与地球一起诞生的原始大气，大约只历时9000万年就被太阳风扫除了。
不久，地球内部的挥发性物质向地表大量泄漏出来。这就是地质学家所说的脱气过程。这些挥发性物质，主要是二氧化碳、甲烷、水汽、一氧化碳、氨、氮、硫化氢等气体。这些气体组成了次生大气。除了最轻的气体外，地球的重力足以把这些气体“拴住”。使它们不致逃逸到星际空间去。
大约又过了十多亿年，地表开始冷却，稠密大气中的水汽凝结成雨降落下来，向坑坑洼洼的地方汇聚，形成最早的江河湖泊，即原始水圈。以后火山不断地爆发，排出的大量水汽又变成雨水回归地面。经过漫长年代的变迁，原始水圈逐渐扩展为现在的汪洋大海和湖河沼泽。次生大气中的二氧化碳和其他气体，逐渐被雨水融解降落到地面，再渗入地下，储存于地壳中。
上面说过，原始大气是在地球形成的过程中，由于重力场的作用，把原始太阳星云中的一部分气体吸引到地球周围造成的。这个大气圈的组成与现代大气圈的组成大不相同，它没有氧，没有氮，也没有二氧化碳，而是由氢、氧、氦、氖、氨、氩、甲烷、水汽等共同组成的。
原始大气的量很大。单是氢一项，就相当于现在构成固态地球的四个基本要素，即镁、硅、铁和氧的总量的400倍之多。然而，有趣的是，原始大气在地球形成后，不久就消失殆尽了。这是因为那时地球内部的铁核心尚未形成，地球还没有磁场，强劲的太阳风把没有地球磁场保护的原始大气“吹”跑了。因此，在地球历史的早期，一度没有大气。
以后，在漫长的岁月里，大气经过复杂的生消过程，又进一步演化。演化中的造气过程包括：①火山活动，以及通过造岩物质融化后的结晶和凝固时释出的气体；②水汽的光致离解产生氧；③光合作用产生氧；④放射性元素铀和钍的衰变产生氦；⑤在太阳风中，主要由质子和电子组成的高温电离气体，有极小一部分冲破地球磁场的屏障，进入次生大气的高层。演化中有一系列的除气过程，如高层大气的氢和氦挣脱地球引力进入宇宙空间，氢、铁、一氧化碳、碳酸盐类（硫）等元素氧化时消耗氧，通过空气中氧化物的形成，以及在土壤中变成消化细菌而消耗氮。
次生大气的形成，又为水的分解和动植物的产生创造了条件。原始绿色植物参与了改造大气的复杂过程。植物在光合作用中放出游离氧。水的离解也产生氧。氧的化学性质非常活泼，能和次生大气中的所有其他分子发生缓慢氧化。如它能与CO生成CO2，与甲烷反应生成CO2和H2O。于是，CO2渐渐多起来。光合作用又使有生命的细菌生成藻类，利用太阳辐射能从周围环境中摄取有机物，进行简单的新陈代谢作用，吸收大气中的CO2，释放出大量的氧。
另一方面，当动植物繁茂以后，它们的排泄物和腐烂遗体中的蛋白质，一部分直接分解为氮，另一些则成为氨和铵盐，通过硝化细菌和脱氧细菌等作用，变成了气体氮。氮在常温下的化学性质很不活泼、不易与其他元素化合，所以能在大气中积累，成为含量最丰富的成分。就这样，次生大气就演变为以氮、氧为主的现代大气。
大气中，除水汽、液体和固体杂质外的整个混合气体称为干洁空气。干洁的大气是无色、无臭、无味的混合气体。它看不见，摸不着，却有惊人的重量。
大气中含量最多的成分是氮，按体积比占78％。大气中的氮能冲淡氧，使氧不致太浓，氧化作用不过于激烈。在常温下，分子氮的化学性质不活泼，人和动物不能直接利用它，但植物的生长却离不开它。氮是植物制造叶绿素的原料，也是制造蛋白质的原料。氮还是制造化学肥料的原料。豆科植物可通过根瘤菌的作用，将氮固定到土壤中，成为植物生长所需的氮肥。
大气中含量排在第二位的是氧。氧是人类及其他动植物呼吸、维持生命不可缺少的气体。此外，氧还决定着有机物质的燃烧、腐败及分解过程。
大气中的氧分子分解为氧原子，每个氧原子又与另外的氧分子结合就形成了另外一种气体——臭氧，因其有一种特殊的臭味而得名臭氧。臭氧通常呈浅蓝色。在常压下，当温度降至-1124℃时，臭氧气体就变为暗蓝色的液体。当温度降至-2514℃时，它就凝固成紫黑色的晶体。
大气中臭氧的含量很少，而且随着高度的变化而变化。在近地面层臭氧含量很少，从10千米高度开始逐渐增加，在12～15千米以上含量增加特别显著，在20～25千米高度处达最大值，再往上，臭氧的含量逐渐减少，到55～60千米高度上就极少了。
在水平方向上，臭氧的分布也有所不同。赤道和低纬度的臭氧含量最少，随着纬度的增高，臭氧含量也增加。臭氧也有季节变化和日变化。北半球高纬度地区，春季臭氧含量最大，秋季最小。
臭氧能大量吸收太阳紫外线，使极少量的紫外线到达地面，使地面上的生物免受过多紫外线的伤害。少量的紫外线能杀菌防病，促进机体内维生素D的形成，有利于机体增大和防止佝偻病。
二氧化碳是无色、无臭、无味的气体。燃料的燃烧，有机物的腐化以及动、植物的呼吸都产生二氧化碳。同时，二氧化碳又是植物在光合作用下生长的原料。绿色植物在新陈代谢过程中，吸收CO2合成碳水化合物和其他物质。
二氧化碳对太阳辐射吸收很少，却能强烈吸收地面辐射，使从地表往外辐射的热量不易散失到太空中去。
大气中的水汽主要来自海洋、湖泊、河流和潮湿物体表面的水分蒸发。
海洋面积约占地球表面积的70％。平均而言，整个海洋表面每年约有100厘米厚的水层转化为水汽，全年由海洋蒸发到空中的水汽达350万亿吨之多；陆地上的河流湖泊、地面上的动植物都在向大气输送水汽。
空气中的水汽含量随高度变化而变化。一般说来，水汽含量聚集在距地面3千米范围内，高度越高，水汽越少。观测证明，在1.5～2千米高度上，空气中水汽含量已减少为地面的一半；在5千米高度，减少为地面的1／10；再往上，就少得可怜了。就地理分布而言，纬度越高，水汽含量越少，离海洋愈远，水汽含量愈少。在寒冷干燥的内陆地区上空，水汽含量几乎接近于零，而在温暖的洋面或热带丛林上空，其含量按容积来说可达4％。
海洋和大陆表面的水蒸发成水汽进入大气被气流带至远处，又产生降水重新回到地球表面。其中，有3／4的降水落到海洋上，剩下的1／4则降落在大陆上。就形成了持续不断的地球和大气的水分循环。全年全球的降水量和蒸发量大致相等。通过大气中水分的蒸发、凝结、成云致雨、落雪降雹，使地球与大气间的热量和水分得到交换，天空也变幻多端，时晴时雨。
大气中悬浮着各种各样大小不同的固体杂质和液体微粒。
固体杂质的来源有自然因素和人为因素。自然因素包括被风吹起的土壤微粒及火山喷发的烟尘，宇宙尘埃和陨石灰烬，细菌、微生物、植物的孢子花粉，岩石风化后的粉尘，海水飞溅扬入大气后被蒸发的盐粒等等。人为因素主要是人类活动和工业生产过程中排放的烟粒和粉尘等。它们大多集中在大气的底层。其分布随着时间、地区和天气条件的变化而变化。一般，在近地面大气中，陆上多于海上，城市多于乡村，冬季多于夏季。
液体微粒是指悬浮在大气中的水滴、过冷水滴和冰晶等水汽凝结物。它们和固体颗粒都可以吸收一部分太阳辐射和阻挡地面放热。它们可以阻碍视线，降低能见度、污染空气，影响人类活动和危害人类健康。但是，它对云雾降雨却起着重要作用，它是水汽凝结的核心。没有它，即使大气环境已达到饱和状态，水汽还是不能凝结成云雾。人工降雨，就是利用了上述原理，把碘化银撒入云中，就会促使过冷水滴冻结，产生局部降雨。碘化银的作用就类似于悬浮颗粒，它提高了水滴冻结的温度，在降水中起了催化作用。
万千气象
露和霜
清晨，当你漫步在田野里、树林间，你会看到草丛里、树叶上，露珠点点，晶莹透明。等你走到它旁边，会发现你的衣服不知不觉中已经弄湿了。
冬天早上，你起来开门，会看到地上厚厚的一层白色冰晶。你就知道今天早上的温度肯定比较低了。因为有霜。
那么，这个露和霜是从哪里来的？它们又是如何形成的呢？
在傍晚或夜间，地面温度开始下降，使贴近地表面的空气层也随着降温，当空气的温度降到露点以下，即空气中水汽含量过饱和时，在地面或地物的表面就会有水汽的凝结。若此时的地面温度在0℃以上，在地面或地物上就出现微小的水滴，称为露，若此时地面温度在0℃以下，则水汽直接在地面或地物上凝华成白色的冰晶，称为霜。有时已生成的露，由于温度降到0℃以下，冻结成冰珠，称为冻露，实际上也归入霜的一类。
露和霜形成的气象条件是晴朗微风的夜晚。夜间晴朗有利于地面或地物迅速辐射冷却。微风可使辐射冷却在较厚的气层中充分进行，而且可使贴地空气得到更换，保证有足够多的水汽供应凝结。
露和霜是地面水分的一个补充，但它们的量很少。在温带地区夜间，露的降水量约相当于0.1～0.3毫米的降水层，但在许多热带地区却很可观，多露之夜可有相当于3毫米的降水量，平均1毫米左右。露的量虽然有限，但对植物很有利，尤其在干燥地区和干热天气，夜间的露常有维持植物生命的功劳。例如，在埃及和阿拉伯沙漠中，虽数月无雨，植物还可以依赖露水生长发育。
雾
雾是悬浮于近地面空气中的大量水滴或冰晶，使水平能见度小于1千米的物理现象。形成雾的基本条件是近地面空气中水汽充沛，使水汽发生凝结的冷却过程和凝结核的存在。近地面的大气层中的水汽压大于其饱和水汽压时，水汽即凝结或凝华成雾。
由于辐射冷却而形成的雾称为辐射雾。当暖湿空气移到冷下垫面上时形成的雾称为平流雾。这是最常见的两种雾。其中辐射雾有明显的地方性。我国四川盆地是有名的辐射雾区，其中重庆冬季无云的夜晚或早晨，雾日几乎占80％，有时还可终日不散，甚至连续几天。所以重庆素有“雾都”之称。
城市及其附近，烟粒、尘埃多，凝结核充沛，因此特别容易形成浓雾。
由于雾里含有一些尘埃杂质等，对空气有一定的污染，所以有雾的天气不易进行体育锻炼。雾对农作物有有利的方面也有不利的方面。有利方面是可以形成水平降水，即雾滴沉积于枝叶上而形成降水；雾对作物的不利影响是持久的雾可减少日照，使近地层空气湿度很大，雾滴附于作物叶面上，造成病害传播蔓延的有利条件。云
天空中有时白云朵朵，随风飘浮；有时云层密布，形成灰蒙蒙的一片；有时像丝缕状的薄纱，悬挂在高空，有时则像高山矗立，乌云翻腾，真是瞬息万变，千姿百态。
云是由大量小水滴和小冰晶组成的。云内温度高于0℃的区域，云滴由小水滴组成；而温度低于0℃的地方，云滴则由过冷水滴和冰晶组成；只有当温度低于-20℃，云滴才逐渐由小冰晶组成。云滴直径一般为十几微米，这样大小的云滴在空中的沉降速度仅1厘米／秒左右，要沉降100米需要3小时，所以可长期飘浮在空中。在雷雨云中，因上升气流很强，甚至可以托住直径达几百微米的大滴，因此云滴直径平均达几十微米。
雾和云从本质上来说是相同的，都是由悬浮在空中的小水滴或冰晶所组成，所以在雾中行走，衣服和头发都会变湿。不过云飘浮在空中而雾却生成在近地层大气中。而且雾的形成条件也与云有所不同，雾的形态亦不如云那么丰富。在山区有时云和雾很难区别，例如从山脚下望半山为白云萦绕，而在半山行走于云中的人，却和在雾中一样。
云是怎样形成的？生活经验告诉我们，开水壶冒出的大量高温水汽遇到较冷的空气后，就凝结出小水滴而形成白雾。云也是由于潮湿空气团在不断冷却过程中凝结出大量云滴而形成的。空气团的不断冷却则是通过气团的上升运动造成的，这时随着空气团上升，因周围气压降低而向外膨胀。由于将气团内储存的热能变成向四周膨胀的机械能，使该气团温度下降，空气团每上升100米气温下降1℃。空气团在降温过程中，会出现水汽过剩，即水汽达到过饱和状态。这时过剩的水汽就会在诸如尘埃等凝结核上凝结成小水滴或过冷水滴，如果气温很低时，过剩水汽也会直接在冻结核上凝结成冰晶。
冰晶形状以针状、柱状和片状为主，大量这样的小水滴和小冰晶等水汽凝结物，就组成了云块。
那么气团又是凭借什么力量抬升到空中去的呢？一般有三种抬升力。
第一种抬升力是靠热力，就像燃烧时烟气滚滚向天空上升那样，这叫热力抬升。
仲夏午后常出现的朵朵白云，就属此例。
第二种抬升力叫地形抬升。空气流动时遇到山坡就会沿着坡面向上爬行，当空气湿潮并上升到足够高度时，就会因降温冷却而凝结成云。
第三种抬升力是锋面抬升。冷、暖气团相遇时它们的倾斜分界面叫锋面。
如暖气团势力强并向冷气团挺进，暖气团就会沿着冷气团的斜面向上滑升，从而形成范围达几百千米的大片云层。如势力强大的冷气团向暖气团挺进，冷气团就楔入暖气团底部，将暖气团抬起，于是也会形成大范围的云层。
云的千姿百态、瞬息万变是和云的形成密切相关的，气象上根据云的高度和云状等，把云划分为若干类，以便进行观测。按云的高度可分为低云、中云及高云三族；按云的外形特征、结构和成因，云又可划分为十二类：低云、卷层云、卷积云、高积云、高层云、积雨云、层积云、碎层云、雨层云、碎雨云、云积云。
高云族包括卷云、卷层云和卷积云三类。它们是冰晶构成的，云体呈白色，有蚕丝般的光泽，薄而透明。阳光通过高云时，地面物体的影子清楚可见，云的高度一般在6000米以上。高层云由水滴和冰晶混合组成。高积云有时和高层云一样，单由水滴构成。
中云族包括高积云和高层云两类，其高度通常在2000～6000米。中云比高云浓度大得多，厚的能遮住阳光，有时还可能降雨雪。
低云族包括层积云、层云、碎层云、雨层云、碎雨云、积云和积雨云七类，其高度一般在2000米以下。层积云、层云、碎层云、碎雨云和积云主要是由水滴组成。雨层云和积雨云经常由水滴和冰晶共同组成。低云都可以有降水，但只有雨层云和积雨云才有大量降水。