Atmosphere

Japanese: 大気 - たいき（英語表記）atmosphere

A layer of gas that surrounds the Earth. The space in which the atmosphere spreads is called the atmosphere or airsphere. The outer edge of the atmosphere, where the atmosphere becomes thin and transitions into outer space, is called the exosphere. The gas molecules that make up the atmosphere are held captive by the Earth's gravity, but in the exosphere, some of the gas molecules escape gravity and into outer space. The atmosphere is approximately 500 kilometers thick.

[Taro Matsuno]

Origin of the Earth's atmosphere

There are still many unknowns regarding the origin of the Earth's atmosphere. It is believed that in the early stages of the Earth's formation, the atmosphere was about 1,000 times thicker than it is today, but it is not clear whether it was mainly made up of interstellar gases, or whether it was mostly made up of rocks released by the heat of planetesimal collisions. It is believed that this primordial atmosphere changed into the present-day atmosphere, but the idea that the present-day atmosphere was created by volcanic activity after the primordial atmosphere was blown away has not been completely ruled out, and there are many areas that await further research.

[Taro Matsuno]

Atmospheric volume and pressure

The mass of the atmosphere is about 1 kilogram per square centimeter of the Earth's surface. The atmosphere at the surface has enough pressure to support this weight. This pressure is called 1 atmosphere, which is about 1,000 hectopascals (= millibars). At any altitude, the pressure of the atmosphere supports the weight of the atmosphere above it. Conversely, the atmosphere does not expand into space even though it has pressure, because it is held down by the weight of the atmosphere above it. Due to this balance, the pressure and density of the atmosphere decrease exponentially with height. The rate is about one tenth for every 15 kilometers. Thus, at an altitude of 30 kilometers, the pressure is one hundredth of that at the surface, or 10 hectopascals. In other words, 99% of the atmosphere is below 30 kilometers. Furthermore, the amount of atmosphere above 100 kilometers is one millionth of the total. The density of the atmosphere at the surface is about 1 kilogram per cubic meter.

[Taro Matsuno]

Atmospheric composition

The gases that make up the atmosphere, that is, air, are a mixture of various components. The composition ratio of the major components, excluding water vapor (called dry air), is constant up to an altitude of about 100 kilometers. However, most of the ozone exists in the ozone layer centered at an altitude of 25 kilometers, and methane and nitrous oxide decrease rapidly at altitudes of 30 kilometers or more.

In urban areas, smoke from factories and exhaust from cars and homes adds substances that do not exist in nature and significantly changes the concentrations of naturally occurring substances. This condition is called air pollution. The composition of the air that has changed due to air pollution will return to its natural state through the purification properties of the air itself and mixing with the surrounding air. However, carbon dioxide produced by the consumption of fossil fuels such as oil and coal remains in the atmosphere and its concentration gradually increases above its original value.

The atmosphere is basically composed of gas, but it does contain very small amounts of liquid or solid particles. These originate from sea spray, particles blown up by the wind from the earth's surface, smoke from combustion, volcanic smoke, etc. and are generally called aerosols (suspended particles, aerosols). Most are found at altitudes below 10 kilometers, but at altitudes of around 20 kilometers in the stratosphere, sulfuric acid droplets formed from volcanic smoke exist in layers.

Although the main components of the atmosphere have different specific gravities, they do not separate into upper and lower parts due to differences in weight, but maintain the same ratio at altitudes below 90 kilometers. This is because they are constantly being stirred up by the movement of the atmosphere. The composition of the upper atmosphere above altitudes of 100 kilometers is different, and changes significantly with height. This is because the components undergo photochemical changes due to the action of ultraviolet rays from the sun, and separate due to differences in specific gravity.

[Taro Matsuno]

Atmospheric Layers and Divisions

The properties of the atmosphere do not vary significantly from place to place at the same altitude, but they vary significantly as the altitude changes. On the other hand, within a certain range of altitudes, the atmosphere has common properties. Therefore, the atmosphere is divided into several layers according to altitude, and each layer is given a name to distinguish them. There are various classifications depending on what properties are focused on, but the most basic classification is by temperature. In this classification, the area from the ground to an altitude of 11 kilometers is called the troposphere, from there to an altitude of 48 kilometers is called the stratosphere, then the mesosphere to an altitude of 80 kilometers is called the mesosphere, and above that is the thermosphere. The boundaries of these spheres are called, from bottom to top, the tropopause (11 kilometers), the stratopause (48 kilometers), and the mesopause (80 kilometers). However, the tropopause is often simply called the tropopause.

The important names used in parallel with the temperature-based atmospheric layer classification names are the ionosphere and magnetosphere. The ionosphere ranges from 70 to 500 kilometers above the ground. At this altitude, the atmosphere is partially ionized by ultraviolet and X-ray radiation from the sun, and becomes electrically charged particles (electrons and ions). Based on the maximum electron density, it is divided into the D region below an altitude of 90 kilometers, the E region extending from 90 to 140 kilometers, and the F region extending from 140 to 400 kilometers. Previously, it was thought that there were three separate layers of ionized gas at these three altitudes, and they were called the D layer, E layer, and F layer, respectively. These names are still used as a matter of convention.

The magnetosphere is the region where the effect of the Earth's magnetic field on charged particles is most pronounced. It begins at an altitude of several hundred kilometers and extends to tens of thousands of kilometers outside the atmosphere. Charged particles have the property of clinging to magnetic field lines, so they are captured by the Earth's magnetic field even at altitudes where they would escape the Earth if gravity were the only factor. In other words, the magnetosphere refers to the range of influence of the Earth's magnetic field on charged particles, and is therefore separate from the atmosphere. The bottom of the magnetosphere overlaps with the atmosphere, where charged particles are created from neutral air by ionization, and the two spheres affect each other as charged particles collide with neutral gas molecules.

Until the 1940s, when observation methods were insufficient, the atmosphere was vaguely divided into upper and lower parts, and was called the lower atmosphere, upper atmosphere, and ultra-high atmosphere. The first two of these are historical, and refer to the area near the ground surface, including mountains, that can be directly observed (the lower troposphere), and the upper atmosphere that can only be grasped by radiosonde exploration. The upper atmosphere does not necessarily have a clear upper limit. The ultra-high atmosphere refers to the ionosphere and above, which are not related to weather or meteorology. Since the 1970s, the stratosphere and mesosphere have been combined, and the range from 10 to 100 kilometers in altitude, including the bottom of the thermosphere, has been called the middle atmosphere. This is because it has become clear that this region is connected by many common features in terms of chemical composition, energy balance, and characteristics of atmospheric movement.

In addition to the above classifications, the atmospheric boundary layer is an area between 1 and 2 kilometers above the earth's surface. The temperature and movement of the atmosphere in this altitude range are strongly influenced by the earth's surface, and show significant regional differences. In contrast, the area above the atmospheric boundary layer is called the free atmosphere, and is not greatly affected by the unevenness of the earth's surface.

[Taro Matsuno]

Atmospheric Observation

Meteorological elements near the earth's surface (pressure, temperature, wind direction, wind speed, etc.) can be measured by instruments installed on the ground. Observation of phenomena in the atmospheric boundary layer is performed using observation towers, tethered balloons, sonic radar, and wind profilers that measure wind using radio waves. Radiosondes are used to observe upper air meteorology. These balloons are equipped with a barometer, thermometer, and hygrometer, and are launched to measure the air as they rise, sending the measurements by radio. The balloon's position can be determined by tracking the direction of the incoming radio waves with a highly directional parabolic antenna, or by receiving radio waves from the ground or satellites with equipment installed on the balloon itself, and the direction and speed of the upper air winds that are blowing the balloon can also be determined. Such upper air meteorological observations are routinely performed twice a day at hundreds of locations around the world. Radiosondes usually reach an altitude of 20 to 30 kilometers. Large balloons launched for research purposes can also be used to observe up to an altitude of about 50 kilometers.

Rockets and artificial satellites are used for direct observation at altitudes that balloons cannot reach. The Japan Meteorological Agency's Weather Rocket Observatory, which opened in 1970 in Sanriku Town, Iwate Prefecture (now Ofunato City), launches rockets once a week and drops a parachute equipped with a thermometer to observe the weather up to an altitude of 60 kilometers. However, with the subsequent improvement of the observation system, including the introduction of weather satellites, launches were discontinued in March 2001. Rocket observations at altitudes higher than this are for research purposes. Observations of density, temperature, composition, electron density, etc. are made at altitudes up to about 300 kilometers. Artificial satellites are used to observe the ionosphere at altitudes of 200 kilometers or more.

Remote sensing, which is not a direct observation, is important for observing the upper atmosphere. By emitting laser light from the ground and measuring the scattered light that returns, it is possible to learn the density of the upper atmosphere, aerosols, ozone, and other elements. By emitting radio waves with different wavelengths and measuring the time it takes for the light to be reflected and return, and the wavelength at which it is no longer reflected, it is possible to learn the height and electron density of the ionosphere. This device is called an ionosonde, and it is used to constantly monitor the ionosphere. It is also possible to observe winds and electron temperature up to an altitude of about 200 kilometers using a powerful radar. Furthermore, since the 1990s, space agencies around the world, including Japan, have launched Earth observation satellites to observe ozone, water vapor, trace gases, aerosols, and other elements in the atmosphere, as well as the vertical distribution of atmospheric temperature.

[Taro Matsuno]

General circulation of the atmosphere

The atmosphere is constantly moving, and if we take a single mass of air, it moves around various places in the atmosphere. Just as blood in the body circulates along a set route, air masses also move in a set pattern on a statistical average. This is called the general circulation of the atmosphere (atmospheric gyre). The driving force behind the general circulation of the atmosphere is the difference in the amount of solar radiation energy obtained from the sun and the amount of energy lost by the atmosphere itself through thermal radiation, depending on the location. In other words, in the troposphere, heating by solar radiation exceeds thermal radiation in low latitude regions, while cooling by thermal radiation is significant in high latitude regions. This creates a temperature difference between the equator and the poles, and the resulting buoyancy causes large-scale movement. This movement exchanges air with different temperatures, maintaining the energy balance.

The general circulation of the atmosphere is essentially thermal convection, just like when you put a stove in a room and regular convection occurs to carry heat throughout the room. However, because the movement of the atmosphere is affected by the rotation of the Earth, the form of the general circulation is not simple. The strong westerly winds (jet streams) seen in the upper atmosphere of mid-to-high latitude regions are also a manifestation of the general circulation, and extratropical cyclones are also generated as part of the general circulation.

As a result of the general circulation of the atmosphere, air moves widely around the Earth. If we focus on air that starts near the surface of the Earth in the mid-latitudes, it takes just over a month for it to spread from the poles to the equator, and also vertically throughout the troposphere. It takes about a year for it to cross the equator and spread over the entire Earth, including the hemisphere opposite the point of departure.

[Taro Matsuno]

Characteristics at each altitude

The main properties and phenomena at each altitude in the Earth's atmosphere are as follows:

(1) Troposphere This is where 80% of the atmosphere exists, and where weather phenomena such as clouds, rain, and thunder occur. Temperature decreases with height, at an average rate of just over 6°C per kilometer. This type of temperature distribution is unstable for an atmosphere containing water vapor, and convection occurs actively, with the air above and below exchanging. That is why it is called the troposphere. The tropopause, the top of the troposphere, is low at 8 to 10 kilometers in high latitudes, but high at 17 kilometers in tropical regions. Cumulus clouds seen on sunny days and cumulonimbus clouds (thunderheads), commonly seen in summer, are manifestations of convection.

The troposphere is home to large-scale atmospheric disturbances such as tropical cyclones, extratropical cyclones, and anticyclones. Tropical cyclones are huge clusters of cumulonimbus clouds, and are the result of concentrated convection. Extratropical cyclones are caused by the temperature difference between the poles and the equator, and they balance energy by transporting warm air toward higher latitudes and cold air toward the equator.

Weather phenomena such as clouds, rain, and snow are caused by the condensation of water vapor in the air, but the rising air currents that cause condensation occur in association with large-scale disturbances. Therefore, the distribution of weather has a certain relationship to large-scale disturbances. For example, layered clouds spread to the east of an extratropical cyclone, and rain falls in areas close to the center.

(2) Stratosphere The temperature is almost constant in the lower stratosphere (below 20 km), but in the middle and upper stratosphere, the temperature increases with height, reaching about 0°C at the stratopause at an altitude of 48 km. Due to this temperature distribution, in contrast to the troposphere, the stratigraphy of the atmosphere is extremely stable, and there is no convection that mixes the air above and below. In the days when observations were not sufficient, it was imagined that the stratosphere was quiet, and therefore the gases that make up the air were separated by their weight, forming an oxygen layer, a nitrogen layer, and so on, and it was named the stratosphere. In reality, such separation does not occur, but because the mixing between the top and bottom is weak, a layered structure that is thin in the vertical direction but widely spread in the horizontal plane, like the ozone layer and aerosol layer, can be seen. The ozone layer is an area rich in ozone (O ₃ ), centered at an altitude of 20 to 25 kilometers. Oxygen molecules are dissociated by ultraviolet rays in solar radiation, and the resulting oxygen atoms combine with oxygen molecules to form ozone. The ozone produced strongly absorbs ultraviolet light with a slightly longer wavelength, causing the upper stratosphere to become hot. The aerosol layer is a layer of tiny sulfuric acid droplets (aerosols) floating around, and is formed at an altitude of about 20 kilometers. It is made through several reactions from sulfur dioxide gas derived from volcanic ash, and although it is extremely dilute, it covers the entire Earth.

There are no phenomena like temperate or tropical cyclones in the stratosphere. The general circulation of the stratosphere is simple: air that rises from the troposphere near the equator flows toward the poles, sinks at high latitudes and the poles, and returns to the troposphere. It takes one to two years for the air in the stratosphere to be completely replaced by the air in the troposphere through this general circulation.

(3) Mesosphere In the mesosphere, at altitudes between 48 and 80 kilometers, temperature decreases with height. The rate is about 4°C per kilometer, which is slower than in the troposphere, and no convection occurs. However, in the mesosphere, internal gravity waves transmitted from below break up and create strong turbulence. As a result, mixing between the top and bottom is stronger than in the stratosphere, especially in the upper part. The existence of intense turbulence has become known because the shapes of meteor trails and plumes released from rockets change in complex ways in a short period of time.

The temperature from the upper mesosphere to the lower thermosphere (altitudes 70 to 100 km) changes inversely to the seasons, i.e. it is cool in summer and hot in winter. This is thought to be due to the drag effect of internal gravity waves originating in the lower atmosphere affecting the general circulation of the atmosphere in this region, creating ascending currents in the summer hemisphere and descending currents in the winter hemisphere.

In high latitudes, white, shining clouds (noctilucent clouds) can appear near the mesopause after sunset in summer. They are formed when minute amounts of water vapor condense due to the extremely low temperatures (-120°C).

(4) Thermosphere The region up to an altitude of 90 km should be considered an extension of the mesosphere. Above 90 km, the temperature rises rapidly with altitude, reaching about 1000 K (Kelvin) at 160 km. The density of the atmosphere at this altitude is only one billionth of that at the Earth's surface, and it is in an ultra-high vacuum state, so even if the temperature is 1000 K, it does not mean that anything you touch will become hot. Temperature is a measure of the speed of movement of molecules and ions.

Above 100 km altitude, the atmospheric composition becomes separated by gravity: heavier components such as argon decrease more rapidly than other components. Also, oxygen molecules are dissociated into two oxygen atoms by photodissociation caused by ultraviolet light, so that the proportion of atomic oxygen increases with height, becoming equal to that of oxygen molecules at an altitude of around 150 km.

In the thermosphere, the density is low and molecular collisions are few, so diffusion due to molecular motion is prominent. Heat and momentum mix upward and downward through diffusion, approaching diffusion equilibrium. Atmospheric turbulence is almost nonexistent above an altitude of 110 kilometers. This altitude is sometimes called the turbulent tropopause. The thermosphere is also the ionosphere, and together with the exosphere it is called the upper atmosphere.

[Taro Matsuno]

Planetary atmosphere

Each planet in the solar system and some of its moons are surrounded by a layer of gas, just like Earth. This is called the planet's (satellite's) atmosphere. The atmospheres of the most common planets are as follows:

Venus has an atmosphere 100 times thicker than Earth's. This means that the pressure at the surface of Venus is 90 atmospheres. The temperature is also high, reaching 750K at the surface. Carbon dioxide accounts for about 90% of the atmosphere. The temperature decreases linearly with height, reaching about 240K at an altitude of 60 km. Clouds of fine droplets of sulfuric acid exist around this area and strongly reflect sunlight.

The volume of Mars' atmosphere is about one-hundredth of that of Earth. The atmospheric pressure at the surface is about 7 hectopascals, and like Venus, its composition is mostly carbon dioxide. The temperature varies significantly depending on the location, time, and season, but is around 200 to 240 K at the surface. Strong winds blow up dust, making the atmosphere turbid. The small amount of water vapor contained in the atmosphere can condense to form clouds. Carbon dioxide, the main component, also partially sublimes (solidifies) in the polar regions in winter.

[Taro Matsuno]

"Science of the Atmosphere" by Yoshimitsu Ogura (1968, NHK Books) ▽ "Meteorological Handbook" edited by the Meteorological Handbook Editorial Committee (1979, Asakura Shoten)" ▽ "Lectures on Atmospheric Science 3: The Atmosphere in the Stratosphere and Mesosphere" by Taro Matsuno and Tatsuo Shimazaki (1981, University of Tokyo Press) ▽ "Meteorological Promenade 16: The Upper Atmosphere" by Hidetsugu Kida (1983, Tokyodo Publishing) ▽ "Micrometeorology - Structure and Observation of the Atmospheric Boundary Layer" by J.C. Kaimal, translated by Yasushi Mitsuda and Michio Yamada (1993, Gihodo) ▽ "The Earth's Atmosphere and Environment" by Shunitsu Tanaka and Hiroshi Takeuchi, supervised by Mitsuhiko Taga (1997, Sankyo Publishing) ▽ "The Structure of the Earth's Atmosphere" by Takemasa Kobayashi (1998, Maruzen) ▽ "Atmospheric Environment" edited and written by Masamitsu Arita, Hiroshi Okamoto, Toshio Koike, et al. (2000, Tokyo Denki University Press) " ▽ "Atmospheric Science Near the Earth's Surface - Understanding and Applications" written by Junsei Kondo (2000, University of Tokyo Press)" ▽ "Spectroscopic Remote Sensing of the Earth's Atmosphere" edited by Nobuo Takeuchi (2001, Academic Press Center)" ▽ "Tropospheric Atmosphere, Chemistry, and the Earth's Environment" edited by Hajime Akimoto, Kimitaka Kawamura , et al. (2002, Academic Press Center)" ▽ "Earth Weather Exploration - A Planet with an Atmosphere in Photographs" written by Michael Araby and translated by Takeyumi Kobayashi (2002, Fukuinkan Shoten)" ▽ "Introduction to Atmospheric Chemistry" written by Daniel Jacob and translated by Yutaka Kondo (2002, University of Tokyo Press)" ▽ "Introduction to Earth Science - Planet Earth and the Atmosphere-Ocean System" written by Harutaka Sakai (2003, Tokai University Press)" ▽ "The Mysteries of High-Rise Spaces" by Ryuichi Sawada (Kodansha Bluebacks)

Atmospheric Structure
©Shogakukan Library ">

Atmospheric Structure

Source: Shogakukan Encyclopedia Nipponica About Encyclopedia Nipponica Information | Legend

Japanese:

地球を取り巻いて存在している気体の層。大気の広がっている空間を大気圏または気圏とよぶ。大気圏の外縁で、大気が希薄となり、宇宙空間に移り変わってゆく部分を外圏とよぶ。大気を構成している気体分子は、地球の重力によってとらえられているが、外圏では気体分子の一部が重力を振り切って宇宙空間に向けて逃げ出している。大気圏の厚さはおよそ500キロメートルである。

［松野太郎］

地球大気の起源

地球大気の起源に関してはまだ不明な点が多い。地球形成の初期には現在の1000倍くらい厚い大気があったと思われるが、それが星間ガスが集まってできたものが主なのか、微惑星の衝突時の熱によって岩石から放出されたものが多いのか明らかでない。この原始大気が変化して現在の大気になったと思われているが、一方原始大気が吹き払われた後に、火山活動によって現在の大気がつくられたという考えもまったく否定はされず、今後の研究に待つ部分が多い。

［松野太郎］

大気の量と圧力

大気の質量は、地球表面1平方センチメートル当り約1キログラムである。地表の大気は、この重さを支えるだけの圧力をもっている。その大きさを1気圧とよび、およそ1000ヘクトパスカル（＝ミリバール）である。どの高さでも、大気の圧力はそれより上にある大気の重さを支えている。逆にみれば、大気が圧力をもっているのに宇宙空間に向かって膨張して逃げ出さないのは、それより上の大気の重さで押さえ付けられているからである。このつり合いのため、大気の圧力と密度は、高さとともに指数関数的に減少する。その割合は、およそ15キロメートルごとに10分の1である。したがって、高度30キロメートルでは気圧は地表の100分の1で10ヘクトパスカルである。つまり、大気の99％は30キロメートル以下にある。さらに、高度100キロメートル以上の大気の量は、全量の100万分の1である。地表での大気の密度は、1立方メートル当り約1キログラムである。

［松野太郎］

大気の組成

大気を構成する気体、すなわち空気は、各種の成分からなる混合気体である。主要成分のうち、水蒸気を除いたもの（乾燥空気とよぶ）の組成比は、高さ100キロメートルあたりまで一定している。ただし、オゾンは、高度25キロメートルを中心としたオゾン層の中に大部分が存在しており、また、メタン、一酸化二窒素は、高度30キロメートル以上では急速に減少する。

　都市域などでは、工場からの排煙や、自動車、家庭からの排気のため、自然には存在しない成分が付け加わったり、自然に存在する成分も濃度が著しく変化したりしている。このような状態を大気汚染とよぶ。大気汚染によって変化した組成も、大気自体のもつ浄化作用や、周囲の空気との混合によって自然の状態に戻る。しかし、石油や石炭など化石燃料の消費によって生じた二酸化炭素は、大気中にとどまり、本来の濃度よりしだいに大きくなっている。

　大気は、基本的には気体からなるが、ごくわずかながら、液体または固体の微粒子を含んでいる。海水のしぶき、地表から風で舞い上がった微粒子、燃焼による煙、火山噴煙などを起源とするもので、一般にエーロゾル（浮遊微粒子、煙霧質。エアロゾルともいう）とよばれる。高度10キロメートル以下に多いが、成層圏中の高度20キロメートル付近には、火山噴煙から生じた硫酸液滴が層状をなして存在している。

　大気を構成するおもな成分は、比重が異なるにもかかわらず、重さの違いによって上下に分離することなく、高度90キロメートル以下では同一の割合を保っている。これは、大気の運動によってつねにかき混ぜられているからである。高度100キロメートル以上の超高層大気の組成は異なり、高さに応じて著しく変化する。太陽からの紫外線の作用によって光化学変化をしたり、比重の差によって分離したりするためである。

［松野太郎］

大気の層構造と区分

大気の性質は、同一高度では場所によって大きな相違はないが、高度が変わると著しく異なり、一方、ある高度範囲では共通の性質をもつ。そこで、大気を高度別にいくつかの層に分け、名前をつけて区別している。どのような性質に着目して区別するかによって異なる区分ができるが、もっとも基本的なものは温度による区分である。この区分では、地上から高度11キロメートルまでを対流圏、そこから高度48キロメートルまでを成層圏、次に高度80キロメートルまでを中間圏、それより上を熱圏とよぶ。これら各圏の境界は、下から順に、対流圏界面（11キロメートル）、成層圏界面（48キロメートル）、中間圏界面（80キロメートル）とよばれる。ただし、対流圏界面は単に圏界面ということも多い。

　温度分布に基づく大気層の区分名と並列して用いられている重要な呼称は、電離圏と磁気圏である。電離圏は、地上70キロメートルから500キロメートルぐらいまでの範囲である。この高度の大気は、太陽からの紫外線やX線の作用により一部分が電離し、電気を帯びた粒子（荷電粒子）である電子とイオンになっている。電子密度の極大に着目して、高度90キロメートル以下のD領域、90～140キロメートルに広がるE領域、140～400キロメートルに広がるF領域に分けられる。以前は、これら三つの高度に電離気体の層が分かれて存在すると考えられ、それぞれD層、E層、F層とよばれた。慣用として、この呼び方もまだ使われている。

　磁気圏は、荷電粒子に対する地球磁場の効果が著しくなる領域の名で、高度数百キロメートルから始まり、外側は大気の外の数万キロメートルあたりまで広がっている。荷電粒子は、磁力線にまとわりつく性質があるので、重力の作用のみ考えれば地球から脱出してしまう高度でも、地球磁場の作用によってとらえられているのである。つまり、磁気圏は、荷電粒子に対する地球磁場の勢力範囲をさすもので、したがって、大気圏とは別個の存在である。磁気圏の底部が大気圏と重なり、そこでは荷電粒子が中性の大気から電離によってつくられ、また、荷電粒子と中性気体分子が衝突することによって両圏は相互に影響を及ぼし合っている。

　観測手段の不十分な1940年代ごろまでは大気を漠然と上下に分けて、下層大気、高層大気、超高層大気という呼び方も行われてきた。このうち、前二者は歴史的なもので、山地を含む地表面近くの直接観測のできる範囲（対流圏下部）と、ラジオゾンデによる探査によって初めてつかむことのできる高層といった意味の区分である。高層の上限はかならずしも明瞭(めいりょう)でない。超高層大気は、天気や気象に関係のない電離圏以上をさす。1970年代以降、成層圏と中間圏をあわせ、さらに熱圏底部までを含めた高度10キロメートルから100キロメートルの範囲を中層大気とよぶようになった。この領域は、化学組成、エネルギー収支、大気運動の特色に関して共通する点が多く、ひとつながりとなっていることが明らかとなったからである。

　以上の諸区分とは別に、地表から高度1～2キロメートルの範囲を大気境界層という。この高度範囲の大気の温度、運動は地表の影響を強く受け、著しい地域性を示す。これに対して、大気境界層より上は自由大気とよばれ、地表の不均一性はあまり影響を及ぼさない。

［松野太郎］

大気の観測

地表近くの気象要素（気圧、気温、風向、風速など）は、地上に設置した機器で測定できる。大気境界層内の諸現象の観測には、観測塔、係留気球、音波レーダー、電波を用いて風を測るウィンドプロファイラなどを用いる。高層気象の観測には、ラジオゾンデが用いられる。これは気球に気圧計、温度計、湿度計をつけたものを飛揚させて上昇しながら測定を行い、観測値を電波で送ってくる。電波が到来する方向を指向性のよいパラボラアンテナで追ったり、気球自身に搭載された機器によって地上や衛星からの電波を受信することにより気球の位置を求め、それによって気球を流している上層風の向きと速さもわかる。このような高層気象観測は、定常観測として1日2回、世界中数百か所で行われている。ラジオゾンデの到達高度は普通20～30キロメートルである。気球でも研究目的のために飛揚させる大型のものは約50キロメートルの高度まで観測可能である。

　気球の届かない高度の直接観測には、ロケット、人工衛星が用いられる。1970年（昭和45）岩手県三陸町（現、大船渡(おおふなと)市）に開設された気象庁気象ロケット観測所では毎週1回ロケットを打ち上げ、温度計をつけたパラシュートを落下させて高度60キロメートルまでの気象観測を行っていた。しかし、その後の気象衛星など観測体制の充実に伴い、2001年（平成13）3月打ち上げを終了した。これ以上の高度のロケット観測は、研究を目的としたものである。300キロメートルぐらいまでの高度の密度、温度、組成、電子密度などの観測を行う。人工衛星は、高度200キロメートル以上の電離圏の観測に用いられる。

　高層大気の観測には、直接観測ではない遠隔観測（リモート・センシング）が重要である。地上からレーザー光を発射し、散乱して戻ってくる光を測って高層大気の密度やエーロゾル、オゾンの濃度などを知ることができる。波長を変えながら電波を発射し、反射して戻ってくるまでの時間と、反射しなくなる波長を測って、電離圏の高度と電子密度を知ることができる。この装置はアイオノゾンデとよばれ、これによって定常的に電離圏を監視している。強力なレーダーで高度200キロメートルぐらいまでの風や電子温度の観測を行うこともできる。さらに1990年代以降は日本を含む世界の宇宙機関によって地球観測衛星が打ち上げられ、大気中のオゾン、水蒸気、微量ガス、エーロゾルなどの観測や大気温度の鉛直分布の観測が行われている。

［松野太郎］

大気の大循環

大気はつねに動いており、ひとかたまりの空気をとってみると、大気圏内のいろいろな場所を動き回っている。体内の血液が決まった経路で循環するように、空気塊も統計的平均としては決まった形の動きをしている。これを大気の大循環（大気環流）という。大気の大循環の駆動源は太陽から得る日射エネルギーと、大気自身が熱放射によって失うエネルギーの量の場所による違いである。すなわち、対流圏においては、低緯度地域では日射による加熱が熱放射を上回り、逆に高緯度地域では熱放射による冷却が著しい。このため、赤道と極との間に気温の差が生じ、それによる浮力が原因となって大規模な運動がおこる。運動によって気温の違う空気が交換され、エネルギーのバランスが保たれる。

　大気の大循環は、本質的には熱対流であり、部屋にストーブを置いたとき、規則的な対流運動が生じて熱を部屋全体に運ぶのと同じことである。しかし、大気の運動は地球自転の影響を受けているので、大循環の形態は単純ではなくなる。中高緯度地域の上空にみられる強い西風（ジェット気流）も大循環の現れであり、また、温帯低気圧も大循環の一部として生じているものである。

　大気の大循環の結果、地球上の空気は広く動き回る。かりに中緯度地域の地表付近を出発した空気に着目すると、1か月余りで極から赤道までの範囲に広がり、上下方向にも対流圏全体に広がる。赤道を越えて出発地と逆の半球を含めた全地球に広がるには約1年を要する。

［松野太郎］

各高度における特色

地球大気の各高度領域での主要な性質、現象は次のとおりである。

(1)対流圏　大気全量の80％が存在し、雲、雨、雷などの天気現象がおこっているところである。気温は高さとともに減少し、その割合は平均的には1キロメートルにつき6℃強である。このような気温分布は、水蒸気を含んだ大気としては不安定な状態であり、上下の空気が入れ替わるような対流運動が盛んにおこっている。そのために対流圏とよばれている。対流圏の上端である対流圏界面は、高緯度地方では低く、8～10キロメートルであるが、熱帯地方では高く、17キロメートルに達する。晴れた日に見られる積雲や、夏によく見られる積乱雲（入道雲）は対流の現れである。

　対流圏には、熱帯低気圧、温帯低気圧、高気圧のような大規模な大気の擾乱(じょうらん)が存在する。熱帯低気圧は積乱雲の巨大集団であり、対流が集中しておこっているものである。温帯低気圧は、極と赤道との間の温度差が原因となって発生し、暖気を高緯度向きに、寒気を赤道向きに輸送してエネルギーのバランスをとっている。

　雲や雨、雪などの天気現象は、空気中の水蒸気が凝結して生じるものであるが、凝結の原因となる上昇気流は大規模な擾乱に伴っておこる。したがって天気の分布は大規模擾乱と一定の関係をもっており、たとえば温帯低気圧の東側には層状の雲が広がり、中心に近い部分では雨が降る。

(2)成層圏　下部成層圏（20キロメートル以下）では気温はほぼ一定であるが、中・上部では気温は高さとともに上昇し、高度48キロメートルの成層圏界面では約0℃となる。このような温度分布のため、対流圏とは対照的に大気の層序はきわめて安定であり、上下の空気を混合する対流運動はまったく生じない。観測が十分でなかった時代には、成層圏は静穏であり、したがって空気を構成する各気体は重さの差によって分離し、酸素層、窒素層というようになっていると想像され、成層圏と名づけられた。実際にはこのような分離はおきていないが、上下の混合が弱いため、オゾン層、エーロゾル層のように、鉛直方向に薄いが水平面内には大きく広がった層状構造がみられる。オゾン層は、高さ20～25キロメートルを中心としたオゾン（O₃）の豊富な領域である。日射中の紫外線によって酸素分子が解離され、生じた酸素原子が酸素分子と結合してオゾンがつくられる。生成されたオゾンがやや波長の長い紫外線を強く吸収するので、上部成層圏は高温になる。エーロゾル層は、微小な硫酸液滴（エーロゾル）が漂っている層で、高度20キロメートル付近に形成される。火山噴煙に由来する亜硫酸ガスからいくつかの反応を経てつくられるもので、きわめて希薄であるが全地球を覆っている。

　成層圏には、温帯低気圧、熱帯低気圧のような現象は存在しない。成層圏の大循環は、赤道付近で対流圏から上昇してきた空気が両極に向かって流れ、高緯度地方や極地方で沈降して対流圏に戻る、という単純な形をしている。この大循環によって成層圏の空気が対流圏の空気とそっくり入れ替わるのに1～2年を要する。

(3)中間圏　高度48キロメートルから80キロメートルの中間圏では、気温は高さとともに減少する。その割合は1キロメートルにつき4℃ほどで、対流圏よりも緩やかであり、対流が発生することはない。しかしながら、中間圏では下方から伝わってきた内部重力波が砕け、強い乱流を生み出している。このため、成層圏より上下の混合が強く、とくに上部では著しい。流星の飛跡やロケットから放出された噴煙の形が短時間で複雑に変形することから、激しい乱流の存在が知られてきた。

　上部中間圏から下部熱圏（高度70～100キロメートル）の気温は、季節と逆の変化をする。すなわち夏に低温で冬に高温となる。この原因は、下層大気に起源をもつ内部重力波の引きずり効果が、この領域の大気の大循環に影響を与え、夏半球に上昇流、冬半球に下降流をつくるためであると考えられている。

　高緯度地方では、夏季日没後に中間圏界面近くに白く輝く雲（夜光雲）が現れることがある。極度の低温（零下120℃）のため、微量の水蒸気が凝結して生じたものである。

(4)熱圏　高度90キロメートルまでの領域は、中間圏の延長と考えたほうがよい。90キロメートルを超えると、温度は高さとともに急激に上昇し、160キロメートルで約1000K（ケルビン）に達する。この高度での大気の密度は、地表の10億分の1にすぎず、超高真空の状態にあるから、温度が1000Kといっても触れたものが熱くなるというわけではない。温度は、分子やイオンの運動速度の目安である。

　高度100キロメートルより上では、大気の組成の重さによる分離が現れてくる。アルゴンのように重い成分は他の成分に比べて急速に減少する。また、紫外線による光解離作用によって、酸素分子は2個の酸素原子に解離されるので、原子酸素の割合が高さとともに増え、高度150キロメートルあたりで酸素分子と同程度を占める。

　熱圏では、密度が低く分子の衝突が少ないので、分子運動による拡散が顕著になる。熱も運動量も拡散によって上下に混合し、拡散平衡に近づこうとする。大気の乱流は、高度110キロメートルより上では、ほとんど存在しない。この高度を乱流圏界面とよぶこともある。熱圏は同時に電離圏でもあり、また、外圏とあわせて超高層大気とよばれる。

［松野太郎］

惑星の大気

太陽系の各惑星やその衛星のあるものは、地球と同じように気体の層で取り巻かれている。これを惑星（衛星）の大気という。代表的な惑星の大気は次のとおりである。

　金星は、地球に比べて100倍も厚い大気をもっている。すなわち、金星表面での圧力は90気圧である。温度も高く、表面で750Kに達する。組成は、二酸化炭素が約90％を占める。温度は高さとともに直線的に減少し、高度60キロメートルで約240Kとなる。このあたりに硫酸の微細な液滴からなる雲が存在し、太陽光を強く反射している。

　火星の大気の量は、地球大気のおよそ100分の1である。表面での気圧は約7ヘクトパスカルであり、組成は金星と同じく大部分が二酸化炭素である。気温は、場所、時刻、季節による変化が著しいが、表面で200～240K程度である。激しい風によって砂塵(さじん)が吹き上げられ、大気は混濁している。わずかながら含まれている水蒸気が凝結して雲をつくることがある。主成分である二酸化炭素も、冬季の極域では部分的に昇華（固化）する。

［松野太郎］

『小倉義光著『大気の科学』（1968・NHKブックス）』▽『気象ハンドブック編集委員会編『気象ハンドブック』（1979・朝倉書店）』▽『松野太郎・島崎達夫著『大気科学講座3　成層圏と中間圏の大気』（1981・東京大学出版会）』▽『木田秀次著『気象学のプロムナード16　高層の大気』（1983・東京堂出版）』▽『J・C・カイマル著、光田寧・山田道夫訳『微細気象学――大気境界層の構造と観測』（1993・技報堂）』▽『多賀光彦監修、田中俊逸・竹内浩士著『地球の大気と環境』（1997・三共出版）』▽『小林武昌著『地球大気の構造』（1998・丸善）』▽『有田正光編・著、岡本博司・小池俊雄ほか著『大気圏の環境』（2000・東京電気大学出版局）』▽『近藤純正著『地表面に近い大気の科学――理解と応用』（2000・東京大学出版会）』▽『武内延夫編『地球大気の分光リモートセンシング』（2001・学会出版センター）』▽『秋元肇・河村公隆ほか編『対流圏大気と化学と地球環境』（2002・学会出版センター）』▽『マイケル・アラビー著、小葉竹由美訳『地球気象探検――写真で見る大気の惑星』（2002・福音館書店）』▽『ダニエル・ジェイコブ著、近藤豊訳『大気化学入門』（2002・東京大学出版会）』▽『酒井治孝著『地球学入門――惑星地球と大気・海洋のシステム』（2003・東海大学出版会）』▽『澤田龍吉著『超高層空間の謎』（講談社ブルーバックス）』

[参照項目] | アルゴン | 一酸化二窒素 | 煙霧質 | オゾン | オゾン層 | 温帯低気圧 | 解離 | 火星 | 荷電粒子 | 気球 | 気象衛星 | 境界層 | 金星 | 空気 | 光化学反応 | 高気圧 | ジェット気流 | 磁気圏 | 重力波 | 磁力線 | 人工衛星 | 成層圏 | 積雲 | 積乱雲 | 大気汚染 | 大気環流 | 対流圏 | 地球 | 地球観測衛星 | 地球磁場 | 中間圏 | 超高層大気 | 電離圏 | 二酸化炭素 | 熱圏 | 熱帯低気圧 | メタン | 夜光雲 | ラジオゾンデ | リモート・センシング | ロケット

大気圏の構造

出典　小学館　日本大百科全書(ニッポニカ)日本大百科全書(ニッポニカ)について　情報 | 凡例

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