大気のほとんどは、 大気の層 - 対流圏、成層圏、中間圏、熱圏、外圏

地球の組成。 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不可欠であり、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・ブラックの実験中に証明されました。 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、焦げたマグネシア（酸化マグネシウム）が形成されることを発見しました。 対照的に、石灰岩を焼成すると、「束縛された空気」が取り除かれます。 これらの実験に基づいて、科学者は、炭酸アルカリと苛性アルカリの違いは、前者には空気の成分の1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。 今日、二酸化炭素に加えて、地球の空気の組成には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比率は、高さ 120 km までの下層の典型的なものです。 これらの領域には、ホモスフィアと呼ばれる、よく混合された均一な領域があります。 ホモスフィアの上には、ガス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スフィアがあります。 領域は、ターボポーズによって互いに分離されています。

太陽や宇宙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。 分子状酸素の崩壊中に、原子状酸素が形成されます。これは、200 kmを超える高度の大気の主なガスです。 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 3 つの下層大気層に集中しているため、100 km を超える高度での空気組成の変化は、大気の全体的な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、地球の空気量の 4 分の 3 以上を占めています。 現代の窒素は、初期のアンモニア水素雰囲気が、光合成中に形成される分子状酸素で酸化されることによって形成されました。 現在、脱窒の結果として少量の窒素が大気中に入ります。これは、硝酸塩を亜硝酸塩に還元し、その後、嫌気性原核生物によって生成される気体酸化物と分子状窒素が形成されるプロセスです。 火山噴火の際には、窒素の一部が大気中に入ります。

上層大気では、オゾンが関与して放電にさらされると、分子窒素が一酸化窒素に酸化されます。

N 2 + O 2 → 2NO

通常の条件下では、一酸化窒素はすぐ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。 バイオスピードを決める 化学反応、酸素希釈剤の役割を果たします。

酸素は、地球の大気中で 2 番目に豊富なガスです。 このガスの形成は、植物やバクテリアの光合成活動に関連しています。 そして、光合成生物が多様化し、数が増えるほど、大気中の酸素含有量のプロセスが重要になります。 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、紫外太陽放射の影響下で（hνと表します）、オゾンが形成されます。

O 2 + hν → 2O

同じ紫外線の作用の結果として、オゾンは崩壊します：

O 3 + hν → O 2 + O

O 3 + O → 2O 2

最初の反応の結果として、2番目の分子酸素の結果として、原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、チャップマンメカニズムと呼ばれています.

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、不可逆的な変異を引き起こす紫外線から生物を保護する役割を果たします。 いわゆるオゾンの最高濃度は、下部成層圏で観察されます。 オゾン層またはオゾンスクリーンは、高度 22 ～ 25 km にあります。 オゾンの含有量は少なく、通常の気圧では、地球の大気中のすべてのオゾンは、わずか 2.91 mm の厚さの層を占めます。

大気中で 3 番目に一般的なガスであるアルゴン、ネオン、ヘリウム、クリプトン、キセノンの形成は、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、および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-粒子はヘリウム核であり、エネルギー損失の過程で電子を捕獲して 4 He になります)。

アルゴンは、カリウムの放射性同位体の崩壊中に形成されます: 40 K → 40 Ar + γ.

ネオンは火成岩から逃げます。

クリプトンは、ウラン (235 U と 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、超ウラン元素が驚異的に短い半減期で崩壊した結果として、地球の進化の初期段階で形成されたか、宇宙から来たものであり、クリプトンの含有量は地球上の 1,000 万倍です。 .

キセノンはウランの核分裂の結果であるが、このガスのほとんどは、地球の形成の初期段階から、一次大気から取り残されている.

二酸化炭素は火山噴火の結果として大気中に入り、分解の過程で 有機物. 地球の中緯度の大気中の含有量は、季節によって大きく異なります。冬にはCO 2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形成されます。 しかし、大気を構成するガスの中で最も軽いため、常に宇宙空間に逃げているため、大気中の含有量は非常に少ないです。

水蒸気は、湖、川、海、陸地の表面から水分が蒸発した結果です。

水蒸気と二酸化炭素を除いて、大気の下層の主なガスの濃度は一定です。 少量の大気には、硫黄酸化物 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 などがあります。 対流圏の大気下層には、常に大量の固体粒子と液体粒子が浮遊しています。

地球の大気中の粒子状物質の発生源は、火山の噴火、植物の花粉、微生物、および 近々製造工程における化石燃料の燃焼などの人間活動。 結露の核であるほこりの最小の粒子は、霧や雲の形成の原因です。 大気中に常に存在する固体粒子がなければ、降水は地球に降りません。

雰囲気（ギリシャのアトモスから - 蒸気とスファリア - ボール） - それとともに回転する地球の空気殻。 大気の発達は、地球上で起こっている地質学的および地球化学的プロセス、ならびに生物の活動と密接に関連していました。

空気は土壌の最小の細孔に浸透し、水にも溶解するため、大気の下限は地球の表面と一致します。

高度2000～3000kmの上限が徐々に宇宙空間に出ていきます。

酸素が豊富な大気は、地球上で生命を可能にします。 大気中の酸素は、人間、動物、植物の呼吸の過程で使用されます。

もし大気がなければ、地球は月のように静かになるでしょう。 結局のところ、音は空気粒子の振動です。 空の青い色は、大気を通過する太陽光線が、レンズを通過するかのように、それらの構成色に分解されるという事実によって説明されます。 この場合、青と青の光線が何よりも散乱します。

大気は、生物に有害な影響を与える太陽からの紫外線放射の大部分を保持しています。 また、地球の表面に熱を保ち、地球が冷えるのを防ぎます。

大気の構造

密度と密度が異なる、大気中のいくつかの層を区別できます（図1）。

対流圏

対流圏- 大気の最下層。極より上の厚さは 8 ～ 10 km、温帯緯度では 10 ～ 12 km、赤道上では 16 ～ 18 km。

米。 1. 地球の大気の構造

対流圏の空気は 地球の表面、すなわち陸と水から。 したがって、この層の気温は高さとともに 100 m ごとに平均 0.6 °C 低下し、対流圏の上限では -55 °C に達します。 同時に、対流圏の上部境界にある赤道の地域では、気温は-70°C、北極の地域では-65°Cです。

大気の質量の約 80% が対流圏に集中し、ほとんどすべての水蒸気が存在し、雷雨、嵐、雲、降水が発生し、垂直 (対流) および水平 (風) の空気の動きが発生します。

天気は主に対流圏で形成されていると言えます。

成層圏

成層圏- 高度 8 ～ 50 km の対流圏の上に位置する大気の層。 このレイヤーの空の色は紫に見えます。これは、太陽光線がほとんど散乱しない空気の希薄化によって説明されます。

成層圏には、大気の質量の 20% が含まれています。 この層の空気は希薄で、水蒸気がほとんどないため、雲や降水はほとんど形成されません。 しかし、成層圏では安定した気流が観測され、その速度は時速 300 km に達します。

この層は濃縮されています。 オゾン（オゾンスクリーン、オゾン層）、紫外線を吸収する層で、紫外線が地球に到達するのを防ぎ、それによって地球上の生物を保護します。 オゾンにより、成層圏の上部境界の気温は -50 ～ 4 ～ 55 °C の範囲になります。

中間圏と成層圏の間には移行帯、つまり成層圏があります。

中間圏

中間圏- 高度 50 ～ 80 km にある大気の層。 ここの空気密度は、地球の表面の 200 分の 1 です。 中間圏の空の色は黒く見え、日中は星が見えます。 気温は-75（-90）℃まで下がります。

高度80kmで始まります 熱圏。この層の気温は 250 m の高さまで急激に上昇し、その後一定になります。150 km の高さでは 220 ～ 240 °C に達します。 高度 500 ～ 600 km では 1500 °C を超えます。

中間圏と熱圏では、宇宙線の作用下で、ガス分子が原子の荷電（イオン化）粒子に分解されるため、大気のこの部分は呼ばれます 電離層- 高度 50 ～ 1000 km に位置する非常に希薄な空気の層で、主にイオン化された酸素原子、一酸化窒素分子、および自由電子で構成されています。 この層は高い帯電が特徴で、鏡のように長中波の電波が反射します。

電離圏では、オーロラが発生します - 太陽から飛んでいる荷電粒子の影響下で希薄化したガスの輝き - そして磁場の急激な変動が観察されます。

外気圏

外気圏- 1000 km 以上に位置する大気の外層。 この層は、ガス粒子がここを高速で移動し、宇宙空間に散乱する可能性があるため、散乱球とも呼ばれます。

大気の組成

雰囲気は、窒素 (78.08%)、酸素 (20.95%)、二酸化炭素 (0.03%)、アルゴン (0.93%)、 多数ヘリウム、ネオン、キセノン、クリプトン (0.01%)、オゾン、その他のガスが含まれていますが、それらの含有量はごくわずかです (表 1)。 地球の空気の現代的な組成は 1 億年以上前に確立されましたが、人間の生産活動が急激に増加したことで、その変化が生じました。 現在、CO 2 の含有量は約 10 ～ 12% 増加しています。

大気を構成するガスは、さまざまな機能的役割を果たします。 ただし、これらのガスの主な重要性は、主にそれらが放射エネルギーを非常に強く吸収するという事実によって決まります。 温度レジーム地球の表面と大気。

表 1. 地表付近の乾燥大気の化学組成

窒素、大気中で最も一般的なガスで、化学的にほとんど活性がありません。

空気は、窒素とは異なり、化学的に非常に活性な元素です。 酸素の特定の機能は、従属栄養生物の有機物、岩石、および火山によって大気中に放出される不完全に酸化されたガスの酸化です。 酸素がなければ、死んだ有機物の分解はありません。

大気中の二酸化炭素の役割は非常に大きいです。 それは、燃焼、生物の呼吸、腐敗のプロセスの結果として大気に入り、まず第一に、主なものです 建設材料光合成で有機物を作る。 さらに、短波太陽放射を透過し、熱長波放射の一部を吸収する二酸化炭素の特性は非常に重要であり、これにより、以下で説明するいわゆる温室効果が生み出されます。

大気プロセスへの影響、特に成層圏の熱体制への影響は、 オゾン。このガスは、太陽の紫外線の自然な吸収体として機能し、太陽放射の吸収は空気の加熱につながります。 大気中の全オゾン含有量の月平均値は、地域の緯度と季節によって 0.23 ～ 0.52 cm 以内で変化します (これは地圧と温度でのオゾン層の厚さです)。 赤道から両極にかけてオゾン含有量が増加し、秋に最小になり、春に最大になる年間変動があります。

大気の特徴的な特性は、主なガス（窒素、酸素、アルゴン）の含有量が高さによってわずかに変化するという事実と言えます。大気中の高度65 kmでは、窒素含有量は86％、酸素 - 19 、アルゴン - 0.91、高度95 km - 窒素77、酸素 - 21.3、アルゴン - 0.82%。 大気の組成は、垂直方向と水平方向の混合によって一定に保たれています。

ガスに加えて、空気には 水蒸気と 固体粒子。後者は、自然起源と人工（人為的）起源の両方を持つことができます。 これらは、花の花粉、小さな塩の結晶、道路のほこり、エアロゾルの不純物です。 太陽の光が窓を透過すると、肉眼で見ることができます。

都市や大規模な産業センターの空気中には特に多くの粒子状物質があり、そこでは有害ガスの排出と、燃料の燃焼中に形成されたそれらの不純物がエアロゾルに追加されます。

大気中のエアロゾルの濃度によって空気の透明度が決まり、地表に到達する太陽​​放射に影響を与えます。 最大のエアロゾルは凝縮核です（緯度から 凝縮- 圧縮、増粘) - 水蒸気の水滴への変換に寄与します。

水蒸気の値は、主に地表の長波熱放射を遅らせるという事実によって決まります。 大小の水分サイクルの主要なリンクを表します。 ウォーターベッドが凝縮すると、空気の温度が上昇します。

大気中の水蒸気の量は、時間と空間によって変化します。 したがって、地球の表面近くの水蒸気の濃度は、熱帯の 3% から南極の 2-10 (15)% までの範囲です。

温帯緯度の大気の垂直柱内の水蒸気の平均含有量は約1.6〜1.7 cmです（凝縮した水蒸気の層はそのような厚さになります）。 大気のさまざまな層の水蒸気に関する情報は矛盾しています。 たとえば、高度が 20 ～ 30 km の範囲では、高度が上がるにつれて比湿が大きく増加すると想定されていました。 しかし、その後の測定では、成層圏がより乾燥していることを示しています。 明らかに、成層圏の比湿は高さにほとんど依存せず、2 ～ 4 mg/kg になります。

対流圏における水蒸気含有量の変動性は、蒸発、凝縮、および水平輸送の相互作用によって決定されます。 水蒸気の凝縮の結果として、雲が形成され、雨、雹、雪の形で降水が発生します。

水の相転移のプロセスは主に対流圏で進行するため、成層圏 (高度 20 ～ 30 km) と中間圏 (中間圏界面付近) の雲は、マザーオブパールやシルバーと呼ばれ、比較的まれにしか観察されません。対流圏の雲は、地球表面全体の約 50% を覆うことがよくあります。

空気に含まれる水蒸気の量は、空気の温度によって異なります。

-20°Cの温度の1 m 3の空気には、1 g以下の水を含めることができます。 0℃で - 5g以下; +10°Сで - 9 g以下; +30 °С - 30 g 以下の水。

結論：気温が高いほど、より多くの水蒸気を含むことができます。

空気は リッチと 飽和していない蒸気。 したがって、+30°Cの温度で1 m 3の空気に15 gの水蒸気が含まれている場合、空気は水蒸気で飽和していません。 30 gの場合 - 飽和。

絶対湿度- これは、1 m 3 の空気に含まれる水蒸気の量です。 グラムで表します。 例えば、「絶対湿度が15」とある場合、これは1mLに15gの水蒸気が含まれていることを意味します。

相対湿度- これは、1 m 3 の空気中の水蒸気の実際の含有量と、特定の温度で 1 mL に含まれる水蒸気の量との比率 (%) です。 たとえば、相対湿度が 70% であるという天気予報がラジオで放送された場合、これは、空気が特定の温度で保持できる水蒸気の 70% を含むことを意味します。

空気の相対湿度 t が大きいほど。 空気が飽和に近づくほど、落下する可能性が高くなります。

年間を通して気温が高く、海面からの蒸発量が多いため、赤道域では常に高い相対湿度 (最大 90%) が観察されます。 極地でも同じように高い相対湿度が見られますが、これは、低温では少量の水蒸気でも空気が飽和または飽和に近くなるためです。 温帯の緯度では、相対湿度は季節によって異なります。冬は高く、夏は低くなります。

空気の相対湿度は、砂漠では特に低く、1 m 1 の空気には、特定の温度で可能な水蒸気の量の 2 ～ 3 分の 1 しか含まれていません。

相対湿度を測定するために、湿度計が使用されます (ギリシャ語の hygros - ウェットとメトリコから - 私は測定します)。

冷却時 飽和空気同じ量の水蒸気を保持できず、濃くなり（凝縮し）、霧の滴になります。 霧は、夏の晴れた涼しい夜に観察できます。

雲-これは同じ霧ですが、地表ではなく特定の高さで形成されます。 空気が上昇すると、温度が下がり、中の水蒸気が凝縮します。 結果として生じる小さな水滴が雲を構成します。

雲の形成に関与している 粒子状物質対流圏に浮遊。

雲があるかもしれません 形が違う、それはそれらの形成条件に依存します（表14）。

最も低くて重い雲は層雲です。 それらは地表から2 kmの高度にあります。 高度 2 ～ 8 km では、より美しい積雲が見られます。 最も高くて軽いのは巻雲です。 それらは、地表から8〜18 kmの高度にあります。

大気保護

主なソースは 工業企業そして車。 の 大都市主要な輸送ルートのガス汚染の問題は非常に深刻です。 そのため、多くの場合 主要都市私たちの国を含む世界中で、自動車の排気ガスの毒性の環境制御が導入されました。 専門家によると、空気中の煙やほこりが地表への太陽エネルギーの流れを半減させ、自然条件の変化につながる可能性があります。

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大気境界

大気は、気体媒体が地球全体と一緒に回転する地球の周りの領域と見なされます。 大気は、地球の表面から 500 ～ 1000 km の高度から始まり、外気圏で徐々に惑星間空間に入ります。

国際航空連盟が提案した定義によると、大気と宇宙の境界は高度約 100 km にあるカルマナ ラインに沿って描かれ、その上を飛行することは完全に不可能になります。 NASA は 122 キロメートル (400,000 フィート) マークを大気圏の境界として使用し、そこでシャトルは推進操縦から空力操縦に切り替わります。

物理的特性

表に記載されているガスに加えて、雰囲気には次のものが含まれます。 Cl 2 (\displaystyle (\ce (Cl2))) , SO 2 (\displaystyle (\ce (SO2))) , NH 3 (\displaystyle (\ce (NH3))) , CO (\displaystyle ((\ce (CO)))) , O 3 (\displaystyle ((\ce (O3)))) , NO 2 (\displaystyle (\ce (NO2)))、炭化水素、 HCl (\displaystyle (\ce (HCl))) , HF (\displaystyle (\ce (HF))) , HBr (\displaystyle (\ce (HBr))) , HI (\displaystyle ((\ce (HI))))、カップル Hg (\displaystyle (\ce (Hg))) , I 2 (\displaystyle (\ce (I2))) , Br 2 (\displaystyle (\ce (Br2)))、および少量の他の多くのガス。 対流圏には、常に大量の浮遊する固体と液体の粒子 (エアロゾル) があります。 地球の大気中の最も希少なガスは Rn (\displaystyle (\ce (Rn))) .

大気の構造

大気の境界層

地球の表面の状態と特性が大気のダイナミクスに直接影響する、対流圏の下層 (厚さ 1 ～ 2 km)。

対流圏

その上限は、極地で 8 ～ 10 km、温帯で 10 ～ 12 km、熱帯緯度で 16 ～ 18 km の高度です。 夏より冬の方が低い。
大気の下部の主要な層には、大気の総質量の 80% 以上と、大気中に存在するすべての水蒸気の約 90% が含まれています。 対流圏では乱流と対流が強く発達し、雲が発生し、低気圧と高気圧が発達します。 気温は高度とともに低下し、平均垂直勾配は 0.65°/100 メートルです。

圏界面

対流圏から成層圏への移行層、高度による温度の低下が止まる大気の層。

成層圏

高度 11 ～ 50 km にある大気の層。 11 ～ 25 km 層 (成層圏の下層) での温度のわずかな変化と、25 ～ 40 km 層でのマイナス 56.5 からプラス 0.8 °C (上部成層圏または反転領域) への温度の上昇が典型的です。 高度約 40 km で約 273 K (ほぼ 0 °C) の値に達した温度は、高度約 55 km まで一定のままです。 この地域 一定温度成層圏界面と呼ばれ、成層圏と中間圏の境界です。

ストラトポーズ

成層圏と中間圏の間の大気の境界層。 垂直方向の温度分布には最大値 (約 0 °C) があります。

中間圏

熱圏

上限は約800km。 気温は高度 200 ～ 300 km まで上昇し、そこで 1500 K のオーダーの値に達し、その後は高高度までほぼ一定のままです。 太陽放射と宇宙放射の作用下で、空気はイオン化されます（「極光」）-電離層の主な領域は熱圏の内側にあります。 300 km を超える高度では、原子状酸素が優勢です。 熱圏の上限は、主に現在の太陽活動によって決まります。 2008 年から 2009 年など、アクティビティが少ない期間には、この層のサイズが著しく減少します。

サーモポーズ

熱圏の上の大気の領域。 この地域では、太陽放射の吸収はわずかであり、温度は実際には高さによって変化しません。

Exosphere (散乱球)

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、ガスの高さ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の距離とともに急速に減少します。 ガス密度の減少により、温度は成層圏の 0 °C から中間圏のマイナス 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 150 °C の温度に相当します。 200 km を超えると、温度とガス密度の大幅な変動が時間と空間で観測されます。

高度約2000〜3500 kmで、外気圏は徐々にいわゆる 宇宙真空に近い、主に水素原子である惑星間ガスの希少粒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、彗星や隕石起源の塵のような粒子で構成されています。 非常に希薄な塵のような粒子に加えて、太陽と銀河起源の電磁放射と粒子放射がこの空間に浸透します。

レビュー

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0.3％以下であり、熱圏は大気の総質量の0.05％未満です。

ベース 電気特性大気中に放出 ニュートロスフィアと 電離層 .

大気中のガスの組成に応じて、それらは放出します ホモスフィアと 異種圏. 異種圏-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、そのような高さでの混合が無視できるためです。 したがって、異種圏の可変組成に従います。 その下には、ホモスフィアと呼ばれる、大気のよく混合された均質な部分があります。 これらの層の間の境界はターボポーズと呼ばれ、高度約 120 km にあります。

大気のその他の特性と人体への影響

すでに海抜 5 km の高度で、訓練を受けていない人は酸素欠乏を発症し、適応がなければ、人のパフォーマンスは大幅に低下します。 これは、大気の生理学的ゾーンが終了する場所です。 人間の呼吸は高度 9 km で不可能になりますが、約 115 km までは大気中に酸素が含まれています。

大気は私たちが呼吸するのに必要な酸素を提供してくれます。 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。

大気形成の歴史

最も一般的な理論によると、地球の大気はその歴史を通じて 3 つの異なる組成を持っていました。 最初は、惑星間空間から捕獲された軽いガス (水素とヘリウム) で構成されていました。 このいわゆる 一次大気. 次の段階では、活発な火山活動により、水素以外のガス (二酸化炭素、アンモニア、水蒸気) で大気が飽和状態になりました。 こうやって 二次大気. この雰囲気は癒されました。 さらに、大気の形成プロセスは、次の要因によって決定されました。

• 惑星間空間への軽ガス（水素とヘリウム）の漏出。
• 紫外線、雷放電、およびその他の要因の影響下で大気中で発生する化学反応。

徐々に、これらの要因が形成につながった 三次大気、水素の含有量がはるかに低く、窒素と二酸化炭素の含有量がはるかに高いことを特徴としています（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ます）。

窒素

大量の窒素の形成は、分子状酸素によるアンモニア水素雰囲気の酸化によるものです O 2 (\displaystyle (\ce (O2)))、30億年前から光合成の結果として地球の表面から来始めました。 また窒素 N 2 (\displaystyle (\ce (N2)))硝酸塩やその他の窒素含有化合物の脱窒の結果、大気中に放出されます。 窒素はオゾンによって酸化され、 NO (\displaystyle ((\ce (NO))))大気の上層で。

窒素 N 2 (\displaystyle (\ce (N2)))特定の条件下でのみ反応を開始します（たとえば、雷放電中）。 少量の放電中のオゾンによる窒素分子の酸化は、 鉱工業生産窒素肥料。 低エネルギー消費で酸化され、マメ科植物と根粒菌共生を形成するシアノバクテリア (藍藻類) および根粒菌によって生物学的に活性な形態に変換されます。自然肥料。

空気

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、大気の組成は根本的に変化し始めました。 当初、酸素は還元された化合物 - アンモニア、炭化水素、海洋に含まれる鉄の形の鉄など - の酸化に費やされました。 この段階の終わりに、大気中の酸素含有量が増加し始めました。 徐々に、酸化特性を持つモダンな雰囲気が形成されました。 これにより、大気、リソスフェア、生物圏で発生する多くのプロセスに重大かつ急激な変化が生じたため、このイベントは酸素カタストロフと呼ばれました。

希ガス

大気汚染

最近、人間が大気の進化に影響を与え始めています。 人間活動の結果、以前の地質学的時代に蓄積された炭化水素燃料の燃焼により、大気中の二酸化炭素含有量が絶えず増加しています。 膨大な量が光合成で消費され、世界中の海に吸収されます。 このガスは、火山活動や人間の生産活動だけでなく、植物や動物由来の炭酸塩岩や有機物質の分解によって大気中に入ります。 過去100年のコンテンツ CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2)))大気中は 10% 増加し、その大部分 (3,600 億トン) は燃料の燃焼によるものです。 燃料燃焼の成長率が続く場合、次の200〜300年で量 CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2)))大気中で倍増し、

海抜 1013.25 hPa (約 760 mmHg) で。 地球の表面での地球の平均気温は 15°C ですが、温度は亜熱帯砂漠の約 57°C から南極の -89°C までさまざまです。 指数関数に近い法則に従って、空気の密度と圧力は高さとともに減少します。

大気の構造. 鉛直方向には、大気は層状構造をしており、主に地理的位置、季節、時間帯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 - 対流圏 - は、高さとともに温度が低下することを特徴とし（1 kmあたり約6°C）、その高さは極緯度で8〜10 kmから熱帯で16〜18 kmです。 空気密度は高度とともに急速に減少するため、大気の総質量の約 80% が対流圏にあります。 対流圏の上には成層圏があります。これは、一般に、高さとともに温度が上昇することを特徴とする層です。 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。 約 20 km のレベルまでの下部成層圏では、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)、しばしばわずかに低下します。 気温が高くなると、太陽の紫外線がオゾンに吸収されるため、最初はゆっくりと上昇し、34 ～ 36 km のレベルからは急速に上昇します。 成層圏の上限 - 成層圏界面 - は、最高気温 (260-270 K) に対応する高度 50-55 km にあります。 高度55〜85 kmに位置し、高さとともに温度が再び低下する大気の層は、中間圏と呼ばれ、その上限である中間圏界面で、温度は夏に150〜160 Kに達し、200〜冬の 230 K. 中間圏界面の上で、熱圏が始まります - 温度の急激な上昇を特徴とする層で、高度 250 km で 800-1200 K の値に達します. 太陽の粒子および X 線放射熱圏に吸収され、流星は減速して燃え尽きるので、地球の保護層の機能を果たします。 さらに高いところには外気圏があり、散逸によって大気ガスが世界空間に散逸し、大気から惑星間空間への段階的な移行が行われます。

大気の組成. 高度約 100 km までの大気は、化学組成が実質的に均一であり、平均 分子量その中の空気（約29）は一定です。 地球の表面近くでは、大気は窒素 (体積で約 78.1%) と酸素 (約 20.9%) で構成され、少量のアルゴン、二酸化炭素 (二酸化炭素)、ネオン、およびその他の一定および可変成分 (参照空気）。

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的含有量は時間の経過とともに一定であり、さまざまな地域で均一です。 水蒸気とオゾンの含有量は空間と時間で変化します。 含有量が少ないにもかかわらず、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、軽いガス (ヘリウムと水素) が優勢になり始め、さらに高くなると、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、水面や湿った土壌からの蒸発、および植物による蒸散によって大気中に入ります。 水蒸気の相対含有量は、地球の表面近くで、熱帯地方の 2.6% から極緯度の 0.2% まで変化します。 高さとともに急速に落下し、1.5〜2 kmの高さですでに半分に減少します。 温帯緯度の大気の垂直な柱には、約 1.7 cm の「降水層」が含まれています。 水蒸気が凝縮すると雲が形成され、そこから大気中の降水が雨、雹、雪の形で降ってきます。

大気の重要な成分はオゾンで、成層圏 (10 ～ 50 km) に 90% が集中し、その約 10% が対流圏にあります。 オゾンは、ハード UV 放射 (290 nm 未満の波長) を吸収します。これは、生物圏を保護する役割を果たします。 オゾン全量の値は、緯度と季節によって異なり、0.22 ～ 0.45 cm (圧力 p= 1 atm、温度 T = 0°C でのオゾン層の厚さ) の範囲です。 1980 年代初頭から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 まで低下する可能性があり、高緯度で成長します。 大気の本質的な変動成分は二酸化炭素であり、大気中の含有量は過去 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。 植物の光合成と溶解度に関連するその緯度および季節変動 海水（ヘンリーの法則によると、水への気体の溶解度は温度の上昇とともに減少します）。

地球の気候の形成において重要な役割を果たしているのは、大気中のエアロゾル (数 nm から数十ミクロンのサイズの空気中に浮遊する固体および液体の粒子) です。 自然起源と人為起源のエアロゾルがあります。 エアロゾルは、植物の生命と人間の経済活動、火山噴火の生成物からの気相反応の過程で形成されます。これは、惑星の表面、特に砂漠地域からの風によってほこりが持ち上げられた結果です。上層大気に入る宇宙塵からも形成されます。 エアロゾルの大部分は対流圏に集中しており、火山噴火によるエアロゾルは、高度約 20 km でいわゆるジャンゲ層を形成します。 車両や火力発電所の運転の結果として、最大量の人為起源エアロゾルが大気中に入ります。 化学産業、燃料燃焼など したがって、一部の地域では、大気の組成が通常の空気とは著しく異なり、大気汚染のレベルを監視および監視するための特別なサービスを作成する必要がありました。

大気の進化. 現代の大気は、二次的な起源のようです。約 45 億年前に惑星の形成が完了した後、地球の固体シェルによって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遂げてきました。 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。 の影響下での大気自体の光化学反応 太陽の紫外線放射; 惑星間物質（例えば、隕石）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連しており、過去 30 億年から 40 億年の間、生物圏の活動とも関連しています。 現代の大気を構成するガス (窒素、二酸化炭素、水蒸気) の大部分は、火山活動と貫入の間に発生し、地球の深部から運び出されました。 酸素は、約 20 億年前に、光合成生物の活動の結果としてかなりの量で出現しました。 表層水海洋。

炭酸塩堆積物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 7000 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、および光合成に応じて大きく変化しました。 このほとんどの期間、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量は大きく変化し、それを増加させる傾向が優勢でした。 先カンブリア時代の大気では、一般に、顕生代の大気よりも二酸化炭素の質量が大きく、酸素の質量が少なかった. 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う温室効果を増加させました。これにより、顕生代の主要部分の気候は、顕生代よりもはるかに暖かくなりました。現代。

雰囲気と生活. 大気がなければ、地球は死んだ惑星になります。 有機生命体は、大気とそれに関連する気候や天候との密接な相互作用の中で進行します。 地球全体（約100万分の1）と比較して質量が取るに足らないものである大気は、すべての生命体にとって必要条件です。 酸素、窒素、水蒸気、二酸化炭素、オゾンは、生物の生命にとって最も重要な大気ガスです。 二酸化炭素が光合成植物によって吸収されると、人間を含む大多数の生物によってエネルギー源として使用される有機物が生成されます。 酸素は好気性生物の存在に必要であり、そのエネルギー供給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、 ミネラル栄養植物。 太陽の強い紫外線を吸収するオゾンは、太陽の放射線のうち生命を脅かすこの部分を大幅に減衰させます。 大気中の水蒸気の凝縮、雲の形成、およびそれに続く降水によって陸地に水が供給されますが、これなしでは生命は存在できません。 水圏における生物の生命活動は、主に数と 化学組成水に溶けた大気ガス。 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のシステムの一部と見なすことができ、その維持と進化（生物地球化学サイクルを参照）は、地球の組成を変化させるために非常に重要でした。惑星としての地球の歴史を通して大気。

大気の放射、熱、水の収支. 太陽放射は、大気中のすべての物理的プロセスの実質的に唯一のエネルギー源です。 大気の放射体制の主な特徴は、いわゆる温室効果です。大気は太陽放射を地表に非常によく伝達しますが、地表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。地表面の放射熱損失を補償する逆放射の形での表面 (大気放射を参照)。 大気が存在しない場合、地表の平均気温は -18°C ですが、実際には 15°C です。 入射する太陽放射は、部分的に (約 20%) 大気に吸収され (主に水蒸気、水滴、二酸化炭素、オゾン、およびエアロゾルによって)、エアロゾル粒子および密度変動 (レイリー散乱) によって散乱 (約 7%) されます。 . 地球の表面に到達する全放射は、部分的に (約 23%) 反射されます。 反射率は、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、積分太陽放射フラックスの地球のアルベドは 30% 近くです。 数パーセント（乾いた土と黒い土）から新雪の場合は70〜90％までさまざまです。 地表と大気の間の放射熱交換は、本質的にアルベドに依存し、地表の実効放射と、地表に吸収される大気の逆放射によって決定されます。 宇宙空間から地球の大気圏に入り、そこから戻ってくる放射フラックスの代数和は、放射収支と呼ばれます。

大気と地表に吸収された後の太陽放射の変換は、惑星としての地球の熱収支を決定します。 大気の主な熱源は地表です。 それからの熱は、長波放射の形でだけでなく、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、それぞれ平均 20%、7%、23% です。 直射日光の吸収により、ここでも約 20% の熱が加えられます。 太陽の光線に垂直で、地球から太陽までの平均距離（いわゆる太陽定数）で大気の外側にある単一の領域を通る単位時間あたりの太陽放射のフラックスは1367 W / m 2であり、変化太陽活動のサイクルに応じて、1〜2 W / m 2です。 惑星のアルベドが約 30% の場合、地球への太陽エネルギーの時間平均流入量は 239 W/m 2 です。 惑星としての地球は平均して同じ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、熱長波放射の有効温度は 255 K (-18°C) です。 同時に、地表の平均気温は 15°C です。 33℃の差は温室効果によるものです。

大気全体の水分収支は、地球の表面から蒸発した水分の量と、地球の表面に降る降水の量が等しくなることに対応します。 海上の大気は、陸地よりも蒸発プロセスからより多くの水分を受け取り、降水という形で 90% を失います。 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。 海洋から大陸へと大気中に運ばれる水蒸気の量は、海洋に流れ込む川の流れの量に等しい。

空気の動き. 地球は球形をしているため、熱帯地方よりも高緯度に到達する太陽​​放射が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。 海と大陸の相対的な位置も、気温の分布に大きく影響します。 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地の変動よりもはるかに小さくなっています。 この点で、中緯度および高緯度では、海洋上の気温は大陸よりも夏に著しく低く、冬に高くなります。

地球のさまざまな地域で大気が不均一に加熱されると、空間内で不均一な大気圧の分布が生じます。 海面では、圧力分布は、赤道付近の比較的低い値、亜熱帯（ベルト）の増加によって特徴付けられます 高圧）、中緯度と高緯度で減少しています。 同時に、温帯緯度の大陸では、通常、気圧は冬に上昇し、夏に下降します。これは、温度分布に関連しています。 圧力勾配の作用下で、空気は高圧の領域から低圧の領域に向けられた加速を受け、それが気団の動きにつながります。 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、および曲線軌道の影響も受けます。 遠心力. 非常に重要乱気流混合があります (大気乱流を参照)。

気流（大気の大循環）の複雑なシステムは、圧力の惑星分布に関連しています。 子午面では、平均して、2 つまたは 3 つの子午線循環セルがトレースされます。 赤道付近では、暖められた空気が亜熱帯で上昇・下降し、ハドレーセルを形成します。 逆フェレルセルの空気もそこに下降します。 高緯度では、直接極セルがトレースされることがよくあります。 子午線循環速度は 1 m/s 以下のオーダーです。 コリオリ力の作用により、ほとんどの大気では、 西風中部対流圏での速度は約 15 m/s です。 比較的安定した風系があります。 これらには貿易風が含まれます。これは、亜熱帯の高気圧帯から赤道に吹く風で、顕著な東側成分 (東から西) があります。 モンスーンは非常に安定しており、季節的な特徴が明確に表れている気流です。夏は海から本土へ、冬は反対方向に吹きます。 インド洋のモンスーンは特に定期的です。 中緯度では、気団の動きは主に西側（西から東）です。 これは大気前線のゾーンであり、その上で大きな渦が発生します-サイクロンとアンチサイクロンは、数百、さらには数千キロメートルをカバーします。 サイクロンは熱帯地方でも発生します。 ここでは、サイズは異なりますが、風速が非常に高く、ハリケーンの強さ (33 m/s 以上) に達する、いわゆる熱帯低気圧です。 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、子午面ハドレー循環の直接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の比較的狭く、境界がはっきりしたジェット気流がしばしば観測され、その中で風が 100 度に達します。 -150、さらには 200 m/ あり。

気候と天気. さまざまな緯度からさまざまな地域に到達する太陽​​放射の量の違い 物理的特性地球の表面は、地球の気候の多様性を決定します。 赤道から熱帯の緯度まで、地表付近の気温は平均 25 ～ 30 °C で、年間を通じてほとんど変化しません。 赤道地帯では、通常、多くの降水量が降るため、そこに過剰な水分が発生する条件が作成されます。 熱帯では降水量が減少し、地域によっては非常に少なくなります。 ここに地球の広大な砂漠があります。

亜熱帯・中緯度地域では、年間を通じて気温の変化が大きく、特に海から離れた大陸地域では夏と冬の気温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、気温の年間振幅は 65°C に達します。 これらの緯度における加湿条件は非常に多様であり、主に大気の大循環の体制に依存し、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、気温は年間を通して低いままです。 これは、主にシベリアで、ロシアの面積の 65% 以上を占める、海と陸地と永久凍土の広範囲にわたる氷の分布に貢献しています。

過去数十年にわたり、地球規模の気候の変化は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上昇します。 夏よりも冬に。 日中よりも夜に。 20世紀を通じて、ロシアの地表付近の年間平均気温は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ました。 これは、小さなガス状不純物の濃度の増加による温室効果の増加に関連しています。

天候は、大気循環の条件と地域の地理的位置によって決まります。熱帯で最も安定しており、中高緯度で最も変化しやすいです。 何よりも、大気前線、サイクロン、高気圧の通過、降水量の増加、風量の増加により、気団の変化のゾーンで天候が変化します。 気象予報のデータは、地上の気象観測所、船舶、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・音響・電気現象. 電磁放射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、散乱の結果として、さまざまな光学現象が発生します：虹、王冠、ハロー、蜃気楼など。散乱は、大空の見かけの高さと空の青色を決定します。 オブジェクトの可視範囲は、大気中の光の伝搬条件によって決まります (大気可視性を参照)。 さまざまな波長での大気の透明度は、通信範囲と、地表からの天体観測の可能性を含む、機器でオブジェクトを検出する可能性を決定します。 成層圏と中間圏における光学的不均一性の研究では、薄明現象が重要な役割を果たします。 たとえば、宇宙船からの夕暮れを撮影すると、エアロゾル層を検出できます。 大気中の電磁放射の伝播の特徴は、そのパラメータのリモートセンシング方法の精度を決定します。 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り、電波受信の可能性が決まります (電波の伝搬を参照)。

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)。 大気のリモートセンシングに興味があります。 ロケットによって上層大気に発射された爆薬の爆発は、成層圏と中間圏の風システムと温度の経過に関する豊富な情報を提供しました。 安定した成層大気では、温度が断熱勾配 (9.8 K/km) よりもゆっくりと高度とともに低下すると、いわゆる内部波が発生します。 これらの波は、成層圏、さらには中間圏まで上向きに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.

地球の負電荷とそれによって引き起こされる電場、大気は、帯電した電離圏と磁気圏とともに、地球規模の電気回路を作成します。 雲の形成と雷電が重要な役割を果たしています。 雷放電の危険性により、建物、構造物、電力線、および通信を雷から保護するための方法の開発が必要になりました。 この現象は航空にとって特に危険です。 雷放電は、大気と呼ばれる大気の電波干渉を引き起こします (ホイッスル大気を参照)。 電界の強度が急激に増加している間、地表から突き出ている物体の点や鋭い角、山の個々の頂上などで発生する発光放電が観察されます（エルマライト）。 大気には常に多数の軽イオンと重イオンが含まれており、大気の電気伝導度を決定する特定の条件によって大きく異なります。 地表近くの主な空気イオナイザーは、地殻や大気中に含まれる放射性物質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。過去数世紀にわたり、人間の活動により、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、メタンの含有量は約 300-400 年前の 0.7-10 1 から 1.8-10 -4 に増加しました。 21世紀; 前世紀の温室効果の増加の約 20% は、20 世紀半ばまで大気中に実際には存在しなかったフレオンによってもたらされました。 これらの物質は成層圏オゾン破壊物質として認識されており、その生産は 1987 年のモントリオール議定書で禁止されています。 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、その他の炭素燃料の燃焼、および森林伐採によって引き起こされ、その結果、光合成による二酸化炭素の吸収が減少します。 メタンの濃度は、石油とガスの生産量の増加（その損失による）、および米作の拡大と牛の数の増加に伴い増加します。 これらすべてが気候温暖化に寄与しています。

天候を変えるために、大気プロセスに積極的に影響を与える方法が開発されました。 それらは、雷雲に特殊な試薬を分散させることにより、雹の被害から農作物を保護するために使用されます。 また、空港の霧を吹き飛ばしたり、植物を霜から保護したり、雲に影響を与えて適切な場所で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な気象ステーションとポストのグローバル ネットワークによって実行されます。 毎日の観測は、気温と湿度、大気圧と降水量、曇り、風などに関する情報を提供します。日射量とその変換の観測は、アクチノメトリック ステーションで実行されます。 大気の研究にとって非常に重要なのは、高さ 30 ～ 35 km までのラジオゾンデを使用して気象観測が行われる気象観測所のネットワークです。 多くのステーションでは、大気中のオゾン、大気中の電気現象、および大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、世界の海洋の特定の地域に恒久的に配置されている「気象船」が運用されている海洋での観測、および研究船や他の船から受け取った気象情報によって補足されます。

ここ数十年で、気象衛星の助けを借りて、大気に関する情報がますます多く得られました。気象衛星には、雲を撮影し、太陽からの紫外線、赤外線、およびマイクロ波放射のフラックスを測定するための機器が設置されています。 衛星は、鉛直温度プロファイル、雲量とその含水量、大気放射バランスの要素、海面温度などに関する情報を取得することを可能にします。ナビゲーション衛星システムからの無線信号の屈折の測定を使用して、次のことが可能です。密度、圧力、温度、および大気中の水分含有量の垂直プロファイルを決定します。 衛星の助けを借りて、地球の太陽定数と惑星アルベドの値を明らかにし、地球大気システムの放射収支のマップを作成し、小さな大気不純物の含有量と変動性を測定し、多くを解決することが可能になりました大気物理学と環境モニタリングの他の問題。

点灯：Budyko M. I. 過去と未来の気候。 L.、1980; Matveev L. T. 一般気象学コース。 大気の物理学。 第2版 L.、1984; Budyko M. I.、Ronov A. B.、Yanshin A. L. 大気の歴史。 L.、1985; Khrgian A.Kh. 大気物理学。 M.、1986; 雰囲気: ハンドブック。 L.、1991; Khromov S. P.、Petrosyants M. A. 気象学および気候学。 第5版。 M.、2001年。

G. S. Golitsyn、N. A. Zaitseva。

- 地球とともに回転する球体の空気殻。 大気の上限は、通常、高度150〜200 kmで行われます。 下限は地球の表面です。

大気は気体の混合物です。 表面の空気層の体積の大部分は、窒素 (78%) と酸素 (21%) です。 さらに、空気には不活性ガス (アルゴン、ヘリウム、ネオンなど)、二酸化炭素 (0.03)、水蒸気、およびさまざまな固体粒子 (ほこり、すす、塩の結晶) が含まれています。

空気は無色で、空の色は光波の散乱の特殊性によって説明されます。

大気は、対流圏、成層圏、中間圏、熱圏のいくつかの層で構成されています。

空気の最下層は呼ばれます 対流圏。異なる緯度では、その力は同じではありません。 対流圏は惑星の形を繰り返し、地球とともに軸回転に参加します。 赤道では、大気の厚さは 10 ～ 20 km です。 赤道では大きく、極では小さくなります。 対流圏は空気の最大密度によって特徴付けられ、大気全体の質量の4/5がそこに集中しています。 対流圏は気象条件を決定します。ここではさまざまな気団が形成され、雲や降水が形成され、激しい水平および垂直の空気の動きが発生します。

高度50 kmまでの対流圏の上に位置しています 成層圏。空気の密度が低く、水蒸気が含まれていないのが特徴です。 高度約 25 km の成層圏の下部。 「オゾンスクリーン」があります - 吸収する高濃度のオゾンを含む大気の層 紫外線生物にとって致命的。

高度50～80～90kmに広がる 中間圏。標高が高くなるにつれて、平均鉛直勾配 (0.25-0.3)° / 100 m で温度が下がり、空気密度が低下します。 主なエネルギープロセスは放射熱伝達です。 大気の輝きは、振動励起分子であるラジカルが関与する複雑な光化学プロセスによるものです。

熱圏 80-90から800 kmの高度に位置しています。 ここの空気密度は最小限で、空気のイオン化度は非常に高いです。 気温は太陽の活動によって変化します。 荷電粒子の数が多いため、オーロラや磁気嵐がここで観測されます。

大気は地球の性質にとって非常に重要です。酸素がなければ、生物は呼吸できません。 そのオゾン層は、すべての生き物を有害な紫外線から守っています。 大気は温度の変動を滑らかにします。地球の表面は夜に過冷却されず、日中に過熱しません。 惑星の表面に到達しない大気の密な層では、いばらから隕石が燃え尽きます。

大気は地球のすべての殻と相互作用します。 その助けを借りて、海と陸の間の熱と水分の交換。 大気がなければ、雲も降水も風もありません。

人間の活動は、大気に重大な悪影響を及ぼします。 大気汚染が発生し、一酸化炭素（CO 2）の濃度が上昇します。 そして、これが地球温暖化に寄与し、「温室効果」を高めます。 地球のオゾン層は、産業廃棄物や輸送によって破壊されています。

大気を保護する必要があります。 先進国では、大気汚染を防ぐための一連の対策が講じられています。

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