能量转换以及大气与地面的能量交换过程中起着重要的作用。
大气中的悬浮固体和液体颗粒物统称为气溶胶粒子，多集中于大气底层。它们有的来自自然界（如火山喷发、森林火灾、扬尘、海盐、细菌、微生物、花粉、尘埃、云雾等），有的来自人类活动（如燃烧、施工、生产、交通、生活排放、战争等）。许多气溶胶粒子可以作为凝结核，对云雾的形成起着重要的作用。此外，它们对太阳短波辐射具有反射、散射、吸收作用，能阻挡下垫面的长波辐射，降低大气能见度，在地-气系统的辐射平衡中发挥重要作用，影响局域气候乃至全球气候变化。
专栏1气候变化
地球形成为行星大约在55亿年前。从那时候开始直到46亿年前，地球上充满了原始大气，并且开始逐渐逃逸。从46亿年前开始，地球进入到地质年代，逐渐产生次生大气；大约在30亿年前，地球上出现生命，并开始改造地球大气；寒武纪以来，大气才被生物改造接近现在（Crowley 和North，1991）。但是，对于古生代以前的古气候，我们几乎一无所知。到了古生代，古气候状况才逐渐清楚起来。气候始终处于变化之中，无论在远古的地质时代，还是后来的历史时期和现代，冷暖交替、干湿更迭，从来没有停息过。气候变化有一个非常宽的时间谱，表现为从日变化到亿年尺度的各种变化。
地质时期的气候变化
观测事实和古气候证据表明，从古生代以来，地球上的气候经历了若干次大冰期-大间冰期的旋回，这些大冰期和大间冰期是：震旦纪大冰期、寒武-石炭纪大间冰期、石炭-二叠纪大冰期、三叠-第三纪大间冰期、第四纪大冰期（Frakes，1979）。
在这种时间尺度为亿年以上的大冰期与大间期的交替变化中，全球平均温度的变幅超过10℃。在大冰期期间，地球显着变冷，北半球50°N以北几乎全被冰雪覆盖，大陆冰雪面积可占大陆总面积的20%～30%，远远大于当前值（约11%），陆冰厚度达几十米到几百米，较低纬度的高山冰川也前进扩展，全球平均温度可能比目前平均低3～7℃。
在2Ma开始的第四纪冰期中，气候是寒冷和温暖相互交替出现的，即冰期与间冰期反复交替，眦其特征时间尺度约为10万年，全球平均地表气温的变幅至少为5～7℃，中高纬度地区的变幅可达10～15℃。在晚第四纪气候变化中，有充分证据表明，发生过时间尺度约为百年量级的迅速变化，典型例子就是在晚冰期中出现的YD事件，即在不断增暖的过程中出现突然转冷的变化。
全新世时期的气候变化
地球最后一次冰期大约在距今1万年前结束。从1万年前开始的末次冰期结束后的时期称为全新世（冰后期）。在这段时期中，普遍存在着时间尺度从百年到千年的气候变化，但温度的变幅不像冰期和间冰期那样剧烈，全球平均变幅不超过2℃。全新世最暖时期是中全新世（3～6千年BP），尤其在5～6千年BP期间，全球平均的温度比目前要高出大约1℃。根据植物孢粉分析，我国华北一带暖3℃左右，华南则可能变暖1℃左右，青藏高原可能变暖4～5℃，北半球高纬地区可能还有更大的变暖幅度。
早在20世纪70年代，竺可桢将这些记载加以整理分析，发现我国5000多年来的气候有4次温暖期和4次寒冷期交替出现（竺可桢，1973）。在公元前3000-前1000年，即从仰韶文化时代到安阳殷墟时代，是第一个温暖期，这个时期大部分时间的年平均温度比现在高2℃左右，最冷月温度约比现在高3～5℃。从公元前1000-前850年（周代初期），有一个短暂的寒冷期，年平均气温在0℃以下。从公元前770-公元初年，即秦汉时代，又进入到一个新的温暖时期。从公元初年-600年，即从东汉、三国到六朝时代，进入第二个寒冷时期。从公元600-1000年，即隋唐时代，是第三个温暖期。从公元1000-1200年，即南宋时代，是第三个寒冷期，温度比现代要低1℃左右。从公元1200-1300年，即宋末元初，是第四个温暖期，但是这次不如隋唐时那样温暖，表现在大象生存的北限，逐渐由淮河流域移到长江流域以南，退到浙江、广东、云南等地。公元1300年以后，即明、清时代以来，是第四个寒冷期，温度比现代要低1～2℃。
近百年气候变化
从小冰期结束（约1850年）开始，全球温度上升，20世纪气候变暖已成为公认的事实。尽管存在观测资料等方面的种种不确定性，但人们普遍接受近百年全球气温平均上升约0.5℃的结论。观察这些序列可以发现，变暖并不均匀，如发生在1895年、1925年、1980年前后的幅度约为0.2℃的突变式增温，从20世纪40年代到70年代有轻微降温。
近百年来全球变暖不仅在时间上是不均匀的，而且在空间上具有明显的半球间的差异、海陆间的差异和区域差异。如从20世纪30年代末到60年代中期，北半球陆地气温基本上呈线性下降了0.2℃，而南半球的平均温度基本保持稳定。
海平面温度变化和陆地气温大致相似，但也有不同的地方，如北半球20世纪初的一次约0.1～0.2℃的迅速降温和20世纪50年代到70年代中期的降温，海平面温度变化比陆地降温滞后约5年；而南半球海平面温度一直到20世纪20年代末基本保持稳定，从70年代中期开始的南半球海平面温度持续增高前并不像北半球那样有明显的降温。另外，气候变暖还有明显的季节差异和纬度间的差异：冬季增温的幅度高于其他季节，高纬度增暖幅度比低纬度要大。
近100多年来，降水的变化远比温度的变化复杂。虽然目前还不可能推断全球范围或半球范围从几十年到百年尺度降水变化的细节，但半球和全球平均的降水存在着超过10年时间尺度的明显振荡。如近100多年来，北半球平均降水约从1880年前开始到1920年左右有明显下降，之后一直到1950年以后的逐渐回升，以及到本世纪70年代后期的又一次下降；南半球从40年代初开始到70年代中期则有一个较长时段的降水增加（Houghton 等，1995）。此外，降水的变化有明显的季节差异，如自1940年以来，春秋季全球平均降水有明显增加的趋势，但夏季（北半球）降水中没有这种趋势。降水变化的区域差异也比温度变化的区域差异要大，如非洲撒哈拉地区的夏季降水自1950年以来有很大的减少。
月、季、年时间尺度的气候变化
在短如几年的时间尺度里，零点几度的全球或半球的温度波动以及较大的区域降水异常是非常普遍的。而在年际尺度上，ENSO和QBO是两个最为典型的气候变化强信号。
ENSO是厄尔尼诺（El Ni鼻o）和南方涛动（SO）的合称。厄尔尼诺是赤道东太平洋地区海表水温异常升高的现象，南方涛动是指印度洋地区与南太平洋地区气压反相变化现象。尽管两者分别指海洋和大气中的现象，但现已证实，两者是紧密联系着的，是海气相互作用的典型表现方式，所以合称ENSO。ENSO是能从观测资料中清楚辨识出来的最引人注目的大尺度气候事件，是海气相互作用的典型例子。频率分析表明，ENSO循环的振荡周期在2～7年的范围内变化。ENSO事件发生时，赤道中东太平洋异常增温，增温往往扩展到其他热带太平洋地区。相应地，大气环流型也明显地不同于正常年份，许多地区降水异常，其影响有时可延伸到高纬度地区。在热带海洋中部、东太平洋岛屿、秘鲁沿岸、澳大利亚、新西兰、印度、印度尼西亚、非洲东部和南部等地区，都有强烈的与ENSO相联系的降水信号，尤其是印度干旱与ENSO事件是非常吻合的。在发生相反的情形——拉尼娜（La Ni鼻a）时，与ENSO事件相比，大气环流等也都有明显的不同。
QBO是指在平流层大气环流的变化中存在的准两年振荡。热带平流层（以赤道附近为例）的纬向风，具有稍长于两年的准周期变化；与之相联系，平流层温度也有同样的准周期变化。在低纬度平流层中，风的纬向差异是很小的。自20世纪50年代到90年代，赤道平流层东西风交替的平均周期约为27个月。关于平流层QBO的成因及其和对流层环流的关系，尚无定论，但太阳活动的11年周期和赤道地区平流层风向的准两年振荡的关系具有很高的统计显着性。