大気の表層の酸素含有量は次のとおりです。地理のテーマ - 雰囲気

地球の構成。空気

空気は、地球の大気を構成するさまざまなガスの機械的混合物です。空気は生物の呼吸に必要であり、産業で広く使用されています。

空気が均質な物質ではなく混合物であるという事実は、スコットランドの科学者ジョセフ・ブラックの実験で証明されました。そのうちの1つで、科学者は、白いマグネシア（炭酸マグネシウム）が加熱されると、「結合空気」、つまり二酸化炭素が放出され、燃焼したマグネシア（酸化マグネシウム）が形成されることを発見しました。逆に石灰岩を燃やすと「結合空気」が取り除かれます。これらの実験に基づいて、科学者は、二酸化炭素と苛性アルカリの違いは、前者には空気の構成要素の一つである二酸化炭素が含まれていることであると結論付けました。現在、地球の大気の組成には二酸化炭素に加えて、次のものが含まれていることがわかっています。

表に示されている地球の大気中のガスの割合は、高度 120 km までの下層での典型的なものです。これらの領域には、均質圏と呼ばれるよく混合された均質な領域があります。均質圏の上には、気体分子が原子とイオンに分解されることを特徴とするヘテロ圏があります。領域はターボ休止によって互いに分離されます。

太陽および宇宙放射線の影響下で分子が原子に分解される化学反応は、光解離と呼ばれます。分子状酸素の崩壊により原子状酸素が生成され、これが高度 200 km 以上の大気の主なガスになります。高度 1200 km を超えると、ガスの中で最も軽い水素とヘリウムが優勢になり始めます。

空気の大部分は大気の下層 3 層に集中しているため、高度 100 km 以上の空気組成の変化は、大気全体の組成に顕著な影響を与えません。

窒素は最も一般的な気体で、地球の空気体積の 4 分の 3 以上を占めます。現代の窒素は、光合成中に形成される分子状酸素による初期のアンモニア水素大気の酸化によって形成されました。現在、脱窒（硝酸塩を亜硝酸塩に還元するプロセス）の結果、少量の窒素が大気中に流入しており、その後、嫌気性の原核生物によって生成されるガス状酸化物と分子状窒素が形成されます。火山の噴火中に一部の窒素が大気中に侵入します。

大気の上層では、オゾンが関与する放電にさらされると、窒素分子が酸化されて一酸化窒素になります。

N 2 + O 2 → 2NO

通常の条件下では、一酸化物は直ちに酸素と反応して亜酸化窒素を形成します。

2NO + O 2 → 2N 2 O

窒素は地球の大気中で最も重要な化学元素です。窒素はタンパク質の一部であり、植物にミネラル栄養を提供します。それは生化学反応の速度を決定し、酸素希釈剤の役割を果たします。

地球の大気中で 2 番目に一般的なガスは酸素です。このガスの生成は、植物や細菌の光合成活動に関連しています。そして、光合成生物がより多様になり、数が増えるほど、大気中の酸素含有量のプロセスはより重要になってきました。マントルの脱ガス中に少量の重酸素が放出されます。

対流圏と成層圏の上層では、紫外線太陽放射 (これを hν と表します) の影響を受けて、オゾンが形成されます。

O 2 + hν → 2O

同じ紫外線の結果、オゾンは分解します。

O 3 + hν → O 2 + O

О 3 + O → 2О 2

最初の反応の結果として原子状酸素が形成され、2 番目の反応の結果として分子状酸素が形成されます。 4つの反応はすべて、1930年にそれらを発見した英国の科学者シドニー・チャップマンにちなんで「チャップマン機構」と呼ばれています。

酸素は生物の呼吸に使われます。その助けを借りて、酸化と燃焼のプロセスが発生します。

オゾンは、不可逆的な突然変異を引き起こす紫外線から生体を保護する役割を果たします。最高濃度のオゾンは、いわゆる成層圏の下層で観察されます。高度 22 ～ 25 km にあるオゾン層またはオゾンスクリーン。オゾンの含有量は少なく、常圧では地球の大気中のすべてのオゾンは厚さわずか 2.91 mm の層を占めます。

大気中で 3 番目に一般的なガスであるアルゴン、およびネオン、ヘリウム、クリプトン、キセノンの生成は、火山の噴火と放射性元素の崩壊に関連しています。

特に、ヘリウムは、ウラン、トリウム、ラジウムの放射性崩壊の生成物です: 238 U → 234 Th + α、230 Th → 226 Ra + 4 He、226 Ra → 222 Rn + α (これらの反応では、α 粒子はヘリウム原子核であり、エネルギー損失の過程で電子を捕らえて 4 He になります。

アルゴンは、カリウムの放射性同位体 (40 K → 40 Ar + γ) の崩壊中に生成されます。

ネオンは火成岩から漏れ出ます。

クリプトンは、ウラン (235 U および 238 U) とトリウム Th の崩壊の最終生成物として形成されます。

大気中のクリプトンの大部分は、地球の進化の初期段階で、半減期が驚くほど短い超ウラン元素の崩壊の結果として形成されたもの、またはクリプトン含有量が地球上の 1,000 万倍高い宇宙から来たものです。

キセノンはウランの分裂の結果生じますが、このガスの大部分は地球形成の初期段階、つまり原始大気から残っています。

二酸化炭素は、火山の噴火の結果として、また有機物の分解中に大気中に流入します。地球の中緯度の大気中の二酸化炭素の含有量は、季節によって大きく異なります。冬には二酸化炭素の量が増加し、夏には減少します。この変動は、光合成の過程で二酸化炭素を使用する植物の活動に関連しています。

水素は、太陽放射による水の分解の結果として生成されます。しかし、大気を構成するガスの中で最も軽いため、常に宇宙空間に蒸発し続けるため、大気中の含有量は非常にわずかです。

水蒸気は、湖、川、海、陸地の表面からの水が蒸発して生じます。

水蒸気と二酸化炭素を除いて、大気の下層にある主なガスの濃度は一定です。大気中には、少量ですが、酸化硫黄 SO 2、アンモニア NH 3、一酸化炭素 CO、オゾン O 3、塩化水素 HCl、フッ化水素 HF、一酸化窒素 NO、炭化水素、水銀蒸気 Hg、ヨウ素 I 2 などが多く含まれています。大気の下層である対流圏には、常に大量の浮遊固体および液体粒子が存在します。

地球の大気中の粒子状物質の発生源には、火山の噴火、花粉、微生物、そして最近では生産時の化石燃料の燃焼などの人間の活動が含まれます。凝結核となる塵の最小粒子は、霧や雲の形成の原因となります。大気中に粒子状物質が常に存在しなければ、地球上に雨は降りません。

海抜1013.25hPa（約760mmHg）。地球の表面における世界の平均気温は 15°C ですが、その温度は亜熱帯の砂漠の約 57°C から南極の -89°C まで変化します。空気密度と圧力は、指数関数に近い法則に従って高さとともに減少します。

大気の構造。大気は鉛直方向には層状構造をしており、主に地理的位置、季節、時刻などに依存する鉛直温度分布（図）の特徴によって決まります。大気の下層である対流圏は、高さに応じて温度が低下する（1kmあたり約6℃）という特徴があり、その高さは極緯度の8〜10kmから熱帯の16〜18kmです。高度が上がるにつれて空気密度が急激に減少するため、大気の総質量の約 80% が対流圏に存在します。対流圏の上には成層圏があり、一般に高度に応じて温度が上昇する特徴を持つ層です。対流圏と成層圏の間の遷移層は対流圏界面と呼ばれます。成層圏の下部、約 20 km のレベルまででは、温度は高さによってほとんど変化せず (いわゆる等温領域)、多くの場合わずかに低下することさえあります。それを超えると、オゾンによる太陽からの紫外線の吸収により、温度は最初はゆっくりと上昇しますが、34 ～ 36 km のレベルからはより速く上昇します。成層圏の上部境界である成層界面は、最高気温（260〜270K）に相当する高度50〜55kmに位置しています。高度55〜85kmに位置する大気の層は、高度とともに再び温度が低下し、中間圏と呼ばれ、その上部境界である中間界面では、温度は夏には150〜160K、夏には200〜230Kに達します。中間界面の上では熱圏が始まり、高度 250 km で 800 ～ 1200 K に達する急激な温度上昇を特徴とする層です。熱圏では、太陽からの粒子線と X 線放射が吸収され、流星は減速して燃焼するため、地球の保護層として機能します。さらに高層の外気圏では、大気ガスが散逸によって宇宙空間に拡散し、大気圏から惑星間空間への段階的な移行が起こります。

大気の組成。高度約 100 km まで、大気の化学組成はほぼ均一であり、空気の平均分子量 (約 29) は一定です。地球の表面近くの大気は、窒素 (体積で約 78.1%) と酸素 (約 20.9%) で構成されており、また少量のアルゴン、二酸化炭素 (二酸化炭素)、ネオン、その他の永久成分と変動成分も含まれています (「大気」を参照) ）。

さらに、大気には少量のオゾン、窒素酸化物、アンモニア、ラドンなどが含まれています。空気の主成分の相対含有量は時間の経過とともに一定であり、異なる地理的領域でも均一です。水蒸気とオゾンの含有量は空間と時間によって変化します。含有量は低いにもかかわらず、大気プロセスにおけるそれらの役割は非常に重要です。

100〜110kmを超えると、酸素、二酸化炭素、水蒸気の分子の解離が起こり、空気の分子量が減少します。高度約 1000 km では、ヘリウムと水素の軽いガスが優勢になり始め、さらに高度では地球の大気は徐々に惑星間ガスに変わります。

大気の最も重要な変動成分は水蒸気であり、水蒸気は水面や湿った土壌の表面からの蒸発や植物による蒸散によって大気中に侵入します。水蒸気の相対含有量は、地表で熱帯の 2.6% から極緯度の 0.2% まで変化します。高度が上がるにつれて急速に落下し、高度1.5〜2 kmですでに半分に減少します。温帯緯度の大気の垂直柱には、約 1.7 cm の「沈殿水層」が含まれています。水蒸気が凝結すると雲が形成され、そこから大気中の降水量が雨、ひょう、雪の形で降り注ぎます。

大気の重要な成分はオゾンであり、成層圏 (10 ～ 50 km) に 90% が集中しており、その約 10% が対流圏にあります。オゾンは硬紫外線 (波長 290 nm 未満) を吸収し、これが生物圏を保護する役割を果たします。総オゾン含有量の値は、緯度や季節によって0.22から0.45cmの範囲で変化します（圧力p = 1 atm、温度T = 0℃におけるオゾン層の厚さ）。 1980 年代初頭以来、南極で春に観測されたオゾンホールでは、オゾン含有量が 0.07 cm まで低下することがあります。オゾン含有量は赤道から極に向かって増加し、春に最大、秋に最小となる年周期があり、振幅は熱帯では年周期が小さく、高緯度に向かって大きくなります。大気の重要な変動成分は二酸化炭素であり、大気中の二酸化炭素の含有量は過去 200 年間で 35% 増加しました。これは主に人為的要因によって説明されます。植物の光合成と海水への溶解度に関連して、緯度および季節による変動が観察されます (ヘンリーの法則によれば、水中のガスの溶解度は温度の上昇とともに低下します)。

惑星の気候を形成する上で重要な役割を果たしているのは、大気中のエアロゾル、つまり空気中に浮遊するサイズが数 nm から数十ミクロンの固体および液体の粒子です。エアロゾルには、自然起源のものと人為起源のものがあります。エアロゾルは、植物の生命活動や人間の経済活動の産物、火山の噴火、地球の表面、特に砂漠地帯から風によって舞い上がる塵の結果として生じる気相反応の過程で形成されます。大気の上層に落ちた宇宙塵から形成されます。エアロゾルの大部分は対流圏に集中しており、火山の噴火によるエアロゾルは高度約 20 km でいわゆるユンゲ層を形成します。人為起源のエアロゾルの最大量は、車両や火力発電所の運転、化学物質の製造、燃料の燃焼などの結果として大気中に流入します。そのため、一部の地域では、大気の組成が通常の空気と著しく異なり、そのためには空気の組成が必要でした。大気汚染のレベルを観察および監視するための特別なサービスの創設。

大気の進化。現在の大気は明らかに二次的な起源のものであり、約 45 億年前に惑星の形成が完了した後、地球の固体の殻から放出されたガスから形成されました。地球の地質学的歴史の中で、大気は多くの要因の影響を受けてその組成に大きな変化を経験しました。火山活動の結果としてのリソスフェアからのガスの放出。大気の成分と地殻を構成する岩石との間の化学反応。太陽の紫外線の影響下での大気自体における光化学反応。惑星間物質（例、隕石）からの物質の降着（捕獲）。大気の発達は地質学的および地球化学的プロセスと密接に関係しており、過去 30 ～ 40 億年にわたる生物圏の活動とも密接に関係しています。現代の大気を構成するガス（窒素、二酸化炭素、水蒸気）のかなりの部分は、火山活動や火山活動の際に発生し、地球の深部から運ばれてきました。酸素は、もともと海洋表層水で発生した光合成生物の結果として、約 20 億年前にかなりの量で出現しました。

炭酸塩鉱床の化学組成に関するデータに基づいて、地質学的過去の大気中の二酸化炭素と酸素の量の推定値が得られました。顕生代 (地球の歴史の最後の 5 億 7,000 万年) を通じて、大気中の二酸化炭素の量は、火山活動のレベル、海水温、光合成の速度に応じて大きく変化しました。この期間のほとんどにおいて、大気中の二酸化炭素濃度は現在よりも大幅に高かった（最大 10 倍）。顕生代の大気中の酸素の量は大きく変化し、増加傾向が優勢となった。先カンブリア時代の大気では、顕生代の大気と比較して、一般に二酸化炭素の質量が大きく、酸素の質量が小さかった。二酸化炭素の量の変動は過去の気候に大きな影響を与え、二酸化炭素濃度の増加に伴って温室効果が増大し、顕生代の主要部分全体で気候が現代に比べてはるかに暖かくなりました。

雰囲気も生活も。大気がなければ、地球は死んだ惑星になってしまいます。有機生命体は、大気およびそれに伴う気候や天候との密接な相互作用の中で発生します。地球全体と比較すると質量は微々たるもの (100 万分の 1 程度)、大気はあらゆる形態の生命にとって不可欠な条件です。生物の生存にとって最も重要な大気ガスは、酸素、窒素、水蒸気、二酸化炭素、オゾンです。二酸化炭素が光合成植物に吸収されると有機物が生成され、人間を含む大多数の生物がエネルギー源として使用します。酸素は好気性生物の存在に必要であり、そのエネルギーの流れは有機物の酸化反応によって提供されます。一部の微生物（窒素固定剤）によって同化される窒素は、植物のミネラル栄養に必要です。オゾンは太陽からの強い紫外線を吸収し、生命に有害な太陽放射のこの部分を大幅に弱めます。大気中の水蒸気の凝縮、雲の形成、それに続く降水は陸地に水を供給し、それなしではいかなる生命も存在できません。水圏における生物の生命活動は、水に溶けている大気ガスの量と化学組成によって主に決定されます。大気の化学組成は生物の活動に大きく依存するため、生物圏と大気は単一システムの一部と考えることができ、その維持と進化（生物地球化学サイクルを参照）は、大気の組成を変化させる上で非常に重要でした。惑星としての地球の歴史を通して、大気は存在します。

大気の放射線、熱、水のバランス。太陽放射は、大気中のすべての物理プロセスの実質的に唯一のエネルギー源です。大気の放射状況の主な特徴は、いわゆる温室効果です。大気は太陽放射を地表によく伝達しますが、地表からの熱長波放射を積極的に吸収し、その一部は地表に戻ります。逆放射の形で、地表からの放射熱損失を補償します（大気放射を参照）。大気が存在しない場合、地表の平均温度は -18°C ですが、実際には 15°C です。入ってくる太陽放射は、部分的に (約 20%) (主に水蒸気、水滴、二酸化炭素、オゾン、エアロゾルによって) 大気中に吸収され、エアロゾル粒子や密度変動 (レイリー散乱) によっても散乱 (約 7%) されます。。地表に到達する放射線の総量は、地表で部分的に (約 23%) 反射されます。反射率係数は、下にある表面の反射率、いわゆるアルベドによって決まります。平均して、太陽放射の積分束に対する地球のアルベドは 30% 近くです。それは数パーセント（乾いた土と黒い土）から、新しく降った雪の場合は70〜90％まで変化します。地表と大気の間の放射熱交換はアルベドに大きく依存し、地表の有効放射とそれに吸収される大気の逆放射によって決まります。宇宙から地球の大気に流入し、そこから出ていく放射線束の代数的合計は、放射線収支と呼ばれます。

大気と地表による太陽放射の吸収後の変化は、惑星としての地球の熱バランスを決定します。大気の主な熱源は地表です。そこからの熱は長波放射の形だけでなく対流によっても伝達され、水蒸気の凝縮中にも放出されます。これらの熱流入の割合は平均してそれぞれ 20%、7%、23% です。ここでは、直接太陽放射の吸収により、約 20% の熱も追加されます。地球から太陽までの平均距離にある大気圏外に位置する、太陽光線に垂直な単一領域を通過する単位時間当たりの太陽放射束 (いわゆる太陽定数) は 1367 W/m2 に等しく、変化は次のようになります。太陽活動の周期に応じて 1 ～ 2 W/m2。惑星のアルベドが約 30% であるため、地球への太陽エネルギーの時間平均地球流入は 239 W/m2 です。惑星としての地球は平均して同量のエネルギーを宇宙に放出するため、ステファン・ボルツマンの法則によれば、放出される熱長波放射の有効温度は 255 K (-18 °C) になります。同時に、地球の表面の平均温度は15℃です。 33℃の差は温室効果によるものです。

大気中の水分バランスは、一般に、地表から蒸発する水分量と地表に降る降水量が等しいことに対応します。海洋上の大気は、陸上よりも蒸発プロセスにより多くの水分を受け取り、降水の形で 90% が失われます。海洋上の過剰な水蒸気は、気流によって大陸に運ばれます。海洋から大陸へ大気中に移動する水蒸気の量は、海洋に流入する川の体積に等しい。

空気の動き。地球は球形なので、高緯度地域に届く太陽放射は熱帯地方に比べてはるかに少なくなります。その結果、緯度間で大きな温度差が生じます。気温分布は海洋と大陸の相対的な位置にも大きく影響されます。海水の質量が大きく、水の熱容量が大きいため、海面温度の季節変動は陸上よりもはるかに小さくなります。この点において、中緯度および高緯度では、夏の海洋の気温は大陸よりも著しく低く、冬には高くなります。

地球上のさまざまな地域で大気が不均一に加熱されると、空間的に大気圧が不均一に分布します。海面では、気圧分布は赤道付近で比較的低い値が特徴で、亜熱帯（高圧帯）では増加し、中緯度および高緯度では減少します。同時に、温帯緯度の大陸では通常、冬には気圧が上昇し、夏には気圧が低下しますが、これは気温分布と関係しています。圧力勾配の影響下で、空気は高圧領域から低圧領域へ向かう加速を受け、それが気団の移動を引き起こします。移動する気団は、地球の自転の偏向力 (コリオリ力)、高さとともに減少する摩擦力、および曲線軌道の場合は遠心力の影響も受けます。空気の乱流混合は非常に重要です (大気中の乱流を参照)。

複雑な気流システム (一般的な大気循環) が惑星の圧力分布に関連付けられています。子午線面では、平均して 2 つまたは 3 つの子午線循環セルを追跡できます。赤道付近では、加熱された空気が亜熱帯で上昇および下降し、ハドレーセルを形成します。そこに逆フェレルセルの空気も降りてくる。高緯度では、まっすぐな極セルがよく見られます。子午線循環速度は 1 m/s 以下程度です。コリオリの力により、大気の大部分で偏西風が観測され、対流圏中央部ではその風速が約 15 m/s になります。比較的安定した風力システムがあります。これらには、亜熱帯の高圧地帯から赤道まで吹く、顕著な東成分（東から西へ）を持つ風である貿易風が含まれます。モンスーンはかなり安定しています。季節性が明確に定義された気流です。夏には海から本土へ、冬にはその逆方向に吹きます。インド洋モンスーンは特に定期的に発生します。中緯度では、気団の動きは主に西風（西から東）です。これは、大きな渦が発生する大気前線のゾーンです。サイクロンと高気圧は、何百キロメートル、さらには何千キロメートルにも及びます。サイクロンは熱帯でも発生します。ここでは、それらは小さいサイズですが非常に高い風速で区別され、ハリケーンの力（33 m / s以上）、いわゆる熱帯低気圧に達します。大西洋と東太平洋ではハリケーンと呼ばれ、西太平洋では台風と呼ばれます。上部対流圏と下部成層圏では、ハドレー子午面循環セルと逆フェレルセルを隔てる領域で、幅が数百キロメートルと比較的狭く、境界がはっきりしたジェット気流が頻繁に観測され、その範囲内では風が100～150度に達します。そして200m/でも。

気候と天気。さまざまな緯度から地表に到達する太陽放射量の違いは、その物理的特性が異なり、地球の気候の多様性を決定します。赤道から熱帯緯度まで、地表の気温は平均 25 ～ 30°C で、年間を通じてほとんど変化しません。赤道帯では通常、降水量が多く、過剰な湿気の状態が生じます。熱帯地域では降水量が減少し、地域によっては降水量が非常に少なくなります。ここは地球の広大な砂漠です。

亜熱帯および中緯度では、気温は年間を通して大きく変化し、特に海洋から離れた大陸の地域では夏と冬の温度差が大きくなります。したがって、東シベリアの一部の地域では、年間気温範囲が65℃に達します。これらの緯度での加湿条件は非常に多様で、主に大気循環の状態に依存し、年ごとに大きく異なります。

極緯度では、顕著な季節変動があっても、気温は年間を通じて低いままです。これは、ロシアの面積の65％以上を主にシベリアで占める、海と陸地と永久凍土に氷が広範囲に分布することに貢献している。

過去数十年にわたり、地球規模の気候の変化がますます顕著になってきました。気温は低緯度よりも高緯度でより高くなります。夏よりも冬に多くなります。日中よりも夜のほうが多いです。 20世紀を通じて、ロシアの地表の年間平均気温は1.5～2℃上昇し、シベリアの一部の地域では数度の上昇が観察された。これは、微量ガスの濃度の増加による温室効果の増加に関連しています。

天気は大気循環の条件とその地域の地理的位置によって決まります。気候は熱帯地方で最も安定しており、中緯度および高緯度では最も変わりやすいです。天気が最も変化するのは、大気前線、降水量を伴う低気圧や高気圧の通過、および風の増加によって引き起こされる気団の変化ゾーンです。天気予報のためのデータは、地上の測候所、船舶や航空機、気象衛星から収集されます。気象学も参照してください。

大気中の光学的、音響的、電気的現象。電磁放射線が大気中を伝播すると、空気やさまざまな粒子（エアロゾル、氷の結晶、水滴）による光の屈折、吸収、散乱の結果、虹、王冠、後光、蜃気楼など、さまざまな光学現象が発生します。光の散乱は、天の天井の見かけの高さと空の青色を決定します。物体の可視範囲は、大気中の光の伝播条件によって決まります (大気の可視性を参照)。さまざまな波長における大気の透明度によって、通信範囲と、地表からの天体観測の可能性を含む機器による物体の検出能力が決まります。成層圏と中間圏の光学的不均一性の研究では、黄昏現象が重要な役割を果たします。たとえば、宇宙船から夕暮れを撮影すると、エアロゾル層を検出できるようになります。大気中の電磁放射線の伝播の特徴によって、そのパラメータのリモートセンシング方法の精度が決まります。これらすべての疑問は、他の多くの疑問と同様に、大気光学によって研究されています。電波の屈折と散乱によって、電波受信の可能性が決まります (「電波の伝播」を参照)。

大気中の音の伝播は、温度と風速の空間分布に依存します (大気音響を参照)。これは、遠隔方法による大気センシングにとって興味深いものです。ロケットによって高層大気圏に発射された装薬の爆発により、成層圏と中間圏の風力システムと温度変化に関する豊富な情報が得られました。安定した成層大気では、高さとともに温度が断熱勾配（9.8 K/km）よりもゆっくりと低下すると、いわゆる内部波が発生します。これらの波は上向きに成層圏に伝播し、さらには中間圏にまで伝播する可能性があり、そこで減衰し、風と乱気流の増加に寄与します。

地球の負の電荷とその結果生じる電場、大気は、帯電した電離層と磁気圏とともに、地球規模の電気回路を形成します。これには雲の形成と雷雨の電気が重要な役割を果たします。雷放電の危険性により、建物、構造物、送電線、通信に対する雷保護方法の開発が必要となっています。この現象は航空にとって特に危険です。雷の放電は、大気と呼ばれる大気中の電波干渉を引き起こします (「笛吹き大気」を参照)。電界強度が急激に増加すると、地表から突き出た物体の先端や鋭い角、山の頂上などに発光放電が観察されます（エルマライト）。大気中には、大気の電気伝導率を決定する特定の条件に応じて、常に大きく異なる量の軽イオンと重イオンが含まれています。地表近くの空気の主な電離源は、地殻や大気中に含まれる放射性物質からの放射線と宇宙線です。「大気電気」も参照してください。

大気に対する人間の影響。過去数世紀にわたって、人間の経済活動により、大気中の温室効果ガスの濃度が増加してきました。二酸化炭素の割合は200年前の2.8～10 2 から2005年の3.8～10 2 に増加し、メタン含有量は約300～400年前の0.7～10 1 から21世紀初頭の1.8～10 -4 に増加した。世紀; 前世紀にわたる温室効果の増加の約 20% はフロンによるものでしたが、フロンは 20 世紀半ばまで大気中にほとんど存在しませんでした。これらの物質は成層圏のオゾン層破壊物質として認識されており、その製造は 1987 年のモントリオール議定書によって禁止されています。大気中の二酸化炭素濃度の増加は、増え続ける石炭、石油、ガス、その他の種類の炭素燃料の燃焼と森林伐採によって引き起こされ、その結果として二酸化炭素の吸収量が減少します。光合成により二酸化炭素が減少します。メタン濃度は、石油とガスの生産（損失による）の増加、ならびに米作の拡大と牛の頭数の増加に伴って増加します。これらすべてが気候温暖化の一因となります。

天気を変えるために、大気のプロセスに積極的に影響を与える方法が開発されてきました。特別な試薬を雷雲に散布することで、雹から農作物を保護するために使用されます。空港で霧を分散させたり、植物を霜から保護したり、雲に影響を与えて希望する地域の降水量を増やしたり、公共のイベント中に雲を分散させたりする方法もあります。

大気の研究。大気中の物理的プロセスに関する情報は、主に気象観測から得られます。気象観測は、すべての大陸と多くの島々にある恒久的に運用されている気象観測所と気象観測所の世界的なネットワークによって実行されます。毎日の観測により、気温と湿度、気圧と降水量、曇り、風などに関する情報が得られます。太陽放射とその変化の観測は、光量測定ステーションで行われます。大気を研究する上で非常に重要なのは、ラジオゾンデを使用して高度30〜35kmまでの気象測定が行われる高層観測所のネットワークです。多くの観測所で、大気中のオゾン、大気中の電気現象、空気の化学組成の観測が行われています。

地上局からのデータは、世界の海洋の特定地域に常時配置されている「気象観測船」が運航する海洋での観測や、調査船や他の船から受信した気象情報によって補完されます。

ここ数十年で、雲を撮影したり、太陽からの紫外線、赤外線、マイクロ波放射の束を測定したりするための機器を搭載した気象衛星を使用して、大気に関する情報がますます増えています。衛星により、気温、雲量とその水の供給、大気の放射バランスの要素、海面温度などの垂直方向のプロファイルに関する情報を取得することが可能になります。航法衛星システムからの無線信号の屈折の測定を使用して、大気中の密度、圧力、温度の垂直プロファイル、さらには水分含有量を測定することが可能です。衛星の助けを借りて、地球の太陽定数や惑星アルベドの値を明らかにし、地球-大気系の放射線バランスの地図を構築し、小さな大気汚染物質の含有量と変動を測定し、問題を解決することが可能になりました。大気物理学や環境モニタリングに関する他の多くの問題。

直訳: Budyko M.I. 過去と未来の気候。 L.、1980年。 Matveev L. T. 一般気象学のコース。大気物理学。第2版 L.、1984年。 Budyko M.I.、Ronov A.B.、Yanshin A.L. 大気の歴史。 L.、1985年。 Khrgian A. Kh. 大気物理学。 M.、1986年。雰囲気: ディレクトリ。 L.、1991; クロモフ S.P.、ペトロシアンツ M.A. 気象学および気候学。第5版 M.、2001年。

G.S.ゴリツィン、NA.ザイツェワ。

地球の大気は、私たちの惑星のガス状の外皮です。ちなみに、太陽系の惑星から大きな小惑星に至るまで、ほぼすべての天体は同様の殻を持っています。速度、質量、その他多くのパラメータなど、多くの要因に依存します。しかし、私たちが生きていくための要素が含まれているのは、地球の殻だけです。

地球の大気: その発生の簡単な歴史

誕生当初、私たちの惑星にはガス殻がまったくなかったと考えられています。しかし、新しく形成された若い天体は絶えず進化していました。地球の一次大気は、絶え間なく続く火山の噴火の結果として形成されました。このようにして、何千年もかけて、水蒸気、窒素、炭素、その他の元素（酸素を除く）の殻が地球の周りに形成されました。

大気中の水分の量は限られているため、その過剰分は降水に変わり、これが海、海洋、その他の水域が形成された方法です。地球に最初に生息した生物は水生環境で出現し、発達しました。それらのほとんどは、光合成によって酸素を生成する植物生物に属していました。したがって、地球の大気はこの重要なガスで満たされ始めました。酸素が蓄積した結果、オゾン層が形成され、紫外線の有害な影響から地球を守りました。これらの要因が私たちの存在のためのすべての条件を作り出しました。

地球の大気の構造

ご存知のように、私たちの惑星のガス殻は、対流圏、成層圏、中間圏、熱圏といういくつかの層で構成されています。これらの層の間に明確な境界を引くことは不可能です。それはすべて、季節と惑星の緯度によって異なります。

対流圏はガス殻の下部であり、その高さは平均 10 ～ 15 キロメートルです。ここにほとんどの水分が集中しますちなみに、ここにすべての水分が集まり、雲が形成されます。対流圏は酸素含有量により、あらゆる生物の生命活動を支えています。さらに、雲だけでなく風もここで形成され、その地域の天気と気候の特徴を形作る上で非常に重要です。高度が上がるにつれて気温は下がります。

成層圏 - 対流圏から始まり、高度 50 ～ 55 キロメートルで終わります。ここでは高度に応じて気温が上昇します。大気のこの部分には事実上水蒸気が含まれていませんが、オゾン層があります。ここでは時々、夜にのみ見られる「真珠のような」雲の形成に気づくことができます。それらは高度に凝縮された水滴によって表されていると考えられています。

中間圏は上空 80 キロメートルまで広がります。この層では、上に進むにつれて温度が急激に低下することがわかります。ここでは乱気流も高度に発達しています。ちなみに、いわゆる「夜光雲」は小さな氷の結晶で構成される中間圏で形成され、夜にのみ見ることができます。興味深いことに、中間圏の上部境界には空気がほとんど存在せず、その空気の量は地表近くの 200 分の 1 です。

熱圏は地球のガス殻の上層であり、電離層と外気圏を区別するのが通例です。興味深いことに、ここの気温は高度に応じて非常に急激に上昇し、地表から800キロメートルの高度では摂氏1000度を超えます。電離層は、高度に希釈された空気と大量の活性イオンを含んでいることが特徴です。外気圏に関しては、大気のこの部分はスムーズに惑星間空間に移行します。熱圏には空気が含まれていないことに注意してください。

地球の大気は私たちの惑星の非常に重要な部分であり、依然として生命の出現における決定的な要因であることに注意することができます。それは生命活動を確保し、水圏（地球の水の殻）の存在を維持し、紫外線から保護します。

10.045×10 3 J/(kg*K) (0～100°Cの温度範囲で)、C v 8.3710*10 3 J/(kg*K) (0～1500°C)。空気の水への溶解度は、0°C では 0.036%、25°C では 0.22% です。

大気の組成

大気形成の歴史

初期の歴史

現在、科学は地球形成のすべての段階を 100% の精度で追跡することはできません。最も一般的な理論によると、地球の大気は時間の経過とともに 4 つの異なる組成を持ちました。当初、それは惑星間空間から捕捉された軽いガス（水素とヘリウム）で構成されていました。これはいわゆる 一次大気。次の段階では、活発な火山活動により、大気は水素以外のガス (炭化水素、アンモニア、水蒸気) で飽和しました。こうして形成されたのです 二次大気。この雰囲気は元気を与えてくれました。さらに、大気形成のプロセスは次の要因によって決定されます。

惑星間空間への水素の絶え間ない漏洩。
紫外線、雷放電、その他の要因の影響下で大気中で起こる化学反応。

徐々にこれらの要因が形成につながりました 三次大気、水素含有量がはるかに低く、窒素と二酸化炭素（アンモニアと炭化水素からの化学反応の結果として形成される）含有量がはるかに高いことが特徴です。

生命と酸素の誕生

酸素の放出と二酸化炭素の吸収を伴う光合成の結果として地球上に生物が出現すると、大気の組成が変化し始めました。しかし、大気酸素の地質学的起源を示すデータ（大気酸素の同位体組成と光合成中に放出される同位体組成の分析）は存在する。

当初、酸素は還元化合物（炭化水素、海洋に含まれる鉄の第一鉄形など）の酸化に費やされました。この段階の終わりには、大気中の酸素含有量が増加し始めました。

1990年代に閉鎖生態系（「バイオスフィア2」）を構築する実験が行われたが、空気組成が均一で安定したシステムを構築することはできなかった。微生物の影響により酸素濃度が減少し、二酸化炭素の量が増加しました。

窒素

大量の N 2 の形成は、一次アンモニア水素大気が分子 O 2 で酸化されることによるもので、分子 O 2 は、おそらく約 30 億年前に光合成の結果として地球の表面から生じ始めました。別のバージョンでは、大気中の酸素は地質学的起源のものです)。窒素は上層大気中で NO に酸化され、産業で使用され、窒素固定バクテリアによって結合されます。一方、N2 は硝酸塩やその他の窒素含有化合物の脱窒の結果として大気中に放出されます。

窒素 N 2 は不活性ガスであり、特定の条件下 (たとえば、雷放電中) でのみ反応します。シアノバクテリアおよび一部の細菌（たとえば、マメ科植物と根粒共生を形成する根粒細菌）は、それを酸化し、生物学的形態に変換することができます。

放電による窒素分子の酸化は、窒素肥料の工業生産に使用されており、チリのアタカマ砂漠での独特の硝酸塩堆積物の形成にもつながりました。

希ガス

燃料の燃焼は、汚染ガス (CO、NO、SO2) の主な発生源です。二酸化硫黄は、大気の上層で空気 O 2 によって SO 3 に酸化され、H 2 O および NH 3 蒸気と相互作用し、結果として生じる H 2 SO 4 および (NH 4) 2 SO 4 は地表に戻ります。降水量も一緒。内燃機関の使用は、窒素酸化物、炭化水素、鉛化合物による重大な大気汚染を引き起こします。

大気のエアロゾル汚染は、自然原因（火山の噴火、砂嵐、海水の飛沫や植物の花粉粒子の持ち込みなど）と人間の経済活動（鉱石や建材の採掘、燃料の燃焼、セメントの製造など）の両方によって引き起こされます。。）。大気中への粒子状物質の集中的かつ大規模な放出は、地球上の気候変動の考えられる原因の 1 つです。

大気の構造と個々の貝殻の特徴

大気の物理的状態は天候と気候によって決まります。大気の基本パラメータ: 空気密度、圧力、温度、組成。高度が上がると、空気密度と大気圧が減少します。標高が変化すると気温も変化します。大気の垂直構造は、異なる温度と電気特性、および異なる空気条件によって特徴付けられます。大気中の温度に応じて、対流圏、成層圏、中間圏、熱圏、外気圏（散乱球）の主な層が区別されます。隣接する殻の間の大気の遷移領域は、それぞれ対流圏界面、成層界面などと呼ばれます。

対流圏

成層圏

成層圏では、紫外線の短波部分 (180 ～ 200 nm) のほとんどが保持され、短波のエネルギーが変換されます。これらの光線の影響下で、磁場が変化し、分子が崩壊し、イオン化が発生し、ガスや他の化合物の新たな形成が発生します。これらのプロセスは、オーロラ、稲妻、その他の輝きの形で観察できます。

成層圏およびその上層では、太陽放射の影響を受けて、ガス分子が原子に解離します（80 km 以上では CO 2 と H 2 が解離し、150 km 以上では O 2 が、300 km 以上では H 2 が解離します）。高度 100 ～ 400 km では、電離層でもガスのイオン化が起こり、高度 320 km では、荷電粒子 (O + 2、O − 2、N + 2) の濃度は地球の約 1/300 になります。中性粒子の濃度。大気の上層には、OH、HO 2 などのフリーラジカルが存在します。

成層圏には水蒸気がほとんどありません。

中間圏

高度 100 km までの大気は、均質でよく混合されたガスの混合物です。より高い層では、高さによるガスの分布はそれらの分子量に依存し、より重いガスの濃度は地表から離れるにつれてより速く減少します。ガス密度の減少により、温度は成層圏の 0°C から中間圏の -110°C まで低下します。ただし、高度 200 ～ 250 km での個々の粒子の運動エネルギーは、約 1500°C の温度に相当します。 200 km を超えると、時間と空間における温度とガス密度の大きな変動が観察されます。

高度約 2000 ～ 3000 km では、外気圏は徐々にいわゆる近宇宙真空に変わり、この真空は惑星間ガスの高度に希薄化された粒子、主に水素原子で満たされています。しかし、このガスは惑星間物質の一部にすぎません。他の部分は彗星や隕石由来の塵粒子で構成されています。これらの極めて希薄な粒子に加えて、太陽および銀河起源の電磁放射線および粒子放射線がこの空間に侵入します。

対流圏は大気の質量の約80％を占め、成層圏は約20％を占めます。中間圏の質量は大気の総質量の 0.3% 未満であり、熱圏は大気の総質量の 0.05% 未満です。大気中の電気的性質に基づいて、中性子圏と電離層が区別されます。現在、大気は高度 2000 ～ 3000 km まで広がっていると考えられています。

大気中のガスの組成に応じて、放出されます。 均質圏そして 異星圏. ヘテロスフィア- このような高度ではガスの混合は無視できるため、これは重力がガスの分離に影響を与える領域です。これは、異星圏の組成が可変であることを意味します。その下には、均質圏と呼ばれる、よく混合された均質な大気の部分があります。これらの層の境界はターボポーズと呼ばれ、高度約 120 km にあります。

大気の性質

すでに海抜 5 km の高度では、訓練を受けていない人は酸素欠乏を経験し始め、適応がなければパフォーマンスが大幅に低下します。大気の生理学的ゾーンはここで終わります。人間は高度 15 km で呼吸できなくなりますが、約 115 km までは大気中に酸素が含まれています。

大気は私たちに呼吸に必要な酸素を供給します。しかし、高度が上がると大気の全圧が低下するため、それに応じて酸素分圧も低下します。

人間の肺には常に約 3 リットルの肺胞空気が含まれています。通常の大気圧における肺胞空気中の酸素分圧は 110 mmHg です。技術、二酸化炭素圧力 - 40 mm Hg。 Art.、水蒸気 -47 mm Hg。美術。高度が上がると酸素圧は低下しますが、肺内の水と二酸化炭素の総蒸気圧はほぼ一定で、約 87 mm Hg になります。美術。周囲の気圧がこの値と等しくなると、肺への酸素の供給は完全に停止します。

高度約 19 ～ 20 km では、大気圧は 47 mm Hg まで低下します。美術。したがって、この高度では、人体の中で水と間質液が沸騰し始めます。これらの高度の与圧された客室の外では、ほぼ瞬時に死亡します。したがって、人間の生理学の観点からは、「宇宙」はすでに高度15〜19 kmで始まります。

対流圏と成層圏という高密度の空気の層は、放射線の有害な影響から私たちを守ってくれます。空気が十分に希薄化している高度 36 km 以上では、電離放射線 (一次宇宙線) が人体に強い影響を与えます。高度 40 km 以上では、太陽スペクトルの紫外線部分が人間にとって危険です。

地球の大気の構造

大気はエアロゾル粒子を含む地球のガス状の殻であり、地球とともに宇宙空間を単一の全体として移動し、同時に地球の回転に参加します。私たちの生活のほとんどは大気圏の底で行われています。

私たちの太陽系のほとんどすべての惑星には独自の大気がありますが、生命を維持できるのは地球の大気だけです。

私たちの惑星が 45 億年前に形成されたとき、地球には大気がなかったようです。大気は、この若い惑星の内部からの二酸化炭素、窒素、その他の化学物質と混合した水蒸気の火山放出の結果として形成されました。しかし、大気には限られた量の水分を含むことができるため、凝縮の結果として過剰になった水分が海を形成しました。しかし、その後、大気中には酸素がなくなりました。海洋で誕生し、発達した最初の生物は、光合成反応 (H 2 O + CO 2 = CH 2 O + O 2) の結果、少量の酸素を放出し始め、それが大気中に流入し始めました。

地球の大気中で酸素が生成されると、高度約 8 ～ 30 km でオゾン層が形成されます。このようにして、私たちの地球は紫外線研究の有害な影響から保護されるようになりました。この状況は、地球上の生命体のさらなる進化の推進力となった。光合成の増加の結果、大気中の酸素量が急速に増加し始め、陸上を含む生命体の形成と維持に貢献しました。

現在、私たちの大気は窒素 78.1%、酸素 21%、アルゴン 0.9%、二酸化炭素 0.04% で構成されています。主要なガスと比較すると、ネオン、ヘリウム、メタン、クリプトンはごくわずかです。

大気中に含まれるガス粒子は地球の重力の影響を受けます。そして、空気が圧縮性であることを考えると、その密度は高度とともに徐々に減少し、明確な境界なしに宇宙空間に流れ込みます。地球の大気の総質量の半分は下層 5 km に、4 分の 3 は下層 10 km、10 分の 9 は下層 20 km に集中しています。地球の大気の質量の 99% は高度 30 km 以下に集中していますが、これは地球の赤道半径のわずか 0.5% にすぎません。

海面では、空気 1 立方センチメートルあたりの原子と分子の数は約 2 * 10 19 ですが、高度 600 km ではわずか 2 * 10 7 です。海面では、原子または分子は別の粒子と衝突するまでに約 7 * 10 -6 cm 移動します。高度 600 km では、この距離は約 10 km です。そして、海面では、そのような衝突は毎秒約 7 * 10 9 回発生し、高度 600 km では、1 分に約 1 回だけです。

しかし、高度によって変化するのは気圧だけではありません。気温も変化します。たとえば、高い山のふもとは非常に暑いですが、山の頂上は雪で覆われ、同時に気温は氷点下になります。そして、飛行機で高度約 10 ～ 11 km まで行くと、外気はマイナス 50 度であるのに、地表では 60 ～ 70 度暖かいというメッセージが聞こえます。

当初、科学者たちは、絶対零度 (-273.16°C) に達するまで、高度に応じて温度が低下すると考えていました。しかし、そうではありません。

地球の大気は、対流圏、成層圏、中間圏、電離層（熱圏）の4つの層で構成されています。この層分けも、高さによる温度変化のデータに基づいて採用されました。高度が上がるにつれて気温が低下する最下層は対流圏と呼ばれます。対流圏よりも上の層で、温度の低下が止まり、等温線に変わり、最終的に温度が上昇し始める層を成層圏と呼びます。成層圏の上の温度が再び急激に下がる層が中間圏です。そして最後に、温度が再び上昇し始める層は、電離層または熱圏と呼ばれます。

対流圏は平均して下層 12 km まで広がっています。ここで私たちの天気が形成されます。最も高い雲 (巻雲) は、対流圏の最上層で形成されます。対流圏の温度は高度に応じて断熱的に低下します。温度変化は、高度に応じて圧力が低下するために発生します。対流圏の温度プロファイルは、主に地表に到達する太陽放射によって決まります。太陽による地表の加熱の結果、上向きの対流と乱流が形成され、それが天気を形成します。対流圏の下層に対する下層表面の影響が高さ約 1.5 km まで及ぶことは注目に値します。もちろん山間部は除きます。

対流圏の上部境界は対流圏界面、つまり等温層です。雷雲の特徴的な外観を考えてみましょう。その上部は「金床」と呼ばれる巻雲の「破裂」です。この「金床」は対流圏界面の下で「広がる」だけです。等温線のため、上昇気流は大幅に弱まり、雲の垂直方向の発達が止まります。しかし、特別でまれなケースでは、積乱雲の上部が成層圏の下層に侵入し、対流圏界面を破壊することがあります。

対流圏界面の高さは緯度に依存します。したがって、赤道では高度約 16 km に位置し、気温は約 -80°C になります。極では、対流圏界面はより低い高度約 8 km に位置します。ここの気温は夏は-40℃、冬は-60℃になります。したがって、地球の表面の温度が高いにもかかわらず、熱帯の対流圏界面は極地よりもはるかに寒いです。

大気の表層の酸素含有量は次のとおりです。 地理のテーマ - 雰囲気