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地球の大気は、重力によって保持され、地球の表面を取り囲む混合ガス（一般に空気と呼ばれる）の層で構成されています。大気中には、雲やもやなどの気象現象を生み出す浮遊エアロゾルや微粒子が様々な量で含まれています。大気は、地球の表面と宇宙空間との間の保護緩衝材として機能します。大気は、ほとんどの流星体や紫外線から地表を守り、昼夜の温度差（日中の気温の極端な変化）を軽減し、温室効果による熱保持によって地表を暖かく保ちます。大気は、気流によって熱と水分をさまざまな地域に再分配し、地球上で生命が存在し進化するための化学的および気候的条件を提供します。
モル分率（つまり分子数）で表すと、乾燥空気は窒素78.08% 、酸素20.95% 、アルゴン0.93%、二酸化炭素0.04% 、その他微量のガスを含んでいます（詳細は下記の「組成」を参照）。空気には水蒸気も含まれており、その量は変動しますが、平均すると海面付近で約1%、大気全体では約0.4%です。
地球の原始大気は太陽星雲から集積したガスで構成されていましたが、火山活動、ガス放出、隕石衝突、風化、生命の進化（特に光合成生物）など、多くの要因の影響を受けて、時間の経過とともにその組成は大きく変化しました。現在では、気候変動（主に森林破壊と化石燃料による地球温暖化）、オゾン層破壊、酸性雨など、人間の活動が大気の変化に寄与しています。
大気の質量は約 5.15 × 10です18 kg、 [ 2 ]の 4分の 3 は地表から約11 km (6.8 mi; 36,000 ft)以内にあります。大気は高度が上がるにつれて薄くなり、大気と宇宙空間の間に明確な境界はありません。100 km (62 mi )のカーマン線は、宇宙の端の慣習的な定義としてよく使用されます。大気は、温度や組成などの特性に基づいて、対流圏、成層圏、中間圏、熱圏(正式には電離層)、外気圏など、いくつかの層を区別できます空気の組成、温度、大気圧は高度によって変化します。地上の植物による光合成や地上の動物の呼吸に適した空気は、対流圏内にあります。 [ 3 ]
地球の大気とその過程の研究は、大気科学（大気学）と呼ばれ、気候学や大気物理学など複数の下位分野が含まれます。この分野の初期の先駆者には、レオン・テイセレンク・ド・ボルトとリチャード・アスマンがいます。[ 4 ]歴史的な大気の研究は、古気候学と呼ばれます。
地球の大気の主要成分は窒素、酸素、アルゴンの3 つです。水蒸気は質量で大気の約 0.25% を占めます。下層大気では、水蒸気 (温室効果ガス) の濃度は、大気の最も寒い部分ではモル分率で約 10 ppm から、高温多湿の気団ではモル分率で最大 5% まで大きく変化し、他の大気ガスの濃度は通常、乾燥空気 (水蒸気を含まない) の単位で示されます。[ 8 ] : 8残りのガスはしばしば微量ガスと呼ばれ、[ 9 ]その中には、主に二酸化炭素、メタン、亜酸化窒素、オゾンなどの他の温室効果ガスが含まれます。アルゴンの他に、他の希ガス、ネオン、ヘリウム、クリプトン、キセノンも存在します。ろ過された空気には、他の多くの化学化合物が微量含まれています。[ 10 ]
大気中のキセノンの濃度は他の希ガスに比べてはるかに低く、「キセノン消失問題」として知られる地質学上の謎となっている。この謎を説明するために、地球の下部マントルでのキセノン-鉄酸化物の形成[ 11 ] 、シリカ中の二酸化キセノンの形成[ 12 ]、地球の核でのキセノンと鉄/ニッケルの反応[ 13 ]など、数多くの提案がなされてきた。
ろ過されていない空気サンプルには、鉱物や有機物の粉塵、花粉や胞子、海塩、火山灰など、自然由来の多くの物質が、地域や季節によって変動する微量ながらエアロゾルとして存在する可能性がある。[ 14 ]また、塩素（元素または化合物）[ 15 ] 、フッ素化合物[ 16 ]、元素水銀蒸気[ 17 ]などのさまざまな工業汚染物質も、気体またはエアロゾルとして存在する可能性がある。硫化水素や二酸化硫黄（SO2 ）などの硫黄化合物は、自然発生源または工業大気汚染に由来する可能性がある。[ 14 ] [ 18 ]
乾燥空気の平均分子量は、密度を計算したり、モル分率と質量分率の間で変換したりするのに使用できますが、約 28.946 [ 21 ]または 28.964 [ 22 ] [ 5 ] : 257 g/mol です。空気が湿っていると、この値は減少します。
高度約100 km (62 mi)までは、大気の乱流によって構成ガスが混合され、相対濃度は一定に保たれます。約80 ～ 120 km (50 ～ 75 mi)の遷移帯が存在し、この乱流混合は徐々に分子拡散に取って代わられます。後者のプロセスによってヘテロスフィアが形成され、そこでは軽いガスの相対濃度が高度とともに増加します。[ 23 ]
一般的に、大気中では気圧と密度は高度とともに減少します。しかし、温度は高度に対してより複雑なプロファイルを示し、一部の地域では高度とともに比較的一定のままであったり、上昇することさえあります（温度のセクションを参照）。[ 25 ]温度/高度プロファイル、つまり気温減率の一般的なパターンは一定であり、計測気球による観測で測定できるため、温度の挙動は、大気層を区別するための有用な指標となります。この大気の成層は、地球の大気を次の典型的な高度範囲を持つ 5 つの主要な層に分割します。[ 26 ] [ 27 ]
外気圏は地球の大気の最外層です（ただし、非常に希薄なため、一部の科学者は大気の一部ではなく惑星間空間の一部と考えています）。熱圏の最上部にある熱圏界面（「外気圏底」とも呼ばれる）から、太陽風と惑星間空間との境界が不明瞭なところまで広がっています。外気圏底の高度は、入射する太陽放射が多い時期には約500 キロメートル（310マイル、1,600,000フィート）から約1,000 キロメートル（620マイル）まで変化します。 [ 31 ]
上限は定義によって異なります。さまざまな機関は、約10,000 キロメートル (6,200マイル) [ 32 ]または約190,000 キロメートル (120,000マイル)で終わると考えています。これは、地球の重力の影響が太陽光からの放射圧とほぼ同じである月までのほぼ中間地点です。[ 31 ]遠紫外線で見えるジオコロナ(中性水素によって引き起こされる)は、少なくとも100,000 キロメートル (62,000マイル)まで広がっています。[ 31 ]
この層は主に極めて低密度の水素で構成されており、外気圏底に近いところに少量のヘリウム、二酸化炭素、および発生期の酸素が存在する。 [ 33 ]原子や分子は非常に離れているため、互いに衝突することなく数百キロメートル移動することができる。[ 25 ] : 14–4そのため、外気圏はもはや気体のように振る舞わず、粒子は絶えず宇宙空間に逃げ出している。これらの自由に動く粒子は弾道軌道をたどり、磁気圏や太陽風に出入りする可能性がある。地球は毎秒約3 kgの水素、50 gのヘリウム、およびはるかに少量の他の成分を失っている。[ 34 ]
外気圏は地球から非常に遠く離れているため、気象現象は起こり得ません。外気圏には、地球を周回する多くの人工衛星が含まれています。[ 35 ]
熱圏は地球の大気の2番目に高い層です。これは、高度約80 km (50 mi)の中間圏界面 (中間圏との境界) から、高度500～1000 km (310～620 mi)の熱圏界面まで広がっています。熱圏界面の高さは、太陽活動の変化により大きく変動します。[ 29 ]夕暮れと夜明けの太陽の明暗境界線の通過により、この層を通過する背景密度の摂動が最大で2倍になり、この領域で支配的な特徴を形成します。[ 36 ]熱圏界面は外気圏の下部境界にあるため、外気圏底とも呼ばれます。地球表面から50～600 km (31～373 mi)上空で熱圏と重なっているのは、プラズマ密度が高まった領域である電離層です。[ 37 ] [ 38 ]
熱圏の温度は高度とともに徐々に上昇し、 1500 °C (2700 °F)まで上昇することがありますが、ガス分子間の距離が非常に離れているため、通常の意味での温度はあまり意味がありません。この温度上昇は、太陽からの電離紫外線とX 線放射の吸収によって引き起こされます。 [ 38 ] [ 39 ]空気は非常に希薄であるため、個々の分子 (例えば酸素) は、他の分子との衝突の間に平均1 キロメートル (0.62マイル、3300フィート)移動します。[ 40 ]熱圏には高エネルギーの分子が多数含まれていますが、密度が低すぎて皮膚との間でかなりの量のエネルギーを伝導できないため、直接接触した人間には熱く感じられません。[ 38 ]
この層は完全に雲がなく、水蒸気もありません。しかし、高度約100 km (62 mi)の熱圏では、北極光や南極光などの非水文気象現象が時折見られます。[ 41 ]オーロラの色は、発生する高度の大気の特性と関連しています。最も一般的なのは緑色のオーロラで、これは1 S 状態の原子状酸素から発生し、高度120 ～ 400 km (75 ～ 250 mi)で発生します。[ 42 ]国際宇宙ステーションは、高度370 ～ 460 km (230 ～ 290 mi)の熱圏を周回しています。[ 43 ]地球を周回する多くの衛星はこの層に存在します。[ 35 ]
中間圏は地球の大気の 3 番目に高い層で、成層圏の上、熱圏の下の領域を占めています。高度約50 km (31 mi)の成層圏界面から、海抜80 ～ 85 km (50 ～ 53 mi)の中間圏界面まで広がっています。[ 38 ]高度が上がるにつれて温度は低下し、中間圏界面はこの中間層の大気の最上部を示しています。ここは地球上で最も寒い場所で、平均温度は約-85 °C (-120 °F ; 190 K )です。[ 44 ] [ 45 ]大気は周波数の 2 乗に比例する割合で音波を吸収するため、地上からの可聴音は中間圏には届きません。超低周波音はこの高度まで到達できますが、高出力で発信するのは困難です。[ 46 ]
中間圏界面直下では、空気が非常に冷たいため、この高度ではごくわずかな水蒸気でさえ凝結して氷の粒子からなる極中間圏夜光雲を形成することがあります。これらは大気中で最も高い位置にある雲で、日没後1～2時間後、または日の出前頃に太陽光が反射すれば肉眼で見えることがあります。太陽が地平線から4～16度下にあるときに最も見やすくなります。[ 47 ]
対流圏の雷雲の上空の中間圏では、雷によって誘発される放電現象である一過性発光現象（TLE）が時折発生する。[ 48 ]中間圏は、ほとんどの流星や人工衛星が大気圏突入時に燃え尽きる層でもある。[ 38 ] [ 49 ]地球から高すぎてジェット機や気球が到達できず、低すぎて軌道宇宙船が到達できない。中間圏は主に観測ロケットやロケット推進機によって到達される。[ 50 ]
成層圏は地球の大気の2番目に低い層です。対流圏の上に位置し、対流圏界面によって対流圏界面から隔てられています。この層は、地球表面から約12 km (7.5 mi)の高さにある対流圏の上端から、高度約50～55 km (31～34 mi)の成層圏界面まで広がっています。[ 26 ]大気の総質量の99%は30 km (19 mi)より下に存在し、[ 51 ]成層圏の上端の気圧は海面気圧の約1/1000です。[ 52 ]成層圏にはオゾン層があり、これは地球の大気の中でオゾンガスが比較的高い濃度で含まれている部分です。[ 53 ]
成層圏は、高度の上昇とともに温度が上昇する層を定義する。この温度上昇は、乱流と混合を制限するオゾン層による太陽からの紫外線（UV）の吸収によって引き起こされる。対流圏界面では温度が-80 °C（-110 °F、190 K）になる可能性があるが、成層圏の上部ははるかに暖かく、0 °C をわずかに下回る可能性がある。[ 54 ] [ 53 ]この層は地球に固有のものであり、火星と金星はどちらも大気中の酸素の量が少ないため成層圏を持たない。[ 55 ]
成層圏の温度プロファイルは非常に安定した大気状態を作り出すため、成層圏には対流圏でよく見られるような気象現象を引き起こす空気の乱流がありません。その結果、成層圏には雲やその他の気象現象がほとんど存在しません。[ 53 ]ただし、成層圏の極成層圏雲や真珠層雲は、空気が最も冷たいこの大気層の下部で時折見られます。[ 56 ]成層圏はジェット機で到達できる最も高い層です。[ 57 ]
対流圏は地球の大気の最下層です。地球の表面から平均高度約12 km (7.5 mi)まで広がっていますが、この高度は地理上の極では約9 km (5.6 mi)から赤道では17 km (11 mi)まで変化し、天候によって多少変動します。[ 30 ]対流圏の上方は対流圏界面によって区切られており、この境界はほとんどの場所で温度逆転（つまり、比較的暖かい空気の層が冷たい空気の層の上にある状態）によって特徴付けられ、他の場所では高度に対して等温のゾーンによって特徴付けられます。[ 58 ] [ 59 ]
変動はあるものの、対流圏の温度は通常、高度の上昇とともに低下します。これは、対流圏が主に地表からのエネルギー伝達によって加熱されるためです。したがって、対流圏の最下部（つまり地表）は通常、対流圏の中で最も暖かい部分です。これにより垂直混合が促進されます（そのため、その名前はギリシャ語の τρόπος、tropos、つまり「回転」を意味する言葉に由来しています）。[ 60 ]対流圏には地球の大気の質量の約 80% が含まれています。 [ 61 ]対流圏は、その上にあるすべての層よりも密度が高くなっています。これは、対流圏の上に大きな大気の重量がかかっており、より強く圧縮されるためです。大気全体の質量の 50% は、対流圏の下部5.5 km (3.4 mi)にあります。 [ 51 ]
大気中の水蒸気や水分のほぼすべては対流圏に存在するため、地球の気象現象のほとんどが発生する層です。大気が水を保持する能力は温度の低下とともに低下するため、水蒸気の 90% は対流圏の下部に保持されます。[ 62 ]対流圏には、活発な風の循環によって生成される気象に関連する雲の種類がほぼすべて存在しますが、非常に高い積乱雲は対流圏界面を下から突き抜けて成層圏の下部に上昇することがあります。[ 63 ]従来の航空活動のほとんどは対流圏で行われ、プロペラ機がアクセスできる唯一の層です。[ 57 ]飛行機雲は、大気温度が約-53 °C (-63 °F)の高度でジェットエンジンの水が排出されることで形成されます。現代のエンジンでは、通常約7.7 km (4.8 mi)です。 [ 64 ]
上記の5つの主要な層は主に温度によって決定されるが、その内部には、他の特性によって区別できるいくつかの二次的な層が存在する。
地球表面の大気の平均温度は、参照文献によって14 °C (57 °F; 287 K) [ 77 ]または15 °C (59 ° F; 288 K) [ 78 ]である。 [ 79 ] [ 80 ] [ 81 ]
海面における平均大気圧は、国際標準大気によって101325パスカル(760.00 Torr ; 14.6959 psi ; 760.00 mmHg )と定義されています。[ 5 ] : 257これは、標準大気圧 (atm)の単位と呼ばれることもあります。大気の総質量は5.1480 × 10 18 kg (1.13494 × 10 19 lb)であり、[ 83 ]海面平均気圧と地球の面積 51007.2 メガヘクタールから推測される値よりも約 2.5% 少なく、この部分は地球の山岳地帯によって置き換えられています。大気圧は、圧力が測定される地点の単位面積上の空気の総重量です。したがって、気圧は場所や天候によって変化します。
気圧は高度とともに指数関数的に減少し、その減少率は気温に依存します。減少率は、スケールハイトと呼ばれる温度依存パラメータによって決まります。高度がこの高さだけ上昇するごとに、気圧はe（自然対数の底、約2.718）倍に減少します。地球の場合、この値は通常 高度約80 km (50マイル)までは5.5 ～ 6 kmです。[ 84 ]ただし、大気は、温度勾配、分子組成、太陽放射、重力を考慮した各層ごとのカスタマイズされた方程式でより正確にモデル化されています。100 km を超える高度では、大気は十分に混合されていないため、各化学種は独自のスケール ハイトを持ちます。高度では、 200～300km 、合成スケールハイトは20～ 30km。[ 84 ]
地球の大気の質量はおおよそ次のように分布しています。[ 85 ]
それに比べて、エベレスト山の山頂は8,848メートル（29,029フィート）です。民間旅客機は通常、9～12キロメートル（30,000～38,000フィート）の高度を巡航します[ 86 ]。この高度では空気の密度と温度が低いため、燃費が向上します。気象観測気球は約35キロメートル（115,000フィート）に達します[ 87 ]。 1963年のX-15の最高飛行は108.0キロメートル（354,300フィート）に達しました。
カルマン線より上空でも、オーロラなどの顕著な大気現象は依然として発生します。[ 41 ]流星はこの領域で光り始めますが、[ 38 ]より大きな流星はより深く侵入するまで燃え尽きない場合があります。HF無線伝搬に重要な地球の電離層のさまざまな層は、100 km より下から始まり、500 km を超えて広がっています。比較すると、国際宇宙ステーションは通常、電離層のF 層内の370 ～ 460 km の軌道を周回しており、[ 43 ]数か月ごとに軌道修正が必要なほどの大気抵抗を受け、そうしないと軌道が減衰して地球に帰還することになります。[ 43 ]太陽活動によっては、衛星は 600～800 km もの高度で顕著な大気抵抗を受けることがあります。[ 88 ]
海面から始まり、高度が上がるにつれて気温は低下し、約 11 km の成層圏 に達します。それより上では、気温は大きな垂直距離にわたって安定します。約 20 km より上からは、この領域の分子状酸素とオゾンガスが太陽からのかなりの紫外線 を吸収することによってオゾン層内で加熱されるため、気温は高度とともに上昇します。高度とともに気温が上昇する 2 番目の領域は、高度 90 km 以上の熱圏と呼ばれる非常に高い高度にあります。[ 38 ]
夜間、地面は大気から得るエネルギーよりも多くのエネルギーを放射します。近くの大気からより冷たい地面へエネルギーが伝導されるにつれて、高度約1,000mまで局所的な温度が上昇する温度逆転 が発生します。[ 89 ]
定組成の理想気体では音速は温度のみに依存し、圧力や密度には依存しないため、高度に伴う大気中の音速は複雑な温度プロファイルの形をとり（右の図を参照）、密度や圧力の高度変化を反映しません。[ 90 ]例えば、海面では音速は340 m/sです。成層圏の平均温度である-60 °Cでは、音速は290 m/sに低下します。[ 91 ]
海面における空気の密度は約 1.29 kg/m 3 (1.29 g/L、0.00129 g/cm 3 ) です。[ 5 ] : 257密度は直接測定されるのではなく、空気の状態方程式 (理想気体の法則の一種) を使用して温度、圧力、湿度の測定値から計算されます。大気密度は高度の上昇とともに減少します。この変化は気圧式を使用して近似的にモデル化できます。[ 92 ]衛星の軌道減衰を予測するために、より高度なモデルが使用されます。[ 93 ]
大気の平均質量は約 5 京 (5 × 1015トン、または地球の質量の1/1,200,000です。アメリカ国立大気研究センターによると、「大気の平均総質量は5.1480 × 10 水蒸気による年間変動幅が1.2または1.5 × 10の18kg 表面圧力データまたは水蒸気データを使用するかどうかによって異なるが、 15 kg。これは以前の推定値よりやや小さい。水蒸気の平均質量は 1.27 × 10と推定される。16 kg、乾燥空気質量は 5.1352 ±0.0003 × 1018 kg。 [ 94 ]
太陽放射（または日光）は、地球が太陽から受け取るエネルギーです。地球は宇宙空間にも放射を放出しますが、その波長は人間には見えないほど長いです。エネルギーが大気中を伝播するにつれて、放射伝達の過程の影響を受けます。つまり、入射および放出された放射の一部は、大気による吸収、放出、散乱を受けます。入射エネルギーのもう一部は反射され、 [ 95 ] [ 96 ]大気中の最も重要な反射体は塵と雲です。エアロゾルの特性によっては、雲は入射放射の最大 70% を反射することができます。地球全体では、雲は入射エネルギーの 20% を反射し、地球全体のアルベドの 3 分の 2 を占めています。[ 97 ] 2017 年 5 月、100 万マイル離れた軌道上の衛星からきらめきとして見えた光のきらめきは、対流圏の氷晶からの反射光であることがわかりました。 [ 98 ] [ 99 ]
光が地球の大気を通過する際、光子は散乱によって大気と相互作用します。光が大気と相互作用しない場合、それは直接放射と呼ばれ、太陽を直接見たときに見えるものです。間接放射は、大気中で散乱された光です。たとえば、曇りの日には、観測者は自分の影を見ることができません。これは、雲が太陽光のすべての波を均等に散乱するため、直接放射が発生しないことを意味します。別の例として、レイリー散乱と呼ばれる現象により、波長の短い（青色の）光は、波長の長い（赤色の）光よりも大気中の空気粒子によって容易に散乱されます。これが空が青く見える理由です。空は散乱された青い太陽光で構成されています。レイリー散乱は、夕日や朝日が赤く見える原因でもあります。太陽が地平線に近いため、太陽光線は観測者の目に届くまでに通常よりも多くの大気を通過します。青い光の多くは散乱され、夕日には赤い光が残ります。[ 100 ]
異なる分子は異なる波長の放射線を吸収します。たとえば、O 2と O 3 は、300ナノメートルより短い波長の放射線をほぼすべて吸収します。[ 101 ]水 (H 2 O) は、700 nm を超える多くの波長を吸収します 。[ 102 ]分子が光子を吸収すると、分子のエネルギーが増加します。これにより大気が加熱されますが、後述するように、大気は放射線を放出することによって冷却もします。天文学的分光法では、大気による特定の周波数の吸収は、地殻汚染と呼ばれます。[ 103 ]
大気中のガスの吸収スペクトルが合わさって、不透明度の低い「窓」ができ、特定の波長帯の光だけが透過します。光学窓は、約 300 nm (紫外線C) から、人間の目に見える範囲である可視スペクトル(一般に光と呼ばれる) の約 400～700 nm まで続き、赤外線の約 1100 nm まで 続きます。また、より長い波長の赤外線や電波を透過する赤外線窓と電波窓もあります。たとえば、電波窓は約 1 センチメートルから約 11 メートルの波長まで広がっています。[ 104 ]
放射は吸収の反対で、物体が放射線を放出することです。物体は「黒体」放射曲線に応じて放射量と波長を放出する傾向があるため、温度が高い物体ほど波長の短い放射線を多く放出する傾向があります。温度が低い物体ほど波長の長い放射線を少なく放出します。たとえば、太陽は約6,000 K (5,730 °C ; 10,340 °F )で、その放射は 500 nm 付近でピークに達し、人間の目に見えます。地球は約290 K (17 °C ; 62 °F)なので、その放射は 10,000 nm 付近でピークに達し、人間には長すぎて見えません。[ 105 ]
大気はその温度のため、赤外線を放射します。例えば、晴れた夜には、曇りの夜よりも地球の表面が早く冷えます。これは、雲（H 2 O）が赤外線を強く吸収し、放射するからです。[ 106 ]また、これが、標高が高いほど夜間に気温が下がる理由でもあります。
温室効果は、この吸収と放出効果に直接関係しています。大気中のガスの中には赤外線を吸収・放出するものの、可視光スペクトルでは太陽光とこのような相互作用をしないものがあります。その一般的な例としては、CO 2と H 2 Oが挙げられます。 [ 107 ]大気中に温室効果ガスがなければ、地球表面の平均気温は、現在の快適な平均気温15 °C (59 °F)ではなく、凍りつくような−18 °C (0 ° F)になるでしょう。[ 108 ]
空気の屈折率は1に近いが、1よりわずかに大きい。[ 109 ]屈折率の系統的な変化は、長い光路で光線を曲げる原因となる。例えば、状況によっては、船上の観測者は水平線の向こうにある他の船を見ることができる。これは、光が地球表面の曲率と同じ方向に屈折するためである。[ 110 ]
空気の屈折率は温度に依存し、[ 111 ]温度勾配が大きい場合に屈折効果が生じる。そのような効果の一例として蜃気楼がある。[ 112 ]
大気循環とは、対流圏を通る空気の大規模な動きであり、（海洋循環とともに）地球全体に熱を分配する手段である。大気循環の大規模な構造は年によって変化するが、基本的な構造は地球の自転速度と赤道と極の間の太陽放射の差によって決まるため、ほぼ一定である。地球の自転軸の傾きにより、最大熱が発生する場所が常に変化し、季節変動が生じる。陸地と水の分布の不均一性も空気の流れをさらに分断する。[ 113 ]
地球上の空気の流れは、緯度によって主に 3 つの対流セルに分けられます。赤道付近では、赤道に沿った上昇気流によってハドレー循環が駆動されます。上層大気では、この空気は極に向かって流れます。中緯度では、この循環は逆転し、フェレル循環によって地表付近の空気が極に向かって流れます。最後に、高緯度には極循環があり、そこでも空気は上昇し、極に向かって流れます。[ 113 ]
これらのセル間の境界面がジェット気流の原因となっている。ジェット気流は、西から東へ流れる狭く速い帯状の気流で、通常は高度約9,100m （30,000フィート）で形成される。ジェット気流は状況に応じて移動することがある。ジェット気流は、暖かい空気と冷たい空気の境界が最も顕著になる冬に最も強くなる。[ 114 ]中緯度では、ジェット気流の不安定性が気象システムの移動の原因となっている。[ 115 ]
海洋と同様に、地球の大気も波動と潮汐力の影響を受けます。これらはそれぞれ、太陽による不均一な加熱と太陽の毎日の周期によって引き起こされます。波のような挙動は、運動量をより高い大気層に伝える小さな重力波から、はるかに大きな惑星波、またはロスビー波まで、さまざまなスケールで発生する可能性があります。大気潮汐は、対流圏と成層圏の周期的な振動であり、エネルギーを上層大気に運びます。[ 116 ]
初期地球の冥王代における最初の大気は、太陽星雲中のガス、主に水素、そしておそらく現在ガス惑星（木星と土星）に見られるような単純な水素化物、特に水蒸気、メタン、アンモニアから構成されていた。この最も初期の時代には、月形成衝突と多数の巨大隕石衝突によって大気が加熱され、最も揮発性の高いガスが放出された。特にテイアとの衝突は、地球のマントルと地殻の大部分を溶融・放出させ、大量の水蒸気を放出した。この水蒸気は最終的に冷却・凝縮し、冥王代末期の海洋水の形成に寄与した。[ 117 ]： 10
冥王代の終わりに地球の地殻が固まり、地表への熱の移流がほとんど遮断されたため、大気が冷却され、空気中の水蒸気の大部分が凝縮して超海洋に降下した。火山活動によるさらなるガス放出と、後期重爆撃期に巨大な小惑星によってもたらされたガスによって、その後の始生代の大気が形成され、それは主に窒素と二酸化炭素、メタン、および不活性ガスから構成されていた。[ 117 ]二酸化炭素放出の大部分は水に溶け、地殻岩石の風化中にカルシウムやマグネシウムなどの金属と反応して炭酸塩を形成し、それが堆積物として堆積した。水に関連する堆積物は、38億年前まで遡るものが発見されている。[ 118 ]
約34億年前、窒素は当時安定していた「第二大気」の主要成分を形成していた。生命の進化の影響は、大気の歴史においてかなり早い段階で考慮に入れなければならない。なぜなら、最古の生命体の痕跡は35億年前にすでに現れていたからである。[ 119 ]初期の太陽が現在よりも30%低い太陽放射を発していたとすれば、当時の地球が液体の水と生命にとって十分な暖かさの気候をどのように維持していたのかは、「かすかな若い太陽のパラドックス」として知られる謎である。[ 120 ]
しかし、地質記録によれば、地球の初期の温度記録全体を通して、約24億年前の1回の寒冷な氷河期を除いて、表面は比較的温暖であったことが示されています。新始生代後期には、酸素を含む大気が発達し始めました。これは、27億年前のストロマトライト化石 として発見されている、10億年にわたるシアノバクテリアの光合成（大酸化イベントとして知られる）によるものと考えられます。 [ 121 ]初期の基本的な炭素同位体（同位体比の割合）は、現在の状況と類似した条件を強く示唆しており、炭素循環の基本的な特徴は40億年前にはすでに確立されていたと考えられます。[ 122 ]
ガボンにある約21億5千万年前から20億8千万年前の古代堆積物は、地球の酸素化の動的な進化の記録を提供している。これらの酸素化の変動は、ロマガンディ・ジャトゥリ炭素同位体変動によって引き起こされた可能性が高い。[ 123 ]
プレートテクトニクスによる大陸の絶え間ない再配置は、二酸化炭素を大陸の大きな炭酸塩貯蔵庫との間で移動させることで、大気の長期的な進化に影響を与えます。大気中に遊離酸素が存在したのは、約24億年前の大酸化イベント[ 124 ]までで、その出現は、原生代初期における縞状鉄鉱床の終焉（酸素と反応して鉄鉱床を生成できる基質の枯渇を示す）によって示されています[ 125 ]。
この時期以前は、シアノバクテリアの光合成によって生成された酸素は、地球表面の還元性物質、特に二価鉄、硫黄、大気中のメタンの酸化によって容易に除去されていました。酸素の生成速度が酸素を除去する還元性物質の供給量を超え始めるまで、大気中に遊離酸素分子が蓄積し始めることはありませんでした。この時点は、還元性大気から酸化性大気への移行を示しています。 [ 126 ]原生代には、酸素濃度が10億年にわたる無酸素状態を含む大きな変動があり、先カンブリア紀末までに15%を超える定常状態に達しました。[ 127 ]
より頑丈な真核光合成生物（緑藻類と紅藻類）の台頭により、特にクリオジェニアン氷河期の終焉後、大気中に酸素がさらに供給され、その後、エディアカラ紀にアバロン爆発として知られる進化放散イベントが発生し、複雑な後生動物（初期の刺胞動物、平板動物、左右相称動物を含む）が初めて増殖しました。次の期間は5億3900万年前から現在まで顕生代であり、その初期のカンブリア紀には、より活発に動く後生動物が出現し、カンブリア爆発と呼ばれる別の放散イベントで急速に多様化し始めました。その運動代謝は、酸素レベルの上昇によって促進されました。[ 128 ]
大気中の酸素量は過去 6 億年にわたって変動しており、約 2 億 8000 万年前の石炭紀には約 35% のピークに達し、現在の 21% よりもかなり高くなっています。[ 131 ]大気の変化を支配する主なプロセスは 2 つあります。植物の進化と炭素固定における植物の役割の増大、そして急速に多様化する動物相と、光呼吸や夜間の自身の代謝ニーズのための植物による酸素の消費です。黄鉄鉱の分解と火山噴火によって硫黄が大気中に放出され、それが反応して大気中の酸素を減少させます。[ 132 ]しかし、火山噴火は二酸化炭素も放出します。 [ 133 ]これは、陸上植物と水生植物による酸素発生型光合成の燃料となります。大気中の酸素量の変動の原因は正確には解明されていません。大気中の酸素量が多い時期は、動物の急速な発展と関連付けられることが多いです。[ 124 ]
大気汚染とは、生物に害や不快感を与える化学物質、粒子状物質、または生物学的物質が大気中に放出されることである。 [ 134 ]人口増加、工業化、自動車化により、地球の大気中の大気汚染物質の量が大幅に増加し、スモッグ、酸性雨、汚染関連疾患などの顕著な問題を引き起こしている。地表を有害な電離紫外線から守る成層圏オゾン層の破壊も、主にクロロフルオロカーボンやその他のオゾン層破壊物質による大気汚染によって引き起こされている。 [ 135 ]
1750年以降、特に産業革命以降、人間の活動により、二酸化炭素、メタン、亜酸化窒素をはじめとする様々な温室効果ガスの濃度が増加しました。温室効果ガスの排出は、森林破壊や伐採、土地開発による湿地の破壊と相まって、地球の気温上昇を引き起こし、地球の平均表面温度は 2011年から2020年の10年間の平均気温は、1850年よりも1.1 ℃高かった。 [ 136 ]これは、海面上昇、海洋酸性化、氷河の後退（水資源の安全保障を脅かす）、異常気象や山火事の増加、生態系の崩壊、野生生物の大量死など、重大な環境影響をもたらす可能性のある人為的な気候変動への懸念を引き起こしている。[ 137 ]
{{cite journal}}: CS1メンテナンス: DOIは2026年3月現在非アクティブです（リンク）大気全体の質量の約5分の4を占めている。