大気物理学

大気科学において、大気物理学は物理学を大気の研究に応用する学問です。大気物理学者は、流体の流れ方程式、放射収支、大気中のエネルギー移動過程（およびこれらが海洋などの境界システムとどのように結びつくか）を用いて、地球の大気および他の惑星の大気をモデル化しようとします。気象システムをモデル化するために、大気物理学者は散乱理論、波動伝播モデル、雲物理学、統計力学、空間統計といった高度に数学的で物理学に関連する要素を採用します。大気物理学は気象学や気候学と密接な関係があり、リモートセンシング機器を含む大気を研究するための機器の設計と構築、およびそれらが提供するデータの解釈も扱います。宇宙時代の幕開けと観測ロケットの導入により、大気文学は解離とイオン化が重要な大気の上層に関する分野となりました。

リモートセンシングとは、物体や現象に関する情報を小規模または大規模に取得することであり、記録装置またはリアルタイムセンシング装置のいずれかを使用して、物体と物理的または密接な接触をせずに（航空機、宇宙船、衛星、ブイ、船舶などを介して）取得する。実際には、リモートセンシングは、特定の物体または領域に関する情報を収集するためのさまざまな装置の使用による遠隔収集であり、個々の場所のセンサーが伝える情報よりも多くの情報を提供する。^[1]したがって、地球観測または気象衛星収集プラットフォーム、海洋および大気観測気象ブイプラットフォーム、超音波による妊娠のモニタリング、磁気共鳴画像（MRI）、陽電子放出断層撮影（PET）、宇宙探査機はすべてリモートセンシングの例である。現代の用法では、この用語は一般に、航空機や宇宙船に搭載された機器の使用を含むがこれに限定されない画像センサー技術の使用を指し、医療用画像などの他の画像関連分野とは区別されます。

リモートセンシングには2種類あります。パッシブセンサーは、観測対象の物体または周囲から放射または反射される自然放射線を検出します。パッシブセンサーで測定される放射線の最も一般的な発生源は、反射太陽光です。パッシブリモートセンサーの例には、フィルム写真、赤外線、電荷結合素子、放射計などがあります。一方、アクティブコレクションは、物体や領域をスキャンするためにエネルギーを放射し、その後センサーがターゲットから反射または後方散乱した放射線を検出して測定します。レーダー、ライダー、ソーダーは、大気物理学で使用されるアクティブリモートセンシング技術の例であり、放射と戻りの間の時間遅延を測定して、物体の位置、高さ、速度、方向を特定します。^[2]

リモート センシングにより、危険な地域やアクセスできない地域のデータを収集できます。リモート センシングの用途には、アマゾン川流域などの地域の森林伐採の監視、気候変動による氷河や北極および南極地域への影響、沿岸および海洋深度の深度測定などがあります。冷戦中の軍事収集では、危険な国境地域に関するデータのスタンドオフ収集が利用されました。リモート センシングは、コストがかかり時間のかかる地上でのデータ収集に代わるもので、その過程で地域や物体が乱されないようにします。

軌道プラットフォームは、電磁スペクトルのさまざまな部分からデータを収集して送信し、より大規模な空中または地上ベースのセンシングと分析と組み合わせることで、エルニーニョやその他の自然現象の長期的および短期的な傾向を監視するのに十分な情報を研究者に提供します。その他の用途には、天然資源管理などの地球科学のさまざまな分野、土地利用と保全などの農業分野、国家安全保障、国境地域での頭上、地上ベース、スタンドオフ収集などがあります。^[3]

大気物理学者は通常、放射線を太陽放射線（太陽から放射されるもの）と地表放射線（地球の表面と大気から放射されるもの）に分類します。

太陽放射にはさまざまな波長が含まれています。可視光線の波長は 0.4 ～ 0.7 マイクロメートルです。^[4]より短い波長はスペクトルの紫外線(UV) 部分として知られ、より長い波長はスペクトルの赤外線部分に分類されます。 ^[5]オゾンは 0.25 マイクロメートル付近の放射を最も効果的に吸収します。 ^[6]このスペクトルには UV-C 線が含まれます。これにより、近くの成層圏の温度が上昇します。雪は紫外線の 88% を反射しますが、^[6]砂は 12% を反射し、水は入射する紫外線の 4% しか反射しません。^[6]大気と太陽光線の角度が傾くほど、エネルギーが大気によって反射または吸収される可能性が高くなります。^[7]

地球からの放射は、太陽からの放射よりもはるかに長い波長で放射されます。これは、地球が太陽よりもはるかに寒いためです。地球からは、プランクの法則で定式化されているように、さまざまな波長にわたって放射が放射されます。最大エネルギーの波長は約 10 マイクロメートルです。

雲物理学は、雲の形成、成長、降水につながる物理的プロセスを研究する学問です。雲は、微細な水滴（温かい雲）、小さな氷の結晶、またはその両方（混合相雲）で構成されています。適切な条件下では、水滴が結合して降水を形成し、地面に落ちることがあります。^[8]雲がどのように形成され成長するかの正確なメカニズムは完全には解明されていませんが、科学者は個々の水滴の微視的物理学を研究することで、雲の構造を説明する理論を開発してきました。レーダーや衛星技術の進歩により、大規模な雲の正確な研究も可能になりました。

大気電気とは、大気（または、より広義には、あらゆる惑星の大気）の静電気と電気力学を指す用語である。地球の表面、電離層、および大気は、地球大気電気回路として知られている。^[9]雷は、最大1億ボルトで30,000アンペアを放電し、光、電波、X線、さらにはガンマ線を放射する。^{[10]雷のプラズマ温度は28,000}ケルビンに近づき、電子密度は10 ²⁴ /m ³を超えることがある。^[11]

最大振幅の大気潮汐は、主に対流圏と成層圏で発生します。これは、日中に水蒸気とオゾンが太陽放射を吸収して大気が定期的に加熱されるときに発生します。発生した潮汐は、これらの発生源から伝わり、中間圏と熱圏に上昇します。大気潮汐は、風、温度​​、密度、圧力の規則的な変動として測定できます。大気潮汐は海洋潮汐と多くの共通点がありますが、2 つの重要な特徴があります。

i) 大気の潮汐は主に太陽の大気加熱によって引き起こされますが、海洋の潮汐は主に月の重力によって引き起こされます。つまり、ほとんどの大気の潮汐は太陽の1日の24時間の長さに関連した振動周期を持ちますが、海洋の潮汐は月の1日（連続した月の通過間の時間）約24時間51分に関連したより長い振動周期を持ちます。^[12]

ii) 大気の潮汐は、密度が高度によって大きく変化する大気中を伝播します。その結果、潮汐が大気のより希薄な領域に上昇するにつれて、その振幅は自然に指数関数的に増加します (この現象の説明については、以下を参照してください)。対照的に、海洋の密度は深さによってわずかにしか変化しないため、潮汐の振幅は深さによって必ずしも変化しません。

最も振幅の大きい大気潮汐は太陽熱によるものですが、太陽と月の重力場も大気中の潮汐を引き起こし、月の重力による大気潮汐効果は太陽による効果よりもはるかに大きいことに留意してください。^[13]

地上レベルでは、大気の潮汐は、24時間と12時間の周期で表面気圧が規則的に小さく振動する現象として検出されます。毎日の気圧の最大値は現地時間の午前10時と午後10時に発生し、最小値は現地時間の午前4時と午後4時に発生します。絶対最大値は午前10時に発生し、絶対最小値は午後4時に発生します^[14]。ただし、高度が上がると潮汐の振幅は非常に大きくなります。中間圏（高度約50～100 km）では、大気の潮汐の振幅は50 m/sを超える場合があり、大気の動きの中で最も重要な部分となることがよくあります。

大気圏文学は、解離とイオン化が重要な大気の上層部の科学です。大気圏文学という用語は、1960年にシドニー・チャップマンによって導入されました。^[15]今日では、この用語には他の惑星の大気の対応する領域の科学も含まれています。大気圏文学の研究では、この大気圏に関する貴重なデータを提供する 気球、衛星、観測ロケットへのアクセスが必要です。大気の潮汐は、下層大気と上層大気の両方との相互作用において重要な役割を果たしています。研究されている現象の中には、レッドスプライト、スプライトハロー、ブルージェット、エルフ と呼ばれる発光現象などの上層大気の雷放電があります。

英国では、気象庁、自然環境研究会議、科学技術施設会議が大気研究を支えている。米国海洋大気庁（NOAA）の部門は、大気物理学を含む研究プロジェクトと気象モデリングを監督している。米国立天文学・電離層センターも高層大気の研究を行っている。ベルギーでは、ベルギー宇宙航空研究所が大気と宇宙空間を研究している。フランスには、大気を研究する公的機関や民間機関がいくつかあり、例えばメテオ・フランス（Météo-France ）や国立科学研究センターの複数の研究所（ IPSLグループの研究所など）などがある。

• JV Iribarne、HR Cho、「大気物理学」、D. Reidel Publishing Company、1980 年。

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