구름응축핵

Cloud condensation nuclei
인도 북부와 방글라데시 상공의 에어로졸 오염 (NASA 위성사진)

구름씨라고도 알려진 구름응축핵(CCN)은 일반적으로 0.2 µm, 즉 구름 방울의 100분의 1 크기의 작은 입자입니다.CCN은 수증기가 응결하는 대기 중의 에어로졸의 독특한 부분 집합입니다.이것은 구름의 복사 특성과 전체 대기에 영향을 줄 수 있습니다.[2]물은 증기에서 액체로 전환하기 위해 비가스 표면을 필요로 하며, 이 과정을 응축이라고 합니다.

지구의 대기에서 이 표면은 CCN이라고 불리는 작은 고체 또는 액체 입자로 나타납니다.CCN이 없을 경우 수증기가 약 -13°C(9°F)에서 5~6시간 동안 과냉각된 후 액적이 자발적으로 생성됩니다.이것은 아원자 입자를 검출하기 위한 구름실의 기본입니다.[3]

CCN의 개념은 응축핵으로 공기를 파종함으로써 강우를 촉진하려는 구름 파종에 사용됩니다.이러한 핵을 만드는 것이 기후 공학 기술인 해양 구름 밝기화에 사용될 수 있다는 것이 추가로 제안되었습니다.[4]클로 가설에서 제안된 것과 같은 일부 자연 환경 현상도 자연적으로 생성된 CCN과 구름 형성 사이의 상호 작용에서 발생합니다.

특성.

크기

전형적인 빗방울은 직경이 약 2mm이고, 전형적인 구름 방울은 0.02mm이며, 전형적인 구름 응축 핵(에어로졸)은 직경이 0.0001mm 또는 0.1 µm 이상입니다.공기 중에 있는 구름의 응결핵의 수는 cm당3 약 100에서 1000 사이의 범위에서 측정될 수 있습니다.[1]대기에 주입된 CCN의 총 질량은 1년 동안 2×1012 kg으로 추정되었습니다.[1]

구성.

CCN의 역할을 할 수 있는 많은 다양한 유형의 대기 입자가 있습니다.입자는 먼지나 점토, 초원이나 산불의 그을음이나 검은 탄소, 바다의 파도 스프레이의 천일염, 공장 매연이나 내연기관의 그을음, 화산활동의 황산염,식물성 플랑크톤 또는 이산화황과 휘발성 유기 화합물의 산화에 의해 형성된 2차 유기 물질의 산화.[1]이렇게 다른 종류의 입자가 구름 방울을 형성하는 능력은 크기와 정확한 구성에 따라 달라지는데, 이는 서로 다른 구성 성분의 흡습 특성이 매우 다르기 때문입니다.예를 들어, 황산염이나 천일염은 수분을 흡수하기 쉽지만, 그을음이나 유기탄소, 광물질 입자는 흡수하기 어렵습니다.이것은 많은 화학 종들이 입자들(특히 황산염과 유기 탄소) 내에서 혼합될 수 있다는 사실에 의해 더욱 복잡해집니다.게다가, 일부 입자들(수트나 광물과 같은)은 좋은 CCN을 만들지는 못하지만, 그것들은 대기의 더 차가운 부분에서 얼음 핵으로 작용합니다.[2]

풍부

CCN의 수와 유형은 구름과 그 수명의 강수량,[5] 수명, 복사 특성에 영향을 줄 수 있습니다.궁극적으로, 이것은 기후 변화에 영향을 미칩니다.[4]Marcia Baker가 이끈 모델링 연구는 공급원과 싱크대가 대기 중의 CCN의 안정적인 수준으로 이끄는 응고와 응집에 의해 균형을 이룬다는 것을 밝혀냈습니다.[6][7]태양의 변화가 CCN을 통해 구름의 특성에 영향을 미쳐 기후에 영향을 미칠 수 있다는 추측도 있습니다.[8]

공기 중 측정

SGP 현장에서 CCN을 형성할 수 있는 이러한 개별 혼합 에어로졸의 공중 측정은 연구용 항공기를 사용하여 수행되었습니다.Kulkarni 등의 2023년 CCN 연구는 CCN 농도 모델링의 복잡성을 설명합니다.

적용들

구름씨앗

주요 기사:구름씨앗

구름씨앗은 작은 입자들이 대기에 첨가되어 구름의 형성과 강수를 유도하는 과정입니다.이것은 공중 또는 지상 방법을 사용하여 소금을 분산시킴으로써 행해졌습니다.[9]레이저 펄스를 사용하여 대기 중의 분자를 흥분시키는 것과 같은 다른 방법들이 연구되어 왔고,[10] 더 최근에는 2021년에 드론을 이용한 전하 방출이 있습니다.[11]이러한 방법의 효과는 일관되지 않습니다.많은 연구들은 강수량의 통계적으로 유의한 차이를 발견하지 못했지만 다른 연구들은 발견하지 못했습니다.[citation needed]구름 씨뿌리기는 또한 산불과 같은 자연적인 과정에서 발생할 수도 있는데, 이것은 핵의 역할을 할 수 있는 작은 입자들을 대기로 방출합니다.[12]

해상구름밝기

주요 기사:해상구름밝기

해양 구름 밝기는 작은 입자를 구름에 주입하여 반사율을 높이는 기후 공학 기술입니다.[13]이 기술의 동기는 복사 강제력을 통해 표면 온도를 낮추려는 희망으로 바다 표면에 도달할 수 있는 햇빛의 양을 조절하는 것입니다.[14]많은 방법들은 해수의 작은 물방울들을 만들어 바다 소금 입자들을 구름 위로 운반하는 것을 포함합니다.[15][16]

천일염의 반응성 염소와 브롬이 대기 중에 존재하는 분자와 반응할 때 합병증이 발생할 수 있습니다.그들은 대기 중의 오존을 감소시키는 것으로 나타났습니다. 같은 효과는 온실가스인[17] 메탄의 수명 증가와 관련된 수산화물을 감소시킵니다.

북해와 스카게락에 핀 식물 플랑크톤 – 나사

식물성 플랑크톤과 기후와의 관계

주요 기사: CLOCW 가설

1987년 네이처의 한 기사는 지구 기후가 CCN과 구름의 온도 조절 행동 그리고 해양 식물 플랑크톤 사이의 관계로 인해 피드백 루프에서 발생할 수 있다는 것을 발견했습니다.[18]이 현상은 원래 연구의 저자들의 이름을 따서 클로 가설(CLOCW hypothesis)로 불렸습니다.바다 위의 일반적인 CCN은 황산 에어로졸입니다.이러한 에어로졸은 바닷물에서 발견되는 해조류에 의해 생성되는 디메틸설파이드(DMS)로부터 형성됩니다.[18]남중국해와 같은 지역에서 증가한 것으로 관측되는 대형 녹조는 주변 대기에 상당한 양의 DMS를 제공하여 구름의 형성을 증가시킬 수 있습니다.[19][18]식물성 플랑크톤의 활동이 온도에 의존하기 때문에, 이 네거티브 피드백 루프는 기후 조절의 한 형태로 작용할 수 있습니다.1987년 연구의 저자인 제임스 러브록(James Lovelock)이 쓴 가이아의 복수는 해양 온도와 식물성 플랑크톤 개체수 사이의 대체 관계를 제안합니다.이것은 반 CLAW 가설로 명명되었습니다. 이 시나리오에서, 해양의 층화는 영양소가 풍부한 차가운 물이 광합성을 위한 햇빛이 가장 풍부한 따뜻한 물 아래에 갇히게 합니다.[20]이것은 식물성 플랑크톤의 성장을 억제하여 그들의 개체수와 그들이 생성하는 황산 CCN의 감소를 초래하고 온도가 증가합니다.따라서 이러한 상호작용은 CCN 유도 구름 형성을 감소시켜 구름 알베도를 낮추고 해양 표면에 도달할 수 있는 태양 복사량을 증가시켜 양의 피드백 루프를 생성합니다.[20]

알래스카 파블로프 화산의 화산재와 가스 배출 —NASA

화산에서

화산은 분출할 때 상당한 양의 미세한 가스와 화산재 입자를 대기 중으로 방출하는데, 이 입자들은 대기 에어로졸이 됩니다.[21]기체-입자 변환 과정을 통해 에어로졸 입자의 수를 증가시킴으로써, 이러한 분출물의 내용물은 잠재적인 구름 응축 핵(CCN)과 얼음 핵 입자(INP)의 농도에 영향을 미칠 수 있으며, 이는 다시 구름의 특성에 영향을 미치고 지역 또는 지역 기후의 변화로 이어집니다.[22]

이 가스들 중 이산화황, 이산화탄소, 수증기는 화산 폭발에서 가장 흔하게 발견됩니다.[23]수증기와 이산화탄소 CCN은 자연적으로 대기 중에 풍부하지만, 이산화황 CCN의 증가는 지구 냉각을 유발하여 기후에 영향을 미칠 수 있습니다.[24]이산화황 약 9.2 Tg (SO2)은 매년 화산에서 배출됩니다.[22]이 이산화황은 황산으로 변하는데, 이 황산은 성층권에서 빠르게 응결되어 미세한 황산 에어로졸을 생성합니다.[24]지구의 낮은 대기층, 즉 대류권은 태양 복사를 다시 우주로 반사하는 에어로졸의 능력이 증가함에 따라 냉각됩니다.

참고 항목

참고문헌

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추가열람

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