지구의 대기
Atmosphere of Earth
흔히 공기로 알려진 지구의 대기는 지구를 둘러싸고 행성 대기를 형성하는 지구의 중력에 의해 유지되는 가스층이다.지구의 대기는 지구 표면에 액체 상태의 물이 존재할 수 있도록 압력을 만들고, 자외선을 흡수하고, 열 유지를 통해 표면을 따뜻하게 하고(온실 효과), 낮과 밤 사이의 극한 기온을 낮춤으로써 지구상의 생명체를 보호한다.
몰 분율(분자 수 기준)로 볼 때 건조한 공기는 질소 78.08%, 산소 20.95% 아르곤 0.93%, 이산화탄소 0.04% 및 기타 [8]소량의 가스를 함유하고 있습니다.또한 공기에는 수증기의 양이 다양하며, 해수면에서는 평균 약 1%이며, 대기 전체에서는 0.4%이다.공기의 구성, 온도 및 기압은 고도에 따라 달라집니다.대기 중 [citation needed]육생식물의 광합성과 육생동물의 호흡에 적합한 공기는 지구의 대류권에서만 발견된다.
지구의 초기 대기는 태양 성운의 가스, 주로 수소로 구성되었다.대기는 시간이 지나면서 화산 활동, 생명, 풍화 등과 같은 많은 요인에 의해 크게 변화했다.최근, 인간의 활동은 지구 온난화, 오존 파괴, 산성 퇴적과 같은 대기 변화에도 기여하고 있다.
대기의 질량은 약 5.15×[9]10kg이며18, 그 중 4분의 3은 표면으로부터 약 11km(6.8mi; 36,000ft) 이내에 있다.대기는 고도가 높아질수록 얇아지고 대기와 우주 공간 사이의 경계가 명확하지 않다.지구 반지름의 1.57%인 100km(62mi)에 있는 카르만 선은 대기와 우주 사이의 경계로 종종 사용된다.대기 영향은 약 120km(75mi)의 고도에서 우주선이 대기권 재진입하는 동안 두드러진다.온도와 조성 등의 특성에 따라 대기 중 여러 층을 구분할 수 있습니다.
지구의 대기와 그 과정에 대한 연구는 대기 과학이라고 불리며 기후학이나 대기 물리학 같은 여러 하위 분야를 포함합니다.이 분야의 초기 개척자들은 Léon Teisprenc de Bort와 Richard Assmann을 [10]포함합니다.역사적 대기에 대한 연구는 고생후학이라고 불린다.
구성.
지구 대기의 세 가지 주요 구성 요소는 질소, 산소, 아르곤입니다.수증기는 질량 기준으로 대기의 약 0.25%를 차지한다.수증기(온실 가스)의 농도는 대기 중 가장 추운 부분의 몰 분율 약 10ppm에서 고온 다습한 기단의 몰 분율 약 5%까지 크게 변화하며, 다른 대기 가스의 농도는 일반적으로 건조한 공기(수증기가 [11]: 8 없는 경우)의 관점에서 인용된다.남아 있는 가스는 종종 미량 [12]가스라고 불리며, 그 중에는 주로 이산화탄소, 메탄, 아산화질소, 오존 등 다른 온실 가스들이 있다.이미 언급된 아르곤 외에도 네온, 헬륨, 크립톤, 크세논 등 다른 귀한 가스도 존재한다.여과된 공기에는 미량의 다른 많은 화합물이 포함되어 있습니다.미네랄 및 유기 성분, 꽃가루 및 포자, 바다 스프레이, 화산재 등 여과되지 않은 공기 샘플의 에어로졸과 같이 국소 및 계절에 따라 소량의 천연 물질이 존재할 수 있습니다.또한 염소(원소 또는 화합물), 불소 화합물 및 수은 원소 증기와 같은 다양한 산업 오염 물질이 가스 또는 에어로졸로 존재할 수 있습니다.황화수소나 이산화황(SO2)과 같은 황화합물은 천연원 또는 산업 대기 오염에서 파생될 수 있다.
| 가스 | 몰 분율(A) | ||
|---|---|---|---|
| 이름. | 공식 | ppm 단위로(B) | %로 |
| 질소 | N2 | 780,840 | 78.084 |
| 산소 | 오2 | 209,460 | 20.946 |
| 아르곤 | 아르 | 9,340 | 0.9340 |
| 이산화탄소 (2022년 (C)[13]4월) | CO2 | 417 | 0.0417 |
| 네온 | 네 | 18.18 | 0.001818 |
| 헬륨 | 그 | 5.24 | 0.000524 |
| 메탄 | CH4 | 1.87 | 0.000187 |
| 크립톤 | Kr | 1.14 | 0.000114 |
| 위의 건조한 대기에 포함되지 않음: | |||
| 수증기(D) | 호2 | 0 ~ 30,000(D) | 0~3%(E) |
| 주의: | |||
밀도를 계산하거나 몰 분율과 질량 분율 사이의 변환에 사용할 수 있는 건조한 공기의 평균 분자량은 약 28.96g[14][15][16]/mol이다.이것은 공기가 습할 때 줄어든다.
가스의 상대적인 농도는 약 10,000m(33,000ft)[17]까지 일정하게 유지됩니다.
계층화
[18]일반적으로 대기 중 고도에 따라 기압과 밀도가 감소한다.그러나 온도는 고도에 따라 더 복잡한 프로파일을 가지며, 일부 지역에서는 비교적 일정하게 유지되거나 고도에 따라 증가할 수 있습니다(아래의 온도 섹션 참조).온도/고도 프로필 또는 감률의 일반적인 패턴은 일정하고 계측된 풍선 소리를 통해 측정할 수 있기 때문에 온도 거동은 대기층을 구별하는 데 유용한 메트릭을 제공합니다.이러한 방식으로, 지구의 대기는 대류권, 성층권, 중간권, 열권,[19] 외기권의 다섯 가지 주요 층으로 나눌 수 있습니다.5개 층의 고도는 다음과 같습니다.
- 외기권: 700~10,000km(440~6,200마일)[20]
- 열권: 80~700km(50~440마일)[21]
- 중간권: 50~80km(31~50마일)
- 성층권: 12~50km(7~31마일)
- 대류권: 0~12km(0~7마일)[22]
외기권
외기권은 지구 대기의 가장 바깥쪽 층이다(즉, 대기의 상한).그것은 열권계면에서 해발 약 700km의 고도에 있는 열권계면에서 약 10,000km(6,200mi; 33,000,000ft)까지 확장되어 태양풍과 [20]합쳐집니다.
이 층은 주로 매우 낮은 밀도의 수소, 헬륨 및 질소, 산소, 이산화탄소를 포함한 몇 가지 더 무거운 분자로 구성되어 있습니다.원자와 분자는 너무 멀리 떨어져 있어서 서로 충돌하지 않고 수백 킬로미터를 이동할 수 있다.따라서, 외기권은 더 이상 가스처럼 행동하지 않고, 입자들은 끊임없이 우주로 빠져나간다.이 자유 운동 입자들은 탄도 궤적을 따라 자기권이나 태양풍으로 이동한다.
외기권은 기상 현상이 일어나기엔 지구보다 너무 멀다.하지만, 지구의 오로라 즉, 북극광과 호주광 오로라는 종종 열권과 겹치는 외기권 하부에서 발생합니다.외기권은 지구 궤도를 도는 많은 인공위성을 포함하고 있다.
열권
열권은 지구 대기의 두 번째로 높은 층이다.이것은 약 80km(50mi; 260,000ft)의 고도인 중간권계면에서 500-1000km(310–620mi; 1,600,000–3,300,000ft)의 고도 범위로 확장된다.열권계면의 높이는 태양활동의 [21]변화로 인해 상당히 다양하다.열권계면은 외기권의 하한에 있기 때문에, 외기라고도 불립니다.지구 표면에서 80에서 550 킬로미터 (50에서 342 mi)의 열권 아랫부분은 전리층을 포함합니다.
열권의 온도는 높이에 따라 점차 증가하며 1500°C(2700°F)까지 상승할 수 있습니다. 그러나 가스 분자는 너무 멀리 떨어져 있기 때문에 일반적인 의미에서는 온도가 그다지 중요하지 않습니다.공기는 너무 희박해서 개별 분자(예를 들어 산소)는 다른 분자와의 충돌 [23]사이에 평균 1킬로미터(0.62 mi; 3300 ft)를 이동합니다.비록 열권은 높은 에너지를 가진 분자의 비율이 높지만, 직접 접촉하는 사람에게는 뜨거움을 느끼지 못할 것이다. 왜냐하면 열권의 밀도가 너무 낮아서 피부와 상당한 양의 에너지를 전달하지 못하기 때문이다.
이 층은 구름 한 점 없고 수증기가 없다.그러나 열권에서는 오로라 보렐리스나 호주 오로라 같은 비수기상학적 현상이 가끔 나타난다.국제우주정거장은 이 층에서 350에서 420 km (220에서 260 mi)의 궤도를 돈다.이 층은 지구 궤도를 도는 많은 인공위성이 존재하는 곳이다.
중간권
중간권은 성층권 위와 열권 아래 지역을 차지하는 지구 대기의 세 번째 가장 높은 층이다.그것은 고도 약 50km(31mi; 160,000ft)의 성층권계면에서 해발 80–85km(50–53mi; 260,000–280,000ft)의 중간권계면까지 뻗어 있다.
온도는 고도가 높아짐에 따라 대기의 중간 층의 상단을 나타내는 중간 계면까지 떨어집니다.이곳은 지구상에서 가장 추운 곳이고 평균 온도는 약 -85 °C(-120 °F; 190 K)[24][25]입니다.
중간권계면 바로 아래는 공기가 너무 차가워서 이 고도에서 매우 희박한 수증기도 극지 중층 야간에 얼음 입자로 이루어진 구름으로 승화할 수 있다.이것들은 대기 중 가장 높은 구름이며 해가 진 후 한두 시간 후 혹은 해 뜨기 전에 햇빛이 반사되면 육안으로 볼 수 있을 것이다.그것들은 태양이 지평선 아래 4도에서 16도 정도 있을 때 가장 쉽게 보입니다.순간 발광 이벤트(TLE)로 알려진 번개에 의한 방전은 대류권 뇌운 위의 중간권에서 가끔 발생한다.중간권은 또한 대부분의 유성이 대기권 입구에서 타오르는 층이기도 하다.그것은 제트 동력 항공기와 풍선에 접근하기엔 너무 높고 궤도 우주선을 허용하기엔 너무 낮다.중간권은 주로 소리나는 로켓과 로켓으로 움직이는 항공기에 의해 접근된다.
성층권
성층권은 지구 대기의 두 번째로 낮은 층이다.그것은 대류권 위에 있고 대류권 계면에 의해 그것으로부터 분리된다.이 층은 지구 표면 위 약 12km(7.5mi; 39,000ft)의 대류권 꼭대기에서 약 50-55km(31-34mi; 164,000-180,000ft)의 고도까지 확장된다.
성층권 상단의 대기압은 해수면 압력의 약 1000분의 1이다.그것은 오존층을 포함하고 있는데, 오존층은 상대적으로 높은 농도의 가스를 포함하고 있는 지구 대기의 일부분이다.성층권은 고도가 높아짐에 따라 온도가 상승하는 층을 정의합니다.이러한 온도 상승은 오존층에 의해 태양으로부터의 자외선 복사(UV)가 흡수되어 난류와 혼합이 제한되기 때문에 발생합니다.대류권계면에서 온도는 -60°C(-76°F; 210K)일 수 있지만 성층권 상부는 훨씬 따뜻하며 0°[26]C에 가까울 수 있다.
성층권 온도 프로파일은 매우 안정적인 대기 상태를 만들기 때문에 성층권에는 대류권에 널리 퍼져 있는 기상 발생 공기 난류가 없다.결과적으로 성층권에는 구름과 다른 형태의 날씨가 거의 없다.그러나 공기가 가장 차가운 이 대기층의 하부에서 극지방의 성층권 또는 진드기 구름이 가끔 목격된다.성층권은 제트 동력 항공기로 접근할 수 있는 가장 높은 층이다.
대류권
대류권은 지구 대기의 가장 낮은 층이다.지구 표면에서 평균 12km(7.5mi; 39,000ft)까지 뻗어 있지만, 이 고도는 지리적으로 극지방에서 약 9km(5.6mi; 30,000ft)에서 [22]적도에서 17km(11m; 56,000ft)까지 다양하며 날씨로 인해 약간의 변화가 있다.대류권은 대류권계면 위로 경계되며, 대류권계면은 대부분의 장소에서 온도 반전(즉, 비교적 차가운 공기층 위에 있는 따뜻한 공기층)에 의해 표시된 경계이며, 다른 곳에서는 [27][28]높이와 등온 영역에 의해 경계된다.
변화가 발생하지만 대류권은 대부분 지표면으로부터의 에너지 전달을 통해 가열되기 때문에 대류권의 고도가 높아짐에 따라 온도가 감소한다.따라서 대류권의 가장 낮은 부분(즉, 지구 표면)은 일반적으로 대류권의 가장 따뜻한 부분이다.This promotes vertical mixing (hence, the origin of its name in the Greek word τρόπος, tropos, meaning "turn").대류권은 지구 대기 [29]질량의 약 80%를 차지한다.대류권은 대류권 상부에 더 큰 대기 중량이 위치하여 가장 심하게 압축되기 때문에 모든 층보다 밀도가 높다.대기의 총 질량의 50%는 대류권의 하위 5.6km(3.5mi; 18,000ft)에 위치한다.
거의 모든 대기 중의 수증기나 수분이 대류권에서 발견되기 때문에 지구의 대부분의 날씨가 일어나는 층이다.매우 높은 적란운은 아래에서 대류권계면을 통과하여 성층권 하부로 올라갈 수 있지만, 기본적으로 활발한 바람 순환에 의해 생성된 모든 날씨 관련 구름 속 유형을 가지고 있다.대부분의 전통적인 항공 활동은 대류권에서 이루어지며 프로펠러식 항공기가 접근할 수 있는 유일한 층이다.
기타 레이어
주로 온도에 의해 결정되는 위의 5개의 주요 층 내에서, 몇 개의 2차 층은 다른 특성에 의해 구별될 수 있다.
- 오존층은 성층권 안에 포함되어 있다.이 층의 오존 농도는 약 2 - 8ppm으로 낮은 대기층보다 훨씬 높지만 대기의 주요 구성 요소에 비하면 여전히 매우 작다.두께는 계절과 지리적으로 다양하지만, 주로 성층권 하부에 약 15-35km(9.3-21.7mi; 49,000-115,000ft)에 위치한다.지구 대기 중 오존의 약 90%가 성층권에 포함되어 있다.
- 전리층은 태양 복사에 의해 이온화되는 대기권이다.그것은 오로라의 원인이다.낮에는 50에서 1,000km(31에서 621m, 160,000에서 3,280,000ft)까지 뻗어 있으며 중간권, 열권 및 외기권의 일부를 포함합니다.하지만, 중간권에서의 이온화는 밤에 대부분 멈추기 때문에, 오로라는 보통 열권과 낮은 외기권에서만 볼 수 있습니다.전리층은 자기권의 안쪽 가장자리를 형성한다.그것은 예를 들어 지구상의 전파에 영향을 미치기 때문에 실질적으로 중요하다.
- 균질권과 이질권은 대기 가스가 잘 혼합되어 있는지 여부에 따라 정의된다.표면 기반 호모스피어는 대류권, 성층권, 중간권 및 열권의 가장 낮은 부분을 포함하며, 기체가 [31]난류에 의해 혼합되기 때문에 대기의 화학적 구성은 분자량에 의존하지 않는다.이 비교적 균일한 층은 약 100km(62mi; 330,000ft)에서 발견된 터보 계면에서 끝나며, 중간 계면 위로 약 20km(12mi; 66,000ft) 위에 위치하는 FAI에 의해 수용된 우주의 가장 가장자리이다.
- 이 고도 위에는 외기권과 대부분의 열권을 포함하는 헤테로스피어가 있습니다.여기서 화학조성은 고도에 따라 달라집니다.혼합을 일으키는 운동 크기에 비해 입자가 충돌하지 않고 이동할 수 있는 거리가 크기 때문이다.이것은 산소나 질소와 같은 무거운 것들은 헤테로스피어의 바닥 근처에만 존재하며, 기체가 분자량에 의해 성층화되도록 합니다.헤테로스피어의 윗부분은 거의 완전히 [clarification needed]가장 가벼운 원소인 수소로 구성되어 있다.
- 행성 경계층은 대류권의 일부로 지구 표면에 가장 가깝고 주로 난류 확산에 의해 직접적으로 영향을 받는다.낮에는 행성 경계층이 잘 혼합되지만 밤에는 약하거나 간헐적인 혼합으로 안정적으로 성층화된다.행성 경계층의 깊이는 맑고 고요한 밤에 약 100m(330ft)에서 건조한 지역의 오후에는 3,000m(9,800ft) 이상에 이른다.
지표면 대기의 평균 온도는 [34][35][36]기준치에 따라 14°C(57°F; 287K)[32] 또는 15°C(59°F; 288K)[33]이다.
물리 속성
압력 및 두께
해수면에서의 평균 대기압은 101325 파스칼(760.00Torr; 14.6959psi; 760.00mmHg)로 국제 표준 대기권에 의해 정의된다.이것은 표준 대기(atm)의 단위라고 불리기도 합니다.총 대기 질량은 5.1480×10kg18(1.135×10lb19)[38]으로 평균 해수면 압력과 지구 면적 51007.2메가헥타르의 추정치보다 약 2.5% 적다. 이 부분은 지구의 산악 지형에 의해 대체된다.대기압은 압력이 측정되는 지점에서 단위 면적 위에 있는 공기의 총 중량입니다.따라서 기압은 위치와 날씨에 따라 달라집니다.
전체 대기 질량이 해수면 이상의 해수면 밀도(m당3 약 1.2kg)와 동일한 균일한 밀도를 갖는다면, 8.50km(27,900ft)의 고도에서 갑자기 종료될 것이다.
기압은 실제로 고도에 따라 기하급수적으로 감소하며, 5.6km(18,000ft)마다 또는 7.64km(25,100ft)마다 1/e(0.368)씩 감소합니다(이것을 스케일 높이라고 부릅니다). 고도는 약 70km(43mi; 230,000ft)입니다.그러나 대기는 온도, 분자 구성, 태양 복사 및 중력의 구배를 고려한 각 층에 대한 맞춤형 방정식으로 더 정확하게 모델링됩니다.100km가 넘는 높이에서는 대기가 더 이상 잘 섞이지 않을 수 있다.그리고 각 화학종들은 그들만의 비늘 높이를 가지고 있다.
요약하면, 지구 대기의 질량은 대략 [39]다음과 같이 분포되어 있습니다.
- 50%는 5.6km(18,000ft) 미만입니다.
- 90%는 16km(52,000ft) 미만입니다.
- 99.99997%는 카르만 선인 100km(62mi; 330,000ft)보다 낮다.국제 협약에 따르면, 이것은 인간 여행자들이 우주 비행사로 간주되는 우주의 시작을 나타낸다.
그에 비해, 에베레스트 산의 정상은 8,848 미터(29,029 피트)이다. 상업 여객기는 일반적으로 10에서 13 킬로미터 (33,000에서 43,000 피트) 사이를 비행하며 낮은 밀도와 온도가 연비를 개선한다; 기상 풍선은 30.4 킬로미터 (100,000 피트) 이상에 도달한다; 그리고 1963년 108,300 피트 (35 피트)에 도달했다.
카르만 선 위에서도 오로라와 같은 중요한 대기 영향이 여전히 발생한다.이 지역에서 유성이 빛을 내기 시작하지만, 큰 유성은 더 깊이 침투할 때까지 타버리지 않을 수 있습니다.HF 전파에 중요한 지구 전리층의 다양한 층은 100km 아래에서 시작하여 500km 이상으로 확장된다.이에 비해, 국제우주정거장과 우주왕복선은 일반적으로 350-400km의 속도로 궤도를 돌며, 전리층의 F층 내에서 몇 달마다 대기 항력에 직면한다. 그렇지 않으면 궤도 붕괴가 일어나 지구로 돌아올 것이다.태양 활동에 따라, 인공위성은 700-800km의 고도에서 현저한 대기 항력을 경험할 수 있다.
온도
대기의 층분할은 대부분 온도에 따라 위에서 논의된다.온도는 해수면부터 고도에 따라 감소하지만, 이 추세의 변화는 대류권의 나머지 부분을 통과하는 큰 수직 거리에 걸쳐 온도가 안정되는 11km 이상에서 시작된다.성층권에서는 약 20km 이상부터 온도가 상승하는데, 이는 이 지역의 다이옥시겐과 오존 가스에 의한 태양으로부터의 상당한 자외선의 포착으로 인한 오존층 내의 가열 때문이다.고도에 따라 온도가 상승하는 또 다른 지역은 90km 이상의 적절한 이름을 가진 열권에서 매우 높은 고도에서 발생합니다.
음속
일정한 구성의 이상 기체에서는 음속은 압력이나 밀도가 아닌 온도에만 의존하기 때문에 고도에 따른 대기 중 음속은 복잡한 온도 프로파일(오른쪽 그림 참조)의 형태를 취하며 밀도나 압력의 고도 변화를 반영하지 않습니다.
밀도와 질량
해수면에서의 공기 밀도는 약 1.2kg/m3(1.2g/L, 0.0012g/cm3)이다.밀도는 직접 측정되지 않지만 공기 상태 방정식(이상 기체 법칙의 한 형태)을 사용하여 온도, 압력 및 습도를 측정하여 계산됩니다.고도가 높아지면 대기 밀도가 낮아진다.이 변동은 기압 공식을 사용하여 대략적으로 모델링할 수 있습니다.인공위성의 궤도 붕괴를 예측하기 위해 더 정교한 모형들이 사용된다.
대기의 평균 질량은 약 5,000조 톤 또는 지구15 질량의 1/1,200,000입니다.미국 국립대기연구센터에 따르면 "대기 중 총 평균 질량은 5.1480×10kg이며18 수증기로 인한 연간 범위는 1.2kg 또는 115.5×10kg으로 표면 압력과 수증기 데이터 중 어느 것을 사용하느냐에 따라 이전 추정치보다 다소 작다.수증기의 평균 질량은 1.27×10kg16, 건조한 공기 질량은 5.1352±0.0003×10kg으로18 추정된다.
광학적 특성
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태양 복사(또는 햇빛)는 지구가 태양으로부터 받는 에너지이다.지구는 또한 우주로 방사선을 방출하지만, 인간이 볼 수 없는 더 긴 파장을 방출한다.유입 및 방출된 방사선의 일부가 대기에 흡수 또는 반사된다.2017년 5월, 1백만 마일 떨어진 궤도를 도는 위성에서 반짝이는 것으로 보이는 빛의 반짝임이 [41][42]대기 중의 얼음 결정에서 반사된 빛을 발견했다.
산란
빛이 지구의 대기를 통과할 때, 광자는 산란을 통해 빛과 상호작용합니다.만약 빛이 대기와 상호작용하지 않는다면, 그것은 직접 복사라고 불리며 당신이 태양을 똑바로 바라볼 때 보게 되는 것이다.간접 방사선은 대기 중에 산란된 빛이다.예를 들어 흐린 날 그림자가 보이지 않는 날은 직접 방사선이 닿지 않고 모두 산란되어 있습니다.또 다른 예로, 레일리 산란이라는 현상으로 인해, 짧은 (파란색) 파장은 긴 (빨간색) 파장보다 더 쉽게 산란됩니다.이것이 하늘이 파랗게 보이는 이유입니다; 여러분은 산란된 푸른 빛을 보고 있습니다.이것이 또한 해가 붉게 지는 이유이기도 하다.태양이 지평선에 가까이 있기 때문에, 태양 광선은 여러분의 눈에 도달하기 전에 평소보다 더 많은 대기를 통과합니다.푸른빛이 많이 흩어지면서 석양에 붉은빛이 남아 있다.
흡수.
다른 분자는 다른 파장의 방사선을 흡수한다.예를 들어 O와 O는3 파장이2 300나노미터 미만인 거의 모든 방사선을 흡수한다.물(HO2)은 700 nm 이상의 많은 파장에서 흡수됩니다.분자가 광자를 흡수하면 분자의 에너지가 증가한다.이것은 대기를 가열하지만, 아래 설명과 같이 방사선을 방출함으로써 대기도 냉각됩니다.
대기 중 가스의 결합된 흡수 스펙트럼은 낮은 불투명도의 "창"을 남기며, 특정 대역의 빛만 투과할 수 있다.광학 창은 약 300nm(자외선-C)에서 인간이 볼 수 있는 범위, 즉 가시 스펙트럼(일반적으로 빛이라고 함)까지 약 400~700nm로 진행되며 적외선으로 약 1100nm까지 계속됩니다.또한 적외선과 전파를 더 긴 파장으로 전달하는 라디오 창도 있다.예를 들어, 라디오 창문은 약 1센티미터에서 약 11미터의 파도로 흐릅니다.
배출.
방출은 흡수와 반대되는 것으로, 물체가 방사선을 방출할 때입니다.물체는 "흑체" 방출 곡선에 따라 양과 파장을 방출하는 경향이 있기 때문에, 뜨거운 물체는 파장이 짧고 더 많은 방사선을 방출하는 경향이 있다.차가운 물체는 방사선이 적고 파장이 길다.예를 들어, 태양은 약 6,000K(5,730°C; 10,340°F)이며, 방사선은 500nm 부근에 도달하여 인간의 눈으로 볼 수 있다.지구는 약 290K(17°C; 62°F)이기 때문에 방사선이 10,000nm 부근에 도달하고 사람이 볼 수 없을 정도로 길다.
그 온도 때문에 대기는 적외선을 방출한다.예를 들어 맑은 밤에는 흐린 밤보다 지구 표면이 더 빨리 식는다.이것은 구름이 강한 흡수체이자 적외선2 방사체이기 때문입니다.이것이 또한 높은 고도에서 밤에 추워지는 이유이기도 하다.
온실 효과는 이러한 흡수 및 배출 효과와 직접적으로 관련이 있다.대기 중의 일부 가스는 적외선을 흡수하고 방출하지만 가시 스펙트럼의 햇빛과 상호작용하지 않습니다.일반적인 예로는 CO와2 HO가 있습니다2.
굴절률
공기의 굴절률은 1에 가깝지만 조금 더 큽니다.굴절률의 체계적인 변화는 긴 광로에 걸쳐 광선을 구부릴 수 있습니다.한 가지 예는, 어떤 상황에서는, 빛이 지구 표면의 곡률과 같은 방향으로 굴절되기 때문에, 배에 탑승한 관측자들이 수평선 바로 너머로 다른 선박을 볼 수 있다는 것이다.
공기의 굴절률은 [43]온도에 따라 달라지며, 온도 구배가 클 때 굴절 효과가 발생합니다.이러한 영향의 예로는 Mirage가 있습니다.
순환
대기 순환은 대류권을 통과하는 공기의 대규모 이동이며, 열이 지구 주위에 분포되는 수단(해양 순환)입니다.대기순환의 대규모 구조는 해마다 다르지만 지구의 자전속도와 적도와 극지방의 일사량 차이로 결정되기 때문에 기본 구조는 상당히 일정하다.
지구 대기의 진화
가장 이른 대기
첫 번째 대기는 태양 성운의 가스, 주로 수소였다.현재 거대 가스 행성(목성과 토성)에서 발견되는 것과 같은 단순한 수소화물,[44] 특히 수증기, 메탄, 암모니아가 있었을 것이다.
제2기압
거대한 소행성들이 지구를 폭격하는 동안 생성된 가스로 보충된 화산 활동으로 인한 가스가 다음 대기를 만들어 냈고, 주로 질소와 이산화탄소와 불활성 [44]가스로 구성되었다.탄산가스 배출의 주요 부분은 물에 용해되어 지각암의 풍화 과정에서 칼슘, 마그네슘 등의 금속과 반응하여 퇴적물로 침전된 탄산염을 형성한다.물과 관련된 퇴적물은 38억 [45]년 전부터 발견되었다.
약 34억 년 전에 질소는 당시 안정된 "제2의 대기"의 주요 부분을 형성했다.35억 [46]년 전에 초기 생명체의 징후가 나타나기 때문에 생명체의 영향은 대기 역사에서도 곧 고려되어야 한다.그 당시 지구가 어떻게 액체 상태의 물과 생명체가 살 수 있을 만큼 따뜻한 기후를 유지했는지, 만약 초기 태양이 오늘보다 30% 낮은 태양 광도를 방출했다면, 그것은 "멋진 젊은 태양의 역설"로 알려진 수수께끼이다.
그러나 지질학적 기록은 약 24억 년 전 한 번의 차가운 빙하 단계를 제외하고는 지구의 완전한 초기 기온 기록 동안 비교적 따뜻한 지표면이 지속되었음을 보여준다.시생대 후반에는 27억 년 전의 스트로마톨라이트 화석으로 발견된 시아노박테리아(대산소화 현상 참조)를 광합성함으로써 생성된 것으로 보이는 산소를 함유한 대기가 발달하기 시작했다.초기 기본 탄소 동위원소 비율(동위원소 비율)은 전류와 유사한 조건을 강하게 시사하며, 탄소 순환의 기본 특성은 40억 년 전에 확립되었다.
약 21억5천만년에서 20억8천만년 전 가봉의 고대 퇴적물은 지구의 동적 산소화 진화에 대한 기록을 제공한다.이러한 산소화 변동은 로마군디 탄소 동위원소 [47]이탈에 의해 유발되었을 가능성이 있다.
제3의 대기
판구조론에 의한 대륙의 끊임없는 재배열은 이산화탄소를 대륙의 큰 탄산염 저장소로 옮김으로써 대기의 장기적인 진화에 영향을 미칩니다.활성산소는 약 24억 년 전 대산소 이벤트 때까지 대기 중에 존재하지 않았으며, 그 외형은 띠 모양의 철 형성이 끝나는 것으로 나타납니다.
이 시기 이전에는 광합성에 의해 생성된 산소는 환원된 물질, 특히 철의 산화에 의해 소비되었다.활성 산소 분자는 산소 생성 속도가 산소를 제거하는 환원 물질의 가용성을 초과하기 시작할 때까지 대기 중에 축적되기 시작했다.이 점은 환원 대기에서 산화 대기로의 전환을 의미합니다.O는2 선캄브리아기가 [50]끝날 때까지 15% 이상의 안정된 상태에 도달할 때까지 큰 변화를 보였다.5억 3천 9백만 년 전부터 오늘날까지 이어지는 시간 범위는 Phanerozeic Eon으로, 가장 이른 시기에 산소를 필요로 하는 Cambrian, 메타조아 생명체가 나타나기 시작했습니다.
대기 중의 산소량은 지난 6억 년 동안 변동하여 약 2억 8천만 년 전에 최고 약 30%에 도달했으며, 이는 오늘날의 21%보다 훨씬 더 높습니다.두 가지 주요 과정이 대기의 변화를 통제한다: 식물은 대기 중의 이산화탄소를 사용하고 산소를 방출하며, 식물은 광호흡 과정에 의해 밤에 약간의 산소를 사용하고 나머지 산소는 유기 물질을 분해하는 데 사용된다.황철광과 화산 폭발은 황을 대기 중으로 방출하고, 황은 산소와 반응하여 대기 중의 황의 양을 감소시킨다.하지만, 화산 폭발은 또한 식물이 산소로 바꿀 수 있는 이산화탄소를 배출한다.대기 중 산소량의 변동 원인은 밝혀지지 않았다.대기 중에 많은 산소가 있는 시기는 동물의 빠른 발달과 관련이 있다.
대기 오염
대기 오염은 [51]유기체에 해를 끼치거나 불쾌감을 주는 화학 물질, 입자 물질 또는 생물학적 물질의 대기로의 유입이다.성층권 오존층 파괴는 주로 클로로플루오로카본과 다른 오존층 파괴 물질로 인한 대기 오염에 의해 발생한다.
1750년 이후, 인간의 활동은 다양한 온실 가스, 특히 이산화탄소, 메탄, 아산화질소의 농도를 증가시켰다.이러한 상승은 지구 기온의 관측된 상승을 야기했다.2011-2020년 지구 평균 표면 온도는 [52]1850년보다 1.1°C 높았다.
우주에서 온 이미지
2015년 10월 19일, NASA는 https://epic.gsfc.nasa.gov/에서 지구의 햇빛이 비치는 부분의 매일매일 모습을 담은 웹사이트를 시작했습니다.이 이미지들은 심우주기후관측소(DSCOVR)에서 찍은 것으로 지구가 낮에 [53]자전하는 모습을 보여준다.
