地球の大気
ページは半保護されています

宇宙から見た地球の大気。対流圏の雲の上にある成層圏の青い層が見える。背景には三日月形の月が見える。 [ 1 ]

地球の大気は、重力によって地球の表面を取り囲む混合ガス（一般に空気と呼ばれる）の層で構成されています。大気には、雲や霞などの気象現象を引き起こすさまざまな量の浮遊エアロゾルと微粒子が含まれています。大気は、地球の表面と宇宙空間の間の保護バッファーとして機能します。大気は、ほとんどの流星体と紫外線の太陽放射から表面を保護し、昼と夜の温度差（日中の気温変動）を軽減し、温室効果による熱保持によって地球を暖かく保ちます。大気は、気流を介してさまざまな領域に熱と水分を再分配し、地球上で生命が存在し進化できる化学的条件と気候条件を提供します。

乾燥空気は、モル分率（つまり分子の量）で、窒素78.08% 、酸素20.95% 、アルゴン0.93%、二酸化炭素0.04% 、そして微量のその他の微量ガス（詳細は下記の「組成」を参照）を含んでいます。また、空気中には水蒸気も含まれており、平均すると海面で約1%、大気全体では0.4%です。

地球の原始大気は、太陽系星雲から集積したガスで構成されていましたが、火山活動、ガス放出、衝突、風化、そして生命（特に光合成独立栄養生物）の進化など、多くの要因の影響を受けて、その組成は時間とともに大きく変化しました。今日では、人間の活動が大気の変化に寄与しており、気候変動（主に森林伐採と化石燃料関連の地球温暖化）、オゾン層の破壊、酸性雨などがその例です。

大気の質量は約5.15 × 10大気圏の質量は約18kgで[ 2 ]  、その4分の3は地表から約11km（6.8マイル、36,000フィート）以内にあります。高度が上がるにつれて大気は薄くなり、大気と宇宙空間の間に明確な境界はありません。高度100km（62マイル）のカルマン線は、宇宙の端の従来の定義としてよく使用されます。大気は、温度や組成などの特性に基づいて、対流圏、成層圏、中間圏、熱圏（正式には電離層）、外気圏といういくつかの層に区別できます。空気の組成、温度、気圧は高度によって異なります。陸上植物の光合成や陸上動物の呼吸に適した空気は、対流圏内にあります。 [ 3 ]

地球の大気とそのプロセスの研究は大気科学（大気学）と呼ばれ、気候学や大気物理学といった複数の分野が含まれます。この分野の初期の先駆者には、レオン・テイセラン・ド・ボルトとリチャード・アスマンがいます。[ 4 ]歴史的な大気の研究は古気候学と呼ばれます。

構成

地球の大気の分子数による構成（水蒸気を除く）。下の円グラフは微量ガスを表し、これらは合計で大気の約0.0434%を構成している。[ 5 ] [ 6 ] [ 7 ]

地球の大気圏の主要成分は、窒素、酸素、アルゴンの3つです。水蒸気は、大気の質量の約0.25%を占めています。下層大気では、水蒸気（温室効果ガス）の濃度は、大気の最寒冷部でのモル分率約10 ppmから、高温多湿の気団でのモル分率5%まで大きく変化し、その他の大気ガスの濃度は通常、乾燥空気（水蒸気なし）を基準として示されます。[ 8 ] : 8 残りのガスはしばしば微量ガスと呼ばれ、[ 9 ]主に二酸化炭素、メタン、亜酸化窒素、オゾンなどのその他の温室効果ガスが含まれます。アルゴンの他に、ネオン、ヘリウム、クリプトン、キセノンなどの希ガスも存在します。ろ過された空気には、他の多くの化合物が微量含まれています。[ 10 ]

ろ過されていない空気サンプルには、鉱物や有機物の塵、花粉や胞子、海しぶき、火山灰など、多くの自然起源の物質が、地域や季節によって異なる少量でエアロゾルとして存在することがあります。[ 11 ]また、塩素（元素または化合物）[ 12 ]フッ素化合物[ 13 ]元素水銀蒸気[ 14 ]などのさまざまな産業汚染物質もガスまたはエアロゾルとして存在する可能性があります。硫化水素や二酸化硫黄（SO2 ）などの硫黄化合物は、自然発生源または産業大気汚染に由来する可能性があります。[ 11 ] [ 15 ]

MSIS-E-90大気モデルに基づく、高度の関数としての地球大気の主要成分の体積分率。このモデルは高度85 km以上の範囲でのみ機能します。
空気の主要成分[ 5 ] : 258
乾燥した空気
ガス 体積分率（A）質量分率
名前 式 ppm （ B）で％ppm単位で％
窒素N2​780,840 78.084 755,200 75.52
酸素O 2209,460 20.946 231,400 23.14
アルゴンアル 9,340 0.9340 12,900 1.29
二酸化炭素[ 6 ]CO2​412 0.0412 626 0.0626
ネオンね 18.2 0.00182 12.7 0.00127
ヘリウム彼 5.24 0.000524 0.724 0.0000724
メタン[ 7 ]CH 41.79 0.000179 0.99 0.000099
クリプトンクル 1.14 0.000114 3.3 0.00033
空気が乾燥していない場合:
水蒸気（D）水​​ 0～30,000 （D）0～3% （E）

上記のppmの合計は、実験誤差により100万を超えています（現在83.43を超えています）。 注（A）大気中では圧力が低いため、理想気体の法則の誤差は1%以内です。したがって、モル分率は体積分率に非常に近くなります。[ 16 ]：4 （B） ppm：分子数による百万分の一（C）CO2の濃度はここ数十年で増加しており、CH4の濃度も同様です。 （D）水蒸気は全大気中で約0.25質量%です。（E）水蒸気は地域によって大きく異なります[ 8 ]

乾燥空気の平均分子量は、密度の計算やモル分率と質量分率の変換に使用でき、約28.946 [ 17 ]または28.964 [ 18 ] [ 5 ] : 257  g/molです。この値は、空気が湿っている場合は減少します。

高度約100km（62マイル）までは、大気の乱流によって構成ガスが混合され、相対濃度は一定に保たれます。高度約80kmから120km（50マイルから75マイル）にかけては遷移層が存在し、この乱流混合は徐々に分子拡散へと移行します。後者のプロセスによって異圏が形成され、軽いガスの相対濃度は高度とともに増加します。[ 19 ]

階層化

地球の大気のプリズム断面図。地層は縮尺どおりに描かれているが、個々の地形は縮尺どおりではない。[ 20 ] : 322

一般的に、気圧と密度は大気圏の高度とともに低下します。しかし、気温は高度に対してより複雑なプロファイルを示し、比較的一定に保たれるか、あるいは地域によっては高度とともに上昇することもあります（気温のセクションを参照）。[ 21 ]気温/高度プロファイルの一般的なパターン、すなわち気温減率は一定であり、気球による観測によって測定可能であるため、気温の挙動は大気の層を区別するための有用な指標となります。この大気の成層構造により、地球の大気は、以下の典型的な高度範囲で5つの主要な層に分けられます。[ 22 ] [ 23 ]

  • 外気圏: 700 ～ 10,000 km (435 ～ 6,214 マイル) [ 24 ]
  • 熱圏: 80～700 km (50～435 mi) [ 25 ]
  • 中間圏: 50～80 km (31～50 マイル)
  • 成層圏：12～50 km（7～31 mi）
  • 対流圏：0～12 km（0～7 mi）[ 26 ]

外気圏

外気圏は地球の大気圏の最外層である（しかし、非常に薄いため、一部の科学者は大気圏ではなく惑星間空間の一部であると考えている）。外気圏は、熱圏最上部の熱圏界面（「外気圏基底」とも呼ばれる）から、太陽風および惑星間物質との境界が曖昧な部分まで広がっている。外気圏基底の高度は、太陽放射の入射量が多い時期には約500キロメートル（310マイル、1,600,000フィート）から約1,000キロメートル（620マイル）まで変化する。[ 27 ]

上限は定義によって異なります。様々な専門家は、約1万キロメートル（6,200マイル）[ 28 ]または約19万キロメートル（12万マイル）（月までの距離の約半分、地球の重力の影響が太陽光からの放射圧とほぼ同じ）で終わると考えています。[ 27 ]遠紫外線で見えるジオコロナ（中性水素によって引き起こされる）は、少なくとも10万キロメートル（62,000マイル）まで広がります。[ 27 ]

この層は主に極めて低密度の水素で構成されており、ヘリウム、二酸化炭素、そして外圏基底に近い部分には少量の酸素が含まれています。[ 29 ]原子や分子は非常に離れているため、数百キロメートルも衝突することなく移動することができます。[ 21 ] : 14–4 そのため、外気圏はもはや気体のようには振る舞わず、粒子は絶えず宇宙空間に放出されます。これらの自由に移動する粒子は弾道軌道を描き、磁気圏や太陽風に出入りする可能性があります。地球は毎秒約3kgの水素、50gのヘリウム、そしてはるかに少量の他の成分を失っています。[ 30 ]

外気圏は地球から遠すぎるため、気象現象は起こり得ません。地球を周回する人工衛星の多くは外気圏に存在します。[ 31 ]

熱圏

熱圏は地球の大気圏で2番目に高い層である。高度約80km（50マイル）の中間圏界面（中間圏との境界）から高度500～ 1000km（310～620マイル）の熱圏界面まで広がっている。熱圏界面の高度は、太陽活動の変化によって大きく変化する。[ 25 ]夕闇と夜明けの太陽境界面の通過により、この層を通過する背景密度は最大2倍に変動し、この領域の主要な特徴となる。[ 32 ]熱圏界面は外気圏の下限に位置するため、外気圏基底とも呼ばれる。熱圏と重なる高度50～600km（31～373マイル）には、プラズマ密度の高い領域である電離層がある。[ 33 ] [ 34 ]

熱圏の温度は高度とともに徐々に上昇し、1500 °C (2700 °F) まで上昇することがありますが、ガス分子同士が離れているため、通常の意味での温度はあまり意味がありません。この温度上昇は、太陽からの電離紫外線とX線の吸収によって引き起こされます。[ 34 ] [ 35 ]空気は非常に希薄であるため、個々の分子（たとえば酸素）は、他の分子と衝突するまでに平均1キロメートル（0.62マイル、3300フィート）移動します。[ 36 ]熱圏には高エネルギーの分子が多く含まれていますが、密度が低すぎて皮膚との間で大量のエネルギーを伝導できないため、人間が直接触れても熱く感じません。[ 34 ]

この層は完全に雲がなく、水蒸気も存在しません。しかし、オーロラ・ボレアリスやオーロラ・サウストラリスといった非水文気象現象が、高度約100 km（62 mi）の熱圏で時折見られます。[ 37 ]オーロラの色は、発生する高度の大気の性質と関連しています。最も一般的なのは緑色のオーロラで、1 S状態の原子状酸素から発生し、高度120～400 km（75～250 mi）で発生します。[ 38 ]国際宇宙ステーションは、高度370～460 km（230～290 mi）の熱圏を周回しています。[ 39 ]地球を周回する多くの衛星がこの層に存在しています。[ 31 ]

中間圏

対流圏（オレンジ）、成層圏（青）、中間圏（黒）の残光。大気圏突入が始まり、この場合は宇宙船の再突入のように煙の跡を残します。

中間圏は地球の大気圏で3番目に高い層で、成層圏の上、熱圏の下の領域を占めています。高度約50 km（31 mi）の成層界面から、海抜80～85 km（50～53 mi）の中間圏まで広がっています。[ 34 ]高度が上がるにつれて気温は下がり、この大気の中間層の最上部である 中間圏に達します。ここは地球上で最も寒い場所で、平均気温は約-85 °C（-120  °F、190  K）です。[ 40 ] [ 41 ]大気は周波数の2乗に比例して音波を吸収するため、地上から聞こえる音は中間圏には届きません。超低周波はこの高度まで届きますが、高出力で放射することは困難です。[ 42 ]

中間圏界面のすぐ下では、空気が非常に冷たく、この高度では非常に少ない水蒸気でさえ、氷粒子からなる極中間圏夜光雲に凝結します。これらは大気圏で最も高い雲であり、日没後1～2時間、あるいは日の出前の同様の時間に太陽光が反射すれば肉眼で見えることがあります。太陽が地平線下4～16度にあるときに最もよく見えます。[ 43 ]

雷放電は過渡発光現象（TLE）として知られ、対流圏雷雲の上空の中間圏で時折発生する。[ 44 ]中間圏はまた、大気圏に突入した際にほとんどの流星や衛星が燃え尽きる層でもある。[ 34 ] [ 45 ]中間圏は地球からあまりにも高いためジェット推進機や気球では到達できず、また軌道上宇宙船ではあまりにも低い。中間圏へのアクセスは主に観測ロケットやロケット推進航空機によって行われる。[ 46 ]

成層圏

1960年、ジョセフ・キッティンガーはゴンドラから31.3km（19.4マイル）のパラシュート降下記録を樹立した。

成層圏は地球の大気圏で2番目に低い層です。対流圏の上にあり、対流圏界面によって対流圏と隔てられています。この層は、地表から約12 km（7.5 mi）の対流圏最上部から、高度約50～55 km（31～34 mi）の成層圏界面まで広がっています。 [ 22 ]大気全体の99%は30 km（19 mi）より下に存在し、[ 47 ]成層圏最上部の大気圧は海面の約1/1000です。[ 48 ]成層圏にはオゾン層があり、これは地球の大気の中で比較的高濃度のオゾンを含む部分です。[ 49 ]

成層圏は、高度が上昇するにつれて気温が上昇する層です。この気温上昇は、オゾン層が太陽からの紫外線（UV）を吸収し、乱流と混合を抑制することによって生じます。対流圏界面では気温が-80℃（-110°F、190K）になることもありますが、成層圏の上部ははるかに暖かく、0℃をわずかに下回ることもあります。[ 50 ] [ 49 ]この層は地球に特有のもので、火星と金星には成層圏がありません。これは、大気中の酸素濃度が低いためです。[ 51 ]

成層圏の温度プロファイルは非常に安定した大気条件を作り出すため、対流圏で顕著な気象現象を引き起こす乱気流は成層圏には存在しません。その結果、成層圏には雲やその他の気象現象はほとんど存在しません。[ 49 ]しかし、大気層の下層、つまり空気が最も冷たい部分には、極成層圏雲や真珠層雲が時折見られます。 [ 52 ]成層圏はジェット機が到達できる最も高い層です。[ 53 ]

対流圏

軌道から見た地球。対流圏によって赤みがかった太陽光がフィルタリングされ、様々な種類の雲が影を落としている様子がわかる。成層圏は地平線に沿って青い散乱光による細い帯状の太陽光を形成している。

対流圏は地球の大気圏の最下層です。地表から平均高度約12km（7.5マイル）まで広がりますが、この高度は地理的な極では約9km（5.6マイル）から赤道では約17km（11マイル）まで変化します。 [ 26 ]天候によって多少の変動があります。対流圏は対流圏界面によって境界が定められており、この境界はほとんどの場所で温度逆転（つまり、比較的暖かい空気が冷たい空気の上にある層）によって特徴付けられ、他の場所では高度に対して等温の領域によって特徴付けられます。[ 54 ] [ 55 ]

気温は変動するものの、対流圏の高度が上昇するにつれて低下するのが一般的です。これは、対流圏が主に地表からのエネルギー移動によって加熱されるためです。そのため、対流圏の最下部（つまり地球の表面）は通常、対流圏の中で最も暖かい部分です。これにより鉛直混合が促進されます（これが、ギリシャ語のτρόπος（tropos）（「回転」を意味する）に由来します）。[ 56 ]対流圏は地球の大気の質量の約80%を占めています。 [ 57 ]対流圏は、その上にあるすべての層よりも密度が高くなっています。これは、対流圏の上部に重い大気が乗っているため、より強く圧縮されるためです。大気の全質量の50%は、対流圏の下部5.5 km（3.4 mi）に位置しています。[ 47 ]

大気中の水蒸気や水分のほぼ全ては対流圏に存在するため、地球の天候のほとんどは対流圏で発生します。大気の水分保持能力は気温の低下とともに低下するため、水蒸気の90%は対流圏下層に保持されます。[ 58 ]対流圏には活発な風循環によって生成される気象関連の雲種が基本的にすべて存在しますが、非常に高い積乱雲は対流圏界面を下から貫通し、成層圏下層まで上昇することがあります。[ 59 ]従来の航空活動のほとんどは対流圏で行われ、プロペラ機がアクセスできる唯一の層です。[ 53 ]飛行機雲は、気温が約-53℃（-63℉）の高度、つまり現代のジェットエンジンでは通常約7.7km（4.8マイル）の高度でジェットエンジンから排出される水分によって形成されます。[ 60 ]

その他のレイヤー

上記の 5 つの主要層は主に温度によって決まりますが、いくつかの二次層は他の特性によって区別される場合があります。

  • オゾン層は成層圏内に存在します。この層では、オゾンは高度32km（20マイル）で15ppmのピーク濃度に達します。これは下層大気よりもはるかに高い濃度ですが、大気の主成分と比較すると非常に低い濃度です。[ 61 ]オゾン層は主に成層圏下部、高度15～35km（9.3～21.7マイル）に存在し、[ 5 ] : 260 厚さは季節や地域によって異なりますが、地球の大気中のオゾンの約90%は成層圏に含まれています。[ 62 ]
  • 電離層は、太陽放射によって電離する大気圏の領域です。オーロラ、大気光、そして宇宙天気現象において重要な役割を果たします。[ 63 ] [ 64 ]日中は50～1,000 km（31～621 mi）の範囲に広がり、中間圏、熱圏、そして外気圏の一部を含みます。しかし、中間圏の電離は夜間にはほぼ停止します。[ 65 ]電離層はプラズマ圏、すなわち内部磁気圏の内縁を形成します。[ 66 ]例えば、地球上の電波伝搬に影響を与えるため、実用的な重要性を持っています。[ 67 ]
  • 恒圏と異圏は、大気中のガスが十分に混合されているかどうかによって定義されます。地表を基準とした恒圏には、対流圏、成層圏、中間圏、そして熱圏の最下部が含まれます。熱圏の最下部では、ガスが乱流によって混合されるため、大気の化学組成は分子量に依存しません。[ 68 ]この比較的均質な層は、約100km（62マイル、330,000フィート）の乱流界面で終わります。 [ 19 ]これはFAIが認める宇宙のまさに端であり、中間圏界面から約20km（12マイル、66,000フィート）上空にあります。
この高度より上には、外気圏と熱圏の大部分を含む異圏が存在します。ここでは、高度によって化学組成が異なります。これは、粒子が衝突することなく移動できる距離が、混合を引き起こす運動の大きさに比べて大きいためです。これにより、気体は分子量によって層状化し、[ 19 ]酸素や窒素などの重い元素は異圏の底部付近にのみ存在します。異圏の上部は、最も軽い元素である水素でほぼ完全に構成されています。[ 69 ]
  • 惑星境界層は対流圏のうち地球表面に最も近い部分であり、主に乱流拡散を通じて地球表面から直接影響を受けます。日中は惑星境界層は通常よく混合されますが、夜間は弱い混合または断続的な混合により安定成層状態になります。惑星境界層の深さは、晴れて穏やかな夜には約100メートル（330フィート）と浅くなりますが、午後には1,000～1,500メートル（3,300～4,900フィート）以上にもなります。[ 70 ]
  • 気圧圏は、気圧法則が適用される大気の領域です。地表から熱圏界面までの範囲に及びます。この高度を超えると、高速の原子や分子が大気圏外へ脱出するため、速度分布は非マクスウェル分布となります。 [ 71 ]
  • 散発性ナトリウム層は、ナトリウムの中性原子が断続的に存在する層で、通常、海抜80～105km（50～65マイル）の高度範囲内にあり、深さは約5km（3.1マイル）である。[ 72 ]

地球表面の大気の平均気温は、基準値に応じて14℃（57°F; 287 K） [ 73 ]または15℃（59°F; 288 K）[ 74 ]です。 [ 75 ] [ 76 ] [ 77 ]

物理的特性

1962年の米国標準大気の幾何学的高度のグラフと、空気密度、圧力、音速、温度を様々な物体のおおよその高度と比較した図。[ 78 ]

圧力と厚さ

海面での平均大気圧は、国際標準大気によって101325パスカル(760.00  Torr ; 14.6959  psi ; 760.00  mmHg ) と定義されています。[ 5 ] : 257 これは標準気圧 (atm)の単位と呼ばれることもあります。大気全体の質量は 5.1480 × 10 18  kg (1.13494 × 10 19  lb) で、[ 79 ]平均海面気圧と地球の面積 51007.2 メガヘクタールから推定される質量よりも約 2.5% 少なく、[ 5 ] : 240 この部分は地球の山岳地帯によって置き換えられています。大気圧は、圧力が測定される地点における単位面積上の空気の総重量です。したがって、気圧は場所や天候によって異なります。

気圧は高度とともに指数関数的に減少し、その減少率は気温に依存します。この減少率はスケールハイトと呼ばれる温度依存パラメータによって決まります。スケールハイトが高度ごとに増加すると、気圧はe（自然対数の底、約2.718）倍減少します。地球の場合、この値は典型的には高度80km（50マイル）程度までは5.5～6kmである。 [ 80 ]しかし、大気は、温度勾配、分子組成、太陽放射、重力を考慮した各層ごとのカスタマイズされた方程式によってより正確にモデル化されている。高度100kmを超えると、大気は十分に混合されないため、各化学種は独自のスケール高を持つ。200～300 kmの場合、合計スケール高は20 ～ 30km [ 80 ]

地球の大気の質量はおおよそ次のように分布している。[ 81 ]

  • 50%は5.6 km（18,000 フィート）以下
  • 90%は16 km（52,000 フィート）以下
  • 99.99997%は高度100 km（62マイル、33万フィート）以下のカーマン線です。国際慣例上、ここが宇宙空間の始まりとなり、人類の旅行者は宇宙飛行士とみなされます。

比較すると、エベレストの山頂は8,848メートル（29,029フィート）です。民間航空機は通常9〜12キロメートル（30,000〜38,000フィート）を巡航し、[ 82 ]その高度では空気の密度と温度が低いため燃費が向上します。気象観測気球は約35キロメートル（115,000フィート）に達します。[ 83 ]そして、1963年に行われたX-15の最高高度飛行は108.0キロメートル（354,300フィート）に達しました。

カルマン線より上でも、オーロラなどの大気の影響は顕著である。[ 37 ] この領域では流星が輝き始めるが[ 34 ] 、大きなものはより深くまで到達しないと燃え尽きないこともある。HF 無線伝搬に重要な地球の電離層の様々な層は、100 km 以下から 500 km 以上にまで広がっている。比較すると、国際宇宙ステーションは通常 370～460 km の軌道を周回し[ 39 ] 、電離層のF 層内に位置し[ 5 ] : 271、 そこでは大気抵抗が大きく、数ヶ月ごとに再ブーストが必要となる。そうしないと軌道が減衰し、地球に帰還することになる。[ 39 ]太陽活動によっては、衛星は高度 600～800 km でも顕著な大気抵抗を受けることがある。[ 84 ]

温度

高度による気温の変化

海面から高度が上昇するにつれて気温は低下し、高度約11kmで成層圏に達します。それより上では、気温は垂直方向の長い距離にわたって安定します。高度約20kmを超えると、オゾン層内の分子状酸素とオゾンガスが太陽からの紫外線を大量に吸収することでオゾン層が加熱され、気温は高度とともに上昇します。高度とともに気温が上昇する2つ目の領域は、高度90km以上の非常に高い高度、すなわち熱圏と呼ばれる領域に存在します。 [ 34 ]

夜間、地面は大気から得るエネルギーよりも多くのエネルギーを放射します。近くの大気からより冷たい地面へとエネルギーが伝導されるため、気温逆転現象が発生し、高度1,000メートル付近までは局所的な気温が上昇します。[ 85 ]

音速

一定組成の理想気体では、音速は圧力や密度ではなく温度のみに依存するため、高度に応じた大気中の音速は複雑な温度プロファイル（右図参照）を示し、密度や圧力の高度変化を反映しません。[ 86 ]例えば、海面における音速は340m/sです。成層圏の平均気温である-60℃では、音速は290m/sまで低下します。[ 87 ]

密度と質量

NRLMSISE-00標準大気モデルによる高度に対する温度と質量密度(各「10 年」の 8 つの点線は、8、27、64、…、729 の 8 つの立方体にあります)

海面における空気の密度は約1.29 kg/m 3 (1.29 g/L, 0.00129 g/cm 3 )である。[ 5 ] : 257 密度は直接測定されるのではなく、空気の状態方程式（理想気体の法則の一種）を用いて、温度、圧力、湿度の測定値から計算される。大気の密度は高度が上昇するにつれて減少する。この変化は気圧の式を用いて近似的にモデル化することができる。[ 88 ]より洗練されたモデルは、衛星の軌道の減衰を予測するために用いられる。[ 89 ]

大気の平均質量は約5京（5 × 1015）トン、つまり地球の質量の120万分の1に相当します。アメリカ国立大気研究センターによると、「大気全体の平均質量は5.1480 × 1018  kg、水蒸気による年間変動は1.2または1.5 × 1015  kg（地表気圧データか水蒸気データかによって異なる）で、以前の推定値よりやや小さい。水蒸気の平均質量は1.27 × 1016  kg、乾燥空気質量は5.1352 ±0.0003 × 1018kg  。」 [ 90 ]

光学特性

大気、雲、地表による太陽放射の相対的な吸収、放出、反射

太陽放射（または日光）は、地球が太陽から受け取るエネルギーです。地球も宇宙に放射を放出しますが、その波長は人間には見えない長い波長です。エネルギーが大気中を伝播する際、放射伝達の過程の影響を受けます。つまり、入射および放出された放射の一部は、大気によって吸収、放出、散乱されます。入射エネルギーの別の一部は反射されます。 [ 91 ] [ 92 ]最も重要な大気反射体は塵と雲です。エアロゾルの特性に応じて、雲は入射放射の最大70％を反射します。地球全体では、雲は入射エネルギーの20％を反射し、地球全体のアルベドの3分の2を占めています。[ 93 ] 2017年5月、100万マイル離れた軌道を周回する衛星からのきらめきのように見える光のきらめきは、対流圏の氷晶からの反射光であることがわかりました。 [ 94 ] [ 95 ]

散乱

光が地球の大気圏を通過する際、光子は散乱によって大気圏と相互作用します。光が大気圏と相互作用しない場合は直接放射と呼ばれ、太陽を直接見た場合に見えるものです。間接放射は大気圏で散乱された光です。例えば、自分の影が見えない曇りの日には、直接放射は届かず、すべて散乱されています。別の例として、レイリー散乱と呼ばれる現象により、短い波長（青）は長い波長（赤）よりも散乱しやすくなります。空が青く見えるのはそのためです。散乱した青い光を見ているのです。夕焼けが赤いのもこのためです。太陽が地平線に近いため、太陽光線は通常よりも多くの大気圏を通過してから目に届きます。そのため、青い光の多くは散乱され、夕焼けには赤い光が残ります。[ 96 ]

吸収

可視光を含む様々な波長の電磁放射に対する地球の大気透過率（または不透明度）の大まかなグラフ

分子によって吸収する放射線の波長は異なります。例えば、O 2とO 3 は300ナノメートル未満の波長の放射線をほぼすべて吸収します。[ 97 ]水（H 2 O）は700ナノメートル以上の多くの波長を吸収します。[ 98 ]分子が光子を吸収すると、分子のエネルギーが増加します。これにより大気は加熱されますが、後述するように、大気は放射線を放出することで冷却もします。天文分光法では、大気による特定の周波数の吸収は地磁気汚染と呼ばれます。[ 99 ]

大気中のガスの吸収スペクトルの組み合わせにより、不透明度の低い「窓」が形成され、特定の波長の光のみが透過します。この窓は、約300nm（紫外線-C）から人間の目に見える可視スペクトル（一般的に光と呼ばれる）である約400～700nmまで広がり、さらに約1100nmの赤外線まで続きます。さらに、より長い波長の赤外線や電波を透過させる赤外線窓や電波窓もあります。例えば、電波窓は約1cmから約11mの波長まで広がります。[ 100 ]

排出

放射は吸収の反対で、物体が放射線を放出することです。物体は「黒体」放射曲線に応じて放射量と波長が異なります。そのため、高温の物体はより短い波長の放射線をより多く放射します。低温の物体はより長い波長の放射線をより少なく放射します。例えば、太陽は約6,000  K（5,730  °C、10,340  °F）で、その放射線のピークは500 nm付近にあり、人間の目で見ることができます。地球は約290 K（17 °C、62 °F）で、その放射線のピークは10,000 nm付近にあり、人間の目には見えません。[ 101 ]

大気はその温度に応じて赤外線を放射します。例えば、晴れた夜は曇りの夜よりも地表温度が早く下がります。これは雲（H 2 O）が赤外線を強く吸収・放射するためです。[ 102 ]また、標高の高い場所では夜間の気温が下がるのもこのためです。

温室効果は、この吸収と放出の効果に直接関係しています。大気中の一部の気体は赤外線を吸収・放出しますが、可視スペクトルの太陽光とはこのように相互作用しません。これらの一般的な例としては、CO2とH2Oが挙げられます。 [ 103 ]大気中に温室効果ガスがなければ、地球表面の平均気温は、現在の快適な平均気温15℃（59°F）ではなく、氷点下の-18℃（0°F）になるでしょう。[ 104 ]

屈折率

大気の屈折が地平線上の太陽の形状に及ぼす歪曲効果

空気の屈折率は1に近いが、わずかに1より大きい。[ 105 ]屈折率の系統的な変化は、長い光路を通る光線の屈折につながる可能性がある。例えば、状況によっては、船上の観測者は地平線のすぐ向こうにいる他の船舶を見ることができる。これは、光が地球の表面の曲率と同じ方向に屈折するためである。 [ 106 ]

空気の屈折率は温度に依存し、[ 107 ]温度勾配が大きいと屈折効果が生じます。このような効果の一例として蜃気楼が挙げられます。[ 108 ]

循環

3対の大きな循環細胞の理想的な図

大気循環とは、対流圏を通る大規模な空気の動きであり、海洋循環とともに地球の周囲に熱を分配する手段です。大気循環の大規模な構造は年ごとに変化しますが、基本的な構造は地球の自転速度と赤道と極の間の太陽放射量の差によって決まるため、ほぼ一定です。地球の軸の傾きにより、最大熱の場所は常に変化し、季節変動が生じます。陸地と水域の不均一な分布は、空気の流れをさらに分断します。[ 109 ]

地球の周囲の空気の流れは、緯度によって3つの主要な対流セルに分けられます。赤道付近では、赤道に沿った上昇気流によってハドレーセルが駆動されます。上層大気では、この空気は極に向かって流れます。中緯度では、この循環は逆転し、フェレルセルによって地表の空気が極に向かって流れます。最後に、高緯度には極セルがあり、ここでも空気は上昇して極に向かって流れます。[ 109 ]

これらの気流セルの境界面はジェット気流の原因です。ジェット気流は西から東へ流れる狭く高速な帯状の気流で、通常は高度約9,100メートル（30,000フィート）で形成されます。ジェット気流は条件によって変化することがあります。最も強くなるのは冬で、温気と冷気の境界が最も顕著になります。[ 110 ]中緯度では、ジェット気流の不安定性が気象システムの移動を引き起こします。[ 111 ]

海洋と同様に、地球の大気は波動と潮汐力の影響を受けます。これらは、それぞれ太陽による不均一な加熱と太陽活動周期によって引き起こされます。波動のような挙動は、上層大気に運動量を伝達する小さな重力波から、はるかに大きな惑星波、つまりロスビー波まで、様々なスケールで発生します。大気潮汐は、対流圏と成層圏の周期的な振動であり、上層大気にエネルギーを輸送します。[ 112 ]

地球の大気の進化

最古の大気

初期地球の冥王代における最初の大気は、原始太陽系星雲のガス、主に水素と、おそらくは現在木星と土星のガス惑星で見られるような単純な水素化物、特に水蒸気、メタン、アンモニアで構成されていました。この最初期の時代には、月を形成する衝突や巨大隕石の衝突が何度も起こり、大気が加熱され、最も揮発性の高いガスが吹き飛ばされました。特にテイアとの衝突では、地球のマントルと地殻の大部分が溶けて噴き出し、大量の水蒸気が放出されました。この水蒸気は最終的に冷えて凝縮し、冥王代末期の海水となりました。[ 113 ] : 10

第二大気

冥王代末期の地殻の固化が進んだことで、地表への移流熱伝達がほぼ遮断され、大気が冷却された結果、大気中の水蒸気のほとんどが凝結して超海洋を形成した。火山活動によるさらなるガス放出と、後期重爆撃期に巨大小惑星がもたらしたガスの補充により、主に窒素、二酸化炭素、メタン、不活性ガスからなる始生代の大気が形成された。[ 113 ]二酸化炭素放出の大部分は水に溶解し、地殻の岩石の風化作用の過程でカルシウムやマグネシウムなどの金属と反応して炭酸塩を形成し、堆積物として堆積した。水に関連する堆積物は、早くも38億年前のものが見つかっている。[ 114 ]

約34億年前、窒素は当時安定していた「第二大気」の主成分を形成しました。生命の進化の影響は、大気の歴史においてかなり早い段階から考慮に入れる必要があります。なぜなら、最古の生命体の兆候は35億年前にすでに現れていたからです。[ 115 ]初期の太陽の放射照度が現在よりも30%低かったにもかかわらず、当時の地球がどのようにして液体の水と生命が存在するのに十分な温暖な気候を維持できたのかは、「微かな若い太陽のパラドックス」として知られる謎です。[ 116 ]

しかし、地質学的記録は、地球の初期気温記録全体を通して、約24億年前の氷河期を除いて、地表が比較的温暖であったことを示している。後期新始生代には、10億年にわたるシアノバクテリアの光合成（大酸素化イベントとして知られる）によって、酸素を含む大気が形成され始め、 27億年前のストロマトライト化石 として発見されている[ 117 ]。初期の炭素同位体比（同位体比）は、現在の状況に類似した環境であったことを強く示唆しており、炭素循環の基本的な特徴は40億年前にはすでに確立されていたと考えられる[ 118 ] 。

ガボン島に残る約21億5000万年前から20億8000万年前の堆積物は、地球の動的な酸素化の進化の記録を提供しています。これらの酸素化の変動は、ロマグンディ・ジャトゥリ炭素同位体エクスカーションによって引き起こされたと考えられます。[ 119 ]

第三大気

プレートテクトニクスによる大陸の絶え間ない再配置は、大陸の巨大な炭酸塩貯蔵庫との間で二酸化炭素を輸送することで、大気の長期的な進化に影響を与えています。自由酸素は、約24億年前の大酸化イベント[ 120 ]まで大気中に存在していませんでした。そして、その出現は、原生代初期における縞状鉄鉱層の終焉（酸素と反応して鉄鉱床を生成できる基質の枯渇を示す）によって示唆されています。[ 121 ]

この時期以前は、シアノバクテリアの光合成によって生成された酸素は、地球表面の還元物質、特に第一鉄、硫黄、大気中のメタンによる酸化によって容易に除去されていました。自由酸素分子は、酸素の生成速度が酸素を除去する還元物質の利用可能性を上回り始めるまで、大気中に蓄積し始めませんでした。この点は、還元性大気から酸化性大気への移行を示しています。[ 122 ] O2は、 10億年間のユーキシニア期を含む原生代に大きな変動を示し、先カンブリア時代末期には15%を超える定常状態に達しました。[ 123 ]

より頑強な真核生物の光合成独立栄養生物（緑藻および紅藻）の出現により、特にクライオジェニアン全球氷期の終焉後に大気への酸素供給がさらに促進され、エディアカラ紀にはアバロン爆発と呼ばれる進化的放散イベントが起こり、複雑な後生動物（初期の刺胞動物、板状動物、左右相称動物を含む）が初めて増殖した。続く5億3900万年前から現在までの期間は顕生代であり、その最初期であるカンブリア紀には、より活発に活動する後生動物が出現し、カンブリア爆発と呼ばれる別の放散イベントで急速に多様化が進んだ。この運動代謝は酸素レベルの上昇によって促進された。[ 124 ]

過去10億年間の大気中の酸素含有量。新原生代酸素化イベントを示している[ 125 ] [ 126 ] [ 127 ]

大気中の酸素量は過去6億年間変動しており、約2億8000万年前の石炭紀にピークを迎え、現在の21％を大幅に上回っています。[ 127 ]大気の変化は主に2つのプロセスによって支配されています。1つは植物の進化と炭素固定におけるその役割の増大、もう1つは急速に多様化する動物相による酸素の消費、もう1つは植物による夜間の光呼吸と自身の代謝の必要性による酸素の消費です。黄鉄鉱の分解と火山の噴火によって大気中に硫黄が放出され、これが反応して大気中の酸素を減少させます。[ 128 ]しかし、火山の噴火によって二酸化炭素も放出され、[ 129 ]これは陸生植物と水生植物による酸素発生型光合成の燃料となります。大気中の酸素量の変動の原因は正確にはわかっていません。大気中の酸素が多かった時代は、動物のより急速な発達と関連していることがよくありました。[ 120 ]

大気汚染

アニメーションは、北半球における対流圏CO2の蓄積を示しており、5月頃にピークを迎えます。植生サイクルのピークは夏の終わりに続きます。植生のピーク後、光合成による大気中のCO2の減少が顕著で、特に北方林で顕著です。

大気汚染とは、生物に害や不快感を与える化学物質、粒子状物質、または生物学的物質が空気中に放出されることです。 [ 130 ]人口増加、工業化、そして人間社会の自動車化は、地球の大気中の汚染物質の量を大幅に増加させ、スモッグ、酸性雨、公害関連疾患などの顕著な問題を引き起こしています。有害な電離紫外線から地表を保護する成層圏オゾン層の破壊も、主にクロロフルオロカーボンなどのオゾン層破壊物質による大気汚染によって引き起こされています。 [ 131 ]

1750年以降、特に産業革命以降の人間の活動は、様々な温室効果ガス、特に二酸化炭素、メタン、亜酸化窒素の濃度を増加させてきました。温室効果ガスの排出は、伐採や土地開発による森林伐採や湿地の破壊と相まって、地球の平均地表温度が上昇していることが観測されています。2011年から2020年の10年間の気温は、1850年と比べて1.1℃高くなった。 [ 132 ]これにより、海面上昇、海洋酸性化、氷河後退（水の安全保障を脅かす）、異常気象や山火事の増加、生態系の崩壊、野生生物の大量死など、重大な環境への影響をもたらす可能性のある人為的な気候変動への懸念が高まっている。[ 133 ]

参照

参考文献

  1. ^ 「宇宙飛行士による地球の写真へのゲートウェイ」 NASA 2018年1月29日閲覧。
  2. ^ライド, デイビッド・R. 編 (1996年5月28日).化学と物理ハンドブック(第77版). ボカラトン, フロリダ州: CRC Press. pp.  14– 17. ISBN 978-0-8493-0477-4。
  3. ^ 「地球の大気とは何か？ - NASA」 2024年5月13日。 2024年6月18日閲覧。
  4. ^ Vázquez, M.; Hanslmeier, A. (2006). 「歴史的概説」 .太陽系における紫外線放射. 天体物理学および宇宙科学図書館. 第331巻. Springer Science & Business Media. p. 17. Bibcode : 2005ASSL..331.....V . doi : 10.1007/1-4020-3730-9_1 . ISBN 978-1-4020-3730-6。
  5. ^ a b c d e f g hコックス、アーサー・N.編 (2002). 「11. 地球」.アレンの天体物理学的量（第4版）. ニューヨーク：シュプリンガー・ニューヨーク. doi : 10.1007/978-1-4612-1186-0 . ISBN 978-1-4612-7037-9。
  6. ^ a b「大気中の二酸化炭素の動向」、全球温室効果ガス基準ネットワーク、NOAA、2019年、2019年5月31日閲覧
  7. ^ a b「大気メタンの動向」、全球温室効果ガス基準ネットワーク、NOAA、2019年、2019年5月31日閲覧
  8. ^ a bウォレス, ジョン・M.; ホッブス, ピーター・V. (2006). 「第1章 序論と概要」. 『大気科学入門』（PDF）（第2版）. エルゼビア. pp.  1– 21. ISBN 978-0-12-732951-2. 2018年7月28日時点のオリジナル（PDF）からアーカイブ。2018年7月28日閲覧。
  9. ^ 「微量ガス」。大気環境百科事典。2010年10月9日時点のオリジナルよりアーカイブ。2010年10月16日閲覧。
  10. ^ Graedel, TE; et al. (2012).大気中の化学物質：発生源、存在、生物検定エルゼビア. pp.  v– ix. ISBN 978-0-08-091842-6。
  11. ^ a b Colbeck, Ian; Lazaridis, Mihalis (2010年2月). 「エアロゾルと環境汚染」. Naturwissenschaften . 97 (2): 117– 131. Bibcode : 2010NW.....97..117C . doi : 10.1007/s00114-009-0594-x . PMID 19727639 . 
  12. ^ Wang, Hao; et al. (2017). 「混合塩化物エアロゾルと大気への影響：レビュー」.エアロゾルと大気質研究. 17 (4). 台湾エアロゾル研究協会: 878– 887. Bibcode : 2017AAQR...17..878W . doi : 10.4209/aaqr.2016.09.0383 . hdl : 10397/103030 .
  13. ^ Faust, JA (2023年2月22日). 「大気エアロゾル粒子に対するPFAS：レビュー」.環境科学：プロセスと影響. 25 (2): 133– 150. doi : 10.1039/d2em00002d . PMID 35416231 . 
  14. ^ Pacyna, Jozef M.; et al. (2016年10月). 「地球規模における水銀大気汚染の現在および将来のレベル」 .大気化学・物理学. 16 (19): 12495– 12511. Bibcode : 2016ACP....1612495P . doi : 10.5194/acp-16-12495-2016 . hdl : 11250/2452800 .
  15. ^ Kumar, Manoj; Francisco, Joseph S. (2017年1月). 「元素硫黄エアロゾル形成メカニズム」 . Proceedings of the National Academy of Sciences . 114 (5): 864– 869. Bibcode : 2017PNAS..114..864K . doi : 10.1073 / pnas.1620870114 . PMC 5293086. PMID 28096368 .  
  16. ^ジェイコブ、ダニエル・J. (1999).大気化学入門（オンライン版）. プリンストン大学出版局. ISBN 978-1-4008-4154-7。
  17. ^メラー、デトレフ (2003)。ルフト: 化学、物理学、生物学、ラインハルトゥング、レヒト。ウォルター・デ・グルイテル。 p. 173.ISBN​ 3-11-016431-0。
  18. ^チェンゲル、ユヌス (2013). Termodinamica e trasmissione del calore (第 4 版)。マグロウヒル教育。ISBN 978-88-386-6511-0。
  19. ^ a b c Schlatter, Thomas W. (2009). 「大気組成と鉛直構造」 . 『環境影響と製造』第6巻. pp.  1– 54. 2025年7月20日閲覧。6ページをご覧ください。
  20. ^ Brekke, Asgeir (2013).上層極大気の物理学. Springer Atmospheric Sc​​iences. ベルリン、ハイデルベルク: Springer Berlin Heidelberg. doi : 10.1007/978-3-642-27401-5 . ISBN 978-3-642-27400-8。
  21. ^ a b Champion, KSW; et al. (1985). 「標準大気と基準大気」 Jursa, Adolf S. (編).地球物理学と宇宙環境ハンドブック(PDF) . 空軍地球物理学図書館. 2025年7月20日閲覧。
  22. ^ a bブイス、アラン (2024 年 10 月 22 日)。「地球の大気：多層ケーキ」。 NASA 。2025 年 7 月 21 日に取得。
  23. ^ Zell, Holly (2015年3月2日). 「地球の上層大気」 . NASA . 2017年2月20日閲覧。
  24. ^ 「外圏 - 概要」。大気研究大学協会。2011年。2017年5月17日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2015年4月19日閲覧。
  25. ^ a bラッセル、ランディ (2008). 「熱圏」 . 全米地球科学教師協会 (NESTA) . 2013年10月18日閲覧。
  26. ^ a b Geerts, B.; Linacre, E. (1997年11月). 「対流圏界面の高さ」ワイオミング大学大気科学部. 2001年2月22日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2012年4月18日閲覧。
  27. ^ a b c「Exosphere - overview」。University Corporation for Atmospheric Research。2011年。2017年5月17日時点のオリジナルよりアーカイブ。2015年4月19日閲覧。
  28. ^ 「地球の大気層」 NASA、2013年1月22日。
  29. ^ Singh, Vir (2020). 『環境植物生理学：気候変動に適応した地球のための植物戦略』 CRC Press. ISBN 978-1-000-02486-9。
  30. ^ Catling, David C. ; Zahnle, Kevin J. (2009年5月). 「惑星の空気漏れ」(PDF) . Scientific American . 300 (5): 36– 43. Bibcode : 2009SciAm.300e..36C . doi : 10.1038/scientificamerican0509-36 (2025年7月21日現在非アクティブ). PMID 19438047. 2012年7月25日閲覧. {{cite journal}}: CS1 maint: DOIは2025年7月時点で非アクティブです（リンク）
  31. ^ a b Liou, J.-C.; Johnson, NL (2008). 「現在のLEO衛星群の不安定性」.宇宙研究の進歩. 41 (7): 1046– 1053. Bibcode : 2008AdSpR..41.1046L . doi : 10.1016/j.asr.2007.04.081 . hdl : 2060/20060024585 .
  32. ^ Fitzpatrick, DJ; et al. (2025年6月16日). 「太陽放射波が上層熱圏密度の主要な特徴であることを明らかに」 .地球物理学研究レター. 52 (11) e2025GL115612: 1. Bibcode : 2025GeoRL..5215612F . doi : 10.1029/2025GL115612 .
  33. ^ブラウンシュタイン、ネイサン、プロホトニウク、ユージェニウ（2008年5月13日）『電離層と無線通信・レーダーの応用』 CRCプレス、p.1、ISBN 978-1-4200-5517-7。
  34. ^ a b c d e f g「大気の層」アメリカ海洋大気庁（NOAA）2024年8月20日。2025年7月21日閲覧。
  35. ^ Flock, Warren L. (1987). 10GHz未満の周波数における衛星システムへの伝搬影響 – 衛星システム設計ハンドブック. NASA参考文献. 第1108巻（第2版）. アメリカ航空宇宙局. pp. 1–19～1–22.
  36. ^アーレンズ、C. ドナルド (2005). 『気象学要点』（第4版）. トムソン・ブルックス/コール. ISBN 978-0-534-40679-0。
  37. ^ a bロッダース、カタリーナ; フェグリー・ジュニア、ブルース (2015).太陽系の化学. 王立化学協会. ISBN 978-1-78262-601-5。
  38. ^ 「オーロラチュートリアル」。NOAA宇宙天気予報センター。 2025年7月26日閲覧。
  39. ^ a b c「国際宇宙ステーション」 NASA. 2023年5月23日. 2025年7月23日閲覧。
  40. ^ステイツ, ロバート・J.; ガードナー, チェスター・S. (2000年1月). 「北緯40度における中間圏界面域（80～105 km）の熱構造。第1部：季節変動」 .大気科学ジャーナル. 57 (1): 66– 77.書誌コード: 2000JAtS...57...66S . doi : 10.1175/1520-0469(2000)057<0066:TSOTMR>2.0.CO;2 .
  41. ^ Buchdahl, Joe. 「大気・気候・環境情報プログラム」 .大気環境百科事典. 環境・食糧・農村地域省. 2010年7月1日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2012年4月18日閲覧。
  42. ^ヤン・シュンレン (2016).大気音響学。 Walter de Gruyter GmbH & Co KG。ISBN 978-3-11-038302-7。
  43. ^ Gadsden, Michael; Parvianinen, Pekka (2006). 「夜光雲の観測」国際地磁気・超高層気象学会. 2025年7月21日閲覧。
  44. ^ Sato, M.; et al. (2015年5月). 「Global Lightning and Sprite Measurementsミッションの概要と初期成果」. Journal of Geophysical Research: Atmospheres . 120 (9): 3822– 3851. Bibcode : 2015JGRD..120.3822S . doi : 10.1002/2014JD022428 .
  45. ^ Karahan, B.; et al. (2025年4月). Lemmens, S.; et al. (編).破壊的な衛星再突入の不確実性の統計分析(PDF) . 第9回欧州宇宙デブリ会議議事録, ドイツ・ボン, 2025年4月1～4日. ESAスペースデブリオフィス. 2025年7月22日閲覧.
  46. ^ Heatwole, Scott E. (2024年9月). 「上層大気の調査における観測ロケットの現在の利用法」 . Proceedings of the National Academy of Sciences . 121 (40) e2413285121. id. e2413285121. Bibcode : 2024PNAS..12113285H . doi : 10.1073/pnas.2413285121 . PMC 11459162. PMID 39302994 .  
  47. ^ a bホロウェイ、アン・M.; ウェイン、リチャード・P. (2015).大気化学. 王立化学協会. ISBN 978-1-78262-593-3。
  48. ^ Schmunk, Robert B. (2025年4月3日). 「雲入門」 NASA . 2025年7月22日閲覧。
  49. ^ a b cサハ、ピジュシュカンティ (2012).現代の気候学。アライドパブリッシャー。 p. 21.ISBN​ 978-81-8424-756-5。
  50. ^ Journal of the Atmospheric Sc​​iences (1993). 「stratopause」 . 2013年10月19日時点のオリジナルよりアーカイブ。2013年10月18日閲覧。
  51. ^ de Pater, Imke; Lissauer, Jack J. (2015). Planetary Sciences (第2版). Cambridge University Press. pp.  81– 82. ISBN 978-1-316-19569-7。
  52. ^ Salby, Murry L. (1996).大気物理学の基礎. 国際地球物理学. 第61巻. エルゼビア. pp.  283– 285. ISBN 978-0-08-053215-8。
  53. ^ a bフィリッポーネ、アントニオ（2012年）。『先進航空機飛行性能』ケンブリッジ航空宇宙シリーズ第34巻。ケンブリッジ大学出版局。ISBN 978-1-107-02400-7。
  54. ^バリー, RG; チョーリー, RJ (1971). 『大気・気象・気候』 ロンドン: メンチューエン・アンド・カンパニー社 p  . 65. ISBN 978-0-416-07940-1。
  55. ^ Tyson, PD; Preston-Whyte, RA (2000). The Weather and Climate of Southern Africa (第2版). Oxford: Oxford University Press . p. 4. ISBN 0-19-571806-2。
  56. ^フレデリック、ジョン・E. (2008). 『大気科学の原理』ジョーンズ＆バートレット・ラーニングpp.  15– 17. ISBN 978-0-7637-4089-4。
  57. ^「対流圏」『科学技術百科事典』マグロウヒル社、1984年、ISBN 0-07-045482-5大気全体の質量の約5分の4を占めています。
  58. ^ Singh, P.; Singh, Vijay P. (2001).雪と氷河の水文学. Springer Netherlands. p. 56. ISBN 0-7923-6767-7。
  59. ^ Wang, Pao K.; et al. (2009年11月). 「対流圏界面を通過する水蒸気の深層対流による鉛直輸送のさらなる証拠」.大気研究. 94 (3): 400– 408. Bibcode : 2009AtmRe..94..400W . doi : 10.1016/j.atmosres.2009.06.018 .
  60. ^ティワリー・アビシェク、ウィリアムズ・イアン（2018年）『大気汚染：測定、モデリング、緩和』（第4版）CRCプレス、218頁。ISBN 978-1-4987-1946-9。
  61. ^ 「NASA​​オゾンウォッチ」 NASAゴダード宇宙飛行センター. 2025年7月22日閲覧。
  62. ^ 「科学：オゾンの基礎」 .成層圏オゾン. アメリカ海洋大気庁. 2025年7月22日閲覧。
  63. ^ Newell, Patrick T.; et al. (2001年5月). 「オーロラと宇宙天気における電離層の役割」Reviews of Geophysics . 39 (2): 137– 149. Bibcode : 2001RvGeo..39..137N . doi : 10.1029/1999RG000077 .
  64. ^ Basavaiah, Nathani (2012).地磁気：固体地球と上層大気の視点. Springer Science & Business Media. ISBN 978-94-007-0403-9。
  65. ^ 「電離層」。大気研究大学協会。2025年7月23日閲覧。
  66. ^ Gallagher, DL (2023年4月26日). 「地球のプラズマ圏」 NASA . 2025年7月23日閲覧。
  67. ^ Kirby, SS; et al. (2006). 「電離層の研究と無線伝送への応用」(PDF) . Proceedings of the Institute of Radio Engineers . 22 (4): 481– 521. doi : 10.1109/JRPROC.1934.225867 . 2025年7月23日閲覧。
  68. ^ " homosphere – AMS Glossary" . Amsglossary.allenpress.com. 2010年9月14日時点のオリジナルよりアーカイブ。2010年10月16日閲覧。
  69. ^ヘルメンシュタイン、アン・マリー（2018年6月16日）「地球の大気圏で最も多く存在する4つのガス」 。 2025年7月21日閲覧。
  70. ^ Haby, Jeff. 「惑星境界層」国立気象局. 2025年7月23日閲覧。
  71. ^バウアー、ジークフリート、ラマー、ヘルムート (2013).惑星超高層文学：惑星系における大気環境. 地球と宇宙環境の物理学. シュプリンガー・サイエンス＆ビジネス・メディア. pp.  4– 5. ISBN 978-3-662-09362-7。
  72. ^周, Qihou; マシューズ, John D. (1995年9月). 「大気の乱流加熱による散発的ナトリウム層の生成？」 .大気・地球物理学ジャーナル. 57 (11): 1309– 1315, 1317– 1319. doi : 10.1016/0021-9169(95)97298-I .
  73. ^ 「地球の大気」 。2009年6月14日時点のオリジナルよりアーカイブ。
  74. ^ 「NASA​​ – Earth Fact Sheet」 . Nssdc.gsfc.nasa.gov. 2010年10月30日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2010年10月16日閲覧。
  75. ^ 「Global Surface Temperature Anomalies」 。2009年3月3日時点のオリジナルよりアーカイブ。
  76. ^ 「地球の放射バランスと海洋熱フラックス」 。2005年3月3日時点のオリジナルよりアーカイブ。
  77. ^ 「結合モデル相互比較プロジェクト管理実行」(PDF) 。2008年5月28日時点のオリジナル(PDF)からアーカイブ。
  78. ^ 1962 年の米国標準大気から得られた幾何学的高度と温度、圧力、密度、音速の関係。
  79. ^ Trenberth, Kevin E.; Smith, Lesley (1970年1月). 「大気の質量：地球規模の分析における制約」. Journal of Climate . 18 (6): 864. Bibcode : 2005JCli...18..864T . CiteSeerX 10.1.1.727.6573 . doi : 10.1175/JCLI-3299.1 . S2CID 16754900 .  
  80. ^ a bダニエル・RR (2002).宇宙科学の概念. 大学出版局. pp.  70– 72. ISBN 978-81-7371-410-8。
  81. ^ルッテンス、フレデリック・K.; ターバック、エドワード・J. (1995). 『大気』（第6版）. プレンティス・ホール. pp.  14– 17. ISBN 0-13-350612-6。
  82. ^スフォルツァ、パスクアーレ (2014). 「胴体設計」.民間航空機設計原則. pp.  47– 79. doi : 10.1016/B978-0-12-419953-8.00003-6 . ISBN 978-0-12-419953-8。
  83. ^ Kräuchi, A.; et al. (2016). 「大気研究と気候モニタリングのための制御気象気球の上昇と下降」 .大気測定技術. 9 (3): 929– 938. Bibcode : 2016AMT.....9..929K . doi : 10.5194/amt-9-929-2016 . PMC 5734649. PMID 29263765 .  
  84. ^アンダーソン, ブライアン・J.; ミッチェル, ドナルド・G. (2005). 「宇宙環境」 . ピサカーネ, ヴィンセント・L. (編). 『宇宙システムの基礎』 . オックスフォード大学出版局. p. 56. ISBN 978-0-19-516205-9。
  85. ^ 「大気による局所夜間気温の制御」ペンシルベニア州立大学、2004年。 2025年7月24日閲覧。
  86. ^ベンソン、トム. 「音速」 . NASAグレン研究センター. 2025年7月24日閲覧。
  87. ^王宏偉（2023年）『流体力学入門』ケンブリッジ大学出版局、ISBN 978-1-108-49883-8。
  88. ^ホール、ナンシー編（2021年5月13日）「地球大気モデル」 NASAグレン研究センター。 2025年7月24日閲覧。
  89. ^ Kumar, R.; et al. (2022年3月). 「低地球軌道における宇宙船の空気抵抗による軌道減衰のシミュレーション」. The Aeronautical Journal . 126 (1297): 565– 583. doi : 10.1017/aer.2021.83 .
  90. ^ Trenberth, Kevin E.; Smith, Lesley (2005年3月15日). 「大気の質量：地球規模の分析における制約」. Journal of Climate . 18 (6): 864– 875. Bibcode : 2005JCli...18..864T . doi : 10.1175/JCLI-3299.1 . JSTOR 26253433 . 
  91. ^ 「太陽光の吸収・反射」『地球変動を理解する』 2023年6月13日閲覧。
  92. ^ 「大気の窓」アメリカ海洋大気庁。2023年6月13日閲覧。
  93. ^シルヴァトカ、ポール。「放射線と地球大気システム：「なぜ空は青いのか？」」「気象学入門」デュページ大学。 2025年7月25日閲覧。
  94. ^セント・フルール、ニコラス（2017年5月19日）「100万マイル離れた地球から謎のきらめきを発見」ニューヨーク・タイムズ。 2017年5月20日閲覧。
  95. ^ Marshak, Alexander; et al. (2017年5月15日). 「深宇宙から見た地球のきらめき：ラグランジュ点から検出された配向氷結晶」 .地球物理学研究論文集. 44 (10): 5197. Bibcode : 2017GeoRL..44.5197M . doi : 10.1002/2017GL073248 . hdl : 11603/13118 . S2CID 109930589 . 
  96. ^ブルームフィールド、ルイス・A. (2007). 『How Everything Works: Making Physics Out of the Ordinary』 ジョン・ワイリー・アンド・サンズ. p. 456. ISBN 978-0-470-17066-3。
  97. ^恩藤忠則・丸橋勝秀編 (2001).宇宙環境科学. ウェーブサミットコース. IOS Press. p. 8. ISBN 978-4-274-90384-7。
  98. ^ Collins, William D.; et al. (2006年9月). 「水蒸気による近赤外線吸収の増加が気候システムに与える影響」. Journal of Geophysical Research: Atmospheres . 111 (D18). ID D18109. Bibcode : 2006JGRD..11118109C . doi : 10.1029/2005JD006796 .
  99. ^ Wang, Sharon Xuesong; et al. (2022年11月). 「高精度視線速度における地磁気吸収の影響の特徴づけと緩和」 .天文学ジャーナル. 164 (5). id. 211. arXiv : 2206.07287 . Bibcode : 2022AJ....164..211W . doi : 10.3847/1538-3881/ac947a .
  100. ^マクリーン、イアン・S. (2008).天文学における電子画像：検出器と計測機器. 天文学と惑星科学（第2版）. シュプリンガー・サイエンス＆ビジネス・メディア. pp.  38– 40. ISBN 978-3-540-76582-0。
  101. ^シェルトン、マーリン・L. (2009). Hydroclimatology: Perspectives and Applications . Cambridge University Press. pp.  35– 37. ISBN 978-0-521-84888-6。
  102. ^ボーレン, クレイグ F.; クロチオー, ユージン E. (2006). 『大気放射の基礎』ジョン・ワイリー・アンド・サンズ. pp.  26– 29. ISBN 978-3-527-60837-9。
  103. ^リグルスワース、ジョン（1997年）『エネルギーと生命』ライフラインシリーズ、CRCプレス、155ページ、ISBN 978-1-4822-7275-8。
  104. ^ Ma, Qiancheng (1998年3月). 「温室効果ガス：二酸化炭素の役割の解明」 NASAゴダード宇宙研究所. 2025年7月24日閲覧。
  105. ^ Voronin, A .; Zheltikov, A. (2017). 「空気に関する一般化セルマイヤー方程式」 . Scientific Reports . 7 46111. Bibcode : 2017NatSR...746111V . doi : 10.1038/srep46111 . PMC 5569311. PMID 28836624. 46111.  図 1 は 23 ℃ での屈折率 1.000273 を示しています。
  106. ^ Basey, David (2019年3月2日). 「大気の屈折」英国天文学会. 2025年7月24日閲覧。
  107. ^ Edlén, Bengt (1966). 「空気の屈折率」. Metrologia . 2 (2): 71– 80. Bibcode : 1966Metro...2...71E . doi : 10.1088/0026-1394/2/2/002 .
  108. ^ Young, Andrew T. (2025). 「蜃気楼入門」サンディエゴ州立大学. 2025年7月25日閲覧。
  109. ^ a b「Global Atmospheric Circulations」 . アメリカ海洋大気庁. 2023年10月3日. 2025年7月25日閲覧。
  110. ^ 「ジェット気流」アメリカ海洋大気庁（NOAA）2024年12月9日。 2025年7月25日閲覧。
  111. ^シュックバーグ、エミリー (2011). 「天気と気候」 . モファット、H. キース、シュックバーグ、エミリー (編). 「環境ハザード：極端現象の流体力学と地球物理学」 . シンガポール国立大学数学科学研究所講義ノートシリーズ. 第21巻. World Scientific. p. 87. ISBN 978-981-4464-67-3。
  112. ^ Volland, Hans (2012).大気潮汐波と惑星波. 大気海洋科学図書館. 第12巻. Springer Science & Business Media. pp.  1– 5. ISBN 978-94-009-2861-9。
  113. ^ a b Zahnle, K.; et al. (2010). 「地球最古の大気」 . Cold Spring Harbor Perspectives in Biology . 2 (10) a004895. doi : 10.1101/cshperspect.a004895 . PMC 2944365. PMID 20573713 .  
  114. ^ウィンドリー、B. (1984). 『進化する大陸』 ニューヨーク: ワイリー・プレス.
  115. ^ Schopf, J. (1983). 『地球最古の生物圏：その起源と進化』プリンストン大学出版局, ニュージャージー州.
  116. ^ Feulner, Georg (2012). 「かすかな若い太陽問題」. Reviews of Geophysics . 50 (2) 2011RG000375: RG2006. arXiv : 1204.4449 . Bibcode : 2012RvGeo..50.2006F . doi : 10.1029/2011RG000375 . S2CID 119248267 . 
  117. ^ Lyons, Timothy W.; et al. (2014年2月). 「地球の初期の海洋と大気における酸素の増加」. Nature . 506 ( 7488): 307– 315. Bibcode : 2014Natur.506..307L . doi : 10.1038/nature13068 . PMID 24553238. S2CID 4443958 .  
  118. ^ Hayes, John M.; Waldbauer, Jacob R. (2006年6月29日). 「炭素循環とそれに伴う酸化還元過程の経時変化」. Philosophical Transactions of the Royal Society B: Biological Sciences . 361 (1470): 931– 950. doi : 10.1098 /rstb.2006.1840 . JSTOR 20209694. PMC 1578725. PMID 16754608 .   
  119. ^ Lyons, Timothy W.; et al. (2014). 「30億年前の大気の酸素化」. Nature . 506 ( 7488): 307–15 . Bibcode : 2014Natur.506..307L . doi : 10.1038/nature13068 . PMID 24553238. S2CID 4443958 .  
  120. ^ a b Cordeiro, Ingrid Rosenburg; 田中美紀子 (2020年9月). 「環境酸素は発達と進化の重要な調節因子である：分子から生態学へ」 . BioEssays . 42 (9). 2000025. doi : 10.1002/bies.202000025 . PMID 32656788 . 
  121. ^ Lantink, Margriet L.; et al. (2018年2月). 「2.4 Ga hematite-rich IF の Fe isotopes of a 2.4 Ga hematite-rich IF constrain marine redox conditions around the GOE. Precambrian Research . 305 : 218– 235. Bibcode : 2018PreR..305..218L . doi : 10.1016/j.precamres.2017.12.025 . hdl : 1874/362652 .
  122. ^ Laakso, TA; Schrag, DP (2017年5月). 「大気中の酸素の理論」 .地球生物学. 15 (3): 366– 384. Bibcode : 2017Gbio...15..366L . doi : 10.1111/gbi.12230 . PMID 28378894 . 
  123. ^ Scotese, Christopher R. (2010). 「Back to Earth History: Summary Chart for the Precambrian」 . Paleomar Project . 2025年7月21日閲覧。
  124. ^ Towe, KM (1970年4月). 「酸素-コラーゲン優先性と初期後生動物の化石記録」.米国科学アカデミー紀要. 65 (4): 781– 788. Bibcode : 1970PNAS...65..781T . doi : 10.1073/pnas.65.4.781 . PMC 282983. PMID 5266150 .  
  125. ^ Martin, Daniel; et al. (2016). 「全身の脱酸素化によるヒトの生理学的影響」 . The Journal of Physiological Sciences . 67 (1): 97– 106. doi : 10.1007/s12576-016-0501-0 . ISSN 1880-6546 . PMC 5138252. PMID 27848144 .   
  126. ^ライディング、R. (2009 年 10 月)。「約 3 億 5,000 万年前のシアノバクテリア生物誘発石灰化に対する大気の刺激?」。パライオス。24 (10): 685–696 . Bibcode : 2009Palai..24..685R。土井：10.2110/palo.2009.p09-033r。ISSN 0883-1351。 
  127. ^ a b Berner, RA (2001年3月). 「顕生代における大気中のO2のモデリング」 . Geochimica et Cosmochimica Acta . 65 (5): 685– 694. doi : 10.1016/S0016-7037(00)00572-X . ISSN 0016-7037 . 
  128. ^ Calvo-Flores, Francisco G. (2025). 『環境の化学を理解する』John Wiley & Sons. ISBN 978-1-119-56863-6。
  129. ^ Gerlach, Terry (2011年6月). 「火山起源二酸化炭素と人為起源二酸化炭素」. Eos, Transactions American Geophysical Union . 92 (24): 201– 202. Bibcode : 2011EOSTr..92..201G . doi : 10.1029/2011EO240001 .
  130. ^ 「Pollution」 . Merriam-Webster . 2025年7月25日閲覧。
  131. ^ハロップ、オーウェン（2003年）『大気質の評価と管理：実践ガイド』クレイの健康と環境図書館、CRCプレス、pp.  30– 49、ISBN 978-0-203-30263-7。
  132. ^ IPCC (2021). 「政策決定者向け要約」(PDF) . IPCC AR6 WG1 . pp.  4– 5. 2021年8月11日時点のオリジナル(PDF)からアーカイブ。 2021年11月20日閲覧。
  133. ^気候リスクの管理、損失と損害への対処. パリ：OECD出版. 2021年11月. Bibcode：2021mcrf.book.....O . doi：10.1787/55ea1cc9-en . ISBN 978-92-64-43966-5。
ウィキメディア コモンズには、地球の大気に関連するメディアがあります。
WikiquoteにAirに関する引用があります。
「 https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Atmosphere_of_Earth&oldid=1332149720」より取得