지구 대기권
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1. 개요
지구 대기권은 지구를 둘러싼 기체층으로, 대류권, 성층권, 중간권, 열권, 외기권의 다섯 층으로 구분된다. 대기압과 밀도는 고도가 높아질수록 감소하며, 온도는 고도에 따라 복잡하게 변한다. 대기는 태양 복사를 산란, 흡수, 방출하며, 대기 순환을 통해 지구의 열을 분배한다. 지구 대기는 원시 대기, 두 번째 대기, 세 번째 대기를 거쳐 진화했으며, 현재 대기의 주요 구성 성분은 질소, 산소, 아르곤이다. 대기 오염은 지구 온난화, 기후 변화, 오존층 파괴 등 다양한 문제를 야기한다.
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| 지구 대기권 | |
|---|---|
| 지구 대기 | |
 | |
| 구성 요소 | 질소 (N₂) - 78.08% 산소 (O₂) - 20.95% 아르곤 (Ar) - 0.93% 이산화탄소 (CO₂) - 0.04% 기타 기체 (네온, 헬륨, 메탄, 크립톤, 수소, 아산화 질소, 오존, 프레온) - 0.0025% + 수증기 (변동) |
| 일반적 특성 | |
| 평균 해수면 기압 | 1013.25 hPa (101.325 kPa) |
| 온도 | -5 °C (23 °F; 268 K) |
| 층 구조 | |
| 대류권 | 지표면 ~ 약 11 km |
| 성층권 | 약 11 km ~ 50 km |
| 중간권 | 약 50 km ~ 85 km |
| 열권 | 약 85 km ~ 600 km |
| 외기권 | 약 600 km 이상 |
| 기타 정보 | |
| 총 질량 | 5.1480×10^18 kg |
| 평균 분자량 | 28.964 g/mol |
| 표면 중력 가속도 | 9.80665 m/s² |
| 고도 | 카르만 선: 100 km (일반적인 우주 시작 지점) NASA 정의: 120 km |
2. 구조
지구 대기권은 온도 변화에 따라 대류권, 성층권, 중간권, 열권, 외기권의 다섯 층으로 나눌 수 있다.[22] 각 층은 고도에 따라 온도, 밀도, 기압, 구성 성분 등이 다르다. 고도가 높아질수록 기압과 밀도는 감소하지만, 온도는 일정하게 유지되거나 오히려 증가하는 등 복잡한 변화를 보인다. 이러한 온도 변화(온도 감률)는 대기층을 구별하는 중요한 기준이 된다.
대기는 온도 변화를 기준으로 수직 방향으로 4개의 층(외기권 포함 시 5개)으로 구분되며,[69] 이를 "지구 대기의 수직 구조"라고 한다.
| 층 | 높이 | 특징 |
|---|---|---|
| 대류권 | 0km ~ 9km/17km | 고도에 따라 기온 감소, 다양한 기상 현상 발생, 대기 성분의 절반 이상 존재 |
| 성층권 | 9km/17km ~ 50km | 고도에 따라 기온 상승, 오존층 존재 |
| 중간권 | 50km ~ 80km | 고도에 따라 기온 감소 |
| 열권 | 80km ~ 약 800km | 고도에 따라 기온 상승, 전리층 존재 |
| 외기권 | 500km~1000km~10000km | 우주 공간과 접하는 가장 바깥 층, 기체 분자들이 우주 공간으로 빠져나가기도 함 |
성층권과 중간권은 하나의 대기 순환으로 혼합되어 '''중층 대기'''[79]라고도 불린다.
수직 구조 외에 다른 관점에서 명명된 대기층도 있다.
| 명칭 | 높이 및 특징 |
|---|---|
| 전리층[81] | 60km - 500km 부근 (중간권과 열권 사이). 자외선에 의해 이온이 대량으로 존재. |
| 오존층[82] | 고도 약 10 - 50km (성층권 안). |
| 자기권[83] | 고도 1,000km 이상. 지구 자기장과 태양풍의 압력이 균형을 이루는 경계 안쪽. |
| 반 알렌대[84] | 자기권 내 지구에 가까운 영역. 고에너지 하전 입자 밀도가 높고 방사선 방출 강함. |
| 플라스마권[85] | 저온 플라스마가 지구 자전과 함께 회전하는, 적도 고도 2만km 이하 영역. |
| 균질권[86] | 지표면에서 80 - 90km 부근까지. 대기 성분이 균질. |
| 난류권[89] | 지표면에서 100 - 110km 부근까지. 난류에 의한 분자 확산 우세. |
2. 1. 대류권
대류권은 지표면에 가장 가까운 대기의 층이다. 지표면의 복사열로 가열되므로, 고도가 높아질수록 온도는 낮아진다. (높이 1km마다 약 5°C∼6°C씩 온도가 낮아진다.) 즉 온도가 높은 공기가 아래쪽에 있어 열역학적으로 매우 불안정하므로 난류와 적란운, 뇌전, 태풍 등과 같은 기상현상이 발생한다. 대류권에는 무거운 공기 분자가 모여있으며, 전체 대기 질량의 거의 80%가 모여있다. 대류권은 극지방에서는 지표면으로부터 7–8 km 정도까지, 적도지방에서는 18 km 정도까지의 영역이다.[70]대류권의 윗면을 대류권 계면이라 부르며 그 높이는 적도 지방에서 약 17km, 고위도 지방에서 약 10km에 달한다. 또 중위도 지방에서는 권계면 가까이에 제트 기류라 불리는 강한 서풍이 불고 있다.[71]
2. 2. 성층권
성층권은 대류권 위에 위치하며, 대류권계면에 의해 대류권과 분리된다. 고도는 지구 표면에서 약 12km 높이에서부터 약 50km에서 55km 고도의 성층권계면까지이다.[72] 성층권 상층부의 대기압은 해수면 기압의 약 1/1000 수준이다. 오존층이 존재하여 태양으로부터의 자외선을 흡수하여 가열되므로 고도가 높아질수록 온도가 상승한다. 대류권계면에서는 온도가 낮을 수 있지만, 성층권 상층부는 0°C에 가까울 수 있다.[32]성층권은 온도 프로파일이 매우 안정적인 대기 조건을 생성하므로, 난류가 거의 발생하지 않아 제트 추진 항공기가 접근할 수 있는 가장 높은 층이다. 성층권에는 구름 및 기타 형태의 기상이 거의 존재하지 않지만, 극지방 성층권 또는 진주운이 가끔 관찰되기도 한다.
2. 3. 중간권
중간권은 지구 대기권의 세 번째로 높은 층으로, 성층권 위에 있고 열권 아래에 위치한다. 해수면에서 약 50km 고도의 성층권계면에서 80km에서 85km 고도의 중간권계면까지 확장된다.[74] 고도가 높아질수록 온도가 낮아져 중간권의 최상단인 중간권계면에 이르면 지구에서 가장 추운 곳이 되며, 평균 온도는 약 -85°C이다.[30][31]
중간권에서는 대류현상이 일어나 약간의 구름이 형성되기도 하지만 기상현상은 일어나지 않는다. 지상 50km에서 80km까지의 높이이며, 야간운이 생기기도 한다.[74]
중간권계면 바로 아래에서는 공기가 매우 차가워서 이 고도에서 매우 희소한 수증기조차도 얼음 입자의 극지방 야광운으로 응축될 수 있다. 이것들은 대기에서 가장 높은 구름이며 일몰 후 약 한두 시간 또는 일출 전에 햇빛이 반사되면 육안으로 볼 수 있다. 태양이 지평선 아래 4~16도 정도에 있을 때 가장 쉽게 볼 수 있다. 과도 발광 현상(TLE)으로 알려진 번개 유발 방전은 때때로 대류권 뇌우 상부의 중간권에서 형성된다. 중간권은 또한 대부분의 유성이 대기 진입 시에 타버리는 층이다. 제트 추진 항공기 및 기구가 접근하기에는 지구에서 너무 높고, 궤도 우주선을 허용하기에는 너무 낮다. 중간권은 주로 사운딩 로켓과 로켓 추진 항공기에 의해 접근된다.
2. 4. 열권
중간권 상부의 층으로, 올라갈수록 기온이 상승한다. 그 이유는 열권의 밀도가 매우 낮기 때문에 적은 열로도 온도가 많이 올라간다는 점과 태양에 가깝다는 점을 들 수 있지만, 태양과의 거리는 큰 영향을 주지 않는다. 이곳에서는 강력한 태양풍을 직접 맞아서 원자가 전리화되기 때문에 전리층으로 불리기도 한다. 강한 전리층은 전파를 반사하며, 이러한 반사 현상을 이용하여 원거리 무선통신을 하기도 한다. 지상 80km에서 시작하여 500km–1000km까지의 높이이며, 오로라가 생기기도 한다. 유성 또한 관측되며 온도는 다시 상승하여 고도 300km에서는 약 800∼900°C에 달한다.[24]열권은 지구 대기권의 두 번째로 높은 층이다. 중간권계면에서 고도 약 80km에서 열권계면까지 500km에서 1000km 고도 범위까지 확장된다. 열권계면의 높이는 태양 활동의 변화에 따라 크게 달라진다. 열권계면은 외기권의 하단 경계에 위치하기 때문에, 외기저(exobase)라고도 불린다. 지구 표면에서 80km에서 550km 사이의 열권 하부에는 전리층이 포함되어 있다.
열권의 온도는 고도에 따라 점차 증가하며 1500°C까지 올라갈 수 있지만, 기체 분자들이 너무 멀리 떨어져 있어서 그 일반적인 의미에서의 온도는 그다지 의미가 없다. 공기는 매우 희박하여 개별 분자(예: 산소)는 다른 분자와 충돌하기 전에 평균 1km를 이동한다.[29] 열권은 고에너지 분자의 비율이 높지만, 밀도가 너무 낮아 피부에서 에너지를 전달하거나 흡수할 수 없기 때문에 직접 접촉하는 인간에게는 뜨겁게 느껴지지 않을 것이다.
이 층은 완전히 구름이 없고 수증기가 없다. 그러나 오로라와 남극광과 같은 비수문기상 현상이 열권에서 가끔 관찰된다. 국제 우주 정거장은 이 층인 350km에서 420km 사이에서 궤도를 돈다. 지구를 공전하는 많은 위성이 존재하는 층이다.
2. 5. 외기권
외기권은 지구 대기의 가장 바깥 층으로, 우주 공간과 직접 맞닿아 있다.[80] 공기 밀도가 매우 낮아 기체 분자들이 우주 공간으로 빠져나가기도 한다.[28] 이 층은 주로 극도로 낮은 밀도의 수소, 헬륨과 외기권 기저에 가까운 질소, 산소, 이산화탄소를 포함한 몇 가지 더 무거운 분자로 구성된다. 원자와 분자가 너무 멀리 떨어져 있어서 서로 충돌하지 않고 수백 킬로미터를 이동할 수 있다. 따라서 외기권은 더 이상 기체처럼 행동하지 않으며, 입자는 끊임없이 대기 탈출하여 우주로 빠져나간다.외기권은 500km~1000km 상공에서 시작하며, 끝나는 지점은 뚜렷하게 정해져 있지 않지만 대략 10000km 정도까지로 보기도 한다.[27] 이곳의 온도는 1,000°C를 넘기도 한다. 인공위성이 이 층에서 지구 주위를 공전한다.
3. 지구 대기권의 구분
지구 대기권은 지표면에서부터 높이에 따라 온도 변화와 같은 특성이 달라지는데, 이에 따라 대류권, 성층권, 중간권, 열권, 외기권의 다섯 층으로 나눌 수 있다.[22] 일반적으로 고도가 높아짐에 따라 대기압과 밀도는 감소하지만, 온도는 고도에 따라 일정하게 유지되거나 오히려 증가하는 경우도 있다. 이러한 온도 변화를 기준으로 대기권을 구분한다.[22]
- '''대류권''': 지표면에서 약 0km~17km까지의 층으로, 고도가 높아질수록 기온이 낮아진다. 물(수증기)의 비율이 높고, 다양한 기상 현상이 일어난다. 대류권은 다시 지표면의 영향을 받는 대기 경계층과 그렇지 않은 자유 대기로 나뉜다. 성층권과의 경계는 대류권 계면이라고 한다.[70][71]
- '''성층권''': 약 9km~50km까지의 층으로, 고도가 높아질수록 기온이 상승한다. 오존층이 존재하며, 중간권과의 경계는 성층권 계면이라고 한다.[72][73]
- '''중간권''': 약 50km~80km까지의 층으로, 고도가 높아질수록 기온이 낮아진다. 열권과의 경계는 중간권 계면이라고 한다.[74][75]
- '''열권''': 약 80km~800km까지의 층으로, 고도가 높아질수록 기온이 상승한다. 외기권과의 경계는 열권 계면 또는 외권저라고 하며, 명확하게 정의하기 어려워 500km~1000km의 폭을 가진다.[76][77][78]
성층권과 중간권은 하나의 대기 순환으로 혼합되어 있어, 이 둘을 합쳐 '''중층 대기'''라고 부르기도 한다.[79] 열권 상부에는 외기권을 두기도 한다.[80][69]
3. 1. 그 밖의 층
오존층은 생명체에게 해로운 단파 자외선을 97~99%가량 흡수한다. 지구 대기의 오존 가운데 90% 이상이 성층권에 존재한다.[82] 오존 농도는 약 2~8ppm(백만 분율)으로, 하부 대기보다 훨씬 높지만, 대기의 주요 구성 요소에 비하면 매우 적다. 계절과 지리적 위치에 따라 두께가 다르지만, 주로 성층권 하부(약 15km~35km)에 위치한다.전리층은 태양 복사에 의해 대기가 이온화된 영역으로 오로라가 일어나는 층이다.[81] 낮에는 50km~1000km까지 확장되며, 중간권, 열권, 외기권 일부를 포함한다. 밤에는 중간권 이온화가 멈춰 오로라는 주로 열권과 외기권 하부에서만 일어난다. 전리층은 자기권 안쪽 경계를 형성하며, 전파 통신 등에 영향을 미친다.
균질권과 이질권은 대기 가스 혼합 여부에 따라 정의된다. 균질권[86]은 대류권, 성층권, 중간권, 열권 극소량 부분에서 대기 화학 성분이 난류로 인해 분자 무게에 의존하지 않고 섞여 있는 층이다. 균질권은 약 100km 지점인 난류권계면에서 끝난다. 이질권[87]은 외기권, 열권 대부분을 포함하며, 고도에 따라 화학 성분이 달라진다. 분자 간 충돌 없이 이동 거리가 커서 산소, 질소 등 무거운 기체는 이질권 하단에만 존재한다.
행성 경계층은 난류 확산 영향을 직접 받는 지구 표면 근처 열권 일부이다. 낮에는 잘 섞이지만, 밤에는 안정적으로 층을 이룬다. 두께는 얇을 때 100m, 잔잔한 밤 3000m, 오후 건조 지역에서는 더 두꺼워진다.
4. 지구 대기권의 구성 물질
질소, 산소, 아르곤은 지구 대기의 주요 구성 성분이다. 수증기는 질량 기준으로 대기의 약 0.25%를 차지한다. 수증기(온실 기체)의 농도는 대기에서 가장 차가운 부분에서는 몰 분율로 약 10ppm에서부터 뜨겁고 습한 공기 덩어리에서는 몰 분율로 최대 5%까지 크게 달라지며, 다른 대기 기체의 농도는 일반적으로 건조 공기(수증기 없음) 기준으로 표시된다.[8] 나머지 기체는 종종 미량 기체[9]라고 하며, 여기에는 다른 온실 기체, 주로 이산화 탄소, 메탄, 일산화 이질소 및 오존이 포함된다. 아르곤 외에도 다른 불활성 기체인 네온, 헬륨, 크립톤, 제논도 존재한다. 필터링된 공기에는 많은 다른 화합물의 미량 성분이 포함되어 있다.
지표 부근 대기의 주요 성분은, 비율이 높은 순서대로 질소가 78.08%, 산소가 20.95%, 아르곤이 0.93%, 이산화 탄소가 0.03%이다.(급격한 배출량 증가로 현재는 0.04% 이상)
| 종류 | 부피 |
|---|---|
| 질소 (N2) | 78.084% |
| 산소 (O2) | 20.946% |
| 아르곤 (Ar) | 0.9340% |
| 이산화 탄소 (CO2) | 365 ppmv[101] |
| 네온 (Ne) | 18.18 ppmv[101] |
| 헬륨 (He) | 5.24 ppmv[101] |
| 메탄 (CH4) | 1.745 ppmv[101] |
| 크립톤 (Kr) | 1.14 ppmv[101] |
| 수소 (H2) | 0.55 ppmv[101] |
| 수증기 (H2O)[102] | 일반적으로 1% |
| 종류 | 부피 |
|---|---|
| 일산화질소 (NO) | 0.5 ppmv[101] |
| 제논 (Xe) | 0.09 ppmv[101] |
| 오존 (O3) | 0.0-0.07 ppmv[101] (겨울에는 0.0-0.02 ppmv[101]) |
| 이산화질소 (NO2) | 0.02 ppmv[101] |
| 아이오딘 | 0.01 ppmv[101] |
| 일산화탄소 (CO) | 극미량 |
| 암모니아 | 극미량 |
수증기는 최대 4% 정도가 되지만 1%를 밑도는 경우도 있어, 장소나 시간에 따라 크게 변동한다. 수증기의 영향을 제외하기 위해 일반적으로 지구 대기의 조성을 "건조 대기"에서의 조성으로 나타낸다.
5. 물리학적 특징
해수면에서의 평균 대기압은 국제 표준 대기에 의해 101325 Pa로 정의되며, 표준 기압(atm) 단위로도 표시된다. 총 대기 질량은 5148000000000000000kg이며,[44] 이는 평균 해수면 기압과 지구 면적 51007.2 메가헥타르로부터 추론된 값보다 약 2.5% 적은데, 이는 지구의 산악 지형 때문이다. 대기압은 측정 지점 단위 면적 위의 공기 무게로, 위치와 날씨에 따라 달라진다.
대기 전체가 해수면 밀도(약 1.2 kg/m3)와 균일하다면, 8.5km 고도에서 갑자기 끝날 것이다. 실제로는 고도에 따라 지수적으로 감소하며, 약 70km까지의 고도에서 5.6km마다 절반, 또는 7.64km마다 1/e ≈ 0.368배로 줄어든다. 이를 스케일 높이라고 한다. 그러나 대기는 온도 구배, 분자 조성, 태양 복사 및 중력을 고려하여 각 층에 대한 방정식을 통해 더 정확하게 모델링된다. 100 km 이상에서는 대기가 더 이상 잘 혼합되지 않아 각 화학 종은 자체 스케일 높이를 갖는다.
지구 대기의 질량 분포는 다음과 같다:[45]
- 50%는 5.6km 아래에 있다.
- 90%는 16km 아래에 있다.
- 99.99997%는 카르만 선인 100km 아래에 있다. 국제 협약에 따라 이곳은 우주 비행사로 간주되는 우주의 시작을 표시한다.
에베레스트 산 정상은 8848m이고, 상업용 항공기는 연료 효율을 위해 10km에서 13km 사이를 순항한다. 기상 관측용 기구는 30.4km 이상에 도달하고, 1963년 X-15 비행은 108km에 도달했다.
카르만 선 위에서도 오로라와 같은 대기 효과가 발생한다. 유성은 이 지역에서 빛나지만, 큰 유성은 더 깊이 침투해야 타기 시작한다. HF 라디오 전파에 중요한 지구 전리층은 100 km 아래에서 시작하여 500 km 이상으로 확장된다. 국제 우주 정거장과 우주 왕복선은 전리층 F층 내인 350–400 km에서 궤도를 돌며, 몇 달마다 재부스터가 필요하다. 태양 활동에 따라 위성은 700–800 km 고도에서도 대기 항력을 경험할 수 있다.
대기는 온도에 따라 층으로 나뉜다. 온도는 해수면에서 고도가 높아질수록 감소하지만, 11km 이상에서 안정화된다. 성층권(약 20km 이상)에서는 오존층의 가열로 온도가 높이에 따라 증가한다. 90km 이상의 열권에서도 고도에 따라 온도가 증가한다.
이상 기체에서 음속은 온도에만 의존하므로, 대기 중 음속은 복잡한 온도 프로파일 형태를 띤다(오른쪽 그림 참조). 밀도나 압력의 고도 변화는 반영하지 않는다.
해수면 공기 밀도는 약 1.2 kg/m3 (1.2 g/L, 0.0012 g/cm3)이다. 밀도는 이상 기체 상태 방정식을 사용하여 온도, 압력, 습도로부터 계산된다. 대기 밀도는 고도가 증가함에 따라 감소한다. 기압 공식을 사용하여 변화를 근사적으로 모델링할 수 있다. 더 정교한 모델은 위성의 궤도 감쇠 예측에 사용된다.
대기의 평균 질량은 약 500경(5×1015) 톤 또는 지구 질량의 1/1,200,000이다. 미국 국립 대기 연구 센터에 따르면 대기 총 평균 질량은 5.1480×1018 kg이며, 수증기에 의한 연간 범위는 1.2 또는 1.5×1015 kg이다. 수증기 평균 질량은 1.27×1016 kg, 건조 공기 질량은 5.1352 ±0.0003×1018 kg으로 추정된다.
6. 광학적 특성
태양 복사(또는 햇빛)는 지구가 태양으로부터 받는 에너지이다. 지구는 또한 인간이 볼 수 없는 더 긴 파장의 복사선을 다시 우주로 방출한다. 입사 및 방출 복사의 일부는 대기에 흡수되거나 반사된다.[49][50] 2017년 5월, 100만 마일 떨어진 궤도 위성에서 반짝이는 빛은 대기 중의 얼음 결정으로부터 반사된 빛인 것으로 밝혀졌다.[51][52]
빛이 지구 대기권을 통과할 때, 광자는 ''산란''을 통해 대기권과 상호작용한다. 만약 빛이 대기권과 상호작용하지 않으면, 이를 ''직사광선''이라고 하며, 이는 태양을 직접 바라볼 때 볼 수 있는 빛이다. ''간접광선''은 대기 중에서 산란된 빛을 말한다. 예를 들어, 흐린 날 그림자를 볼 수 없을 때는 직사광선이 도달하지 않고, 모든 빛이 산란된 상태이다. 또 다른 예로, 레일리 산란이라는 현상 때문에 짧은(파란색) 파장이 긴(빨간색) 파장보다 더 쉽게 산란된다. 이것이 하늘이 파랗게 보이는 이유이다. 즉, 파란색 빛이 산란되어 보이는 것이다. 이것은 또한 일몰이 붉은 이유이기도 하다. 태양이 지평선에 가까이 있기 때문에 태양 광선은 눈에 도달하기 전에 평소보다 더 많은 대기권을 통과한다. 파란색 빛의 대부분은 산란되어 나가고, 일몰에는 붉은 빛만 남게 된다.[49][50]
각기 다른 분자는 서로 다른 파장의 복사선을 흡수한다. 예를 들어, O2와 O3는 300nm보다 짧은 파장의 거의 모든 복사선을 흡수한다. 물(H2O)은 700nm보다 긴 여러 파장에서 흡수한다. 분자가 광자를 흡수하면 분자의 에너지가 증가한다. 이것은 대기를 가열하지만, 대기는 복사선을 방출하여 냉각되기도 한다.
대기 중 기체들의 결합된 흡수 스펙트럼은 낮은 불투명도의 "창"을 남겨두어 특정 대역의 빛만 통과시킨다. 광학 창은 약 300nm(자외선-C)부터 시작하여 인간이 볼 수 있는 범위인 가시 스펙트럼(일반적으로 빛이라고 함) 400nm–700nm까지 확장되며, 적외선 영역인 약 1100nm까지 이어진다. 또한 더 긴 파장의 일부 적외선과 전파를 전달하는 적외선 창과 전파 창도 있다. 예를 들어, 전파 창은 약 1cm에서 약 11m 파장까지 이어진다.
''방출''은 흡수의 반대 개념으로, 물체가 복사선을 방출하는 것을 의미한다. 물체는 "흑체" 방출 곡선에 따라 복사선의 양과 파장을 방출하는 경향이 있으며, 따라서 더 뜨거운 물체는 더 짧은 파장의 복사선을 더 많이 방출하는 경향이 있다. 더 차가운 물체는 더 긴 파장의 복사선을 적게 방출한다. 예를 들어, 태양은 약 6,000K이며, 복사선은 500nm 부근에서 최고조에 달하며, 인간의 눈으로 볼 수 있다. 지구는 약 290K이므로 복사선은 10,000nm 부근에서 최고조에 달하며, 인간이 볼 수 없을 정도로 파장이 길다.
대기는 온도 때문에 적외선을 방출한다. 예를 들어, 맑은 밤에는 구름이 낀 밤보다 지구 표면이 더 빨리 식는다. 이는 구름(H2O)이 적외선을 강하게 흡수하고 방출하기 때문이다. 또한 고도가 높아질수록 밤에 더 추워지는 이유이기도 하다.
온실 효과는 이러한 흡수 및 방출 효과와 직접적인 관련이 있다. 대기 중의 일부 기체는 적외선을 흡수하고 방출하지만, 가시 스펙트럼의 햇빛과는 상호 작용하지 않는다. 이러한 기체의 일반적인 예로는 이산화탄소(CO2) 및 H2O가 있다.
공기의 굴절률은 1에 가깝지만 1보다 약간 크다. 굴절률의 체계적인 변화는 긴 광학 경로에서 빛의 굴절을 유발할 수 있다. 한 예로, 어떤 상황에서는 배에 탑승한 관찰자가 수평선 너머의 다른 배를 볼 수 있는데, 이는 빛이 지구 표면의 곡률과 같은 방향으로 굴절되기 때문이다.
공기의 굴절률은 온도에 따라 달라지며,[53] 온도 기울기가 클 때 굴절 효과를 발생시킨다. 이러한 효과의 한 예는 신기루이다.
7. 순환
'''대기 순환'''은 대류권을 통한 공기의 대규모 이동으로, 해양 순환과 함께 지구의 열을 분배하는 수단이다. 대기 순환의 대규모 구조는 해마다 다르지만, 지구의 자전 속도와 적도와 극 사이의 태양 복사량 차이에 의해 결정되기 때문에 기본 구조는 상당히 일정하게 유지된다.
지구 대기는 태양 복사량의 변화가 가장 큰 적도와 가장 작은 극 사이의 열 수송을 담당하며, 이로 인해 수평 방향의 순환 구조를 갖는다.[1] 크게 대류권의 순환과 중간 대기의 순환, 두 가지가 있다.[1]
대류권의 대규모 순환은 3개의 풍계가 북반구와 남반구에 각각 1세트씩 총 6개의 풍계로 구성된다.[2] 적도를 낀 저위도에는 지표 가열에 의한 상승 기류를 원동력으로 하는 해들리 순환이 있으며, 지표에서는 열대 수렴대라고 불리는 상승 기류의 중심선으로 향하는 북동풍 및 남동풍의 무역풍이 분다.[2] 극을 중심으로 한 고위도에는 지표 냉각에 의한 하강 기류를 원동력으로 하는 극 순환이 있으며, 지표에서는 극 고기압대에서 주변으로 불어 나가는 북동풍 및 남동풍의 극동풍이 분다.[2] 중위도에는 간접 순환인 페렐 순환이 존재한다.[2] 연평균 풍향을 보면, 열대 수렴대에서 상승한 공기가 하강하는 아열대 고압대에서 고위도 저압대를 향해 바람이 부는 것처럼 보이지만, 실제로는 온대 저기압과 이동성 고기압에 의해 남북 풍향의 변화가 크며, 그보다는 서쪽으로 부는 편서풍이 특징적이다.[2] 중위도에서는 편서풍의 남북 굴곡인 경압 불안정파에 의해 열이 저위도에서 고위도로 수송된다.[2]
대류권에는 이보다 작은 순환이 존재한다.[3] 적도 부근에서는 태평양 서부에서 상승 기류, 인도양·대서양 및 태평양 동부에서 하강 기류가 강하며, 이를 워커 순환이라고 한다.[3] 또한, 대륙과 해양 사이에서 1년을 주기로 풍향이 변화하는 계절풍도 순환 구조를 가지고 있다.[3]
중간 대기에서는 저위도 상공이나 여름의 극 상공에서 상승 기류, 겨울의 극 상공에서 하강 기류가 강하며, 이를 브루어-돕슨 순환이라고 한다.[4]
8. 지구 대기의 진화과정
지구의 역사와 고기후학에 따르면, 지구 대기의 역사는 다음과 같이 추정된다.[96]
별 사이의 먼지와 가스에서 탄생한 46억 년 전 지구는 내부 화산 폭발로 인해 많은 휘발 성분이 방출되어 '''원시 대기'''를 형성했다. 성간 가스는 수소와 헬륨이 대부분이었고, 일산화 탄소(CO), 물(H2O), 암모니아(NH3), 포름알데히드(HCHO), 시안화 수소(HCN) 등이 포함되어 있었다.[97] 원시 대기는 현재 태양 대기와 유사하게 고온 고압이었으며, 수소 성분이 많아 환원적이었다.[98] 이 중 수소, 헬륨 등 가벼운 성분은 초기 태양의 강력한 태양풍에 의해 대부분 우주 공간으로 사라졌다.
수소를 잃은 대기에서는 일산화탄소가 물에서 산소를 빼앗아 이산화 탄소가 되고, 고온에 의해 암모니아로부터 질소 분자와 수소 분자가 생성되었다. 이렇게 생성된 수소도 흩어져, 원시 대기의 주성분은 이산화 탄소, 수증기, 질소가 되었다. 태양풍은 태양의 성장과 함께 점차 약해졌다. 원시 대기는 100기압 정도였으며, 고농도의 이산화 탄소는 온실 효과를 일으켜 지구가 식는 것을 막았다. 이는 현재 금성의 대기와 유사하며, 당시 대기에는 산소가 거의 없었다. 태양 자외선에 의해 수증기가 광분해되어 산소가 생성되기도 했지만, 지각의 철 등 금속 산화에 소모되어 대기 중에는 거의 남지 않았다.
43억~40억 년 전, 변성암 속 퇴적암 흔적 등으로 미루어 해양이 탄생한 것으로 보인다. 해양은 원시 대기 속 수증기가 화산 분출과 온도 저하로 응결되어 비로 쏟아져 형성되었다. 초기 해양은 원시 대기의 아황산, 염산을 녹여 강한 산성이었다. 강산성 해수는 지각의 칼슘, 마그네슘, 철 등 금속 이온과 반응하여 중화물을 생성, 침전시켜 해양 산성도를 낮췄다. 산성도가 낮아진 해양은 이산화 탄소를 용해, 금속 이온과 반응하여 방해석, 백운석, 능철석 등을 생성, 침전시켰다. 이로 인해 해수에는 나트륨, 칼륨, 염소 등 수용성 "소금" 성분이 상대적으로 많이 남았다. 원시 대기의 절반으로 추정되는 대량의 이산화 탄소 흡수로 대기압이 급강하하고, 온실 효과가 낮아져 기온도 떨어졌다.
이후 생명이 탄생하고, 이산화 탄소를 이용해 광합성을 하는 생물이 등장하면서 물을 분해하여 산소를 발생시켰다. 이산화 탄소는 생물 체내에 탄소로 축적(탄소 고정)되었고, 오랜 시간을 거쳐 과도한 탄소는 화석 연료, 생물 껍데기로부터 만들어지는 석회암 등 퇴적암 형태로 고정되었다. 식물 등장 이후 산소는 크게 증가하고, 이산화 탄소는 감소했다. 대기 중 산소는 초기 생물의 대량 멸종과 진화를 이끌었다.
산소는 자외선과 반응하여 오존을 생성했다. 산소 농도가 낮았던 시기에는 지표면에 도달하던 오존층은 농도 상승과 함께 고도가 높아져 현재와 같은 성층권으로 이동했다. 이로 인해 지표면 자외선이 감소하고, 생물이 육상으로 진출할 환경이 조성되었다.
초기에는 산소 농도가 계속 상승했지만, 2억 8500만 년 전 페름기 후기를 경계로 점차 감소하기 시작했다. 이 시기에는 산소를 소비하는 다양한 호기성 세균, 목재 부패균 등이 탄생하여 석탄이 되는 형태로 지하에 봉인되어 있던 식물을 분해하는 등 탄소 순환 사이클이 변화했다. 2억 6100만 년 전 초대륙 판게아 출현 시기, 판 구조론에 의한 화산 활동 활발로 메탄, 황 화합물 등이 흩뿌려져 산소 농도가 급감, 페름기 말 대멸종을 초래했다. 화산 가스 방출로 수증기, 이산화 탄소, 메탄, 황 화합물 등 온실 기체가 대량 방출되어 기온 상승을 가속화, 저온, 고산소 환경에 익숙해진 시생대 생태계에 큰 영향을 미쳤다.
인류는 대기 중 산소 농도가 18% 이하이면 산소 결핍증에 빠진다.[100]
8. 1. 원시 대기
처음의 대기는 주로 태양 성운에 존재하는 수소로 구성되었다. 거기에 더해, 아마도 현재는 주로 목성이나 토성과 같은 거대한 가스 행성에서 발견되는 수증기, 메탄, 암모니아와 같은 간단한 형태의 수소화물도 존재했을 것이다. 태양 성운이 사라진 후 이러한 가스들은 태양풍에 의해 부분적으로 날아가 버렸다.[54]8. 2. 두 번째 대기
화산 폭발이나 소행성 충돌로 인해 많은 양의 질소, 이산화탄소, 비활성 기체가 공급되면서 두 번째 대기가 형성되었다.[54] 이산화탄소는 물에 녹아 탄산염 퇴적물을 형성하였으며, 38억 년 전부터 물과 관련된 퇴적물이 발견되었다.[55]약 34억 년 전, 질소는 안정된 "두 번째 대기"의 주요 성분이 되었다.[54] 35억 년 전부터 최초의 생명체가 나타났으므로,[56] 생명체의 진화가 대기에 미친 영향도 고려해야 한다. 당시 태양은 현재보다 30% 약한 복사를 방출했는데, 지구에 액체 상태의 물과 생명체가 존재할 수 있었던 이유는 "희미한 젊은 태양 역설"로 알려져 있다.
지질 기록에 따르면 24억 년 전의 빙하기를 제외하고 지구 초기 온도는 비교적 따뜻했다. 신시생대 후기에는 남세균의 광합성 (대산소화 사건 참조)으로 산소를 포함한 대기가 발달하기 시작했다. 초기 탄소 동위 원소는 현재와 유사하여, 40억 년 전부터 탄소 순환이 안정적이었음을 시사한다.
약 21억 5천만 년에서 20억 8천만 년 사이의 가봉 고대 퇴적물은 지구의 산소화 진화 과정을 보여준다. 이러한 산소화 변동은 로마군디 탄소 동위 원소 이동 때문으로 추정된다.[57]
8. 3. 세 번째 대기
판 이동에 의한 대륙의 지속적인 재배치는 이산화탄소를 대륙의 거대한 탄산염 저장소로 운반하고 다시 가져오면서 대기의 장기적인 진화에 영향을 미친다. 자유 산소는 약 24억 년 전 대산소화 사건까지 대기 중에 존재하지 않았으며, 그 출현은 초기 원생대 동안 줄무늬 철광층(산소와 반응하여 철(III) 침전물을 생성할 수 있는 기질의 고갈을 알림)에 의해 나타난다.[58][59]이 시기 이전에는 시아노박테리아 광합성에 의해 생성된 모든 산소가 지구 표면의 환원제인 철(II) 이온, 황, 대기 중 메탄의 산화에 의해 쉽게 제거되었을 것이다. 자유 산소 분자는 산소 생산 속도가 산소를 제거하는 환원 물질의 가용성을 초과하기 시작할 때까지 대기 중에 축적되기 시작하지 않았다. 이 지점은 환원성 대기에서 산화성 대기로의 전환을 의미한다. O2는 10억 년 동안 유산소 상태를 포함하여 원생대 동안 주요 변동을 보였으며, 선캄브리아기 말까지 15% 이상으로 안정 상태에 도달했다.[60] 보다 강력한 진핵생물 광합성 독립영양생물(녹조류와 홍조류)의 증가는 공기에 더 많은 산소를 공급했으며, 특히 크리오게니아기의 눈덩이 지구 전 지구적 빙하 시대가 끝난 후 에디아카라기 지질 시대 동안 아발론 폭발로 알려진 진화적 방사 사건이 뒤따랐다. 이 시기에는 복잡한 후생동물 생명체(가장 초기 자포동물, 판형동물 및 양측대칭동물)가 처음으로 번성했다. 이후 5억 3900만 년 전부터 현재까지의 기간은 현생누대이며, 그중 가장 초기의 지질 시대인 캄브리아기 동안 운동성이 더 활발한 후생동물 생명이 나타나 캄브리아기 대폭발이라고 불리는 또 다른 방사 사건에서 빠르게 다양화되기 시작했는데, 이 생물의 운동 대사는 증가하는 산소 수준에 의해 촉진되었다.
대기 중 산소의 양은 지난 6억 년 동안 변동했으며, 약 2억 8천만 년 전 석탄기 동안 약 30%로 정점을 이루었는데, 이는 현재의 21%보다 훨씬 높다. 대기 변화를 관리하는 두 가지 주요 과정은 다음과 같다. 식물의 진화적 역사와 탄소 고정에서 식물의 역할 증가, 그리고 빠르게 다양해지는 동물 동물군과 식물의 광호흡 및 자체적인 밤의 신진대사적 요구에 의한 산소 소비이다. 황철석의 분해와 화산 폭발은 대기 중에 황을 방출하여 반응하여 대기 중 산소를 감소시킨다. 그러나 화산 폭발은 또한 이산화탄소를 방출하며, 이는 육상 식물과 수생 식물에 의한 산소 광합성을 촉진할 수 있다. 대기 중 산소량 변화의 원인은 정확히 알려져 있지 않다. 대기 중에 산소가 더 많은 기간은 종종 동물의 더 빠른 발달과 관련이 있었다.
9. 대기 오염
대기 오염은 유기체에 해를 입히거나 불편함을 유발하는 공기 중의 화학 물질, 입자상 물질 또는 생물학적 물질의 유입이다.[61] 인구 증가, 산업화, 자동차화는 지구 대기 중의 공기 중 오염 물질의 양을 상당히 증가시켜 스모그, 산성비 및 오염 관련 질병과 같은 눈에 띄는 문제를 야기했다. 유해한 전리 자외선으로부터 지표면을 보호하는 성층권 오존층의 오존층 파괴 또한 주로 염화불화탄소 및 기타 오존 파괴 물질에 의해 발생한다.
1750년 이후, 특히 산업 혁명 이후 인간 활동은 다양한 온실 기체의 농도를 증가시켰으며, 가장 중요한 것은 이산화 탄소, 메탄 및 아산화 질소이다. 온실 가스 배출은 산림 벌채 및 습지의 서식지 파괴와 결합되어 관찰된 지구 온도 상승을 유발했으며, 2011~2020년대의 지구 평균 지표면 온도는 1850년보다 1.1°C 더 높았다.[62] 이는 인위적인 기후 변화에 대한 우려를 제기했으며, 이는 해수면 상승, 해양 산성화, 빙하 후퇴 (이는 물 안보를 위협), 극심한 기상 현상 및 산불 증가, 생태계 붕괴 및 야생 동물 대량 사망과 같은 심각한 환경적 영향을 미칠 수 있다.
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