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| ミランコヴィッチメニューへ戻る 理論大気光学の基礎 トレーニングマニュアル ロシア語 １５２頁 Основы теоретической атмосферной оптики サンクトペテルブルグ大学 国家プロジェクト「古典大学の革新的な教育環境」 パイロットプロジェクトNo.22「開発と実施 革新的な教育プログラム「応用数学と物理学」 序章 第１章 第2章 第3章 第4章 第5章 第6章 第7章 第8章 参考文献 露英用語解説 セクション1 太陽系、地球の惑星に関する紹介データとその雰囲気 1.1 太陽系の惑星 地球は太陽系の9つの惑星の1つです。 表1.1に 惑星の主な天文パラメータが与えられています[8、34、41、45]。 表1.1 太陽系の9つの惑星の主な天文パラメータ  注：Rは天文単位での太陽からの惑星の平均距離（天文単位1 AU = 149,500,000 kmは地球から太陽までの平均距離）、rは惑星の赤道半径（km）、Tは太陽の周りの惑星の自転の周期（日-日、d-年）、t-その軸の周りの回転の周期（日-日、h-時間; マイナス記号は反対方向の回転に対応します地球の自転）; ϕは、黄道面の垂線と惑星の自転軸との間の角度1。 g-地球の表面の加速度の単位で表される、惑星の表面の重力の加速度g0 = 9.81 ms -2、A-惑星の積分アルベド-に到達する太陽の反射エネルギーの割合惑星。 1.1、惑星のパラメータは大幅に異なります。たとえば、惑星の積分アルベド、つまりそれらの表面または雲量の反射特性は、0.06（水星）から0.72（金星）まで変化します。これらの数値は、水星が惑星に降り注ぐ太陽放射の6％のみを「反射」するのに対し、金星は72％であることを意味します。太陽系のすべての惑星には大気があります。マーキュリーとプルートはとてもかすかな大気です。惑星はそれ自体のように、惑星の大気も大きく異なります。 テーブル1.2は、惑星や衛星の大気のガス組成に関するデータを示しています。ガスのリストは、それらの濃度の降順に対応しています[34、41、45]。テーブル1.3は、惑星の大気の主な物理的パラメータを示しています。 1黄道面-面 注）黄道面とは、地球が太陽の周りを自転する面のことである。 表1.2. 主な惑星の大気のガス組成[45]． 注）衛星は除外
表1.3. 惑星大気の主な物理パラメータ[45]
M：単位表面積にわたる大気柱の質量。 µ：大気の化学組成により決定される分子量。 Cp：比熱：一定圧力での質量の単位。 K： Cp /Cv：一定の比熱比。圧力と体積; γa：M?C 断熱垂直温度勾配（温度降下と空気粒子の断熱上昇時の高さ）。 Vs：M/C速度。次に示される[34、41、45]。 注２）惑星の大気の物理的なパラメータは熱力学的に知られているものであることに注意。 熱力学の関係式  ここに、Rは万有ガス定数、gは重力加速度、Tはガスの温度です。 地球の物理的状態を決定する最も重要なパラメータは、それが受け取る太陽エネルギーの量です。惑星S0の太陽定数は、太陽から惑星までの平均距離で、太陽光線に垂直な単位面積に単位時間あたりに来る太陽エネルギーの量です。 惑星は入ってくる放射エネルギーを吸収して反射します。後者のプロセスは、その積分アルベドによって記述されます。さらに、惑星は宇宙に入る独自の放射線を生成します。簡単にするために、惑星の放射が黒体放射の法則に従っていると仮定しましょう。積分黒体放射（BBB）（すべての波長にわたって積分された放射）は、シュテファン・ボルツマンの法則に従うことが知られています。単位時間あたりの単位面積あたりの黒体の総放射エネルギーは、次の比率によって決定されます。  ここで、σBはシュテファン-ボルツマン定数（σB=5.67032⋅10-8W⋅m-2⋅K-4）、Tは黒体温度です。 この式を使用して惑星の積分放射を特徴付け、それをEbと等しくすると、シュテファン・ボルツマンの法則の対応するTは、惑星の放射の有効温度Teeと呼ばれます。惑星に内部エネルギー源がないか、それらが無視できる場合、放射温度Tはエネルギーバランスから決定できます。 エネルギーバランスは、太陽から惑星の表面に来る放射のエネルギーの量と、地球表面から反射された放射と惑星の出て行く自身の放射の総エネルギーで構成されています。 この場合、入ってくる（そして反射された）太陽放射エネルギーが、太陽の光線（πr）に垂直な惑星の断面の領域（および領域）に落ちる（そして反射される）ことを考慮する必要があります。 2、rは惑星の半径）であり、放射は惑星の表面全体（ボールの表面-4πr2）から放出されます。 次に、バランス方程式は次のように書くことができます。  ティー(Tee)値は、大気に供給されるエネルギーの尺度として使用できます。これは、S0の値（太陽定数と惑星のアルベド）によって決定されます。 値（1-A）は、惑星によって吸収される太陽エネルギーの割合です。惑星の平衡有効温度は、惑星に内部熱源が存在する場合でも、その物理的意味を保持します。そのような惑星の場合、Tシャツの測定値は、アルベドA = 0でもエネルギーバランス（1.1.1）が満たされないようなものであることがわかります。 地球に降り注ぐ太陽エネルギーがすべて吸収された場合。この状況では、エネルギーバランス比は次のように書く必要があります。  ここで、Eiは惑星の内部熱源のエネルギーです。地球のEi値の推定値は、4.3±0.6・1013Wのオーダーの値を示しました。私たちの惑星が吸収する太陽エネルギーは約1.2・1017 Wであり、これは地球の内部熱源の相対的な寄与に相当します〜3.5・10-4。 金星、火星、そしておそらく天王星でも同様の状況が見られます。木星、土星、海王星周辺で注目すべき内部熱源が発見されています。これらの惑星の場合、放射エネルギーは、惑星によって吸収された太陽放射との平衡を達成するために必要なエネルギーよりも著しく[8]大きくなります。 惑星R0の相対的な放射バランスを、吸収された太陽エネルギーに対するそれ自体の放射の出力エネルギーの比率として定義しましょう。内部熱源がない場合、R0 = 1.0。地球の場合、相対的な放射バランスはこの値に非常に近いです（R0 = 1.00035）。木星、土星、海王星の場合、放射バランスR0は1を大幅に上回っています（R0〜1.7–2.8）。 表1.4 いくつかの惑星の放射バランスの構成要素とそれらのアルベド[34、41]。  横軸 パラメータ 木星 土星 天王星 海王星 左縦軸 アルベド 吸収された太陽 1秒のエネルギー 放射（発信）エネルギー、 内部エネルギー、1秒 エネルギーバランス 惑星の球は非常に異なっています。惑星T型の有効温度は、水星の近く（約500 K）で最大になります。これは、主に太陽に近いため、S0の値が大きく、アルベドが低い（A = 0.06）ためです。最小平衡温度値は、巨大な惑星で観察されます。 たとえば、海王星の場合はわずか38 Kです。太陽からの距離が長くなると、T型の値がほぼ単調に減少し、その結果、太陽定数S0が減少します。この規則の例外は、雲量からの太陽エネルギーの有意な反射のために、アルベドの値が非常に高い（A = 0.72）ため、金星でのみ観察されます。  図1.1 直接測定法と遠隔測定法の両方を使用して得られた、さまざまな惑星の大気中の平均鉛直温度プロファイルを示す。 すべての惑星は、下層大気（この領域は対流圏と呼ばれます）でほぼ直線的な温度低下を特徴としています。同時に、地球はオゾン（成層圏）による太陽放射の吸収によって引き起こされた高度40-50kmで最高温度を持っています。地球から太陽までの平均距離は149,500,000kmです。この値は、距離の単位の1つとして天文学で使用されます（1 AUは天文単位です）。 これは最も重要な特性ですが、地球の大気の物理的状態の多くの特徴を決定するだけではありません。太陽の周りの惑星の自転周期とそれ自身の自転軸、日食の平面に対する軸の傾斜角ψ（ψ= 90°-ϕ）なども重要です。 太陽の周りとそれ自体の軸の周りの地球の軌道は、さまざまな期間に地球のさまざまな領域に到達する太陽の放射エネルギー（放射エネルギー）の量を決定する最も重要な要因であり、その結果、天気と惑星の気候。地球は24時間ごとに、極を通る軸を中心に太陽の方向に対して西から東に1回転します。天文学的に非常に短い（数千年のオーダー）期間中の地球自身の自転の軸の方向は一定であると見なすことができます。 この回転は、太陽が地球のさまざまな側面を照らすときに発生する、私たちの惑星の昼と夜の変化の理由です。同時に、地球は太陽の周りを東に移動し、約365日で1回転します（正確な数値は365日、5時間、48分、46秒です）。地球はそれ自体の軸を中心に回転するため、厳密に球形ではありません。 その形状を決定するために特別な用語であるジオイドが導入されています。扁球回転楕円体（回転楕円体）は、球よりも惑星の形状をより正確に表します。地球の赤道半径と極半径（楕円体の半長軸と半短軸）は、それぞれ6378.17kmと6356.79kmです。つまり、21.4km異なります。地球の平均半径は6370kmと見なされます。地球の自転軸は軌道面に垂直ではありません（黄道）。自転軸と黄道面の法線との間の角度は23.5°です。この角度を傾斜角と呼びます。 私たちの惑星のさまざまな緯度での入射太陽放射の量の季節変動の存在を決定し、その結果、地球の気候の地域差を決定するのはこの機能です。地球が太陽の周りの軌道を移動するとき、自転軸はその方向を保持し、軌道上のさまざまな位置で、惑星のさまざまな「点」がさまざまな量の太陽放射エネルギーを受け取ります。大気光学では、天文学と同様に、地平線からの高さが太陽や他の著名人の位置を特徴づけるために使用されます[8]。 さらに、角度は天頂-天底軸から測定されることがよくあります。天頂から測定された角度は天頂角と呼ばれ、天底から測定された角度は天底角度と呼ばれます。天頂角は地球の表面からの観測に最もよく使用され、天底角は宇宙からの観測に最もよく使用されます。これらの角度は、明らかな関係θ= 90°-ψ= 180°-θ 'によって関連付けられます。 ここで、θは天頂角、ψは地平線からの高さ、θ'は天底角です。私たちの惑星の季節の変化は、気候の最も特徴的な特徴です。これは、太陽の周りの地球の自転と、図1.1に対する地球の軸の傾きによって引き起こされます。さまざまな惑星の大気中の平均鉛直温度プロファイル。 66.5°の角度で黄道の10面。 図1.21年のさまざまな季節における地球の位置を特徴付ける図を示しています。  6月22日頃に発生する夏至の間、太陽は正午に23.5°N（北回帰線）で天頂にあります。この日、太陽から北半球への放射エネルギーの最大の流れが観測されます（逆もまた同様です-最小-南半球へ）。夏至の間、北半球の地平線上の太陽の高さと1日の長さは最大値に達し、北極圏の北（66.5°N）では、太陽は24時間地平線の上にとどまります。南半球では、この時点での太陽の高さと1日の長さは最小限です。 6月の至点の間、太陽は南極圏の南の地平線（66.5°S）の上には表示されません。極夜が観測されます。 当然、この時期は北半球の夏と南半球の冬に相当します。反対の写真は、12月（北半球の冬）の至点（12月22日）の間に観察されます。 12月22日太陽はすでに23.5°Sで頂点に達しています。 （南回帰線）。このとき、北半球では66.5°の北で極夜が観測され、南半球（66.5°の南）では極夜が観測されます。春（3月21日）と秋（9月22日）の分点では、昼と夜の長さはどこでも同じで12時間で、太陽は赤道で正午に頂点に達します。地球に関する他の多くの重要な情報を指摘しましょう。地球の表面は510,098百万平方キロメートルです。その70.8％は世界の大洋です。 同時に、北半球では世界の大洋が60.7％を占め、南半球では面積の80.9％を占めています。太陽系の主なエネルギー源は太陽であり、それは平均的な質量の星です[27]。その質量は1.99・1030kgで、太陽系に集中している総質量の99.87％です。太陽の半径は6.96・105kmです。地球の表面から、太陽は円盤の形で私たちに見えます。その角度の寸法は、0.5度（9.3・10-3ラジアン）よりわずかに大きいです。 現代の概念によれば、太陽の主な元素は水素とヘリウムです（原子数で91％と9％、質量で73％と26.5％）。これらの2つの要素に加えて、他の多くの要素が太陽で発見されています。これらのうち、最も一般的なものは、マグネシウム、鉄、カルシウム、シリコン、ネオン、炭素などです。4つの水素原子が1つのヘリウム原子に熱核融合する反応が太陽のエネルギー源です。太陽のエネルギー生成は中心近くで起こります。 光子が外側の境界に伝播すると、放射線の吸収（たとえば鉄原子による）と再放射線のプロセスが発生します。対流は、太陽の中心からその周辺へのエネルギー伝達の別のプロセスです。現代の推定によると、中心の太陽の温度は500万度に達します。外層の温度ははるかに低く、最小値は5000〜6000Kです。太陽の目に見える部分は光球です[27]。出て行く太陽放射のほとんどが生成されるのは光球です。光球は400〜500km程度の比較的薄い層です。光球の上にある領域は「太陽図」と呼ばれます。 1.2。一年のさまざまな季節における地球の位置を示す 図11雰囲気」。 光球は非常に希薄なガスの領域であり、特徴的な密度（1-3）・10-7 cm-3、圧力5〜150mbarです。光球の放射は連続スペクトルを持っています。光球の上部と彩層の下部にある比較的「冷たい」ガスの層は、炭素、シリコン、カドミウム、マグネシウム、鉄などの原子のスペクトル吸収線でこの放射線の一部を吸収します。これにより、吸収、太陽の吸収スペクトルが表示されます。したがって、出て行く太陽放射のスペクトルでは、これらの吸収線がはっきりと見えます-フラウンホーファー線。完全な黒体の放射についてプランクの式を使用して、出て行く太陽放射のスペクトル依存性を概算すると、5800〜6000 Kの温度で最適な近似が得られます。 ただし、異なるスペクトル領域では、このような同等の温度が異なるように。これは、さまざまなスペクトル領域での放射の形成がさまざまな高さで発生するという事実によるものです。太陽から放出され、地球の大気の上限に到達する電磁放射の分布は、波長λに応じて、太陽のスペクトルと呼ばれます。太陽スペクトルの定義に、地球から太陽までの平均距離で、光線に垂直な単位面積あたりの単位時間あたりの入射太陽エネルギーとしての太陽定数の定義からの要件を追加すると便利です。この量はしばしばスペクトル太陽定数S0（λ）と呼ばれ、先に紹介した太陽定数には、精製項である積分太陽定数S0が使用されます。  太陽放射は、大気と表面の主な加熱源です。そのため、太陽スペクトルと太陽定数の測定は長い間行われてきました。近年、S0（λ）とS0の測定は、衛星に設置された機器の助けを借りて行われています。最新のデータによると、地球の積分太陽定数の値は（1366±1）W・m-2です。スペクトル分解能が粗い太陽の標準スペクトルを図1に示します。 1.3。比較のために、この図は、T = 5785 Kの温度での黒体放射曲線（プランク関数）を示しています。この曲線は、0.2μm-1cmの波長範囲で中央部分の太陽スペクトルをよく近似しています。 太陽スペクトル-UVおよび無線範囲では、T = 5785Kでの黒体放射との差は非常に大きくなります。太陽のスペクトルを高いスペクトル分解能で考えると、それほど滑らかな画像ではなく、すでに述べたように、太陽光球のさまざまな元素の吸収によって引き起こされる多くのフラウンホーファー線の存在と彩層がわかります。 私たちの惑星にやってくるすべての太陽エネルギーのうち、約40％が可視範囲（0.4〜0.7ミクロン）に、10％が短波長に、50％が長波長に当てはまります。  図1.3 粗いスペクトル分解能を持つ太陽の標準スペクトル。 UV、Vid、IR、Radio-紫外線、可視、赤外線ラジオ放射[43]。  図1.4 大気の上部境界と地球の表面に到達する太陽放射のスペクトル。 図1.4では、大気の上限と地球の表面に到達する太陽放射のスペクトルも示しています。 この図から、入ってくる太陽エネルギーのかなりの部分が大気によって減衰され放射線が表面に到達していないことがわかります。それは、大気に吸収されるか、散乱されて世界空間に反射されます。したがって、図からわかるように、大気プロセスにおける重要な役割は、大気ガスによる太陽放射の吸収と散乱によって果たされます。 1.4、地球の表面の太陽のスペクトルには、地球の大気のバンドと吸収線（H2O、CO2、O3および他のガスの吸収バンド）があります。これらの線は、フラウンホーファー線とは対照的に、地電流線と呼ばれます。多くの地球科学の基本的な問題は、太陽放射S0（λ）と積分太陽定数S0のスペクトル組成の変動性です。 1978年から1997年の間の衛星機器の測定この期間中のS0変動は1.5W・m-2であることが示されました。 推定によると、S0の経年変化は10W⋅m-2に達する可能性があります[42]。太陽放射のスペクトルは、短波長（X線および紫外線放射）と無線範囲で大きく異なります。これらの領域では、変動は数千パーセントに達します。示されたスペクトル領域の積分太陽定数の値への小さな相対的寄与にもかかわらず、この変動性は上層大気の物理的プロセスに大きな影響を及ぼします。たとえば、X線と紫外線は、上層大気のガス成分を解離してイオン化し、イオンとラジカルを形成します。これらは、多数の化学反応や光化学反応に積極的に関与しています。 1.2 地球の大気 大気の構造パラメータには、原則として、圧力、温度、空気密度が含まれます。 まず、これらの量は2つの関係によって関連付けられていることを思い出してください。 1.熱力学から知られている理想気体の状態方程式：  ここで、pは圧力、Tは温度、mは質量、µは空気の分子量（厳密な定義は、たとえばモノグラフ[34]の付録に記載されています）、Vは空気量、13Rはユニバーサルガスです。絶え間ない。 （1.2.1）の両側を体積Vで割ると、構造パラメータ間の最初の関係が得られます。 ここに、ρは空気密度である。 2. 静水圧の方程式で  ここに、gは自由落下の加速度、zは高さである。静水圧式（1.2.3）で決定されます。  理想気体の場合、状態方程式は次のように書くことができます。  ここで、nは単位体積あたりの分子数（濃度を数える）、kBはボルツマン定数です。大気の層への分割は、さまざまな基準に従って実行されます。大気層の違いは、高さによる気温の変化の性質に最も明確に表れています。この特徴によれば、大気は5つの主要な層に分割（階層化）されます[2、6、22、35–37、44]。 1.対流圏。これは、地球の表面に隣接する大気の層です。高さとともにほぼ直線的な温度低下が特徴です。対流圏の高さによる平均気温低下率は1キロメートルあたり6度です。対流圏には、大気全体の質量の約80％が含まれています。 これは大気の最も重要な層です-ここで天気が形成され、それが人間の生活の多くの側面を決定します。 2.成層圏。この層は対流圏の次に高い層であり、温度は高さとともに上昇します。 3.中間圏。これは成層圏に続く層であり、気温は高さとともに再び低下し、地球の大気中で最も低い値に達します（夏の高緯度で最大130K）。 4.熱圏。この層では、中間圏の上で、温度が再び上昇し始め、1000 Kのオーダーの値に達します。ただし、この温度は、分子の平均移動速度（運動温度）の尺度として定義されていることに注意してください。 熱圏の空気は非常に希薄であるため、通常の熱交換プロセスとその中を飛行する宇宙船は、1000Kの気温でも過熱の脅威にさらされません。5。熱圏の一部も分離するのが通例です。 -中間圏。これは大気の外球であり、分子の平均自由行程は数百キロメートルであり、それらの平均速度（運動温度）は重力に打ち勝ち、永遠に宇宙に飛ぶのに十分です-大気散逸の現象。対流圏を成層圏、成層圏と中間圏、中間圏と熱圏、熱圏と外気圏から分離する境界（領域）は、それぞれ、対流圏界面、成層圏界面、中間圏界面、中間圏界面と呼ばれます。層と遷移ゾーンの境界の平均高さを表に示します。 1.5 緯度、季節、気象状況などに応じて、与えられた平均値から大幅な偏差が観察される可能性があることに注意してください。特に、対流圏界面の高さは緯度に依存します：熱帯では約16〜17 km、中緯度では- 9〜12 km、極緯度で-8〜 表1.5 大気基盤と遷移層  アッパーとレイヤーの平均高さ 単位 km 下限、 km 遷移層 対流圏 0-11 対流圏界面 成層圏 11–50 成層圏界面 中間圏 50〜90 中間圏界面 熱圏 90以上のサーモポーズ 450を超える外気圏 大気とその層の温度の典型的な平均垂直分布を図で示します。 1.5 図の横線は、平均からの実際の温度値の変動（偏差の可能性）を示していることに注意してください。 これらの変動は重要であり、数十度に達することがわかります。  第1.5 図 全球平均気温の鉛直分布とその鉛直構造。  図1.6 1月と7月の地球大気中の平均帯状温度場の垂直子午線断面 空気の組成によって、大気はホモスフィアとヘテロスフィアに分けられます。これらの最初の層（0〜95 km）では、主要な大気ガス（窒素、酸素、アルゴン）の相対含有量は一定であり、空気の分子量（µ = 28.9645 g / mol）は高さによってほとんど変化しません。 （下部対流圏層の変化は、水蒸気含有量の変化により発生します）。ヘテロスフィア（95 km以上）では、N2およびO2分子とともに、太陽からの短波放射によるO2分子の解離のプロセスにより、原子状酸素Oが顕著な量で現れます。 この点で、ヘテロスフィア内の空気の分子量は高さとともに減少します。 15大気のガス組成に基づいて、オゾンなどの重要な大気ガスの大部分が集中しているオゾン圏（15〜55 km）を分離することも通例です。 60 kmから始まると、荷電粒子（イオンと電子）の含有量は大気中で大幅に増加します。したがって、60kmを超える大気の層は電離層と呼ばれます。 電離層自体も別々の層（層D、E、F）に細分されます。地球の磁場が大気の状態に与える影響の観点から、別の層、つまり熱圏の外側を覆う磁気圏を区別するのが通例です。磁気圏では、ガス粒子（イオン）は重力だけでなく、地球の磁場によっても保持されます。大気の主な構造パラメータは、空間（高さ、地球の表面に沿った）および時間とともに変化します。 物理的に示される変動は、動的、放射（太陽および自己放射伝達）、光化学的プロセス、および水の相変換によって決定されます。気温、およびそれに関連する大気の他の構造パラメータが、地理的な緯度に大きく依存することは非常に明白です（熱帯の表面では暑く、極では寒い）。したがって、帯状温度は、空間温度場の最も単純な特性として使用されます。経度（およびその他の値）で平均化された温度は、ゾーンと呼ばれます。それは緯度と高度の関数にすぎません。図では1.6は、1月と7月の平均帯状温度場の垂直子午線断面を示しています。表の北半球のさまざまな高さと緯度での気温の季節変動を特徴づけること。 表1.6 夏と冬の気温差  データテーブルから。 1.6次のようになります。1。地球の亜熱帯地域（30°N）の温度の季節変動は、10〜100kmのすべての高さで小さいです。この変動は極緯度（80°N）で最大になります。 2.高度10〜60 kmでは、夏の気温は冬の気温よりも高く、高高度では、緯度領域ϕ> 30°で反対の画像が観察されます。 私たちの惑星の温度体制は何度も変化しました（たとえば、氷河期）。 19世紀と20世紀に起こった変化は、表面温度の長期的でかなり正確な測定値が利用できるため、特に注意深く研究されました。図では1.7は、1856年から1998年の期間における地表近くの空気の平均半球および全球の年間気温の変化を示しています。 1961年から1990年の期間の平均気温と比較。かなりの温暖化の2つの期間がはっきりと見えます-1925年から1944年。および1978-1998最初の期間では、Tは0.37°C上昇し、2番目の期間では、温度上昇はほぼ0.5°Cに達しました。  図1.7 1856年から1998年の期間における地表近くの空気の平均半球および世界の年間気温の変化。 1961年から1990年の期間の平均気温と比較。 静水圧方程式（1.2.3）に戻りましょう。 （1.2.2）から得られる密度をそれに代入すると、  この単純な微分方程式を解くと  ここで、p（0）はz = 0での圧力です。したがって、大気中の温度と圧力の垂直プロファイルは独立していません。温度プロファイルT（z）と圧力p（0）（または、一般的な場合、特定の高さp（z0）での圧力、それぞれ（1.2.7）に統合する必要がある）を知ると、圧力プロファイルを計算できます。逆に、圧力プロファイルがわかれば、（1.2.6）を使用して温度プロファイルを計算することができます。 （1.2.7）では、温度、空気の分子量、重力加速度の高さへの依存性が考慮されています。 （1.2.7）からこれらの依存関係の明示的な形式を指定すると、気圧と温度のプロファイル間のさまざまな関係を取得できます。これは気圧式と呼ばれます。最も単純なケースでは、（1.2.7）でμ、g、およびTの高さへの依存性を無視すると、  指数定数gRT H µ =は高さの次元を持ち、均一な大気の高さまたは高さのスケールと呼ばれます。 標準状態µ = 28.96 g / mol、g = 9.81 ms -2、T = 273.16 Kの場合、H = 7.966 km、つまり約8kmになります。 均一な大気の高さHを通して、気圧式（1.2.8）は、実用に便利な形式で記述されます。  したがって、大気圧は実際には高さとともに指数関数的に減少します。地球の大気を構成するすべてのガスは、通常、主要なガス成分、小さなガス成分（MGS）、およびフリーラジカルの3つのグループに分けられます[2、6、12、15、22、34–36]。大気の主なガス成分は、窒素-78.1％、酸素-20.9％、アルゴン-0.9％（体積比）です。 それらは、95 kmのオーダーの高さまで、ほぼ一定の比率で大気中に存在します。これらのガス（酸素を除く）は化学的に比較的不活性であり、電磁放射を弱く吸収することに注意してください。上層大気では、主ガスの含有量は下層大気の含有量と多少異なります。表を参照してください。 1.7。この場合、N2およびO2分子の一部が原子状の窒素と酸素に破壊されるため、それらの濃度の合計は100％未満になります。 表1.7.高地の空気中の主要ガスの含有量（体積％）[22]  MGSは、大気中に常に存在するガス状成分ですが、その含有量は時間と空間によって異なる場合があります。まず、電磁放射を強く吸収し、さまざまな反応や化学変換に積極的に関与する化合物であるH2O（水蒸気）、CO2（二酸化炭素）、O3（オゾン）をMGSと呼びます。 これらの特性のために、それらは私たちの惑星の気候を形作る上で重要な役割を果たします。完全なIGUリストには、現在、数十の化合物が含まれています。重要な人為的発生源を持つガス（不純物）は、特別なグループに分類されることがあります。 これらは人間の経済活動の結果として大量に大気中に侵入する化合物ですが、多くの場合、これらの不純物は顕著な天然源を持っている可能性もあります。テーブル1.8は、人為的発生源を持つ最も重要な大気中の不純物に関するデータを示しています[15、34]。考慮される不純物の重要性は、それらの多くが熱放射を積極的に吸収し、いわゆる「温室効果」の生成（および変化）に関与するという事実に関連しています。 温室効果は、これらの不純物による地表大気系からの放射線の吸収による惑星の放射の減少にあります。フリーラジカルは、短命の化合物ですが、化学的に非常に活性があります。これらには、原子状酸素O、ヒドロキシルOH、ペルヒドロキシルHO2などが含まれます。また、文献には、混合比の値など、大気ガス不純物の他の分類があることにも注意してください。 表1.8. 人為的なソースを持つ最も重要なIGU。 ガス 技術的呼称 濃度、ppmV トレンド 時間 濃度傾向 年率 寿命  注)大気物理学で最も一般的に使用されている「技術的指定」という名前は、必ずしも化学的指定と一致するとは限りません。フロンとその代替品の場合、「名前」は技術的なブランドです。傾向とは、値が変化する一般的な長期的な傾向であり、短期（日次、季節）の変動は除外されます。 大気中の寿命-大気中のガス分子の平均寿命（たとえば、分子の数がe分の1に減少する時間）。 MGMの体積濃度の単位は、ガスの混合物と同じ温度と圧力での1つのガスの体積と、ガスの混合物全体の体積との比率です。大気物理学では、100万分の1で表されることがよくあります-ppmV （100万分の1、ボリューム）[34]。 1.8は、さまざまな大気ガスの体積濃度の垂直プロファイルを示しています。観測されたガス含有量の変動を考慮に入れると、これらのプロファイルは大気の平均バックグラウンド状態を参照します。 この図は、さまざまなガスの濃度の垂直方向のコースの多様性を示しています。たとえば、酸素と二酸化炭素は、80〜100 kmのオーダーの高さまで一定の混合比を持っています（それらは均一に混合されています）。水蒸気の含有量は、対流圏では急速に減少し、成層圏ではほぼ一定に減少し、中間圏では再び減少します。メタンは対流圏で均一に混合されています。オゾンの最大濃度は成層圏で観察されます。他の多くの大気ガス（NO、HClなど）も同様の高度変動を示します（成層圏の最大含有量）。大気下層のCO混合比は高さとともに減少し、成層圏と中間圏で増加する。  図1.8 さまざまな大気ガスの体積濃度の垂直プロファイル。 18世紀末以降の産業の急速な発展に伴い、地球の大気中の二酸化炭素の含有量が増加しています。産業革命以前の時代にその体積濃度が280ppmVであった場合、現在は約385ppmVに達しています。もう1つの重要な温室効果ガスはメタンで、温室効果の約15％を占めています。メタンの自然発生源は数多くあり、多くの推定によれば、人為的発生源はその総排出量の50〜60％に達する可能性があります。 研究によると、産業革命前のメタン混合比は0.72〜0.74ppmVでした。現在の値の半分未満（表1.8）。 20世紀の80年代には、北半球のメタンの傾向は1年に1％に達しました。この増加は、化石燃料と熱帯林の燃焼、ガス生産、大規模な稲作、畜産の発展に関連していました。 90年代に、メタンの傾向の大きさの減少が記録されました。成層圏のエネルギーと、集中的に発生する太陽の危険な紫外線からの生物圏の保護の両方の観点から非常に重要な化合物である大気中のオゾンの含有量の変化に特別な注意を払う必要があります。オゾンに吸収されます。 近年のオゾン含有量の最も劇的な変化は南極で発生しました-いわゆる「オゾンホール」が現れました。 20世紀の70〜80年代に、「純粋に人為的な」不純物（日常生活や産業で使用される冷凍ユニットから放出されるさまざまなフレオンやその他の化合物）の大気中で最も急速に成長する含有量。現代の概念によれば、オゾン層の破壊に関与しているのはこれらの化合物です。ガスに加えて、大気エアロゾルは地球の大気（および他の多くの惑星）の不可欠な構成要素です[11、13、34、31、43、50]。物理学におけるエアロゾルは、動的平衡状態にある空気と粒子（固体、液体）の混合物です。気象学および大気物理学では、エアロゾルは粒子自体が空気中に浮遊していると理解されています。 したがって、エアロゾル（エアロゾル）は、空気中に浮遊する固体および液体の小さな粒子であり、非常に多様な組成、形状、サイズ、および特性を備えています。水滴と雲の氷の結晶、地表から発生した塵、および火山によって放出されます。または、火山ガス、隕石ダスト、海水塩粒子、産業活動から生じる粒子などから形成されます。落下（沈降）速度が小さく、表面が大きいため、特に積極的に参加しています。 MGSおよびラジカルとの化学および光化学反応において。 エアロゾル粒子は、太陽放射と熱放射の伝達に重要な役割を果たし、大気の放射レジーム、つまり地球の表面システム、ひいては地球の天気と気候に影響を与えます。特に重要なのは、太陽放射の吸収と散乱におけるエアロゾルの役割です。 エアロゾルの役割は、雲の形成過程や霧の出現などでも大きく、そこでは凝縮核、つまり飽和水蒸気の凝縮が始まる核として機能します。エアロゾルがなければ、このプロセスは不可能でした。したがって、地球上の雲と降水の存在は、大気中のエアロゾルの存在に直接関係しています。定義によれば、雲の粒子もエアロゾルですが、通常、他の「非水性」エアロゾルから分離されていることに注意してください。 大気エアロゾルは、その組成や発生源に応じて、天然（天然）起源のエアロゾルに細分されます-海のしぶきの蒸発生成物-塩粒子、風によって大気中に持ち上げられたミネラルダスト、火山性エアロゾル、両方とも大気中に直接放出されます（灰）、気相反応（硫酸粒子）によって形成され、生物起源の粒子であり、両方とも大気中に直接放出され、揮発性有機化合物の凝縮とこれらの化合物間の化学反応の結果として形成されます。 気相反応（例えば、SO2の酸化から生じる硫酸塩）[11、13、34]。人為起源のエアロゾルは、粒子（すす、煙、道路のほこりなど）、農産物（たとえば、耕作中に発生するほこり）、の反応中に自然に発生するものと同様に発生する気相反応の生成物の産業排出物を表します。人為的MGS。実際の大気エアロゾルは多分散です。さまざまなサイズの粒子で構成されています。これらの粒子の形状は変えることができます。エアロゾルのサイズ（分散）とさまざまなプロセスでの役割に基づくエアロゾルの分類の1つが、H。Jungeによって提案されました。 このような分類のスキームを図1に示します。 1.9は、エアロゾル粒子の発生源、寿命、およびさまざまな大気プロセスへの影響に関する情報を示しています。  図1.9 大気エアロゾル：サイズ、分類、大気プロセスへの影響、発生源、寿命（H. Junge [54]による）。 エアロゾル粒子のサイズの範囲は非常に広く、10-4ミクロン未満から102ミクロン以上（半径に沿って）です。それらの下限は分子複合体のサイズによって決定され、上限は重力場における粒子の重力沈降速度によって決定されます。さまざまな気象現象とプロセスが、エアロゾル粒子のサイズのスペクトルのさまざまな間隔に関連付けられています。したがって、たとえば、半径r <0.1 µmの粒子（いわゆる「エイトケン粒子」）は、大気の電気的特性に大きな影響を与えます。 2≤r≤10ミクロンの粒子は、短波および赤外線の伝達、雲の形成と降水、および大気の化学組成に大きな影響を及ぼします。 この場合、2≤r≤1.0μmのサイズのエアロゾルは、短波放射の伝達と大気中の視程に最大の影響を及ぼします。エアロゾルの可算濃度は大きく異なり、大気中の高度、エアロゾル源への近さ（たとえば、都市では遠くよりも数桁高い）、および時刻によって異なります。大気中の高度が上昇すると21、エアロゾルの濃度は急激に低下します。表面近くのエアロゾルの濃度と比較して、高度2 kmで約1桁、高度で1桁減少します。 〜5キロの。しかし、これも「平均」であり、実際の状況では、画像が完全に異なる可能性があり、高さとともに濃度が増加することさえ観察できます。 このような成長領域はエアロゾル層と呼ばれます。最も有名で安定したエアロゾル層は、高度17〜22kmの成層圏のジャンジ層です。エアロゾルの形成における重要な役割は、火山の噴火、森林火災、生物学的プロセス、人間の生産活動などによって果たされます。この場合、エアロゾルの形成に寄与する主なガスは、SO2、H2S、およびNH3です。強力な火山噴火の後、成層圏のエアロゾル粒子の量は何度も増加し、その光学特性の変化につながります。成層圏のこれらの変化は、噴火後1〜2年間持続します。主な吸収源、つまり大気からエアロゾルが除去される理由は、重力による沈降（つまり、表面でのエアロゾルの落下）と、エアロゾル粒子が雨滴（雪粒子）に捕捉されたときの沈殿による洗い流しです。 エアロゾル粒子はサイズ（多分散性）が異なるため、ガスとは異なり、1つの総濃度では、大気中の粒子の量を表すのに十分ではありません。異なる半径の粒子の濃度を示す必要があります。多分散度を説明するために、関数n（r）が使用されます-エアロゾル粒子のサイズ分布関数  ここで、N（r）は半径がr未満の粒子の数です。 関数n（r）は、異なる半径の粒子の相対的な可算濃度の意味を持ちます。つまり、半径が「多い」粒子と「少ない」粒子を示します。 （1.2.10）によるすべてのエアロゾル粒子の総濃度は次のとおりです。  分布関数 n (r) が全濃度 N に依存しないように、次のように導入して正規化されます。  エアロゾル粒子を記述するために、いくつかの異なる関数f（r）が提案されています[11、13、34]。地球の大気中、水は3つのフェーズすべてに存在します：気体（空気中の水蒸気の量が湿度を決定します）、液体（雲、霧、雨の滴の形で）、固体（曇った結晶、雪片、雹）。雲は自然界の水循環の重要な要素であり、地球と大気のシステムにおけるエネルギー交換、惑星の放射バランス、地球上の熱の再分配、大気の一般的な循環に影響を与えます。 雲は、私たちの惑星の最も重要な天候と気候形成要因の1つです。それらはまた、大気中の光化学プロセスにも影響を及ぼします。雲の分類は、その形態（外観）と地表からの高さに基づいています。高さによる雲の分割（上、中、下）は、雲の下限によって決まります。高緯度で17〜20 kmの高さで形成されることもある極成層圏雲と、高度85〜90 kmで形成される夜光雲（中球）は、特別な雲のグループに分類されます。 空が雲で覆われる度合いは、曇りの量（雲の総面積と空全体の比率）によって特徴付けられます：0ポイント-晴天、10ポイント-曇り[1、2、28]。 22相の状態に応じて、雲は液滴（下層と部分的に中間層）、結晶性（上層）、および液滴と氷晶の両方を含む混合雲に細分されます。雲の相組成は、主に雲の温度によって決まります。正の温度では、雲は水滴で構成されます。 -40°Cまでのかなり低い負の温度でも、液滴がしばしば存在します。負の温度では、雲は滴り、結晶性、または混合する可能性があります。 エアロゾルの種類としての雲の重要な微細構造特性は、粒子のカウントと質量濃度、およびそれらのサイズ分布関数です[1、2、34]。さまざまな形の雲の推定濃度は、10〜1000cm-3の範囲です。雲の中の粒子の質量濃度は、その含水量と呼ばれます。混合雲と結晶雲の結晶の形状は、主にそれらが形成される雲の温度と湿度によって決定され、非常に異なる場合があります。特定の種類の雲は降水を伴います。降水の総観的および熱力学的条件に従って、後者は霧雨、過負荷、および集中豪雨に分けられます。 それらは降水の強度と期間が異なります[22]。降水量は、降水の結果として形成された水の層の高さ（ミリメートル単位）によって測定され、降水の強度は、単位時間あたり（たとえば、1時間あたり）の量として測定されます。降水の強度に加えて、サイズによる降水粒子の分布の関数（降水スペクトル）もそれらを特徴づけるために使用されます[1、2、11]。 第２章につづく |
