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반온실 효과

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반온실 효과(anti-greenhouse effect)는 천체의 태양 에너지가 천체의 고층 대기에 흡수되거나 산란되어 에너지가 표면에 도달하는 것을 막아 표면을 냉각시키는 과정으로, 온실 효과와는 반대된다. 고층 대기가 모든 햇빛을 흡수하고 표면에서 방출되는 적외선 (열) 에너지에 거의 투명한 이상적인 경우, 표면 온도는 16% 감소하며, 이는 상당한 양의 냉각이다.[1]

이러한 효과는 토성의 위성 타이탄에서 존재하는 것으로 밝혀졌다.[2][3] 타이탄의 성층권에는 유기 화합물연무질 입자로 구성된 연무가 동시에 태양 복사를 흡수하며 타이탄 표면에서 방출되는 적외선 에너지에 거의 투명하다. 이는 표면에 도달하는 태양 에너지를 줄이고 적외선 에너지가 빠져나가도록 하여 타이탄의 표면을 냉각시킨다. 타이탄은 온실 효과와 반온실 효과를 모두 가지고 있으며, 이들은 서로 경쟁한다. 온실 효과는 타이탄을 21K만큼 따뜻하게 하는 반면, 반온실 효과는 타이탄을 9K만큼 냉각시켜 순수하게 12K (= 21K - 9K)만큼 따뜻해진다.[3][4]

지구는 시생누대에 유사한 연무를 가졌을 수 있으며, 이는 반온실 효과를 유발했을 것이라고 제안되었다.[5] 이 연무가 초기 지구의 기후를 조절하고 안정화하는 데 도움이 되었다는 이론이 있다.[5] 유기 연무 외에도 지구의 성층권 오존층[4]과 열권,[3][4] 화산에서 형성되고 방출된 입자,[6] 낙진,[3][6] 그리고 화성 상층 대기의 먼지와 같은 다른 대기 현상들도 반온실 효과와 유사하게 작용한다.[6]

태양계 외부에서는 이러한 연무가 외계 행성의 열 구조에 미치는 영향에 대한 계산이 수행되었다.[7]

에너지 평형 이론

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에너지 평형

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타이탄의 에너지 흐름은 온실 효과와 반온실 효과를 모두 야기한다.

반온실 효과가 외부 에너지원으로서 모 항성을 가진 행성 또는 큰 위성에 어떻게 영향을 미치는지 이해하기 위해, 지구의 경우와 유사하게 에너지 수지를 계산할 수 있다. 시스템의 각 구성 요소에 대해 들어오는 에너지는 나가는 에너지와 같아야 에너지 보존 법칙을 유지하고 일정한 온도를 유지할 수 있다.[8] 만약 한 에너지 기여자가 다른 것보다 크면 에너지 불균형이 발생하고 물체의 온도는 균형을 재조정하기 위해 변할 것이다. 에너지 수지를 계산할 때 전자기 스펙트럼 전체에 걸친 에너지원을 고려해야 한다. 예를 들어, 지구의 경우 태양에서 들어오는 단파 복사와 표면 및 대기에서 나가는 장파 복사 사이에서 균형이 이루어진다. 구성 요소의 에너지 수지가 확립되면 온도를 도출할 수 있다.

이상적인 반온실 효과

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하나의 고층 대기층과 행성 알베도 0을 가정한 이상적인 반온실 효과 에너지 수지. 기호 및 약어 설명은 본문을 참조하시오.

가장 극단적인 경우를 가정해 보자. 행성의 고층 대기에 모든 햇빛을 흡수하는 연무가 있지만, 동시에 적외선 장파 복사에는 거의 투명하다고 가정한다. 키르히호프의 복사 법칙에 따라, 연무가 적외선 복사를 잘 흡수하지 못하므로 적외선 복사를 잘 방출하지도 못하며, 이 스펙트럼 부분에서 우주로 그리고 행성 표면으로 적은 양을 방출할 것이다. 슈테판-볼츠만 법칙에 따라 행성은 표면 온도의 4제곱에 비례하여 에너지를 방출한다. 표면에서의 에너지 수지는 다음과 같다.

여기서 는 슈테판-볼츠만 상수이고, 는 표면 온도이며, 은 고층 대기의 연무에서 나가는 장파 복사이다. 연무가 이 장파 복사를 잘 흡수하지 못하므로, 이 복사가 모두 우주로 통과한다고 가정할 수 있다. 들어오는 태양 에너지는 우주로 반사되어 행성-대기 시스템에 포함되지 않음으로써 손실되는 에너지 양을 고려하여 축소되어야 한다. 고층 대기에서의 에너지 수지는 다음과 같다.

여기서 는 들어오는 태양 에너지 플럭스이고, 는 행성 알베도 (즉, 반사율)이며, 는 유효온도이다. 들어오는 태양 플럭스는 행성 전체에 걸친 시간 및 공간 평균을 고려하여 4로 나누고, 계수는 연무에 흡수되는 태양 에너지의 비율이다. 두 번째 방정식에서 을 로 대체하면 다음과 같다.

그리고 비율 는 또는 0.84와 같다. 이는 표면 온도가 유효 평균 복사 온도보다 16% 감소하며, 이는 잠재적으로 상당한 냉각 효과이다.[1] 이것은 이상적인 경우이며 반온실 효과가 가질 수 있는 최대 영향을 나타내며, 실제 행성이나 큰 위성에는 이러한 영향이 나타나지 않을 것이다.

반온실 효과에 대한 오래된 개념

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1991년 크리스토퍼 맥케이 박사에 의해 확립된 현재 정의 이전에 과학계에서 논의된 초기 반온실 효과는 후기 선캄브리아 시대 빙하기의 전조로 언급되었으며, 이는 탄소격리 과정에 더 가깝게 설명되었다.[9] 이는 현재 용어의 사용법이 아니며, 고고도 태양 복사 흡수로 인한 표면 냉각을 강조한다.

음의 온실 효과와의 비교

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음의 온실 효과는 행성 전체가 아닌 국부적인 냉각을 일으킬 수 있는 현상이다. 반온실 효과가 성층권의 전체적인 온도 역전을 포함하는 반면, 음의 온실 효과는 대류권의 국부적인 온도 역전을 포함한다. 두 효과 모두 열 방출을 증가시키는데, 음의 온실 효과의 경우 국부적으로, 반온실 효과의 경우 전 지구적으로 증가시킨다.[10][11]

타이탄에서

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타이탄의 "연무"

타이탄 성층권의 유기 연무[4]는 타이탄에 도달하는 태양 복사의 90%를 흡수하지만, 표면에서 생성되는 적외선 복사를 가두는 데는 비효율적이다. 이는 타이탄의 대기의 창이 대략 16.5에서 25 마이크로미터 사이에서 발생하기 때문이다.[4] 비록 큰 온실 효과가 타이탄을 열평형보다 훨씬 높은 온도로 유지하지만, 연무로 인한 반온실 효과는 표면 온도를 9K 낮춘다. 다른 대기 구성 요소로 인한 온실 효과가 21K 높이므로, 순 효과는 타이탄의 실제 표면 온도(94K)가 유효온도 82K (어떤 대기도 없는 경우, 일정한 알베도를 가정할 때 표면 온도)보다 12K 더 높다.[3][12] 위에서 설명한 이상적인 반온실 효과의 경우, 타이탄의 유기 연무가 미치는 최대 영향은 (1-0.84) 82 K = 13 K이다. 이는 타이탄에서 발견된 9K보다 높다.

유기 연무는 메테인광분해 생성물과 나이트릴의 중합을 통해 형성되는데, 이는 생성물들이 결합하여 더 긴 사슬과 더 큰 분자를 형성한다는 의미이다. 이러한 메테인 유도 폴리머는 여러 고리 방향족 탄화수소(PAHs)와 폴리아세틸렌으로 구성될 수 있다.[13] 그러나 이러한 폴리머의 분포는 타이탄 대기에서 수직적으로 균일하지 않다. 나이트릴과 폴리아세틸렌 폴리머는 상층 대기에서 형성되는 반면, PAH 폴리머는 성층권에서 생성된다.[13] 이 폴리머들은 응집하여 연무 입자를 형성한다. 타이탄에서 이 유기 연무의 태양광에 대한 불투명도는 주로 연무 생성률에 의해 결정된다. 연무 생성이 증가하면 연무의 불투명도가 증가하여 표면 온도가 더 냉각된다.[3] 또한, 이 유기 연무의 존재는 타이탄 성층권의 온도 역전의 원인이 된다.[4]

지구에서

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과거

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지구 시생누대 대기 중 유기 연무의 존재는 1983년에 처음 제안되었으며, 이는 반온실 효과의 원인이었을 수 있다.[14][15] 이 가설은 과거의 감소된 태양 출력이 그 당시 지구에 액체 물의 존재와 어떻게 조화를 이룰 수 있는지 설명하려는 어두운 젊은 태양 역설을 해결하려는 시도에서 비롯되었다. 물이 액체 상태를 유지할 수 있었던 방법을 설명하기 위해, 온실가스가 지구를 충분히 따뜻하게 유지하여 물이 완전히 얼어붙는 것을 막았다는 가설이 제안되었다. 한 가설은 이산화 탄소만이 추가적인 온난화의 원인이었다고 제안하는 반면, 다른 가설은 이산화 탄소와 메테인의 존재를 모두 포함한다. 한 모델은 후생대 시생누대 시대의 메테인이 1,000ppm 이상의 혼합비로 존재할 수 있었고, 이산화 탄소는 5,000ppm 정도로 낮아도 지구가 얼어붙는 것을 막을 수 있었다고 밝혔다. 이는 2022년의 약 12배에 달하는 양이다.[5][16][17] 그러나 이 메테인과 이산화 탄소의 0.2 비율에서 메테인 광분해에서 파생된 생성물은 중합되어 긴 사슬 분자를 형성하고 입자로 응집되어 반온실 유기 연무를 형성할 수 있다.[4] 이 연무는 메테인과 이산화 탄소의 비율이 대략 0.1을 초과할 때 형성된다.[14][15] 유기 연무가 시생누대 지구의 기후를 안정화시키는 음의 피드백 루프를 만드는 데 기여했을 것이라고 가정된다.[5] 시생누대 지구의 온도가 상승하면, 메테인 세균이 더 따뜻한 온도를 선호할 가능성 때문에 메테인 생산이 증가했을 것이다 (호열균 참조).[5] 온도가 증가하면 강수량의 증가로 인한 풍화로 이산화 탄소 손실도 증가하여 이산화 탄소 농도가 감소한다. 이는 메테인 대 이산화 탄소 비율을 높이고 유기 연무의 생산을 촉진했을 것이다. 유기 연무 생산의 증가는 태양광에 대한 대기의 불투명도를 증가시키고, 표면에 도달하는 태양 에너지의 양을 감소시켜 표면 온도를 낮춤으로써 초기 표면 온도 증가를 상쇄했을 것이다. 시생누대 지구의 반온실 효과에 대한 한 추정치는 표면 냉각 효과가 최대 약 20K에 달할 수 있다고 계산했다.[18]

현재

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현재 지구 대기에는 몇 가지 반온실 효과의 원인이 있다. 성층권 오존층과 지구의 열권은 낮은 열 불투명도와 높은 온도로 인해 부분적인 반온실 효과를 생성하는 것으로 제안되었다.[3] 또한, 화산에서 배출되는 먼지나 핵전쟁 이후의 낙진과 같은 분출된 먼지가 반온실 효과의 전형적인 예로 제시되었다.[3][6] 또한, 화산 이산화 황 배출로 인한 성층권 황 연무질 형성도 지구에 약 1~2년간 지속되는 냉각 효과를 가져오는 것으로 나타났다.[19] 이러한 모든 원인은 뜨거운 상층부가 차가운 표면 위에 놓이는 온도 구조를 만들어 반온실 효과를 특징짓는다.

다른 행성에서

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화성에서도 약한 반온실 효과에 대한 논의가 있었다. 폭풍이 먼지를 상층 대기로 운반하는 경우이다. 이 효과에 대한 증거는 1976-77년 바이킹 1호 측정에서 나왔는데, 전 지구적인 폭풍 이후 평균 주간 지표 온도가 5도 감소했다.[6]

컴퓨터 시뮬레이션을 사용한 연구는 외계 행성의 열 구조에 대한 광화학적 연무의 영향을 조사했다. 이 모델을 뜨거운 목성에 적용한 결과, 과학자들은 HD 189733 b에 연무를 포함하면 대기가 팽창하여 전자기 스펙트럼에서 관찰된 가파른 통과 신호를 설명하는 데 도움이 된다는 것을 발견했다. 또한, HD 209458 b 모델은 광화학적 연무와 구름과 같은 물체를 모두 예측했다.[7]

각주

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  1. ↑ 가 나 Covey, C.; Haberle, R. M.; McKay, C. P.; Titov, D. V. (2013), “The Greenhouse Effect and Climate Feedbacks” (PDF), 《Comparative Climatology of Terrestrial Planets》 (University of Arizona Press), Bibcode:2013cctp.book..163C, doi:10.2458/azu_uapress_9780816530595-ch007, ISBN 978-0-8165-3059-5, OSTI 1240051, 2022년 6월 2일에 확인함 
  2. ↑ “Titan: Greenhouse and Anti-greenhouse”. 《Astrobiology Magazine – earth science – evolution distribution Origin of life universe – life beyond :: Astrobiology is study of earth》. 2020년 7월 22일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2010년 10월 15일에 확인함. 
  3. ↑ 가 나 다 라 마 바 사 아 McKay, Christopher P.; Pollack, James B.; Courtin, Régis (1991년 9월 6일). 《The Greenhouse and Antigreenhouse Effects on Titan》 (PDF) (영어). 《Science》 253. 1118–1121쪽. Bibcode:1991Sci...253.1118M. doi:10.1126/science.11538492. ISSN 0036-8075. PMID 11538492. S2CID 10384331. 
  4. ↑ 가 나 다 라 마 바 사 Catling, David C. (2017). 《Atmospheric Evolution on Inhabited and Lifeless Worlds.》. James F. Kasting. West Nyack: Cambridge University Press. ISBN 978-1-139-02055-8. OCLC 982451455. 
  5. ↑ 가 나 다 라 마 Kump, Lee R. (2010). 《The earth system》 3판. James F. Kasting, Robert G. Crane. San Francisco: Prentice Hall. ISBN 978-0-321-59779-3. OCLC 268789401. 
  6. ↑ 가 나 다 라 마 Courtin, R.; McKay, C. P.; Pollack, J. (May 1992). 《L'effet de serre dans le systeme solaire》. 《La Recherche》 23. 542–9쪽. Bibcode:1992Rech...23..542C. 
  7. ↑ 가 나 Lavvas, P; Arfaux, A (2021년 3월 4일). 《Impact of photochemical hazes and gases on exoplanet atmospheric thermal structure》 (영어). 《Monthly Notices of the Royal Astronomical Society》 502. 5643–5657쪽. arXiv:2102.05763. doi:10.1093/mnras/stab456. ISSN 0035-8711. 
  8. ↑ “Climate and Earth's Energy Budget” (영어). 《earthobservatory.nasa.gov》. 2009년 1월 14일. 2022년 6월 3일에 확인함. 
  9. ↑ Roberts, J. D. (November 1971). 《Late Precambrian Glaciation: an Anti-Greenhouse Effect?》 (영어). 《Nature》 234. 216–217쪽. Bibcode:1971Natur.234..216R. doi:10.1038/234216a0. ISSN 1476-4687. S2CID 34163139. 
  10. ↑ Schmithüsen, Holger; Notholt, Justus; König-Langlo, Gert; Lemke, Peter; Jung, Thomas (2015년 12월 16일). 《How increasing CO 2 leads to an increased negative greenhouse effect in Antarctica》 (영어). 《Geophysical Research Letters》 42. doi:10.1002/2015GL066749. ISSN 0094-8276. 
  11. ↑ Sejas, S.A.; Taylor, P. C.; Cai, M. (2018). 《Unmasking the negative greenhouse effect over the Antarctic Plateau》. 《npj Clim Atmos Sci》 1. 17쪽. Bibcode:2018npCAS...1...17S. doi:10.1038/s41612-018-0031-y. PMC 7580794. PMID 33102742. 
  12. ↑ “Titan's Greenhouse Effect and Climate: Lessons from the Earth's Cooler Cousin” (PDF). 2017년 2월 24일에 확인함. 
  13. ↑ 가 나 Atreya, Sushil K.; Adams, Elena Y.; Niemann, Hasso B.; Demick-Montelara, Jaime E.; Owen, Tobias C.; Fulchignoni, Marcello; Ferri, Francesca; Wilson, Eric H. (2006년 10월 1일). 《Titan's methane cycle》 (영어). 《Planetary and Space Science》. Surfaces and Atmospheres of the Outer Planets, their Satellites and Ring Systems from Cassini-Huygens Data 54. 1177–1187쪽. Bibcode:2006P&SS...54.1177A. doi:10.1016/j.pss.2006.05.028. ISSN 0032-0633. 
  14. ↑ 가 나 Kasting, J. F.; Zahnle, K. J.; Walker, J. C. G. (1983년 6월 1일). 《Photochemistry of methane in the Earth's early atmosphere》 (영어). 《Precambrian Research》. Development and interactions of the Precambrian atmosphere, lithosphere and biosphere: results and challenges 20. 121–148쪽. Bibcode:1983PreR...20..121K. doi:10.1016/0301-9268(83)90069-4. hdl:2027.42/25194. ISSN 0301-9268. 
  15. ↑ 가 나 Catling, David C.; Zahnle, Kevin J. (2020년 2월 28일). 《The Archean atmosphere》 (영어). 《Science Advances》 6. Bibcode:2020SciA....6.1420C. doi:10.1126/sciadv.aax1420. ISSN 2375-2548. PMC 7043912. PMID 32133393. 
  16. ↑ Haqq-Misra, Jacob D.; Domagal-Gold2an, Shawn D.; Kasting, Patrick J.; Kasting, James F. (December 2008). 《A Revised, Hazy Methane Greenhouse for the Archean Earth》 (영어). 《Astrobiology》 8. 1127–1137쪽. Bibcode:2008AsBio...8.1127H. doi:10.1089/ast.2007.0197. ISSN 1531-1074. PMID 19093801. 
  17. ↑ US Department of Commerce, NOAA. “Global Monitoring Laboratory - Carbon Cycle Greenhouse Gases” (미국 영어). 《gml.noaa.gov》. 2022년 6월 3일에 확인함. 
  18. ↑ Arney, Giada; Domagal-Goldman, Shawn D.; Meadows, Victoria S.; Wolf, Eric T.; Schwieterman, Edward; Charnay, Benjamin; Claire, Mark; Hébrard, Eric; Trainer, Melissa G. (November 2016). 《The Pale Orange Dot: The Spectrum and Habitability of Hazy Archean Earth》 (영어). 《Astrobiology》 16. 873–899쪽. arXiv:1610.04515. Bibcode:2016AsBio..16..873A. doi:10.1089/ast.2015.1422. ISSN 1531-1074. PMC 5148108. PMID 27792417. 
  19. ↑ Stenchikov, Georgiy L.; Kirchner, Ingo; Robock, Alan; Graf, Hans-F.; Antuña, Juan Carlos; Grainger, R. G.; Lambert, Alyn; Thomason, Larry (1998년 6월 27일). 《Radiative forcing from the 1991 Mount Pinatubo volcanic eruption》 (영어). 《Journal of Geophysical Research: Atmospheres》 103. 13837–13857쪽. Bibcode:1998JGR...10313837S. doi:10.1029/98JD00693. hdl:21.11116/0000-0004-ECBD-E. 
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