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지구시스템 모형을 이용한 21세기 동중국해와 남해의 수온과 일차생산 변화 평가
박영규 1* ·최상화 2 ·김선동 3 ·김철호 1
1한국해양과학기술원 해양순환·기후연구부
2한국해양과학기술원 해양과학데이터센터 (425-600) 경기도 안산시 상록구 해안로 787
3한국해양과학기술원 선박해양플랜트연구소 (305-343) 대전광역시 유성구 유성대로 1312번길 32
Assessment of Changes in Temperature and Primary Production over the East China Sea and South Sea during the 21st Century using an
Earth System Model
Young-Gyu Park 1* , Sang-Hwa Choi 2 , Seon-Dong Kim 3 , and Cheol-Ho Kim 1
1Ocean Circulation and Climate Research Division, KIOST
2Oceanographic Data & Information Center, KIOST Ansan P.O. Box 29, Seoul 425-600, Korea
3Ship Engineering & Ocean Plant Research Institute, KIOST Daejeon 305-343, Korea
Abstract : Using results from an Earth System model, we investigated change in primary production in the East China Sea, under a global warming scenario. As global warming progresses, the vertical stratification of water becomes stronger, and nutrient supply from the lower part to the upper part is reduced.
Consequently, so is the primary production. In addition to the warming trend, there is strong decadal to interdecadal scale variability, and it takes a few decades before the warming trend surpasses natural variability. Thus, it would be very hard to investigate the global warming trend using data of several years' length.
Key words : East China Sea, biogeochemical modeling, primary production
1. 서 론
온실효과에 의한 지구의 평균온도 상승은 현재 인류가 당면한 중요한 문제 중 하나이다. 현재 지구온난화에 대한 대책을 세우기 위한 현황연구와 지구온난화에 의한 환경
변화를 파악하기 위한 다양한 연구가 여러 방면에서 이루 어지고 있다. 온난화는 시·공간에 관계없이 전지구적으로 일정하게 진행되는 현상이 아니므로 특정 지역에 적합한 온난화 대책을 수립하기 위해서는 필연적으로 해당 지역 에 대한 기후변화자료가 필요하다.
민과 김 (2006)은 과거 관측자료를 이용하여 우리나라 연안역의 수온이 상승하고 있음을 보였다. 하지만 아직까
*Corresponding author. E-mail : [email protected]
크게 다르지 않을 것이다.
기후변화에 의한 우리나라 주변해역의 변화를 파악하기 위해 관측 연구가 꾸준히 진행되고 있으나, 아직까지 자료 분석·예측에 충분한 장기간의 자료가 축적되지 않았다.
기후변화에는 지구온난화 외에도 수 년에서 수 십년 주기 를 갖는 자연적 변동성이 있다. 이를 제대로 고려하지 않 고 단기간의 관측 자료를 이용하여 기후변화 경향을 제시 한다면 매우 잘못된 결과를 얻을 수 있다.
기후변화에 의한 수온 변화는 해양생태계에도 영향을 미치는 것으로 알려져 있다(Bopp et al. 2001; Brodeur et al. 1999; Hill 1995; Hoegh-Guldberg and Bruno 2010;
Ito and Kawamiya 2010; Keller and Klein-MacPhee 2000; Walter et al. 2002). 해수의 수온과 이산화탄소 농도 가 증가하면 식물플랑크톤의 일차생산량은 증가할 수 있 다. 하지만 표층의 온난화가 저층보다 빠르게 이뤄진다면 성층이 강화되어 저층에서 표층으로 유입되는 영양염이 감소하며, 이로인해 식물플랑크톤의 양이 감소할 것이다.
어업활동이 활발한 우리나라 주변해역에서 기후변화에 의 해 생태환경이 어떻게 변하는가 하는 것은 기후변화 대응 책을 세우는데 있어 중요한 고려요인 중 하나이다.
이 논문에서는 지구시스템모형을 이용하여 동중국해의 장주기 수온변화경향과 일차생산(엽록소량)의 변화를 평 가하였다. 여기서 사용된 모형은 지구시스템모형으로 NOAA/GFDL에서 IPCC 4차 보고서에 사용한 해양·
대기·해빙·육상 접합모형인 CM2.1모형에 해양생태계모 형인 TOPAZ(Tracers for Ocean Phytoplankton with Allometric Zooplankton; Dunne et al. 2010; Sarmiento et al. 2010)가 추가된 것이다. 이 모형은 한반도 주변해역을 약 1도 정도의 해상도로 표현하고 있어 우리나라 주변해 역을 자세하게 표현할 수는 없다. 하지만 앞서 언급하였듯 이 고해상도 지역기후모형에서도 저해상도 기후모형의 결 과가 경계조건으로 사용된다. 우리가 지역 평균에 주안점 을 둔다면 지역의 전반적인 변화경향을 파악하는데 저해 상도 모형결과도 활용이 가능하며, 박 등 (2011)은 이미 이 모형이 동중국해의 전반적인 탄소분포를 잘 재현하고 있음을 보였다. 여기에서는 2100년까지 대기 이산화탄소 농도가 현재의 두 배인 약 700 ppm으로 증가하는 A1B
10 m이고 이후로 증가하여 저층에서는 약 370 m가 된 다. 이 기후모형에 해양생태계모형인 Tracers for Ocean Phytoplankton with Allometric Zooplankton(TOPAZ, Dunne et al. 2005; Dunne et al. 2010)이 결합되어 있다. TOPAZ 는 해양 식물플랑크톤과 관련 동물플랑크톤을 추적자로 사용하는 생지화학 모형으로 적은 수의 관계식으로 해양 생태계를 모사하기 위해 고안된 모형이다. 이 모형에는 주 요 영양염인 질소, 인, 규소와 철 등이 포함되었으며, 분해 되기 쉬운 유기물과 분해가 더딘 유기물을 포함해 미생물 순환계를 반영하는 모수화가 이루어져 있다. 성장률은 영 양염과 광량에 의해 제한받는 엽록소량과 탄소의 비율 변 화 함수로 모사된다. 박 등 (2011)은 이 모형이 동중국해 의 엽록소분포와 이산화탄소분압분포를 전반적으로 잘 재 현하고 있음을 보여주었다. 이 모형에 대한 자세한 설명은 위 참고문헌으로 갈음하고 여기에서는 생략한다.
3. 결 과
박 등 (2011)에 나타낸 것과 같이 Fig. 1에 모형이 재현 한 표층수온과 염분을 21세기 최초 20년, 즉 2001~2020년 사이 평균값으로 나타내었으며, 표층해류를 함께 표시하 였다. 이 해역의 가장 중요한 흐름인 쿠로시오나 대마난류 등을 해상도가 1도인 모형에서는 관측 자료처럼 상세히 재현할 수 없으나 동중국해 대륙사면에서는 쿠로시오가, 대만해협에서는 대만난류가, 남해에는 동중국해에서 대한 해협을 통해 동해로 유입되는 대마난류가 발견된다. 수온 은 박 등 (2011)에 설명되어 있듯이 태평양쪽에서 동중국 해를 지나 황해쪽으로 감소한다. 염분도 기본적으로 유 사한 분포특성을 보이는데, 양자강입구와 황해 북동부에 서는 양자강과 두만강에 의한 저염수가 두드러지게 나타 난다.
표층의 이산화탄소분압과 용존무기탄소, 해양-대기 이
산화탄소 교환량, 그리고 엽록소량을 Fig. 2에 나타내었
다. 이에 대해서는 박 등 (2011)에 자세하게 설명되어 있
으므로 여기에서는 이들의 설명을 간단히 요약하여 제시
한다. 물질들의 전반적인 분포 형태는 관측을 통하여 알려
진 것과 유사하다. 이산화탄소분압분포는 일차생산이 아
니라 해수의 물리·화학적 성질에 의해 주로 결정된다. 엽 록소는 대만해협에서 대한해협까지 높은 값을 나타내는데 수직혼합에 의한 영양염 공급이 이러한 분포의 주원인인 것으로 추정된다.
2001 년부터 2100년까지 동중국해의 수심 0~100 m 사 이 평균 수온과 혼합층 깊이, 엽록소량, 해양의 이산화탄 소분압의 변화를 Fig. 3에 나타내었다. 여기서 동중국해 평균은 120~130
oE, 25~35
oN 영역의 평균값을 나타낸다.
검은 선은 연평균 값을 나타내며 붉은 선은 10년 이동평 균 값으로 장기변화경향을 나타낸다. 시간이 지남에 따라
수온이 서서히 증가하나, 증가하는 정도는 일정하지 않다.
예를 들면 2040년에서 2050년 사이에는 수온 증가가 매 우 빠르나 2050년부터 2070년 사이에는 수온이 거의 증 가하지 않는다. 이 장기 변화 경향은 지구온난화에 의한 수온 증가 이외에도 십년 단위의 주기를 갖는 장주기 변 동성에 의한 수온 변화가 나타남을 보여준다. 연간변동폭 도 매우 커 수십년이 지나야 연간 변동 폭 이상으로 장주 기 경향이 변한다. 즉 몇 년간의 관측 결과를 가지고 장주 기 경향을 판단하는 경우, 현실과는 매우 다른 결과를 얻 을 수 있다. 예를 들어 2012년과 2020년 수온을 관측하여 Fig. 1. (a) Surface temperature and (b) surface salinity with surface flows averaged between 2001 and 2020
Fig. 2. Comparison of surface (a) pCO
2, (b) DIC, (c) sea-air CO
2exchange, and (d) mean chlorophyll between surface
and 100 m averaged between 2001 and 2020
이를 토대로 장기 경향을 예측한다면 수온이 감소한다는 결론에 도달할 것이고, 2040년 초부터 2050년 사이에 수 온을 관측하여 이를 토대로 장기 경향을 예측한다면 수온 이 매우 빠르게 상승한다고 결론을 내리게 될 것이다. 따 라서 관측자료를 이용하여 장기 경향을 예측하기 위해서 는 장주기 변동성의 주기보다 긴 최소 수 십년 이상 축적 된 자료가 필요하다.
장기적으로 지구온난화가 계속됨에 따라 해양혼합층은 얕아진다. 하지만 수온과 마찬가지로 십년 주기 이상의 장 주기 변화가 나타나는데, 수온이 증가하면 성층이 강해져 혼합층이 얕아지기 때문에 수온과는 전반적으로 반대의 변화 경향을 보인다. 혼합층은 수온의 경우보다도 연간변 동이 강하게 나타나는데 수온 이외에도 염분과 바람이 작 용하기 때문인 것으로 추정된다.
표층에서 100 m 층까지 평균된 엽록소의 양도 100년간 의 경향, 장주기 변동성, 연간변동을 나타낸다. 100년간의 경향은 시간이 지남에 따라 엽록소량이 서서히 감소함을 보여준다. 수온이 급격히 증가하는 2040~2050년에는 엽 록소량이 다른 시기보다 더 빠르게 감소한다. 수온과 엽록
소량의 시계열에 나타나는 상관성에서 수온 증가가 엽록 소 감소의 원인임을 파악할 수 있다.
해양의 이산화탄소분압은 시간이 지남에 따라 증가하는 데 수온이나 엽록소량 등과는 달리 장주기 변동성이나 연 간변화를 보여 주지 않는다. 이런 특성에서 해양의 이산화 탄소분압은 대기 이산화탄소 농도변화에 의해 주로 결정 됨을 알 수 있다.
위의 결과는 시나리오 실험에서 나온 것이므로 그림에 나타난 시간축을 실제 시간과 동일하게 평가할 수는 없 다. 즉 다음 100년 중 특정 10년 동안에는 변화가 큰 폭으 로 나타날 수 있고, 또 다른 10년 동안에는 변화가 작게 나타날 수 있다는 의미이지, 그림에서 표시한 특정시기에 강한 혹은 약한 변화가 나타남을 의미하는 것은 아니다.
온난화가 엽록소량의 계절분포나 공간분포에 미치는 영 향을 파악하기 위하여 Fig. 4에 동중국해에서 평균한 엽록 소량의 계절변화를 나타내었다. 21세기 전반기 20년 (2001~2020년) 평균과 마지막 20년(2081~2100년) 평균 모두 3월에 엽록소량이 최대가 되고 10월에 최소가 됨을 보여준다. 두 기간 모두 비슷한 계절변화를 보여주나 절대 Fig. 3. Projection of (a) mean temperature averaged between 0 and 100 m, (b) mixed layer depth, (c) chlorophyll
averaged between 0~100 m, (d) partial pressure of CO
2in the Ocean averaged over the East China Sea
between 2001 and 2100. Black lines are for annual means and red lines are for 10 year running mean
Fig. 4. Comparison of chlorophyll in mg m
−3(a) seasonal cycle from the average of 2001~2020, (b) the same for 2081~2100 averaged over the East China Sea and South Sea, (c) horizontal distribution in March for 2001~2020 average, and (d) the same for 2081~2100. In all cases average between 0 and 100 m are used
Fig. 5. (a) Vertical profile of chlorophyll averaged between 2001 and 2020 over the East China Sea in March, (b) the
same for 2081 and 2100, (c) the difference, (d) the same as (c) except for temperature
적인 값은 Fig. 3에 나타난 시계열에서 알 수 있듯이 시간 이 지남에 따라 감소한다. 최대값과 최소값 간 차이는 비 슷하게 유지되어 온난화에 의한 계절주기 변화는 없는 것 으로 파악되었다. 엽록소량이 최대인 3월의 공간 분포를 Fig. 4 에 나타내었다. 연평균 분포와 마찬가지로 최대값은 대륙붕 부근에서 나타나는데 이런 공간적인 분포형태는 지구온난화가 계속되더라도 유지된다. 즉 비슷한 공간분 포형태를 유지하며 전 해역에 걸쳐 엽록소량이 감소한다.
엽록소의 수직 분포와 그 변화는 Fig. 5와 Fig. 6에 나 타내었다. Fig. 5는 21세기 첫 십년과 마지막 십년간 동중 국해에서 지역 평균한 엽록소량의 수직분포와 그 차이를 엽록소량이 최대인 3월 자료를 이용하여 나타낸 것이고, Fig. 6은 연평균 자료를 이용하여 나타낸 것이다. 비교를 위하여 수온의 차이도 함께 표시하였다. 엽록소량은 50 m 층에서 최대가 되는데 최대값이 나타나는 깊이는 온난화 에 의해 변하지 않는다. 200 m 이심에서는 엽록소가 거의 존재하지 않는다. 온난화에 의한 영향은 최대값이 나타나 는 50 m 층 부근에서 가장 크게 나타나며 100 m 이심에 서는 엽록소량이 많지 않기 때문에 온난화의 영향이 크게 나타나지 않는다. 이런 분포 경향과 변화 경향은 3월 자료 와 연평균 자료에 공통적으로 나타난다.
수온의 변화는 3월의 경우 표층에서 150 m 사이와
300 m 부근에서 큰 변화를 보이는데 300 m 층에는 엽록 소가 거의 없기 때문에 엽록소 분포에 영향을 미치지 못 한다. 연평균분포에서는 표층의 수온이 아표층보다 많이 증가한 것을 보여준다. 이는 혼합층이 얕아져 온난화효과 가 표층에 더 강하게 나타나는 여름철의 영향 때문이다.
이런 결과들은 온난화가 진행됨에 따라 엽록소량이 감소 하는데 엽록소의 공간적(수평과 수직), 그리고 계절적 분 포 특성은 변하지 않음을 보여준다.
A1B 대기 이산화탄소 농도증가 시나리오에 의한 21세 기 동중국해의 평균 해양-대기 이산화탄소 교환량 변화 전망을 Fig. 7에 나타내었다. 검은 실선은 연평균값을, 붉 은 실선은 연평균값을 10년 이동 평균한 것을 나타낸다.
대기 이산화탄소농도가 증가함에 따라 일반적으로 해양은 더 많은 이산화탄소를 흡수하게 된다. Fig. 3에 표시한 수 온과 해양 이산화탄소분압은 증가경향을 뚜렷하게 보여준 다. 위 그림에서 붉은 색으로 표현한 장주기변화 곡선은 21 세기 전반에는 이산화탄소 흡수량이 미약하나마 증가하 나 그 이후부터는 감소하여 뚜렷한 증가경향이 발견되지 않는다. 즉 해양-대기 이산화탄소 교환량에서는 뚜렷한 증 가경향을 찾아보기 어렵다. 이는 동중국해가 전체적으로 수심이 얕아 대기 이산화탄소 농도증가에 빠르게 반응하 여 해양의 이산화탄소분압도 함께 높아지기 때문인 것으 Fig. 6. (a) Annual mean vertical profile of chlorophyll averaged between 2001 and 2020 over the East China Sea,
(b) the same for 2081 and 2100, (c) the difference, (d) the same as (c) except for temperature
로 추정된다. 연간변화폭은 장주기 변화 경향에 비해 매우 커서, 동중국해의 전반적인 해황이 모형에서 재현한 것과 같다면 연간변화가 장주기 변화경향보다 늘 우세하게 나 타난다.
A1B 대기 이산화탄소 농도증가 시나리오 하에서 21세 기 동중국해 표층에서 100 m까지 평균된 용존무기탄소 (DIC), 질산염(NO
3), 인산염(PO
4), 용존산소(O
2) 의 변화전 망을 Fig. 8에 나타내었다. 어느 정도 연간변화를 보이기 는 하나 DIC는 21세기 동안 계속 비슷한 정도로 증가한 다. 이는 DIC의 양이 기본적으로 해양내부의 현상보다는 대기 이산화탄소 농도에 의해 주로 결정되기 때문인 것으 로 추정된다. 이와는 달리 해양순환에 영향을 받는 질산 염, 인산염, 용존산소 등은 변화하는 정도가 시간에 따라 다르게 나타난다.
엽록소양이 최대인 3월에 DIC와 질산염, 인산염, 용존 산소의 수직분포를 동중국해에서 지역평균하여 Fig. 9에 나타내었다. 그림에서 검은색 선은 2001~2020년 평균값 이고, 붉은 색 선은 2081~2100년 평균값이다. 저층에서의 유기물 분해 등으로 인해 DIC는 수심이 증가함에 따라 증 가한다. 21세기 초기 20년과 마지막 20년을 비교하면, 시 간이 지남에 따라 대기 이산화탄소 농도의 증가로 인해 대기에서 해양으로 공급되는 이산화탄소의 양이 증가하여 마지막 20년의 DIC가 전 수층에서 높게 나타난다. 용존산 소는 대기와 접하고 있는 표층이 공급원이기 때문에 수심 이 증가함에 따라 그 양이 감소하는데, 지구온난화가 계속 Fig. 7. Projection of sea-air CO
2exchange under the
A1B scenario over the East China Sea. The black line is for annual mean and the red one is for 10 year running mean
Fig. 8. Projection of (a) DIC, (b) NO
3, (c) PO
4, and (d) O
2under the A1B scenario over the East China Sea averaged
between 0 and 100 m. The black line is for annual mean and the red one is for 10 year running mean
되면 수온이 상승하여 용존산소가 감소한다.
인산염과 질산염은 표층에서는 생물활동에 의한 소모로 낮은 값이 나타나는데 겨울철 수층의 성층이 약해지며 수 직혼합이 일어나 심층에서 공급되는 양이 많아져 3월 값 은 연평균 값보다 높게 나타난다. 지구온난화는 성층을 강 화시키기 때문에 21세기 마지막 20년의 값은 21세기 최초 20 년 값보다 작다. 이와 같은 영양염 감소로 인해 앞서 나 타낸 것처럼 지구온난화가 진행되어 갈수록 동중국해의 일차생산은 감소한다.
4. 결론 및 요약
지구시스템모형결과를 이용하여 2100년까지 대기 이산 화탄소농도가 현재의 두 배인 약 700 ppm으로 증가하는 A1B 대기 이산화탄소 농도증가 시나리오에 의한 동중국 해의 엽록소량 변화를 평가하였다. 엽록소량은 일차생산 과 밀접하게 관련되어 있기 때문에, 엽록소량 변화에서 일 차생산의 변화를 간접적으로나마 추론할 수 있을 것으로 기대된다. 지구온난화가 진행되어 감에 따라 표층수온이 저층수온보다 빠르게 증가하여 성층이 강화되어 저층에서 표층으로 공급되는 영양염의 양이 감소한다. 이로 인해 동
중국해의 엽록소량이 감소한다. 하지만 지구온난화에 의 한 변화 이외에도 십년 이상 주기의 변동성이나 연간변동 도 존재하여, 변화가 빠른 시기도 있고 변화가 거의 없는 시기도 있어, 수 십 년이 지나야 지구온난화에 의한 영향 이 자연적 변동성을 압도할 수 있다. 따라서 몇 년간의 짧 은 기간의 관측자료를 이용해서는 올바른 온난화경향을 파악하기 어렵다.
해양의 탄소함유량은 대기 이산화탄소 농도가 증가함에 따라 증가하나, 해양의 이산화탄소분압도 대기 이산화탄 소 농도와 비슷한 정도로 증가하여 해양-대기 이산화탄소 교환량은 큰 변화를 보이지 않는다. 동중국해는 수심이 얕 아 대기의 변화에 대한 반응시간이 빠르기 때문인 것으로 사료된다. 해양-대기 이산화탄소 교환량의 시계열에서는 연간변화가 장주기 변화 경향에 비해 훨씬 커서 21세기 내내 연간변화가 온난화에 의한 변화를 압도한다.
사 사
논문을 심사해 주시고 유용한 의견을 주신 심사위원께 감사드립니다. 이 논문은 2012년 국토해양부의 재원으로 한국해양과학기술진흥원의 지원을 받아 수행된 연구임 Fig. 9. Vertical profiles of (a) DIC, (b) NO
3, (c) PO
4, and (d) O
2in March averaged over the East China Sea. The
black curves are for 2001~2020 average, and the red ones are for 2081~2100 average
(PM56600 기후변화가 남해권역 해양생태계에 미치는 영 향 및 기능평가 기술개발과 PMS246B CO
2해양지중저장 기술개발).
참고문헌
