지구의 대기는 고도가 증가함에 따라 밀도와 구성성분이 달라진다. 대기의 가장 낮은 부분은 대류권이라고 불리며, 이것은 지표면에서 약 10km까지 뻗어 있다. 대류권의 기체들은 주로 산소분자(O₂)와 질소(N₂)분자이며, 밀도가 높아 지구 대기의 90%와 수증기의 99%를 포함한다. 10km 위 부분의 대기는 성층권이라고 불린다. 기체는 여전히 밀도가 높아서 뜨거운 공기의 기구는 15∼20km의 고도까지, 헬륨 기구는 거의 35km까지 올라갈 수 있다. 그러나 이곳에서는 공기층이 빠르게 얇아지고, 기체 구성 성분은 고도가 높아짐에 따라 변한다. 성층권 내에서, 240nm 아래의 파장에서 들어오는 태양 복사는 산소분자를 각각의 산소원자들로 쪼갤 수 있으며 각각의 원자들은 산소분자와 다시 결합하게 되어 세 개의 산소원자로 되어 있는 오존(O₃₎을 형성한다. 이 기체는 약 25km의 고도에서 최고밀도에 이르게 된다. 대기는 높은 고도로 갈수록 희박해진다. 80km 높이에서의 기체는 너무 희박해서 자유전자가 주변의 양이온에 의해 포착되기 전의 짧은 시간 동안만 존재할 수 있으나, 이 고도 이상에서 대전 된 입자들의 존재는 이온층(ionosphere, 전리층)의 시작을 나타낸다. 

이온층은 태양 에너지에 의해 공기 분자가 이온화되어 자유 전자가 밀집된 곳이다.  
 

이온층의 형성 이온층이란 태양 에너지에 의해 기체 분자들과 몇몇 원자들이 이온화(ionization)되어 자유전자가 밀집된 층을 말한다.

 

지구 대기는 높이에 따라 대류권, 성층권, 중간권, 열권으로 구분된다. 이온층(전리층)은 열권에 존재한다.

태양복사는 태양상수로 알려진 1,370W/m²의 세기로 지구의 대기를 친다. 이러한 강한 복사는 라디오 주파수에서 적외선복사, 그리고 가시광선과 엑스선에 이르는 넓은 범위의 스펙트럼에 걸쳐 퍼져 있다. 이 때 자외선 파장과 더 짧은 파장의 광자가 충돌하며 기체 분자나 중성기체 원자로부터 전자를 빼앗아 이온화시키는 것으로 여겨진다.    태양복사의 입사는 기체원자나 분자에 흔히 있는 일이다. 이 과정에서 복사의 일부분은 핵에 의해 흡수되고 자유전자와 양이온(혹은 양성자)가 생성된다. 고도가 낮아짐에 따라, 더 많은 가스 원자들이 존재하여 이온화 진행은 증가한다. 그러나 만일 동시에 자유전자가 양이온에 가까이 움직이게 된다면 자유전자가 양이온에 사로잡혀, '재결합'이라고 하는 상반되는 과정이 발생한다. 낮은 고도에서 기체밀도가 크므로 이온화가 증가하지만, 재결합과정 또한 같은 이유로 가속된다. 이러한 두 과정 사이의 균형이 이온화도를 결정한다.   낮은 고도에서는 기체원자와 분자들의 수가 훨씬 많아 태양 복사로부터 에너지를 흡수하는 경우가 더 많이 생긴다. 그러나 높은 고도에서 이미 흡수되는 복사 때문에, 낮은 고도에 까지 전달되는 복사량 자체가 더 작다. 따라서 이온화되는 양보다 재결합되는 양이 상대적으로 커서 이온화율은 고도가 낮아짐에 따라 줄어들기 시작한다. 이런 현상이 이온화 극점이나 층들의 형성을 이끌어낸다.

이온층의 형성 이온층이란 태양 에너지에 의해 기체 분자들과 몇몇 원자들이 이온화(ionization)되어 자유전자가 밀집된 층을 말한다.

 

지구 대기는 높이에 따라 대류권, 성층권, 중간권, 열권으로 구분된다. 이온층(전리층)은 열권에 존재한다.

태양복사는 태양상수로 알려진 1,370W/m²의 세기로 지구의 대기를 친다. 이러한 강한 복사는 라디오 주파수에서 적외선복사, 그리고 가시광선과 엑스선에 이르는 넓은 범위의 스펙트럼에 걸쳐 퍼져 있다. 이 때 자외선 파장과 더 짧은 파장의 광자가 충돌하며 기체 분자나 중성기체 원자로부터 전자를 빼앗아 이온화시키는 것으로 여겨진다.    태양복사의 입사는 기체원자나 분자에 흔히 있는 일이다. 이 과정에서 복사의 일부분은 핵에 의해 흡수되고 자유전자와 양이온(혹은 양성자)가 생성된다. 고도가 낮아짐에 따라, 더 많은 가스 원자들이 존재하여 이온화 진행은 증가한다. 그러나 만일 동시에 자유전자가 양이온에 가까이 움직이게 된다면 자유전자가 양이온에 사로잡혀, '재결합'이라고 하는 상반되는 과정이 발생한다. 낮은 고도에서 기체밀도가 크므로 이온화가 증가하지만, 재결합과정 또한 같은 이유로 가속된다. 이러한 두 과정 사이의 균형이 이온화도를 결정한다.   낮은 고도에서는 기체원자와 분자들의 수가 훨씬 많아 태양 복사로부터 에너지를 흡수하는 경우가 더 많이 생긴다. 그러나 높은 고도에서 이미 흡수되는 복사 때문에, 낮은 고도에 까지 전달되는 복사량 자체가 더 작다. 따라서 이온화되는 양보다 재결합되는 양이 상대적으로 커서 이온화율은 고도가 낮아짐에 따라 줄어들기 시작한다. 이런 현상이 이온화 극점이나 층들의 형성을 이끌어낸다.

 
 

이온층 연구의 시작 1864년, 스코틀랜드 수학자인 제임스 맥스웰(James Clerk Maxwell, 1831~1879)은 전자기파가 한 지역에서 다른 지역으로 전달될 수 있음을 설명하는 논문을 발표했다. 맥스웰의 전자기복사 이론은 1880년 말에 독일의 물리학자인 하인리히 헤르츠(Heinrich Rudolf Hertz, 1857~1894)의 꾸준한 실험에 의해서 참으로 증명되었다.   19세기 마지막에 이르러서야 비로소 이탈리아 과학자인 마르케스 마르코니(Guglielmo Marconi, 1874~1937)에 의해 이러한 이론들과 실험들이 실용적인 무선 통신체제로 탈바꿈할 수 있었다. 무선통신에 전자기 복사를 이용한 개척정신으로 마르코니는 1909년 노벨 물리학상을 수상했다. 1899년, 마르코니는 그의 무선 통신기술이 영국해협을 넘어간다는 것을 증명하였고, 1901년 12월 12일에는 마르코니가 영국의 콘월(Cornwall)에서부터 보낸 신호를 캐나다 동해안의 섬에서 수신하였다.   전 세계적인 통신 시대의 가능성을 보여준 마르코니의 이 유명한 실험은 심각한 과학적인 딜레마를 불러왔다. 이 시점에 이르러, 전자기파는 빛과 비슷한 방법으로 똑바른 선을 따라 이동한다고 가정되었다. 만일, 이것이 사실이라면, 최대 가능 통신거리는 아래의 그림1에 보이는 경로에 의해 결정될 것이다. 전파신호는 어떤 방해물질이 그것을 차단하는 지점까지는 수신될 것이고, 만일 그 경로에 어떤 물질도 없다면, 최대거리는 송신기, 수신안테나의 높이 그리고 지구의 곡률에 의해서 결정된다. 유추를 통해 빛의 그림을 그려볼 때, 이 거리는 LOS(가시거리, Line of Sight)라고 불리는 거리로 나타난다. 그렇다면, 마르코니의 대서양 횡단 실험에서 전파는 어떻게 대서양을 건너 전달될 수 있었을까?

 

그림 1. 푸른색 지역은 무선 전송이 가능한 LOS(가시거리, Line of Sight)이다. 수신안테나는 SR(그림자지역, shadow region) 안에 있으며 송신기로부터 직접적으로 신호를 수신할 수 없다.

그림 2. 고위도에서 전도성이 있는 지역은 전파신호를 반사시킬 것이다.

 
 

1902년, 올리버 헤비사이드(Oliver Heaviside, 1850~1925)와 아서 케넬리(Arthur Edwin Kennelly, 1861~1939)는 지구를 향해 반사되는 전달신호를 통해 고층대기에 전도층이 존재함을 제시했다. 이때까지, 전도층에 대한 직접적인 증거는 아무것도 없었으며, 지구의 고층대기의 물리적, 전기적 조성에 대해 알려진 것도 거의 없었다. 만일 그러한 전도층이 존재한다면, 그것은 그림 2에서 보이는 것처럼 전파통신에서 LOS를 확장할 수 있을 것이다. 1920년대 중반에, 이오노존데(ionosonde, 전파가 전리층에서 반사되어 지상으로 돌아오는 시간을 측정하는 장치)의 개발은 이온층에 대한 직접적인 관측을 가져왔으며, 이온층의 특징과 다양성 및 이온층이 전파에 미치는 영향에 대한 최초의 과학적 연구를 할 수 있게 하였다.   이처럼 마르코니의 대서양 횡단실험은 새롭게 발견된 이온층의 유용성을 연구하는 수많은 실험을 불러일으켰다. 대부분의 중요한 초기 실험들은 아마추어 전파연구가들에 의해 수행되었다. 이들은 원거리 전송을 위해서는 이온층을 통하여 2MHz 이상의 높은 주파수의 사용이 필요하다는 것을 보여주었다.     이온층의 구조 우리는 이온층을 D, E, F 그리고 상위층(topside)이라고 불리는 네 부분의 지역으로 나눈다. 여기에 F1, F2처럼 정기적으로 발생했다가 사라지는 몇몇 층으로 더 나누어지기도 한다.   D층  지표에서 약 75∼95km 사이의 지역으로 상대적으로 이온화가 약한 지역으로 높은 주파수의 라디오파를 흡수한다.   E층  지표에서 약 95∼150km 사이의 지역이다. 이 지역 안에서의 분리된 층들은 E에 별도의 표시를 붙여 구분한다. 즉, 짙은 층은 E2와 같이 표시를 하고, 변하기 쉬운 얇은 층은 산발성의 E라고 표시한다.   F층 지표에서 약 150km 위 부분의 지역은 F층이라 불리며 반사도가 가장 높은 층이다. 이 지역은 크게 F1층과 F2층으로 나뉜다. 하지만 밤이 되면 이 경계는 사라지고, F층으로 합쳐지게 된다.   상위층(topside) 이온층의 이 부분은 F2층의 최고 높이에서 시작해서 O+이온들이 H+와 He+보다 적어지는 전이 높이까지로 구분되고, 밀도는 올라갈수록 줄어든다. 전이 높이는 1,100km 만큼 높지만, 낮에는 800km까지, 밤에는 500km 아래로 떨어진다.     이온층 활동 태양의 활동은 이온층에도 영향을 미친다. 플레어와 코로나 물질의 방출과 같은 태양활동은 가끔 이온권의 교란을 발생시키는데, 이를 ‘이온폭풍’이라 한다. 이 이온폭풍들은 통신위성을 두절시키며, 전기에너지의 흐름을 방해하는 것과 같은 지구 상의 중요한 문제를 일으킨다. 따라서 이러한 이온폭풍의 변화를 파악하고 예측하는 일의 중요성이 대두되었다.   현재는 지구의 GPS(위성항법장치, Global Positioning System) 네트워크를 이용해 이온폭풍을 관측하여 예보한다. 또한, 미분적인 이미지 기술인 DMT(Discrete Multi-Tone)를 통해 이온폭풍의 변화를 뚜렷이 확인할 수 있으며, 이온층의 변화에 따라 폭풍을 구별할 수 있게 되었다. 이제 거의 실시간으로 전 세계에서 동시에 발생하는 이온폭풍을 연구할 수 있게 된 것이다.

 

GPS 네트워크를 만드는 전세계 100군데 이상의 GPS 수신기.

지구 이온층 지도.

 
 

지구 이온층 지도(GIM, Global Ionosphere Map)는 전체 전자의 양(TEC, total electron content)을 살펴 볼 수 있는 지도다. 지도를 생성하는 데 이용되는 데이터는, 전 세계 100군데 이상의 지속적으로 작동하는 GPS 수신기들로부터 얻어진 것이다. 매 30초마다 각각의 GPS 수신기로부터 얻어진 6~8개의 TEC 값을 시간과 공간에 따른 보간법을 사용하여 제공한다. 지도는 5~15분의 비율로 갱신되고 있으며, 실시간 방식으로 생성될 수 있다. 지구 이온층 지도는 고층대기의 과학적인 연구를 위해 이용되고 있다. 또한, 전 우주환경의 중요 요소인 이온층 환경의 전체적인 패턴을 감시하는 새로운 도구로 주목받고 있으며, 이것은 국제 우주 환경 프로그램을 위한 중요한 데이터원이 될 것이다.   불규칙적으로 구성된 이온층의 영역들은 라디오 신호에 회절과 흩뿌림을 일으킬 수 있다. 안테나에서 수신하였을 때, 이러한 신호들은 진폭과 위상에서 일시적인 동요를 나타낸다. 이것을 이온층의 섬광이라고 하며, 위성 항공시스템들의 질을 떨어뜨린다. 국제 우주 날씨 프로그램은 이러한 이온층의 불규칙성과 섬광을 우주 날씨 구성 요소의 중요한 열쇠로 보며 목록으로 작성하고 있다.   현재의 지구 전체의 GPS 네트워크는 수백 개의 GPS 관측소를 포함하며, 그 수는 현재 계속해서 증가하고 있다. 이러한 관측소에서 각각의 수신기는 서로 다른 방향으로부터 동시에 GPS 인공위성으로부터 발생하는 L-band(엘 밴드, 390~1,550MHz) 이중 주파수 신호를 수신할 수 있다.

 

글 한국천문연구원 /