이 글은 자동 번역되었습니다. 원문은 영어로 제공됩니다.
하늘에서 일어나는 가장 평범한 기적의 물리학 — 그리고 45억 년의 지구 역사 동안 그 하늘의 색이 어떻게 변해 왔는가
오래된 질문, 두 가지 답
하늘이 왜 파란지에 대해 물리학은 짧은 답을, 지구의 역사는 긴 답을 내놓는다. 오늘의 하늘은 이 행성이 거쳐 온 여러 하늘 가운데 가장 최근의 것일 뿐이며, 그중에는 초기 지구 위에 타이탄을 닮은 주황색 연무가 드리워 있던 시기도 있었다.
25억여 년 전인 후기 시생누대에는 미생물이 내뿜은 메탄이 유기 연무를 키워 하늘을 주황빛으로 물들였다. 그런 연무의 시기를 끝낸 것은 산소의 증가였다.
그 산소를 만들어 낸 것은 또 다른 미생물들이었다. 이들은 대기를 바꾸려던 것이 아니라 그저 햇빛을 먹고 살려 했을 뿐이다. 이 모든 일이 왜 하늘의 색을 바꾸었는지는 공기가 빛을 어떻게 다루는가의 문제다.
레일리 산란: 그 메커니즘
햇빛은 한 가지 색이 아니다. 보라색(약 380나노미터)에서 파란색, 초록색, 노란색, 주황색을 거쳐 빨간색(약 700nm)에 이르는 모든 가시광선 파장에, 사람의 눈으로는 볼 수 없는 양 끝 바깥의 파장까지 더해진 혼합물이다. 이 빛이 지구 대기로 들어오면, 공기의 약 99%를 이루는 질소와 산소 분자를 만난다. 이 분자들은 지름이 대략 0.3~0.4나노미터에 불과할 만큼 작아서, 가시광선 가운데 가장 짧은 파장보다도 약 1,000배 작다.
전자기파가 자기 파장보다 훨씬 작은 입자를 만나면, 파동의 진동하는 전기장이 그 입자 안의 전하를 같은 진동수로 흔들어 놓는다. 입자는 작은 복사 쌍극자가 되어 빛을 사방으로 다시 내보낸다. 이것이 레일리 산란이다. 이 이름은 영국의 물리학자 존 윌리엄 스트럿, 곧 레일리 경에게서 왔다. 그는 1871년부터 그 수학을 정립해 나갔고, 훗날 그것이 분자에서 비롯된다는 사실을 확인했다.
핵심은 파장 의존성이다. 레일리 산란의 세기는 파장의 네제곱에 반비례하므로, 그리 크지 않은 파장 차이가 산란에서는 큰 차이가 된다. 파장이 파란빛의 약 1.5배인 빨간빛은 산란 효율이 대략 5~6분의 1에 그치며, 400nm의 짙은 보라색은 700nm의 빨간색보다 약 10배 강하게 산란된다. 파란빛은 옆으로 튕겨 나가 하늘 전체로 흩뿌려지는 반면, 빨간빛과 주황빛은 대부분 대기를 곧장 통과해 눈에 이른다.
하늘이 파랗게 보이는 이유가 바로 이것이다. 우리가 보는 것은 직사광선이 아니라 산란된 빛이다. 태양에서 벗어난 어느 방향을 보든, 머리 위 대기층 전체에 퍼져 있는 수십억 개의 공기 분자가 옆으로 다시 내보낸 스펙트럼의 파란 쪽 끝을 보고 있는 것이다.
전문가 해설 — 왜 보라색이 아닐까? 태양과 눈
보랏빛(파장 약 380~420nm)은 파장이 더 짧기 때문에 레일리 산란에서 파란빛보다도 효율적으로 산란된다. 그렇다면 하늘은 왜 보라색이 아니라 파란색으로 보일까? 답의 일부는 태양에 있다. 태양은 파란빛보다 보랏빛을 적게 내보낸다. 태양의 방출 스펙트럼은 청록색 영역에서 정점을 이루므로, 애초에 대기로 들어오는 빛 자체에 파란빛이 더 많다. 반면 대기는 보랏빛만 골라서 없애는 일을 의미 있는 수준으로 하지 않는다. 오존은 자외선 영역에서만 강하게 흡수하며, 그보다 훨씬 약한 가시광선 흡수(샤퓌 흡수대)는 오히려 주황~빨강의 긴 파장을 우선적으로 제거한다. 해 질 녘 머리 위 하늘이 한층 더 짙은 파란색으로 보일 수 있는 이유 가운데 하나다. 나머지는 우리 눈의 몫이다. 우리 눈은 파란빛보다 보랏빛에 훨씬 둔감하다. 단파장 원뿔세포는 파란색에서 가장 강하게 반응하고, 하늘빛의 넓은 스펙트럼은 초록과 빨강에 민감한 원뿔세포도 자극하기 때문에, 뇌는 이 혼합을 보라색이 아니라 약간 옅은 파란색으로 읽어 낸다.노을, 그리고 먼 길을 돌아오는 빛
노을도 같은 물리학을 극단적인 각도에서 본 것이다. 해가 지평선 가까이 있으면, 햇빛은 훨씬 두꺼운 대기층을 지나야 눈에 닿는다. 빛이 지나는 경로의 길이는 정오 때의 수십 배로 늘어난다. 빛이 도착할 무렵이면 파란빛은 도중에 거의 다 산란되어 빠져나가고, 빨강·주황·노랑이 주를 이룬다. 해가 붉어지고, 낮은 하늘도 함께 붉어진다.
대규모 화산 분화는 성층권에 황산염 에어로졸 입자를 잔뜩 실어 올려, 몇 달에서 몇 년 동안 노을을 극적으로 짙게 만들 수 있다. 이 입자들은 공기 분자보다 훨씬 커서 레일리 산란이 아니라 미 산란으로 빛을 흩뜨린다. 미 산란은 파장 선택성이 덜하지만, 짧은 파장의 소광을 강화해 놀라운 붉은빛을 만들어 낸다. 1815년 인도네시아 탐보라산의 분화는 그 뒤 몇 해 동안 J. M. W. 터너의 그림에 기록된 선명한 붉은 하늘의 원인으로 여겨진다.
전문가 해설 — 레일리 산란 대 미 산란: 모든 것은 입자 크기에 달려 있다
레일리 산란과 미 산란의 구분은 태양계 전체에서 하늘의 색을 좌우한다. 레일리 산란은 입자가 빛의 파장보다 훨씬 작을 때(약 1/10 이하) 적용된다. 이때 산란 세기는 λ⁻⁴에 비례하므로, 파장에 강하게 의존하고 파란색 쪽으로 치우친 하늘색이 나타난다. 미 산란은 입자 크기가 빛의 파장에 가까워질 때 적용된다. 먼지 알갱이, 안개 물방울, 화산 에어로졸, 화성 대기의 산화철 입자가 그런 예다. 미 산란은 대체로 파장 선택성이 훨씬 약해서 가시광선 파장들을 더 고르게 퍼뜨리며, 하늘의 색을 결정하는 것은 산란 물리학만이 아니라 입자의 크기, 모양, 흡수 특성이다. 화산의 황산염 에어로졸, 화성의 산화철 먼지, 타이탄의 톨린 연무(아주 작은 알갱이들이 프랙털 모양으로 뭉친 덩어리로, 산란을 따로 다루어야 한다)는 모두 미 산란 또는 그에 가까운 영역에 속한다. 지구의 파란 하늘은 바로 레일리 산란이 지배하는 대기, 곧 큰 에어로졸이 걷히고 주로 작은 기체 분자로 이루어진 대기의 산물이다.
하늘색의 역사: 45억 년
하늘이 늘 지금과 같은 모습이었던 것은 아니다. 가장 극적으로 달랐던 때는 타이탄을 닮은 유기 연무가 나타났다 사라지기를 되풀이한 후기 시생누대였다. 이 글에 실린 인포그래픽은 그 역사의 가능한 한 가지 모습을 보여 준다. 각 시대에 입힌 색은 직접 관측한 것이 아니라, 대기의 조성과 산란 물리학에 관해 우리가 아는 것을 바탕으로 한 화가의 재구성이다.
명왕누대(45억~40억 년 전): 마그마, 그다음은 물
약 45억 4,000만 년 전 지구가 형성되었을 때, 우리가 아는 의미의 하늘은 없었다. 지표는 처음에 마그마 바다였고, 초기 태양계의 잔해가 끊임없이 쏟아졌다. 그러나 대략 1억 5,000만 년 안에 지각은 액체 상태의 물이 존재할 수 있을 만큼 식었다. 44억 년 된 저어콘 결정이 그 사실을 기록하고 있다. 행성이 식고 화산 가스 방출로 대기가 쌓여 갈 무렵, 그 대기는 수증기와 이산화탄소가 주를 이루었고 질소와 이산화황 같은 화산 가스가 섞여 있었으며, 자유 산소는 사실상 없었다. 대산소화 사건 전까지 산소는 오늘날 수준의 약 0.001% 미만에 머물렀다.
그 하늘을 직접 보여 주는 증거는 남아 있지 않다. 가장 유력한 추정은 짙고 김이 자욱한 대기 아래의 뿌옇고 옅은 노란빛 하늘이다. 화산에서 나온 이산화황은 햇빛에 의해 황산염 에어로졸 방울로 바뀌는데, 오늘날 금성 구름의 바탕이 되는 것과 같은 화학 반응이다. 이 입자들은 기체 분자보다 훨씬 커서 미 산란 영역에서 빛을 흩뜨리며, 화산 활동이 격렬하던 시기에는 하늘을 하얗고 어둡게 만들었을 것이다. 수증기와 화산재는 그 탁함을 더했을 것이다.
초시생대와 고시생대(40억~32억 년 전): 물의 세계 위의 파란 하늘
이 시대의 대기는 질소와 이산화탄소가 지배했고, 자유 산소는 거의 또는 전혀 없었다. 질소와 이산화탄소로 된 하늘은 우리 하늘과 거의 같은 방식으로 햇빛을 산란시킨다(CO₂ 분자는 N₂보다도 더 강하게 산란시킨다). 그래서 짙은 연무가 없는 맑은 곳이라면 어디서든, 이 젊은 물의 세계 위의 하늘은 아마 파랬을 것이고, 거기에 산소는 필요하지 않았다.
중시생대와 신시생대(32억~25억 년 전): 주황색 시기 — 살아 있는 연무
생명은 적어도 35억 년 전에는 지질 기록에 나타난다. 최초의 생물은 혐기성이었다. 메탄 생성 미생물(메탄 생성균)은 적어도 34억 6,000만 년 전에 이미 활동하며 대사 부산물로 메탄을 내놓고 있었다. 이 생물들이 퍼져 나가면서 대기 중 메탄은 약 100~1,000ppm까지 쌓인 것으로 추정된다. 메탄이 이산화탄소 농도의 약 10분의 1에 이르자, 태양의 자외선이 메탄을 반응성 높은 조각으로 쪼갰고, 이 조각들이 중합하여 흔히 톨린이라 불리는 복잡한 유기 에어로졸 입자가 되었다. 오늘날 토성의 위성 타이탄에 색을 입히는 것과 같은 종류의 적갈색 연무다. 지구화학 기록은 이 연무가 계속 머물러 있었던 것이 아니라 켜졌다 꺼졌다를 반복했음을 보여 준다. 가장 잘 기록된 연무 시기는 약 27억 년 전에서 25억 년 전 사이에 있다. 황 동위원소 기록은 약 29억 년 전에 그보다 이른 연무 시기가 있었음을 시사하며, 일부 모형은 연무 시대를 약 32억 년 전까지 거슬러 올린다.
이 유기 연무는 대략 500nm보다 짧은 파장의 빛을 효율적으로 흡수하여 하늘에서 파랑과 보라를 대부분 걷어 내고, 주로 더 길고 따뜻한 파장을 남긴다. 연무가 낀 시기마다 하늘은 주황색으로 변했다. 그 사이사이에는 하늘이 다시 파래졌고, 약 27억 년 전에는 아마 우리 하늘보다 더 짙고 어두운 파랑이었을 것이다. 해수면 높이에서 분출한 27억 년 된 용암류 속에 갇혀 굳은 기포들은 당시의 기압이 오늘날의 절반에도 못 미쳤음을 보여 주며, 공기가 희박하면 빛을 덜 산란시키므로 머리 위 하늘은 더 어둡고 채도가 높아진다. 톨린이 풍부한 타이탄의 질소-메탄 대기는 그 연무 시기의 후기 시생누대 하늘과 가장 가까운, 지금도 존재하는 유사체다. 기후, 대기 화학, 연무 입자의 물리를 함께 엮은 컴퓨터 모형들에 따르면, 이런 종류의 탄화수소 연무는 지표를 약 20°C 식히지만 그래도 지표의 액체 상태 물과 양립할 수 있다. 후기 시생누대에 현재 광도의 약 80%로 빛나던 더 어두운 젊은 태양 아래에서도 마찬가지다.
전문가 해설 — 어두운 젊은 태양의 역설과 메탄 온실
40억 년 전 태양의 광도는 오늘날의 약 70~75%였다. 이는 항성 진화에서 비롯되는, 잘 확립된 결과다. 단순한 복사 평형으로 따지면 초기 지구는 어는점보다 한참 아래에 머물렀어야 한다. 그런데도 지질학적 증거는 시생누대 내내 지표에 액체 상태의 물이 있었다는 것을 명백히 보여 준다. 가장 유력한 설명은 CO₂, 그리고 메탄 생성균이 만들어 낸 높은 농도의 메탄에 의한 강력한 온실 효과다. 메탄 기체는 온실 효과로 지구를 데웠고, 메탄이 키운 유기 연무는 지표를 가려 그 온난화를 일부 상쇄했다. 그 연무 아래에서도 지표의 액체 상태 물은 가능했다. 산소가 증가하면서 메탄이 사라진 것은 약 24억 5,000만 년 전에 시작된 고원생대 빙하기(캐나다의 휴런 누층군 암석에 기록된 빙하기 포함)의 유력한 원인으로 꼽힌다. 이것이 지구 최초의 빙하기는 아니었다. 남아프리카에서 약 29억 년 된 빙하 퇴적물이 알려져 있기 때문이다. 그러나 가장 혹독한 빙하기 가운데 하나였다.대산소화 사건(약 24억 년 전)
약 24억 6,000만~24억 3,000만 년 전, 지구는 지질학자들이 대산소화 사건(GOE)이라 부르는 문턱을 넘었다. 산소 발생 광합성을 최초로 해낸 생물인 남세균(시아노박테리아)은 물 분자를 쪼개 부산물로 O₂를 내놓는다. 이들이 내놓은 자유 산소가 대기에 쌓이기 시작했는데, 처음에는 불안정해서 약 2억 년 동안 오르내리다가, 약 22억 년 전에 이르러서야 영구적인 특징으로 자리 잡았다.
연무에 미친 영향은 결정적이었다. 산소는 대기 중 메탄과 반응하여, 되풀이되던 주황색 연무 시기를 떠받치던 화학 반응을 멈춰 세웠다. 그 자리를 대신한 것은 우리 하늘과 매우 비슷한 파란 하늘이었다. 레일리 산란에는 산소가 아니라 질소와 이산화탄소 분자만 있으면 되기 때문이다. 산소 자체는 그 뒤로도 오랫동안 부족했다. 중원생대의 “지루한 10억 년” 동안 산소는 오늘날 수준의 극히 일부에 머물렀다.
햇빛과 물에서 에너지를 뽑아내던 미세한 단세포 생물들이 하늘에서 연무를 걷어 내는 데 한몫했다. 이들의 산소는 바다의 화학도 바꾸었다. 산소는 미생물의 서식지를 바꾸고 산소에 민감한 생물들을 불리하게 만들었다. 다만 산소가 없는 환경도 넓게 남아 있었고, 혐기성 생물은 오늘날에도 그곳에서 번성하고 있다. 길게 보면 모든 복잡한 다세포 생물이 이 산소에 기대게 된다.
고원생대(25억~16억 년 전): 연무 없는 하늘
메탄 연무가 사라진 뒤 하늘은 파랬을 것이다. 산소는 있었지만 오늘날 수준의 일부에 지나지 않았다. 산소가 공기의 산란에서 차지하는 몫은 작기 때문에, 산소가 부족하다고 해서 하늘색이 크게 달라지지는 않았을 것이다. 전체 기압, 습도, 먼지의 차이가 더 중요했을 것이다.
“지루한 10억 년”(18억~8억 년 전): 한결같은 파랑
약 18억 년 전부터 8억 년 전까지의 시기를 지질학자들은 흔히 “지루한 10억 년”이라고 부른다. 환경이 비교적 안정적이고 생물학적 혁신이 느리게 진행되었으며, 산소가 낮았던 시대다. 얼마나 낮았는지는 아직 논쟁 중이어서, 추정치가 오늘날 수준의 0.1% 미만부터 몇 퍼센트까지 걸쳐 있다. 이 시대로 옮겨진 사람이라면 낯익은 파란 하늘을 보았겠지만, 그 아래에서 숨을 쉴 수는 없었을 것이다.
후기 신원생대와 캄브리아기(8억~4억 8,700만 년 전): 현대에 가까워지다
복잡한 다세포 생물이 등장하면서, 후기 신원생대 동안 산소는 아마도 단계적으로 증가했을 것이다. 이 시기의 눈덩이 지구 빙하기는 대략 7억 2,000만~6억 3,500만 년 전에 행성의 상당 부분을 얼음으로 뒤덮었다. 약 5억 3,900만 년 전 캄브리아기 대폭발 무렵에는 산소가 상당히 늘어나 있었고(표준 모형의 재구성은 캄브리아기와 오르도비스기의 산소를 15~20%로 보지만, 더 최근의 재구성들은 산소가 그보다 늦게 늘어났음을 시사한다), 하늘은 오늘날과 매우 비슷해 보였다.
전문가 해설 — 산소가 하늘색을 바꿀까?
놀라울 만큼 거의 바꾸지 않는다. 레일리 산란은 기체 분자의 수, 그리고 그 전자구름이 얼마나 쉽게 일그러지는지에 달려 있다. 이 성질을 편극률이라고 한다. 산소는 질소보다 편극률이 약간 낮고, 이산화탄소는 더 높다. 그래서 질소 일부를 산소로 바꾸어도 산란은 거의 달라지지 않는다. 산소와 질소의 비율만 바꾸는 것은 산란에 그리 큰 영향을 주지 않으므로, 석탄기-페름기의 산소 정점(표준 모형의 재구성에서 약 30%)이 파랑을 더 짙게 만들지는 않았다. 늘어난 산소가 전체 기압을 높였다면, 늘어난 산란 때문에 하늘이 약간 더 밝아지고 지평선이 약간 더 하얘졌겠지만, 머리 위 하늘은 본질적으로 오늘날과 같은 파랑이었다.석탄기와 페름기(3억 5,900만~2억 5,200만 년 전): 산소의 정점
대략 3억 1,000만~2억 6,000만 년 전인 석탄기와 페름기의 산소 농도는 지난 5억 4,000만 년 동안 재구성된 값 가운데 가장 높은 축에 든다. 거대한 목질 관다발 육상 식물이 진화하면서, 석탄기의 석탄을 만든 숲은 막대한 양의 유기 탄소를 땅에 묻었고, 이는 CO₂를 끌어내리고 대기 중 산소를 높였다. 지구화학자 로버트 버너의 널리 쓰이는 모형은 페름기에 산소가 약 30%로 정점에 이르렀다고 계산한다. 다만 더 새로운 모형들은 세부적으로 차이가 있다. 산업 혁명을 일으킨 석탄층은 그 숲들이 눌리고 화석화된 잔해다.
오늘날보다 대략 40% 높은 산소 농도는 하늘을 더 짙은 파랑으로 만들지는 않았지만, 땅 위의 생명에는 흔적을 남겼다. 산소가 풍부한 공기는 이 시대의 거대 절지동물과 연관된다. 날개폭이 최대 약 70센티미터에 이르는 메가네우라 같은 거대 원잠자리류(잠자리의 친척)가 그 예인데, 이들의 기관 호흡은 산소가 풍부한 공기에서 더 잘 작동한다. 하지만 이 연관성은 아직 논쟁 중이다. 몸길이가 최대 약 2.6미터에 이르는, 노래기의 친척인 거대 절지동물 아르트로플레우라는 산소가 정점에 이르기 전에 이미 그 거대한 크기에 도달해 있었다. 2억 5,200만 년 전의 페름기 말 대멸종은 지구 역사상 가장 혹독한 대멸종으로, 해양 생물종의 대다수를 없앴다. 최근의 한 추정으로는 약 81%다. 버너의 모형에서 이 대멸종은 대기 중 산소의 급격한 감소와 시기가 겹친다.
중생대와 신생대(2억 5,200만 년 전~현재): 익숙한 파랑
페름기 대멸종 이후 산소는 트라이아스기와 쥐라기의 상당 기간 동안 낮게 머물렀다. 버너의 재구성에서는 트라이아스기에 약 12%까지 떨어졌다. 그 뒤로는 공룡 시대의 나머지 기간을 거쳐 현재에 이르기까지 대체로 꾸준히 올라갔지만, 고생대 후기의 정점으로 되돌아가지는 않았다. 그동안 내내 하늘은 누가 봐도 파랬다. 산소의 오르내림만으로는 하늘색에 거의 영향을 주지 못했을 것이다. 칙술루브 충돌이 백악기를 끝낸 6,600만 년 전 무렵, 산소는 현대의 값에 가까워지고 있었고, 신생대 내내 오늘날 수준에 가깝게 유지되었다. 곧 약 78%가 질소, 21%가 산소이고, 나머지는 대부분 아르곤이며 이산화탄소가 조금 섞여 있는 수준이다.
다른 하늘들: 우주가 보여 주는 것
우리가 탐사했거나 대기 자료로 범위를 좁힐 수 있는 행성과 위성들의 다양한 하늘색은, 지구의 파랑이 공기가 무엇으로 이루어졌는지, 그 입자가 얼마나 큰지, 항성이 무엇을 내뿜는지에 따라 정해지는 여러 결과 가운데 하나임을 보여 준다. 가장 많은 것을 알려 주는 사례들은 화성, 타이탄, 금성에서 직접 측정한 결과부터 추정의 성격이 더 강한 외계 행성의 하늘까지 걸쳐 있다.
화성: 버터스카치빛 낮, 파란 노을
화성은 지구와 정반대여서 가장 많은 것을 알려 주는 사례다. 화성 대기는 약 95%가 CO₂이지만, 지표 기압이 지구의 약 0.6%에 불과해서 기체 분자에 의한 레일리 산란은 무시할 만큼 작다. 그 대신 하늘을 빚는 것은 산화철이 풍부한 미세한 먼지다. 활석 가루와 비슷한 고운 먼지로, 입자의 반지름은 보통 약 1.5마이크로미터다. 화성의 약한 중력 속에서 바람과 먼지 폭풍은 이 먼지를 끊임없이 들어 올리고 실어 나르고 다시 쌓는다. 이 입자들은 파란빛과 초록빛을 효율적으로 흡수하는 한편 더 긴 파장은 비교적 고르게 산란시켜, 화성 탐사 로버들이 일관되게 측정해 온 노르스름한 버터스카치색에서 주황빛 도는 분홍색에 이르는 하늘을 만들어 낸다.
해 질 녘에는 기하학적 상황이 뒤바뀐다. 먼지 입자에 의한 미 산란은 앞쪽으로 강하게 산란되는 성질이 있어서, 파랗게 산란된 빛을 태양 원반 근처에 모은다. 그 결과 붉은 하늘에 둘러싸인 독특한 파란 빛무리가 생긴다. 화성은 노을이 파랗고 낮이 주황색이다. 지구와 정반대다. 이 반전은 오퍼튜니티, 스피릿, 큐리오시티 로버가 직접 촬영했다.
전문가 해설 — 화성에 먼지가 없다면
먼지를 모두 없애면, 산란 물리학으로 보아 화성의 하늘은 짙고 어두운 파란색, 지구의 고고도 하늘보다도 더 어두운 파란색이 될 것이다. 희박한 대기에는 햇빛을 산란시킬 분자가 너무 적기 때문이다. 태양은 또렷하고 밝은 원반으로 보일 것이다.타이탄: 지구 시생누대 하늘의 살아 있는 기록 보관소
토성의 위성 타이탄은 태양계에서 지구의 후기 시생누대 대기와 가장 직접적으로 비교해 관측할 수 있는 유사체다. 타이탄의 대기는 약 95~98%가 질소이고, 메탄은 성층권에서 약 1.5%, 지표 근처에서 약 5%를 차지한다. 이는 대산소화 사건 이전 지구의 공기로 재구성된 혼합과 대체로 비슷하지만, 타이탄은 훨씬 춥고 받는 햇빛도 훨씬 적다. 타이탄의 상층 대기에서는 자외선이 메탄을 쪼개 끊임없이 톨린 연무 입자를 만들어 낸다. 시생누대 지구를 대상으로 모형화된 것과 같은 부류의 복잡한 유기 분자다.
2005년 하위헌스 탐사선이 타이탄 대기를 통과해 하강하는 동안 직접 측정한 결과, 그 하늘은 여러 겹의 톨린 연무에 의한 미 산란이 지배하고 있었다. 연무는 프랙털 응집 입자들로 이루어져 있으며, 지표에서 고도 수백 km까지 뻗어 있고, 500km 부근에는 떨어져 나온 층이 있다. 하늘은 지구의 오후보다 대략 100~1,000배 어둡고, 모든 방향이 한결같이 짙은 주황색이다. 복사 전달 모형은 타이탄의 노을이 가시광선 파장에서 “밋밋한 사건”일 것이라고 예측한다. 태양은 지평선보다 한참 위에 있을 때 이미 희미하게 사라지고, 빛은 길고 흐릿한 박명 속으로 아주 천천히 어두워진다. 2034년 무렵 타이탄에 도착할 예정인 회전익 탐사선 드래곤플라이 임무는 이 화학을 직접 연구할 것이다.
금성: 황산 구름 아래의 어둑한 주황빛 노랑
금성의 대기는 지표 기압이 지구의 약 90배에 이르고, 거의 전부가 CO₂로 이루어져 있으며, 고도 45~70km에 황산 방울로 된 두꺼운 구름이 있다. 금성 대기 꼭대기에 도달한 햇빛 가운데 지표까지 닿는 것은 약 2.6%뿐이다. 소련의 베네라 탐사선이 보내온 착륙선 영상에서 지표의 하늘은 어둑한 주황색에서 황갈색으로 보인다. 그 빛은 상층에 아직 정체가 밝혀지지 않은 흡수 물질을 품은 두꺼운 구름과, 그 아래의 짙은 이산화탄소 대기를 거쳐 온 것이다. 이 둘이 함께 파랑과 보라를 걷어 내고 주로 긴 파장만 지표로 내려보낸다. 이렇게 걸러진 빛을 받은 지표면 자체는 베네라 영상에서 늘 따뜻하고 뿌연 하늘 아래 주황빛 도는 붉은 암석으로 나타난다. CO₂가 지배하는 대기와 황 화학, 황산염 에어로졸을 지닌 금성은, 어떤 면에서 아주 초기의 지구에서도 작용했을지 모르는 과정들을 뜨겁고 고압인 환경에서 보여 주는 셈이다.
외계 행성: 온갖 색의 팔레트
태양계 바깥에서는 하늘의 색이 너무나 많은 변수에 좌우되기 때문에, 물리적으로 거의 어떤 색이든 가능하다. 주된 요인은 중심별의 방출 스펙트럼이다. 차가운 M형 왜성은 주로 빨간빛과 적외선을 내고 파란빛은 비교적 적게 낸다. 그래서 이런 별을 도는 행성은 지구와 비슷한 질소-산소 대기를 가졌더라도 하늘색이 우리 하늘보다 긴 파장 쪽으로 치우칠 것이다. 산란시킬 파란 별빛이 그만큼 적기 때문이다. 대기압도 중요하다. 대기가 아주 두꺼우면 빛이 수없이 여러 번 산란되어 하늘이 더 밝고 옅어지고, 대기가 얇으면 하늘은 어둡게 남는다.
약 63광년 떨어진 뜨거운 목성 HD 189733b는 반사광에서 짙은 파란색으로 보이지만, 기체에 의한 레일리 산란 때문은 아니다. 그 파랑은 파란빛을 산란시키는 규산염 입자(사실상 아주 작은 유리 알갱이)가 섞인 뿌연 대기에서 오고, 나트륨이 빨간빛의 상당 부분을 흡수하는 것으로 여겨진다. 낮 쪽 온도는 1,000°C를 훌쩍 넘고 바람은 시속 8,000km를 넘으니, 그 파랑은 그곳에 무언가가 살 수 있는지에 대해 아무것도 말해 주지 않는다.
전문가 해설 — 초록색 하늘이 되려면 무엇이 필요할까?
초록빛(약 520~560nm)은 가시광선 스펙트럼의 한가운데에 있다. 레일리 산란에서 파란빛보다는 덜 효율적으로, 빨간빛보다는 더 효율적으로 산란된다. 레일리 산란만으로 초록색이 지배하는 하늘을 만드는 것은 사실상 불가능하다. 초록빛을 우선적으로 산란시키는 대기라면 파란빛과 보랏빛은 그보다 더 강하게 산란시킬 것이고, 그 짧은 파장들이 하늘을 지배할 것이기 때문이다. 초록색 하늘은 가능하지만, 조명과 산란과 흡수가 특이하게 조합되어야 한다. 일부 대규모 화산 분화 뒤에는 꼭 알맞은 크기의 성층권 황산염 입자들이 이상 산란을 박명 때의 긴 빛 경로, 오존의 샤퓌 흡수와 결합해 초록빛 박명을 만들어 냈다. 이상 산란에서는 가시광선 스펙트럼의 일부 구간에서 입자들의 산란이 파장이 길수록 커지는데, 이는 레일리 산란과 정반대다. 햇빛 아래 맑은 공기의 평범한 레일리 산란으로는 초록색 낮 하늘이 만들어질 수 없다.우리가 물려받은 파랑
다른 세계에는 다른 하늘이 있다. 지구의 맑은 파랑은 일련의 사건을 거친 뒤에 남은 것이다. 산소 발생 광합성의 기원, 대산소화 사건, 그리고 젊은 행성을 때때로 뒤덮던 메탄 연무의 소멸이 그것이다. 머리 위의 파랑은 물리학이면서, 동시에 남세균이 내놓는 산소 덕분에 메탄 연무가 걷힌 하늘이다.
레일리 경은 1871년에 그 물리학을 풀어냈다. 일찍이 시생누대에 산소 발생 광합성을 진화시킨 남세균은 그보다 훨씬 전부터 하늘을 맑게 만들기 시작했다. 이들의 산소가 약 24억 년 전부터 공기 중에 쌓이기 시작한 것이다.
생성형 AI 고지
이 페이지의 일부 내용은 생성형 AI의 도움을 받아 생성 및/또는 편집되었습니다.
미디어
맑은 대기부터 구름 낀 대기까지, 뜨거운 목성 10개 – NASA
주요 출처 및 참고문헌
Bohren, C. F., & Huffman, D. R. (1983). Absorption and Scattering of Light by Small Particles. Wiley-Interscience. ISBN 047105772X. (Rayleigh and Mie scattering theory; wavelength-dependence of scattering; particle-size regimes.) https://openlibrary.org/isbn/9780471057727
Chandrasekhar, S. (1960). Radiative Transfer. Dover Publications. ISBN 0486605906. (Classical mathematical treatment of radiative transfer and Rayleigh scattering in planetary atmospheres.)
Young, A. T. (1982). Rayleigh scattering. Physics Today, 35(1), 42–48. doi:10.1063/1.2890003. (Rayleigh scattering terminology, history, and the molecular basis established by Rayleigh in 1899.) https://doi.org/10.1063/1.2890003
Strutt, J. W. (1871). On the light from the sky, its polarization and colour. Philosophical Magazine, 41, 107–120. (Rayleigh’s original derivation of the scattering law.) https://doi.org/10.1080/14786447108640452
Gibbs, P. (1997). Why is the sky blue? Physics FAQ, University of California, Riverside. (Red/blue and violet/red scattering ratios; why the sky is not violet (solar spectrum and eye sensitivity).) https://math.ucr.edu/home/baez/physics/General/BlueSky/blue_sky.html
NASA Space Place. Why is the sky blue? (Sky color, sunsets and the Martian sky explained.) https://spaceplace.nasa.gov/blue-sky/en/
NIST Computational Chemistry Comparison and Benchmark Database (CCCBDB). Experimental polarizabilities. (Polarizabilities of CO₂ (2.51 ų), N₂ (1.71 ų) and O₂ (1.56 ų).) https://cccbdb.nist.gov/pollistx.asp
Nassau, K. (1983). The Physics and Chemistry of Color: The Fifteen Causes of Color. Wiley-Interscience. ISBN 0471867764. (Sky color and color perception.) https://openlibrary.org/isbn/0471867764
Lee, R. L., Meyer, W., & Hoeppe, G. (2011). Atmospheric ozone and colors of the Antarctic twilight sky. Applied Optics, 50(28), F162–F171. (Ozone’s Chappuis-band absorption and the blue of the twilight sky.) https://opg.optica.org/ao/abstract.cfm?uri=ao-50-28-F162
von Savigny, C., et al. (2024). Explaining the green volcanic sunsets after the 1883 eruption of Krakatoa. Atmospheric Chemistry and Physics, 24, 2415–2422. (Green sunsets and twilights after volcanic eruptions, explained by aerosol scattering; role of ozone’s Chappuis band.) https://acp.copernicus.org/articles/24/2415/2024/acp-24-2415-2024.html
Zerefos, C. S., et al. (2007). Atmospheric effects of volcanic eruptions as seen by famous artists and depicted in their paintings. Atmospheric Chemistry and Physics, 7, 4027–4042. (Volcanic sunsets, Tambora 1815 and Turner’s skies.) https://acp.copernicus.org/articles/7/4027/2007/
Wilde, S. A., Valley, J. W., Peck, W. H., & Graham, C. M. (2001). Evidence from detrital zircons for the existence of continental crust and oceans on the Earth 4.4 Gyr ago. Nature, 409, 175–178. (Liquid water on Earth by 4.4 billion years ago.) https://doi.org/10.1038/35051550
Ueno, Y., et al. (2006). Evidence from fluid inclusions for microbial methanogenesis in the early Archaean era. Nature, 440, 516–519. (Methanogenesis by more than 3.46 billion years ago.) https://doi.org/10.1038/nature04584
Marty, B., Zimmermann, L., Pujol, M., Burgess, R., & Philippot, P. (2013). Nitrogen isotopic composition and density of the Archean atmosphere. Science, 342, 101–104. doi:10.1126/science.1240971. (Fluid inclusions in 3.0–3.5-billion-year-old quartz limit the partial pressure of nitrogen to at most ~1.1 bar, possibly as low as 0.5 bar.) https://doi.org/10.1126/science.1240971
Som, S. M., Buick, R., Hagadorn, J. W., Blake, T. S., Perreault, J. M., Harnmeijer, J. P., & Catling, D. C. (2016). Earth’s air pressure 2.7 billion years ago constrained to less than half of modern levels. Nature Geoscience, 9, 448–451. doi:10.1038/ngeo2713. (Gas-bubble sizes in 2.7-billion-year-old sea-level lava flows show air pressure below half of today’s.) https://doi.org/10.1038/ngeo2713
Pavlov, A. A., Brown, L. L., & Kasting, J. F. (2001). UV shielding of NH₃ and O₂ by organic hazes in the Archean atmosphere. Journal of Geophysical Research: Planets, 106(E10), 23267–23287. doi:10.1029/2000JE001448. (Methane-derived hydrocarbon haze in the Archean; optical properties and UV-shielding role.) https://doi.org/10.1029/2000JE001448
Zerkle, A. L., Claire, M. W., Domagal-Goldman, S. D., Farquhar, J., & Poulton, S. W. (2012). A bistable organic-rich atmosphere on the Neoarchaean Earth. Nature Geoscience, 5, 359–363. doi:10.1038/ngeo1425. (Geochemical evidence that the Archean haze switched on and off.) https://doi.org/10.1038/ngeo1425
Arney, G., Domagal-Goldman, S. D., Meadows, V. S., Wolf, E. T., Schwieterman, E., Charnay, B., Claire, M., Hébrard, E., & Trainer, M. G. (2016). The Pale Orange Dot: The Spectrum and Habitability of Hazy Archean Earth. Astrobiology, 16(11), 873–899. doi:10.1089/ast.2015.1422. (Coupled climate-photochemical-microphysical simulations of hazy Archean Earth; haze cools the surface ~20 K but habitable conditions persist; planet would appear orange from space; Titan analog.) https://doi.org/10.1089/ast.2015.1422
Feulner, G. (2012). The faint young Sun problem. Reviews of Geophysics, 50, RG2006. (Solar luminosity through Earth history; greenhouse solutions.) https://arxiv.org/abs/1204.4449
University of Johannesburg. Earth’s first glaciation at 2.9 Ga revealed by triple oxygen isotopes (research record). (Pongola glaciation, about 2.9 billion years ago.) https://pure.uj.ac.za/en/publications/earths-first-glaciation-at-29-ga-revealed-by-triple-oxygen-isotop/
Sessions, A. L., Doughty, D. M., Welander, P. V., Summons, R. E., & Newman, D. K. (2009). The continuing puzzle of the Great Oxidation Event. Current Biology, 19(14), R567–R574. doi:10.1016/j.cub.2009.05.054. (GOE timing and mechanisms; O₂ < 10⁻⁵ PAL before the GOE.) https://doi.org/10.1016/j.cub.2009.05.054
Gumsley, A. P., et al. (2017). Timing and tempo of the Great Oxidation Event. PNAS, 114(8), 1811–1816. (GOE onset 2.46–2.43 billion years ago; Paleoproterozoic glaciations.) https://portal.research.lu.se/en/publications/timing-and-tempo-of-the-great-oxidation-event/
Poulton, S. W., et al. (2021). A 200-million-year delay in permanent atmospheric oxygenation. Nature, 592, 232–236. doi:10.1038/s41586-021-03393-7. (Oxygen oscillations after the GOE; permanent oxygenation by about 2.22 billion years ago.) https://doi.org/10.1038/s41586-021-03393-7
Lyons, T. W., Reinhard, C. T., & Planavsky, N. J. (2014). The rise of oxygen in Earth’s early ocean and atmosphere. Nature, 506, 307–315. doi:10.1038/nature13068. (Review of Earth’s oxygenation history; Proterozoic atmospheric constraints.) https://doi.org/10.1038/nature13068
Planavsky, N. J., et al. (2014). Low Mid-Proterozoic atmospheric oxygen levels and the delayed rise of animals. Science, 346, 635–638. doi:10.1126/science.1258410. (Chromium-isotope evidence for oxygen at or below 0.1% of present levels.) https://doi.org/10.1126/science.1258410
Zhang, S., et al. (2016). Sufficient oxygen for animal respiration 1,400 million years ago. PNAS, 113(7), 1731–1736. (Oxygen above ~4% of present levels at 1.4 billion years ago.) https://pmc.ncbi.nlm.nih.gov/articles/PMC4763753/
Hoffman, P. F., et al. (2017). Snowball Earth climate dynamics and Cryogenian geology-geobiology. Science Advances, 3, e1600983. (Cryogenian Snowball Earth glaciations.) https://doi.org/10.1126/sciadv.1600983
Berner, R. A. (2006). GEOCARBSULF: A combined model for Phanerozoic atmospheric O₂ and CO₂. Geochimica et Cosmochimica Acta, 70(23), 5653–5664. doi:10.1016/j.gca.2005.11.032. (Quantitative reconstruction of Phanerozoic O₂; Silurian–Devonian secondary peak; Permian peak ~30% O₂; sharp drop at the Permian–Triassic boundary; Triassic low held at a floor of ~12% by fossil charcoal, then a more or less continuous rise from the late Triassic to the present.) https://doi.org/10.1016/j.gca.2005.11.032
Beerling, D. J., & Berner, R. A. (2000). Impact of a Permo-Carboniferous high O₂ event on the terrestrial carbon cycle. PNAS, 97(23), 12428–12432. doi:10.1073/pnas.220280097. (Modeled effects of a Permo-Carboniferous rise to ~35% O₂ on terrestrial productivity and carbon storage.) https://doi.org/10.1073/pnas.220280097
Krause, A. J., et al. (2018). Stepwise oxygenation of the Paleozoic atmosphere. Nature Communications, 9, 4081. (A newer, later trajectory for Paleozoic oxygenation.) https://doi.org/10.1038/s41467-018-06383-y
Harrison, J. F., Kaiser, A., & VandenBrooks, J. M. (2010). Atmospheric oxygen level and the evolution of insect body size. Proceedings of the Royal Society B, 277, 1937–1946. (The debated link between oxygen and insect gigantism.) https://doi.org/10.1098/rspb.2010.0001
Clapham, M. E., & Karr, J. A. (2012). Environmental and biotic controls on the evolutionary history of insect body size. PNAS, 109(27), 10927–10930. (Giant griffinflies with wingspans up to ~70 cm.) https://doi.org/10.1073/pnas.1204026109
Davies, N. S., et al. (2021). The largest arthropod in Earth history: insights from newly discovered Arthropleura remains. Journal of the Geological Society, 179. (Arthropleura size and its gigantism before the oxygen peak.) https://doi.org/10.1144/jgs2021-115
Stanley, S. M. (2016). Estimates of the magnitudes of major marine mass extinctions in earth history. PNAS, 113(42), E6325–E6334. (End-Permian marine species loss of about 81%.) https://doi.org/10.1073/pnas.1613094113
NASA Space Science Data Coordinated Archive. Earth, Mars and Venus fact sheets. (Atmospheric composition, surface pressure and gravity.) https://nssdc.gsfc.nasa.gov/planetary/factsheet/earthfact.html
Lemmon, M. T., et al. (2004). Atmospheric imaging results from the Mars Exploration Rovers: Spirit and Opportunity. Science, 306, 1753–1756. (Martian dust particle size (effective radius ~1.5 µm).) https://doi.org/10.1126/science.1104474
NASA Photojournal. Sunset in Mars’ Gale Crater (PIA19400). (Blue Martian sunset imaged by Curiosity.) https://science.nasa.gov/photojournal/sunset-in-mars-gale-crater
Tomasko, M. G., Doose, L., Engel, S., Dafoe, L. E., West, R., Lemmon, M., Karkoschka, E., & See, C. (2008). A model of Titan’s aerosols based on measurements made inside the atmosphere. Planetary and Space Science, 56(5), 669–707. doi:10.1016/j.pss.2007.11.019. (Titan’s haze measured by the Huygens probe’s DISR instrument; fractal aggregate particles with monomer radius ~0.05 microns.) https://doi.org/10.1016/j.pss.2007.11.019
Barnes, J. W., et al. (2018). Titan’s twilight and sunset solar illumination. The Astronomical Journal, 156, 247. (Titan’s “underwhelming” sunsets at visible wavelengths.) https://doi.org/10.3847/1538-3881/aae519
NASA Science. Titan: facts. (Titan’s atmospheric composition and orange haze.) https://science.nasa.gov/saturn/moons/titan/facts/
Titov, D. V., Ignatiev, N. I., McGouldrick, K., Wilquet, V., & Wilson, C. F. (2018). Clouds and hazes of Venus. Space Science Reviews, 214, 126. doi:10.1007/s11214-018-0552-z. (Review of Venus cloud and haze structure, composition and optical properties.) https://doi.org/10.1007/s11214-018-0552-z
Venus Science and Technology Definition Team (2009). Venus Flagship Mission Study. NASA/LPI. (Fraction of sunlight reaching the Venusian surface (~2.6%); the unknown cloud-top absorber.) https://www.lpi.usra.edu/vexag/documents/reports/Venus-STDT-Report-0409.pdf
Evans, T. M., et al. (2013). The deep blue color of HD 189733b: albedo measurements with Hubble Space Telescope/Space Telescope Imaging Spectrograph at visible wavelengths. The Astrophysical Journal Letters, 772, L16. (The blue reflected color of HD 189733b.) https://doi.org/10.1088/2041-8205/772/2/L16
Pierrehumbert, R. T. (2010). Principles of Planetary Climate. Cambridge University Press. (Atmospheric physics of planetary climates; faint young Sun and greenhouse gas discussion.)
Seager, S. (2010). Exoplanet Atmospheres: Physical Processes. Princeton University Press. (Exoplanet atmospheric physics; scattering and radiative transfer background.)
French, K. L., et al. (2015). Reappraisal of hydrocarbon biomarkers in Archean rocks. PNAS, 112(19), 5915–5920. (Archean biomarkers once used to date cyanobacteria shown to be contamination.) https://doi.org/10.1073/pnas.1419563112
Fournier, G. P., et al. (2021). The Archean origin of oxygenic photosynthesis and extant cyanobacterial lineages. Proceedings of the Royal Society B, 288, 20210675. (Oxygenic photosynthesis likely arose in the Archean, before the GOE.) https://pubmed.ncbi.nlm.nih.gov/34583585/
