Investigation of Change in Air-Sea CO₂ Exchange over the East China Sea using Biogeochemical Ocean Modeling

Article

생지화학모델링을 이용한 동중국해 해양-대기

CO

박영규^1*·최상화²·예상욱¹·이정석³·황진환⁴·강성길⁵

1한국해양연구원 기후·연안재해연구부

2한국해양연구원 해양자료팀

(425-600) 경기도 안산시 안산우체국 사서함 29

3(주)네오엔비즈 환경안전연구소

(420-806) 경기도 부천시 원미구 도당동 187-7 대우 테크노파크 1306

4동국대학교 사회환경시스템공학과 (100-715) 서울특별시 중구 필동 3가 26

5한국해양연구원 해양시스템안전연구소 해양안전·방제기술연구부 (305-600) 대전광역시 유성우체국 사서함 101

Investigation of Change in Air-Sea CO

Exchange over the East China Sea using Biogeochemical Ocean Modeling

Young-Gyu Park^1*, Sang-Hwa Choi², Sang-Wook Yeh¹, Jung-Suk Lee³, Jin Hwan Hwang⁴, and Seong-Gil Kang⁵

1Climate Change & Coastal Disaster Research Department, KORDI

2Ocean Data Management Team, KORDI Ansan P.O. Box 29, Seoul 425-600, Korea

3Institute of Environmental Protection and Safety, NeoEnBiz Co.

Daewoo Technopark, Bucheon 420-806, Korea

4Dept. Civil Environment System Engineering Dongguk University, Seoul 100-715, Korea

5Marine Safety & Pollution Response Research Department, MOERI, KORDI Yusong P.O. Box 101, Daejon 305-600, Korea

Abstract :A biogeochemical model was used to estimate air-sea CO² exchange over the East China Sea.

Since fresh water discharge from the Changjiang River and relevant chemistry were not considered in the employed model, we were not able to produce accurate results around the Changjiang River mouth. This factor aside, the model showed that the East China Sea, away from the Changjiang River mouth, takes approximately 1.5~2 mole m^-2 yr^-1 of CO2 from the atmosphere. The model also showed that biological factors modify the air-sea CO² flux by only a few percent when we assumed that biological activity increased two-fold. Therefore, we can argue that the biological effect is not strong enough over this area within the framework of the current phosphate-based biological model. Compared to the preindustrial era, in 1995 the East China Sea absorbed 0.4~0.8 mole m^-2 yr^-1 more CO2. If warming of the sea surface is considered, in addition to the increase in atmospheric CO2 concentration, by 2045 the East China Sea would absorb 0.2~0.4 mole m^-2 yr^-1 less CO² compared to the non-warming case.

Key words :biogeochemical modeling, East China Sea, air-sea CO2 exchange, global warming

*Corresponding author. E-mail : [email protected]

1. 서 론

인류의경제활동과 산업화에따라석탄, ^{석유와같은}

화석연료의사용과시멘트수요의증가로매년많은양의 이산화탄소가대기로방출되고있고, ^{이런현상이지구온}

난화를 가속시키고 있음은 매우 잘 알려진 사실이다.

IPCC(2007)^{에의하면서기} 2100^{년에는이산화탄소와같}

은온실기체의온실효과에 의해서만지구평균기온이 약

0.3~6.4^oC ^{가량상승될 것으로추정된다}. ^{그리고이런 온}

난화는여러가지환경변화와경제적손실을초래할것으 로추정된다.

지구온난화에대한대응책을세우고이에의한피해를 최소화하기위해서는이산화탄소농도의변화와이에의한 지구온난화의정도를정확히파악해야한다. IPCC 2007^년

보고서에의하면 2000~2005^{년에인위적으로방출된이산}

화탄소는약 7.2^±0.3 PgC yr^-1였으며, ^이중약 30% ^가량

인 2.2^±0.5 PgC yr^{-1이해양으로유입되어대기로부터제}

거되는것으로보고되었다. ^{인간활동으로추가방출된이}

산화탄소의양과이의변화는상대적으로정확히알려져 있으나, ^{해양이나육상에의한이산화탄소의자연제거과}

정에대한이해는아직까지불완전하다. ^{인간활동에의해}

인위적으로방출된대기중이산화탄소의해양과육상생

물에의한흡수량의연간변동은매우크지만(Sarmiento

and Gruber 2002), ^{해양은전지구탄소순환에서지속적}

인소모원으로작용한다(Siegenthaler and Sarmiento 1993;

Takahashi ^{et al}. 2002; Sabine ^{et al}. 2004). ^{현재까지해양}

의이산화탄소흡수량추정치는해양내탄소순환과정의 불확실성으로인해연구자들에따라차이가많은데(Lee ^et

al. 1998; Gruber and Keeling 2001; Orr ^{et al.} 2001;

Thomas ^{et al}. 2001; Takahashi ^{et al}. 2002), ^{이중일부는}

대양에비해탄소순환과관련된해양과정이복잡한대륙 연안역에서 기인한 것으로 제시되었다(Tsunogai ^{et al.}

1999; Bozec ^{et al.} 2005). ^{연안역은생물생산이활발한해}

역으로 면적은 전 해양의 약 7.6%^{에 지나지 않지만}

(Sverdrup ^{et al.} 1942), ^{일차생산량으로는} 15~30%^에해당

하는것으로알려져있다(Walsh 1991; Wollast 1998). ^연안

역에서높은일차생산에의해많은양의탄소소모가일어 나지만, ^{유기물이수층에서분해되는경우연안역의탄소}

소모효과는상쇄된다. ^{그러나연안역저층에서외해의심}

층으로해수의흐름이존재하는경우, ^{높은일차생산의결}

과물로생산된유기물이연안역저층으로가라앉으며외 해심층으로이동되어연안역에서의높은탄소흡수율을 보이게되는데 이를 대륙붕펌프(continental shelf pump, Tsunogai ^{et al}. 1999)^라한다.

동중국해는세계에서세번째로 큰대륙연안해로수심

200 m ^{이하의 대륙붕이} 70%^{에 달한다}(Tsunogai ^{et al}.

1999). Tsunogai ^{et al.}(1999)^{은대륙붕펌프를제안하며동}

중국해가 1.12 gC m^-2 yr^-1, ^즉 3.2^×10^-2 PgC yr^{-1의탄소를}

흡수한다고보고하였으며, ^{전세계연안역이동중국해와}

같은탄소흡수량을보인다면연안역의탄소흡수량이 35 gC m^-2 yr^-1, ^즉 1 PgC yr^{-1에달할것으로예측했다}. ^이는

해양의탄소흡수량추정치의약 50%^{에해당하는값이며}

동중국해를포함한 연안역의탄소 순환을이해하고흡수 량을정확하게예측하는것은전지구탄소수지를개선하 는데 필수적이다.

Shim ^{et al.}(2007)^{은대륙붕펌프의역학을파악하기위}

해동중국해북부해역에서해양-^{대기이산화탄소교환량}

을 관측하였으나 자료가 제한적이어서 동중국해의 전반 적인해양-^{대기 이산화탄소교환량을평가하기에는한계}

가있었다. ^{이연구에서는해양순환과} OCMIP II ^규약을

따르는 탄소화학모형이 결합된 생지화학 모델링을 통하 여동중국해전체에서나타나는 해양-^{대기이산화탄소교}

환량을평가하여, ^{모델링을 통하여대륙붕펌프의 역할을}

파악하고자 하였다. ^{인산염을 고려한 경우와}, ^{그렇지 않}

은경우를비교하여생물의영향도간접적으로파악하였 다. ^{모형결과의문제점과 그원인평가를 통하여동중국}

해와같이 담수유입량이 많은연안역이 포함된곳에서 생지화학모델링을수행할때고려하여야할사항도파악 하였다.

2. 모 형

동중국해탄소순환을 이해하기위하여 전해양을 대상 으로 해양순환모형에해양탄소화학과정을결합시켜 수행 한생지화학모델링결과를동중국해를중심으로분석하였

다. ^{여기에서 사용된 해양순환 모형은} NOAA/GFDL

(Geophysical Fluid Dynamics Laboratory) MOM(Modular Ocean Model) Version 3(Pacanowski and Griffies 1999)^이

고 해양탄소화학과정은 OCMIP II(Ocean Carbon Model Intercomparison Project Phase 2, http://www.ipsl.jussieu.fr/

OCMIP/) ^{규약을 따랐는데각각에 대해서는아래에자세}

히설명되어 있다.

해양순환모형

MOM3 ^{코드를기반으로구축된전지구해양순환모형의}

격자체계, ^{입력 자료는 다음과같다}. ^{모형대상 해역은} 80^oS ^부터 75^oN^까지이며, ^{수평격자간격은위도와경도}

방향모두 1^o이다. ^{연직방향으로는제한된격자수이내에}

서상층해역의순환과해수특성을가능한한상세하게분 석할수 있도록하기 위해서모형의상층부에조밀한격 자간격을설정하였고, ^{심층부에는비교적성긴격자간격}

을갖도록구성하였다. ^{그에따라표층에서부터} 100 m ^까

지는 25 m^{의격자간격을}, ^그리고 100 m^{부터점차격자간}

격이넓어져 5,200 m^에서는 512 m^{의격자간격을갖게}

된다.

모형의해저지형은 미국측지자료센터(NGDC)^에서제

공하는전지구 1/12^o자료인 etopo5^{를이용하여구성하였}

다. Levitus(1982)^의 1^×1^o수온, ^{염분자료를이용하여초}

기조건을생성하였다. ^역시 Levitus ^{자료를이용하여월별}

염분경계조건을작성하였다. ^{수온경계조건은관측자료}

를모형을이용하여재분석한 Reynolds ^{표층수온자료를}

이용하여작성하였다. 30^{일시간규모의복원경계조건을통}

하여이경계조건이모형의상층에적용되었다. ^바람자료

는 ECMWF ^{재분석자료에기초하여 월별로작성하였다}.

해양탄소화학모형

해양탄소화학모형은 OCMIP II^{에서제안한과정을사}

용하였다. ^{이화학모형을구성하고있는주요한두과정은}

해양-^{대기 기체교환과 용존 무기질 탄소}(DIC)^의순환과

화학반응구현이다. ^{해양탄소화학모형은 해양내} DIC^의

순환과 화학반응을구현할 때생물의 일차생산을고려한

경우(^{생물학적모형}, BIOTIC Model)^{와일차생산을고려}

하지않은경우(ABIOTIC Model)^로나뉘며, ^{생물학적모}

형에서는해양내인산염분포를이용해 생물의 일차생산 을간접적으로 반영하였다.

해양-^{대기이산화탄소교환량은해양}-^{대기경계면에서}

의이산화탄소농도차이에 의해크기와 방향이 정해지며 다음과 같은식으로계산된다(Liss and Merlivert 1986).

F는해양에서대기로향한이산화탄소교환량이고, ^kw

는기체교환속도, ^{s는해수에대한이산화탄소기체의용해}

도(mole kg^-1 atm^-1, Weiss 1974), ([^CO2]seawater−[^CO2]air)^는

해양과대기간의이산화탄소농도차이이다. [^CO2]seawater

는모형에서예측된값이며, [^CO2]air는뒤에설명되어있 는것처럼 관측값에기초한 입력값이다.

해양에서이산화탄소는해수에용해된상태와중탄산 염, ^{탄산염의형태로존재하는데중탄산염과탄산염이해}

양내 DIC^의 99% ^{이상을차지한다}. DIC ^{분포는해양 순}

환에따라결정되며표층해양의이산화탄소농도는해수 의 DIC^와수온, ^염분, ^{알칼리도등을고려하여계산한다}.

생물의 영향을고려하지 않는 ABIOTIC Model^{의 경우}

DIC^{는해수의움직임에의해이동되는수동추적자의특}

성을가지며, ^{이에 대한보존 방정식은다음과 같다}.

[^DIC]^{는 모형에서 계산하는 총 용존 무기탄소의 농도} (moles m^-3)^이며, ^L은 3^{차원수송연산자로이류}, ^확산, ^대

류등해수의순환에의한효과를 나타낸다. ^{Jv는증발과}

강수에의한표층의변화를나타내고Jg는해양-^대기기

체교환에의한 [^DIC]^{의변화를나타내며}, ^{이두항은표층}

경계조건에만 적용된다.

BIOTIC Model^에서는 DIC ^{순환에생물과정에의한변}

동을모사하기위해생물의일차생산과관계된영양염중 인산염(PO4)^{1)과관련된과정을추가하였으며}, ^유기물의

소비, ^{분해와관계된용존유기인}(DOP)^{과용존산소}(O2) ^관

련과정을추가하였다. ^{생물학적과정에관여하는각항목}

역시해수에의해움직이는수동적추적자의성격을가지 며, ^{다음의 보존방정식을 만족한다}.

d[^PO4]/^dt=^L([^PO4]) +^JbPO4

d[^DOP]/^dt=^L([^DOP]) +^JbDOP

d[^O2]/^dt=^L([^O2]) +^JbO2+^JgO2

d[^DIC]/^dt=^L([^DIC]) +JbDIC + JgDIC + JvDIC d[^Alk]/^dt=^L([^Alk]) +^JbAlk+^JvAlk

[^X]^{는관심항목의농도}(moles m^-3, ^{Alk의 경우} eq m^-3)^이

며, ^L은 3^{차원수송연산자이며}, ^{Jb는항목별생물학적생}

성-^{소멸항이다}. ^{Jv는증발과 강수에 의한 표층} [^DIC]^와 [^Alk]^{의변화를나타내고}, ^Jg는해양-^{대기기체교환에의한} [^DIC]^와 [^O2]^{의변화를나타내며}, ^{역시표층경계조건에만}

적용된다.

생물학적생성-^{소멸항Jb는} Najjar ^{et al}.(1992)^과 Anderson and Sarmiento(1994)^가제안한 ‘^{영양염복원}’^{을기초로계}

산하는데구체적인절차는다음과같다. ^{해양의보상수심}

보다얕은 생산대에서계산된인산염의농도 [^PO4]^가관

측값 [^PO4]^{*보다큰경우} [^PO4]^는관측값 [^PO4]^*로복원

되고, ^{반대의 경우복원은사용되지않는다}. ^{유기인의생}

산을 나타내는 J_prod는다음과 같이 나타낼수있다.

τ는 복원시간상수이며, ^Z는수심, ^Zc는보상수심이다.

생산대에서 생성된 유기인의 일부(^σ)^{는 용존유기인}

(DOP)^{으로바뀌며}, DOP^{는해양내에서해류를따라이동}

하거나동역학(kinetics)^{과정에의해소비되는데}(^준반응성

DOP ^{소비율 상수}, K), ^{다음과 같이 나타낼수 있다}.

F = k_ws CO([ ₂]_seawater–[CO₂]_air)

d DIC[ ]/^{dt = L DIC([ ]) Jv Jg+ +}

J_Prod 1

---τ([^PO4]–[PO₄]^*)

= , [^PO4]>[PO₄]^*, ^{Z Z}< c

J_Prod ⁼0, [^PO4]≤[PO₄]^*, ^{Z Z}≥ c

J_DOP = σJ_Prod–K DOP[ ], ^{Z Z}< c

J_DOP= – DOPK[ ], ^{Z Z}≥ c 1)PO43−가정확한 표현이나 OCMIP II에서와 같이 PO4로간략하게표현하였다.

DOP^{로바뀌지않는인산염은입자성 유기인으로바뀌어}

보상수심아래로하강속(^Fc)^{을만들어내며}, ^{이하강속은}

재광물화(remineralization)^{에의해 깊이에따라 감소한다}.

위의관계식들을통해생물학적과정을통한인산염의생 성-^{소멸항은다음과 같이 나타낼수있다}.

모델링

모델링은대기이산화탄소농도²⁾를변화시키며수행하였

는데실험의이름은 Table 1^{에정리되어있다}. ^먼저산업

혁명이진행되기이전(1765^년이전), ^{즉인류가 인위적으}

로대기로방출한이산화탄소가 없는상태에대한평형 실험(Equilibrium, ^{대기이산화탄소 농도가} 278 ppm^으로

고정됨)^{을수행하였다}. ^{이실험에이어} 1765^년부터 1995

년까지 Fig. 1^{에실선으로표시된것과같은관측값을바}

탕으로작성된대기이산화탄소농도변화를경계조건으로 이용하는현재재현실험(Present)^{을수행하였다}. ^이후에는

Fig. 1^{에점선으로표시된것과같은} IPCC ^{이산화탄소농}

도증가시나리오 CIS92A^{를따르는미래예측실험}(Future

projection)^{을수행하였다}. ^{여기에서편의상평형실험과현}

재재현실험, ^{미래예측실험을합쳐규준실험}(Control)^이라

이름지었다. ^{수온상승의영향도고려하기위하여미래예}

측시험과같은 조건에서지구온난화에의해 해수수온이

상승한경우에대한온난화(WARM)^{실험도수행하였다}.

이실험에서는표층수온경계조건만해양-^{대기접합모형에}

서예측된미래의표층수온으로대치되었다. ^{지구온난화}

에의한표층수온변화에대한불확실성이아직상당히높 기 때문에이 경계조건에 대한 구체적인 언급은 생략한 다. ^하지만, ^{뒤에서온난화실험에서 얻어진표층수온을나}

타내었다. ^{각경우에대하여} ABIOTIC ^모형과 BIOTIC ^모

형을 각각수행하였다. 3. 결 과

수치모형에는 여러가지가정이 포함되기때문에 모형 결과검증은모형자료이용에앞서반드시수행해야할

작업이다. BIOTIC ^{모형에서평형실험}(1765^년)^과현재재

현실험(1995^년)^{에서얻은이산화탄소교환량과그차이를}

Fig. 2^{에비교하였다}. ^그림은 1765^년과 1995^{년모두양쯔}

강하구주변에서많은양의이산화탄소가해양에서대기 로방출되나, ^{양쯔강저염분수가나타나는곳을벗어난해}

역에서는해양이이산화탄소를흡수하는것으로나타난 F_c ⁽1^{–σ) J}ProddZ

0 Z_c

= ∫

F Z( ) F_c Z Z_c

---

⎝ ⎠⎛ ⎞^–a

= , ^{Z Z}≥ c

Jb_PO4= –σJ_Prod+K DOP[ ], ^{Z Z}< c

Jb_PO4 δF

δZ---^{+K DOP[ ]}

= , ^{Z Z}≥ c

Table 1. Name of experiments

Name Control WARM

Detail Name Equilibrium Present Future projection Future projection

Duration before 1765 1766-1995 1995-2100 1995-2100

Fig. 1. Atmospheric CO2 concentration (ppm) used in the modeling. Solid line represents observed annual average v alue at Mauna Loa (Hawaii), and the dashed line the IPCC Scenario CIS92A.

2)이논문에서 이산화탄소농도는분압을의미한다.

다. ^{모형결과해양이대기로이산화탄소를방출하는것으}

로나타난 부분에 대해서는후설하고대기의 이산화탄소 를흡수하는해역의 이산화탄소흡수량을관측값과비교 해보았다. ^{모형수행결과} 1995^{년양쯔강하구의영향을}

벗어난해역의이산화탄소흡수량은약 1.5~2 mole m⁻² yr^−1이다. ^{동중국해의이산화탄소흡수량추정값은} 1997^년 Tsunogai ^등에의해 3.3 mole m⁻² yr^{−1로보고되었다}. ^이

후다른연구자들에의해보고된이산화탄소흡수량은이 보다다소감소한 1.2~2.8 mole m⁻² yr^−1이다(Peng ^{et al}. 1999; Wang ^{et al}. 2000; Chen ^{et al.} 2004). ^{따라서평균}

적인값은약 1.9 mole m⁻² yr^{−1로본모형결과로제시된}

이산화탄소흡수량과 유사한범위에서나타난다. Shim ^{et al.}(2007)^{은동중국해북부해역에서이산화탄소}

교환량을계절에따라 -4.54~1.35 mmole m⁻² day^−1로추

정하였는데, ^{가을철수심이얕은연구해역의서쪽에서수}

층의수직혼합에의해표층해수의 DIC ^{농도가높아져해}

양이이산화탄소를방출하는공급원으로작용하며평균적 으로는이전연구결과보다 작은 0.87 mole m⁻² yr^−1의이

산화탄소흡수량을나타내는것으로보고하였다. ^본모형

에서는표층의 수직격자는 100 m^까지 25 m ^{간격으로양}

쯔강하구를포함한동중국해해역에서 75 m^까지세개

층으로구성되어있으며, ^{겨울철수직혼합도잘 재현된다}.

그러나양쯔강하구를중심으로동중국해에서 나타난이 산화탄소방출은 수층의 수직혼합이일어나는겨울철뿐 만아니라 수직성층이강화되는여름철에도 연중지속적 으로나타났으며오히려겨울보다여름에더넓은범위에 서강하게나타났다. ^{따라서모형결과의이산화탄소방출}

은겨울에 계절적으로나타나는수직혼합에 의한용존무 기탄소의증가에서 기인했다고볼수는 없다.

양쯔강하구역에서많은양의이산화탄소가해양에서 대기로 방출되는 원인을 파악하기 위하여 온난화실험

(WARM)^에서얻은 CO2 flux, DIC, ^알칼리도, SST, SSS,

표층해류를자세히분석하였다(Fig. 3). ^{대륙사면을따르}

는쿠로시오가재현되었고, ^{쿠로시오에서갈라져동해로}

유입되는쓰시마난류도재현되었다(Fig. 3d). ^하지만, ^쿠로

시오쪽에서황해쪽으로 123^oE^{와평행하게유입되는해류}

는관측보다매우과도하게나타난다. ^{이해류는쿠로시오}

해역의높은 DIC^{를황해역으로운반한다}. ^{황해에서발해}

만쪽으로북상할수록염분이줄어드나양쯔강 담수가고 려되지않았기때문에양쯔강 하구에서저염수는재현되 지않았다. ^{또한발해만쪽으로북상하며양쯔강하구에서} DIC^{는완만하게감소하는데비해알칼리도는빠르게감}

소한다. ^수온, ^{염분등물리적환경의변화가없는상태에}

서, ^{해양의이산화탄소농도는} DIC^가 1% ^증가(^감소)^하면

약 10% ^증가(^감소)^하며, ^{알칼리도가} 1% ^증가(^감소)^하면약 9.4% ^감소(^증가)^{하는것으로알려져있다}(Takahashi ^{et al}.

1993). ^{즉실험이진행된양쯔강하구의경우이산화탄소}

농도는 DIC^가 1 ^μmole kg^{−1감소하면약} 1.8 ppm ^감소하

며, ^{알칼리도가} 1 ^μeq kg^{−1감소하면} 1.5 ppm ^증가한다.

따라서양쯔강하구에서 DIC^가 20 ^μmole kg^{−1감소하는}

동시에알칼리도가 30~40 ^μeq kg^{−1감소하면해수의이산}

화탄소는 9~24 ppm(1.8^×(⁻20)+(⁻1.5)^×(⁻30~⁻40)) ^증가

한다. ^{양쯔강은다량의중탄산염공급원으로작용하는중}

위도강의전형적인특성을잘보이고있는데, ^{담수임에도}

불구하고다량의 탄산암 침식으로인해상대적으로 높은 알칼리도를나타낸다(Cai ^{et al}. 2008). ^{따라서양쯔강하구}

에서많은 양의이산화탄소가 해양에서대기로방출되는 모사를수정하기위해서는상대적으로알칼리도가높은 양쯔강수유입을모델링에반영해야한다고생각된다. ^모

Fig. 2. Air-sea CO2 flux (mole m^-2 yr^-1) of BIOTIC model (a) in 1765, (b) in 1995, and (c) the difference between 1765 and 1995. Here and in subsequent figures, positive values (solid contour lines) mean air to sea CO2 influx, and negative values (dashed contour lines) mean sea to air CO2 outflux.

델링에 양쯔강수유입을반영하는경우현재 양쯔강하구 역의표층염분이약 33.8~34 psu^{로상대적으로높게나타}

난결과도개선이가능할것으로생각된다. ^{이산화탄소농}

도는해수중 DIC^{와알칼리도의변화가없는상태에서염}

분증가율의약 0.94^{배증가하는것으로알려져있는데}

(Takahashi ^{et al}. 1993), ^{표층염분이} 31 psu^로약 3 psu ^가

량감소하는경우이산화탄소농도는약 8% ^{가량감소한}

다. ^{현모형에서는양쯔강에서유출되는담수를재현할수}

없기때문에이문제를 피하기위해서는담수유입을 고 려할수있는고해상도모델링을수행하여야할것으로 생각된다.

위에서 언급한양쯔강담수의문제로모형결과를이용 하여양쯔강부근에서해양-^{대기이산화탄소교환량을평}

가하는것은불가능하다. ^{그러나양쯔강담수는대기이산}

화탄소농도와는무관하기때문에양쯔강의효과가시간에 따라변화하지않는다고가정하고, ^{이모형결과를이용하}

여대기이산화탄소농도변화에따른해양-^{대기교환량변}

화를평가할수있다. 1995^년과 1765^년간해양-^대기이산

화탄소교환량차이를나타내는 Fig. 2c^{에서도양쯔강에}

의한영향을발견할수없다. ^{대기이산화탄소농도가증가}

함에따라 동중국해를포함한북서태평양전체에서해양

으로흡수되는이산화탄소의 양이약 0.4~0.8 mole m⁻² yr^{−1정도증가한다}. ^{동중국해에서의증가량이같은위도}

대의다른 해역에서보다 크게나타나 이산화탄소흡수원 으로서동중국해비중이커짐을 나타낸다.

생물펌프의영향을좀더구체적으로파악하기위하여,

경계조건으로제공되는인산염농도를동중국해지역에서 절반으로줄여일차생산에의한영양염의소비가두배로 증가하였다고가정하고(PO4 depletion) ^{모델링을수행하}

고그결과를 Fig. 4^{에표시하였다}. ^{모형에서계산된인산}

염농도는최대 35%^{까지감소하나이산화탄소교환량의}

변화는수 %^{에불과하다}. ^{즉현모형체계하에서는동중국}

해에서생물펌프의 영향이크지 않다고할수 있다.

지구온난화에의한수온증가가해양-^{대기이산화탄소}

교환량에미치는영향을파악하기위해, Fig. 5^에대기이

산화탄소농도증가와지구온난화가동시에고려되었을

경우 2045^년의해양-^{대기이산화탄소교환량에대하여나}

타내었다. ^{이 그림은} BIOTIC ^{모형에서 대기이산화탄소}

농도증가(a)^{와이에지구온난화}(c)^{까지고려되었을경우} 2045^{년동중국해와한반도주변해역이산화탄소교환량}

과, ^{두경우의차이}(e), ^{이산화탄소교환량변화중해양순}

환변화와 용해도변화에의한 변화(b), ^{생물의일차생산}

Fig. 3. Results from WARM at 2005 (W2005) (a) air-sea CO2 flux in mole m^-2 yr^-1, (b) DIC in μmole kg^-1 and Alkalinity in μeq kg^-1 (contours), (c) SST in ^oC (shading) and SSS in psu (contours), and (d) surface circulation pattern.