지구의 분위기

지구의 대기 또는 공기 는 행성을 둘러싸고 행성 대기 를 형성하는 지구의 중력 에 의해 유지되는 가스 층입니다 . 지구의 대기는 지구 표면 에 액체 상태의 물 이 존재 하도록 하는 압력 을 생성 하고, 자외선 태양 복사 를 흡수하고 , 보온을 통해 표면을 따뜻하게 하고( 온실 효과 ), 낮 과 밤 사이의 극한 온도 ( 일중 온도 )를 감소시켜 지구의 생명 을 보호합니다. 변형 ).

몰분율 (즉, 분자 수)에 따라 건조한 공기는 질소 78.08% , 산소 20.95 % , 아르곤 0.93% , 이산화탄소 0.04% 및 기타 소량의 기타 가스를 포함합니다. ^[8] 공기는 또한 다양한 양의 수증기 를 포함하고 있는데 , 평균적으로 해수면에서는 약 1%, 전체 대기에서는 0.4%입니다. 공기 조성, 온도 및 대기압 은 고도에 따라 다릅니다. 대기 중에서 육상 식물의 광합성 과 육상 동물 의 호흡 에 적합한 공기 는 지구에서만 발견됩니다.대류권 . ^{[ 인용 필요 ]}

지구의 초기 대기는 태양 성운 의 가스 , 주로 수소로 구성되었습니다. 대기는 화산 활동 , 생명체 및 풍화 작용 과 같은 많은 요인의 영향을 받아 시간이 지남에 따라 크게 변했습니다 . 최근에는 인간 활동도 지구 온난화 , 오존층 파괴 , 산성 퇴적 과 같은 대기 변화 에 기여하고 있습니다 .

대기의 질량은 약 5.15 × 10^18kg  , ^[9] 그 중 4분의 3은 지표면에서 약 11km(6.8마일, 36,000피트) 이내에 있습니다. 대기는 고도가 증가함에 따라 얇아지며 대기와 우주 공간 사이에 명확한 경계가 없습니다 . 100km(62마일) 또는 지구 반경의 1.57%인 Kármán 선은 대기와 우주 공간의 경계선으로 자주 사용됩니다 . 대기 효과는 약 120km(75마일) 고도에서 우주선이 대기로 재진입 하는 동안 눈에 띄게 나타납니다. 온도 및 조성과 같은 특성에 따라 대기에서 여러 층 을 구별할 수 있습니다.

지구의 대기와 그 과정에 대한 연구를 대기 과학 (대기학)이라고 하며 기후학 및 대기 물리학과 같은 여러 하위 분야를 포함 합니다. 이 분야의 초기 개척자에는 Léon Teisserenc de Bort 와 Richard Assmann 이 있습니다. 역사적 대기에 대한 연구를 ^고기 후학 이라고 합니다.

구성

지구 대기의 세 가지 주요 구성 요소는 질소 , 산소 및 아르곤 입니다. 수증기는 질량 기준으로 대기의 약 0.25%를 차지합니다. 수증기(온실 가스)의 농도는 대기의 가장 추운 부분의 몰 분율로 약 10ppm에서 덥고 습한 기단의 몰분율로 5%까지 크게 다르며 다른 대기 가스의 농도는 일반적으로 다음과 같습니다. 건조한 공기(수증기 제외)로 인용. ^{[11] : 8} 나머지 가스는 종종 미량 가스라고 하며 ^[12] 그 중 다른 온실 가스 가 있습니다., 주로 이산화탄소, 메탄, 아산화질소 및 오존. 이미 언급한 아르곤 외에 다른 비활성 기체 인 네온, 헬륨, 크립톤 및 크세논도 존재합니다. 여과된 공기에는 미량의 다른 많은 화합물 이 포함되어 있습니다 . 광물 및 유기 성분의 먼지 , 꽃가루 및 포자 , 바다 스프레이 , 화산재 를 포함하여 자연 기원의 많은 물질이 여과되지 않은 공기 샘플의 에어로졸 로서 국지적 및 계절적 변동 소량으로 존재할 수 있습니다 . 다양한 산업 오염 물질 도 염소 와 같은 가스 또는 에어로졸로 존재할 수 있습니다.(원소 또는 화합물), 불소 화합물 및 원소 수은 증기. 황화수소 및 이산화황 (SO ₂ )과 같은 황 화합물 은 천연 공급원 또는 산업 대기 오염에서 유래할 수 있습니다.

건조 공기의 주요 성분, 몰분율 ^[8]

가스		몰분율 (A)
이름	공식	ppm ( B)	% _
질소	N 2	780,840	78.084
산소	오 2	209,460	20.946
아르곤	아르	9,340	0.9340
이산화탄소 (2022년 4월) (C) [13]	이산화탄소 _	417	0.0417
네온	네	18.18	0.001818
헬륨	그	5.24	0.000524
메탄	채널 4	1.87	0.000187
크립톤	크르	1.14	0.000114
위의 건조한 대기에 포함되지 않음:
수증기 (D)	H2O _ _	0–30,000 (D)	0–3% (E)
메모: (A) 몰 분율 은 때때로 부피 분율 이라고 합니다 . 이상 기체에 대해서만 동일합니다. (B) ppm: 분자 수에 의한 백만 분율 위의 총 ppm은 실험 오류 로 인해 100만(현재는 83.43 이상) 이상을 합산합니다 . (C) 최근 수십 년 동안 CO 2 농도 가 증가하고 있다 (D) 수증기는 전체 대기 에 대해 질량으로 약 0.25%입니다. (E) 수증기는 국부적으로 크게 변한다 [11]

밀도를 계산하거나 몰분율과 질량분율 사이를 변환하는 데 사용할 수 있는 건조 공기 의 평균 분자량 은 약 28.946 ^[14] 또는 28.96 ^{[15] [16]}  g/mol입니다. 이것은 공기가 습할 때 감소합니다.

가스의 상대 농도는 약 10,000m(33,000피트)까지 일정하게 유지됩니다. ^[17]

충화

일반적으로 기압과 밀도는 대기의 고도에 따라 감소합니다. 그러나 온도는 고도에 따라 더 복잡한 프로파일을 가지며 일부 지역에서는 상대적으로 일정하게 유지되거나 고도에 따라 증가할 수도 있습니다(아래의 온도 섹션 참조). 온도/고도 프로파일 또는 감률 의 일반적인 패턴 은 일정하고 기구를 사용하여 측정할 수 있기 때문에 온도 거동은 대기층을 구별하는 유용한 척도를 제공합니다. 이러한 방식으로 지구의 대기는 대류권, 성층권, 중간권, 열권 및 외기권의 다섯 가지 주요 층으로 나눌 수 있습니다(대기 성층화라고 함). ^[18] 5개 층의 고도는 다음과 같다.

• Exosphere: 700 ~ 10,000km(440 ~ 6,200마일) ^[19]
• 열권: 80 ~ 700km(50 ~ 440마일) ^[20]
• 중간권: 50~80km(31~50마일)
• 성층권: 12~50km(7~31마일)
• 대류권: 0 ~ 12km(0 ~ 7마일) ^[21]

외권

외권은 지구 대기의 가장 바깥쪽 층입니다(즉, 대기의 상한선). 그것은 해발 약 700km 고도의 열권 꼭대기에 있는 온도계면에서 약 10,000km(6,200마일; 33,000,000피트)까지 확장되어 태양풍 으로 합쳐집니다 . ^[19]

이 층은 주로 극도로 낮은 밀도의 수소, 헬륨 및 엑소베이스에 더 가까운 질소, 산소 및 이산화탄소를 포함한 여러 무거운 분자로 구성됩니다. 원자와 분자는 너무 멀리 떨어져 있어 서로 충돌하지 않고 수백 킬로미터를 이동할 수 있습니다. 따라서 외권은 더 이상 기체처럼 행동하지 않으며 입자는 끊임없이 우주로 탈출합니다. 이 자유롭게 움직이는 입자는 탄도 궤적 을 따르며 자기권 이나 태양풍 안팎으로 이동할 수 있습니다 .

외권은 기상 현상이 가능 하기에는 지구보다 너무 높습니다 . 그러나 지구의 오로라 , 즉 북극광(북극광)과 오로라 오로라(남극광)는 때때로 열권과 겹치는 외기권의 하부에서 발생합니다. 외권에는 지구 를 도는 많은 인공위성 이 있습니다.

열권

열권은 지구 대기에서 두 번째로 높은 층입니다. 그것은 약 80km(50mi, 260,000ft) 고도의 중간권계면(중간권과 분리됨)에서 500–1000km (310–620mi, 1,600,000–3,300,000ft) 고도 범위의 온도계까지 확장됩니다. ). 온도계면의 높이는 태양 활동의 변화로 인해 상당히 변합니다. 온도계 면은 외기권의 하부 경계에 위치하기 때문에 외기저(exobase ⁾ 라고도 한다 . 지구 표면에서 80~550km(50~342마일) 높이에 있는 열권의 하부에는 전리층 이 포함되어 있습니다 .

열권의 온도는 높이에 따라 점진적으로 증가하고 1500°C(2700°F)까지 올라갈 수 있지만, 가스 분자는 너무 멀리 떨어져 있어 일반적인 의미의 온도 는 그다지 의미가 없습니다. 공기는 매우 희박하여 개별 분자( 예: 산소 )가 다른 분자와의 충돌 사이에 평균 1킬로미터(0.62마일, 3300피트)를 이동합니다. ^열권 은 에너지가 높은 분자의 비율이 높지만 밀도가 너무 낮아 피부에 상당한 양의 에너지를 전달하거나 피부에서 전달하기에는 너무 낮기 때문에 직접 접촉하는 사람에게는 뜨겁게 느껴지지 않습니다.

이 층은 완전히 구름이 없고 수증기가 없습니다. 그러나 북극광 과 오로라 오로라 와 같은 비수문 기상 현상 은 열권에서 때때로 관찰됩니다. 국제 우주 정거장 은 350~420km(220~260마일) 사이의 이 층에서 궤도를 돌고 있습니다. 지구를 도는 많은 위성이 존재하는 것은 이 층입니다.

중간권

중간권은 지구 대기에서 세 번째로 높은 층으로 성층권 위와 열권 아래 지역을 차지합니다. 그것은 고도 약 50km(31마일, 160,000피트)의 성층권계면에서 해발 80-85km(50-53마일, 260,000-280,000피트)의 중간권계면까지 확장됩니다.

온도는 고도가 증가함에 따라 대기의 이 중간층의 상단을 표시하는 중간계면으로 떨어 집니다. 지구에서 가장 추운 곳이며 평균 기온이 -85  °C (−120  °F ; 190K  ) 정도 입니다. ^{[23] [24]}

중간권계면 바로 아래의 공기는 너무 차가워서 이 고도의 매우 희소한 수증기라도 극-중간권의 야 광성 얼음 입자 구름 으로 승화할 수 있습니다. 이들은 대기에서 가장 높은 구름이며 햇빛이 일몰 후 약 1-2시간 또는 일출 전에 유사하게 반사되면 육안으로 볼 수 있습니다. 태양이 수평선 아래 약 4~16도에 있을 때 가장 쉽게 볼 수 있습니다. 일시적 발광 현상 (TLE) 으로 알려진 번개 유도 방전은 때때로 대류권 뇌운 위의 중간권에서 형성됩니다 . 중간권은 또한 대부분의 유성 이 있는 층입니다.대기 진입 시 연소. 제트 동력 항공기와 풍선이 접근하기에는 지구보다 너무 높고 궤도 우주선을 허용하기에는 너무 낮습니다. 중간권은 주로 로켓 과 로켓 추진 항공기 를 통해 접근할 수 있습니다 .

천장

성층권은 지구 대기에서 두 번째로 낮은 층입니다. 그것은 대류권 위에 놓여 있으며 대류권계면 에 의해 분리되어 있습니다 . 이 층은 지구 표면에서 약 12km(7.5마일, 39,000피트) 높이의 대류권 상단에서 약 50~55km(31~34마일, 164,000~180,000피트) 고도의 성층권 까지 확장됩니다.

성층권 상단의 대기압은 해수면 기압의 약 1/1000 입니다. 그것은 상대적으로 높은 농도의 가스를 포함하는 지구 대기의 일부인 오존층 을 포함합니다. 성층권은 고도가 증가함에 따라 온도가 상승하는 층을 정의합니다. 이러한 온도 상승은 난류와 혼합을 제한하는 오존층이 태양으로부터의 자외선 (UV) 복사를 흡수하기 때문에 발생합니다. 대류권계면에서 온도가 -60°C(-76°F; 210K)일 수 있지만 성층권의 상단은 훨씬 더 따뜻하며 거의 0°C일 수 있습니다. ^[25]

성층권 온도 프로파일은 매우 안정적인 대기 조건을 생성하므로 성층권에는 대류권에서 널리 퍼져 있는 날씨를 생성하는 공기 난류가 부족합니다. 결과적으로 성층권에는 구름과 다른 형태의 날씨가 거의 완전히 없습니다. 그러나 극지방의 성층권이나 진주구름 은 공기가 가장 차가운 이 대기층의 아래쪽 부분에서 가끔 볼 수 있습니다. 성층권은 제트 추진 항공기 가 접근할 수 있는 가장 높은 층입니다 .

대류권

대류권은 지구 대기의 가장 낮은 층입니다. 이 고도 는 지리적 극점 에서 약 9km(5.6마일, 30,000피트)에서 17km(11마일, 56,000피트) 까지 다양 하지만 지표면에서 평균 높이가 약 12km(7.5마일, 39,000피트)까지 확장됩니다 . 적도 에서 ^[21] 날씨 로 인해 약간의 변동이 있습니다. 대류권은 대류권계면 (tropopause)으로 경계를 이루고 있는데, 이 경계는 대부분의 장소에서 온도 역전 (즉, 상대적으로 따뜻한 공기층이 차가운 공기층보다 높은 층)으로 표시되는 경계이며, 다른 곳에서는 높이와 등온 인 영역으로 표시됩니다. ^{[26] [27]}

변동이 발생하지만 대류권은 대부분 지표로부터의 에너지 전달을 통해 가열되기 때문에 온도는 일반적으로 대류권의 고도가 증가함에 따라 감소합니다. 따라서 대류권의 가장 낮은 부분(즉, 지구 표면)은 일반적으로 대류권의 가장 따뜻한 부분입니다. 이것은 수직 혼합을 촉진합니다(따라서 "회전"을 의미 하는 그리스어 τρόπος, tropos 에서 이름의 기원). 대류권 은 지구 대기 질량 의 약 80%를 차지합니다 . ^[28]대류권은 더 큰 대기 중량이 대류권 상단에 위치하여 대류권을 가장 심하게 압축하게 하기 때문에 그 위에 있는 모든 층보다 밀도가 높습니다. 대기 전체 질량의 50%는 대류권의 하부 5.6km(3.5마일, 18,000피트)에 있습니다.

거의 모든 대기의 수증기 또는 수분은 대류권에서 발견되므로 대부분의 지구의 날씨가 발생하는 층입니다. 매우 높은 적란운 뇌운이 아래에서 대류권계면을 관통하여 성층권의 아래쪽 부분으로 상승할 수 있지만 기본적으로 활발한 바람 순환에 의해 생성된 모든 날씨 관련 구름 속 유형을 가지고 있습니다. 대부분의 기존 항공 활동은 대류권에서 이루어지며 프로펠러 구동 항공기 가 접근할 수 있는 유일한 계층입니다 .

기타 레이어

주로 온도에 의해 결정되는 위의 5개 주요 레이어 내에서 여러 2차 레이어는 다른 속성으로 구별될 수 있습니다.

• 오존층 은 성층권 내에 포함되어 있습니다. 이 층에서 오존 농도는 약 2~8ppm으로 낮은 대기보다 훨씬 높지만 대기의 주요 구성 요소에 비해 여전히 매우 작습니다. 두께는 계절적, 지리적으로 다양하지만 주로 약 15~35km(9.3~21.7마일, 49,000~115,000피트)의 성층권 하부에 위치합니다. 지구 대기에 있는 오존의 약 90%는 성층권에 있습니다.
• 전리층 은 태양 복사에 의해 이온화되는 대기 영역입니다. 그것은 오로라 를 담당합니다 . 낮 시간 동안, 그것은 50에서 1,000km(31에서 621마일, 160,000에서 3,280,000피트) 뻗어 있으며 중간권, 열권 및 외기권의 일부를 포함합니다. 그러나 중간권의 이온화는 밤 동안 크게 중단되므로 오로라는 일반적으로 열권과 낮은 외기권에서만 볼 수 있습니다. 전리층은 자기권 의 내부 가장자리를 형성합니다 . 예를 들어 지구상의 전파 전파에 영향을 미치기 때문에 실제적으로 중요합니다.
• 동종권과 이종권은 대기 가스가 잘 혼합되어 있는지 여부에 따라 정의됩니다. 표면 기반 동질권은 대류권, 성층권, 중간권 및 열권의 가장 낮은 부분을 포함하며 대기의 화학 조성은 난류에 의해 혼합되기 때문에 분자량에 의존하지 않습니다. ^[30] 비교적 균질한 이 층은 약 100km(62mi, 330,000ft)에서 발견 된 터보 계면계 에서 끝 납니다 . 폐경기.

이 고도 위에는 외기권과 대부분의 열권을 포함하는 이종권이 있습니다. 여기서 화학 성분은 고도에 따라 다릅니다. 이는 입자가 서로 충돌하지 않고 이동할 수 있는 거리가 혼합을 일으키는 모션의 크기에 비해 크기 때문입니다. 이렇게 하면 기체가 분자량에 따라 성층화될 수 있으며, 산소와 질소와 같은 더 무거운 물질은 이종구의 바닥 근처에만 존재합니다. 헤테로스피어의 상부는 가장 가벼운 원소인 수소로 거의 완전히 구성되어 있다. ^{[ 설명 필요 ]}

• 행성 경계층 은 지구 표면에 가장 가까운 대류권의 일부이며 주로 난류 확산 을 통해 직접 영향을 받습니다 . 낮 동안 행성 경계층은 일반적으로 잘 혼합된 반면, 밤에는 약하거나 간헐적인 혼합으로 안정적으로 성층화됩니다. 행성 경계층의 깊이는 맑고 고요한 밤에 약 100미터(330피트) 정도에서 건조한 지역의 오후에 3,000미터(9,800피트) 이상까지 다양합니다.

지표면 대기의 평균 온도는 기준에 따라 14°C(57°F, 287K) ^[31] 또는 15°C(59°F, 288K), ^[32] 입니다. ^{[33] [34] [35]}

물리적 특성

압력과 두께

해수면의 평균 대기압은 국제 표준 대기 에서 101325 파스칼 (760.00  Torr ; 14.6959  psi ; 760.00  mmHg )로 정의됩니다. 이것은 때때로 표준 대기(atm) 의 단위라고 합니다 . 총 대기 질량은 5.1480×10 ¹⁸ kg(1.135×10 ¹⁹ lb), ^[37]평균 해수면 기압과 51007.2 메가헥타르의 지구 면적에서 추론할 수 있는 것보다 약 2.5% 적습니다. 이 부분은 지구의 산악 지형으로 인해 옮겨졌습니다. 대기압은 압력이 측정되는 지점에서 단위 면적 위의 공기의 총 중량입니다. 따라서 기압은 위치와 날씨 에 따라 달라집니다 .

대기의 전체 질량이 해수면에서 위쪽으로 해수면 밀도(약 1.2kg/m ³ )와 같은 균일한 밀도를 가졌다면 8.50km(27,900피트) 고도에서 갑자기 종료됩니다.

기압은 실제로 고도에 따라 기하급수적으로 감소하여 5.6km(18,000피트)마다 절반으로 또는 7.64km(25,100피트)마다 1/ e (0.368)의 계수(이를 눈금 높이 라고 함 ) - 고도를 벗어난 경우 약 70km(43마일, 230,000피트)까지. 그러나 대기는 온도, 분자 구성, 태양 복사 및 중력의 기울기를 고려한 각 레이어에 대한 맞춤형 방정식으로 보다 정확하게 모델링됩니다. 100km가 넘는 고도에서는 대기가 더 이상 잘 혼합되지 않을 수 있습니다. 그런 다음 각 화학 종에는 자체 스케일 높이가 있습니다.

요약하면, 지구 대기의 질량은 대략 다음과 같이 분포됩니다. ^[38]

• 50%는 5.6km(18,000피트) 미만입니다.
• 90%는 16km(52,000피트) 미만입니다.
• 99.99997%는 Kármán 선인 100km(62마일, 330,000피트) 미만 입니다. 국제 협약에 따르면 이것은 인간 여행자를 우주 비행사 로 간주하는 우주의 시작을 의미합니다 .

그에 비해 에베레스트 산 정상 은 8,848m(29,029피트)입니다. 상업용 여객기 는 일반적으로 공기의 밀도와 온도가 낮을수록 연비가 향상되는 10~13km(33,000~43,000피트) 사이를 순항합니다. 기상 기구 는 30.4km(100,000피트) 이상에 도달합니다. 1963년에 가장 높은 X-15 비행은 108.0km(354,300피트)에 도달했습니다.

Kármán 라인 위에서도 오로라 와 같은 중요한 대기 효과가 여전히 발생합니다. 유성 은 이 지역에서 빛나기 시작하지만 더 큰 것은 더 깊이 침투할 때까지 타지 않을 수 있습니다. HF 전파 전파 에 중요한 지구 전리층 의 다양한 층은 100km 아래에서 시작하여 500km 이상으로 확장됩니다. 이에 비해 국제 우주 정거장 과 우주 왕복선 은 일반적으로 전리층 의 F층 내에서 350-400km의 궤도를 돌며, 여기에서 몇 달에 한 번씩 재부스트가 필요한 대기 항력 이 발생합니다. 그렇지 않으면 궤도 붕괴 가 발생합니다.지구로 귀환하는 결과를 초래할 것입니다. 태양 활동에 따라 인공위성은 700-800km의 고도에서 눈에 띄는 대기 저항을 경험할 수 있습니다.

온도

대부분 온도를 기준으로 대기를 층으로 나누는 것은 위에서 논의했습니다. 온도는 해수면에서 시작하는 고도에 따라 감소하지만 이러한 경향의 변화는 대류권의 나머지 부분을 통해 큰 수직 거리에 걸쳐 온도가 안정화되는 11km 이상에서 시작됩니다. 성층권 에서는 약 20km 이상에서 시작하여 이 지역의 이산소와 오존 가스에 의해 태양 으로부터 상당한 자외선 복사 가 포착되어 발생하는 오존층 내부의 가열로 인해 높이가 증가함에 따라 온도가 증가합니다. 고도에 따라 온도가 증가하는 또 다른 지역은 90km 이상 으로 적절하게 명명된 열권 에서 매우 높은 고도에서 발생합니다 .

소리의 속도

일정한 조성의 이상기체에서 음속은 압력이나 밀도가 아닌 온도에만 의존하기 때문에 고도 가 있는 대기에서 음속은 복잡한 온도 프로파일의 형태를 취합니다(오른쪽 그림 참조). 밀도나 압력의 고도 변화를 반영하지 않습니다.

밀도 및 질량

해수면에서 공기의 밀도는 약 1.2kg/m3 (1.2g/L, 0.0012g/cm3 ^{) 입니다} . 밀도는 직접 측정되지 않지만 공기 상태 방정식( 이상 기체 법칙 의 한 형태)을 사용하여 온도, 압력 및 습도 측정으로부터 계산됩니다 . 고도가 높아짐에 따라 대기 밀도는 감소합니다. 이 변동은 기압 공식 을 사용하여 대략적으로 모델링할 수 있습니다 . 보다 정교한 모델은 위성의 궤도 붕괴를 예측하는 데 사용됩니다.

대기의 평균 질량은 약 5천조(5 × 10¹⁵ ) 톤 또는 지구 질량의 1/1,200,000입니다. 미국 국립 대기 연구 센터 (American National Center for Atmospheric Research )에 따르면 "대기의 총 평균 질량은 5.1480 × 101.2 또는 1.5 × 10 의 수증기로 인한 연간 범위의 ^18kg 표면 압력 또는 수증기 데이터 사용 여부에 따라 15kg ^; 이전 추정치보다 약간 작습니다. 수증기의 평균 질량은 1.27 × 10^16kg  및 건조 공기 질량 5.1352 ±0.0003 × 10^18kg  ."

광학적 특성

태양 복사 (또는 햇빛)는 지구가 태양 으로부터 받는 에너지입니다 . 지구는 또한 우주로 다시 방사선을 방출하지만 인간이 볼 수 없는 더 긴 파장을 방출합니다. 들어오고 방출되는 방사선의 일부는 대기에 의해 흡수되거나 반사됩니다. 2017년 5월, 100만 마일 떨어진 궤도를 도는 위성에서 반짝이는 것처럼 보이는 빛의 반짝임이 대기의 얼음 결정 에서 반사된 빛 으로 밝혀졌습니다. ^{[40] [41]}

산란

빛이 지구의 대기를 통과할 때 광자 는 산란 을 통해 빛 과 상호 작용합니다 . 빛이 대기와 상호 작용하지 않으면 직접 복사 라고 하며 태양을 직접 보면 보이는 것입니다. 간접 복사 는 대기 중에 산란된 빛입니다. 예를 들어, 당신의 그림자가 보이지 않는 흐린 날에는 당신에게 도달하는 직접적인 방사선이 없으며 모두 흩어져 있습니다. 또 다른 예로 레일리 산란( Rayleigh scattering )이라는 현상으로 인해, 짧은(파란색) 파장이 긴(빨간색) 파장보다 더 쉽게 산란됩니다. 이것이 하늘이 파랗게 보이는 이유입니다. 당신은 산란된 푸른 빛을 보고 있습니다. 석양이 붉게 물드는 이유이기도 하다. 태양은 수평선에 가깝기 때문에 태양 광선은 눈에 도달하기 전에 평소보다 더 많은 대기를 통과합니다. 푸른 빛의 대부분은 산란되어 석양에 붉은 빛을 남깁니다.

흡수

다른 분자는 다른 파장의 방사선을 흡수합니다. 예를 들어, O2 _와 O3 _{는 300} 나노미터 보다 짧은 파장을 가진 거의 모든 방사선을 흡수 합니다. 물(H ₂ O)은 700nm 이상의 많은 파장에서 흡수합니다. 분자가 광자를 흡수하면 분자의 에너지가 증가합니다. 이것은 대기를 가열하지만 아래에서 설명하는 것처럼 복사를 방출하여 대기도 냉각됩니다.

대기에 있는 가스 의 결합된 흡수 스펙트럼 은 불투명도 가 낮은 "창"을 남겨 특정 대역의 빛만 투과시킬 수 있습니다. 광학 창 은 약 300nm( 자외선 -C)에서 인간이 볼 수 있는 범위인 가시 스펙트럼 (일반적으로 빛이라고 함)까지, 약 400-700nm에서 약 1100nm까지 적외선 까지 계속됩니다. 더 긴 파장에서 일부 적외선 및 전파 를 전송하는 적외선 및 라디오 창도 있습니다 . 예를 들어, 라디오 창은 약 1센티미터에서 약 11미터의 파동을 실행합니다.

방사

방출 은 흡수의 반대이며 물체가 방사선을 방출할 때입니다. 물체는 " 흑체 " 방출 곡선 에 따라 복사의 양과 파장을 방출하는 경향이 있으므로 더 뜨거운 물체는 더 짧은 파장으로 더 많은 복사를 방출하는 경향이 있습니다. 더 차가운 물체는 더 적은 파장으로 더 적은 복사를 방출합니다. 예를 들어, 태양은 약  6,000K (5,730  °C ; 10,340  °F ) 이고 그 복사선은 500nm 근처에서 피크이며 인간의 눈으로 볼 수 있습니다. 지구는 약 290K(17°C, 62°F)이므로 지구 복사선은 10,000nm 근처에서 최고조에 달하고 너무 길어서 인간이 볼 수 없습니다.

온도 때문에 대기는 적외선을 방출합니다. 예를 들어, 맑은 밤에는 지구 표면이 흐린 밤보다 더 빨리 식습니다. 이는 구름(H ₂ O)이 적외선 복사의 강력한 흡수체이자 방출체이기 때문입니다. 이것은 또한 높은 고도에서 밤이 더 추워지는 이유이기도 합니다.

온실 효과 는 이러한 흡수 및 배출 효과와 직접적인 관련이 있습니다. 대기의 일부 가스는 적외선을 흡수하고 방출하지만 가시 스펙트럼의 햇빛과 상호 작용하지 않습니다. 이들의 일반적인 예는 CO ₂ 및 H ₂ O 입니다.

굴절률

공기 의 굴절률 은 1에 가깝지만 1보다 약간 큽니다. 굴절률의 체계적인 변동으로 인해 긴 광학 경로에서 광선이 구부러질 수 있습니다. 한 가지 예는 어떤 상황에서 배의 관찰자는 빛이 지구 표면 의 곡률 과 같은 방향으로 굴절되기 때문에 수평선 바로 너머에 있는 다른 배를 볼 수 있다는 것 입니다.

공기의 굴절률은 온도에 따라 달라지며 ^[42] 온도 구배가 크면 굴절 효과가 발생합니다. 이러한 효과의 예는 신기루 입니다.

순환

대기 순환 은 대류권을 통한 대규모 공기 이동이며, 열이 지구 주위에 분포하는 수단( 해양 순환 포함)입니다. 대기순환의 대규모 구조는 해마다 다르지만 지구의 자전율과 적도와 극의 일사량 차이에 의해 결정되기 때문에 기본적인 구조는 거의 일정하게 유지된다.

지구 대기의 진화

초기 분위기

첫 번째 대기는 태양 성운 의 가스 , 주로 수소 로 구성되어 있습니다. 현재 가스 거인 ( 목성 과 토성 ) 에서 발견되는 것과 같은 단순한 수소화물 , 특히 수증기, 메탄 및 암모니아 가 있었을 것입니다 . ^[43]

두 번째 분위기

거대한 소행성 에 의한 늦은 무거운 폭격 동안에 생성된 가스에 의해 보충된 화산 활동 의 가스 방출은 질소 와 이산화탄소 , 불활성 가스 로 주로 구성된 다음 대기를 생성했습니다 . ^{이산화탄소} 배출의 대부분은 물에 용해되고 지각 암석이 풍화되는 동안 칼슘 및 마그네슘과 같은 금속과 반응하여 침전물로 퇴적된 탄산염을 형성한다. 물과 관련된 퇴적물은 38억 년 전으로 거슬러 올라갑니다. ^[44]

약 34억 년 전, 질소는 당시 안정한 "제2의 대기"의 주요 부분을 형성했습니다. 대기의 역사에서 생명체의 영향은 곧 고려되어야 합니다. 초기 생명체의 흔적이 일찍이 35억 년 전에 나타났기 때문입니다. ^[45] 초기 태양이 오늘날보다 30% 낮은 태양 복사를 낸다면 그 당시 지구가 액체 상태의 물과 생명체가 살기에 충분히 따뜻한 기후를 유지한 방법은 " 희미한 젊은 태양 의 역설"로 알려진 수수께끼입니다 .

그러나 지질학적 기록은 약 24억 년 전 한 번의 차가운 빙하기를 제외하고 지구의 완전한 초기 온도 기록 동안 지속적으로 상대적으로 따뜻한 표면을 보여줍니다. 후기 Archean Eon 에 27억 년 전에 스트로마톨라이트 화석 으로 발견된 시아노박테리아 ( 대산소 사건 참조)의 광합성에 의해 생성된 것으로 보이는 산소 함유 대기가 발달하기 시작했습니다 . 초기 기본 탄소 동위원소( 동위원소 비율 비율)는 현재와 유사한 조건을 강력하게 시사하며, 탄소 순환 의 근본적인 특징은이미 40억 년 전에 설립되었습니다.

약 21억 5천만 년에서 20억 8천만 년 전으로 거슬러 올라가는 가봉 의 고대 퇴적물 은 지구의 역동적인 산소화 진화의 기록을 제공합니다. 이러한 산소화 변동은 Lomagundi 탄소 동위 원소 이동에 의해 주도되었을 가능성이 있습니다. ^[46]

제3의 분위기

판 구조론(plate tectonics )에 의한 대륙의 끊임없는 재배열은 이산화탄소를 대규모 대륙 탄산염 저장고로 또는 그로부터 이동시켜 대기의 장기적 진화에 영향을 미칩니다. 자유 산소는 약 24억 년 전 대산소 사건 이 일어나기 전까지 대기에 존재하지 않았으며 그 모습은 띠 모양의 철 형성 이 끝나는 것으로 나타납니다 .

이전에는 광합성에 의해 생성된 모든 산소가 환원된 물질, 특히 철 의 산화 에 의해 소모되었습니다. 유리 산소 분자는 산소 생성 속도가 산소 를 제거하는 환원 물질 의 가용성을 초과하기 시작할 때까지 대기 중에 축적되기 시작하지 않았습니다 . 이 점은 환원성 분위기 에서 산화성 분위기로의 전환을 의미한다. O ₂ 는 선캄브리아기 말까지 15% 이상의 정상 상태에 도달할 때까지 큰 변화를 보였습니다. ^[49] 다음 시간은 5억 3,900만 년 전부터 현재까지의 기간으로 현생대( Phanerozoic Eon)이며, 그 중 가장 이른 기간인 캄브리아기 (Cambrian), 산소를 필요로 하는 후생동물 의 형태가 나타나기 시작했습니다.

대기 중 산소의 양은 지난 6억 년 동안 변동해 왔으며 약 2억 8천만 년 전에 약 30%에 이르렀으며 오늘날의 21%보다 훨씬 높습니다. 두 가지 주요 과정이 대기의 변화를 제어합니다. 대기 에서 이산화탄소를 사용 하고 산소를 방출하는 식물과 밤에 광호흡 과정에 의해 약간의 산소를 사용하는 식물 이 있고 나머지 산소는 유기 물질을 분해하는 데 사용됩니다. 황철석 의 분해 와 화산 폭발로 유황 이 방출 됨대기 중으로 산소와 반응하여 대기 중 양을 줄입니다. 그러나 화산 폭발은 또한 식물이 산소로 전환할 수 있는 이산화탄소를 방출합니다. 대기 중의 산소량 변화의 원인은 알려져 있지 않습니다. 대기 중 산소가 많은 기간은 동물의 급속한 발달과 관련이 있습니다.

대기 오염

대기 오염 은 유기체에 해를 입히거나 불편함을 유발하는 화학 물질 , 입자상 물질 또는 생물학적 물질 이 대기로 유입되는 것 입니다. ^성층권 오존층 파괴 는 주로 염화불화탄소 및 기타 오존층 파괴 물질 로 인한 대기 오염으로 인해 발생합니다 .

1750년 이후 인간 활동은 다양한 온실 가스, 가장 중요한 것은 이산화탄소, 메탄 및 아산화질소 농도를 증가시켰습니다. 이 증가는 지구 온도의 관찰된 상승을 야기했습니다 . 지구 평균 표면 온도는1850년보다 2011-2020년에 1.1 °C 더 높습니다. ^[51]

우주에서 온 이미지

2015년 10월 19일, NASA는 https://epic.gsfc.nasa.gov/ 에서 지구 전체 태양광 측면의 일일 이미지를 포함하는 웹사이트를 시작했습니다 . 이미지는 DSCOVR( Deep Space Climate Observatory )에서 가져온 것이며 낮 동안 자전하는 지구를 보여줍니다. ^[52]

또한보십시오

참고문헌

외부 링크

• 현재 대기 및 해양 표면 상태에 대한 대화형 글로벌 지도.