제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 총괄저자 Piers Forster(UK), Venkatachalam Ramaswamy(USA) 주저자 Paulo Artaxo(Brazil), Terje Berntsen(Norway), Richard Betts(UK), David W. Fahey(USA), James Haywood(UK), Judith Lean(USA),David C. Lowe(New Zealand), Gunnar Myhre(Norway), John Nganga(Kenya), Ronald Prinn(USA, New Zealand), Graciela Raga(Mexico, Argentina), Michael Schulz(France, Germany), Robert Van Dorland(Netherlands) 기여저자 G. Bodeker(New Zealand), O. Boucher(UK, France), W.D. Collins(USA), T.J. Conway(USA), E. Dlugokencky(USA), J.W. Elkins(USA), D. Etheridge(Australia), P. Foukal(USA), P. Fraser(Australia), M. Geller(USA), F. Joos(Switzerland), C.D. Keeling(USA), R. Keeling(USA), S. Kinne(Germany), K. Lassey(New Zealand), U. Lohmann(Switzerland), A.C. Manning(UK, New Zealand), S. Montzka(USA), D. Oram(UK), K. O 'Shaughnessy(New Zealand), S. Piper(USA), G.-K. Plattner(Switzerland), M. Ponater(Germany), N. Ramankutty(USA, India), G. Reid(USA), D. Rind(USA), K. Rosenlof(USA), R. Sausen(Germany), D. Schwarzkopf(USA), S.K. Solanki(Germany, Switzerland), G. Stenchikov(USA), N. Stuber(UK, Germany), T. Takemura(Japan), C. Textor(France, Germany), R. Wang(USA), R. Weiss(USA), T. Whorf(USA) 감수편집자 Teruyuki Nakajima(Japan), Veerabhadran Ramanathan(USA) 이장을인용할때는다음과같이해주십시오. Forster, P., V. Ramaswamy, P. Artaxo, T. Berntsen, R. Betts, D.W. Fahey, J. Haywood, J. Lean, D.C. Lowe, G. Myhre, J. Nganga, R. Prinn, G. Raga, M. Schulz and R. Van Dorland, 2007: Changes in Atmospheric Constituents and in Radiative Forcing. In: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M.Tignor and H.L. Miller(eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA.
기후변화 2007 - 과학적근거 - 목차 개요 127 2.1 서론과범위 129 2.2 복사강제력의개념 129 2.3 화학적, 복사적으로중요한가스들 133 2.3.1 대기중의이산화탄소 133 2.3.2 대기중메탄 137 2.3.3 그외교토의정서가스 139 2.3.4 몬트리올의정서가스 142 2.3.5 Hydroxyl free radical 의경향 143 2.3.6 오존 145 2.3.7 성층권의수증기 149 2.3.8 체류시간이긴온실가스복사효과의관측 150 2.4. 에어러솔 150 2.4.1 3 차평가보고서의소개및요약 150 2.4.2 에어러솔관측과연관된발전들 152 2.4.3 에어러솔직접효과모델링의발전 157 2.4.4 에어러솔의직접적인복사강제력의추정 158 2.4.5 구름에대한에어러솔의영향 ( 구름알베도효과 ) 170 2.5 인간에의한지표알베도와에너지복사의변화 178 2.5.1 서론 178 2.5.2 1750 년이후로의지표변화 179 2.5.3 인간에의한지표알베도변화에의한복사강제력 : 지표사용 180 2.5.4 인간에의한지표알베도의변화 : 눈과얼음내의무기탄소 182 2.5.5 인간에의한지표변화의다른효과들 182 2.5.6 인간활동에의한대류권수증기 183 2.5.7 인간에의한열배출 183 2.5.8 식물생리현상에의한이산화탄소변화가기후에끼치는영향 : 생리강제력 183 2.6.3 항공유도운에의한복사강제력추정 185 2.6.4 항공기에어러솔 186 2.7 자연적인강제력 186 2.7.1 태양의변화 186 2.7.2 폭발하는화산활동 191 2.8 복사강제력의유용성 194 2.8.1 강제력의연직분포와지표에너지평형변화 194 2.8.2 복사강제력의수평적패턴 195 2.8.3 복사강제력을계산하는다른방법들 195 2.8.4 강제력과반응관계의선형성 196 2.8.5 복사강제력의효율 196 2.8.6 효율과강제력 반응의상관성 198 2.9 종합 199 2.9.1 복사강제력의불확실성 199 2.9.2 전지구평균복사강제력 200 2.9.3 배출선행물질에의한전지구평균복사강제력 203 2.9.4 현재의배출이미래기후에끼치는영향 205 2.9.5 복사강제력과지표강제력의시간적인진화 205 2.9.6 복사강제력과지표강제력의수평적인분포 207 2.10 지구온난화잠재력지수와다른배출들을비교하기위한다른지표들 208 2.10.1 배출도량형지표 ( 지표 ) 과전지구온난화잠재력지수의정의 208 2.10.2 직접지구온난화지수들 209 2.10.3 간접 GWP 들 212 2.10.4 배출을평가하기위한새로운대체도량형지표들 213 자주묻는질문 (FAQ) 2.1 FAQ 2.1: 인간활동은기후변화에어떻게기여하고, 자연적영향력과어떻게비교되는가? 131 참고문헌 215 2.6 비행운과항공유도운 184 2.6.1 서론 184 2.6.2 지속적인선모양의비행운이끼치는복사강제력추정 184 126
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 개요 복사강제력은기후변화를초래하는다양한인위적, 자연적힘들의정량적인비교에사용되는개념이다. 3차평가보고서 Working Group 1(TAR; IPCC, 2001) 이후의기후모델연구는 " 임의의기후변화강제력에대한전구평균온도의평형은대부분의변수에대해대략적으로 (25% 이내 ) 같다 " 라는결과에대해중간정도의신뢰성을부여하였다. 모든인위적인인자에대한통합복사강제력이처음으로얻어졌으며, 역시최초로각각의배출원과결합된개별적복사강제력요소가산정되었다. 결합된인위적인복사강제력은 +1.6[-1.0, +0.8]Wm -2 로산정되었으며이는1750년부터인간이기온상승에상당한영향을끼쳤을가능성이대단히높을것임을나타낸다. 산정된복사강제력은태양복사량변화에의한것보다적어도 5배이상큰것으로보인다. 1950년에서 2005년까지통합된인위적복사강제력에비해통합된자연적복사강제력 ( 태양복사와화산에어러솔의합 ) 이기온상승에영향을주었을가능성은지극히희박한것으로나타났다. 체류시간이긴온실가스 ( 이산화탄소 (CO 2), 메탄 (CH 4), 아산화질소 (N 2O), 할로카본과육황화플루오르 (SF 6): 이하 LLGHGs) 의농도증가는 +2.63[±0.26] Wm -2 의통합된복사강제력을유발하였으며, 그들의복사강제력에대한과학적인이해수준은매우높다. 3차평가보고서발간이후에복사강제력의 9% 증가는 1998년이래의 (LLGHGs의) 농도변화의결과로나타난것이다. 2005년 CO 2 의전구평균농도는 379ppm이며, 이는 +1.66[±0.17] Wm -2 의복사강제력증가를초래하였다. 화석연료와시멘트제조에의해발생된배출량은토지이용변화로부터기인된부분과함께, 현복사강제력의약 3/4 정도를기여하였다. 1995년에서 2005년까지 10년동안대기중 CO 2 농도의증가율은 1.9ppm yr -1 였으며, CO 2 복사강제력은 20% 씩증가하였다 : 이것은지난 200년동안 10년기간평균으로관측되거나추정된것중에가장큰변화이다. 1999년에서 2005 년까지화석연료와시멘트제조에의해발생한전세계배출량은대략 3% yr -1 의비율로증가하였다. 2005년대기중 CH 4 의세계평균농도는 1,774ppb였으며, +0.48[±0.05] Wm -2 의복사강제력에기여하였다. 지난 20년간 CH 4 의대기중농도의증가율은일반적으로감소하였다. 이에대한원인은아직잘밝혀지진않았지만, 이러한 감소와주흡수원 (the hydroxyl radical OH) 이장기적으로변하지않는다는것을감안하면총 CH 4 배출량이증가하지않은것으로보인다. 몬트리올의정서가스군 (chlorofluorocarbons(cfcs), 수소화염화불화탄소 (HCFCs) 와염화탄소는 2005년기준으로 +0.32[±0.03] Wm -2 의복사강제력에기여하였다. 이것의복사강제력의최대값은 2003년에나타났으며, 현재감소하기시작하였다. 아산화질소는선형적으로계속증가하여 (0.26% yr -1 ), 2005년에 319ppb에달했으며, +0.16[±0.02] Wm -2 의복사강제력에기여하였다. 최근의연구들은관측된공간적인농도변화에있어서열대지역에서의배출에의한영향이크다는사실을뒷받침하였다. 불소를함유하고있는많은교토의정서가스 (hydrofluorocarbons(hfcs), perfluorocarbon, SF 6) 들의농도는 1998 년과 2005년사이에수배 (4.3~1.3배사이 ) 나증가하였다. 이기체군의 2005년의총복사강제력은 +0.017[±0.002] Wm -2 이었으며, 대략 10% yr -1 씩빠르게증가하였다. 반응성가스인 OH는 CH 4, HFCs, HCFCs와오존의체류시간과복사강제력에영향을미치는중요한화학종이다. 그리고이것은또한황산염, 질산염과일부유기에어러솔들의형성에있어서중요한역할을한다. 전구평균 OH 농도를산정한결과 1979년과 2004년사이에탐지가능한유의한변화는나타나지않았다. 3차평가보고서보다새롭고발전된화학수송모델에기반한연구들에따르면대류권오존의증가에의한복사강제력은 +0.35[-0.1, +0.3] Wm -2 으로추정되며, 이추정의과학적이해수준은중간정도이다. 저위도에서는현저한증가경향의조짐이있다. 1980년대와 1990년대에관측된전세계성층권오존의엄청난고갈추세는더이상나타나지않지만, 최근의이러한변화가오존농도의회복을의미하는것인지는확실하지않다. 복사강제력은대게몬트리올의정서가스에의한성층권오존의파괴에영향을받으며, -0.05[±0.10] Wm -2 로재평가되었고중간수준의과학적인이해도에기반한다. 대기화학모델연구에따르면, CH 4 의산화에따른성층권에서의수증기증가에따른복사강제력은 +0.07[±0.05] Wm -2 으로추정되며, 이값의과학적신뢰도는낮은수준이다. 다른잠재적인인위적수증기증가가복사강제력에기여하는정도에대해서는이해도가매우낮다. 모델과관측으로부터파생된총직접에어러솔복사강제력은중하수준의과학적인이해도로 +0.5[±0.4] Wm -2 으로추정된다. 수증기와관련해서구름환경에서의구름알베도 127
기후변화 2007 - 과학적근거 - 효과 ( 또한첫번째간접적인효과혹은Twomey 효과로알려진 ) 에따른복사강제력은낮은수준의과학적인이해도로 -0.7[-1.1, +0.4] Wm -2 으로추정된다. 대기모델들은현재의미있는모든에어러솔을표현할수있도록발전되었다. 현장, 위성과지표기반측정의발전은전구에어러솔모델의검증을가능하게하였다. 총직접에어러솔복사강제력의최적의예측값과불확실성의범위는모델링연구와관측의결합을기반으로만들어질수있었다. 각각의에어러솔별직접복사강제력은총직접에어러솔복사강제력에비해불확실성이크다. 황산 -0.4[±0.2] Wm -2, 화석연료로부터의유기탄소 -0.05[±0.05] Wm -2, 화석연료로부터의검댕 -0.2[±0.15] Wm -2, 바이오매스연소 +0.03[±0.12] Wm -2, 질산염 -0.1[±0.1] Wm -2, 광물성먼지 -0.1[±0.2] Wm -2 로추정되었다. 바이오매스연소에대한추정은에어러솔과중첩된구름에의해영향을많이받을것이다. 처음으로질산염과, 광물성먼지에어러솔들에최적의추정값이산정되었다. 더많은에어러솔종류을포함하고향상된에어러솔- 구름상호작용의처리가가능해짐으로써구름알베도효과의최적의추정이가능해졌으나아직도불확실성이크다. 더많은에어러솔종을포함하거나위성관측에의해보정된모델링연구는상대적으로약한복사강제력을산출하는경향이있다. 에어러솔-구름상호작용의다른특성들 ( 예를들면, 구름의체류시간, 반직접적인효과 ) 은복사강제력으로고려되지않았다 (7장참조 ). 대체적으로삼림벌채에기인한토지이용의변화는지표알베도를증가시켜서 -0.2[±0.2] Wm -2 의복사강제력으로평가되었으며중하수준의과학적인이해도를보였다. 눈의표면알베도를감소시키는눈위에쌓인검댕에어러솔은낮은수준의과학적인이해도와함께 +0.1[±0.1] Wm -2 의결합된복사강제력을가지는것을평가되었다. 다른지표면특징의변화는기후변화에영향을미칠수있으나복사강제력에의해정량화되기매우어려우며매우낮은과학적이해도를가지고있다. 항공기에서생성되는지속적인선형의비행운은낮은수준의과학적인이해도와함께 +0.01[-0.007, +0.02] Wm -2 의복사강제력에기여하며, 최적의예측값은 3차평가보고서보다더작은값이다. 비행운의확산과그들이권운운량에미치는영향에서대한순강제력최적예측값은산정되지못했다. 1750년이래태양복사증가에따른직접적인복사강제력은낮은과학적인이해도로 +0.12[-0.06, +0.18] W m -2 로추정되었다. 이복사강제력은 3차평가보고서추정값의반보 다적은수준이다. "Maunder Minimum에서현재까지소폭증가로알려진태양방사의장기적인변화의재평가에따라더욱작은복사강제력이할당되었다. 그러나복사강제력의불확실성은아직크게남아있다. 지난 30년간우주로부터관측된총태양방사는 0.08%( 최소주기에서최대까지 ) 의잘확립된주기를나타내지만최소주기에서의경향은뚜렷하지않다. 11년주기의태양자외선복사에의해강제된전구평균오존의변화 ( 수 % 정도 ) 에대한이해정도가높아졌으나, 오존의수직적분포에대한변화는확실성이떨어진다. 태양의우주선에의한대기이온화와전구평균하층운사이의경험적연계에대한이해는현재모호하다. 2005년의전구성층권에어러솔농도는약 1980년에위성관측이시작된이후로가장낮은값이었다. 이것은 1991년피나투보의화산폭발이래중요한폭발이없었던것이원인이될수있다. 이러한일시적인화산폭발로배출된에어러솔은일시적으로음의복사강제력을보여준다 : 그러나피나투보화산이전의화산폭발과관련된복사강제력에대한지식은제한적이다. LLGHGs가아닌가스 ( 오존, 에어러솔의직접적인효과와구름의알베도효과, 토지이용변화 ) 에대한복사강제력의공간적인패턴은상대적으로높은확실성을가졌던 LLGHG와는대조적으로상당한불확실성을가지고있다. 남반구의순복사강제력은에어러솔기여가적음으로인해북반구보다높을것이확실시되고있다. 복사강제력의공간적인패턴이기후반응의패턴을나타내는것은아니다. 총세계지표강제력의평균은음의강제력일가능성이대단히높다. 지표에서의단파복사플럭스감소와대류권과성층권에서의에어러솔의증가는음의지표강제력에대한주요요인이된다. 이는양의값을갖는총인위적복사강제력에주요한기여를하는 LLGHG의증가와는대조적이다. 128
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 2.1 서론과범위 이장에는 IPCC 3차평가보고서실무그룹1(TAR; IPCC, 2001) 의 3장에서 6장까지의내용을발췌하여개정한정보가수록되어있다. 여기에는 1750년부터현재까지기후변화강제력매개체 (forcing agents) 와전조물질들의추세와그들이기후시스템의복사강제력 (RF) 에대해얼마나기여하고있는지를담고있다. 대기조성변화의이해에대한논의는강제력매개체 (forcing agents) 와전조물질들의추세로제한하였다. 3차평가보고서이래로명백한발전이있었던분야에대해서는강조하여설명하였다. 본장에관련된내용에대해서는 3차평가보고서이래로다양한평가연구가수행되었으며, 특히 2002년세계기상기구 (World Meteorological Organization, WMO)-유엔환경계획 (UNEP) 오존층파괴의과학적인평가 (WMO, 2003) 와 IPCC-기술, 경제평가위원회 (TEAP) 의기후시스템과오존층파괴의보호에관한특별보고서 (IPCC/ TEAP, 2005) 가대표적인예이다. 이장에서는인위적인온실가스의변화, 에어러솔의변화와이들이구름에미치는영향, 비행이생성한비행운과권운의변화, 지표면의반사도변화와자연적인태양과화산의메커니즘에대해평가한다. 본장에서는 복사강제력 의개념 (2.2절과 2.8절 ) 에대해재평가하며, 복사강제력의시 공간적인패턴과지표면복사에너지의수지변화에대해검토하였다. 대기중체류시간이긴온실가스들 (( 이산화탄소 (CO 2), 메탄 (CH 4), 아산화질소 (N 2O), 염화불화탄소 (CFCs), 수소화염화불화탄소 (HCFCs), 수소화불화탄소 (HFCs), perfl uorocarbons (PFCs), 육불화황 (SF 6)), 이하총합하여 LLGHGs로명명하기로한다 (2.3절)) 에대해본장에서는새로운전구관측능력과다양한관측망으로부터의장기관측자료들을결합하여 2005년까지의경향을개정하였다. 다른복사강제력매개체들에비해본경향은상당히개선된정량화가이루어졌기때문에본장에서는이전의평가에대해많은부분을할애하지않았다 ( 하지만관련과정이나연관수지들에대해서는 7.3절과 7.4절에서좀더심층적으로논의되었다 ). 그럼에도불구하고 LLGHGs는여전히기후변화의가장크고중요한동력으로남아있고그들의경향을평가하는것이본장과본평가의주요한과제이다. 본장은복사강제력산정의방법으로오직 전방계산법 (forward Calulation) 만을고려하였다. 이는관련된강제력매개체의모델링과측정에기반한다. 3차평가보고서부터몇몇연구에서는 역계산법 (inverse calculation) 을이용한 복사강제력의규정을시도하였다. 특히, 기후의여러측면에대한시 / 공간적으로발전된지식을이용하여에어러솔의복사강제력을규정하고자하는시도들이이루어졌다. 여기에는지난 100년동안의기온과다른복사강제력, 기후반응과해양의열수용을포함한다. 이러한방법들은기후변화의다른측면에대한 - 충분히작은불확실성을가지는 - 이해에기인한것이며그탐지및원인규명에대한장에서논의될것이다 (9.2절). 대기조성의변화와그와연관된되먹임에대한다양한논의는 7장에제시되었다. 복사강제력과 1750년이전의대기조성변화는 6장에서논의되었다. Ramaswamy et al.(2001) 의미래복사강제력시나리오는본보고서에반영되지않았고 10장에서간략하게논의되었다. 2.2 복사강제력의개념 3차평가보고서와그이전IPCC 평가보고서의복사강제력에대한정의가유지되어왔다. Ramaswamy 등 (2001) 은이를 지표면과대류권온도와상은교란되지않은값으로고정시킨상태에서복사평형에대한재평가를위한성층권온도를고려한후, 대류권계면에서의순 ( 하향에서상향으로의차 ) 복사 ( 태양 + 장파 Wm -2 ) 변화 로정의하였다. 복사강제력은기후변화의인위적, 자연적동력의평가와비교에이용된다. 이개념은간단한복사-대류모델을이용한태양의일사와 CO 2 변화에따른기후반응에대한선행연구에서제안되었다. 이는특히 LLGHGs의기후영향의평가를위한적용이적합하다고밝혀졌다 (Ramaswamy et al.,2001). 복사강제력은지표면에서의전구평균평형온도변화와선형적인관계를보인다고볼수있다 ( T s) : T s = λrf, λ가기후민감도매개변수 (Ramaswamy et al.,2001). 선행기후연구에서개발된이방정식은, 두평형기후상태사이의전구평균기후변화의선형적인시각을나타낸다. 복사강제력은기후변화에대한많은다른영향을정량화하고순위매기기위한간단한측정기준이다 : 이것은전체기후반응을대표하고자하는것이아니며기후변화의제한된척도만을제공한다. 그러나외부강제력들에대한기후민감도나다른기후반응의적절한정량화가이루어져있지않기때문에복사강제력은기후반응의추정에비해좀더쉽게계산할수있고, 비교가능한척도가된다. 그림 2.1은복사강제력의개념이 강제력 과 반응 을포괄하여일반적인기후변화의이해에얼마나잘들어맞는지를보여준다. 본장에서는또한임의의강제력매개체에의한지표복사균형의순간적인교란을나타내는 129
기후변화 2007 - 과학적근거 - 지표강제력 용어를사용한다. 지표강제력은복사강제력과매우다른특성을가지고있으며, 다른강제력매개체를비교하는데사용되지않아야한다 (2.8.1절). 그럼에도불구하고이는특히에어러솔의진단에는유용하다 (2.4와 2.9 절 ). 3차평가보고서이후로복사강제력의한계평가에초점을맞춘복사강제력과기후반응간의연관관계에대한연구가수행되었다 :. 이와관련하여몇몇기후변화동력들이개별 강제력 혹은 반응 으로더욱잘고려되었는지에대한상당한논의가있었다 (Hansen et al., 2005; Jacob et al., 2005; 2.8 절 ). LLGHGs, 에어러솔과에그림 2.1. IPCC에의해평가된기후변화의다른양상이복사강제력과어떻게연관되어어러솔전조물질, 오존전조물질과오존층파괴있는지를설명한다이어그램. 인간활동과자연의과정은직 간접적으로기후변화강제력의변화를초래할수있다. 일반적으로이러한변화는복사강제력특성변화의결물질과같은강제력매개체의배출량은기후변과로긍정적으로든부정적으로든변화하며, 증발작용과같은 1차적이지않은복사효과화의기본적인동력이며, 이러한배출량은연관를초래한다. 복사강제력과 1차적이지않은복사효과는 6, 7, 8장에서논의된것과같된기후변화와강제력매개체가서로상호작용이기후불안정과반응을초래한다. 자연적인위적요소에대한기후변화의원인규명은이장에서논의되었다. 생지구화학적인 (biogeochemical) 작용간의결합은이것의하여진행되어나가는것을모사하는최신기후강제력에의한기후변화로부터의되먹임을초래한다 (7장). 이것의예는습지에서의모델에사용할수있다. 이러한모델들에서몇 CH 4 의배출량변화이며이것은좀더따뜻한기후에서발생한다. 인간활동의변화 ( 파선 ) 로인한기후변화완화로의잠재적인접근은 IPCC의실무그룹 Ⅲ의주제로강연되몇 반응 은복사강제력의평가를위해필요하었다. 다. 이 반응 은대류권기후시스템의복사섭동을생성하기위해상당한변화가필요한, 에어러솔과관련된왔다는가정은적절하며 (7.3과 7.4절 ), 복사강제력은관측된구름의변화에대하여가장중요한것이다 (Jacob et al., 농도변화를이용하여오프라인복사이동기작내에서계산 2005). 되곤한다 ( 즉, 인간은이러한증가에전적으로책임이있는 6장에서는고기후적시간척도에걸친이른바 경계조건 것으로고려된다.). 다른기후변화동력들에있어서복사강의변화 ( 궤적요소, 대륙빙하, 대륙등의변화 ) 로인한기후제력은종종다양한방법론 (Ramaswamy et al., 2001; Stuber 변화매개체들의장기변화와그로인한지구의기후시스템을 et al., 2001b; Tett et al., 2002; Shine et al., 2003; Hansen 변화를논의한다. 본장의목적을위해이러한 경계조건 은 et al., 2005; 2.8.3절 ) 을채택한대기대순환모델 (GCM) 데이변하지않고강제력의변화는기후시스템과무관한것으로터를통해산정된다. 성층권으로보정된복사강제력에대한가정된다. 자연적인복사강제력은태양변화와화산으로고 3차평가보고서정의를직접적으로따르지않는선택적인려되며, 다른복사강제력은모두인류활동에의한것으로고복사강제력계산방법이사용되는경우가있었으며그중려한다. LLGHGs 강제력매개체의농도에있어생지구화학가장중요한것은그림 2.2에나타내었다. 대부분의에어러솔적인 (biogeochemical) 반응으로인한두드러진변화가없어구성성분 (2.4절) 그림 2.2. 복사강제력계산방법론의비교도식. 권계면에서의순플럭스불균형으로정의된복사강제력은화살표에의해나타내졌다. 수평선은지표 ( 아래의선 ) 와권계면 ( 위의선 ) 을나타낸다. 비섭동온도프로파일은파란선으로섭동온도프로파일은오랜지선으로나타내었다. 왼쪽에서오른쪽으로순간적으로일어나는복사강제력 : 대기온도는모든곳에서고정됨성층권의조정된복사강제력 : 조정하기위해성층권온도고려 ; 표면온도변화없는복사강제력 : 적응하기위해지표온도가고정된모든곳의대기온도고려그리고기후반응평형 : 평형상태에도달하기위해 ( 권계면유동불균형없음 ) 대기와지표의온도를고려함, 지표온도변화를제시함 ( T s). 130
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 자주묻는질문 (FAQ) 2.1 인간활동은기후변화에어떻게기여하고, 자연적영향력과어떻게비교되는가? 인간활동은대기의온실가스, 에어러솔 ( 작은입자들 ), 구름의양적변화를야기함으로써기후변화에기여한다. 알려진것중기여도가가장높은것은화석연료의연소인데, 화석연료가연소되면서 CO 2 가스가대기로배출된다. 온실가스와에어러솔은지구의에너지균형을이루는입사되는태양복사량과외부로나가는적외 ( 열적외 ) 복사량을변동시킴으로써기후에영향을준다. 이들가스의대기농도혹은특성의변화는기후시스템의온난화혹은냉각으로이어질수있다. 산업시대가시작된 ( 약 1750년 ) 이후, 기후에대한인간활동의전반적효과는온난화쪽으로영향을주었다. 산업시대에인간이기후에미친영향은태양활동의변화나화산분출같은자연적과정의변화로인한영향을훨씬초과했다. 스들이성층권오존고갈을야기한다는것이밝혀지기전에는냉매와기타산업공정에서광범위하게사용되었다. CFC 가스의농도는오존층보호를위한국제규제가시행된결과로감소중에있다. 온실가스의대기농도 (0-2005년) 온실가스 인간활동은주요온실가스 4가지, 즉 CO 2, CH 4, N 2O, 할로카본 ( 불소, 염소, 브롬을함유하는일단의기체 ) 을배출한다. 이가스들은대기에축적되어시간이지날수록농도가증가하게된다. 이가스들모두산업시대에상당히증가했다 ( 그림 1 참조 ). 이증가는모두인간활동에원인이있다. CO 2 는교통, 건물의냉난방, 시멘트및기타상품의제조에화석연료가사용됨으로써증가했다. 삼림벌채 (deforestation) 는 CO 2 를배출시키고식물의 CO 2 흡수를감소시킨다. CO 2 는식물잔재의분해같은자연적과정에서도배출된다. CH 4 은농사, 천연가스보급및매립에관련된인간활동의결과로서증가했다. 메탄은습지에서일어나는자연적과정으로부터도발생한다. 지난 20년간메탄의증가율이감소했기때문에현재는대기의메탄농도가증가하지않고있다. N 2O 역시비료사용, 화석연료연소같은인간활동에의해서배출된다. 토양과바다의자연적과정에서도 N 2O가발생한다. 할로카본가스의농도는주로인간활동에의해서증가했다. 자연적과정에서도소량발생한다. 주요할로카본으로는 CFCs( 예 : CFC-11과 CFC-12) 가있는데이가 년 FAQ 2.1, 그림 1. 주요장수명온실가스의과거 2000 년동안의대기농도. 약 1750 년이후의농도증가는산업시대의인간활동에원인이있다. 농도의단위는 ppm 혹은 ppb 이다. 이것은각각대기샘플의공기분자 1 백만개와 10 억개당들어있는온실가스분자의수를뜻한다.( 데이터는이보고서의 6 장과 2 장에서취하여병합및단순화하였다.) 오존은대기에서계속화학반응에의해만들어지고파괴되는온실가스다. 인간활동은 CO, 탄화수소, N 2O 같은가스들의배출을통해대류권오존을증가시켰다. 이가스들은화학적으로반응하여오존을생성한다. 앞에서언급한바와같이, 인간활동에의해배출된할로카본은성층권의오존을파괴하는데남극대륙상공의오존구멍은이때문에생겼다. 수증기는대기에가장많이존재하는가스이자가장중요한온실가스다. 그러나인간활동이대기수증기에직접적으로미치는영향은아주작다. 인간은기후를변화시킴으로써간접적으로수증기에영향을줄수있다. 온도가높은대기일수록더많은수증기를함유하기때문이다. 인간활동은메탄배출을통해서도수증기량에영향 131
기후변화 2007 - 과학적근거 - 을준다. 메탄은성층권에서화학적으로파괴되어소량의수증기를내놓기때문이다. 에어러솔은대기에있는작은입자들로, 그것들의크기, 농도, 화학적조성은매우다양하다. 직접적으로대기에배출되는에어러솔도있고배출된화합물로부터생성되는에어러솔도있다. 에어러솔에는자연적으로발생한것과인간활동의결과로서배출된것둘다포함된다. 화석연료와바이오매스연소로인해황화합물, 유기화물, 검댕 (black carbon, 그을음 soot) 을함유하는에어러솔이증가했다. 노천채광 (surface mining), 산업공정같은인간활동은대기의분진을증가시켰다. 자연에어러솔로는지표에서배출된광물성먼지 (mineral dust), 해염에어러솔, 육지와바다의생물체에서기원한에어러솔, 화산분출에서나온황염및분진성에어러솔이있다. 인간활동의영향을받는인자들의복사강제력 인간 활동 자연 활동 총에어러솔 복사강제력항 장수명온실가스 1750-2005 년의기후복사강제력 오존 성층권수증기 지표알베도 직접적효과 구름알베도효과 선형비행운 태양복사 총순인간활동 성층권 토지사용눈위의검댕 복사강제력 (W/m 2 ) 할로카본대류권 FAQ 2.1, 그림 2. 기후변화복사강제력의주요요소. 이그림의모든복사강제력은기후에영향을주고본문에설명된인간활동이나자연적과정에관련있는한가지이상의인자들로부터생긴다. 수치는산업시대가시작되던때 ( 약 1750 년 ) 의값을기준한 2005 년의강제력이다. 인간활동은장수명가스, 오존, 수증기, 지표알베도, 에어러솔, 비행운의큰변화를야기한다. 1750 년과 2005 년사이에중요한자연강제력중에서유일하게증가한것은태양복사였다. 양 (+) 의강제력은기후의온난화를가져오고음 (-) 의강제력은냉각을가져온다. 각색상의막대에연결된검은색가는라인은각값들의불확실성범위를나타낸다.( 이그림은이보고서의그림 2.20 로부터편집했음 ) 인간활동의영향을받는인자들의복사강제력기여도를그림 2에나타냈다. 각수치는산업시대가시작되던때 ( 약 1750년 ) 와비교한총복사강제력이다. 모든증가한온실가스는인간활동으로인한것이라고묵시적으로동의된다. 온실가스는외부로나가는적외복사를흡수하기때문에그것들의강제력은플러스값을갖는다. 온실가스중에서도 CO 2 의증가가이기간동안가장큰강제력을야기했다. 대류권오존의증가역시온난화에기여했다. 반면에성층권 FAQ 2.1, 박스 1: 복사강제력 (Radiative Forcing) 이란무엇인가? 기후변화를야기할수있는인자 ( 예 : 온실가스 ) 의영향력을복사강제력이라는용어로평가한다. 복사강제력은기후에영향을주는인자가변할때지구-대기시스템의에너지균형이어떤영향을받는지를나타낸척도이다. 복사 라는단어는입사되는태양복사와외부로나가는지구대기적외복사의균형 (balance) 이변동되기때문에사용되었다. 이복사균형 (radiative balance) 이지구표면의기온을조절한다. 강제력 이라는용어는지구의복사균형이정상상태를벗어나고있는중임을나타내기위해사용되었다. 복사강제력은 대기상부에서측정된지구단위면적당에너지변화율 로서측량하고, 단위는 W/m2를사용한다 ( 그림 2 참조 ). 인자혹은인자집단의복사강제력이양수 (+) 이면지구-대기시스템의에너지는결국증가할것이고, 계의온난화를가져올것이다. 반대로음의복사강제력을가지면이에너지는궁극적으로감소하고지구-대기시스템은냉각될것이다. 기후과학자들에게중요한도전거리는기후에영향을주는모든인자와그것들의강제력발휘메커니즘을파악하여각인자의복사강제력을정량하고인자집단의총복사강제력을평가하는것이다. 132
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 오존감소는냉각에기여했다. 에어러솔입자들은대기에서태양복사와적외복사를반사하고흡수함으로써강제력에직접적으로영향을준다. 일부에어러솔은양의강제력을야기하고일부는음의강제력을야기한다. 모든에어러솔을합산하여산출된직접복사강제력은음수이다. 에어러솔은구름특성의변화를야기함으로써도간접적으로음의복사강제력을야기한다. 산업시대이후로인간활동은주로경작지, 목초지, 삼림의변화를통해지구전체육지피복도의성격을변화시켰다. 또한눈과얼음의반사특성도변화시켰다. 인간활동의결과로서전반적으로지구표면에서더많은태양복사가반사되고있는중일가능성이있다. 이변화는음의강제력을발휘한다. 항공기는적절히낮은기온과높은습도를갖는지역에서는응축물의지속적인선형흔적 ( 비행운 ) 을만든다. 비행운은태양복사는반사하고적외복사는흡수하는권운종류이다. 전지구적항공기운항에서생긴선형비행운들이지구의구름량 (cloudiness) 을증가시켰다. 이것은작은양의복사강제력을야기하는것으로추정된다. 자연적변화로인한복사강제력자연강제력은태양의변화와폭발적인화산분출로인해생긴다. 태양배출에너지는산업혁명이후점차증가하여소량의플러스복사강제력을야기했다 ( 그림 2 참조 ). 이것은 11년주기를따르는태양복사의주기적변화에더하여일어난다. 태양에너지는기후계를직접적으로가열한다. 또한대기의여러온실가스에도영향을주어이를테면성층권오존에도영향을줄수있다. 폭발적인화산분출은성층권에서황산염에어러솔의일시적증가를유발하여단수명 (2~3 년 ) 마이너스강제력을일으킬수있다. 1991년의큰화산분출 ( 피나투보화산 ) 이후로는현재성층권에화산성에어러솔은없다. 현대와산업화시작무렵에태양발광변화및화산으로부터추정된복사강제력의차이는인간활동으로부터추정된복사강제력의차이에비하면매우작다. 그결과, 현재및미래의기후변화에서는인간활동으로인한현재대기의복사강제력이자연과정의변화로부터추정된복사강제력보다훨씬더중요하게기여한다. 에대해성층권의조정은복사강제력의영향이거의없고대류권상부나혹은대류권계면에서의순간복사강제력은대체될수있다. 7.5절과 2.5절에서논의된 -원래부터복사력이있는것은아닌- 기후변화동력들에대해대류권의상태를변화시킴으로인해복사강제력과흡사한양을산정할수가있다. 그림 2.2(Shine et al., 2003, Hansen et al., 2005, 2.8.3절 ) 에서의표면온도변화없는복사강제력으로제시되었다. 다양한수증기와구름변화는기후되먹임으로간주되며 8.6절에서다루어진다. 복사섭동을일으키기전에대류권의변화가요구되는기후변화매개체 ( 기온과수증기양 ) 는에어러솔-구름체류시간효과, 에어러솔반직접효과와일부지표변화효과이다. 7.2절과 7.5절에서논의된것처럼이러한특성은인위적활동이기후변화에미치는총괄적영향과복사에미치는효과를산정할때평가되어야한다. 그러나본장과 4차평가보고서에서복사강제력의정의를바꿈으로서그들은복사강제력으로끌어들일수있음에도불구하고그러지못했다. 이러한이유는두부분이며, 고려사항은간단하고실용적이어야한다는우려때문이었다. 첫째로많은 GCMs는이미그들을포함한메커니즘간의기후민감도의변화평가과정에이미어느정도이를포함하고있다 ( 효과, 2.8.5 절 ). 두번째로대류권상태변화의평가는기후모델대부분의가장불확실한 반응부분에의존하고있다 ( 예를들어, 물의순환 ). 그것의복사효과는매우기후모델에의존적이며, 복사강제력은이러한의존을피하기위해계획된개념이다. 실제로이러한효과는실제과정에서배제될수있다. 그것들은적절하게정량화되기엔너무많은불확실성이있다 (7.5절, 2.4.5와 2.5.6 절참조 ). 즉각적인기후변화와복사강제력의관계는간단하지않다. 하나의강제력매개체와관련된전체기후반응의평가를위해, 이매개체의시간적인발달, 공간적, 수직적인구조가고려되어야할필요가있다. 나아가, 복사강제력만으로는배출량과관련된기후변화잠재력을평가할수없는데이는강제력매개체들의서로다른대기중체류시간을고려하지않았기때문이다. 지구온난화지수 (GWPs) 는이러한배출량을평가하는하나의방법이다. 이는단위질량펄스배출량에대해일정기간동안 ( 예, 100년 ) 의통합복사강제력값을 CO 2 와비교하여얻어진다 (2.10절참조 ). 2.3 화학적, 복사적으로중요한가스들 2.3.1 대기중의이산화탄소 본절에서는 CO 2 의측정기구와, 후반부에서설명될복사 133
기후변화 2007 - 과학적근거 - 강제력의예측에필요한대기중혼합비의최근변화를논의한다. 그에더하여, 복사강제력계산에대조구로요구되는산업화이전수준의 CO 2 자료를제공한다. 1950년이전의데이터는간접적인측정에의지했다. 이기간의대기중 CO 2 수준은보통극의빙하코어에포획되어있던공기방울의분석으로얻어졌다. 이시기에대해서는 6장에서중점적으로고려된다. 넓은범위의직, 간접적인측정결과는대기중의 CO 2 의농도가산업화이전시기 ( 기원후 1000-1750년 ) 에 275ppm- 285ppm에서 2005년에 379ppm까지 (FAQ 2.1, 그림 1 참조 ) 약 100ppm(36%) 정도전구적으로증가되어왔음을확인해주었다. 이기간동안대기중의절대 CO 2 의성장률은실질적으로증가했다 : 처음의 50ppm의증가는산업화이전시기를넘어 1970년까지, 200년이상에달하는반면, 두번째 50ppm의상승은약 30년동안에이루어졌다. 1995년에서 2005년까지의 10년간대기중의 CO2는약 19ppm 증가하였다. 이는 1950년대에직접적인대기중의 CO 2 관측이시작된이래로가장높은성장률평균을나타낸 10년간이었다. 1960년에서 2005년까지의직접적인측정방법으로인한 CO 2 의평균증가율은 1.4 ppm yr -1 이다. 높은정확도의대기중 CO 2 의측정은 7.3절에서논의된탄소주기에대한이해에필수적이다. 첫번째고정확도의대기중 CO 2 의연속현장측정은 Scripps Institution of Oceanography(SIO) 의 C.D.Keeling에의해수행되었다 (1.3절참조 ). 이관측은 1958년에 19 N에위치한하와이의 Mauna Loa에서시작되었다 (C.D.Keeling et al. 1995). 최초의문서화된자료에는대기에서의 CO 2 증가뿐만아니라, 지구상생물권에서의계절변화에따른광합성변화에의한주기성도나타내었다. 이후수행된현장프로그램에따라두반구의다른지점에서연속적인측정이이루어졌다 (Conway et al. 1994, Nakazawa et al. 1997, Langenfelds et al., 2002). 그림 2.3에서나타나듯이북반구 (NH) 의 Mauna Loa에서의대기중 CO 2 농도는남반구 (SH) 뉴질랜드의 Baring Head에서도동시에측정되었다 (Manning et al. 1997, Keeling과 Whorf, 2005). 이두측정소에서북반구와남반구의두지점에서대기중의CO 2 의가장긴지속적인기록이각각제공되고있다. Mauna Loa, Baring Head, Cape Grim(Tasmania) 와남극과같은원격지점들은대기중 CO 2 의증가에대한초기시대로부터의문서화된자료를제공해왔고, 국지적인배출및흡수으로인한단기적인변화의영향을거의받지않기때문에선택되었다. CO 2 는LLGHG이며대기중에서잘혼합되기때문에이러한지점에서의측정은도시점오염원과대륙을포함하는지구의통합적인큰그림을제공한다. 이것과 2.3절 에언급된다른 LLGHGs에도해당된다. 1980년대와 1990년대에걸쳐해양뿐만아니라대륙대기중 CO 2 의흡수와발생원의추정을위해대륙의 CO 2 측정범위를넓혀야할필요가있다는인식을하게되었다. 연속 CO 2 의분석기는상대적으로유지비용이비싸며현장에서의까다로운보정이요구되기때문에, 많은대륙과해양측정지점들에서유리와금속컨테이너에공기를채취하여분석하는보조적인공기샘플플라스크프로그램이추진되고있다. 채취후에채워진플라스크는분석을위해중앙의잘보정된실험실로보내지게된다. 가장대규모의공기채취분석망은미국에있는미국해양대기관리국의전구모니터링분과 (NOAA/GMD; 이전 NOAA/Climate Monitoring and Diagnostics Laboratory(CMDL)) 에의해운영되고있다. 이기구는여섯개의연속분석지역의대기중 CO 2 뿐만아니라, 전구적으로운영되는약 50개의지표측정지점에서의공기샘플플라스크를매주분석한다. 세계에많은실험실들이대기중 CO 2 의관측을하며, 측정자료의세계적인데이터베이스는이산화탄소정보분석센터 (CDIAC) 와 WMO 국제대기감시 (GAW) 프로그램의온실가스세계정보센터 (WDCGG) 에의해운영되고있다. 산업혁명이후의대기중 CO 2 의증가는화석연료의연소, 가스플레어, 시멘트생산에서배출된 CO 2 의배출량에기인한다. 다른원인은삼림벌채 (Houghton, 2003) 와바이오매스연소 (Andreae와 Merlet 2001, van der Werf 2004) 등과같은토지이용의변화로인한배출량을포함한다. 대기로배출된후 CO 2 는생물권과해수면의단기체류구성성분과빠르게교환되며, 지구상장기생물권과심해의장기체류구성성분을포함하는모든활성탄소저장소사이에서수백년의시간척도로재분배된다. 활성탄소저장소와기후탄소순환되먹임작용과대기중남아있는 CO 2 의수준을결정하는그들의중요성간에서탄소의이동을지배하는과정은, 탄소순환수지에대해논의되는 7.3절에나타나있다. CO 2 농도증가는모든강제력매개체중에서가장크게지속된복사강제력을만들어낸다. CO 2 의복사강제력은임의의기간중에대기중 CO 2 의변화의함수이다. 따라서, 중요한질문은 화석연료의연소, 시멘트생산과토지이용변화로부터배출된 CO 2 는대기와해양과육상생물권에어떻게재분배되는가? 이다. 이분배는다양한기술을사용하여평가되어왔다. CO 2 의탄소동위원소측정과대기중산소 (O 2) 항목의고정확도측정은가장강력한측정법이다. CO 2 에함유된탄소는자연적으로발생하는두개의안정한동위원소 12 C와 13 C를포함한다. 이들중첫째로, 12 C는약 99% 로가장많은동위원소양이며, 이에따라 13 C는약 1% 이다. 석탄, 가스와석유의연소와개간으로인한 CO 2 의배출에서의 134
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 13 C/ 12 C 동위원소비는대기중 CO 2 의그것보다낮으며, 각각은배출원에서의특정신호를간직한다. 그래서 Prentice et al.(2001) 가언급한바와같이, 화석연료의연소로인한 CO 2 가대기중으로유입될때, 대기중 CO 2 의 13 C/ 12 C 동위원소비감소를예측할수있으며, 이는화석기원의 CO 2 배출과일관성있는감소일것이다. 대기중 CO 2 의 13 C/ 12 C 비율의변화는다른배출과침적에의해서도나타나지만, 화석연료의연소로부터의 CO 2 에동위원소의신호변화는다른요소로부터결정될수있다 (Francey et al. 1995). 변화는 1/100000 보다정밀하게대기중 CO 2 의 13 C/ 12 C를측정할수있는능력을가지고있는현대식동위원소비율질량분광계를사용하여쉽게측정할수있다 (Ferretti et al., 2000). 그림 2.3에나타난바와같이, Mauna Loa에서대기중 CO 2 의 13 C/ 12 C비가감소되는경향을나타내었으며, 이는화석연료 CO 2 배출과대기중 CO 2 의농도경향과일치하였다 (Andres et al., 2000, Keeling et al., 2005). 대기중 O 2 의측정은해양과대륙사이의 CO 2 의분할결정의강력하고독립적인방법을제공한다 (Keeling et al., 2005). 대기중의 CO 2 와 O 2 의변화는식물의호흡과광합성과정에서반대의경향으로결합해있다. 이에더하여, 연소의과정에서 O 2 는대기중에서제거되며, 질량기반의대기중 CO 2 의증가에따른감소되는산출신호를나타낸다 ( 그림 2.3). 대기중 O 2 의측정은대략209,000ppm의배경농도에서 ppm 수준에서의변화를탐지해야한다는어려움때문에기술적으로쉽지않다. 이러한어려움은 ppm 수준에서대기중의 O 2 감소와계절적인주기를추적하는것이가능한간섭기술을사용한 Keeling과 Shertz에의해처음으로극복되었다 ( 그림 2.3). Manning과 Keeling(2006) 의최근연구는 CO 2 의증가보다빠른대기중 O 2 의감소를나타내고이는해양에서의탄소침강의중요성을설명한다. 대기중 CO 2 의 13 C/ 12 C 비율과대기중 O 2 의수준측정은 7.3절에서논의된바와같이화석연료에인한 CO 2 의활성탄소저장소간분배를결정하는데매우유용한도구이다. 그림 2.3에서최근두반구에서의측정은대기중 CO 2 의증가, O 2 의감소, 화석연료연소와대기중 CO 2 의 13 C/ 12 C 비율의강력한결합을강조하여나타낸다. Prentice et al.(2001) 에의해보고된 1990년에서 1999년까지의기간동안, 화석연료의연소와시멘트제조에따른배출량은 6.1에서 6.5 GtC yr -1, 또는약 0.7% yr -1 로불규칙적으로증가되었다. 하지만 1999년에서 2005년까지는배출량은 6.5에서 7.8 GtC yr -1 으로 (BP, 2006, Marland et al., 2006), 약3.0% yr -1 로규칙적으로증가하였으며, 3차평가보고서에서고려되었던것보다많아진배출량증가를나타낸다 ( 그림 2.3). 이산화탄소의배출량은세계적으로연간화석연료의연소와시멘트제조에따라지난 30년간약 70% 증가되었다 (Marland et al., 2006). 배출량과대기중 CO 2 농도의증가사이의관계는 대기중비율 로알려진비례조정요소를사용하여추적되어왔다. 이비는대기중 CO 2 농도의연증가량과, 시멘트제조와연간화석연료로부터의 CO 2 배출량을합한값의비로서정의된다 (Keeling et al., 2005). 1950년대부터의 10년단위값은평균약 60% 로나타난다. Hansen and Sato(2004) 는근간을이루는전구 CO 2 증가율은약 1.9ppm yr -1 로예측하였다. 이러한수치는 1995년에서 2005년까지 10년간관측된결과와일치한다. 1990년대의토지이용변화에따른이산화탄소배출량은 0.5에서 2.7 GtC yr -1 로추정되며 (7.3절, 표 7.2), CO 2 증가율에 6~39% 정도를기여한다. Prentice et al.(2001) 는 Houghton (1999, 2000) 을인용하여, 1850년과 1990년사이에토지이용변화의결과로 121 GtC의순배출량이생겼다고하였다. 이기간의추정량은 1960년이전의추정된배출량의증가의따라 Houghton(2003) 에의해 134 GtC으로상향조정되었다. Houghton(2003) 은또한배출목록을 2000년까지확대하였으며, 1850년부터누적된배출량 156 GtC을제시하였다. Brovkin et al.(2004) 와 Matthews et al.(2004) 에의한탄소순환모의실험에따르면토지이용변화로인한배출량은 1850년에서 2000년까지증가한총 CO 2 중 12-35ppm정도를기여한다고하였다 (2.5.3. 절, 표 2.8). 과거의토지피복변화는 2.5.2 절에서논의되었으며, 1980년대와 1990년대의 CO 2 수지는 7.3절에서심층적으로논의되었다. 2005년의 9개지점의 SIO 네트워크의전구 CO 2 농도평균은 378.75±0.13ppm이었으며 40개지점의 NOAA/GMD 네트워크는 378.76±0.05ppm이었기때문에, 전구평균은거의 379ppm이다. 양자의측정망중멀리떨어진해양경계층의지점들만이이용되었으며, 높은고도에위치한지점들은포함되지않았다. 예를들어, Mauna Loa 지점은약 0.5ppm이 고도영향 에따라제거되었다. 추가적으로, 2005년의수치들은아직까지샘플측정에사용된최종기준가스보정중에있다. 현남극의빙하와만년설의새로운 CO 2 측정 (MacFarling Meure et al., 2006) 은 Etheridge et al.(1996) 의그것으로부터기원후 0년까지갱신, 확장되었다. 1750년의 CO 2 농도는 277±1.2ppm이다. 1800년전의 CO 2 혼합비는 272와 284ppm 사이에서변화하였으며, 1600년과 1800년사이에 5에서 10ppm까지감소된것을보여주고있다 (6.3절). 복사강제력계산은보통산업화이전지표로 1750년을택한다 ( 예, 3차평가보고서와본평가보고서 ). 그러므로 1750년의사용은자 135
기후변화 2007 - 과학적근거 - 연적인냉각기종결이후인위적인배출에만기인하지않는 CO 2, CH 4 와 N 2O의농도변화에따라복사강제력을약간과대평가할수있다. 복사강제력계산을위해 1860년을대체적인시작시기로사용하면대략 10% 의 LLGHG 복사강제력이저감될것이다. 복사강제력의계산을위해남극의 Law Dome 빙모의자료를사용하였는데이는현존하는빙하코어중의가장높은연대해상도 ( 대략10년 ) 를보여주기때문이다. 뿐만아니라 Tasmania의 Cape Grim 대기중 CO 2 의직접관측기록과높은정확도를가진빙하코어의정보는서로연계되어있다. Ramaswamy et al.(2001) 에서인용된 LLGHG의복사강제력을위한간단한계산식은여전히유효하다. 이식은구름, 성층권조정, 태양광흡수가포함된전구복사강제력계산을기초로하며, CO 2 의농도가 2배가되었을때 +3.7 Wm -2 의복사강제력을이용한다 ( 본장에서사용된 CO 2 복사강제력계산식은 3차평가보고서에서개정된 IPCC(1990) 의식이다. 여기에서 CO 2 의경우복사강제력은농도증가에대해대수적 으로증가한다 ). Collins et al.(2006) 는다섯개의상세한 line-by-line models의비교와 20개의 GCM 복사기작에대한비교를수행하였다. line-by-line model 결과의폭은 Ramaswamy et al.(2001) 에서채택된 LLGHG 복사강제력에서 ±10% 의불확실성추정치와일치하며, 본평가보고서에도이와비슷하게 90% 의신뢰구간에서 ±10% 가적용되었다. 그러나 10% 라는상대적으로작은불확실성은 GCM에다 LLGHG 강제력을통합할때언제나달성가능한것이아니라는점을이해해야만한다. 예를들어, Collins et al.(2006) 와Forster와 Taylor(2006) 는 GCM 복사기작은총 LLGHG 복사강제력산정에있어서약 20% 의불확실성을가지고있다는것을발견했다 (2.3.2절과 10.2절 ). 대기중 CO 2 에 379ppm의 2005년전구평균값을사용하는경우, 복사강제력은 1.66±0.17Wm -2 으로나타난다 : 본장에서고려된다른강제력매개체기여도에비해아주큰기여도를보인다. 이것은 Ramaswamy et al.(2001) 에서 1998년에대해보고된수치에비해 13~14% 의증가이다. 이러한변화는단독으로대기중 CO 2 에서의증가에따른것이며, 또한이것은다른매개체에의한복사강제력의변화보다훨씬더큰것이다. 1995년에서 2005년까지의 10년간 CO 2 에따른복사강제력은약 0.28 Wm -2 (20%) 증가하였는데, 이는적어도지난 1800년부터계산된어떠한 10년단위의변화보다훨씬큰증가이다 (6.6절, FAQ 2.1의그림 1). 표 2.1은현재의농도와 LLGHGs의복사강제력과 1998년부터의변화를요약하고있다. CO 2 와다른 LLGHGs로부터의복사강제력은높은수준의과학적인이해도를가지고있 그림 2.3. 최근의 CO 2 농도와배출량 (a) 하와이의 Mauna Loa(19 N, 검정 Keeling과 Whorf, 2005) 와뉴질랜드의 Baring Head(41 S, 파랑 Manning 외에의한기술에이어, 1997) 에서 1970년부터 2005년에걸쳐연속분석기에의해측정된 CO 2 농도 ( 월평균 ). 북반구에지구상생물권이상대적으로더많이존재함에따라, CO 2 의계절주기는남반구주기보다크다. 아래오른쪽그래프에캐나다의 Alert(82 N, 핑크 ) 와오스트레일리아의 Cape Grim(41 S, 청록색 ) 의플라스크샘플의대기중산소 (O 2) 측정이나타나있다 (Manning과 Keeling, 2006). O 2 의농도는임의의참고문헌에서 O 2/N 2 의 per meg 편차로측정되었고, 일반적으로안정된동위원소연구에서사용되는 per mil 단위와비슷하지만비율은훨씬작은변화가측정되었기때문에 103 대신에 106가곱해졌다. (b) CDIAC 웹사이트의 2003년까지의자료를사용한 (Marland 외, 2006), 2005년까지 GtC yr -1 ( 검정 ) 단위의화석연료연소와시멘트제조로부터의전세계연간 CO 2 배출량. 2004년과 2005년의배출량자료는 BP Statistical Review of World Energy(BP, 2006) 로부터의데이터를사용한 CDIAC로부터외삽법이행해졌다. 토지이용에의한배출량은나타내지않았다이것은 1990년대에 0.5~2.7 GtC yr -1 의범위로추정되었다 ( 표 7.2). 1981년에서 2002년까지 Mauna Loa에서측정된대기중 CO2의 13 C/ 12 C비의연평균 ( 빨강 ) 이나타내어졌다 (Keeling 외, 2005). 동위원소자료는측정표준으로부터 d 13 C(CO 2) (per mil) 편차로표현되었다. 명확하게하기위해이단위가역으로변환되었다. 다 (2.9절, 표 2.11). 복사강제력에서의불확실성은거의전적으로복사전달에기인하지농도변화에기인하지않는다. 그러므로복사강제력의경향은절대적인복사강제력값보다더정확하게결정될수있다. 2.5.3절의표 2.8에서토지이용의변화로부터의 CO 2 복사강제력의기여는약 0.4 Wm -2 일것이다.(1850년부터). 이것은화석연료와시멘트제조를포함하여현재의복사강제력의약 3/4을기여한다는것을의미한다. 136
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 2.3.2 대기중메탄본장에서는현재전세계의대기중메탄수지에대한이해와복사강제력의계산을위해필요한자료를제공하는전구관측프로그램에대해설명한다. 뿐만아니라기준농도 (reference level) 로이용되는 CH 4 의산업화이전의수준에대한위한자료가제공된다. CH 4 수지에대한상세한분석과이에대한생지구화학적인것은 7.4절에나타내었다. 이는 CO 2 에뒤를이어두번째로큰 LLGHGs의복사강제력을가진다 (Ramaswamy et al., 2001). 지난 650kyr 동안의빙하코어기록은대기중 CH 4 의양이빙하시대의약 400ppb 의낮은농도에서부터간빙기의약 700ppb의높은농도까지의변화를가졌으며, 단일측정으로는 Vostok 코어에서약 770ppb에달했다 ( 그림 6.3). 2005년에양반구에서 NOAA/GMD에의해운영되는 40 곳의지표대기플라스크실험의네트워크에서측정된 CH 4 의전세계평균양은 1,774.62±1.22ppb이다. 이는단일연구실에의해운영되는것중에지리적으로가장넓은네트워크이며, 보정척도 (calibration scale) 는 3차평가보고서에서와는다른것이적용되었다 (Dlugokencky et al., 2005). 새로운척도 (NOAA04로알려진 ) 로인하여, NOAA/GMD에서작성된이전에보고서에서제시된 CH4의농도가약 1% 씩증가했다. 이는 Advanced Global Atmospheric Gases Experiment (AGAGE) 네트워크에훨씬더일치하는결과를가져왔다. 이척도는 공통기준 으로서 WMO의 GAW 프로그램에참여하고있는연구기관들에의해이용될것이다. 또한대기중의 CH 4 는북반구와남반구에있는다섯개의측정소에서네트워크에의해관측되었다. 이그룹이매일각지점에서 36회의 CH 4 측정을위해자동화된시스템을이용하며, Cunnold et al.(2002) 에의해묘사된보정된방법에의해제시한 2005년의평균은 1,774.03±1.68ppb였다. 네트워크에대해몬테카를로방법을이용하여 90% 신뢰구간을계산하였으나, 이는샘플링지역의분포에따른불확실성만을나타낸다. 양자의네트워크를위해멀리떨어진해양경계층의지점들이이용되었으며, 대륙에위치한지점들은포함되지않았다. 다른 CH 4 측정프로그램을위한대기중 CH 4 측정의세계적인데이터베이스 ( 즉, 일본, 유럽, 호주의 ) 는 GAW 프로그램의 WDCGG와 CDIAC에의해유지되고있다. 현 CH 4 의대기중농도는적어도지난 650kyr에동안은전례가없었던수준이다 (Spahni et al., 2005). 지난 25년동안양반구의다양한측정지점에서이루어진직접대기측정에의하면, 비록그기간동안 CH 4 의양이약 30% 증가되었을지라도그증가율은1970년대후반과 1980년대초반의연 간 1% 보다큰최고증가율에서 1990년대후반에는 0% 에가까운낮은값으로점차적으로감소하고있다 (Dulgokencky et al. 1998, Simpson et al., 2002). 증가율의감소는 1980년대에시작되었다. NOAA/GMD에의해유지되는지표지점네트워크에의하면 1984년의 14ppb yr -1 ( 약 1% yr -1 ) 에서 1999년에서 2005년까지 0으로가까워지는감소를한다 (Dlugokencky et al., 2003). 남반구의측정지점에대한 Lowe et al.(2004) 에의한측정은 GAGE/AGAGE의네트워크 (Cunnold et al., 2002) 와비슷한특징을보여준다. CH 4 의전구적증가율과최근연간변화추이의특징은 1998년의 14ppb yr -1 의높은증가율에서 2001, 2004년과 2005년에서의 0보다적은것으로의변화이다 ( 그림 2.4). 대기중 CH 4 의증가율의변화와대기적재량의미래변화에대한이유는알지못하지만 (Prather et al., 2001), 이것은분명히 CH 4 배출원과흡수원간의불균형과연관되어있다. 대부분의 CH 4 는대기중에서의광화학반응에의해생성되는수산기자유라디칼 ((OH) 과의반응에의해제거된다. 대기중 CH 4 농도조절에서 OH의역할은 2.3.5 절에서논의되었다. 부수적인감소에는자유염소와의반응 (Platt et al., 2004) 과성층권과토양에서의파괴가포함된다 (Bern et al., 1990). 세계적인 CH 4 배출원은상대적으로잘알려져있으나배출원별배출강도와그들의경향은잘알려져있지않다. 상세하게설명된 7.4절에따르면대개생물기원과습지, 벼경작, 바이오매스연소와반추동물을포함한다. 또한메탄은화석연료채광과공급을포함한여러산업배출원에의해배출된다. Prather et al.(2001) 는 CH 4 의 상향식 방식의전세계배출원추정의넓은범위를제시했다. 그당시로부터공표된새로운배출원의추정은표 7.6에나타나있다. 그러나 Berganaschi et al.(2005) 에의한보고에따르면 상향식 방식을기반으로한국가배출목록은배출량을심하게과소평가할수있고, 하향식 기법을이용한검증이필요할것이라고주장하였다. Keppler et al.(2006) 가발견한바에따르면살아있는식물로부터의배출량이세계 CH 4 배출량의 10~ 30% 의기여를하는것으로추정되었다. 이들의연구는제한된배출원에대한측정을외삽한것이었고다른연구기관에의해확인되진않았지만, Frankenberg et al.(2005) 에의해보고되었던열대우림을상공에서위성관측된 CH 4 플룸들에어느정도의뒷받침을제공하였다. CH 4 의잠재적인큰배출원을발견하지못했다는사실은현재의 하향식 방식의추정이커다란불확실성을가지고있다는것을나타낸다 (7.4 절 ). 여러넓은범위의가정은 CH 4 증가율의감소와이것의변화를설명하기위해제시되었다. 예를들어, Hansen et 137
기후변화 2007 - 과학적근거 - 표 2.1. 관측된온실기체별현재농도와 RF, 1998 년 (3 차평가보고서때사용된기준연도 ) 이후의변화로제시되었다. 농도와변화 종류 2005 1998 년이후의변화 복사강제력 2005 (Wm -2 ) 1998 년이후의변화 (%) CO 2 379±0.65 ppm +13 ppm 1.66 +13 CH 4 1,774±1.8 ppb +11 ppb 0.48 - N 2O 319±0.12 ppb + 5 ppb 0.16 +11 ppt ppt CFC-11 251±0.36-13 0.063-5 CFC-12 538±0.18 +4 0.17 +1 CFC-113 78±0.064-4 0.024-5 HCFC-22 169±1.0 +38 0.033 +29 HCFC-141b 18±0.068 +9 0.0025 +93 HCFC-142b 15±0.13 +6 0.0031 +57 CH 3CCl 3 19±0.47-47 0.0011-72 CCl 4 93±0.17-7 0.012-7 HFC-125 3.7±0.10 +2.6 0.0009 +234 HFC-134a 35±0.73 +27 0.0055 +349 HFC-152a 3.9±0.11 +2.4 0.0004 +151 HFC-23 18±0.12 +4 0.0033 +29 SF 6 5.6±0.038 +1.5 0.0029 +36 CF 4(PFC-14) 74±1.6-0.0034 - C 2F 6(PFC-116) 2.9±0.025 +0.5 0.0008 +22 CFC Total 0.268-1 HCFCs Total 0.039 +33 Montreal Gases 0.320-1 Other Kyoto Gases(HFC s+pfcs+sf 6) 0.017 +69 Halocarbons 0.337 +1 Total LLGHGs 2.63 +9 al.(2000) 는경제적인보상이인위적인 CH 4 배출량을감소시켰다고하였다. 흡수원의장기변화가무시할만하다는점을고려하면농도변화는 CH 4 배출량이증가하지않았다는사실을시사한다.(OH : 2.3.5절과그림2.8). 이와유사하게, Dlugokencky et al.(1998) 와 Francey et al.(1999) 에따르면, 1982년부터관측과일관된배출량과체류시간을고려했을때, 성장률의둔화는배출량의안정을의미하는것이다. 상대적으로 1991년에서 1998년까지의증가율은각각최고점값이 15, 14 ppb yr -1 에이르는등 ( 약 1% yr -1 ) 많은예외적인상황이발생하였다. 1991년의예외적인상황에이어 1992년에는증가율의큰폭의하강이뒤따르며, 이는많은양의재와 SO 2(sulphur dioxide) 를열대지방의낮은성층권 에유입시켜열대지방의광화학반응에영향을주고결국대기중 OH에의한 CH 4 의제거에영향을미쳤던, 1991년 5 월피나투보화산폭발과연관되어있다 (Bekki et al. 1994, Dlugokencky et al. 1996). Lelieveld et al.(1998) 와 Walter et al.(2001) 가피나투보산의폭발의결과에서낮은온도와낮은강우는습지에서의 CH 4 배출량을감소시켰다고하였다. 이시기에 CH 4 농도증가율의예외적인경우와함께, CH 4 의예외적인 13 C/ 12 C비가남반구의지표측정지점에서관측되었다. 이것은바이오매스연소와같이, 동위원소적으로무거운배출원에서의배출량이감소되었기때문인것으로생각하고있으나 (Lowe et al., 1997; Mak et al., 2000), Francey et al.(1999) 에의해관측된동기간동안낮은빈도의측정자 138
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 료에의해서는확인되지는않았다. 지표에서기기를사용한온도기록이시작된이래로세계적으로더운해였던 1998년의 CH 4 상대적성장률의큰증가에대해 Dlugokencky et al.(2001) 는아한대의바이오매스연소와습지에서의배출이이러한예외적인성장율에기여할수있다고제안하였다. Chen과 Prinn(2006) 는같은현상에대해역추적법을사용하여첫째원인은습지와벼농경지배출량의증가이고, 둘째로바이오매스연소에원인을두었다. CH 4 의탄소동위원소측정을사용한 Morimoto et al.(2006) 는습지와바이오매스연소의상대적인기여도가각각2/3과 1/3 증가하였다고판단했다. CH 4 의빙하코어측정 (Etheridge et al.1998) 에따르면 1700년부터 1800년까지산업화이전의전구 CH 4 의수준은 715±4ppb(1970년에도역시 715±4ppb였다 ) 이며, 이는복사강제력의계산을위한참고기준으로이용된다. 여기에는그린랜드와남극의빙하코어로부터의측정을모두포함하였으므로양극사이의차이를고려한것이다. CH 4 농도변화에기인한복사강제력의계산은 Ramaswamy et al.(2001) 가제시한 CH 4 에대한간략하고신뢰성있는수식으로계산된다. 1750년의 715ppb부터 2005년의 1774ppb까지 (AGAGE와 GDM 네트워크로부터의평균농도 ) CH 4 의변화는 +0.48±0.05Wm -2 의복사강제력을제시하며, CO 2 의뒤를이어 CH 4 가 LLGHG 중두번째로높은복사강제력을나타낸다 ( 표 2.1). 현재농도의불확실성의범위는연내의변화성을대변하는것으로빙하코어샘플링정밀도에만의존하는산업화이전의불확실성의추정에는포함되지않는것이다. CH 4 에기인한복사강제력의추정은 Ramaswamy et al.(2001) 와같으나농도에서약간의상승이있었다. CH 4 의스펙트럼에의한흡수는 N 2O의그것과일부중첩된다 ( 간략수식에서도고려되었다 ). 산업화이전의농도대신현 N 2O 농도를사용하여중첩된부분을고려하면 (Ramaswamy et al., 2001, 과같이 ) CH 4 에기인한복사강제력이현재사용되고있는값에비해 1% 감소한다. Collins et al.(2006) 는 CH 4 와 N 2O의맑은하늘의순간복사강제력에대한 line-by-line 모델결과는동일한대기중의배경연직분포가사용될때서로잘일치된다는것을확인하였다. 그러나, GCM 복사기작들은 line-by-line 모델과잘일치하지않는것이확인되었으며, CH 4, N 2O와 CFCs에대한오류율이 50% 이상일가능성이있다는것이확인되었다. 추가적으로, 태양복사의흡수로부터의작은영향이 lineby-line 모델을통해밝혀졌는데이는아직 GCM들에는포함되지않고있다. 그림 2.4. 최근 CH 4 농도와경향. (a) NOAA/GMD( 파란선 ) 과 AGAGE ( 빨간선 ) 에서운영되는지표지점으로부터파생된몰분류 (ppb) 전세계 CH 4 의시간변화. 양네트워크로부터얇은선은전세계 CH 4 의평균을나타내고, 두꺼운선은계절화되지않은전세계평균경향을나타낸다.(b) 1984년에서 2005년말 (NOAA/GMD, 파란색 ) 까지와 1988년에서 2005년말 (AGAGE, 빨간색 ) 의전세계대기중 CH 4 농도의년성장률 (ppb yr -1 ). 증가율과그들의각달에대한불확실성, 나머지의자동상호관계를고려한선형의최소제곱법이사용되었다. 이는 Wang et al.(2002) 의방법에따르고, 현월로부터여섯달이전과이후에대한 (a) 값으로부터계절화되지않은전세계몰분율평균값이적용되었다. 수직의선은표준편차불확실성 (95% 신뢰도구간 ) 을가르키고, 1 표준편차불확실성은 AGAGE와 NOAA/GMD에대해모두 0.1과 1.4 ppb yr -1 사이에있다. 상호비교를통해 AGAGE와 NOAA/GMD 사이의차이점보정계수가정해진다. 2.3.3 그외교토의정서가스 3차평가보고서에서 N 2O는 LLGHGs 중에서 CO 2, CH 4 와 CFC-12의뒤를이어네번째로큰복사강제력을가지고있었다. 3차평가보고서에서는 1998년에대기중의 N 2O의양을 314ppb로, 산업화이전수준의약 270±7ppb로부터 44ppb 정도증가하였으며, 복사강제력은 +0.15±0.02 Wm -2 으로평가하였다. 이복사강제력은대기중 CH 4 와의중복된복사흡수에영향을받았다. N 2O는또한성층권에서의오존제거물질인일산화질소 (NO) 와이산화질소 (NO 2) 의주된생성원으로오존의평가서에서지적되어왔다. 가장최근의평가에서대기중 N 2O의체류시간은 114년으로제안되었다 (Montzka et al., 2003). 3차평가보고서에서는 N 2O의배출원인토양, 농경, 연소와해양에서의불확실성을지적하였다. 이러한배출을고려할때관측된증가비율은0.2% 에서 0.3% yr -1 였으며, 이는더잘정량화된흡수원 ( 대체로성층권에서의파괴 ) 과모순되지않는다. 산업화시기에서의 N 2O 증가에대한주요한강제력은경작지의확장과비옥화로인한미생물의생성증대로결론지어졌다. 139
기후변화 2007 - 과학적근거 - N 2O에대한빙하코어분석에따라, 현재로부터 2000년이상이전의농도자료들이보고되어왔다 (MacFarling Meure et al., 2006, 6.6절 ). CO 2 와 CH 4 의경우와같이기록의초기 1800년동안농도에서상대적으로적은변화를나타내며, 그후에상대적으로빠른변화를나타낸다 (FAQ 2.1의그림 1). 1998년부터대기중의 N 2O 수준은 2005 년 319±0.12ppb까지점차적으로증가하였으며, 대게그수준은지난몇십년간선형으로증가 ( 약 0.26% yr -1 ) 되어왔다 ( 그림2.5). 1750년의 270ppb로부터 2005년의 319ppb까지의 N2O 혼합비의변화는 Ramaswamy et al.(2001) 에의해제시된간소화된수식을그림 2.5. N 2O 몰분율 (ppb) 의반구상의월평균 ( 십자표식은북반구, 삼각형은남반구 ). 대사용하면 +0.16±0.02Wm -2 의복사강제력으기중체류시간실험 (ALE) 과 GAGE(1990년대중반동안 ) 와 AGAGE(1990년대중반으로부터 ) 네트워크 (Prinn et al., 2000, 2005b) 로부터 N 2O의관측 ( 위치에서 ) 은월표준편차와함께로나타난다. 3차평가보고서 ( 표 2.1) 이래로나타내어졌다. NOAA/GMD의자료는표준편차없이나타내어졌다 (Thomson et al., 2004). 복사강제력은 11% 씩증가되었다. CFC-12 관측에서변동값은기기의정확도의개선에따라감소되었다. 실제신호는마지막 10년에서만나타났다. 수준이천천히감소하고있음을고려할때 (2.3.4절) LLGHG 복사강제력의순위에서 90 S까지에대한 Prinn et al.(1990) 에비해현저하게낮은배 N 2O가세번째를차지할것이다. 출량 (0에서 4%) 과 0 에서 30 N까지의현저하게높은배출량 3차평가보고서이래로지역적인 N 2O 플럭스의이해도는 ((50에서 64%) 을산정하였다. 성층권역시 N 2O의계절주기증가되었다. 여러연구의결과로연안용승지역, 대륙의경에서중요한역할을한다고제시되었다 (Nevison et al., 사지역, 하구와강으로부터세계 N 2O 배출량이정량화되었 2004). 예를들어대양에서의생물학적인 N 2O의순생성의다. 연안지역은 N 2O의 0.3~6.6 TgN yr -1 정도, 그리고총대계절적인주기, 성층권의저농도 N 2O의침투와다른과정에양배출량의 7-61% 을기여한다고제시된다 (bange et al. 따른영향의결과등에의해, 그동안잘알려져왔던남반 1996, Nevison et al., 2004, Kroeze et al., 2005, 7.4절 ). 구주기가해석되어질수있었다 (Nevison et al., 2005). Manning et al.(2003) 는역추적법과아일랜드 AGAGE의측 Nevison et al. 는또한 0.9 TgN yr -1 혹은전세계총량의약정자료를사용하여 0.9±0.1TgN yr -1 의 EU N 2O배출량은기 5% 를남대서양 N 2O 배출로추정하였다. 북반구의복잡한후변화협약 (UNFCCC) N 2O 배출목록의 0.8±0.1TgN yr -1 과계절적인주기는북위도토양배출원과성층권침투에서의잘부합한다고추정하였다. Melillo et al.(2001) 는브라질대계절적인변화와일치시키기어렵다 (Prinn et al., 2000, 지의전환과정을연구하여, 열대우림에서목초지로의변환 T.Lino et al., 2004). 성층권에서의 N 2O의파괴는이것의더은초기의 N 2O의배출증가를초래하지만후에본래의숲에무거운이성체동위원소와 isotopologue의다량화를초래하비해 N 2O의배출이감소한다는증거를제시하였다. 또한그며, 대류권 N 2O농도에영향을끼치는성층권의영향과지표들은브라질숲의토양이전세계 N 2O 발생의약 10% 에단플럭스의영향을구별하기위한잠재적인방법을제공한다독으로기여한다고추론하였다. 일찍이측정과역추적법을 (Morgan et al., 2004). 이용하여 N 2O 배출량과흡수량을산정해본결과, 열대지방인간이만든 PFCs, HFCs와 SF 6 는매우적은양으로도기이 1978-1988년까지의아산화질소의주요발생원이라고추정후시스템의복사강제력에큰기여를하는매우효과적인적하였다. 특히 0-30 S까지 20~29% 이고, 0-30 N까지 32~39%, 외선흡수체이다. 주요 HFCs, PFCs와 SF6의세계적인주기 30 S-90 S까지 11~15% 이며, 30 N~90 N까지 22~34%(Prinn 와관측은 Velders et al.(2005) 가재검토하였다. 본장은오 et al. 1990) 이었다. 이러한추정결과는반구간차이에강한직이유형들에대한짧은논평과갱신된정보를제공한다. 영향을미치는성층권-대류권교환률에민감하게영향을받표 2.1은현재의농도와최근의할로카본의경향과그들의기때문에그불확실성이높다. Hirsch et al.(2006) 는역추적복사강제력을제시한다. 여기와이후절에서다루어질대부모형을이용하여 1998년에서 2001년까지해양의 30 S에서분할로카본의흡수분광은대류권의압력과온도로는분리 140
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 되지않는, 강하게중첩된스펙트럼들로써특징지어지며, 횡단측정에서의약간의불확실성이나타난다. 횡단면측정의불확실성은제외하고라도가스의권계면높이, 수직, 공간, 계절적인분포, 운량, 성층권의온도조정이어떻게일어나는가등이복사플럭스계산에서차이를만들수있다. IPCC/TEAP는횡단면측정과복사플럭스계산의불확실성과연계된할로카본들의복사강제력계산의불확실성은 40% 에달한다고결론지었다. IPCC/TEAP에따르면다량의 HFCs 에대한연구에서계산조건이더욱조절되었을때 12% 이상의일치도에달할수있음을나타낸다 (2.10.2절). 산업의중요한 HFCs는 1.4~270년범위의체류시간을가진다. 1998년에관측된 HFCs는최대의몰분율 (3차평가보고서에보고된바와같이 ) 내림차순으로 HFC-23, HFC-134a와 HFC-152a이다. 2005년에관측된대기중주요HFCs의농도는 HFC-134a는 35ppt, HFC-23은 17.5ppt(2003년값 ), HFC-125는 3.7ppt, HFC-152a는 3.9ppt이다 ( 표 2.1). 대기중주요 HFCs의관측농도는보정된농도와배출량의불확실성범위내에서인위적인배출량에의해설명될수있다. 측정은 GMD(Thompson et al., 2004) 와 AGAGE(Prinn et al., 2000, O`Doherty et al., 2004, Prinn et al., 2005) 뿐만아니라태즈메이니아에서의 East Anglia 대학 (UEA) 연구에서진행되었다. 이러한데이터는그림 2.6에요약되었고, 북반구배출량의증가에따라지속적인 HFCs의양의증가율과북반구에서의위도별차이가증가하는경향을나타낸다. 에어컨냉각제인 HFC-134a는 CFC 냉각제의대체물로써의역할로사용량이증가함에따라배출량도빠른속도로증가되었다. 약 14년의체류시간과함께이것의최근경향은첫째로배출량에의해결정되며둘째로대기중에서의파괴에의해결정된다. 대기중측정으로부터의 HFC-134a 배출량의추정은산업체에서의산정과대략적으로일치한다 (Huang와 Prinn, 2002, O`Doherty et al., 2004). IPCC/TEAP(2005) 는 1990년대초기에전세계 HFC-134a 배출량이빠르게증가하기시작하는것을보고하였으며, 1995년에서 1998년까지유럽에서 HFC-134a과 1996년에서 2000년까지 HFC-152a 배출량의급격한증가가기록되었으며, 2003년을지나비슷한수준으로평준화되었다. 폼형성에이용되는, 약 1.5년의체류시간을가진 HFC-152a 농도는지수적으로빠르게증가하고있는데이는빠른배출량증가와이에미치지못하는대기중분해량의증가에따른것이다. Hydrofluorocarbon-23은매우긴대기중체류시간 ( 약 270 년 ) 을가지고있으며, 이것은주로 HCFC-22 물품의부산물로생성된다. 이것의농도는이러한배출량으로인해대략적인선형으로증가하였으며, 이것의파괴는오직이것의수지 균형에있어서매우부수적인부분이다. 또한소량의두냉각제인 HFC-125와HFC-143a의농도는증가하였다. PFCs, -대게 CF 4(PFC-14) 와 C 2F 6(PFC-14) 와 SF 6 -는매우큰복사효과와 1000년에서 50,000년범위의체류시간을가지며 (2.10절, 표2.14) 복사강제력에지속적인기여를한다. SF 6 와 C 2F 6 의농도와복사강제력은 3차평가보고서로부터 20% 이상증가되어왔지만 ( 표2.1, 그림 2.6) CF 4 농도는 1997년부터갱신되지않았다. CF 4 의인위적, 자연적배출원모두대기중에서관측된 CF 4 의많은양을설명하는데중요하다. 이들 PFCs는전통적인알루미늄생산과정과다른활동들의부산물로생산되어진다. CF 4 농도는약 1960년으로부터선형적으로증가하여왔으며, 현대기중존재량의약반이자연적인배출원에서나온다 (Harnisch et al. 1996). Sulphur hexafluoride(sf 6) 는전기공급시설의전기적절연액체로의사용과해양과대기의수송과정을연구하기위한불활성추적자의배출에서생성된다. 이것의농도는 1998년 (3차평가보고서 ) 에는 4.2ppt였으며지난 10년간대체적으로일정한배출량을포함하여선형으로지속적으로증가하였다. 이것의매우긴체류시간은대기중에서줄어들지않는누적된배출량을확인해준다. 그림 2.6. 주요 halogen 을포함하고있는 LLGHGs 의전세계평균건조공기몰분율 (ppt) 의시간에따른변화. 이는주로 AGAGE 와 NOAA/GMD 네트워크로부터의월평균측정치를사용하여산정되었다. 자료투명성을제고하기위해두네트워크의값은두데이터를모두입수가능할때, 같은가중치로평균된다. 어느정도의차이는존재했지만, 대체적으로이네트워크는서로일치하고 (CCl4( 네트워크사이에 2-4% 의차이 ) 와 HCFC-142b( 네트워크사이에 3-6% 의차이 ) 를제외하고 ), 다른측정망값과도일치한다 ( 각기체에대한참고문헌참조 ). 141
기후변화 2007 - 과학적근거 - 2.3.4 몬트리올의정서가스 " 오존층파괴를일으키는물질들에대한몬트리올의정서 " 는성층권의염소와브롬농도를저하시키는것을일차적인목적으로많은강력한온실가스를규제하고있다. 이러한가스는 CFCs, HCFCs, chlorocarbon, bromocarbon과 halons을포함한다. 이러한가스의전지구적인주기와측정자료들은 "2002년오존파괴에대한평가서 "(WMO, 2003) 의 1장과 IPCC/TEAP(2005) 에서자세하게재검토되었다. 여기에서의논의는이러한재검토이후에발전과 halogen 존재량보다더욱복사강제력에기여하는이러한가스들에초점을맞추었다. 2005년에관측된농도를사용한몬트리올의정서가스는모든 LLGHGs의직접적인복사강제력에 12%(0.320Wm -2 ), halocarbon류의복사강제력 ( 표 2.1) 에 95% 를기여하였다. 이러한기여는 CFCs에의해지배된다. 이러한가스들 ( 의점감 ) 에대한몬트리올의정서의효과는상당히컸다. IPCC/ TEAP(2005) 는 CO 2-등가의 CFCs, HCFCs와 HFCs 배출량은 1980년대후반의약 7.5 GtCO2 -eq yr -1 의최고치로부터 2000 년까지당해의전세계적이화석연료연소로인한 CO 2 배출량의약 10% 에상응하는약 2.5 GtCO2 -eq yr -1 으로감소될것으로결론지었다. 그림 2.6에요약되어있는 CFCs와 HCFCs의측정은 AGAGE 네트워크 (Prinn et al., 2000, 2005b) 와 GMD 네트워크 (Montzka et al. 1999년개정판, Thompson et al., 2004) 로부터접할수있다. 정확한플라스크측정은 Irvine에있는캘리포니아대학 (UCI; Black et al., 2001년개정판 ) 과 UEA(Oram et al. 1998; Oram, 1999년개정판 ) 에존재한다. 두가지주요 CFCs(CFC-11와 CFC-13) 는 1990년대중반부터대기에서감소되어왔다. 이들의배출량이몬트리올의정서에대한영향에의해감소하는동안, 그물질들의감소는 -두물질의체류시간이각각 45년과 85년이라는점을고려할때- 그수준을오직 2% 와 1% yr -1 정도만줄일수있다는것을의미한다. 그럼에도불구하고몬트리올의정서는 1950년부터약 1990년까지빠르게증가하였던 halocarbon 복사강제력의성장을실질적으로감소시켰다. 주요 CFC이자세번째로중요한 LLGHG인 CFC-12는최종적으로대기중수준의안정역 ( 배출량과손실이같은지역 ) 에달했는데 2003 년에최고치에도달했던것으로보인다. 이것의 100년간의체류시간을고려하면배출량이없더라도년간약 1% 만이감소할수있다는것을의미한다. CFC-12의안정화와 CFC-11과 CFC-113의선형의감소경향은계속되었다. 세물질의위도별차이는매우적으며예상대로더욱감소되고있다. CFC와 HCFC의통합복사강제력은 2003년이래로조 금씩감소되어왔다. CFC-11와 CFC-12의 1998년농도는 3 차평가보고서의표 6.1에서과대평가되었다. 이는측정기반의복사강제력이 3차평가보고서 ( 표 2.1) 의시기로부터약 1% 증가된것으로함을나타내었음에도불구하고, 표 2.1의 2005 년총halocarbon 복사강제력 (0.337 Wm -2 ) 이 3차평가보고서에서인용된 0.34 Wm -2 보다약간줄어들었음을의미한다. 주요용제로사용되는 methyl chloroform(ch 3CC l3) 의복사강제력이특히중요한데, 이는이것의복사강제력 ( 표 2.1, 그림 2.6) 이작아서가아니고, CH 4, HFCs와 HCFCs에대한주요흡수원으로작용하는 OH의농도추정에널리사용되었으며, 2.3.5절에서논의된것과같이황산염, 질산염과일부유기에어러솔의주요생성기작에관여하였기때문이다. 전세계대기중 methyl chloroform 농도는 1978년으로부터점차적으로상승하여 1992년에최고치에달했다 (Prinn et al., 2001, Montzka et al., 2003). 그때로부터농도는빠르게감소되었다. 4.9년의상대적으로짧은체류시간과몬트리올의정서영향하에단계적인제거에의해 1992년에 AGAGE의측정보다 20% 적은수준이 2003년에나타났다 (Prinn et al., 2005). 아마도최근몇년간산업자료로부터결정된 methyl chloroform의배출량은매우적을것이다 (McCulloch 와 Midgley, 2001). 지표관측 (Reimann et al., 2005) 을사용한유럽에서의배출량추정은 2000~2003년의 4년동안산업체자료에의한배출량에 1.2-2.3 Gg yr -1 를더한값과일치한다. 2000년에유럽배출량이 20Gg가넘는다는추정 (Krol et al., 2003) 은광범위한지상관측자료와다르다 (Reimann et al., 2005). 다년간의측정으로부터 Li et al.(2005) 는 2001년에서 2002년까지미국으로부터배출량을 2.2Gg yr -1 로산정하였고 ( 혹은 Millet과 Goldstein, 2004에의해실행된, 좀더시간적으로제한되지만지리적으로덜제한된측정에기반한산정값은이의반정도수준임 ), 1996년에서 1998년의 3 년기간동안평균적인미국배출량은약 9.0 Gg yr -1 정도과소평가되었다고하였다. 비행데이터로부터추정된 2001 년동아시아배출량은산업계자료에의한값보다약 1.7 Gg 높은반면 (Palmer et al., 2003, Yokouchi et al., 2005), 오스트레일리아와러시아의배출량은무시될수있다 (Prinn et al., 2001, Hurst et al., 2004). 사염화탄소 (CCL 4) 는 methyl chloroform에이어두번째로빠르게감소하는대기중 chlorocarbon이다. 1990년의초기에가장높은수준이나타나며, 그시점으로부터대략선형으로감소되었다 ( 그림 2.7). 이것의주요사용처는 CFC 제조의공급원료였다. methyl chloroform과달리 20년에서 30년의꽤긴체류시간에도불구하고상당히큰반구간 CCl 4 변화도가 2005년에도나타났는데이는지속적인북반구배출 142
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 때문이다. 산업에중요한 HCFCs는 1.3-20년의체류시간을가지고있다. 관측된농도로부터추정된 CFCs와 HCFCs의세계적이고지역적인배출량은배출목록추정의확인을위해사용할수있다. Montzka et al.(2003) 와 IPCC/TEAP(2005) 는 HCFC-22의세계적인배출은 1975년에서 2000년내내점차적으로증가했던반면, HCFC-141b와 HCFC-142b의배출은 1990대의초기에빠르게증가하였고 2000년이후에감소하기시작하였다고단정하였다. CO 2 가아닌온실가스의연간변화에따른세계적온난화영향의직접적인비교 (2.3.2, 2.3.3과 2.3.4에서논의된 ) 를 CO 2 에비하여제공하기위해서, 그림 2.7은각가스의대기중질량변화에다 GWP(100년전망 ) 를곱한값을나타낸다 (Prinn, 2004). 그들을이러한방법으로표현하는데있어서, 이방법은 CO 2 가아닌모든가스의 GtC-eq로서의변화의 그림 2.7. 공통적인 GtC yr -1 단위로표현된주요 LLGHGx 의전세계대기중의연간질량변화비율. 이러한비율은그들의 Gt yr -1 단위의실제연간질량변화 ( 그림 2.3 에서 2.6 까지표현되고 2.3.1 에서 2.3.4 절에서논의된그들의관찰된전지구적이고연평균몰분율로부터파생된 ) 에 100 년간의시간에대한그들의 GWPs 를곱한후 CO 2 에서 C 에대한질량비 (44/12) 로나눔으로써계산되었다. 이러한비율은몰분율이증가하거나감소할때각각, 양혹은음을나타내게된다. 이러한공통적인단위의사용은 LLGHGs 의상호비교를할수있는접근방법을제공하며, 교토의정서하의 LLGHG 배출량의값을상호비교하기위한방법과같다. 성층권의오존파괴에따른 CFCs 와 HCFCs 의음의간접적인복사강제력은포함되지않았다. CF 4 곡선에서의진동은부분적으로는몰분율의소숫점자리수버림에의한것일것이다. 관측, CH 4, N 2O와많은 halocarbon들의역할중요성이극명하게나타난다. 이는복사강제력계산에있어서온실가스를모두고려하는것이얼마나중요한지를강조해주고있다. 2.3.5 Hydroxyl free radical의경향 Hydroxyl free radical(oh) 은대기중의주된산화화학물질이며, 매년 CH 4 와모든 HFCs와 HCFCs를포함한추적가스의약 3.7Gt을파괴한다 (Ehhalt 1999). 그결과 LLGHG 복사강제력을제한하는매우중요한역할을하고있다. IPCC/TEAP(2005) 는배출시나리오에의존하여 21세기의 OH농도는 -18% 에서 +5% 만큼변할수있다고결론지었다. OH의대규모와장기적인농도변화경향은잘알려진추적가스의배출량의전지구적측정과 OH의 1차적인감소를간접적으로사용하여추론될수있다. 이러한목적으로이용되는가장좋은추적가스는 methyl chloroform이다. 이가스의장기적인측정은 2.3.4에평가되어있다. OH 지표로써유용한다른가스들에는첫째로우주로부터의광선으로인해생성되는 14 CO가포함된다 (Lowe와 Allan 2002). 14 CO 우주로부터의광선의정확성과 14 CO 발생원추정, 측정의시, 공간적인범위는 methyl chloroform의그것과필적하지못하지만, 14 CO의체류시간 (2달) 은 methyl chloroform의체류시간 (4.9년) 에비해훨씬짧다. 결과적으로 14 CO는좀더지역적인 OH의평균농도와 methyl chloroform으로부터추정된것보다더짧은시간규모의분석능력을제공한다. 14 CO 발생원의변이성은절대적인양에비해훨씬더잘정의되어있기때문에 OH 절대적인경향보다상대적인경향의추정에더적합하다. 다른유용한가스는산업화학물질인 HCFC-22이다. 이것은 methyl chloroform과비슷한 OH 농도를생성하지만, 배출량의불확실성이높고, 상대적으로적은측정망으로인해그산정정확성이떨어진다 (Miller et al. 1998). 산업가스인 HFC-134a, HCFC-141b와 HCFC-142b는 OH의평가자로유용하지만, 그들의배출량추정의정확성은향상될필요가있다 (Huang 와 Prinn 2002, O`Doherty et al., 2004). Methyl chloroform을이용한 OH의간접적인측정에따르면전구대류권의가중평균OH 농도는대략세제곱센티미터당 106 라디칼이라고산정하였다 (Prinn et al., 2001; Krol 과 Lelieveld 2003). 이는 14 CO를이용하여추정된평균농도와비슷하게나타났지만 (Quay et al., 2000), 공간적가중치는차이가있다. 전구혹은반구상의 OH 평균농도를추론하기위한방법은대륙의 OH증가와해양에서의감소와같은지역규모 OH 변화의보상작용에민감하지않다는점이 143
기후변화 2007 - 과학적근거 - 지적되었다 (Lelieveld et al., 2002). 뿐만아니라인용된 OH 절대농도 ( 그들의상대적경향이아닌 ) 는가중치의선택에좌우된다 ( 예, Lawrence et al., 2001). 전세계적인 OH 평균농도는이러한간접적인방법에의해잘정의되어있으나, OH의시간적인경향추정에는더많은어려움이있는데, 이는그들이장기적인측정이필요하고, 최적역추정법과, 정확한보정, 모델수송과 methyl chloroform 배출정보를요구하기때문이다. AGAGE methyl chloroform 측정으로부터 Prinn et al.(2001) 는 1979년과 1989년사이에전구 OH 농도가증가하였고 1989년과 2000년사이에는감소되었다고추 론하였으며, 또한연변화가상당했음을제시하였다. 그들은이러한 10년간의전구변화는주로북반구의 OH에의해주도되었으며, 이때남반구 OH는 1979년에서부터 1989년까지의감소되고그이후로는고정되었다고결론지었다. 같은 AGAGE 정보와동일한 methyl chloroform 배출량을사용한 3차원모델분석 (Krol과 Lelieveld 2003) 은 1980년대에 OH 농도증가와 1990년대에감소를나타내었다는이전의결과를정성적으로 ( 정량적이지않은 ) 확인해주었다. 또한 Prinn et al.(2001) 는 OH에서의 zero trend를제공하기위한요구배출량을추정하였다. 이러한 methyl chloroform 요구배 그림 2.8. OH 전구가중평균농도경향의평가에이용된추정값들.(A) 와 (B): 1980 년에서 1999 년 OH 아노말리 (anomaly) 비교 ( 그들의장기간평균에관하여 ) 는 AGAGE methyl chloroform 측정으로부터의 Bousquet et al.(2005), Prinn et al.(2001) 과 Krol et al.(2003) 에의해추론되었고, methyl chloroform 배출량뿐만아니라 OH 가추론될때 Bousquet et al.(2005) 에의해추론되었다노란색부분이 18 개의 OH 역추정값의상한를나타내는반면 Bousquet et al.(2005) 에대한오류바는역추정오류의한단위표준편차를나타내었다.(C) 1979 년에서 2003 년의 OH 농도는 Prinn et al.(2005a) 에의해추론되었고 ( 최근의 methyl chloroform 측정을사용하여정정된산업배출량사용 ), 2003 년 OH 수준이 1979 년수준으로회복됨을제시하였다또한정정되지않은배출량가정결과와해양의재배출의최근값이제시되었다. Prinn et al.(2001, 2005a) 에서의오류바는 1 표준편차이며, 방대한몬테카를로앙상블에서의역추정, 모델, 배출량, 보정오류를포함한다 (2.3.5 절의자세한내용과참고문헌 ). 144
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 출량은 McCulloch와 Midgley (2001) 에의해추정된산업으로부터의배출량과 - 특히 1996년에서 2000년까지 - 상당히다르다. 그러나 Krol과 Lelieved (2003) 는과소평가되었을가능성이있는최근배출량의결합, 특히 Krol et al.(2003) 에의해추론된유럽의 >20 Gg의배출량과대류권에서의 methyl chloroform의감소원으로서의최근성층권의유효성의저하는 zero의 OH경향을산출하기에충분한것으로논의하였다. 2.3.4절에서의논의와같이 Reimann et al.(2005) 에의한유럽의배출량의추정은 Krol et al.(2003) 의추정보다양적으로 10배정도적다. 게다가 Prinn et al.(2005a) 는 2004년까지 OH 추정을확장하였고, Prinn et al.(2001) 에서는 10년간과년간의 OH 추정이, 2.3.4절에서논의된최근의 methyl chloroform 배출량의고려후에도유효함을제시하였다. 또한그들은 OH의농도와최대값이 1989년에나타나고최소값이 1998년에나타나는것을재확인하고그후에 2003년의값이 1979년도의값과비교될정도로복원되었음을재확인하였다. 그들은 1997년에서 1999년까지 OH 최소값이이시기의전구적인산불발생과강한엘니뇨등과시기적으로일치하였으며그원인으로작용할수있었음을시사했다. 1997년인도네시아산불만으로도일산화탄소 (CO) 상승에따라1997년후반세계적인 OH 수준을 6% 만큼낮춘것으로추정되었다 (Duncan et al., 2003). Methyl chloroform은성층권에서도파괴된다. 성층권에서의파괴빈도는대류권에비해작기때문에성층권에서의감소효과는시간에따른대류권의그것에비해약해졌으며 (Krol과 Lelieveld 2003), Prinn et al.(2001, 2005a) 모델의비교케이스결과에서와같이, 1999년부터는대류권에대한소규모발생원으로도작용하는것으로보인다. 해양으로의흡수는비가역반응으로고려되고있으며, 이것의흡수율과불확실성은측정으로부터얻어졌다 (Yvon-Lewis와 Butler 2002). 그러나 Wenngerg et al.(2004) 가최근, 대기중수준이상승하였던 1992년이전기간동안극해에서효과적으로 methyl chloroform를저장했을것으로생각되지만, 그이후의기간동안재배출이시작되었고, 그래서전해양에서의흡수가감소되었다고제시하였다. Prinn et al.(2005a) 는두가지접근방법을모두시도하여그들의추론된연간, 10년간의 OH 변화를산정하였는데여기서 Wennberg et al.(2004) 의공식을이용하여추정된 OH는 1992년이전에대해서는더낮으며, 이후에는더높게나타난다. 좀더최근에 Bousquet et al.(2005) 는 3차원모델을이용한역추적법과 methyl chloroform 측정을이용하여 1980년에서 2000년사이의전구평균 OH 농도의상당한연변화가있었음을시사하였다. Prinn et al.(2001) 는이전에이결론에 도달하였었지만, 그후에이러한변화는모델의결점으로부터기인한것이고, 특히관측기반의연변화를고려한기박스료의도입이정확한 OH 예측을제공하기위해모델이보완되어져야할부분이라는 Krol과 Lelieveld(2003) 의이의가제기되었었다. 2차원의 Prinn et al.(2001) 도 3차원의 Krol et al.(2003) 역추정모형도연간변화하는순환을사용하지않았다. 그러나관측기반의기상을이용하여매월의 OH를산정한 Bousquet et al.(2005) 의분석은 Prinn et al.(2001) 의결과와매우잘부합되며, Krol과 Lelieveld(2003) 와도일치한다 ( 그림 2.8). 그러나 Bousquet et al.(2005) 가 OH 농도와 methyl chloroform 배출량 (McCulloch와 Midgley 2001년에의해보고된것과같은불확실성에의해제한된 ) 을추정하였을때, OH 변화는 65% 까지감소되었다 ( 그림 2.8에서파선으로된 ). Prinn et al.(2001, 2005a) 의 OH 추정값에표시된역추정의 Monte Carlo 앙상블을이용한불확실성추정값은 OH 변화범위에대한감소가쉽게가능하다는점을보여준다 ( 그림 2.8에서얇은수직선 ). 이것은다년간 OH 변화가실제로나타난다는것을의미하지만, 그들의크기가아닌양상만이잘정의되어있다. 또한, Bousquet et al.(2005) 는남반구에서의 OH가 0에서약간의음수로나타나는경향을보여주는데이는정성적으로 Prinn et al.(2001) 와일치하는것이다. OH의단기간변화는또한최근뉴질랜드와남극대륙에서의 13년간의 14 CO 측정을사용한 Manning et al.(2005) 에의해추론되었다. 그들은남반구 OH에서 1989년과 2003년사이에주요한장기적인경향을찾지못했지만, 반복적으로발생하는약 10% 의다중 OH의월변화에대한증거를제시했다. 또한그들은 1991년과 1997년에더큰 (20%) OH 감소를추론하였는데이는아마도 1991년에피나투보화산폭발과 1997 년의인도네시아의화재에의해시작된것으로보인다. 앞서논의된 methyl chloroform으로부터의결과와유사성이크다는점은두가지접근의독립성을고려할때매우중요한점을시사해주고있다. LLGHGs의복사강제력은 LLGHG 농도의경향관측에서산정되기때문에 OH 농도가직접적으로영향을미치지는않는다. 그럼에도불구하고 OH 경향은 LLGHG 수지 (7.4절) 와 LLGHGs의미래경향과대류권오존의이해에필요하다. 2.3.6 오존 3차평가보고서에서대류권과성층권에서의오존의변화에따른복사강제력에대한개별적인추정이제시되었다. 성층권오존의복사강제력은대략 1979년에서 1998년의오존 145
기후변화 2007 - 과학적근거 - 변화관측으로부터파생되었다. 대류권오존의복사강제력은전구물질인 hydrocarbons, CO와 nitrogen oxides(nox) 의변화를사용한화학모델결과에기초하였다. 위성이이용된동안 ( 대략 1980년이래 ) 성층권오존의변화경향은주로몬트리올의정서가스에의한것이고, Ramaswamy et al.(2001) 에의하면성층권오존의복사강제력은이러한가스들에의한내제적인영향에의한것이다. 그이후의연구에서는성층권과대류권에서의오존변화초래가가능한원인들과임의의전구물질에대응하는오존경향에대한연구들이수행되어왔다. 그럼에도불구하고, 성층권오존과대류권오존의복사강제력은본평가보고서에서개별적으로다뤄진다. 그러나복사강제력은변화매개체 ( 들 ) 보다오존의수직적인위치변화와더관련되어있다. 2.3.6.1 성층권오존 3차평가보고서는성층권의오존파괴는 1970년이래로최적의추정값인 -0.15Wm -2 의음수의복사강제력을일으켰다고보고하였다. 2002년오존파괴의과학적인평가 (Scientific Assessment of Ozone Depletion 2002; WMO) 의 3, 4장과 IPCC/TEAP의 1장을포함한최근다수의보고서는성층권오존의변화와이것의원인을연구하였다. 본장은이와같은보고서를요약하며좀더최근연구를사용하여중요한결과를갱신하였다. 전세계오존량은 1970년대후반에서 1990년대초반사이에감소하였는데 1992년과 1993년에최소값이발생하였고 (1964년에서 1980년평균값의대략 6% 이하 ) 그후에점차적으로증가하였다. 2000년에서 2003년의전세계오존은 1964 년에서 1980년의평균값의대략 4% 이하값이다. 최근관측된오존경향의변화 (Newchurch et al., 2003; Weatherhead 와 Andersen 2006) 는명확하지않지만, 이미전구오존층의회복을나타내고있고이러한강제력의변화를가져온추진력에대한좀더자세한이유에대한지식이필요하다 (Steinbrecht et al., 2004a( 논평과회답참고 Cunnold et al., 2004와 Steinbrecht et al., 2004b);Hadjinicolaou et al., 2005; Krizan과 Lastovicka 2005; Weatherhead와 Andersen 2006). 1980년이후의가장큰오존의변화는남극대륙의늦은겨울과봄에발생했는데, 9, 10월달의평균오존값이 1980년이전값의약 40% 에서 50% 이하로나타났다 (WMO, 2003). 북극의오존감소는높은온도, 낮은성층권과또한화학적인파괴를일으키는극지의성층권구름의양이적기때문에남극대륙에서의감소보다덜심하다. 북극의성층권오존수준은화학적인손실이나이송에서의연간변화에따라좀더변하기쉽다. 정형화되지않은성층권오존의시간적, 계절적인경향은복사강제력의결과로써중요한의미를가지고있다. 전세계오존은주로온대의낮은성층권에서변화의결과로감소하였다. 남반구중위도에서의총오존량의변화는북반구중위도에서의변화에비해크게두드러진다. 2000년에서 2003년기간동안의평균은남반구의값이 1980년대이전의 6% 이하인반면, 북반구의값은 3% 이하이다. 북반구의오존도겨울에서봄까지 4% 의감소와여름에 2% 감소하는중요한계절적인변화가있고, 장기적인남반구의변화는대략연간 6% 이다 (WMO, 2003). 남반구중위도오존은 1980년대중반동안에상당히감소했고, 1991년 6월의피나투보화산폭발의효과에전혀영향을받지않았는데이두가지모두그이유가밝혀지지않고있다. Pyle et al.(2005) 와 Chipperfield et al.(2003) 는여러연구를조사하여, 북반구중위도오존경향의상당부분 ( 대략 30%) 이직접적으로인위적인물질에의한화학반응과관련이없고, 대류권계면의높이변화와같은동적효과와관련되었다고평가하였다. 이러한동적변화효과는북반구중위도에서의오존복사강제력의큰부분에기여하는것으로보인다. 이를평가하기위한유일한연구에서는 1970년에서 1997년까지의기간동안북위 20도에서 60도사이에서성층권오존변화와관련된복사강제력의 50% 가동적요소에기인한다고하였다 (Forster와 Tourpali, 2001). 이러한동적변화역시인위적인원인에의한것일수도있으며, 부분적으로는낮은성층권의온도변화를통한 - 그러나직접적인화학적오존손실과는연관되지않은- 성층권오존의변화자체로인한것일수도있다 (Chipperfield et al., 2003; Santer et al., 2004). 보고서의작성시점에서는어떠한연구도 Ramaswamy et al.(2001) 이나타낸복사강제력값을갱신하기위해 1998년이후의오존경향관측을사용하지않았다. 그러나 Mansen et al.(2005) 는 Ramaswamy et al.(2001) 에서평가된연구들에의한같은경향데이터세트를이용하여복사강제력의계산을반복하였고, 약 -0.06 Wm -2 의복사강제력을발견하였다. 이에비해상당히더강한 -0.2±0.1 Wm -2 의복사강제력이 Ramaswamy et al.(2001) 평가에영향을주었던동일그룹에의해추정되었었다. Ramaswamy et al.(2001) 에의해평가된두개의다른연구들에서비슷한경향의데이터세트를사용하여 -0.01 Wm -2 과 -0.10 Wm -2 의복사강제력으로평가하였다. 사용된세개의추정은 1979년에서 1998년까지관측에기반한복사강제력을약 0.05 ± 0.05 Wm -2 으로교정하였다. Gauss et al.(2006) 는산업화시기동안의대류권의오존증가와성층권에서의오존감소모두를모사하기위해전구오 146
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 존물질에서의변화를포함한여섯개의화학수송모델로부터의결과를비교하였다. 이들모델에대한 1859년에서 2000 년까지의연평균전지구성층권오존량의감소는 14와 29 돕슨 (Dobson units, DU) 사이에위치하였다. 모델의오존변화의전체경향은유사하나, 변화의크기는다르다. 모델들은남반구에서대략 20에서 40% 범위이고, 북반구에서는이보다는작은범위의고위도오존감소를나타낸다. 모든모델들은남반구고위도약 15Km상공에서최대의오존감소를나타낸다. 열대지방에서역시각모델들사이의차이점들이나타났는데일부모델들에서낮은성층권에서의약 10% 의증가를모사한반면다른모델들은감소를모사하였음이밝혀졌다. 이러한차이는특히대류권의증가에서성층권의감소로오존경향이바뀌는고도와관계가있는데, 이는대류권계면으로부터약 27Km까지의고도이다. 여러연구들이제시한열대지방의낮은성층권에서의오존변화는오존의복사강제력의양과부호에매우중요하다 (Ramaswamy et al., 2001). 결과적으로성층권오존의복사강제력은 -0.12와 +0.07 Wm -2 사이범위에이른다. 작은음의복사강제력이나양의복사강제력을나타낸모델들은열대의대류권오존전구물질의증가로인하여낮은성층권의오존역시증가하는것으로모사하였다이러한증가의대부분은몬트리올의정서가스에의한성층권의오존파괴의시기전에일어났다. 또한이러한복사강제력의계산은성층권수증기의증가결과로인한것일수도있는어떠한음의복사강제력도포함하지않았다. 성층권오존은 1957년에서 1975년의기간동안 20세기전반에비해서약 7DU 낮아졌는데이는성층권에서의수증기증가의결과일가능성이있다 (Shindell과 Faluvegi 2002); 하지만이러한성층권수증기의장기간증가는확실하지않다 (2.3.7과 3.4절 ). 성층권의오존복사강제력은산업화이전의시기와 2005 년사이에 -0.05 ± 0.10 Wm -2 로평가되었다. 1979년에서 1998년까지관측에기반을둔복사강제력최적추정치는 0.05 ± 0.05 Wm -2 이며, 여기에는 1979년이전의오존변화를고려하기위해 Gauss et al.(2006) 의모델결과를사용하였으며이때문에불확실성의범위가넓게설정되었다. 이러한추정은몬트리올의정서가스에따른오존변화외의다른요인에의한성층권의오존변화의원인을계산에넣었다. 과학적인이해수준은중간정도이며 3차평가보고서이후변하지않았다 (2.9절, 표 2.11). 2.3.6.2 대류권의오존 3차평가보고서는오존존데와지표관측으로부터대류권오존의지역적인경향의차이를확인하였다. 3차평가보고 서에서대류권오존으로부터의복사강제력의추정은 +0.35 ± 0.15 Wm -2 이다. 대류권오존관측의제한된공간과시간적인범위때문에복사강제력의추정은모델모사를기초로한다. 3차평가보고서에서모델들은산업화이전부터이래로추정된배출량의변화로인한 (NOx, CO, non-methane volatile organic compounds(nmvocs) 과 CH 4) 대류권의광화학시스템에서의변화만을고려하였다. 3차평가보고서이후모델에는주요한발전이있었다. 새로운세대의화학적수송모델은성층권과대류권에서의화학작용을결합할뿐만아니라 GCMs와 on-line으로구동되는화학모듈을 ( 대류권과성층권모두 ) 을결합시켰다. 3차평가보고서에서모델모사가성층권의오존유입의감소로인한대류권내의오존의변화를고려하지않는반면 ( 성층권에서의오존파괴에따른 ), 새로운모델들은이러한과정을포함한다 (Gauss et al., 2006). 모델링능력에서의이러한발전과성층권오존변화에따른복사강제력을일치시켜야하는필요성 ( 오존변화관측에기반을둔 ) 은 3차평가보고서와비교하여대류권오존에따른복사강제력정의의변화를초래한다. 현재성층권오존의변화에따라대류권계면을넘어이송되는오존변화에따른대류권의오존변화는포함되었다. 1990년에서 2000년까지기간동안의오존전구물질의인위적인배출경향은 Emission Database for Global Atmospheric Research(EDGAR) 협회 (Oliver와 Berdowski 2001 갱신됨 ) 에의해수집되었다. 특정지역에서는대상기간동안바이오매스연소로부터의배출량의변화가크게나타났다. 미국과경제협력개발기구 (OECD)-유럽같은산업화된지역에서는모든물질의배출량이감소를나타내는반면개발도상국가지역에서는중요한배출량의증가가나타났다. 최근위성관측 (Edwards et al., 2004, Richter et al., 2005) 으로부터추정되는대류권의 CO와 NO 2 의기체함량은, 모델평가에필요한자료와배출량추정에대해필요한자료를제공한다. 관측지점의대표성을가진장기기록이부족하기때문에대류권오존의장기적인경향의평가는어렵다. 장기적인대류권오존의경향은변화를초래할수있는부호와크기, 원인에의하여바뀐다 (Oltmans et al., 2006). 중위도북부와고위도의대류권오존경향은 WMO(2003), Naja et al.(2003), Naja 와 Akimoto(2004), Tarasick et al.(2005) 와 Oltmans et al.(2006) 에의한오존존데자료에기초하여평가되어왔다. 유럽의자유대류권오존은 20세기초반부터 1980년대후반까지증가되었고, 그이후에는증가되지않거나약간감소하였다. Naja와 Akimoto(2004) 는일본의측정지점으로부터 33 년간의오존존데자료를분석하여대류권 (750-550hPa) 하층에 1970년에서 1985년과 1986년에서 2002년기간사이에서, 147
기후변화 2007 - 과학적근거 - 삿포로와쓰쿠바 (43 N도와 36 N) 의경우 12~15%, 가고시마 (32 N) 의경우 35% 의증가를발견하였다. 궤적분석삿포로와쓰쿠바는유라시아로부터의공기에좀더영향을받는반면더남쪽의지점인카고시마는중국기원의공기에의해좀더영향을받는것을나타낸다. Naha(26 N) 에서지표면과 700hPa사이에서약간의양의변화경향이관측된 (Oltmans et al., 2006) 반면약간의음의경향은 700과 300hPa 사이에서 (1990-2004) 발견되었다. 캐나다지점의오존존데는 1980년에서 1990년사이에대류권오존에서음의경향이나타나고 1991년에서 2001년의기간동안다시양의경향이나타난다 (Tarasick et al., 2005). 성층권과대류권의교환과정의분석은 1990년대의양의경향이다시나타나는것은대기순환에서의작은변화의결과일수도있다는것을나타낸다. 경향은지표관측으로부터추산되었다. Jaffe et al.(2003) 는 1988년에서 2003년까지의 1.4% yr -1 경향을캘리포니아 Lassen 화산공원 ( 해발 1,750m) 에서측정을이용하여산정하였는데이는두번의항공기를이용한비교에의해유도된경향과일관성이있다 (Parrish et al., 2004). 그러나많은미국의다른지점들은지난 15년간유의미한변화를나타내지않았다 (Oltmans et al., 2006). 유럽과북미에걸쳐Whiteface 산과 Wallops 섬, Hohenpeisenberg, Zugspitze와 Mace Head 로부터의관측은겨울동안증가한반면, 여름동안은작은변화경향혹은감소를나타내었다 (Oltmans et al., 2006). 이러한관측은 NOx 배출량의감소와일치한다 (Jonson et al., 2005). 북대서양지점 (Mace Head, Izana와 Bermuda) 은오존의증가를나타냈다 (Oltmans et al., 2006). 북대서양 (40 N- 60 N) 의걸친선박을이용한관측은오존에서미미한경향을나타내지만, Mace Head에서 1987년에서 2003년기간에서는대서양지역으로부터공기유입에때문에 0.49±0.19 ppb yr -1 의양의경향이발견되었다 (Simmonds et al., 2004). 열대지방의장기간오존존데측정은극히제한적이다. 남아프리카의 Irene(26 S) 에서 Diab et al.(2004) 는겨울동안지표면부근 ( 여름제외 ) 과대류권의상층에서 1990년에서 1994 년과 1998년에서 2002년까지의기간에약 10ppb의증가를발견하였다. Thompson et al.(2001) 는 1979년에서 1992년에 Total Ozone Mapping Spectrometer(TOMS) 위성자료에서중요한경향을발견하지못했다. 좀더최근의측정 (1994년에서 2003년까지, Measurement of Ozone by Airbus In- service Aircraft(MOZAIC) Program으로부터의자료 ) 은열대지방의자유대류권 (7.7에서11.3Km 고도 ) 오존의경우, 북반구열대지방과남반구열대지방에서각각 1.12 ± 0.05ppb yr -1 과 1.03 ± 0.08ppb yr -1 로상당한변화를나타낸다 (Bortz와 Prather 2006). 남서태평양의오존존데측정에따르면대류권상층에서오존농도가거의 0이되는빈도가증가하며, 이는 1980년대이래로거대한대류의빈도증가와관련되어있음을시사한다 (Solomon et al., 2005). 중남위도의 Cape Point, Cape Grim에서의지표관측, 대서양 ( 선박으로부터 ) 과 Lauder에서의존데관측 (850-700hPa) 은오존농도의양의경향을나타내는데특히남반구에서의바이오매스의연소가많은시기에두드러진다 (Oltmans et al., 2006). 그러나이경 그림 2.9. 3 차평가보고서이후보고된 CTM 과 GCM 모델구동에기초를둔산업화이전의대류권오존변화에기초하여계산된복사강제력. 1750 년이후의기후변화의효과를고려하여 GCM 모델로추정한값은오렌지색막대로나타내었다 ( 조정된복사강제력, CC). 순간적인복사강제력만보고한경우는 (*) 로나타내었다. 순간적인복사강제력을 20% 까지감소시켜성층권조정된복사강제력이추정된경우는빗금친막대로나타내었다. Mickley 외 (2001) 의순간적인복사강제력은 Gauss 외 (2006) 의조정된복사강제력으로보고되었다. ACCENT 모델들은 ULAQ: University of L 'Aquila; DLR_E39C: Deutsches Zentrum für Luft-und Raumfahrt European Centre Hamburg Model; NCAR_MACCM: National Center for Atmospheric Research Middle Atmosphere Community Climate Model; CHASER: Chemical Atmospheric GCM for Study of Atmospheric Environmentand Radiative Forcing; STOCHEM_HadGEM1: United Kingdom Meteorological Office global atmospheric chemistry model /Hadley Centre Global Environmental Model 1; UM_CAM: United Kingdom Meteorological Office Unifi ed Model GCM with Cambridge University chemistry; STOCHEM_HadAM3: United Kingdom meteorological Office global atmospheric chemistry model/hadley Centre Atmospheric Model; LMDzT-INCA: Laboratoire de Météorologie Dynamique GCMINteraction with Chemistry and Aerosols; UIO_CTM2: University of Oslo CTM; FRSGC_UCI: Frontier Research System for Global Change/University of California at Irvine CTM 을포함한다. 148
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 향은바이오매스연소가증가하는경우비슷한경향을나타낼것으로기대되었던 CO의경향을동반하지는않는다. 가장큰변화는 Cape Point에서 10년당 20% 에달하였다 (9월). Lauder에서의증가는대류권하층에한정되어나타났다. 대류권오존의변화와그에상응하는복사강제력은최근많은모델연구에서추정되어왔다 (Hauglustaine과 Brasseur 2001; Mickley et al., 2001; Shindell et al., 2003a; Mickley et al., 2004, Wong et al., 2004; Liao와 Seinfeld 2005; Shindell et al., 2005). 또한 10개의전지구모델을포함한다양한모델의구동은 " 대기조성의변화 : 유럽네트워크 "(ACCENT; Gauss et al., 2006) 를통해조직되었다. 10개중 4개의ACCENT 모델은상세한성층권화학과정을포함하고있다. 모든모델에의한조정복사강제력은같은복사이동모델에의해계산되었다. ACCENT 모델에대해표준화된조정복사강제력은 3차평가보고서추정의 +0.042Wm -2 DU -1 보다상당히낮은 +0.032± 0.006Wm -2 DU -1 이다. 1750년이래로대류권오존증가에대해모사된복사강제력은그림 2.9에나타나있다. 산업화이전에대한배출량은대부분같은가정을사용하여계산하였다 ( 인위적인배출량이 0이고, 바이오매스연소배출원은 90% 까지감소됨 ). 토양과생체기인한탄화수소의배출량은일반적으로자연상태그대로를가정하여변화하지않도록가정된다 (7.4절). 한연구에서 (Hauglustaine과 Brasseur, 2001) 산업화이전토양의 NOx 배출량은비료사용의변화를기반으로감소되었다. ACCENT 모델중여섯개역시산업화이전의기후변화를포함한기후-화학모사를수행하였다. 대류권오존에대한기후반응의가능성을나타내는기후와화학과정이결합된모델과화학과정만을고려한모델의복사강제력사이의차이점은모든모델들에서양으로나타나지만일반적으로매우작았다 ( 그림 2.9). 모델의일반적인특징은그들이 19세기후반동안매우불확실한반정량화된관측에기반한낮은오존농도를재생할수없는것이다 ( 예, Pavelin et al. 1999). Mickly et al. (2001) 는그들의모델이관측과일치하는배출량을얻기위해산업화이전의번개와 NOx 토양배출원의감소와자연적인 NMVOC 배출량의증가등배출량을조정하였다. 그결과오존복사강제력은그들의표준계산과비교해보면 50% 에서 80% 정도까지증가하였다. 그러나, 조정된모델링이기록하지못했던이전관측의여러양상이있다. 대류권오존증가의복사강제력에대한최적추정치는그림 2.9의복사강제력값의중위수를취한 +0.35 Wm -2 이다 ( 조정된기후변화제외값, 즉적색막대 ). 최적의추정치는 3차평가보고서이후변하지않았다. 대류권오존에대해추정된 복사강제력에서의불확실성의원인은크게 1) 사용된모델 (CTM/GCM 모델공식화, 복사이동모델 ) 과 2) 모델에서의산업화이전오존수준의과대평가가능성등두개의요소로부터기원된다. 그림 2.9에서의결과범위에의해대표된다고가정된 5에서 95% 신뢰도범위는 +0.25에서 +0.65 Wm -2 이다. 중간수준의과학적인이해도를채택한것도 3차평가보고서이후변화하지않았다 (2.9절, 표 2.11). 2.3.7 성층권의수증기 3차평가보고서에서는여러연구에서지적된바와같이성층권에서수증기의장기적인증가가나타나고있으며이러한경향은주요한복사효과에기여할것이라고언급하였다. 그러나이것은복사강제력과같이 CH 4 로부터증가가기대되는성층권수증기만을고려하였다. 그리고이는총 CH 4 복사강제력 ( 약 +0.02 Wm -2 ) 에 2~5% 정도기여하는것으로추정된다. 3.4절은성층권의수증기경향에대한증거와현재그들을초래하였을가능성의이해에대해논의하였다. Boulder와 Colorado에서 Halogen Occultation Experiment(HALOE) 와연속적으로기구를이용한측정으로부터 14년간전세계성층권수증기가측정되었다. 1980년에서대략 2000년까지성층권수증기가약 0.05 ppm yr -1 로장기간지속적인성장을해왔다는증거가발견되었으며이후성층권하층에서수증기농도가감소하고있다 (3.4절에자세한소개와참고문헌 ). CH 4 의증가뿐만아니라 a) 화산폭발 (Considine et al., 2001; Joshi와 Shine 2003); b) 생물연소로인한에어러솔 (Sherwood 2002); c) 대류권 (SO 2 Notholt et al., 2005) 과 d) 성층권염소, 오존, OH(Rock mann et al., 2004) 의변화등여러가지간접적인메커니즘이제안되었다. 이것들은외부의강제력매개체와연결될수있는메커니즘이다. 제안된다른메커니즘은좀더기후반응과결합되어있으며대류권계면의온도나순환변화에연관되어있다 (Stuber et al., 2001a; Fueglistaler et al., 2004). 성층권수증기변화에대한여러원인에대한설명과정량화를시도한연구는거의없다. 또한다른고도에서의수증기경향에는다른메커니즘이작용할것이다. 3차평가보고서이후로성층권수증기변화에따른복사균형변화에대한좀더심도깊은계산이수행되었다 (Forster 와Shine 1999; Oinas et al., 2001; Shindell 2001; Smith et al., 2001; Forster와 Shine 2002). Smith et al.(2001) 는HALOE 위성자료를사용한성층권수증기의변화로부터복사강제력에대해 10년당 +0.12에서 +0.2Wm -2 의범위를추정하였다. Shindell(2001) 은 CH 4 의산화와온실효과가스 149
기후변화 2007 - 과학적근거 - 의증가와결합된기후되먹임변화를포함함으로부터성층권수증기의증가를추정하기위해 GCM을사용하여 20년동안약 +0.2 Wm -2 의복사강제력을추정하였다. Forster와 Shine(2002) 은 100~10hPa 의압력에서의일정한수증기 0.05 ppm yr -1 경향을사용하였고, 1980년에서 2000년까지 +0.29 Wm -2 의복사강제력을추정하였다. GCM 복사코드는이복사강제력의모델링에서두배정도의불확실성을가질수있다 (Oinas et al., 2001). 본장의목적에대해, 위에서말한복사강제력의산정은강제력매개체에의한것만은아니며, CH 4 증가에따른요소외의모든것은강제력과불확실성에기여하지않는다. 관련된두 CTM 연구는산업화이전시기로부터 CH 4 에서의증가와연관된복사강제력을계산하였지만 (Hansen과Sato 2001; Hansen et al., 2005), 동적인되먹임과정은이러한추정에포함되지않았다. Hansen et al.(2005) 는 1750년에서 2000년에대한성층권수증기변화에대해 +0.07 ± 0.01 Wm -2 의복사강제력을추정하였는데이는 3차평가보고서보다적어도세배큰값이다. 항공기의직접적인수증기분사로부터의수증기의복사강제력은약 +0.002 Wm -2 보다 10배이상작다고여겨진다 (IPCC, 1999). 2000년이래로 CH 4 농도변화는매우적은데 (2.3.2절), 그때문에 CH 4 산화 (+0.07 Wm -2 ) 로부터성층권수증기복사강제력의최적예상은 Hansen et al.(2005) 계산을기초로한다. 90% 의신뢰도범위는다른영향을포함한복사강제력연구의범위로부터 ±0.05 Wm -2 로추정된다. 이러한추정은 CH 4 로야기된성층권수증기변화 (2.9절, 표 2.11) 의연직분포이해도가낮기때문에역시낮은수준의과학적인이해수준을가진다. 다른인위적인성층권수증기의변화는정량화되지않았으며, 과학적인이해수준이매우낮다. 2.3.8 체류시간이긴온실가스복사효과의관측대기권의상부와지표에서맑게갠하늘의복사측정은수행되어왔다. 이와같은관측은여기에정의된것과같은복사강제력을관측한것은아니다. 대신에대기에서의복사수송에대한다양한대기물질들의영향을산출하였다. 가장중요하게이상태는기본적인복사강제력의정의를따르지않는 (2.2절), 대기에서의열과수증기의연직분포변화를포함하는관측이었다. 지구의복사균형관측에대한좀더종합적인논의는 3.4. 절에서이루어질것이다. Harries et al.(2001) 는 1970년과 1997년에두개에위성에의해관측된열대태평양위의장파복사유출의스펙트럼을분석하였다. 온실가스의많은스펙트럼의부분에서관측된휘도온도의감소는지구의온실효과의증가에대한실험적 인증거이다. 스펙트럼시그너쳐는 CO 2 와 CH 4 에대해특히더크다. 1970년과 1997년사이에그들의큰변화와함께 halocarbon 역시휘도온도에대해영향이있다. Philipona et al.(2004) 는알프스중심에걸친여덟개의지점에서 1995년에서 2002년까지의기간에지표에서아래로향한장파복사의증가를발견하였다. 맑은하늘에서장파의하향플럭스의증가는높아진온실가스의영향에따라측정과모델의결합을통해온도와습도의증가로부터의기여를산정하려는시도중에발견되었다. 두가지타입의관측모두가스의복사영향을알기위한것이긴하지만 2.3절에서의다루어지는복사강제력과직접적인연계를가지는것으로해석되지는말아야한다. 2.4. 에어러솔 2.4.1 3차평가보고서의소개및요약 3차평가보고서는에어러솔복사강제력을직접적인효과와간접적인효과로나누어분류하였다. 직접적인효과는어떤에어러솔이단파와장파복사를산란하고흡수하여, 그로인해지구-대기시스템의복사균형을바꾸는지를이용한메커니즘이다. 황산, 화석연료유기탄소, 화석연료검댕, 바이오매스연소, 미네랄먼지에어러솔은모두중요한인공요소를가지고있으며, 직접적인복사강제력을행사하는것으로밝혀졌다. 직접적인복사강제력결정에있어중요한요인은파장과상대습도의작용으로써다양해지는에어러솔의광학상특성 ( 단일산란알베도, ω 0, 특수소멸계수, k e 와산란상함수 ) 및시간의작용으로써다양해지는대기부하량과수평및수직적인에어러솔의지리적분포이다 ( 예, Haywood와 Boucher, 2000; Penner et al., 2001; Ramaswamy et al., 2001). 산란하는에어러솔은직접적인음의복사강제력을행사하는반면, 부분적으로흡수하는에어러솔은대양혹은어두운숲표면과같은어두운표면에걸쳐직접적인음의대기상한 (TOA) 복사강제력을행사하고, 사막이나눈, 얼음혹은구름상부의에어러솔과같은밝은표면에걸쳐서는양의 TOA 복사강제력을행사한다 (Chylek 과 Wong, 1995; Haywood 1995). 양과음의 TOA의직접적인복사강제력메커니즘은지표에서의단파복사를줄인다. 만약고위도에서에어러솔입자가크고고려할만한농도를발생시킨다면장파의직접적인복사강제력은매우크다 (Tgen et al. 1996). 대류권에어러솔에따른직접적인복사강제력은, 단파복사이동계산이둘사이에서무시해도좋은차이를나타내기때문에권 150
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 그림 2.10. 에어러솔에있어중요한요소로판명된구름효과에관한다양한복사메커니즘을보여주는개념도 (Haywood 와 Boucher, 2000 으로부터수정 ). 작고검은점은에어러솔입자를, 속이빈큰원은구름의작은물방울을나타낸다. 직선은입사하고반사되는태양복사를나타내고, 물결모양은지구복사를나타낸다. 채워진흰색원은구름방울수농도 (CDNC) 를나타낸다. 교란된구름은자연적및인공적인에어러솔이구름응결핵 (CCN) 으로써이용될만큼의많은수의작은구름방울을포함하고있는반면에, 교란되지않은구름은자연적인에어러솔만이구름응결핵으로써이용될만큼의큰구름방울을포함하고있다. 계면에서보다 TOA에서더자주생겨난다 (Haywood와 Shine 1997; 2.2절 ). 지표강제력은대체적으로 TOA에서의에어러솔확산에대한직접적인강제력과비슷해지겠지만, 부분적으로에어러솔흡수에대한지표강제력은 TOA에서의직접적인복사강제력보다몇배더강력할것이다 (Ramanathan et al., 2001b와참고문헌 ). 간접적인효과는어떤에어러솔이미세물리적특성을변화시켜이로인해복사특성, 구름양과존속기간을변화시키는지를이용한메커니즘이다 ( 그림 2.10). 간접적인효과를결정하는주요변수는구름응결핵으로써활동하는에어러솔입자의유효성인데이는크기, 화학적구성, 혼합상태와주위환경의작용을말한다 (Penner et al., 2001). 구름방울수농도와이에따른구름방울크기에미치는미세물리학적으로야기된영향을 1차간접효과 (Ramaswamy et al., 2001), 구름알베도효과 (Lohmann와 Feichter 2005) 혹은 Twomey 효과 (Twomey, 1977) 라고일컫는다. 액체수분구성, 구름고도와존속기간에미치는미세물리학적으로야기된영향을 2차간접효과 (Ramaswamy et al., 2001), 구름체류기간효과 (Lohmann와 Feichter 2005) 혹은 Albrecht 효과 (Twomey 1989) 로일컫는다. 3차평가보고서에서는간접적인효과를 1차간접효과와 2차간접효과로나누었다. 본보고서에서는이효과들이 구름알베도효과 와 구름체류기간효과 로각각표시되는데, 이는발생하는미세물리적과정을더잘묘사하기때문이다. 구름알베도효과는 3차평가보고서에서복사강제력으로 고려되었다. 왜냐하면전구모델계산은고정된구름의액상수분구성을유지하는동시에구름의광화학적특성에대한에어러솔농도증가의영향을묘사하기위해서수행될수있기때문이다 ( 예를들어, 되먹임기작이발생하지않는완전한진단적방법에서 ). 3차평가보고서는구름알베도효과를기후의복사강제력에서의주요한불확실성으로고려했지만, 복사강제력의최고추정치를할당하지않았고, 액상수분구름의맥락에서복사강제력범위를 0과 -2 Wm -2 사이로나타내었다. 다른간접적인효과는복사강제력으로고려되지않았는데, 이는대기모델에서비가억제되고구름고도혹은구름체류기간이증가하는경우에 ( 그림 2.10), 수문이항상변하기때문이다 ( 예를들어, 되먹임발생 7.5절참조 ). 또한 3차평가보고서에서는빙점핵화와물리적현상에관해대부분불확실하고잘알려지지않은만큼, 이메커니즘으로부터의나온복사강제력의정량화가적절하게고려되지않았지만, 빙점의물리적및복사적특성의형성과변경에의한인공적에어러솔의영향에대해논의되었다 (Penner et al., 2001). 3차평가보고서는준직접효과에대한어떠한평가도포함하지않는데 ( 예, Hansen et al., 1997; Ackerman et al., 2000a; Jacobson 2002; Menon et al., 2003; Cook과 Highwood 2004; Johnson et al., 2004), 준직접효과란대류권에어러솔에의한단파복사의어떠한흡수가대류권가열을이끄는가를이용한메커니즘이다. 한편, 대류권가열은연이어대류권의상대습도와안정도를변화시키고그것에의하여구름형성 151
기후변화 2007 - 과학적근거 - 과체류기간에영향을미친다. 본보고서에서준직접효과는 7.5절에서논의된것과같은수문순환의변형으로인한복사강제력을정확히고려하지않는다 (2.2, 2.8절과 4.5절 ). 3차평가보고서이후로, 대류권에어러솔의관측과모델링에서상당한발전이있었다. 이에대해서는다음절에서이어서논의된다. 2.4.2 에어러솔관측과연관된발전들크기분포, 화학적인구성, 확산과흡수와같은지표면에서의에어러솔특성의관측은여러관측지점에서지속적으로이루어져왔는데여기에는장기관측소들과집중적인현장추정이포함된다. 예를들어, 지표에서이러한현장관측은지표에어러솔농도에대한범위를규정한다든지, 대기화학조성과국지적인경향에대한양질의정보를제공한다든지하는방법으로전구모델에대한필수적인검증자료로써이용된다. 뿐만아니라, 변화에대한중요한정보를다양한시간규모로제공한다. 전구대기모델과측정자료와의비교는기상조건의차이에따라복잡해질수있는데이는측정이측정지점또는바로그근처의지표근처를대표하는반면, 직, 간접적인복사강제력은에어러솔의수직적인연직분포에좌우되기때문이다. 예를들면, 전구모델격자의공간적인해상도는일반적으로위도와경도상으로수도씩이며, 대기의동역학과복사계산에대한시간적인단위는연구되는과정에따라다르지만분에서시간단위이다. 이보다작은공간과짧은시간동안에걸쳐이루어진관측과비교할때이러한모형의특성은한계점이될수있다. 위성과지표면에서의관측의결합은거의전구적인에어러솔특성을파악할수있게하였다. 이러한점들은본장의세부절들에서논의되었다 : 배출량추정, 변화경향, 물리적 / 광학적특성들과이에연관된복사강제력에대해서는 2.4.4절에서논의되었다. 에어러솔특성에대한최근위성관측과, 위성관측기반의에어러솔의직접복사강제력의평가에관한좀더자세한논의는 Yu et al.(2006) 에의해제시되었다. 2.4.2.1 위성자료추출구름이없는지역에서의에어러솔광학깊이 (AOD) 위성자료는새로운세대의센서 (Kaufman et al., 2002) 와확대된전구자료검증프로그램 (holben et al., 2001) 에의하여발전되어왔다. 에어러솔 fine-mode 분율과유효입자반경과같은발전된에어러솔자료가개발되어왔으며, 이는에어러솔의직접복사효과를산정할수있는잠재력을제공하였다. 추가 적으로, 인위적인에어러솔의요소와결합된직접적인복사강제력을산정하고자하는노력이이루어졌다 (Kaufman et al.(2002), Bellouin et al.(2005), Chung et al.(2005)). 그러나이러한발전된자료들에대한검증프로그램은아직개발되지않았고, 초기의평가를보면일부체계적인오류를나타내고있다 (Levy et al., 2003, Anderson et al., 2005a, Chu et al., 2005), 이는위성자료로부터상시적으로인위적인에어러솔과자연적인에어러솔을분별하는것이아직도매우어렵다는것을시사한다. 2.4.2.1.1 에어러솔광학깊이의위성자료추출그림 2.11은대륙과해양에걸쳐추출된에어러솔광학깊이 τ aer( 중간정도가시도의파장 ) 와에어러솔측정기계의지리적인위치를나타낸다. 표 2.2는위성으로부터의현이용가능한에어러솔데이터의개요를측정기계의약어와함께제공한다. Moderate Resolution Imaging Spectrometer (MODIS) 장비의 2001년 1월에서 3월까지의평균 (τ aer, 그림 2.11 위 ) 은 2001년 8월에서 10월까지의그것의평균 ( 그림 2.11 아래 ) 과뚜렷하게다르다 (Kaufman et al. 1997; Tanre et al. 1997). τ aer 의계절적인변화역시볼수있다 : 바이오매스연소에어러솔은그림 2.11( 위쪽 ) 에서는 Geinea만에걸쳐가장명백하게나타나지만, 그림 2.11( 아래 ) 에서는남부아프리카로이동되었다. 마찬가지로그림 2.11( 아래 ) 에서남아메리카에서의바이오매스연소가가장명백하다. 그림 2.11( 위 ) 에서아프리카에서남아메리카로의미네랄먼지의이동은식별할수있는반면, 그림 2.11( 아래 ) 에서의미네랄먼지는서인도과중앙아메리카에걸쳐이동되었다. 황산염, 유기탄소와무기탄소, 질산염, 산업먼지의혼합물인산업에어러솔은많은북반구대륙지역에여러곳에걸쳐명확하게나타난다. 풍속이강한해양지역에서해염입자는매우두드러지게나타난다 ( 즉, 45 S도의남쪽 ). MODIS 에어러솔알고리즘은반사율이높은지역 - 예를들면사막, 눈이덮인곳, 빙하, 해양반사의영향을받는곳, 혹은태양의일사가부족할때고위도지역 -에서는상시적인자료추출을할수없다. 초기의 τ aer 추정은 AVHRR의하나의채널기반자료추출 ( 예, Husar et al. 1997; Ingnatov와 Stowe 2002) 과 TOMS ( 예, Torres et al., 2002) 자외선기반의자료추출기법을포함한다. AVHRR의두개채널을이용한자료추출기법역시개발되어왔다 ( 예, Mishchenko et al. 1999; Geogzhayev et al., 2002). AVHRR에의한자료추출은일반적으로복사율이상대적으로잘알려진해양표면에서이루어지지만, 북부한대수림이나호수와같은어두운지역의표면에서도가능하다 (Soufflet et al. 1997). TOMS 자료추출은본질적으로지표 152
제2장 대기조성과 복사강제력의 변화 면 반사율에 독립적이고 그 때문에 대륙과 해양에 걸친 자 대한 평광성과 방향성 위성(POLDER)은 여러 조망각을 가진 료가 생성될 수 있지만(Torres et al., 2002), 이것은 에어러 다수의 스펙트럼 채널(0.44-0.91 )과 복사의 편광측정을 결 솔의 고도에 따라 매우 민감하며 상대적으로 낮은 공간적인 합한다. 해양위의 에어러솔 광학 깊이와 Angstrom ex- 해상도를 가지고 있다. 반면에 이러한 장비는 위성전용장비 ponent(a)(deuze et al., 2000), 대륙위의 taer(deuze et al., 에 비해 제한된 스펙트럼 밴드의 수와 정교하지 못한 자료 2000)과 에어러솔의 직접적인 복사효과는 모두 개발되었다 생성과정이라는 단점이 있지만 궁극적으로는 장기적으로 연 (Boucher과 Tanre, 2000; Bellouin et al., 2003). MODIS를 사 속자료를 제공할 수 있다는 장점도 있다(예, Geogdzhayev et 용한 해양(Tanre et al., 1997)과 지표(Kaufman et al., 1997) al., 2002). 에 걸친 에어러솔 추출에 대한 알고리즘은 개발, 검증되어 초기의 자료추출법은 에어러솔 전용 장비로부터의 추출법 으로 대체되어 왔다(예, Kaufman et al., 2002). 지구반사에 왔다. 이러한 τaer의 산정에서의 불확실성은 지표 반사 특성의 그림 2.11. 0.55 (colour bar)에서의 에어러솔 광학깊이(τaer)는 2001년 1월에서 3월까지의 평균(위)과 2001년 8월에서 10월까지의 평균(아래)에 대한 MODIS 관측을 이용하여 산정되었다. 또한 위쪽에서는 1996년부터 운영되어 온 AERONET 측정지점의 위치(하얀 사각형)를 나타낸다(꼭 연속적이지는 않음). 아래쪽에서는 다른 에어러솔 레이더 네트워크의 측정 지점 위치를 나타내고 있다(빨간색: EARLINET, 오랜지색: EDNET, 검정색: MPNET). 153
기후변화 2007 - 과학적근거 - 불확실성때문에반드시해양 (Remer et al., 2002) 에서보다지표 (Chu et al., 2002) 에서더높다. 하지만기하학적인측정각의신중한선택으로이러한차이는최소화할수있다 (Chylek et al., 2003). 뿐만아니라해양에서의해염입자와 먼지혹은바이오매스연소와산업오염물질의식별에대해발전되어온새로운알고리즘 (Bellounin et al., 2003, 2005; Kaufman et al. 2005a) 은에어러솔모델과의보다종합적이고포괄적인 표 2.2. 에어러솔특성을도출하기위해서사용한다양한위성센서의운영기간, 사용밴드, 결과 위성측정기기 Period of Operation 운영기간 Spectral Bands 스펙트럼밴드 Products 결과 개요와참고문헌 AVHRR(Advanced Very High Resoultion Radiometer) α 1979 년부터현재까지 5 개의밴드 (0.63, 0.87, 3.7, 10.5 와 11.5 μm ) τaer, α 1- 채널검색은해양에걸쳐 τ0=0.63 를제공 (Husar 외. 1997; Ignatov 와 Stowe, 2002) 2- 채널 (0.63 μm와 0.86 μm사용 ) 은해양에걸쳐단일에어러솔크기분포를가정한 τλ=0.55 와 α 를제공 (Mishchenko 외, 1999) 2- 채널 (0.63 μm와 0.86 μm사용 ) 은어두운숲과호수표면에걸쳐 τλ=0.55 와 α 를제공 (Soufflet 외, 1997) 2- 채널 (0.64 μm와 0.83 μm사용 ) 은해양에걸쳐바이모달에어러솔크기분포를가정한 τλ=0.55 와 α 를제공 (Higurashi 와 Nakajima, 1999; Higurashi 외, 2000) TOMS 1979 년부터현재까지 0.33 μm, 0.36 μm 에어러솔색인,τaer τaer 전환을위한에어러솔색인위도에민감한 8 mono-modal 에어러솔모델이검색에사용됨 (Torres 외 2002) POLDER(Polarization and Directionality of the Earth`s Reflectances) 1996 년 11 월부터 1997 년 6 월까지 2003 년 4 월부터 2003 년 10 월까지 2005 년 1 월부터현재까지 8 개의밴드 (0.44 에서 0.91 μm ) τaer, α, DRE 다양한시각과극성능력을가짐. 0.67 μm과 0.86 μm복사는해양에걸쳐 12 개의단일에어러솔모델을사용함 (Goloub 외, 1999; Deuze 외, 2000) 극성능력은대륙에걸친미세입자검색허용 (Herman 외 1997; Goloub 와 Arino, 2000) 해양에걸친 DRE 이결정됨 (Boucher 와 Tanre, 2000; Bellouin 외, 2003) OCTS(Ocean Colour and Temperature Scanner) MODIS(Moderate Resolution Imaging Spectrometer) 1996 년 11 월부터 1997 년 6 월까지 2003 년 4 월부터 2003 년 10 월까지 2000 년부터현재까지 9 개의밴드와 (0.41 에서 0.86 μm ) 3.9 μm 12 개의밴드 (0.41 에서 2.1 μm ) τaer, α τaer, α, DRE 0.67 μm과 0.86 μm검색은해양에걸쳐바이모달에어러솔크기분포를가정한 τλ=0.50 과 α 를제공 (Nakajima 와 Higurashi, 1998; Higurashi 외, 2000) 검색은해양과지표에걸쳐바이모달크기분포를사용하여발전되었음 (Tanre 외, 1997; Remer 외, 2002) 검색은밝은지표를제외한대륙에걸쳐발전되었음 (Kaufman 외, 1997; Chu 외, 2002) 빛의깊이종분화와 DRE 는해양과대륙에걸쳐결정되었음 ( 에, Bellouin 외, 2005; Kaufman 외, 2005a) MISR (Multi-angle Imaging Spectro-Radiometer) 2000 년부터현재까지 4 개의밴드 (0.47 에서 0.86 μm ) τaer, α 9 개의다른시각. 4 개의구성요소로이루어진 5 개의기후학적인혼합그룹은검색알고리즘에서이용됨 (Kahn 외, 2001; Kahn 외, 2005). 밝은지표에걸친검색이가능 (Martonchik 외, 2004) CRRES(Cloud and the Earth`s Radiant Energy System) GLAS(Geoscience Laser Altimeter System) ATSR-2/AATSR(Along Track Scanning Radiometer/Advanced ATSR) 1998 년부터현재까지 DRE 2003 년부터현재까지 1996 년부터현재까지 활동적인광선레이더 4 개의밴드 (0.56 에서 1.65 μm ) 에어러솔의연직분포 τaer, α 예를들어, 용승복사와대조적으로 Visible Infrared Scanner(VIRS; AVHRR 과같은 )τaer 의복귀로인해 DRE 은정의되었음 (Loeb 와 Kato; 2002) 170m 검색에서레이더신호범위는대략 70m. 8 일주기로궤도를선회주기 (Spinhirne 외, 2005) 천저와 52 전방의기하학조망. 6 개의에어러솔종으로구성된 40 개의에어러솔기후학적인혼합그룹은검색에서이용됨 (Veefkind 외, 1998; Holzer-Popp 외, 2002) SeaWiFS(Sea-Viewing Wide Field-of-View Sensor) 1997 년부터현재까지 0.765 와 0.865 μm ( 해양 ) 0.41 에서 0.67 μm ( 대륙 ) τaer, α 2- 채널 (0.765 μm와 0.865 μm를사용 ) 은해양에걸쳐 τλ=0.856 과 α 를제공. 바이모달에어러솔크기분포가가정됨 (M.Wang 외, 2005). 대륙과해양에걸친검색은 0.41 에서 0.67 μm (von Hoyningen-Huene, 2003; Lee 외, 2004) 의여섯개의가시채널을이용하고발전됨 154
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 비교를가능하게한다. 다양한각도의 Imaging Spectro- Radiometer(MISR) 추출은해양, 사막과같은높은반사면을포함한표면의에어러솔요인을결정하기위해다각도관측능력을사용하여발전되어왔다 (Martonchik et al., 2004). 각각네개의에어러솔요소를가지고있는다섯개의전형적인에어러솔기후학이자료생성에동원되었고, 아홉개의관찰기하학적인시각과두개의다른복사를이용하여최적복사표식이산출되었다. 이러한결과는 Aerosol RObotic NETwork(AERONET; 2.4.3절 ) 에의해입증되어왔다. Along Track Scanning Radiometer(ATSR) 과 ATSR-2 검색 (Veefkind et al. 1998; Holzer-Popp et al., 2002) 은상대적으로넓은스펙트럼의범위와두개의관측방향과에어러솔기후전문가들을위한 Optical Parameters of Aerosol and Cloud(OPAC) 데이터베이스 (Hess et al. 1998) 를이용하여해양과대륙에걸친 τ aer 자료를산출하였다 (Robles-Gonzalez et al., 2000). Ocean Colour and Temperature Scanner(OCTS) 검색은 AVHRR으로부터의복수파장추출법과기본적으로비슷하고, bi-modal 에어러솔크기분포를사용하여해양의 τ aer 와 α를산출하기위하여 0.41에서 0.86μm까지범위의파장을사용하였다 ( 예, Higurashi et al., 2000). Sea-Viewing WideField-of-View Sensor(SeaWiFs) 는 bi-modal 에어러솔크기분포를사용한 (M.Wang et al., 2005) 해양에걸친 τ λ =0.856와 α를제공하기위해 0.765μm와0.856μm복사를사용하였다. 나아가 SeaWiFs 에어러솔은대륙과해양에각각여섯개와여덟개의가시채널을사용하여자료를생성하도록발전되어왔다 ( 예, von Hoyningen-Heune et al., 2003; Lee et al., 2004). 에어러솔검색알고리즘이고도화되고사실적으로발전하였음에도불구하고해양지역에걸친 τ aer 자료사이에불일치는존재한다 ( 에, Penner et al., 2002; Myhre et al., 2004a,2005b; Jeong et al., 2005; Kinne et al., 2006). 이러한불일치는구름의제거알고리즘가정과에어러솔모델, 다른파장과추출에서사용된기하학적인관측각, 해양표면의반사등의차이에기인한것이다. 지표 AERONET 관측과이러한위성에어러솔자료추출의비교를통해객관적인평가뿐만아니라이러한위성검색의정확성의증가를꾀할수있다. Myhre et al.(2005b) 는 AERONET과의비교자료를통하여과거의간단한알고리즘보다새로도입된다양한채널과다양한시각알고리즘을사용한정교한측정이더나은결과를제시하였고, Zhao et al.(2005) 는전구적으로정적인에어러솔모델보다동적인에어러솔역학모델을기반으로한추출이더낫다는점을밝혀내었다. 반면특정위성에서의시스템적인오류가존재하지만이는교정될수있고 (Jeong et al., 2005; Remer et al., 2005, Bellouin et al., 2005; Kaufman 2005b), 그래서관측기반의직접복사효과와직접복사강제력을구해낼수있다는점이아래절에자세히서술되어있다. 2.4.2.1.2 직접적인복사효과의위성검색직접적인복사강제력이오직인위적인요소만을고려하는반면태양의직접복사효과 (DRE) 는인위적이고자연적인에어러솔종에따른직접적인효과의총합이다. 해양의상공에서전구규모의맑은하늘의 DRE의위성추정은 Yu et al.(2006) 에의해요약된바와같이 3차평가보고서이후에발전되어왔는데, 이는에어러솔전용기기와알고리즘의발전덕분이다 ( 표 2.3). 표 2.3은전구평균과여러연구로부터의맑은하늘의 DRE 주간평균은 -5.4 Wm -2 으로상당히잘일치하였으며, 표준편차는 0.9Wm -2 임을제안하였다. 맑은하늘의 DRE는 Loeb와 Manalo-Smith(2005) 에의해모든하늘의것으로환산되었으며이는 -1.6에서 -2.0 Wm -2 정도로추정되었다. 여기서구름낀지역의 DRE값에대한기여는없다고가정하였는데이러한가정은광학적으로얇은구름이나구름위에존재하는에어러솔의경우에특히잘맞지않는다 (2.4.4.4절). 게다가같은위성에서다중센서의통합사용은 τ aer 와DRE의동시에산정가능성을제공하는데 (Zhang와 Christopher, 2003; Zhang et al., 2005), 이는 DRE/ τ aer(wm -2 τ -1 aer ) 이며 DRE 효율의추정을가능하게한다. DRE 효율은관측에대한모델의비교에유용한매개변수의지리적인분포에대한의존도를제거한다 ( 예, Anderson et al., 2005b). 그러나, 이러한이유로추론된 DRE 효율은고가범위 -미네랄먼지, 바이오매스연소와오염사건과결합된것-에서 τ aer 에선형적인관계가있다고볼수없다. 2.4.2.1.3. 직접적인복사강제력의위성도출 Kaufman et al.(2005a) 는해양위맑은하늘의미세에어러솔 fine-mode 분율을 MODIS로부터산출하여해양위의맑은하늘에서의복사강제력값이 -1.4 W/m -2 라고하였다. Christopher et al.(2006) 는 MODIS 미세부분과구름과지구복사의에너지시스템 (CERES) 광대역 TOA 플럭스와통합한것을사용하여 -1.4±0.9Wm -2 의값을추정하였다. Bellouin et al.(2005) 는 MODIS τ aer 와해양과대륙에걸친에어러솔및 AeroCom(2.4.3절 ) 으로부터의데이터를통합하여모든하늘에서의복사강제력인 -0.8±0.2Wm -2 을결정하였다. 하지만이는흐린하늘에서의복사강제력과결합된불확실성의기여를포함하지않는다. Chung et al.(2005) 는위성 /AERONET/ 모델을이용하여비슷한분석을이행하였으나그름의기여도도고려하여 -0.35Wm -2 혹은 -0.50Wm -2 155
기후변화 2007 - 과학적근거 - 표 2.3. 인공연구에서추정된직접에어러솔의복사효과 (DRE)(Yu et al., 2006 을갱신 ) Reference ( 참고문헌 ) Instrument ( 기기 ) Data Analysed ( 분석된자료 ) Brief Description ( 간단한설명 ) Clear Sky DRE (Wm -2 ) ocean Bellouin et al..(2005) MODIS; TOMS; SSM/I 2002 년 TOMS 에어러솔색인과 SSM/I 와함께 MODIS 미세와전체 τaer 는먼지와해염입자를구별함 -6.8 Loeb and Manalo-Smith(2005) CERES; MODIS 2000 년 3 월에서 2003 년 10 월까지 MODIS 혹은 NOAA-NESDIS 알고리즘으로부터의 CERES 방사 / 방사도와각의분포모델과에어러솔특성은직접적인방사효과의추정에사용됨 -3.8(NESDIS) 에서 -5.5(MODIS) Remer and Kaufman(2006) MODIS 2001 년 8 월에서 2003 년 10 월까지 잘규정된에어러솔모델은 MODIS 자료에적용됨. 미세모드부분에서의 τaer -5.7±0.4 Zhang et al..(2005); Christopher and Zhang(2004) CERES; MODIS 2000 년 11 월에서 2001 년 8 월까지 MODIS 에어러솔특성, CERES 방사 / 방사도와각의분포모델과에어러솔특성은직접적인방사효과의추정에사용됨 -5.3±1.7 Bellouin et al..(2003) POLDER 1996 년 11 월에서 1997 년 6 월까지 잘규정된에어러솔모델은 POLDER 자료에적용된. -5.2 Loeb and Kato(2002) CERES; VIRS 1998 년 1 월에서 1998 년 8 월까지 2000 년 3 월 VIRS 로부터의 τaer 는 TOA CERES 방사도 (35 N 에서 35 S) 로복귀됨 -4.6±1.0 Chou et al..(2002) SeaWiFs 1998 년 SeaWiFs 와함께방사이동계산과규정된빛의특성 -5.4 Boucher and Tanre(2000) POLDER 1996 년 11 월에서 1997 년 6 월까지 잘규정된에어러솔모델은 POLDER 자료에적용됨. -5 에서 -6 Haywood et al..(1999) ERBE 1987 년 7 월에서 1988 년 10 월까지 DRE 은 GCM-ERBE TOA 방사도를진단했음 -6.7 평균 ( 표준편차 ) -5.4(0.9) 의복사강제력을산출하였는데, 이숫자들은각각모델을이용하였을때와 MODIS 미세모드분율을이용하였을때나온값으로, -0.1에서 -0.6Wm -2 의전체불확실성의범위를제안하였다. Yu et al.(2006) 는 -0.5±0.33Wm -2 의직접적인복사강제력추정을위해여러측정을사용하였다. 이러한복사강제력의추정은 2.4.4.7. 절에서의모델링연구로부터얻어진것과비교된다. 2.4.2.2. 지표기반의도출 3차평가보고서이후에, AERONET(Holben et al., 1998) 과같은지상기반의원격탐측태양-광도계와, European Aerosol Research Lidar Network(EARLINET, Matthias et al., 2004), Asian Dust Network(ADNET, Murayama et al., 2001) 와 Micro-Pulse Lidar Network(MPLNET, Welton et al., 2001) 와같은에어러솔라이다시스템네트워크의수립과같은부분에서두드러진발전이이루어졌다. 또한 AERONET 관측지점의분포는그림 2.11( 위쪽 ) 에나타나있다. 현재대략적으로 150개의지점이어느시점에나항시운영되고있으며, 이들중대부분은기후적, 다년간의 월평균과계절적인평균을결정하는데포함되는영구운영측정소들이다. 파장식으로써의 τ aer 의측정에부가하여, 산란각의식으로써의하늘복사를측정하는새로운알고리즘이개발되었다 (Nakajima et al., 1996; Dubovik와 King, 2000). 이러한측정으로부터, 원주평균된크기분포와, τ aer 의값이충분히크다면 (τ aer>0.5), 에어러솔단일산란반사도 (ω 0) 와굴절계수는특정파장에서결정되었을것이며이는산란과흡수사이에서의분할을가능하게하였다 (Dubovik et al., 2000). 이러한역산출물은포괄적으로검증되지않았지만, 많은연구들에서, 여러다른에어러솔종에대해산정된크기분포와 ω 0 를항공측정값과비교한결과상당한일치를보였다 ( 예, Dubovik et al., 2002; Haywood et al., 2003a; Reid et al., 2003; Osborne et al., 2004). AERONET 에어러솔을바탕으로한에어러솔 DRE의기후역시추론되었다 (Zhou et al., 2005). 일반적으로 MPLNET 레이더는세계적으로 11개의레이더로구성되어있다.; 9개는 AERONET 지점과동일한지점에설치되어있으며, 에어러솔의후방산란과소멸의수직적인분포를나타내는보완자료를제공한다. 추가적인임시 156
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 MPLNET 측정점들은주요에어러솔현장측정을지원하였다 ( 예, Campbell et al., 2003). 유럽의레이더네트워크 EARLINET은일반적으로에어러솔소멸의연직분포를상시측정하는 15개의에어러솔레이더를가지고있고 (Mathias et al., 2004), ADNET은아시아에서의황사와오염사건의연직적인구조의평가에사용되어온 12개레이더의상시측정네트워크이다 ( 예, Husar et al., 2001; Murayama et al., 2001). 2.4.3 에어러솔직접효과모델링의발전 3차평가보고서이래, 많은수의지구적인대기모델에서보다완전한에어러솔모듈이직접복사강제력을산정한다. 몇몇모델들은수평적으로 2 2 이상, 연직적으로 20~30 층이상정도의해상도를가지고있고이는 3차평가보고서에서사용된모델들에비해상당히발전된것이다. 이러한모델은현재가장중요한인위적이고자연적인화학종들을포함한다. 표 2.4, 2.5와 2.6은 3차평가보고서이후발표된연구들을요약하고있다. 좀더복잡한일부모델은이제에어러솔의총체류시간동안크기분포의동역학을고려하고있으며, 3차평가보고서에포함되었던것들에비해내부와외부의다양한에어러솔구성요소의혼합을좀더물리적으로현실적인방법으로매개변수화하고있다 ( 예, Adams와 SeinFeld, 2002; Easter et al., 2004; Stier et al., 2005). 가장중요한에어러솔종은이미포함되어있기때문에총 τ aer 과같은중요한모델결과의매개변수에대해, 위성자료와지표기반의태양광도계와레이더관측등을비교하는것이가능하다 (2.4.2와 2.4.4절 ). 에어러솔-구름의상호작용에따른간접적인효과모델링의개선은 2.4.5와 7.5절에서상술되었다. 여러연구들은현재파라미터화의불확실성에대한에어러솔의직접적인복사강제력의민감도를연구하였다. 이는다음절에서평가될것이다. 에어러솔모델거동모사의다양성에대한문서화에서 3차평가보고서이래주요한진보가이루어졌다. 열여섯개의그룹이전구에어러솔모델상호비교 (AeroCom) 발의에참여하였다 (Kinne et al., 2006). 광범위한모델결과는전용웹사이트를통하여입수할수있다 (Schulz et al., 2004). 세모델군의실험 (A, B, PRE) 이분석되었다. 실험 A 모델들은 1996 년, 1997년, 2000년과 2001년혹은이해들을포함한 5년평균에대해거동을모사한다. 모델배출량과파라미터화는각연구집단에의해결정되지만, 기상은관측자료를이용하여모사되었는데, 이는 MODIS, MISR과 AERONET 태양광도계를포함한관측자료와의상세한비교를위한것이다. 실험 B 모델들은규정된 2000년 AERONET 에어러솔배출량을사용하고, 실험 PRE 모델은규정된 1750년 AERONET 에어러솔배출량을사용하였다 (Dentener et al., 2006; Schulz et al., 2006). 모델의진단항목에는배출량과침전플럭스, 수직적인분포와크기에대한정보를포함하고있어, 모델내여러에어러솔구성요소의체류시간차이에대한좀더나은이해를할수있게한다. 이단락은 Textor et al.(2006) 의 AeroCom 결과에대해논의한다. 모델비교연구는몇몇진단요소에서넓은범위를발견하였는데이는이들에어러솔파라미터화가불충분하게한정되고있는지혹은 / 그리고이해되고있는지에대해나타내는것이다. 예를들어, 조대에어러솔분율은자연적인에어러솔배출량플럭스에서넓은범위 ( 모델간범위의 1 표준편차내의불확실성에서먼지 : ±49%, 해염입자 : ±200%) 에좌우되고, 그로서건조침적플럭스에서도넓은범위가나타난다. 풍속에대한배출원강도의의존복잡성은자연적인에어러솔배출량계산의문제를더한다. 같은기간에대한먼지배출량은먼지파라미터화의세부항목에의해 2배이상달라질수있고 (Luo et al., 2003; Timmreck과 Schulz, 2004; Balkanski et al., 2004; Zender, 2004), 기상데이터의재분석에따라서도변화될수있다 (Lue et al., 2003). 다른에어러솔구성요소의인위적이고자연적인배출량고려에대해모델링그룹들은유사한최적추정정보를이용하는경향이있는데, 예를들면, 최근수정된 Global Emissions Inventory Activity(GEIA) 배출량정보와같은것들이다. 수직적인에어러솔분포는아주다르게나타났는데이는혼합의파라미터화와제거기작의차이에기인한것이다. 총황산염에대한 2.5km이하의질량분율에대한모델간범위는 45±23% 이다. 주로경계층에서가습이일어나기때문에이러한모델간변동성은직접적인복사강제력의모델값범위를증가시켰다. 추가적으로습식침적 / 수직적인혼합과정의파라미터화에서의차이점은 5km이상의높이에서좀더명확해진다. 일부모델은고위도에서불용성에어러솔 ( 먼지와탄소에어러솔 ) 양이누적되는경향을보이는반면다른모델들은좀더효과적인습식제거기작을보인다. 대류권에서의체류시간은여기서는평형을유지하는 1년동안의모사에있어제거량분의추가량비로정의되는미세모드에어러솔종들에대해 20~30% 정도범위로변화하였다. 이러한변이는흥미있는주제였는데이는그것이모델배출량과에어러솔증가, 그리고종국에는복사강제력까지선형적인관계를보여주기때문이다. 전지구모델의체계적인평가에서상당한진보가이루어졌다 ( 표 2.4와 2.6의참고문헌 ). 0.55μm의파장에서전구 τ aer 157
기후변화 2007 - 과학적근거 - 은 0.11-0.14범위로모사되었다. 이값들은지표 (AERONET, 약0.135) 와우주 ( 위성, 약 0.15)(Kinne et al., 2003, 2006) 에서의원격탐사로의해얻어진값들과유사하게나타났지만, 지역적, 시간적인분포에서는중요한차이점이존재하였다. 모델에서제안되어왔던흡수광학두께는관측과비교했을때 2-4배정도과소평가되었고 (Sato et al., 2003), DRE효율은전구평균과지역적인값모두모델에서낮게나타났다 (Yu et al., 2006).(2.4.4.7절참조 ). 다른차원의복잡성을가지는자료동화방법을이용한에어러솔에대한모사장과관측장의병합도 3차평가보고서이후에시도되어왔다 ( 예, Yu et al., 2003; Chung et al., 2005). 모델결과는현재의에어러솔관측과일관된결과를얻기위해제어되었다. Collins et al.(2001) 는위성자료를이용한 τ aer 와자료동화를통해모델오류 (bias) 를 10% 로줄일수있었는데이는 Indian Ocean Experiment(INDOEX) 지점인 Kaashidhoo에서의태양광도계로측정된일평균 τ aer 을이용한것이다. Liu et al.(2005) 는 τ aer 에대해비슷한수준의효과적인오차감소를설명하였다. 세계적인먼지주기의규모는, 모델과다양한먼지관측사이의오류최소화기법을이용하여 1,500와 2,600 Tg yr -1 사이범위로제시되어왔다. Bates et al.(2006) 는주요도시 / 인구중심지 3곳의풍하지역에초점을맞추어, 강력하고도폭넓은관측변수들을이용하여제어된복사이동계산을수행하였고, 북인도양, 북서태평양과북서대서양각각에대해 -3.3±0.47, -14±2.6과 -6.4±2.1 Wm -2 의맑은하늘 24시간평균DRE를얻었다. 에어러솔모델을이러한관측에의해제한함으로써 DRE에연관된불확실성은대략 2배정도감소되었다. 2.4.4 에어러솔의직접적인복사강제력의추정별도로표시되지않는한본장에서는여러에어러솔종류에대해구름효과를포함한전구연평균값으로서의대기권상한 (TOA) 직접복사강제력을논할것이다. 모델결과의통계분석값은복사강제력의불확실성을평가하는데사용되었다. 최근에발표된결과와 AeroComs에속한것들이평가되었다. AeroCom 결과는규정된배출량에기초하여평가되었기때문에이러한결과내의불확실성은배출량의불확실성추정을이용하여낮춰졌다. 그러므로인용된불확실성은복사강제력과통합된구조적인불확실성 ( 즉, 모델식과구조의통합된차이 ) 을포함하지만, 모든범위의매개변수화의불확실성 ( 즉, 주요모델매개변수의선택과연관된차이 ) 을포함하지는않았는데, 이는모델결과가본질적으로배출량, 습, 건식침적, 크기분포, 빛의요소, 흡습성등 (Pan et al., 1997) 의관측에의한최적추정이기때문이다. 불확실성은 5 에서 95% 신뢰도범위로보고되었는데이는각에어러솔종들의복사강제력의불확실성이양적으로상호비교될수있도록하기위함이었다. 2.4.4.1 황산염에어러솔대기중황산염에어러솔은암모니아로인해부분적혹은전체적으로중화되는황산입자로구성되어있다고고려되며, 이것은액적상태혹은부분적으로결정화된상태로존재한다. 황산은구름방울내에서의액상 ( 수상 ) 반응과 OH와의가스상반응을통한 SO 2 의산화와이전에존재하였던입자위에응축하는과정에의해형성된다 (Penner et al., 2001). 산정된배출량들은 Haywood와 Boucher(2000) 에의해요약되었다. 황산염에어러솔의주요배출원은바이오매스연소 (2%) 로부터의불완전한연소와함께화석연료연소 ( 약 72%) 로부터의 SO 2 배출량을통한것이고, 반면자연적인배출원은해양의식물성플랑크톤에의한 dimethyl sulphide 배출량 (19%) 과화산으로부터의 SO 2 배출량 (7%) 이다. 1990년대의인위적인배출원으로부터의전세계 SO 2 추정배출량범위는 66.8에서 92.4 TgSyr -1 이고, 전체배출량은 91.7에서 125.5 TgSyr -1 이다. 유럽의 25개국으로부터의 SO 2 배출량은대략 1980년의 18 TgSyr -1 에서 2002년의 4 TgSyr -1 로감소하였다 (Vestreng et al., 2004). 미국에서의배출량은 1980년에서 2000년까지의기간동안약 12에서 8 TgSyr -1 로감소되었다 (EPA, 2003). 그러나같은기간동안의아시아에서의 SO 2 배출량은 17 TgSyr -1 으로크게증가하였고 (Streets et al., 2003), 다른지역의개발도상국의배출량 ( 예, Lefohn et al. 1999; Van Aardenne et al., 2001; Boucher와 Pham 2002) 도증가하였다. 가장최근의연구 (Stern, 2005) 는북반구에서의 64에서 43 TgSyr -1 로의감소와남반구에서의 9에서 11 TgSyr -1 로의증가로인해, 1980년에서 2000년까지의기간에걸쳐대략 73에서 54 TgSyr -1 로전지구의인위적인배출량이감소하였다고제안하였다. Smith et al.(2004) 는같은기간에걸쳐약 10 TgSyr -1 의상대적으로약한전구배출량의감소를제안하였다. 미국, 유럽, 러시아, 북태평양과아프리카의일부분에서남동아시아와인도양, 태평양지역으로의 SO 2 배출량의지역적인이동은그에따르는복사강제력의이동을초래한다 ( 예, Boucher와 Pham, 2002; Smith et al., 2004; Pham et al., 2005). 최근사용된배출시나리오는효과적인배출고도와지역적과계절적변이성을고려하였다 ( 예, Dentener et al., 2006). 황산염에어러솔의광학적요소는잘문서화되어왔다 (Penner et al., 2001과참고문헌 ). 황산은본질적으로, 전체 158
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 태양스펙트럼 (ω 0 = 1) 에걸쳐산란효과를유발하지만, 근적외선스펙트럼에서는약한정도의흡수를일으킨다. 특정소멸계수, f RH 의상대습도의존도에대한이론적과실험적의자료가제시되었다 ( 예, Tang et al., 1995). 측정캠패인은대류권의에어러솔복사강제력실험 (TARFOX; Russell et al., 1999), 에어러솔특징부여실험 (ACE-2; Raes et al., 2000), INDOEX(Ramanathan et al., 2001b), 지중해의집중적인산화제연구 (MINOS, 2001 캠패인 ), ACE-Asia(2001), 대기중의미립자의환경변화연구 (APEX, 2000년에서 2003년까지 ), 뉴잉글랜드대기질연구 (NEAQS, 2003년 ) 와위성을위한체사피크등대와항공기측정 (CLAMS; Smith et al., 2005) 등과같은산업오염원에집중한실험은황산이초미세에어러솔질량, 인위적인 τ aer 과복사강제력의중요부분에기여하는것을지속적으로보여준다 ( 예, Hegg et al., 1997; Russell과 Heintzenberg, 2000; Ramanathan et al., 2001b; Magi et al., 2005; Quinn과 Bates, 2005). 그러나황산은변함없이바이오매스연소에어러솔 ( 에, Formenti et al., 2003), 화석연료검댕 ( 예, Russell과 Heintzenberg, 2000), 유기탄소 (Novakov et al., 1997; Brock et al., 2004), 광물질먼지 ( 예, Huebert et al., 2003) 와질산염에어러솔 ( 예, Schaap et al., 2004) 과같은다른요소와내 외부적으로다양한정도로혼합된다. 이는혼합에어러솔의유효굴절율인덱스, 크기분포, 물리적인상태, 형태, 흡습성과광화학적특성등을결정한다. 3차평가보고서는현재이용가능한전지구모델링연구에기초하여, 0.4 Wm -2 의황산염에어러솔에따른복사강제력을보고하였으며그불확실성은두배정도라고평가하였다. 3차평가보고서이래의모델연구결과는요약하여표 2.4에나타내었다. 모델 A에서 L은복사강제력의범위는대략 -0.21 Wm -2 (Takemura et al., 2005) 에서 -0.96 Wm -2 (Adams et al., 2001) 로나타내었으며, 평균은 -0.46 Wm -2, 표준편차는 0.20 Wm -2 로나타내었다. τ aer 한단위당복사강제력의범위는상당히큰데이는에어러솔혼합상태, 광학적특성, 구름, 지표반사, 흡습성증가, 격자내부효과, 복사이동등의차이에따른것이다 (Ramaswamy et al., 2001). Myhre et al. (2004b) 는여러민감도연구를이행하였고, 특히불확실성은모델에서의상대습도영역과연관되어있는흡습성의성장과관련이있으며 60% 의복사강제력의차이를초래할수있다고하였다. AreoCom 연구에참여한 M에서 U 모델로부터의복사강제력은다른연구들에서얻어진복사강제력보다약간약하였고, 대략평균은 -0.35 Wm -2, 표준편차는 0.15 Wm -2 으로나타났다. AeroCom에모델값들의표준편차는갱신된배출량목록에기초하여에어러솔배출량을제 한함에따라감소되었다 ( 표 2.4). Haywood와 Boucher(2000) 의보고에따른배출량불확실성을포함하면표준편차는 0.2 Wm -2 만큼증가하였다. 황산염에어러솔은거의모두반사를함에따라, 지표강제력은대기상한 (TOA) 에서의값과비슷해지거나보다강할것이다. 복사강제력의추정에서평균값대비불확실성은 LLGHGs의경우에비해상대적크다. 이러한모든연구집단으로부터의황산의직접적인복사강제력의평균과중위수는 -0.41 Wm -2 로일치한다. 직접적인복사강제력의최고, 최저추정치를무시하면, 대략 90% 의신뢰도범위에서 -0.4±0.2 Wm -2 로추정된다. 2.4.4.2 화석연료로부터의유기탄소에어러솔유기에어러솔은화석연료와생물연료의연소와자연적인생물기원의배출원으로부터생성된탄소결합을포함하고있는화합물들의복잡한혼합물이다. 유기에어러솔은 1차적으로에어러솔입자형태로배출되거나, 반-휘발성혹은낮은휘발성유기기체의응축으로인해 2차적으로생성된다. 수백여종의대기중유기물질이발견되어왔기때문에 ( 예, Hamilton et al., 2004; Murphy, 2005) 이들의직 / 간접적인영향을결정론적으로모델링을하기는매우어렵다 (McFiggans et al., 2006). 화석연료연소로부터의일차유기탄소의배출량은 10에서 30 TgC yr -1 로산정되었다 (Liousses et al., 1996; Cooke et al., 1999; Scholes와 Andreae, 2000). 최근에 Bond et al.(2004) 는화석연료, 생물연료와노천소각으로부터의 1 차적인유기탄소배출량을자세한분석한결과, 5에서17 TgC yr -1 범위의연소 ( 대략, 화석연료와생물연료의합 ) 배출량이배출되며이중화석연료로부터의배출량은오직2.4 TgC yr -1 만기여한다고제안하였다. Ito와 Penner(2005) 는전지구화석연료입자상유기물질 (POM, 유기탄소와다른결합화학물질들의합 ) 배출량은약 2.2 Tg(POM) yr -1 이고, 전지구적인생물연료배출량은약 7.5 Tg(POM) yr -1 이라고추정하였다. Ito와 Penner(2005) 는이화석과생물연료유기탄소의배출량은 1870년에서 2000년의기간에걸쳐 3배증가하였다고추정하였다. 배출된이후, 유기탄소입자의흡습성, 화학적 / 광학적인특성등은오존, OH와질산 (NO 3) 과같은기체상산화제와의화학반응으로인해지속적으로변한다 ( 예, Kanakidou et al., 2005). 대기중유기에어러솔의농도는산업지역의황산염에어러솔의농도와매우비슷하다. Novakov et al.(1997) 과Hegg et al.(1997) 은 TARFOX 캠페인기간동안미국의동부해안의오염에서유기탄소를측정하였고, 화석연료연소에주로기인하는유기탄소가총초미세에어러솔질량에 40% 까지기여하는것을확인하였고, τ aer 에가장중요하게기여를하곤한다는것을발견하였다. 159
기후변화 2007 - 과학적근거 - 표 2.4. 3 차평가보고서이래로발표된모델과같은배출량은사용한다른모델로부터의 AeroCom 모사구동으로부터파생된황산에어러솔에대한직접적인복사강제력. 부하와에어러솔의광화학적깊이 (τ aer) 는인위적인황산에그원인을귀착시킨다 τ aer ant 은현대의총황산에어러솔에인위적인황산의부분, NRFM 은질량으로표준화된것, NRF 는 τ aer 단위단복사강제력으로표준화된것 No Model LOAD (mg(so4)m -2 ) τ aer (0.55 um) τ aer ant (%) RF (Wm -2 ) NRFM (Wg -1 ) NRF (Wm -2 τ aer -1 ) Reference IPCC, 2001 이래로발표된것 A CCM3 2.23 0.56 251 (Kiehl 외2000) B GEOSCHEM 1.53 0.018 0.33 216 18 (Martin 외 2004) C GISS 3.30 0.022 0.65 206 32 (Koch, 2001) D GISS 3.27 0.96 293 (Adams 외 2001) E GISS 2.12 0.57 269 (Liao 와 Seinfeld,2005) F SPRINTARS 1.55 0.015 72 0.21 135 8 (Takemura 외 2005) G LMD 2.76 0.42 152 (Boucher 와 Pham., 2002) H LOA 3.03 0.030 0.41 135 4 (Reddy 외, 2005b) I GATORG 3.06 0.32 105 (Jacobson, 2001a) J PNNL 5.50 0.042 0.44 80 10 (Ghan 외 2001) K UIO_CTM 1.79 0.019 0.37 207 19 (Myhre 외 2004b) L UIO_GCM 2.28 0.29 127 (Kirkevag와 Iversen, 2002) AeroCom : 1750년과 2000년에대해동인한배출량자료가사용되었음 M UMI 2.64 0.020 58 0.58 220 28 (Liu 와 Penner, 2002) N UIO_CTM 1.70 0.019 57 0.35 208 19 (Myhre 외 2003) O LOA 3.64 0.035 64 0.49 136 14 (Reddy 와 Boucher, 2004) P LSCE 3.01 0.023 59 0.42 138 18 (Schulz 외 2006) Q ECHAM5-HAM 2.47 0.016 60 0.46 186 29 (Stier 외 2005) R GISS 1.34 0.006 41 0.19 139 31 (Koch, 2001) S UIO_GCM 1.72 0.012 59 0.25 145 21 (Iversen 와 Seland, 2002; Kirkevag 와 Iversen, 2002) T SPRINTARS 1.19 0.013 59 0.16 137 13 (Takemura 외 2005) U ULAQ 1.62 0.020 42 0.22 136 11 (Pitari 외 2002) A to L의평균 2.80 0.024 0.46 176 17 M to U의평균 2.15 0.018 55 0.35 161 20 A to U의최소값 1.19 0.006 41 0.96 293 32 A to U의최소값 5.50 0.042 72 0.16 72 8 A to L의표준편차 1.18 0.010 0.20 75 9 M to U의표준편차 0.83 0.008 8 0.15 34 7 INDOEX 기간동안, 인도양에걸친산업풀름에대한연구가진행되었다. Ramanathan et al.(2001b) 는황산염에어러솔에이어서유기탄소가 τ aer 에두번째로큰기여를하는부분이라는것을발견하였다. 관찰적증거는화석연료로부터의일부유기에어러솔구성요소는상대적으로약한흡수력을가지지만일부자외선과가시광선파장에서태양복사를흡수한다고 ( 예, Bond et al., 1999; Jacoson, 1999; Bond 2001) 제안하였고, 화석연료 연소와같은고온연소에서의유기에어러솔은노천바이오매스연소와같은낮은온도연소로부터의에어러솔보다약한흡수력을가진다고하였다 (Dubovik et al., 1998; Kirchstetter et al., 2004). 관측에따르면유기탄소의상당부분은어느정도가용성인데, 낮은상대습도에서는물이무기물질보다유기물질과더잘결합한다고하였다. 높은상대습도에서유기탄소의흡습성은황산염에어러솔의흡습성보다훨씬낮다 (Kotchenruther와 Hobb, 1998; Kotchenruther et al. 1999). 160
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 관측과기초적인화학역학이론에기초하여, 주요유기화학종의기능군집분석을통해유기탄소화합물의조성을도식화하려는시도가이루어졌고 ( 예, Decesari et al., 2000, Maria et al., 2002; Ming과 Russell, 2002), 이를통해굴절인덱스, 흡습성과구름활성도부분에있어서의일부일반적인특징을포착하였다. 이것은전구모델에서의매개변수화의발전에기여하였다 ( 예, Fuzzi et al., 2001; Kanakidou et al., 2005; Ming et al., 2005a). 화석연료배출원에서의유기탄소에어러솔은변함없이어느정도는내, 외부적으로황산이나검댕과같은다른연소생성물과혼합된다 ( 예, Novakov et al., 1997; Ramanathan et al., 2001b). 이론적으로, 검댕과같이광흡수성이강한핵위에유기탄소혹은황산과같은비-흡수성물질이코팅되는경우, 혼합에어러솔의흡수를증가시킬수있다고보고되었으며 ( 예, Fuller et al. 1999; Jacobson 2001a; Stier et al., 2006a), 이는실험에서도동일한결과를얻었다 ( 예, Schnaiter et al., 2003). 그러나, 황산과같은흡습성에어러솔위에유기탄소에어러솔이코팅된다면구름형성동안수분흡수율의억제를초래할수있다 (Xiong et al. 1998; Chung 2003). 현재의전구모델은일반적으로하나혹은두개의추적자 ( 즉, 불용성추적자, 수용성추석자 ) 를사용하여유기탄소를취급하고, 직접적인복사강제력을나타내기위해상당히매개변수화된기작을발전시켜왔다. 2차유기탄소는전구모델에서매우단순화되어있고, 몇몇의경우에는 1차적인유기탄소와비슷한추가배출원으로다루어지기까지한다. 굴절지수와입자와결합되는수화과정의물을표현하는데에는아직도많은불확실성이존재하는데이는에어러솔의특징이연소과정, 대기중에서의화학작용, 주위환경의에어러솔과의혼합등에따라매우다르기때이다 ( 예, McFiggans et al., 2006). 3차평가보고서에서는화석연료연소로부터의유기탄소에어러솔을복사강제력이 -0.10 Wm -2 로나타나고불확실도는 3배에이른다고보고하였다. 3차평가보고서이래로진행된많은모델링연구들에서화석연료와바이오매스연소에어러솔로부터의유기탄소에어러솔의복사강제력과두구성요소의결합된복사강제력에대해서도연구하였다. 이러한연구는표 2.5에요약하여나타내었다. 최근발표된모델 A 에서 K와 AeroCom 모델 (L에서 T) 로부터의결과에따르면바이오매스연소와화석연료배출량으로부터총유기탄소 (POM) 의복사강제력은각각-0.24 Wm -2 ( 표준편차 0.08 Wm -2 ) 와 -0.16 Wm -2 ( 표준편차 0.01 Wm -2 ) 로나타났다. 화석연료로부터의유기탄소에따른복사강제력은본연구에서명백하게설명되지않았고, 화석연료유기탄소 : 바이오매스 연소유기탄소의 0.25:0.75의배출원배분에기초한대략적인비율이적용되었다 (Bond et al., 2004). AeroCom에속하지않은기타연구들에서산출한인위적복사강제력은 0.06 Wm -2 인데, 반면 AeroCom에서는복사강제력을 -0.03 Wm -2( -0.01 Wm -2 에서 -0.06까지의범위 ), 표준편차를 0.02 Wm -2 로산출하였다. 이러한복사강제력의추정은대체적으로, 1차적으로배출된유기탄소만을고려한다. 이러한모든연구들에서는유기탄소에대한광화학적특성을전부산란혹은약한흡수정도로가정하는데그래서대기상한 (TOA) 에서보다지표강제력이약간강하게된다. 이러한모든연구로부터의화석연료유기탄소의직접적인복사강제력에대한평균과중위수는모두-0.05 Wm -2 (0.03 Wm -2 의표준편차 ) 로나타난다. 표준편차는대략90% 의신뢰도범위를나타내기위해 1.645가곱해졌다. 이것은 -0.05±0.05 Wm -2 의직접적인복사강제력의산정을초래한다. 2.4.4.3 화석연료에서의검댕에어러솔검댕 (BC) 은화석연료연소나바이오매스연소의불완전연소과정에서직접적으로발생하는일차적인에어러솔로많은대기중에검댕은인위적으로기원된것이다. 전세계적으로현재화석연료에기원한배출량은 5.8에서 8.0 TgC yr -1 의범위로추정된다 (Haywood와 Boucher, 2000과이에대한참고문헌 ). Bond et al.(2004) 는검댕의총현재전지구적인배출량이대략 8 TgC yr -1 정도될것으로추정하였고, 화석연료와생물연료로부터4.6 TgC yr -1, 노천바이오매스연소로부터 3.3TgC yr -1 정도기원된것으로추정하며약두배정도의불확실성을추정하였다. Ito와 Peccer(2005) 는 2000 년에대한화석연료 BC의배출량을약 2.8 TgC yr -1 로제안하였다. 화석연료 BC의산업지역에서의배출량경향은 Novakov et al.(2003) 와 Ito와 Penner(2005) 에의해조사되어왔다. Novakov et al.(2003) 은인도와중국에서상당한배출량증대가나타난반면영국, 독일과소비에트연합과미국에서 1950년에서 2000년의기간동안중요한감소가나타났다고보고하였다. Novakov et al.(2003) 는전구적으로, 미국, 유럽, 아시아의빠른경제성장에따라 ( 예, Streests et al., 2001, 2003) 1950년에서 1990년의기간동안 3배증가된화석연료 BC의배출량 (2.2에서 6.7 TgC yr -1 ) 을제안하였고, 그이후배출량의제어에의해약 5.6 TgC yr -1 까지감소되었다고보고하였다. Ito 와 Penner(2005) 는 1950년에서 2000 년까지의기간에걸쳐 3배의증가라는비슷한배출량경향을제안하였지만, 절대적인배출량은 Novakov et al.(2003) 의배출량보다대략 1.7배정도적다. 161
기후변화 2007 - 과학적근거 - 검댕에어러솔은강하게태양복사를흡수한다. 전자현미경으로본 BC 입자는그들이복잡한사슬구조로배출되는것을보여준다 ( 예, Abel et al., 2003). 인도양실험 (Ramanathan et al., 2001b와이에대한참고문헌 ) 은인도의아대륙지역으로부터의에어러솔배출량에초점을맞추었으며, 대기중에서의에어러솔에의한흡수의중요성을제시하였다. 이러한관측은지역적대기상한 (TOA) 의복사강제력 (-7 Wm -2 ) 보다강력한지역지표강제력 (-23 Wm -2 ) 을나타내었다. 뿐만아니라, 눈, 얼음혹은구름과같은큰반사표면위의대기에 서 BC의존재는아주큰양의복사강제력을초래할수도있다 (Ramaswamy et al., 2001). 검댕에어러솔혹은검댕을많이함유하고있는에어러솔혼합기는특히구름위에존재할때양의복사강제력을나타낼수있기때문에에어러솔의수직적인분포는중요하다. 미세물리적요소 ( 예, 대기중배출량의친수성에서소수성의특징, 에어러솔의노화, 습식침적 ) 와기상적인요소는수평, 수직적인 BC 에어러솔의분포패턴을좌우하기때문에, 에어러솔의체류시간은이러한인자에민감하게된다 (Cooke et al., 2002; Stier et al., 2006b). 표 2.5. 3 차평가보고서이래로발표된모델과같은배출량은사용한다른모델로부터의 AeroCom 모사구동으로부터파생된인위적인탄소질에어러솔강제력의추정. POM: 입자상유기물질 BC: 검댕 BCPOM: 검댕과 POM; FFBC: 화석연료검댕 FFPOM: 화석연료입자상물질 BB: 바이오매스연소가포함됨 번호 모델 POM 가중치 (mgpom m 2 ) τaer POM τaer POM ant (%) BC 가중치 (mg m 2 ) BCPOM 복사강제력 (W m 2 ) POM 복사강제력 (W m 2 ) BC 복사강제력 (W m 2 ) FFPOM 복사강제력 (W m 2 ) FFBC 복사강제력 (W m 2 ) BB 복사강제력 (W m 2 ) 참고문헌 IPCC(2001) 이후발표된것들 162 A SPRINT 0.12-0.24 0.36-0.05 0.15-0.01 (Takemura et al., 2001) B LOA 2.33 0.016 0.37 0.30-0.25 0.55-0.02 0.19 0.14 (Reddy et al., 2005b) C GISS 1.86 0.017 0.29 0.35-0.26 0.61-0.13 0.49 0.065 (Hansen et al., 2005) D GISS 1.86 0.015 0.29 0.05-0.30 0.35-0.08 b 0.18 b -0.05 b (Koch, 2001) E GISS 2.39 0.39 0.32-0.18 0.50-0.05 b 0.25 b 0.12 b (Chung and Seinfeld., 2002) F GISS 2.49 0.43 0.30-0.23 0.53-0.06 b 0.27 b 0.09 b (Liao and Seinfeld, 2005) G SPRINTARS 2.67 0.029 82 0.53 0.15-0.27 0.42-0.07 b 0.21 b 0.01 b (Takemura et al., 2005) H GATORG 2.55 0.39 0.47-0.06 0.55-0.01 b 0.27 b 0.22 b (Jacobson, 2001b) I MOZGN 3.03 0.018-0.34 (Ming et al., 2005a) J CCM 0.33 0.34 (Wang, 2004) K UIO-GCM 0.30 0.19 (Kirkevag and Iversen, 2002) AeroCom : 1750년과 2000년에적용된배출량 L UMI 1.16 0.0060 53 0.19 0.02-0.23 0.25-0.06 b 0.12 b -0.01 (Liu and Penner, 2002) M UIO-CTM 1.12 0.0058 55 0.19 0.02-0.16 b 0.22 b -0.04 0.11-0.05 (Myhre et al., 2003) N LOA 1.41 0.0085 52 0.25 0.14-0.16 c 0.32 c -0.04 b 0.16 b 0.02 b (Reddy and Boucher, 2004) O LSCE 1.50 0.0079 46 0.25 0.13-0.17 0.30-0.04 b 0.15 b 0.02 b (Schulz et al., 2006) P ECHAM5-HAM 1.00 0.0077 0.16 0.09-0.10 c 0.20 c -0.03 b 0.10 b 0.01 (Stier et al., 2005) Q GISS 1.22 0.0060 51 0.24 0.08-0.14 0.22-0.03 b 0.11 b 0.01 b (Koch, 2001) R UIO-GCM 0.88 0.0046 59 0.19 0.24-0.06 0.36-0.02 b 0.18 b 0.08 b (Iversen and Seland, 2002) S SPRINTARS 1.84 0.0200 49 0.37 0.22-0.10 0.32-0.01 0.13 0.06 (Takemura et al., 2005) T ULAQ 1.71 0.0075 58 0.38-0.01-0.09 0.08-0.02 b 0.04 b -0.03 b (Pitari et al., 2002) 평균 (A-K) 2.38 0.019 0.38 0.26-0.24 0.44-0.06 0.25 0.07 평균 (L-T) 1.32 0.008 53 0.25 0.10-0.13 0.25-0.03 0.12 0.01 표준편차 (A-K) 0.42 0.006 0.08 0.14 0.08 0.13 0.04 0.11 0.09 표준편차 (L-T) 0.32 0.005 4 0.08 0.09 0.05 0.08 0.01 0.04 0.04 주석 a. MOZGN: MOZART(Model for OZone and Related chemical Tracers-GFDL(Geophysical Fluid Dynamics Laboratory)-NCAR(National Center for Atmospheric Research); 다양한모델에대해서는표 2.4 에나타냄 b. A 에서 C 까지의모델은총 POM 과총 BC 으로부터파생된배출원에구별되어제공되었음 : FFPOM = POM 0.25; FFBC = BC 0.5; BB =(BCPOM) (FFPOM + FFBC); BC = 2 FFBC; POM = 4 FFPOM. c. L, O 모델과 Q 에서 T 까지의모델은구성요소별로구별되어제공되어있음 : POM = BCPOM (.16); BC = BCPOM 2.25.
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 3차평가보고서는화석연료 BC에따른복사강제력을 +0.2Wm -2 로, 불확실성은두배정도로평가하였다. 3차평가보고서이래로화석연료로부터의 BC에따른복사강제력을분리하여명확하게모사한모델들을 -Takemura et al.(2000), Reddy et al.(2005a) 와 Hannsen et al.(2005) 등을포함하여- 표 2.5에요약하여나타내었다. 또한바이오매스연소와화석연료연소로부터의복사강제력을통합하여모사한여러연구로부터의결과도나타내었다. 최근발표된결과 (A에서 K) 와 AeroCom 연구 (L에서 T) 는두배출원으로부터의결합된복사강제력을각각 +0.44±0.13 Wm -2 와 +0.29±0.15 Wm -2 으로산정하였다. 모델 A에서 K까지의모델로부터복사강제력이더크게평가된이유는주로더강한배출원과원주부하량에따른것으로보인다. 왜냐하면직접적인복사강제력 / 원주부하량은대략 1.2에서 1.3 W mg -1 로비슷했기때문이다 ( 표 2.5). 탄소에어러솔배출목록들은대략 34에서 38% 의배출량이바이오매스연소배출원과나머지화석연료연소배출원에서부터온다고제안하였다. 바이오매스연소로부터화석연료를분리하여모사한모델들은복사강제력은동일수준이분리된다고하였다. 이것은배출원들이명확하게분리되지않는모델들에서화석연료검댕배출량에따른복사강제력을추정하기위해적용되었다. AeroCom의결과에따르면, 화석연료 BC 복사강제력의범위는 +0.08에서 +0.18 Wm -2 이며, 평균은 +0.13 Wm -2 와표준편차는 0.03 Wm -2 이다. A에서 K 모델결과에따르면복사강제력의범위는 +0.15 Wm -2 에서대략 +0.27Wm -2 이며, 평균은 +0.25, 표준편차는 0.11 Wm -2 이다. 모든연구결과를통합하여집계하면화석연료연소로인한검댕의직접적인복사강제력에대한평균과중위수는각각 +0.19와 +0.16 Wm -2 이고, 대략 0.10 Wm -2 의표준편차를가진다. 표준편차는약 90% 신뢰도범위를나타내기위해 1.645가곱해졌고, 단순화를위해추정된직접복사강제력의최적추정치는 +0.20±0.15 Wm -2 이다. 이추정은반-직접적인효과혹은눈과얼음표면반사도에서의검댕효과를포함하지않는다 (2.5.4와 2.8.5.6절 ). 2.4.4.4 바이오매스연소에어러솔 3차평가보고서는광산란물질 ( 주로유기탄소와무기요소 ) 이대략 -0.4 Wm -2, 흡수물질 (BC) 이 +0.2 Wm -2 의복사강제력에기여하기때문에바이오매스연소에어러솔의복사강제력은 -0.2 Wm -2 으로 (3배의불확실성 ) 추정된다고보고하였다. Hansen과 Sato(2001), Hansen et al.(2002), Hansen 과 Nazarenko(2004) 와 Jacobson(2001a) 의 BC 복사강제력의추정은바이오매스연소 BC도포함한다. 바이오매스연소에 따른복사강제력 (1차유기탄소, BC와질산과황산과같은무기요소 ) 은바이오매스연소배출량이기본적으로제어되지않기때문에하나로묶여졌다. 배출목록들은화석연료 (Kasischke와 Penner, 2004) 에서기인한에어러솔과바이오매스연소에어러솔의중요한차이를나타낸다. 뿐만아니라, 산업화이전시기의바이오매스연소로인한에어러솔수준역시정량화하기에어려움이있다 (Ito와 Penner, 2005; Mouillot et al., 2006). South African Regional Science Initiative(SAFARI 2000: Swap et al., 2002, 2003) 는 2000년과 2001년에이루어졌다. 이에어러솔연구의주목적은남아프리카에서의화재와생물활동에의해생긴에어러솔배출량의조사와 (Eatough et al., 2003; Formenti et al., 2003; Hely et al., 2003), 원격탐사자료의검증, 복사수지에에어러솔이미치는직, 간접적인영향의연구에있다 ( 예, Bergstrom et al., 2003; Keil과 Haywood, 2003; Myhre et al., 2003; Ross et al., 2003). 발생한지얼마안된바이오매스연소에어러솔과발생되어오랜시간이지난에어러솔의물리적이고, 광학적인특징은항공기를이용한측정 ( 예, Abel et al., 2003; Formenti et al., 2003; Haywood et al., 2003b; Magi와 Hobbs, 2003; Kirchstetter et al., 2004) 과전파분석을통한측정 ( 예, Bergstrom et al., 2003; Eck et al., 2003) 을통한에어러솔크기분포와광화학적특징그리고 DRE의집중적인관측을통해특징지어졌다. 0.55μm에서의 ω 0 는배출원근처의 AERONET 측정소에서추정된값에의하면 0.85에서 0.89(Eck et al., 2003) 까지의범위로나타나는반면, 오래된에어러솔에대한 0.55μm에서의 ω 0 는약 0.91(Haywood et al., 2003b) 로산정되어덜흡수됨을나타내었다. Abel et al.(2003) 는 0.55μm에서의 ω 0 는배출된후약두시간에걸쳐대략 0.85에서 0.90까지증가되는증거를제시하였고, 현존하는에어러솔입자표면에비흡수성유기기체의응축으로그원인을귀착시켰다. 아한대에서배출된지얼마안된바이오매스연소에어러솔은열대지방의산불에서배출된것들보다약한광흡수성을나타내는데, 0.55μm에서의 ω 0 가 0.9보다컸다 (Wong과 Li 2002). 아한대산불은중요한직접적인복사강제력을발휘하지않는데이는자연적인기원의산불의비율이크고, 산업시대를거치며상당한변화가생기지않았기때문이다. 그러나, Westerling et al.(2006) 은미국에서의빠른봄과높은온도는산불활동도와기간을증가시켰음을제시하였다. 바이오매스연소에어러솔의부분적인흡수특성은지표에서와대기중에서가, 대기상한 (TOA, 그림 2.12) 에서보다큰복사강제력의행사를의미한다 ( 그림 2.12). 163
기후변화 2007 - 과학적 근거 - 모델링 그룹은 바이오매스 연소 에어러솔의 수직적인 구 위에 존재할 때 과거 자료에 비해 복사강제력은 더욱 강하 조는 물론 물리적, 광학적인 특성의 표현을 향상시키기 위해 기 때문이다(Keil과 Haywood, 2003; Myhre et al., 2003; 측정 캠페인으로부터의 자료를 사용하였다(Myhre et al., Abel et al., 2005). 맑은 하늘에서의 바이오매스 연소 에어러 2003; Penner et al., 2003; 2.4.5절). 이러한 변형은 바이오매 솔에 따른 복사강제력은 확실히 음의 값인 반면, 바이오매스 스 연소 에어러솔에 따른 복사강제력의 추정을 위한 중요한 연소 전체 복사강제력은 아마 양의 값일 것이다. 모델링 연 결과를 가져왔는데 이는 바이오매스 연소 에어러솔이 구름 구에 부가하여, 이 효과의 관찰은 위성 기기로 인해 이루어 그림 2.12. 표 2.5에 제시된 아홉 개의 AeroCom 모델 결과의 평균으로 산정된, 복사효과와 연관된 특징적인 에어러솔 특성.(b)를 제외한 모든 패널은 결합된 인위적인 에어러솔 효과와 관련된 결과이고, 패널(b)는 모델로부터 총(자연적인 것과 인위적인것의 합) 인위적인 광학깊이를 고려 함.(a) 에어러솔 광학깊이.(b) 모델과 MODIS 자료 사이의 총 에어러솔 광학깊이의 차.(c) 단파복사강제력. (d) 모델결과의 복사강제력 표준편차(e) 대기 중 단파강제력(f) 단파 지표강제력 164
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 졌다. Hsu et al.(2003) 은 SeaWiFs, TOMS와 CERES 자료를이용하여동남아시아로부터방사된바이오매스연소에어러솔은종종구름위로이동되며, 100Wm -2 까지의구름낀지역에걸쳐태양복사의감소를초래하며, 이러한효과는직, 간접적인효과의결합에따른것임을지적하였다. 비슷하게, Haywood et al.(2003) 는구름액체와그아래에아프리카의먼해안에서의바이오매스연소에어러솔은큰체계적인오류를나타내는것을제시하였다. 이는간접적인복사효과추정에서 τ aer 와에어러솔의상관관계를이용하는연구들에있어중요한인과관계를제시할것이다. 바이오매스연소에어러솔이구름위에서의두드러진양의복사강제력을발휘하기때문에에어러솔연직분포는구름낀지역에서직접적인복사강제력의크기 -때로는부호까지 -를평가하는데아주중요하다. Textor et al.(2006) 은전구에어러솔모델사이에에어러솔연직분포에서중요한차이가있음을제시하였다. 이러한차이점은최근에발표된연구의결과와표 2.5. 에 AeroCom 모델에서명백하게나타났다. 몇몇모델은어느정도의양의복사강제력을가지고있는반면, -0.05 Wm -2 의가장큰음의복사강제력은 Koch(2001) 의모델과 AeroCom에제출된 Myhre et al.(2003) 에서나타났다. 따라서, 바이오매스연소에어러솔에따른복사강제력은그부호자체가의문시되고있다. 모든연구그룹으로부터의바이오매스연소에어러솔에대한직접적인복사강제력의평균과중위수는 +0.04와 +0.02 Wm -2 와비슷하고, 0.07 Wm -2 의표준편차를가진다. 표준편차는대략 90% 의신뢰도범위를근사하기위하여 1.645가곱해지고, 이는 +0.03±0.12 Wm -2 의직접적인복사강제력으로나타난다. 이러한직접적인복사강제력의추정은에어러솔의광흡수특성과구름을덮은바이오매스연소에어러솔의효과의표현에있어서의모델의개선으로인해 3차평가보고서의것보다더큰양의값으로평가되었다. 2.4.4.5 질산에어러솔대기중암모늄질산에어러솔은만약황산염에어러솔이모두중화되었음에도불구하고여분의암모니아가존재할때생성된다. 질산에어러솔에따른직접적인복사강제력은 NOx 배출량뿐만아니라, 암모니아의대기중농도에도민감하다. 뿐만아니라, 배출량감소에따른많은지역에서의황산에어러솔의복사강제력의약화는부분적으로질산에어러솔의복사강제력의증가로인해균형잡혀질것이다 ( 예, Liao와 Seinfeld, 2005). 3차평가보고서에는질산에어러솔에따른복사강제력을정량화하지않았는데이는당시연구에서의질산에어러솔수준의평가들이크게달랐기때 문이었다. Van Dorland(1997) 과 Jacobson(2001a) 는각각상대적으로작은편인-0.03과 -0.05 Wm -2 의전세계평균복사강제력을제안한반면, Adams et al.(2001) 은전세계복사강제력의평균은 -0.22 Wm -2 만큼강력하다고제안하였다. 그후의연구는유럽에걸친질산의복사강제력을황산의약 25% 로추정한 Schaap et al.(2004) 와질산복사강제력의전세계평균을 -0.04에서 -0.08 Wm -2 로발표한 Martine et al.(2004) 를포함한다. 나아가, Lio와 Seinfeld(2005) 는 -0.16 Wm -2 의질산에따른복사강제력을추정하였다. 이연구에서는, 입자상에대한이종적인화학반응이포함되었는데, 이는질산의복사강제력을강하게하며, 복사강제력의 25% 정도를차지한다. Feng와 Penner(2007) 은평균적인인위적인황의부하량의 20% 에상응하는양인 0.58mg NO 3m -2 의큰, 전구적인, 미세질산부하량을추정하였다. 미세질산입자의지표관측에서높은농도는주로산업화된지역에서발견되며, 낮은농도는시골에서발견되었다 (Malm et al., 2004; Put명 et al., 2004). 대기중질산은본질적으로가시스펙트럼을흡수하지않고, 실험실연구에서는에어러솔의흡습성을결정하기위한실험이수행되어왔다 ( 예, Tang 1997; Martin 되, 2004와참고문헌 ). AeroCom의연구에, 질산에어러솔은포함되지않았기때문에다른에어러솔종에비해소량의추정치만이존재한다. 질산의평균직접적인복사강제력은대기상한 (TOA) 에서 -0.10 Wm -2 로추정되었고, 약한산란특성은지표에서의비슷한유동변화를의미한다. 그러나, 이추정에서의불확실성은상대적으로적게수행된연구와추정자체 -예를들어, 질산 τ aer- 에서의상당한불확실성으로인해매우크다. 그래서 -0.10±0.10 Wm -2 의직접적인복사강제력은현재채택되었지만, 복사강제력의크기나불확실성을명확히규정하기에는충분하지않다고인정되고있다. 2.4.4.6 미네랄먼지에어러솔인위적인배출원에서기원된미네랄먼지에어러솔은주로농경 ( 추수, 쟁기질, 방목 ), 지표수 ( 예, 카스피해와아랄해, 오웬즈호수 ) 변화와산업의활동 ( 예, 시멘트생산과운송 ) 에서발생한다 (Prospero et al., 2002). 3차평가보고서는 +0.4 에서 -0.6Wm -2 의범위의인위적인광물질먼지에따른복사강제력을산정하였지만최적추정치는제공하지않았다. 이는총먼지에인위적발생원들이기여하는것을결정하기에어려움이있고, 먼지의광학적특성과단파와장파복사효과에있어서어느정도기여하는지평가하기어려움이있어서였다. 미네랄먼지복사강제력의부호와크기의결정에있어서, 단파복사강제력에대한가장중요한요소는단일산 165
기후변화 2007 - 과학적근거 - 란반사도인반면장파복사강제력은먼지의연직분포이다. Tegen과 Fung(1995) 는대기중에서미네랄먼지에대한인위적인기여는총먼지부하량의 30에서50% 로추정하였다. Tegen et al.(2004) 는먼지이벤트에대해모델결과와 2000개의지표의지점으로부터의먼지발생측정값을이용하여, 갱신된그리고대체적인산정값을제시하였는데그결과인위적인농경의배출원으로부터의미네랄먼지발생은 5~ 7% 에그치는것으로나타났다. Yoshioka et al.(2005) 는사헬지역에서의경작배출원이북아프리카에서의총먼지배출량에 0에서 15% 까지기여할때, 모델이북아프리카의 TOMS 에어러솔관측을가장잘재현한다고제안하였다. 아직전체경향이문서화되진않았지만, 35년간의바베이도스지표먼지기록과유럽의정지기상위성 (Meteosat) 과 TOMS 로부터의위성관측은기후제어와사헬가뭄에있어서의연간 /10년간먼지변화에대한중요성을나타내었다 (Chiapello et al., 2005). 7.3절에서자세히다루어지겠지만, 다양한시간단위에서의기후변화와 CO 2 변화는반건조지역의식생을변화시킬수있다. 이와같은과정은위에서정의된것처럼인위적인먼지배출을상승시킬수있는토지이용변화를조장한다 (Mahowald와 Luo, 2003; Moulin과 Chiapello, 2004; Tegen et al., 2004). 이러한연구결과에서제안된 0~20% 의인위적인먼지부하량의최적의근사값이이용되었지만, 이것은현재의 24% 의먼지농도감소와 50% 에달하는인위적인기여를제외하지못하였기때문에아직도큰불확실성이남아있는것이인정되었다 (Mahowald와 Luo, 2003; Mahowaldet al., 2004; Tegen et al., 2005). 인위적인먼지의복사강제력의효율은자연적인먼지와잘구분되지않고, 서로동일한값으로가정되고있다. 1970년과현재사이의순환변화로인한먼지배출량의변화에따른복사강제력은정량화되기어려워여기에는포함하지않았다 (7.5절). 사하라먼지에대한측정지점주변의광화학적특성의현장관측 ( 예, Haywood et al., 2003c; Tanre et al., 2003), 사하라미네랄먼지의이동 ( 예, Kaufman et al., 2001; Moulin 되, 2001; Coen et al., 2004) 와아시아의미네랄먼지 (Huebert et al., 2003; Clarke et al., 2004; Shi et al., 2005; Mikami et al., 2006) 연구는먼지가이전 WMO(1986) 에서채용된먼지모델에의해제안되었던것보다태양스펙트럼을상당히적게흡수하는것을드러냈다. 이러한새로운, 원격탐측및현장관측에서의스펙트럼관측은 0.67μm의파장에서의순수먼지의단일산란반사도 (ω 0) 가 0.90에서 0.99범위를나타내며, 전체중심값은 0.96이된다고제안하였다. 이것은사막먼지에서의구성을기반으로한 ω 0 의 bottom-up 모델링에따른것이다 (Claquin et al., 1999; Shi et al., 2005). 사 라하의먼지에의해영향을받은장기간의 AERONET 지점으로부터의 ω 0 의분석은 0.67μm에서의 0.95의평균 ω 0 를나타냈고 (Dubovik et al., 2002), ADEC(Aeolian Dust Experiment on Climate) 기간동안오염되지않은아시아의먼지는 0.67 μm에서의 0.93의평균 ω 0 를가진다. 이러한높은 ω 0 값은태양광스펙트럼에서의먼지에의한복사강제력은양의값을가지지않는것을나타낸다. 그러나, 다양한광물학적인분포를가진배출원주변에서의입자에의한흡광도는일반적으로전구모델에의해표현되지않는다. 자연적인기여와인위적인기여가구분할수없이혼합된해양지역에걸친미네랄먼지의 DRE의측정에따르면지역적인 DRE는매우심할수있을것으로제안되었다. Haywood et al.(2003b) 는항공기기반의측정에서서아프리카의해안근처의 -130 Wm -2 만큼강한지역순간단파 DRE를측정하였다. Hsu et al.(2000) 는 ERBE(Earth Radiation Budget Experiment) 와 TOMS 자료를이용하여 1985년 7월에대한약 -45 Wm -2 의최대월평균단파 DRE를찾아내었다. 항공기와지표로부터의간섭계의측정에서미네랄먼지의광화학적인신호를측정할수있는데, 흡수최대치는 8에서 13μ m 대기의창중심에서나타난다 ( 예, Highwood et al., 2003). Hsu et al.(2000) 는북아프리카의지역, 1985년 7월에대해 +25 Wm -2 의걸친장파 DRE를산정하였다. 비슷한결과가 2003년 7월, 대기의꼭대기에서 +50 Wm -2 의장파 DRE를결정한 Haywood et al.(2005) 에의해제시되었다. 최근의모델구동은총인위적이고자연적인먼지 DRE, 이것의구성요소와순효과 ( 단파 / 장파 = net TOA, in Wm -2 ) 와같은값들을보고하였다 : H.Liao et al.(2004): -0.21/+0.31 =+0.1; Reddy et al.(2005a): -0.28/+0.14 = -0.14; Jacobson (2001a); -0.20/ +0.07= -0.13; Myhre와 Stordal(2001a, 6과 7 경우는제외 ) 에서의기준 case와민감도실험범위 :-0.53 [-1.4에서 +0.2]/+0.13[+0.0에서 +0.8] = -0.4[-1.4에서 +1.0]; AeroCom 데이터베이스모델들, GISS: -0.75/(+0.19) =(-0.56); UIO-CTM*: -0.56/(+0.19) =(-0.37); LSCE*: -0.6/+0.3 = -0.3; UMI*: -0.54/(+0.19) =(-0.35)( 모델에대한설명은표 2.4 참고 (a) 참조 ).(*) 별표시가된모델들은동일한단일산란반사도 (0.67um에서대략 0.96) 를사용하는데이는최근의측정을대표하고, 좀더음의단파효과를제시한다. 0.19 Wm -2 의평균장파 DRE가 GISS, UMI과 UIO-CTM에서가정되었다. 먼지 DRE의분포는먼지부하량과 taer가각각 ±40과 ±44% 만큼변하는것을반영하는것이며, 16개 AeroCom A 모델들모사결과의표준편차이다 (Textor et al., 2006; Kinne et al., 2006). 여러연구에서의먼지배출량범위는 1,000에서 2,150 Tg yr -1 이다 (Zender, 2004). 최종적으 166
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 로, 먼지의주요효과는인위적인초미세한입자의부하량저감과이의체류시간감소일것이다 (Bauer와 Koch, 2005; 2.4.5.7절 ). 보고된먼지순 DRE의범위 (-0.56에서 +0.1 Wm -2 ), 먼지 DRE에대한개정된인위적인기여 (0에서 20%) 와개정된먼지의흡수특성은먼지에대한인위적인직접적인복사강제력이 -0.1 Wm -2 라는작은음의값을보인다는사실을뒷받침한다. 90% 의신뢰도수준에서는 ±0.2 Wm -2 로추정되는데, 이는총먼지배출량과부하량과인위적인먼지의분율범위에대한불확실성을반영하는것이다. 이러한인위적인먼지의복사강제력의불확실성의한계범위는, 음으로는 -0.3 Wm -2, 양으로는 +0.1 Wm -2 이다. 이범위는, Myhre와 Stordal(2001a) 로부터의양수 DRE 최대값은제외한상태에서, 위에보고된모든먼지 DRE들을포함하고, 인위적인먼지부분은최대 20% 를가정하고있다. 2.4.4.7 결합된총에어러솔의직접복사강제력 3차평가보고서는여러에어러솔요소와관련되어있는복사강제력값들을보고하였지만, 전체에어러솔복사강제력의추정은제공하지않았다. 향상되고증대된에어러솔의현장관측과원격탐사결과들은결합된에어러솔복사강제력의범위를좀더명확하게규정할수있게하였다. 결합된에어러솔특성에대한모델결과의포괄적인검증은현재상당히많이존재하며, τ aer 와같이대기의전체원주에대한값을나타낸다. 결합된추정의사용은복사강제력의불확실성의추정에대해대안적인방법을내재적으로제공한다. 이러한접근은각각의에어러솔요소로부터의불확실성을증식하는방법보다좀더명백할것이다. 게다가, 결합된복사강제력의추정은에어러솔동역학, 복사장과에어러솔사이의상호작용에따른비선형적인과정을포함하고있다. 복사강제력에서의에어러솔동역학의비선형적인과정의역할은최근에내부적으로혼합된에어러솔입자의특징에대해설명하는전구에어러솔모델들에서연구되어왔다 (Jacobson, 2001; Kirkevag와 Iversen, 2002; Liao와 Seinfeld, 2005; Takemura et al., 2005; Stier et al., 2006b). 에어러솔입자들의혼합은크기, 화학적인구성, 상태와형태, 에어러솔제거와형성과정에대한되먹임등을변화시키기때문에, 결합된에어러솔의복사특성에영향을미친다. Chung과 Seinfeld(2002) 는 BC가다른다양한구성성분들과내, 외부적으로혼합된연구들에대한평가에서 BC가내부적으로혼합되었을때더욱강한양의직접복사강제력을보인다고하였다. 비록인위적인에어러솔의배출원과관련된과정이그들의초미세특성을뒷받침하지만, 자연적인에어러솔은 에어러솔전구기체에대한응축표면의제공을통해이과정에참여한다. 해염입자와먼지의이종반응은초미세황산염의부하량을 28% 까지줄일수있고 (H.Liao et al., 2004), 그것에의하여직, 간적접인복사강제력은감소된다. Bauer와 Koch(2005) 는먼지가황순환에개입되었을때황산염의복사강제력이 -0.25에서 -0.18Wm -2 까지약해진다고추정하였다. 그것은복사강제력에대한여러다른배출원카테고리가기여하는것을확인하기위해유용할것이다 (2.9.3절이이에대해조사함 ). 그러나, 특정배출원카테고리로부터의복사강제력을분리할수있는모델은없다. 결합된에어러솔복사강제력의추정은각각의배출원카테고리로부터기인한에어러솔과기후시스템에인위적인동요를정량화하는첫단계이다. 에어러솔의직접적인복사강제력에대한모델중심값은다양한구성요소를사용한전구에어러솔모델의최근모사의결과에기초하고있는데 ( 표 2.6), 이것은여러가지면에서확고한방법이다. 다양한구성요소의에어러솔모델을이용한복잡한모사는비선형적인효과를포착할수있었고, 모델결과들을통합함으로써각모델의공식에서의오류의일부분을제거할수있었다. Textor et al.(2006) 에의해제시된것과같이모델별로다른이송과제거과정의취급방법에따라이에연관된에어러솔구성요소들의확산이부분적으 그림 2.13. 연구, 개별적인모델연구와동일한에어러솔과에어러솔전구물질배출량을사용한 AeroCom 결과에기초한직접적인에어러솔복사강제력의추정. GISS_1 는에어러솔의내부적인혼합을나타냈고, GISS_2 는외부적인혼합을나타내었다. 표 2.4 의 (A) 는모델에대해묘사하였음. 167
기후변화 2007 - 과학적근거 - 로달라진다. 적은부하량과작은확산을가정한모델은복사장과상호작용하는산란 / 흡수에어러솔이적다. 구름량에대한오류는모든에어러솔요소로부터전체하늘의복사강제력에영향을미칠수있다. 이러한오류는주어진모델에서의주요에어러솔요소에관련된복사강제력에영향을미친다. 에어러솔복사강제력을직접적으로결합하면좀더현실적인에어러솔복사강제력불확실성을추정할수있다. AeroCom의결과물에따르면모델에서산정된국지적과지역적에어러솔구성요소 ( 그림 2.12) 에서주요한차이가나타났지만, 총 τ aer 변이에대한전체적재생은이루어질수있 다고하였다 (Kinne et al., 2006). 모델의수행능력들의산점도를보면, 현재모델결과중에어떠한선호도나가중치가사용될수는없다고보인다 (Kinne et al., 2006). 여러모델로부터합쳐진단일에어러솔복사강제력은개별구성요소의분석이나, 어느하나의모델만으로분석된결과보다더확실하다. 표 2.6에서총에어러솔의직접복사강제력의평균추정치는 -0.2 Wm -2 이며 ±0.2 Wm -2 의표준편차를보인다. 이것은에어러솔복사강제력과불확실성두부분모두에대해최저값인데, 이는질산염 (-0.1 Wm -2 로산정되는, 2.4.4.5 절참조 ) 과인위적인광물질먼지 (-0.1 Wm -2 로산정되는, 표 2.6. 직접적인에어러솔복사강제력의추정과관련된양. 최근의인위적인에어러솔양의추정 (LOAD), 현재총인위적인에어러솔광학적인깊이 (τ aer) 의부분, 에어러솔모델에서의구름, 맑은하늘과모든하늘의상황, 지표강제력과대기중하늘의강제력에대한모든에어러솔모델, 총직접적인에어러솔복사강제력 (RF) 168 번호모델 a 가중치 (mg m 2 ) IPCC(2001) 이후발표된것들 τ aer (0.55 µm) τ aer ant (0.55 µm) (%) 운량 (%) 맑은하늘에대한복사강제력 (Wm 2 ) 모든하늘에대한복사강제력 (Wm 2 ) 모든하늘에대한표면강제력 (Wm 2 ) 모든하늘에대한대기중강제력 (Wm 2 ) 참고문헌 A GISS 5.0 79% -0.39 b b -1.98 b 1.59 +0.01 c -2.42 c 2.43 c (Liao and Seinfeld, 2005) B LOA 6.0 0.049 34% 70% -0.53-0.09 (Reddy and Boucher, 2004) C SPRINTARS 4.8 0.044 50% 63% -0.77-0.06-1.92 1.86 (Takemura et al., 2005) D UIO-GCM 2.7 57% -0.11 (Kirkevag and Iversen, 2002) E GATORG 6.4 d 62% -0.89-0.12-2.5 2.38 (Jacobson, 2001a) F GISS 6.7 0.049-0.23 (Hansen et al., 2005) G GISS 5.6 0.040-0.63 (Koch, 2001) AeroCom : 1750 년과 2000 년에대해동일한배출량자료가사용되었음 H UMI 4.0 0.028 25% 63% -0.80-0.41-1.24 0.84 (Liu and Penner, 2002) I UIO-CTM 3.0 0.026 19% 70% -0.85-0.34-0.95 0.61 (Myhre et al., 2003) J LOA 5.3 0.046 28% 70% -0.80-0.35-1.49 1.14 (Reddy and Boucher, 2004) K LSCE 4.8 0.033 40% 62% -0.94-0.28-0.93 0.66 (Schulz et al., 2006) L ECHAM5 4.3 0.032 30% 62% -0.64-0.27-0.98 0.71 (Stier et al., 2005) M GISS 2.8 0.014 11% 57% -0.29-0.11-0.81 0.79 (Koch, 2001) N UIO-GCM 2.8 0.017 11% 57% -0.01-0.84 0.84 (Kirkevag and Iversen, 2002) O SPRINTARS 3.2 0.036 44% 62% -0.35 +0.04-0.91 0.96 (Takemura et al., 2005) P ULAQ 3.7 0.030 23% -0.79-0.24 (Pitari et al., 2002) 평균 A-G 5.1 0.046 42% 67% -0.73-0.23-2.21 2.07 평균 H-P 3.8 0.029 26% 63% -0.68-0.22-1.02 0.82 표준편차 A-G 1.4 0.004 0.18 0.21 표준편차 H-P 0.9 0.010 11% 5% 0.24 0.16 0.23 0.17 평균 A-P 4.3 0.035 29% 64% -0.70-0.22-1.21 1.24 표준편차 A-P 1.3 0.012 13% 7% 0.26 0.18 0.44 0.65 최소값A-P 2.7 0.014 11% 57% -0.94-0.63-1.98 0.61 최대값A-P 6.7 0.049 50% 79% -0.29 0.04-0.81 2.43 주석 a. 모델정보에대해표 2.4 의 (A) b. 외부적인혼합 c. 내부적인혼합 d. 미네랄먼지, Jacobson(2001a) 에서의인위적인것이고려된일부를제외한양
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 2.4.4.6절참조 ) 가거의모든모델모사에서누락되었기때문이다. 그들의기여를포함한다면모델에서산정된직접적인에어러솔복사강제력은 -0.4 Wm -2 (90% 신뢰도범위 : 0에서 -0.8 Wm -2 까지 ) 이된다. 세개의위성기반의측정연구에서직접적인에어러솔복사강제력을산정하는것이가능해졌고, 세연구에서모두모델기반연구들보다더욱음의에어러솔복사강제력이제안되었다 (2.4.2.1.3 절 ). Bellouin et al.(2005) 는 -0.8±0.1Wm -2 대기상한 (TOA) 에어러솔의복사강제력을산출하였다. 이와비슷하게광범위한계산에기초하여 Chung et al.(2005) 는 -0.35±0.25 Wm -2 의값을추정하였고, Yu et al.(2006) 은 -0.5±0.33 Wm -2 으로추정하였다. 그림 2.13은 3차평가보고서이래로발간된관측기반과모델기반의에어러솔복사강제력추정값을나타낸다. 측정과모델사이의불일치는자연적인에어러솔을포함한측정기반의통합에어러솔 DRE의편의가없다고알려진, 대양의맑은하늘에서도명백하게나타났다. 이러한지역에서, 모델은음의에어러솔 DRE을 20에서 40% 까지과소평가하였다 (Yu et al., 2006). τ aer 의인위적인분율은모델기반과측정기반연구에서비슷하게나타난다. Kaufman et al.(2005a) 는인위적인 τ aer 를추정하기위해미세모드 τ aer 의위성관측자료를사용하였다. 표 2.6에서는 τ aer 에의인위적인기여가 29% 로제안되었지만, 미세모드 τ aer 에있어서먼지와해염입자로부터의기여를수정한결과, 총 τ aer 에의인위적인기여는 21% 가되었다. 최종적으로, 위성자료의구름오염, 구름위에서의에어러솔광흡수등은몇몇측정기반연구에서는고려되지않았고, 두방법에서모두, 에어러솔특성에관한복잡한가정은에어러솔복사강제력의현존하는불일치와불확실성의증가에기여할수있다. 에어러솔복사강제력의추정에있어서불확실성의큰원인은에어러솔의흡수와관련되어있다. Sato et al.(2003) 은 AERONET 측정으로부터흡수 τ aer 을결정하였고, 전구에어러솔모델에의해모사된에어러솔흡수는두배에서네배정도로과소평가되었다고제안하였다. Schuster et al.(2005) 는대륙규모에서의 BC 부하량을추정하였다. 그결과모델링된 BC의농도와흡수 τ aer 은 AERONET으로부터구해진것보다낮았다. 이러한농도상의차이점의일부는모든에어러솔흡수가 BC때문이라는가정에따른것으로보이지만 (Schuster et al., 2005), 많은부분유기에어러솔과미네랄먼지에의한흡수에기인한것일수도있다 (2.4.4.2와 2.4.4.6 절참조 ). 더욱이, Reddy et al.(2005a) 는모델로부터의에어러솔흡수 τ aer 와 AERONET으로부터의에어러솔흡수 τ aer 에대한비교는매우주의깊게수행되어야한다고 하였으며, 이들은 AERONET과모델의주의깊은공동샘플링에의하여불일치도를 4에서 1.2로낮출수있었다. 위에서언급하였다시피, 구름과관련된흡수에어러솔의연직적인위치에있어서의불확실성은, TOA에서의에어러솔복사강제력의큰불확실성을초래할수있다. 앞에서논의된많은실험 / 관측기반의연구결과에서와같이부분적흡수하는에어러솔의기본특성은저층대류권원주에서의가온을일으키며, 대기상한에서의복사강제력보다상당히음의값을가지는지표강제력으로나타난다. 표 2.6 에여러다른모델에의해얻어진지표강제력을요약하였다. 그림 2.12에는에어러솔복사강제력의지역적인효과의평가를위해중요한여러요인들의지역적인분포를나타내었다. 여기에서의결과는 AeroCom 모사결과 B와 PRE로부터구성된평균모델에기반하였다. 인위적인 τ aer 는 ( 그림 2.12a) 산업화된지역과강한바이오매스연소를보이는지점에서지역최대값이나타났다. 모델 τ aer 와관측 τ aer 와사이의차이는지역적으로 0.1까지나타났다 ( 그림 2.12b). 그림 2.12c에서는남아프리카바깥쪽에구름상층에위치한바이오매스연소에어러솔이지역적인양의복사강제력을야기하는지역들이나타난다. 그림 2.12d는아홉개의모델로부터의전체복사강제력의표준편차를이용하여지역적인변화성을나타냈다. ±3Wm -2 의최대불확실성은동아시아와아프리카의바이오매스연소지역에서발견되었다. 그림 2.12e는인위적인에어러솔에의한흡수의결과로써대기원주에서의평균0.9Wm -2 의가온이기대된다고나타냈다. 지역적으로, 이것은연평균 5 Wm -2 를넘는값에달할수있다. 이러한지역적인효과와단파의음의지표강제력 ( 그림2.12f) 은수문학적순환의변경을통해기후에중요한영향을미칠것으로기대된다. 모델에서산정된에어러솔직접복사강제력에대한불확실성의추정은두개의선택적인오류분석에기초할수있다. 1) 황산염, 화석연료 BC와유기탄소, 바이오매스연소에어러솔, 질산염과인위적인미네랄먼지부분에서제시된오류를사용한오류의확장분석. 오류의선형가산을가정, 이결과전체 90% 신뢰도수준에서 0.4 Wm -2 의불확실성을나타냄. 2) 표 2.6에제시된에어러솔의직접적인복사강제력들의표준편차에 1.645를곱하여, 90% 의신뢰도수준에서 0.3 Wm -2 의불확실성이제시되거나, 광물질먼지와질산염에어러솔을고려하면 0.4 Wm -2 의불확실성이제안됨. 169
기후변화 2007 - 과학적근거 - 그러므로, 표 2.6과그림2.13의요약된결과는, 질산염과광물질먼지복사강제력과결합된측정기반의산정과함께, -0.50±0.40 Wm -2 의결합된에어러솔직접복사강제력에대한추정을제공한다. 에어러솔의직접복사강제력에대한전구모델링과측정, 양측에서의진보로인해, 이부분의과학적인이해도는중-하수준이다 (2.9절, 표 2.11 참조 ). 2.4.5 구름에대한에어러솔의영향 ( 구름알베도효과 ) 2.4.1절에서지적했듯이, 에어러솔입자는구름의형성과그성질에영향을준다. 오직에어러솔중에일부가구름응결핵 (CCN) 이나빙결핵 (IN) 으로작용한다. 인위적인활동에의해 CCN과 IN의대기중농도의증가는구름의미시물리적인성질이변경될수있으며, 그리하여기후시스템에영향을끼친다 (Penner et al., 2001; Ramanathan et al., 2001a, Jacob et al., 2005). 몇개의메커니즘이그림 2.10에도식적으로나타나있다. Ramanathan et al.(2001) 에나와있는것처럼, 증가한에어러솔농도는액체수분함량이고정되었다는가정하에서구름의알베도를증가시킬수있다 (Junge, 1975; Twomey 1977); 이러한메커니즘은 구름알베도효과 라고이보고서에서언급된다. 에어러솔의증가는또한구름의 lifetime( 유지기간 ) 의증가를가져온다고가정되어왔다 (Albrecht, 1989). 이메커니즘은이보고서에서 구름 lifetime( 유지기간 ) 효과 라고언급되며 7.5절에서논의된다. 에어러솔입자 ( 자연적, 인위적으로생성된 ) 와구름사이의상호작용은복잡하며비선형적일수있다 (Ramaswamy et al., 2001). 초기의핵 ( 예를들어, 인위적인황산염, 질산염, 먼지, 유기탄소, BC) 의크기와화학적인구성은구름방울의초기성장과활성에중요한데, 특히수용성의비율과표면장력에영향을주는구성물질의존재가중요하다 (McFiggans et al., 2006과그참조 ). 구름의광학적인성질은파장에따른함수이다. 그성질은물방울크기의분포와얼음결정의농도의특징에좌우되며, 다양한구름종류의형태에도좌우된다. 인위적인입자의농도증가와얇거나 ( 층적운과얇은적운 ) 두꺼운대류운 ( 혼합된상으로 ) 과의상호작용은다음소절에서논의된다. 이절은알베도효과의새로운관측과모델추정값을제시한다. 운적에대한문맥에서연관되는 RF가평가되었다. RF( 예를들어, 반직접효과, 운량효과와 lifetime ( 유지기간 ) 효과, 강수전개에있어서열역학적인반응과변화 ) 로고려되지않는유도된변화에대한깊이있는논의는 7.5절에제시되어있다. 비행운과비행기에의한권운은 2.6 절에서다뤄지며, 눈알베도에대한에어러솔의간접영향은 2.5.4절에서다뤄진다. 2.4.5.1 에어러솔입자와구름미시물리의연결인위적인에어러솔의국지적인영향은오래전부터알려져왔다. 예를들어, 사탕수수와산불로부터발생된연기는현지에서비행기관측을이용한초기의연구에서운적의크기를줄어드는게하는것으로나타났다 (Warner and Twomey, 1967; Eagan et al., 1974). 지역적인규모에서, 아마존유역에서의산불로인한다량의연기가운적수의농도를증가시키고운적의크기를작게한다는것이연구에서나타난다 (Reid et al., 1999; Andrea et al., 2004; Mircea et al., 2005). TAR 에보고된선박경로관측에의해제공되는구름의에어러솔에의한조절에관계된증거가대륙의경우와국지적인연구를포괄하는현지비행기자료와위성자료를사용한많은연구로부터확인되어왔다. Twohy et al.,(2005) 은입자수와물방울크기사이의역의관계를나타내는 9개의층적운사례의에어러솔과구름사이의관계를조사하였지만, 전체데이터세트에서의알베도와입자농도사이에서어떤상관성도발견하지못했다. Feingold et al.(2003), Kim et al.(2003) 과 Penner et al.(2003) 는특정필드위치에서원격탐사기술을이용하여대륙의층적운사례의반사도의증가에대한증거를제시하였다. Feingold et al.(2003) 의추정값은에어러솔과운적의수농도사이의관계가비선형이라는것을확인하게한다. 즉,N d N a) b 이며여기서 N d 는우적의수밀도이고, N a 는에어러솔의수농도이다. 이관계식에서매개변수 b는 0.06에서 0.48의범위에서넓게변할수있다 (b의낮은값은낮은흡습성에대응한다 ). 이범위는 CCN의프록시로써의에어러솔의특징 ( 주로크기분포 ), 상승속도와에어러솔의소산에대한민감도를강조하게된다 (Feingold, 2003). 위성연구에기초한 b의추정값 ( 또는그에상응하는 ) 의불일치 (Nakajima et al., 2001; Broen et al., 2002) 는원격탐사로부터의알베도효과에대한양적인추정에문제가있음을나타내는데 (Rosenfeld and Feingold, 2003), 특히유사한수적경로를측정에서고려하지않았기때문이다. 많은최근의연구들이활성화과정과물방울스펙트럼변화에서에어러솔입자구성의중요성을강조하는데 (Gunn and Philps, 1957의초기실험실연구에서나타나는 ), 그것이드러나는상황 (picture) 은완성되지않았다. 공기중에어러솔질량분광계는예를들어, 바이오매스 (biomass) 연소, 유기체나검댕이다른에어러솔구성성분과혼합되는경우처럼공기중의에어러솔이내부혼합물로대부분구성된다는확실한증거를제공한다 (McFiggans et al., 2006). Mircea et al.(2005) 는바이오매스연소에어러솔입자의활성화에서유 170
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 기에어러솔의비율의중요성을보여준다. 내부혼합물 ( 예를들어, 해염과유기화합물 ) 의존재는물의흡수와순수한해염입자에비교되는결과인광학특성에영향을줄수있다 (Randles et al., 2004). 더군다나, 내부적으로혼합된입자의수용성물질과불용성물질의다양한함량과유기물의방대한다양성, 우적크기의합성효과는상황을더욱복잡하게만든다. 안개의초기의관측들 (Facchini et al., 1999,2000) 은유기에어러솔의존재가표면장력을감소시키고우적수농도의상당한증가를이끌수있다 (Nense et al., 2002; Rissler et al., 2004; Lohmann and Leck, 2005; Ming et al., 2005a, McFiggans et al., 2006). 한편, Feingold and Chuang(2002) 과 Shantz et al.(2003) 은 CCN이유기물코팅이되면, 활성화를늦추고, 이전에고려되지않았던, 수의감소와구름방울스펙트럼이넓어질것이라고제시하였다. Ervens et al.(2005) 은물방울수농도의구성에대한효과가표면장력과같은개개구성효과를다루는연구에의해제시된것보다훨씬작음을보여주는일치하는수많은구성효과에초점을두었다. 깨끗하고오염된층적운의구름광학깊이와수적경로 (LWP) 사이에서관측된서로다른관계들 (Penner et al., 2004) 은아구름에어러솔입자분포의차이에의해설명되고있다. 반면, 몇몇기여들은CCN 조성에의한것이다 ( 예를들어, 내부적으로혼합된불용성먼지 Asano et al., 2002). 그럼에도, McFiggans et al.(2006) 의리뷰에서는에어러솔크기와조성사이의관계를정량적으로이해하는데어려움이남아있음을지적하였고, 물방울크기분포를결과로만든다는것을지적하였다. Dusek et al.(2006) 은 CCN의역할을할수있는입자의능력이조성보다는크기에의해크게좌우된다는결론을내렸다. 에어러솔-구름상호작용과구름이발달하고있는지역의지역적인대기상태의복잡성은이러한현상에대해서는큰변화가증명되는요소이다. 관측연구에기초한지역적인그리고 / 또는전지구적인영향에대한이해가발전되고있는데, 특히다른많은구름의종류들보다연구하기에더단순한구름시스템으로구성된하층의층운에대한이해가그러하다. AVHRR으로부터해양위의에어러솔수농도와우적농도 (Nakajima et al., 2001) 는구름의광학깊이가증가하면서상관관계를갖는것으로나타나며, 하층의따뜻한구름의단파에대한반사도가증가함을나타내는데, LWP는수정되지않은상태로남아있었다. 이러한결과들은오직해양에대해서만적용될수있고 4개월의데이터에기초한것이지만, 구름의반사도의증가와증대된대기중의에어러솔농도사이의양의상관관계는다른연구들에의해확인되고있다 (Brenguier et al., 2000a, b; Rosenfeld et al., 2002). 그러 나, 다른연구들은심한오염이구름속으로유입되어 LWP 의감소와관측된구름의반사도의감소를가져오는것과연관하여 LWP에대한민감도에초점을맞추고있다 (Jiang et al., 2002; Brenguier et al., 2003; Twohy et al., 2005). 여전히다른연구들 (Han et al., 2002, AVHRR을사용 ) 은평균된물방울수농도의증가에반응하는 LWP 변화가존재하지않음을보고하지만, 이것은 1에서 15사이의광학깊이에대한다른구름사례들의연구중 1/3에해당한다. 층적운 (Jiang et al., 2002; Ackerman et al., 2004; Lu and Seinfeld, 2005) 과적운상태의구름들 (Jiang and Feingold, 2006; Xue and Feingold, 2006) 의대규모에디시뮬레이션의결과는에어러솔의증가로인한 LWP의증가가없음을명백히하는것으로보인다그들은구름위의강수율과상대습도에대한의존성을지적하였다 (Ackerman et al., 2004). 위의연구들은알베도효과를 LWP에영향을주고그로인해구름의 RF에도영향을주게되는다른효과들 ( 예를들어, 기상학적인변화, 구름역학 ) 로부터불리할수있는관측연구를강구하는데드는어려움을부각시켰다. 초미세한에어러솔량과구름방울크기를추출하는 POLDER 위성관측기기로부터의결과는오염이심한대륙의근원지와그근원지로부터인접해있는풍하측의해양지역보다원거리의해양지역에서의구름유효반지름이훨씬크다는것을제시하는데, 즉최대인 14μm에서 6μm로낮아지게된다 (Bréon et al., 2002). 이것은 AVHRR을이용한반구차이에대한초기의연구를확인시킨다. 더나아가, 에어러솔과구름의매개변수사이의 POLDER에의해유도된상관관계와 AVHRR에의해유도된관계는에어러솔의간접효과와일치되는것이다 (Sekiguchi et al., 2003). 이러한결과는구름미시물리에대한에어러솔의영향이전지구적이라는것을암시한다. 에어러솔량과구름방울크기의위성측정이일치하지않으며, 에어러솔지표가구름의존재에의해결정되는것이아님을주의해야한다. 게다가, LWP의실시간관측이부족하여구름알베도 RF의평가를어렵게만든다. 알베도효과는 CTM을이용한위성추출을합성시키는연구들로부터추정될수있는데, 예를들어중위도대서양에서의두오염사례와같은경우가있다. 결과들은 LWP가어떠한중요한변화도겪지않은경우의수일정도의시간규모에대한구름의밝아짐을나타낸다 (hashvardhan et al., 2002; Schwartz et al., 2002; Krüger and Graßl, 2002). 더복잡한기상조건에서의에어러솔-구름관계에대한연구 ( 예를들어, 다양한구름종류가동시에존재함 ) 는거의없었다. 낮은온도에서형성된구름을구성하는얼음결정내의불용성입자의존재는복사전달에중요한영향을가진다. 커다 171
기후변화 2007 - 과학적근거 - 란얼음결정안에산란하는입자와흡수하는입자가포함된것 (Macke et al., 1996) 은중요한영향을시사한다. 그래서검댕입자가포함되었을때, 비대칭매개변수의증가가존재하여전방산란이있게된다. 대조적으로, 황산암모늄이나공기방울을포함하게되면, 얼음구름의비대칭매개변수들이감소하는결과를가져온다. 얼음결정내의부분적으로불용성인핵에대한최근의관측 (Cziczo et al., 2004) 과작은결정집단의존재가주어지면, 그러한시스템을통한복사전달에대한해결을더욱발전시킬필요가있다. 2.4.5.2 모델로부터복사강제력의추정대순환모델 (General circulation model) 은인위적인에어러솔의구름알베도효과와연관된전지구평균 RF를추정하기위한중요하고도유용한도구이다. 모델의구름반사도변화에대한추정값은전진계산에기초하여인위적으로생성된가스들로부터인위적인 1차입자와 2차입자생성물의배출을고려한것이다. TAR이후로, 구름알베도효과는더욱조직적이고엄격한방법으로추정되고있으며 ( 예를들어, 고정된 LWC 기준의완화를허용함 ), 더많은모델링결과들이가능해졌다. 대부분의기후모델이구름방울수농도와에어러솔의농도를관련시키는매개변수를사용한다이것은단순한실험적인값에서부터더욱물리적으로배경이되는관계에이르는복잡성을변화시킨다. 몇몇모델들은온실가스농도를증가시키는시나리오하에서수행되며, 오늘날의에어러솔량 ( 인위적인근원으로부터의 1차와 2차에어러솔생성을포함시킴 ) 의추정값을포함한다. 이러한전지구모델링연구 ( 표 2.7) 는에어러솔배출의불확실성이깔려있기때문에제한이있다 ( 예를들어, 1차입자와 2차입자의전구물질의배출율 ). 또다른제한은에어러솔입자농도와구름방울또는얼음결정의집단사이의관계의공식화가다르기때문에일어나는다양한모델결과들끼리의의미있는비교가수행불가능하다는것이다. 이것은다시말해서구름의광학특성에대한미시물리적인변화의영향에차이가있음을보여준다. 게다가심지어서로다른모델에서사용된관계들이유사한경우에, 모사된하층구름의공간적인분포의눈에띄는변화가있다. 각각의모델의물리과정은상당한발전을겪었으며, 그들이발전시켜온것처럼모델내에서의모든변화를분명하게확인하는것은어렵다. GCM들이잘알려진다른제한들, 예를들어, 넓은간격의공간적인해상도, 부정확한대류의재현과그로인한에어러솔활성화와구름형성과정으로이끄는상승류속도의부정확한재현과같은제한을가지고있는반면에, 그럼에도그들은전지구구름알베도효과를정량화하는데필수적인도구로남아있 다. 표 2.7에에어러솔혼합물의처리에대한차이 ( 내부또는외부의, 더자주사용되는방법인후자 ) 가나와있다. 물방울활성화에대한사례연구에에어러솔조성에대한분명한민감도가나타나있다 (McFiggans et al., 2006); 게다가, 복사전달은에어러솔의조성과구름방울속의불용성물질의비율에대해민감하다. 모든모델들이구름알베도와연관된전지구평균 RF에대해 -0.22에서 -1.85 W m -2 의모델결과범위의변화폭이넓은음의값을추정을하였다. 이러한모델내에는에어러솔, 구름과정, 에어러솔-구름상호작용과정에대한처리의중요한차이가있다. 몇몇의모델은서로영향을주는황순환과황산염으로구성되어있는인위적인에어러솔입자를포함하고, 해염과먼지, 연속적으로분출되는화산의황산염에어러솔에의해만들어진자연적인에어러솔입자도포함한다. Lohmann et al.(2000) 과 Chuang et al.(2002) 는구름의알베도간접효과에대해대부분음의추정값으로나타나는황산염, 검댕및유기탄소, 해염과먼지에어러솔이포함된다. Takemura et al.(2005) 는에어러솔의직접과간접효과를추정하고그들과관련된 RF를추정하기위해 GCM과연결된전지구에어러솔수송-복사모델을사용하였다. 이모델은각각의에어러솔종류의에어러솔입자수농도, 상승속도, 크기분포와화학적인특성에좌우되는 Köhler 이론을사용하여구름방울수농도를분석할수있는미시물리적인매개변수를포함한다. 그결과는인위적인에어러솔에의한구름방울유효반지름의전지구적인감소를나타내는데, 전지구평균 RF가 -0.52 W m -2 로계산되었다육지와해양의기여는각각 -1.14와 -0.28 W m -2 이다. 다른모델링결과에서는또한구름알베도효과에의한평균 RF가평균적으로해양에서보다육지에서다소크다해양에서는서로다른모델들로부터, 모델간의작은변화가나타나는더욱일관적인반응이존재한다 (Lohmann and Feichter, 2005). 체계적으로변하는매개변수에의해, Chen and Penner (2005) 에서는구름내부의상승속도가난류운동에너지에따라만들어질때더적은음의 RF를얻었다. 예를들어, 다른구름핵생성스킴들을추가하여, Abdul-Razzak and Ghan (2002) 의매개변수에서 Chuang et al.(1997) 의매개변수로의바뀜은아무런 RF의변화를가져오지않았지만, Nenes and Seinfeld(2003) 의매개변수로의변화는 RF를더욱음의값으로만들었다. Rotstayn and Liu(2003) 는크기분산효과가황산염입자의사례에포함될때 RF의 12에서 35% 의감소가있음을발견하였다. Chen and Penner(2005) 는더나아가 Rotstayn and Liu(2003) 에서사용된매개변수들의범위를조사하고, 표준적분에서보다일반적으로더적은음의값을 172
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 표 2.7. 관련된모델설명의제시와함께, 구름알베도효과에기인한복사강제력에대해발표된모델연구 모델모델타입 a 에어러솔종류 b 에어러솔혼합 c 포함된운형미시물리학 Lohmann et al. (2000) AGCM + sulphur cycle (ECHAM4) S, OC, BC, SS, D I 온난하고혼합된형태 구름물방울수농도와 LWC, Beheng (1994); Sundqvist et al. (1989). 또한, 야외관측을통한질량과수 E 복사강제력 (W m 2 ) d 1.1 (total) 0.45 (albedo) 1.5 (total) Jones et al. (2001) AGCM + sulphur cycle, fi xed SST (Hadley) Williams et al. (2001b) GCM with slab ocean + sulphur cycle (Hadley) AGCM, fi xed SST S, SS, D (a crude attempt for D over land, no radiation) E 층상및얇은적운구름물방울수농도와 LWC, Wilson and 1.89 (total) Ballard (1999); Smith (1990); Tripoli and 1.34 (albedo) Cotton (1980); Bower et al. (1994). 온난하고혼합된상태, 비구면빙정상태인모루권운의복사강제력 S, SS E 층상및얇은적운 Jones et al. (2001) 1.69 (total) 1.37 (albedo) 1.62 (total) 1.43(albedo) Rotstayn and Penner (2001) AGCM (CSIRO), fi xed SST and sulphur loading Rotstayn and Liu (2003) Interactive sulphur cycle Ghan et al. (2001) AGCM (PNNL) + chemistry (MIRAGE), fi xed SST Chuang et al. (2002) CCM1 (NCAR) + chemistry (GRANTOUR), fi xed SST Menon et al. (2002a) GCM (GISS) + sulphur cycle, fi xed SST Kristjansson (2002) CCM3 (NCAR) fi xed SST Suzuki et al. (2004) AGCM (Japan), fi xed SST Quaas et al. (2004) AGCM (LMDZ) + interactive sulphur cycle, fi xed SST Hansen et al. (2005) GCM (GISS) + 3 different ocean parametrizations Kristjansson et al. (2005) Quaas and Boucher (2005) Quaas et al. (2005) CCM3 (NCAR) + sulphur and carbon cycles slab ocean AGCM (LMDZ) + interactive sulphur cycle, fi xed SST AGCM (LMDZ and ECHAM4) Dufresne et al. (2005) AGCM (LMDZ) + interactive sulphur cycle, fi xed SST Takemura et al. (2005) AGCM (SPRINTARS) + slab ocean S n.a. 온난하고혼합된형태 Rotstayn (1997); Rotstayn et al. (2000) 1.39 (albedo) S, OC, BC, SS, N, D S, OC, BC, SS, D E (for different modes); I (within modes) 온난하고혼합된형태 E (for emitted 온난하고혼합된형태 particles); I: when growing by condensation Inclusion of dispersion 결정농도와얼음녹은물. 여러모드에영향을미치는서로다른과정 Chuang and Penner (1995) 에의해수정, 충돌 / 병합없음 12 to 35% decrease 1.12 (albedo, mid value decreased) 1.7 (total) 0.85 (albedo) 1.85 (albedo) S,OC, SS E 온난 구름물방울수농도와 LWC, Del Genio et al.(1996), Sundqvist et al. (1989). 9개층의발달된수직분포를가진온난하고혼합된상태, 전구에어러솔은거의강제되지않음. 2.41 (total) 1.55 (albedo) S, OC, BC, SS, D S, OC, BC, SS E (for nucleation 온난하고혼합된형태 Rasch and Kristjánsson (1998). mode and fossil 층상및대류운 fuel BC); I (for accumulation mode) 1.82 (total) 1.35 (albedo) E 층상 Berry(1967), Sundqvist(1978) 0.54 (albedo) S n.a. 온난하고혼합된형태 에어러솔질량과구름물방울수농도, Boucher and Lohmann (1995); Boucher et al. (1995) S, OC, BC, SS, N, D (D not included in clouds) S, OC, BC, SS, D S, OC, BC, SS, D S, OC, BC, SS, D E 온난하고얇음 (720hpa 이하 ) Schmidt et al. (2005), 20 개층. 구름물방울수농도 (Menon and Del Genio, 2007) 1.3 (albedo) 0.77 (albedo) E (for nucleation 온난하고혼합된형태 Kristjansson (2002). 층상및얇은적운 1.15 (total, mode and fossil fuel BC); I (for accumulation mode) at the surface) E 온난하고혼합된형태 에어러솔질량과구름물방울수농도, Boucher and Lohmann (1995); Boucher et al. (1995) 이조정 POLDER data 에적합 MODIS data 에적합 E 온난하고혼합된형태 에어러솔질량과구름물방울수농도, Boucher and Lohmann, (1995) 이조정 에어러솔질량과구름물방울수농도, MODIS data 에적합 S n.a. 온난 에어러솔질량과구름물방울수농도, Boucher and Lohmann, (1995), POLDER data에적합 S, OC, BC, SS, D E (50% BC 온난 from fossil fuel); I (for OC and BC) 0.9 (albedo) 0.5 (albedo) e 0.3 (albedo) e 0.84 (total LMDZ-ctl) 1.54 (total (ECHAM4-ctl) 0.53 (total LMDZ) e 0.29 (total (ECHAM4) e 0.22 (albedo) e Kohler 이론과상승속도에기초한활성화 0.94 (total) 0.52 (albedo) 173
기후변화 2007 - 과학적근거 - Chen and Penner (2005) 모델모델타입 a 에어러솔종류 b 에어러솔혼합 c 포함된운형미시물리학 AGCM (UM) + fi xed SST S, SS, D, OC, BC I 온난하고혼합된형태에어러솔질량과구름물방울수농도 ( 로그정규 ) 조정 복사강제력 (W m 2 ) d 1.30 (albedo, UM_ctrl) f 물방울농도와확산계수간의관련성 : 높음 물방울농도와확산계수간의관련성 : 중간상승속도 0.75 (albedo, UM_1) f 0.86 (albedo, UM_2) f 1.07 (albedo, UM_3) f 물방울농도와확산계수간의관련성 : 낮음 1.10 Chuang et al. (1997) (albedo, UM_4) f 1.29 (albedo, UM_5) f Nenes and Seinfeld (2003) 1.79 (albedo, UM_6) f Ming et al. (2005b) AGCM (GFDL), fi xed SST and sulphur loading S n.a. 온난 Rotstayn et al. (2000), Khainroutdinov and Kogan (2000). 에어러솔 off-line 2.3 (total) 1.4 (albedo) Penner et al. (2006) results from experiment 1 LMDZ, Oslo and CCSR S, SS, D, OC, BC E 온난하고혼합된형태에러러솔질량과구름물방울수농도 : 0.65 (albedo Oslo) Boucher and Lohmann, (1995); Chen and 0.68 (albedo LMDZ) Penner (2005); Sundqvist (1978) 0.74 (albedo CCSR) 주석 : a AGCM: Atmospheric GCM; SST: sea surface temperature; CSIRO: Commonwealth Scientific and Industrial Research Organisation; MIRAGE: Model for Integrated Research on Atmospheric Global Exchanges; GRANTOUR: Global Aerosol Transport and Removal model; GFDL: Geophysical Fluid Dynamics Laboratory; CCSR: Centre for Climate System Research; 여기서제시된것과다른모델및모델링센터는표 2.4의주석 (a) 참조. b S: sulphate; SS: sea salt; D: mineral dust; BC: black carbon; OC: organic carbon; N: nitrate. c E: external mixtures; I: internal mixtures. d 볼드체로된숫자는그림 2.16에서사용됨 e 이러한모사는에어러솔질량과관련한실험적적합성과구름물방울수농도를사용하여위성관측에의해강제되었다. f 그림 2.14 와같이, UM 은미시건대학교 (Univercity of Michigan) 을뜻한다. 갖는 RF를발견하였다. 모델간의비교연구 (Penner et al., 2006) 는불확실성의검사를허용하는통제된실험들의연속을통해모델간의구름알베도효과차이를검토하였다. 이연구는처방된에어러솔 mass-number concentration(boucher and Lohmann, 1995로부터 ), 에어러솔장 (Chen and Penner, 2005로부터 ) 과그리고강수효율 (Sundqvist, 1978) 과함께실행된세개의모델로부터나온결과들은제시한다. 세개의모델의구름알베도 RF들은많은차이를보이진않는다각각 -0.65, -0.68과 -0.74 W m -2 이다. 그럼에도자동전환스킴에서의변화는모델간의 LWP 반응차이를이끌고, 이것은불확실성으로간주된다. 모델에서에어러솔종류의처리에대한더가까운 (closer) 검사에의해결과들을두그룹으로대강분리할수있다오직약간의에어러솔종류를가진모델과다른조성의에어러솔들의더많이복잡한혼합물을포함하는모델로분리된다. 그래서그림 2.14에는 RF 결과들이시뮬레이션에서포함된에어러솔종의종류에따라그룹지어있다. 그림 2.14의위의패널에는인위적인황산염을주로포함하는모델로부터의추정값이나타나있는데, 2001년에서 2006년사 이에출판된연구들로부터나온모델의범위일지라도그결과들이수렴하고있음을알수있다. 이러한연구들은 TAR 에서보다훨신더적은산란을보이는데, 평균과표준편차가 -1.37± 0.14 W m -2 이다. 대조적으로, 그림 2.14의밑의패널에는더많은종의에어러솔을포함한연구들을보여주는데, 훨씬더큰차이가발견되었다. 이후자의모델들은 ( 표 2.7 참조 ) 에어러솔의다양함에대한물방울활성화의매개변수화의최근기술을포함하며, 내부적인그리고외부적인혼합물둘다를포함시킨다. 몇개의연구들은전진과역계산으로부터구름알베도 RF의초기추정값들중몇개사이의불일치를언급해왔다 (Anderson et al., 2003). 이러한계산의두경향이매우다른공식에의존한다는사실에도불구하고, 여기의결과들은역계산으로부터의추정값의범위안에나타난다. 2.4.5.3 관측과 Constrained 모델로부터의복사강제력추정오로지관측에기초하여산업시대이전의시간으로부터오늘날까지의구름알베도 RF의최선의추정을얻기는힘들 174
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 다. 위성기록은그리오래된것이아니며, 다른장기기록들은평가를위해필요한산업시대이전의에어러솔과구름의미시물리학적인특성을제공하지않는다. 몇개몇연구들이위성관측으로부터실험적인관계를추가하여 RF를추정하려는시도를해오고있다. 이러한접근은관측이 robust할만큼길다는점에서유효하지만, 문제는특히 hydrate 에어러솔과구름사이를구별하기위해 CCN에대한프록시로에어러솔광학두께를사용할때 (Feingold et al., 2003), broken 된구름으로부터의물방울크기와구름광학두께를사용할때 (Marshak et al., 2006), 그리고상대습도효과 (Kapustin et al., 2006) 를사용할때여전히남아있게된다. 위성관측에의해 contrained된복사강제력은마음속에서이러한경고들을생각할필요가있다. Bimodal 로그노말크기분포를가정하여, Nakajima et al.(2001) 은해양에서의 AVHRR 데이터 (4달의기간에대한 ) 구름의특성, 광학두께그리고유효반지름과함께 Ångstrom exponent 를결정하였다. 에어러솔 number concentration 과얻어진구름방울농도 ( ) 사이의 비선형관계는 Twomey의가설과일치된다 ; 그 러나, 매개변수 b는이전의추정값보다작지만 (0.7에서 0.8과 0.5를비교했을때 ; Kaufman et al., 1991), Martin et al.(1994) 에의해얻어진 그림 2.14. 표 2.7에제시한전구기후모델에서구름과관련된알베도효과로인한복 0.26보다는큰값이다. 이관계를이용하여 Nakajima et al.(2001) 은 0.7에서 1.7Wm 2 사이의범위의구름알베도 RF에대한추정값과전지구평균인 1.3Wm 2 을제시하였다. Lohmann and Lesins(2002) 는에어러솔지표와구름방울 사강제력. 막대옆의라벨은발표된연구를나타낸다 ; 표 2.7의주석은본표왼편에나열된종의약어를설명해놓았다. 상단패널 : 제한된종의수, 주로인위적으로발생하는황산염 (S) 을고려한모델의결과. 하단패널 : 다양한에어러솔합성및혼합을포함한결과이다 ; 여기서추정값은상단패널의것보다더큰범위를가진다. Chen and Renner(2005) 는모델에서모수화를변화시켜얻어진민감도연구를수행했는데, 결과는독립적으로고려될수있고, 각각분리되어나열되었다. Penner et al.(2006) 은내부비교연구를수행했는데, 개개의모델결과는분리되어나열되었다. 반지름을추정하기위해 POLDER 데이터를사 용하였다 ; 그들은 European Centre Hamburg(ECHAM4) 모 때, 그들은현재와산업시대이전의조건에서의강제력들사 델로시뮬레이션한결과를규모화하였다. 그결과는 Na의 이의차이로구름에대한에어러솔의영향을인한효과를 변화가관측에서의변화보다모델에서의 Nd의더큰변화 추정하였다. 그들은구름에대한전체오존의영향에대한 를, 특히육지위에서구름알베도효과를과대추정하여이 전지구효과 ( 구름알베도효과와체류시간효과의합 ) 를 끌어낸다는것을보여준다. POLDER로부터강제된것을 0.6Wm 2 에서 1.2Wm 2 사이로추정하였으며, 이는 Nakajima 사용하여조정한값은전지구의구름알베도 RF를 0.85Wm et al.(2001) 의해양에대한추정값보다다소낮은수치이다. 2 라고추산하였는데, 그들의이전추정값들로부터거의 액상물함량이일정하다는가정이이루어졌을때, AVHRR 40% 감소된것이다. Sekiguchi et al.(2003) 은해양에서의 데이터로부터추정된구름알베도 RF는 0.64±0.16Wm 2 이 AVHRR 데이터의분석과육지와해양에서의 POLDER 데이 고, POLDER 데이터를 사용한 경우 추정값은 터의분석으로부터결과를제시하였다. 산업시대이전으로 0.37±0.09Wm 2 이다. 이러한두연구로부터의결과는산업 부터 30% 의에어러솔컬럼수농도가증가되었다고가정할 시대이전부터최근의상태까지의에어러솔의농도증가의 175
기후변화 2007 - 과학적근거 - 크기와공간적인분포에매우민감하다. Quaas and Boucher(2005) 는 GCM에전지구규모의구름의특성과에어러솔농도사이의관계를추가하려고, 이들의관계를평가하기위해 POLDER와 MODIS 데이터사용하였다. 그들은에어러솔의광학두께가증가함에따라유효반지름이줄어드는것을보이는해양의층운형구름과육지의대류구름에대한관계를얻었다. 이러한추출은관계들안의불확실성을이끄는가정들의다양함을포함하는데, 특히에어러솔과구름의성질에대한추출이일치하지않는다는사실과에어러솔의광학두께가아구름에어러솔농도와연관될수있다는가정을포함한다. 이러한실험적인매개변수화가기후모델에포함될때, 구름알베도효과로인해모의된 RF는그들의표준모의로부터 50% 정도감소되었다. Quaas et al.(2005) 은또한구름액상물함량에대한의존도를최소화시키지만많은경우에현실적이지않을수있는단열가정을포함시키는구름방울수농도과미세모드에어러솔광학두께사이의관계를성립시키는데위성데이터를사용했다. 이관계는 ECHAM4와 Laboratoire de Météorologie Dynamique Zoom(LMDZ) 기후모델에서실행되고, 그결과는본래의매개변수화가구름알베도효과의크기를과대추정된두모델에사용되었음을나타낸다. 심지어두모델이 RF 가일관되게약해짐을보여준다해도, 각자의 RF의본래의추정값은매우다름에유의해야한다 ( 거의두배에가깝게 ); 감소된양은 LMDZ에서 37%, ECHAM4에서 81% 였다. 두모델이하층운과모의된에어러솔농도, 인위적인에어러솔의비율의공간적인분포가매우다름에주의해야한다. 오직황산염에어러솔만이고려될때, Dufresen et al. (2005) 는약화된구름알베도 RF를얻었다. 그들의모델은 Boucher and Lohmann(1995) 에의해처음제안된것으로부터수정되어 POLDER 데이터에적용된에어러솔질량농도과구름방울수농도사이의관계를사용했다. 그들의시뮬레이션은이전의매개변수화와비교했을때, 두배약해진 RF 를제공했지만, 그결과는육지위구름의분포에대해매우민감하다는것이주목되었다. 2.4.5.4 위성추정의불확실성비록위성측정이자연적인에어러솔을인위적인에어러솔과확실하게구분할수없다해도, 추출과위성관측기기의개선이구름의특성에대한에어러솔의영향에대한관측근거평가를시작하는데귀중한자료를제공하였다. 그럼에도위성자료의명확한장점은전지구를포함할수있다는것이며, 그렇게광범위한영역이지구를둘러싼수많은지역의에어러솔과구름의특성사이의관계를결정되도록분석 될수있다는점이다. 이러한자료를이용하여, 몇개의연구들 (Sekiguchi et al., 2003; Quaas et al., 2004) 은 RF의크기가해상도에좌우되는데, 이는 GCM에서의대류와구름의표현과그들자신의활성화에영향을미치는상승속도의시뮬레이션이해상도에좌우되기때문이다. 몇몇위성데이터세트의다소낮은공간적이고시간적인해상도는다른특성들과에어러솔종을구분하는데실패함으로써바이어스를이끌어낼수있다. 몇개의예에서일관된 LWP 측정이부재함과함께, 이것은그러한연구들로부터추론을불리하게하고 RF의정확한분석과추정을방해한다. 더욱이, 위성관측에서기상학적인영향과화학적인영향을분리할수있는능력은얼마나구름이기상조건에반응하는가에대한이해에달려있다. 추출은그관계속에서불확실성을도입할다양한가정들을가지고있다. 앞에서언급한대로, 에어러솔과구름의특성에대한추출은일관성이없고그가정은에어러솔의광학두께가구름밑의에어러솔농도와연관될수있다는가정이만들어졌다. POLDER 기기는구름의샘플링에서의불확실성으로인해평균 cloud top 물방울반지름을과소평가할지도모른다 (Rosenfeld and Feingold, 2003). 육지의에어러솔지표에대한추출은신뢰성이떨어질수있고, 육지의구름알베도효과에대한과소평가를이끌수있다. MODIS 에의한구름방울반지름과 POLDER로부터유도된것사이의계통적인바이어스에대한지적이있었고 (Breon and Doutriaux Boucher, 2005), 해결될필요가없는기기들로부터의에어러솔광학두께의추출된차이또한지적되었었다 (Myhre et al., 2004a). 2.4.5.5 모델바이어스로인한불확실성불확실성의커다란근원중의하나는모델시뮬레이션에사용되는인위적인에어러솔의양과분포에대한지식이부족함인데, 특히산업시대이전의상황에대한지식이그러하다. 몇개의연구들은오늘날에대한산업시대이전의에어러솔수농도의비에대한 RF의큰민감도를보여준다. 위에서논의한모든기후모델들은황산염입자를포함하는데, 몇개의모델들은대기중의농도가낮은해양위의기체상의전구물질로부터황산염입자를만들어내는반면, 다른몇개의모델들은오직대륙위의기존의입자들에대해서질량을응축시킨다. 다른몇개의기후모델은또한전형적으로풍속과입자의생성을연관시켜자연적으로생성되는해염과먼지입자들을포함시킨다. 몇개의모델들에는인위적으로생성된차례로활성화에영향을미치는질산염, BC와유기화합물을포함된다. 모델들은또한대류과정과 176
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 에어러솔의분포를표현하는것과상승속도와대류 구름의상호작용을시뮬레이션하는것에약점을지닌다. 심지어모델이생성하는구름에바이어스가존재함을고려하지않으면, 에어러솔의화학적이조성과활성화에수반되는처리의차이가정량화하고평가하는데어려운불확실성을이끈다. 유기탄소의흡습특성과흡수에대한특성이분명하기때문에, 유기탄소의존재가열대의구름알베도효과에특히중요하다 (Ming et al., 2007). 첫번째원칙으로부터구름알베도효과를모델링하는것이기우모델에서에어러솔-구름과대류-구름의상호작용을표현하는것이여전히미숙하기때문에어려움을증명해왔다 (Lohmann and Feichter, 2005). 구름은종종완전한격자박스를 cover하지않고, 미시물리적인복사전달의계산에있어서복잡함을더하는물방울농도, 유효반지름과 LWP에대해비동질하다. 모델의상호비교들은 ( 예를들어, Lohmann et al., 2001; Menon et al., 2003) 예측된구름의분포가모델들사이에서특히그들의수평적연직적범위에대해상당한차이를가지게한다고제안하였다 ; 또한대류운과층운형구름의연직해상도와매개변수화는모델들사이에서많은차이를보인다 (Chen and Penner, 2005). 고해상도모델마저도격자박스안에구름의액체와결빙물함량의양을추정하는데정확도면에서어려움을가진다. 불확실성이잘정량화되지않고확인되지않은것처럼, 직접적으로다른모델로부터결과들을비교하는것이어렵다는것이증명되어왔다. 모든모델들이유사한바이어스로부터어려움을겪을수있고, 모델링연구들은제시된 RF 추정값의통계적인중요함을종종인용하지않는다. Ming et al.(2005b) 에서는그들의모델이비강제된모델차이와비교할때, 95% 의신뢰수준에서 RF 결과들을내는것은오로지북반구중위도에서임을설명하였다. 서로다른모델들이에어러솔입자와그에수반되는구름방울형성의양상과발달을처리하는방법에있어서커다란차이가역시존재한다. 수평적이고연직적인해상도의차이는인위적인에어러솔입자에의한변화에가장영향을받기쉬운해양위의얇고따듯한구름층을정확하게표현하는그들의능력에있어서의불확실성을발표하였다. 더욱기본적인문제는 GCM이에어러솔 구름의상호작용이일어나는작은규모 (100m 단위의 ) 의해상도를가지지않는다는점이다. 비록몇개의모델링연구에서알베도효과가에어러솔의조성보다는그크기에더민감하다고나타났지만, 화학적인조성과크기분포스펙트럼은미시물리적인수준에서또한불충분하게이해되는것으로보인다 (Feingold, 2003; Ervens et al., 2005; Dusek et al., 2006). 관측은자연에서의에어러솔입자가몇몇개의 혼합물로구성되는경향이있고, 내부적으로나외부적으로혼합될수있음을지적한다. 실제의조건은모의되기어려우며, 기후모델들사이에서의차이를이끄는것이가능하다. 구름의알베도효과에대한계산은입자의화학조성 ( 활성화 ) 의세부사항과혼합물의상태 ( 외부적으로나내부적으로 ) 에민감하다. 대기중의에어러솔입자농도와결과된구름방울크기분포사이의관계는활성화과정동안에중요하다 ; 이것은기후모델내의결정적인매개변수화요소이다. 이것은단순한실험적인함수들 (Menon et al., 2002a) 로부터더계산에용량이많이필요한경향이있는더복잡한물리적매개변수화의까지의범위에서서로다른모델들이서로다른방법으로처리되게된다 (Abdul Razzak and Ghan, 2002; Nenes and Seinfeld, 2003; Ming et al., 2006). 결국, 관측과의비교는확인의단계까지아직이르지못했는데, 예를들면직접적인 RF의추정값에대한것이그렇다 ; 이것은관측적인기초또한명확한기본에아직이르지못하였기때문에단지모델의제한으로부터기인한것은아니다. 더욱이불확실성은깨끗하고오염된상황하에서기후모델의전형적으로고려되는변하지않지만, 전형적인대기조건에서대체로달라질수있는물방울스펙트럼형태의변화게기인한것이다 ( 예를들어, Feingold et al., 1997; Ackerman et al., 2000b; Erlick et al., 2001; Liu and Daum, 2002). Liu and Daum(2002) 은크기분포의너비가 15% 증가하면간접적인구름알베도효과의추정되는 RF의 10에서 80% 사이의감소를유발할수있다고추정하였다. Peng and Lohmann(2003), Rotstayn and Liu(2003) and Chen and Penner(2005) 는이러한분산효과에대한그들의추정값의민감도를연구하였다. 이들연구는구름알베도 RF에대한그들의추정값이물방울스팩트럼변화에대한고려없이 15에서 35% 정도로과대평가된것을확인한다. 비동질적결빙형성에에어러솔입자가끼치는영향은관측이나모델링에서둘다현재충분한이해가되지않고있으며, 도전의또다른정도를제시하고있다. 얼음결정농도는작은입자를탐지하는데에드는어려움 (Hirst et al., 2001) 과탐지기의사용으로빈번하게일어나는얼음입자의쪼개짐 (Korolev and Isaac, 2005) 때문에현재의현지에서기기사용으로측정하는것이쉽게될수없다. 최근의 GCM들은정확하게권운형구름이나과냉각구름을예측하기위해정밀한미시물리학이나아격자규모의과정들을충분히가지지않는다. 구름내부의얼음입자는비록대부분의얼음결정이현실에서는그렇지않다는것이잘알려져있지만, 종종단순한형태 ( 예를들어, 구의형태 ) 로표현된다. GCM에서의얼음입자의복사특성은종종정상적으로는발견되는 177
기후변화 2007 - 과학적근거 - 불규칙적인형태를효과적으로모의하지못하며, 결정내에서껍질이나검댕의포함을잘모의하지못한다. 2.4.5.6 구름알베도복사강제력의평가 TAR에서처럼, 오직액체구름의문맥에서충분치않다고생각된얼음구름과의상호작용에대한지식으로에어러솔상호작용이평가되었다. TAR 이후로, 구름알베도효과는더욱체계적인방법으로추정되고있으며, 현재더많은모델링결과들이이용가능하게되었다. 모델들은전방계산을통해서에어러솔 구름의상호작용의복잡함을잡아내는것에발전을이루고있다. 비록주요한불확실성들이남아있다해도, 서로다른모델링성과로부터추정값들의수렴을이끄는분명한발전이이뤄지고있다. 그림 2.14에보여지는모든모델링연구로부터나온결과에기초하여, TAR와비교했을때 0.3에서 1.8Wm 2 의 5부터 95% 범위에서, 구름알베도 RF에대하여중간값으로는 0.7Wm 2 로최선의추정값을제시하는것이가능해졌다. TAR이후로에어러솔 구름의상호작용에대한지식의증가와구름알베도 RF의퍼짐 (spread) 의감소는낮은과학적인이해의수준을끌어올리는결과를가져올것이다 (2.9절, 표 2.11) 2.5 인간에의한지표알베도와에너지복사의변화 2.5.1 서론 인간에의한지표의물리적성질의변화는그자체로기후를변화시킬수있는복사강제력을가지거나또는잠열과현열의플럭스와대기로부터의운동량이동을바꿈으로인해기후변화에영향을끼치게된다. 지구온난화기체와에어러솔의농도변화에기여할뿐만아니라인간에의한식생의변화는지표의물리적인성질예를들면, 반사도등에영향을끼치게된다. 농작물이분포하는지표는산림이우거져있는자연적인지표와비교해서반사도가크게다르다. 삼림의반사도는일반적으로나지에비해서반사도가적은데왜냐면캐노피의잎으로덮힌면적이훨씬더큼으로인해다중반사에의해빛의흡수성이증가하게된다. 지표의반사도의변화는태양복사수지에변동을줌으로인해복사강제력을끼친다 (Ramaswamy et al., 2001). 이러한효과는특히눈이존재하는시기에강화된다. 왜냐면나지는완전히눈에의해덮히기때문에반사율이아주높아진다. 반면에나무가있는산림의경우여전히눈위로솟아있기때문에알베도감소에영향을끼친다. 심지어눈덮인산림의경우 상대적으로작은알베도를보이는데이는삼림내의여러번의반사에기인한다 (Harding and Pomeroy, 1996). 그러므로, 지표알베도의변화는중위도내지고위도에서기후에대한토지피복변화의영향을강력하게한다 (Betts, 2001; Bounoua et al., 2002). TAR 에서는 PNV에기준해서인간에의한식생변화로기인한지표알베도의변화가끼치는복사강제력을대략 0.4Wm 2 내지는 0.2Wm 2 로추정했다. 그리고 1750 년에기준해서이러한복사강제력은약절반정도될거라가정함으로해서지표알베도변화에의한복사강제력의대략적인추정치를약 0.2Wm 2 ±0.2Wm 2 정도로추정한다. 지표알베도는지상으로침착하는에어러솔에의해서도변화될수가있다. 특히검댕에어러솔이눈으로침착하는경우에그렇다 (Hansen and Nazarenko, 2004). 이러한기작은염격한복사강제력의기준으로그영향을평가함으로서또다른복사강제력으로간주될수도있다. 하지만 TAR 에서는논의가되지않았다. 식생변화는또한다른물리적인성질에영향을끼친다. 즉지표배출율, 증발산을통한수증기의입출력, 잠열과현열의입출력비 ( 보웬비 ) 그리고대기의마찰력과관련있는기역학적거칠기등이다. 또한식생변화는열과수증기의난류수송에영향을끼친다. 모든이러한프로세스는지표근처의대기온도에영향을끼치며또한습도, 강수, 풍향을변화시킨다. 관개와같은직접적인인간에의한물수지의변화도지표의수증기의일출력을바꾸고이로인해지표의에너지균형에영향을끼친다. 식물종의변화는 dust 생성에영향을끼쳐복사강제력을끼친다. 이산화탄소, 오존등과같은특정기체들의변화또한식물의성장에영향을끼침으로보웬비를바꾸게되면서기후에영향을끼친다. 이러한프로세스들은좀더구체적으로 7.2절에기술되어있다. 이러한프로세스들이기후시스템에끼치는인류에의한작용들이며 (Pielke et al., 2002) 적어도기후변화에의한영향및적응을연구하는개념적인모델의일정부분하나의강제력으로생각되어진다하더라도이러한프로세스들을되먹임과반응으로부터완전하게강제적으로정량화하기는어렵다. Jacob et al.(2005) 은 비복사적강제력 이라는개념을제안했으며이보고서에서도비슷한개념으로 비초기복사효과 라는 term을사용하기로한다. 하지만직접적으로복사수지에영향을끼치지않으면서기후변화에영향을끼치는하지만되먹임과반응이라는개념으로부터완전히자유롭지못하는그러한강제력을정량화하기위한도구는아직개발되어있지않다 (2.2절참조 ). 인간의에너지사용 ( 난방, 전자제품, 자동차 ) 는직접적으로열을배출할수있다. 이러한난방역시 TAR에서논의 178
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 되지않았다. 인간활동에의한열의배출은복사수지에영향을끼치지않기때문에복사강제력은아니다 ; 또한그기작도확실하게밝혀져있지않기때문에여기서는 비초기복사효과 라지칭하자. 그러나지구시스템으로어느정도의에너지를더하는지는복사강제력의단위인 Wm 2 으로정량화할수있다. 2.5.2 1750년이후로의지표변화 1750년에는 7.9에서 9.2 백만 km 2 ( 육지의 6에서 7%) 가개간지이거나목초지였다 ( 그림 2.15). 주로유럽이나, 인도-갠자스평원그리고중국에서 (Ramankutty and Foley, 1999; Klein Goldewijk, 2001), 그후약백년간위의지역들에서경작지와목초지가계속증가해왔고새로운농경지역들이북미에출현했다. 1850년에서 1950년기간에는좀더경작지와 목초지의증가속도가좀더빨라졌다. 그리고지난 50년간, 경작지의면적이더이상증가하지않거나심지어감소하는경향을보여왔다. 미국에서는경작이동부에서중서부로옮겨짐에따라지난세기말을기점으로미동부의해안선을따라서경작지들이버려지고대신새로운삼림이출현했다. 비슷하게도경작하는지역들이중국이나유럽에서도감소해왔다. 대체적으로전지구적경작지와목초지의증가는 1950 년후로는그전보다느려졌다. 그에반해산림훼손은적도지역에서빠르게일어나고있는중이다. 남미, 아프리카, 그리고남아시아, 남동아시아에서는 20세기까지느린경작지의증가가있었다그러나지난 50년간기하급수적인증가가있어왔다. 1990년에는경작지와목초지가차지하는면적이 45.7에서 51.3 백만 km 2 ( 육지의 35 39%) 이고산림원면적인대략 11 백만 km 2 정도감소했다 (Ramankutty and Foley, 그림 2.15. 1990 년까지토지피복의인위적인변화. 상단패널 : 감재적자연식생의복원 (Haxeltine and Prentice, 1996). 하단패널 :1750 년에서 1990 년동안경작지및목초지의복원. 왼쪽하단 :0.5 해상도의 (entre for Sustainability and the Global Enviroment(SAGE;Ramankutty and Foley, 1999)) 에의한경작지비율을나타낼것. 오른쪽하단 :0.5 경작당하나의토지피복을나타내는 History Database of the Environment(HYDE:Klein Goldwijk, 2001) 에의한복원. 179
기후변화 2007 - 과학적근거 - 1999; Klein Goldewijk, 2001; 표 2.8). 대략적으로 20세기중반까지대다수의산림훼손이온대지역에서일어났다 ( 그림 2.15). 그러나최근에는서유럽과북미에서의경작포기가산림화를일으키고있고대신에산림훼손은현재적도지역에서빠르게진행되고있다. 1980년대와비교해서 1990년대에는적도지역산림훼손이미주대륙에서는점차감소하고있는반면에아프리카와아시아에서는증가하고있다. 2.5.3 인간에의한지표알베도변화에의한복사강제력 : 지표사용 TAR 이후에, 산업시대의지표사용변화로인한복사강제력이여러번추정되어졌었다 ( 표 2.8). 주된 TAR 추정치와는다르게, 근래의연구들은지표커버의변화에따른 순수한 복사강제력계산들이대부분이며적설지역변화와같은피드백은포함시키지않는다. Brovkin et al.(2006) 은 1700 이후의경작지의변화만을고려해서전지구평균복사강제력을 0.15Wm 2 로추정하였다 (Ramankutty and Foley, 1999). Hansen et al.(2005) 역시경작지변화만을 (Ramankutty and Foley, 1999). 고려한후 1750년이후의복사강제력이 0.15 Wm 2 로계산하였다. 경작지와 (Ramankutty and Foley, 1999) 목초지의 (Klein Goldewijk, 2001) 과거자료재건을이용하 표 2.8. 인위적인토지피부변화로인한 CO2 증가에기여하는산림의추정치와토지이용변화가유류롸는 CO2 증가와지표알베도변화로인한 RF. 산업화이전식성과 PNV 에대한상대값. CO2 RF 는 1850 년에비교한 2000 년값이고 1850 년에서 2000 년까지총 CO2 증가에기여한토지이용변화에산출됨. 탄소순환모텔에의한토지이용과화석연료를이용하여모사. 1980 년대와 1990 년대토지피부변화로인한탄소배출량은 7.3 절과표 7.2 에서설명되어있다. 180 토지피복데이터의주요출처 삼림면적 PNV 10 6 km 2 1700 년경삼림면적 10 6 km 2 1990 년경삼림면적 10 6 km 2 1850-2000 년동안 CO 2 증가에대한기여도 a (ppm) CO 2 복사강제력 (W m -2 ) 알베도복사강제력 vs. PNV (W m -2 ) 알베도복사강제력 (W m -2 ) 0.18 e -0.24 e 0.22 to +0.02 h Ramankutty and Foley (1999) 55.27 52.77 b 43.97 c 16 d 0.27-0.29 to +0.02 f 0.14 g,i -0.2 g 0.15 to 0.28 i,j 0.15 k 0.075 to -0.325 i,l Klein Goldewijk (2001) 58.6 54.4 41.5 12 d 0.20 0.66 to +0.1 f 0.50 to +0.08 h 0.275 i,l Houghton (1983m, 2003) 62.15 50.53 n 35 d 0.57 26 o 0.44 MODIS (Schaaf et al., 2002) 0.09 p -0.07 h Wilson and Henderson-Sellers 0.2 q h 0.15 (1985) 0.29 f -0.22 h SARBr 0.11 to 0.55 f 0.08 to -0.41 h 0.12 f 0.09 h Matthews (1983) 0.4 s 0.3 h -0.08 t 0.06 h i 주석 1700년과관련한추정치 a 문헌에서는 1850년의토지이용을고려하거나고려하지않아도 j Matthews et al.(2003) 의알베도강제력 CO 2 증가를모사한다. k Hansen et al.(2005) 의알베도강제력 b 6 1750년삼림면적은 51.85x10 km2 l Matthews et al.(2004) 의알베도강제력 c 1995년삼림면적 m Richards(1990) 에의해통합된삼림면적 d Brovkin et al.(2004) 이밝힌토지이용에따른 CO 2 증가에대한 n 1980년삼림면적기여도 o e Mattews et al.(2004) 에의한토지이용에따른 CO2 증가에대한 Betts et al.(2007) 의알베도강제력. Ramankutty and Foley(1999), 기여도. 추정치는 1750년이아닌 185... 년만이이용가능하다. Klein Goldelwijk(2001), Wilson and Henderson-Sellers(1985) 를 p Myhre et al.(2005a) 의복사강제력통합한토지피복자료 q f Betts(2001) 의복사강제력 Myhre and Myhre(2003) 의알베도강제력. 각각의토지피복데이터 r 표면및대기복사수지에대한추정치범위는서로다른알베도값을사용하였다. s g Hansen et al.(1997) 의복사강제력 Goosse et al.(2005) in Brovkin et al.(2006) 의알베도강제력 t h Govindasamy et al.(2001a) 의복사강제력 Betts et al.(2007) 와 Brovkin et al.(2006) 에의한 PNV와관련한 0.75의복사강제력으로서여기서추정된 1750년에대한복사강제력
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 여, Betts et al.(2007) 은 1750년이후 0.18 Wm 2 의복사강제력을계산했다. 이연구에서는또한 PNV 이후에의복사강제력은 0.24Wm 2 로계산했다. TAR 이후의다른연구들은 PNV 이래현재의복사강제력을추정했다 ( 표 2.8). Govindasamy et al.(2001a) 은 0.08Wm 2 로추정했고 Myhre et al.(2005a) 은 MODIS 인공위성으로부터지표커버와알베도자료를 (Friedl et al., 2002; Schaaf et al., 2002) 이용하여 0.09Wm 2 로추정했다. Betts et al.(2007) 과 Brovkin et al.(2006) 의결과에따르면 1750년이후의복사강제력은 PNV 이후의복사강제력의약 75% 정도이다. 그러므로기존에발간된 PNV 이후의복사강제력과위의비율을이용하여 1750년이후의복사강제력을추정할수있다 ( 표 2.8). 모든출판된연구에서는어떤지역에서는 1750년이후 1990년의복사강제력값이전혀없거나북미나유라시아의주된농경지역에서는대략 5Wm 2 보다더큰음의값을보이는등토지사용에따른복사강제력은아주큰공간적변동성을보인다. 지역적인복사강제력은지역적인알베도변화에좌우되며이러한알베도변화는 PNV에서농경지로의변화에의해결정된다 ( 그림 2.15의맨위패널참조 ). 과거시기의모델실험결과는 PNV 이후의지표상에따른복사강제력의공간적인변화가시간에따라서일반적으로그다지변화하지않음을보이며 1750년에지역적인복사강제력이커지거나점점확대됨을보여준다. 1750년이후지표커버의변화가가장컸던지역은북미나중앙러시아그리고동부러시아이다. 에어러솔에의한복사강제력은아래의지표알베도의변화에영향을받는다. 비슷하게지표알베도에의한복사강제력역시에어러솔의농도에좌우될지도모른다. 에어러솔과지표알베도의복사강제력의시간적인변화를추정함에있어서서로간의변화를고려함이필요할지도모른다. 2.5.3.1 불확실성인위적인지표알베도변화에의한복사강제력추정값의불확실성은여러가지요인에기인한다. 2.5.3.1.1 현재식물의분포와특성에대한불확실성 TAR에보고되었던복사강제력값은지도작성시이용되었던현재의식물분포의자료를사용했다 (Matthews, 1983; Wilson and Henderson Sellers, 1985). 지표커버에좀더근래의자료는인공위성원격탐사를통해얻어진다. 1992년과 1993년의 AVHRR의자료는다른방법을사용한 1 km 해상도를가진두개의전지구지표커버자료를제작하는데사용되었다 (Hansen and Reed, 2000; Loveland et al., 2000). International Geosphere Biosphere Programme Data and Information System(IGBP DIS) 자료는현재의전지구경작지지도와 (Ramankutty and Foley, 1999) 경작지, 목초지, 다른식물종에대한과거자료를 (Ramankutty and Foley, 1999; Klein Goldewijk, 2001) 구성하는근간으로사용되었다 ( 표 2.8). MODIS(Friedl et al., 2002) 와 Global Land Cover 2000(Bartholome and Belward, 2005) 는다른자료들을제공한다. AVHRR 자료에대한두가지다른해석은식물을큰식물 ( 우림이나사바나 ) 혹은작은식물 ( 모든다른지표커버 ) 로분류하는데에있어서약 84% 이상의지표에서일치한다 (Hansen and Reed, 2000). 그러나인간에의한지표사용의변화가있는지역들에서는중요한불일치가존재하며이것에의한복사강제력을추정함에있어중요한요인일될수도있다. Betts et al.(2007) 은 Hadley Centre Atmospheric Model(HadAM3) GCM을이용하여 PNV이후의복사강제력이지도자료에기반한 Wilson and Henderson Sellers(1985) 의지표사용자료를이용하면 0.2Wm 2 에서같은자료이지만 Ramankutty and Foley(1999) 의경작지자료와일치하게끔보정된자료를이용하면 0.24Wm 2 로변화하는것을발견했다. Myhre and Myhre(2003) 은 PNV이후의복사강제력이현재의지표자료를 Wilson and Henderson Sellers(1985), Ramankutty and Foley(1999), 혹은자료를쓰느냐에따라서 0.66Wm 2 에서 0.29Wm 2 로변화하는것을발견했다. 2.5.3.1.2 과거의기준상태의분포와특성에대한불확실성지난시간의지표사용상태를재건하는것은인간이사용했던지표에대한특징이나범위에대한그리고가능한자연상태의식물의특징에대한정보나가정을요구한다. Ramankutty and Foley(1999) 는 IGBP Global Land Cover Dataset과과거의목록자료를통합하여그리고과거의식물은현재의식물이있는지역에서만존재한다는가정하에 1700년에서 1990년까지의경작지에대한자료를 0.5 의해상도로만들었다 ( 그림 2.14, 표 2.8). Klein Goldewijk(2001) 경작지와목초지자료와과거의인구밀도지도그리고 PNV 자료를통합하여 1700년에서 1990년까지의모든지표종류별자료를만들었다 ( 그림 2.15, 표 2.8). Klein Goldewijk는불리안방법즉 0.5 격자에서곡물이 100% 또는 0% 로존재하는두가지경우만을고려한방법을사용하였다. Klein Goldewijk의전지구경작지자료는일반적으로 Ramankutty and Foley(1999) 의자료에비해 1700년에서 1990년까지 25% 정도적다. 지역적인범위에서는공간적인이질성크기때문에두자료의차이가더크다. 큰스케일의 PNV( 그림 2.15) 가모델을이용하거나또는현재훼손되어지지않은작 181
기후변화 2007 - 과학적근거 - 은지역의식물이큰범위의 PNV 상태를대표한다는가정하에재건되어졌다. Matthews et al.(2004) 은 1700년이후의복사강제력을위의재건된지표사용자료들을이용하여 0.20Wm 2 와 0.28Wm 2 로계산했다. 2.5.3.1.3 지표복사과정모수화의불확실성주어진지표나식물종에따른알베도는지정되거나또는식물잎사귀의면적과같은근원적인특성에따라서계산되어질수도있다. 그러나어떠한방법으로라도모델변수는소스에따라서서로상충하는면이있을수도있는관측된자료에기준하여정하게된다. AVHRR과 MODIS(Schaaf et al., 2002; Gao et al., 2005) 관측도구는서로다른지역과다른계절에서 IGBP 식물종에따른지표알베도를정량화하기위해서이용되어져왔으며어떠한경우에는주어진식물유형의알베도를산출함에있어두가지자료가거의두배의차이를보이는경우도있다 ( 예, Strugnell et al., 2001; Myhre et al., 2005a). Myhre and Myhre(2003) 은다른식물종의유형별로같이혹은각각에따라변하는알베도의영향을검증했으며 PNV 이후의복사강제력이 0.65Wm 2 에서 +0.47Wm 2 로변함을발견했다. 그러나양의복사강제력은반건조지역에서목초지로변하면서아주큰알베도의감소가있는단지몇몇의경우에만생기며이연구의저자들도실제적인현상에는거리가있는것으로간주하였다. Myhre and Myhre (2003) 에의한연구의불확실성에가장중요한하나의요인은경작지의지표알베도이었다. 단지경작지의알베도를 0.15, 0.18, 0.20으로각각변화하는실험에서계산된복사강제력은각각 0.06, 0.20, 0.29Wm 2 이었다. 비슷한결과가역시목초지를뺀경작지만의변화를고려한 Matthews et al.(2003) 에의해발견되었으며이경우 1700년이후의복사강제력은경작지의알베도를 0.17과 0.20한상태에서각각 0.15와 0.28Wm 2 로계산되어졌다. 2.5.3.1.4 다른모델부분의불확실성기후모델이복사강제력을추정하기위해서사용되었을때모델의다른부분의불확실성또한추정값에영향을끼친다. 특히강설지역의모사가지표알베도에대한지표사용변화에영향을끼친다. Betts(2000) 는 HadAM3 강설지역모사의구조적인바이어스가삼림과평지사이의변환으로인한지역적인복사강제력모의에약최고 10% 정도의오차를유발함을계산했다. 이러한불확실성은복사전달을계산하는모델에서관측된강설지역기후값을사용함으로서줄일수있다 (Myhre and Myhre, 2003). 구름의모의도지구알베도에영향을끼치는지표알베도의변화의정도에영향을끼친다. 구름의양이많아지면지표알베도가전지구의알베도에기 여하는영향을감소시킨다. 여기서검증된연구들에기반하고 TAR 이후의여러가지새로운추정치를포함해도지표사용의변화로인한지표알베도변화가유발하는 1750년이후의복사강제력의최적추정치는여전히 0.2±0.2Wm 2 이여야한다. 추가적인모델링연구, 피드백효과의제거, 그리고진보된큰규모관측의포함과 1750년지표사용에대한재건된자료의자세한고려등을감안하면과학적이해도는지난 TAR에서하로평가되었던것보다높은중하정도이다 (2.9절, 표 2.11). 2.5.4 인간에의한지표알베도의변화 : 눈과얼음내의무기탄소 눈속에포함된검댕에어러솔은눈의알베도감소와더불어눈을녹게만들수있다. Hansen et al.(2000) 은이러한 BC의효과가 0.2Wm 2 의복사강제력을끼칠수있다고처음으로제안했다. 이러한추정치는후에여러지역에서지표의알베도변동을추정하기위해서직접적으로눈이나얼음속에존재하고있는관측된 BC의양을이용한 Hansen과 Nazarenko(2004) 의연구에의해서약 0.15Wm 2 로수정되어졌다. 여전히 BC와눈알갱이가서로하나의알갱이로아님별개의알갱이로존재하는냐또는 BC와눈알갱이의모양과크기, BC내의공극그리고 BC의태양흡수도를결정하는허수산란계수등에연관된큰불확실성으로인해여전히지표알베도를변화시키는 BC에의한복사강제력추정치는불확실성은매우크다. Jacobson(2004) 은 BC가강우와건성침착으로인해눈속으로들어가서지표알베도와배출율을변화를모사하는전지구모델을개발하였다. 모델에서모사된눈속의 BC의양이관측값과적절하게비슷함을보이고그에따른지표알베도의감소가전지구평균 0.4% 북반구에서는 1% 임을계산했다. Hansen et al.(2005) 은알베도의변화가지역적인 Koch(2001) 에서계산된 BC 침작량과비례하게끔해서좀더개선된 0.08Wm 2 의값을제시했다. 또한이러한복사강제력기작이같은복사강제력을같는이산화탄소에의한복사강제력보다 1.7배정도큰온도변화를일으킨다고주장했다, 즉효율성이더크다 (2.8.5.7 절참조 ). 이보고서는눈속의 BC에의한가장적절한복사강제력값을 +0.10± 0.10Wm 2 이라하고과학적이해도는낮은것으로한다 (2.9 절, 표 2.11). 2.5.5 인간에의한지표변화의다른효과들 인간의토지사용과지표변화또한다른기작들을통해서기후를변화시킬수있다. 그러한기작들은직접적으로지구 182
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 의복사수지를변화시키거나또는다른프로세스들을바꿈으로서영향을끼친다. 이산화탄소, 메탄, 생체소각에어러솔. 먼지입자들의배출에대한지표변화의효과는 2.3, 2.4 절에서논의되었다. 지표변화그자체역시증발, 잠열, 현열입출입의변화를통해직접적으로강수와대기순환뿐만아니라온도에영향을끼침으로인해지표의에너지와수증기수지를변화시킨다. 모델결과에따르면과거적도지역의산림훼손의복합적인영향이 PNV와비교해서약 0.2 정도의지역적인온난화와전지구적인대기순환을변화시켰고이는토지피복변화에서먼지역기후에영향을끼친다 (Chase et al., 2000; Zhao et al., 2001; Pielke et al., 2002; 7, 9, 11장 ). 1750년이후로가장중요한지표변화중의하나가온대지역에서의산림훼손이였기때문에지구평균온도에대한인위적인지표변화의종합적인효과는대체로겨울과봄철의지표알베도의증가 ( 냉각효과 ) 와여름철과적도지역에서의증발의감소 ( 온난화효과 ) 의상대적인중요성에좌우될것이다 (Bounoua et al., 2002). 과거산림훼손으로인한지구의온도변화는 0.01 (Zhao et al., 2001) 에서 0.25 (Govindasamy et al., 2001a; Brovkin et al., 2006) 으로추정된다. 만약지표알베도의증가로인해냉각효과가지배한다면과거지표변화의효과는여전히복사강제력을통해적절히표현될지도모른다. 근래의좀더심각한적도지역의산림훼손으로기인한수증기증발의감소가유발하는온난화가전지구적으로증가하는지표알베도보다훨씬중요하게될지도모른다. 그러면복사강제력은최근과앞으로의지표변화로기인한기후변화를추정할수있는적절한잣대로는부적합할지도모른다. 2.5.6 인간활동에의한대류권수증기인간의물사용은자연적인수증기원의 1% 보다도적고인간활동을위한물사용의약 70% 는관개용수이다 (Doll, 2002). 여러개의지역연구는온도, 습도, 강수에대한관개용수의영향을보였다 (Barnston and Schickedanz, 1984; Lohar and Pal, 1995; de Ridder and Gallee, 1998; Moore and Rojstaczer, 2001; Zhang et al., 2002). Boucher et al.(2004) 는관개용수가전지구적인온도와습도에영향이있음을보이기위해서 GCM을사용했다. 모델결과에따르면대부분의관개용수가존재하는아시아에서하부대류권의수증기양이최고 1% 까지변하며이로인해복사강제력이 +0.03Wm 2 이발생함을보였다. 그러나지표온도에대한관개의영향은수증기에의한온실효과보다는증발에의한냉각효과가더 크며그로인해지표온도의감소가일어난다. 관개는온도, 습도, 구름, 강우뿐만아니라지표온도의변화를통한자연적인증발에영향을주며이같은효과들에대해복사강제력이라는개념을적용하는데에있어서상당한의문을불러일으킨다. 관개용수에서대기로의수증기의유입에관한불확실성은상당히크며, Gordon et al.(2005) 은 Boucher et al.(2004) 의결과보다훨씬더큰값을추정했다. 대부분의불확실성은관개를위한전체저수와실제로사용된양의차이에관련성이있을것으로생각된다 (Boucher et al., 2004). 게다가 Gordon et al.(2005) 은특히중요한적도지방에서산림개척으로인한대기중으로의수증기유입감소를추정했다. 이러한수증기유입의감소는 Boucher et al.(2004) 의관개에의한수증기증가보다약 3배이상크지만아직까지이것에의한대기중의수증기양과복사강제력에대한추정은없다. 산림개발에의한수증기변화는관개에의한것처럼지표에서의증발과대기중의온도와물순환에영향을줄것이다. 대류권수증기의인위적인소스의복사강제력은비복사적인과정을통해서지표온도에영향을중요하게끼치기때문에그리고복사강제력의엄격한적용에문제가있기때문에여기서검증되지는않는다. 화석연료연소로부터의수증기배출은토지사용변화에의한배출보다는아주적다 (Boucher et al., 2004). 2.5.7 인간에의한열배출 도시열섬은부분적으로도시조망의물리적특성과인간활동즉난방과도구및운송기관의운용을위한에너지사용에따라주변으로의열배출에기인한다 ( 인위적에너지생산 ). 이러한전지구적열수송의총량은 0.03Wm 2 로추정된다 (Nakicenovic, 1998). 이러한에너지배출이전지구표면의 0.046% 정도를차지하는 (Loveland et al., 2000) 도시에집중되어졌다면, 지역적인도시로의평균열수송은 65Wm 2 에이를것이다. 도쿄중심가의한낮의값은통상 400Wm 2 를초과하고겨울철최고치는 1,590Wm 2 에이른다 (Ichinose et al., 1999). 인간의에너지생산이전지구적으로는작은영향임에도불구하고도시의기후변화에는아주중요할지도모른다 (Betts and Best, 2004; Crutzen, 2004). 2.5.8 식물생리현상에의한이산화탄소변화가기후에끼치는영향 : 생리강제력 대기중의 CO 2 농도의증가는기후시스템에복사강제력을끼칠뿐만아니라식물의생리현상에직접적인영향을끼침으로인해기후시스템에변화를가져올수있다. 식물의기 183
기후변화 2007 - 과학적근거 - 공은높은농도의이산화탄소에서적게열리며 (Field et al., 1995), 이는직접적으로지표에서대기로의수증기유입을줄인다 (Sellers et al., 1996). 수증기유입의감소는지표에너지균형을변화시키고현열과잠열플럭스의비를증가시키며그로인해지표근처의공기를따뜻하게한다 (Sellers et al., 1996; Betts et al., 1997; Cox et al., 1999). Betts et al.(2004) 는이러한기작을일컫는 생리강제력 이라는용어를제안했다. 이러한생리강제력에대한현재의온도변화를정량적으로계산한구체적인연구는아직까지는없지만이러한강제력의존재는전지구물수지에서탐지되어지고있었다 (Gedney et al., 2006; 9.5절 ). 이러한과정은처음에는기후변화에대한반응이아니라대기 CO 2 증가에대한직접적인반응에관여하기때문에피드백과는다른비복사효과로간주되어질수있다. 이것을복사강제력으로정량화하는것은불가능하다. 전지구적인발산의감소는음의강제력을갖는대기중의수증기를감소할것으로기대되지만아직까지이것에대한추정치는없었다. 증가한 CO 2 농도는또한광합성을촉진하여식물을잘자라게할수있으며, 모델결과에따르면이러한효과가 20세기에식물의커버나나뭇잎의표면적증가에기여한것으로나타난다 (Cramer et al., 2001). 기후변화를포함한다른원인에의한기여가있을수있지만나뭇잎면적, 바이오매스, 그리고잠재적인광합성을나타내는원격탐사자료인 Normalized Difference Vegetation Index가측정되어졌었다 (Zhou et al., 2001). 증가한식물의커버와나뭇잎면적은지표반사도를감소시키고이는산림채벌에의한알베도증가에반대되는효과를갖게된다. 이러한과정에의한복사강제력은아직검증되어지지않았으며이효과에대한과학적인이해도는아주낮다. 의해좌우되기때문에항공기운항이끼치는영향중간접효과에해당된다. 그러므로대기상한에서의미래의수증기나온도의변화가비행운생성에중요한영향을가질것이다. 또한비행에어러솔의대기중으로의배출은구름의물리적특성을변화시키는데중요한역할을할것이다. 2.6.2 지속적인선모양의비행운이끼치는복사강제력추정 항공기는얼음에대해과포화상태인대기상한에서지속적인비행운을생성한다 (IPCC, 1999). 여기서비행운이란태양복사를반사하며지구의장파복사를흡수하는역할을하는얇은권운들을말한다. 권운에의한지구장파복사흡수는태양복사를반사하는냉각효과보다큼으로추정되기때문에 (Hartmann et al., 1992; Meerkotter et al., 1999) 비행운에의한복사강제력또한양의값을갖게된다. 전지구비행운의분포는기박스료를이용하거나 ( 예, Sausen et al., 2998) 또는기후모델에서의변화된권운생성모수화기법 (Ponater et al., 2002) 을이용해계산되어져왔다. 대기에서의과포화지역의분포가잘알려져있지않는관계로비행운의전지구적분포계산은불확실하다. 비행운에의한복사강제력을계산하기위해서는계산된비행운분포의광학적두께계산을수반한다. 비행운에의한복사강제력은만약비행기운항에관련된대기조건이동일하다고한다면비행한거리에선형적으로비례할것이라가정할수있다. 현존하는비행운에의한복사강제력의가장최적의추정치는 2000년을기준으로 +0.010Wm 2 이다 ( 표 2.9; Sausen et al., 2005). Myhre 표 2.9. 지구음속이하항공기운항에의한비행문과권운효과에대한복사강제력 2.6 비행운과항공유도운 CO 2 d 복사강제력 (Wm -2 ) a 1992 IPCC b 2000 IPCC c 2000 d 0.018 0.025 0.025 2.6.1 서론 지속적인선형비행운 0.020 0.034 0.010 (0.006-0.015) 아음속과초음속비행기에의한복사강제력은 IPCC가항공기와전지구대기 (IPCC, 1999) 라는특별보고서에서다룬바있다. 그특별보고서를여기서부터는 IPCC 1999이라칭한다. 지구에서아음속비행기의사용은다른섹터들처럼직간접적으로기후변화에영향을끼친다. 이장에서는항공기운항과관련된특별한측면들, 즉비행운, 권운에끼치는영향, 항공기에서나오는에어러솔이끼치는영향등에대해서다룬다. 비행운생성은운항궤도의대기중수증기나온도에 지속적인비행운이아닌항공기가야기하는구름 지속적인비행운을가진항공기가야기하는구름 0-0.040 n.a. 0.030 (0.010-0.080) 주석 : a 비행문의값은최적추정치이고, 괄호값은불확실성범위 b IPCC-1999(IPCC. 1999) 값 c IPCC-1999 의 1992-2015 년추정치에서배삽된값 (Sausen et al., 2005) d sausen et al.(2005). 값은 2000 년과 2005 년사이에항공운항연료사용시천천히성장하기때문에 2005 년에대해서만 10% 범위내에서타당하다고간주 184
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 and Stordal(2001b) 와 Marquart et al.(2003) 에의한별개의추정에의하면복사강제력은각각 +0.015Wm 2 와 +0.006Wm 2 이다. 현재비행운과관련된복사강제력의불확실성은아주작게추정하더라도줄잡아약 3배정도에이른다. 2005년기준으로도비행운에의한복사강제력은 2000년에서 2005년사이의비행연료의완만한증가를감안할때 +0.010Wm 2 이가장최적의추정치로생각된다. TAR에서추정한값보다약 2배이상감소한이유는새로운비행운분포와좀더낮아진광학두께로기인한다 (Marquart and Mayer, 2002; Meyer et al., 2002; Ponater et al., 2002; Marquart et al., 2003). 새로운추정치는태양복사의일변화를포함하는데이것은같은비행운의경우에도약 20% 정도의순복사강제력의감소를일으킨다 (Myhre and Stordal, 2001b). 비행운에의한복사강제력의과학적이해는낮게평가하며특히전지구적값의결정에중요한불확실성이존재한다 (2.9절표 2.11). 예를들면, 유럽과미국사이의비행운의광학두께의지역적인차이는현재완전히이해가되어있지않으며또한모델계산에서도포함되어있지는않았다 (Meyer et al., 2002; Ponater et al., 2002; Palikonda et al., 2005). 2.6.3 항공유도운에의한복사강제력추정개개의지속비행운들은권운이분포하고있는넓은지역에서뻗치고나아가거나또는퍼지는것이일상적으로관측된다 (Minnis et al., 1998). 항공기에어러솔또한권운의변화를일으킬수있다 (2.6.4절참조 ). 항공유도운 (AIC) 은항공기운항에관련된구름변화의모든합으로정의된다. 그러므로항공유도운의추정값은비행운을포함한다. 퍼지는비행운의경우비행운의특징인선형모양이사라지기때문에기존의권운과구분하기가어렵다. 이러한기본적인불명료함이 IPCC 1999에서항공운에의한복사강제력을제대로추정하는것을어렵게하며여전히여기에도존재하고있다. 항공운과선형비행운의비는 1.8에서 10 정도로추정되면이러한큰범위는항공운의양을추정하는데에있어서여전히큰불확실성이있음을나타낸다 (Minnis et al., 2004; Mannstein and Schumann, 2005). 초창기의항공운량의추정은항공연료를많이쓰는지역과적게쓰는지역에서의권운의양의시간적인추세를이용했다 (Boucher, 1999). IPCC 1999 이후로두개의연구가항공기운항이많은지역에서권운양과의중요한양의추세를발견했고또한그렇지않은지역에서는작거나혹은음의상관을보였다 (Zerefos et al., 2003; Stordal et al., 2005). 이러한연구들은 International Satellite Cloud Climatology Project(ISCCP) 의자료를이용하 여지난 10 20년간유럽에서권운양이 10년에 1 2% 증가함을계산하였다. Television Infrared Observation Satellite(TIROS) Operational Vertical Sounder(TOVS) 를이용한연구는이러한변화추세를뒷받침했다 (Stubenrauch and Schumann, 2005). 그러나이러한연구들은자연변동, 기후변화, 다른인위전인효과들에의한권운의변화를제대로설명하지못했다. 미국에서의 ( 그러나유럽은아님 ) 권운의변화는비행운커버와발생빈도와일치함이발견됐다 (Minnis et al., 2004). 이처럼관측된권운의변화경향을항공에의한영향으로하기에는아직심각한불확실성이존재한다. 지역적인권운의변화추세가 2000년에항공운에의한전지구평균복사강제력을 +0.030Wm 2 로그리고그값의가능한범위를 +0.01에서 +0.08Wm 2 로계산하는근간으로사용되어졌다 (Stordal et al., 2005). 이값은항공운의광학두께와항공의운량을계산하기위해사용된가정들에존재하는불확실성때문에최적의추정치로생각되어지지는않는다. 그러나이값은지상과인공위성구름관측으로부터추정된 1992년항공운복사강제력 +0.026Wm 2 의상한값과잘일치한다. 복사강제력 0.03Wm 2 은 IPCC 1999에서추정한항적운이아닌구름에의한값 +0.04Wm 2 의상한값과근접한다. 항공운에의한복사강제력의최적의추정값이없는관계로항공운에의한복사강제력의총합은단지지속적인선형비행운에의한값만을포함한다. 권운의변화추세자료를이용한항공운의복사강제력추정값은지속적인선형비행운과퍼지는비행운, 항공에어러솔의효과등을구분할수가없다. 어떤항공기효과들은복사강제력이라기보다는피드백과정으로고려되어져야더적당할지도모른다 (2.2, 2.4.5 절참조 ). 그러나이러한프로세스들에대한낮은이해와정량적인연구의부재는이번보고서에서항공기의효과를강제력이냐피드백이냐하는믿을만한구분을하는것을방해한다. 항공구름에대한기후반응에연관된두가지이슈는여기서언급할만한가치가있다. 첫번째는, Minnis et al. (2004) 은경험적모델내에미국에서의전체항공운의복사강제력을사용해서 1973년에서 1994년기간의지표온도변화가미국에서관측된지표온난화 ( 약 10년간 0.3 ) 와거의비슷한것으로결론지었다. Minnis et al.(2000) 의결론에대한반응으로비행운의복사강제력에대해두가지의전지구기후모델을이용해서검증되어졌다 (Hansen et al., 2005; Ponater et al., 2005). 이두개의연구모두 Minnis et al.(2004) 에의해계산되어진지표온도증가는약 1내지 2 차수정도로너무크다고결론지었다. Minnis et al.(2005) 의결과가옳기위해서는비행운의복사강제력에대한기후효율또는기후민감도가다른큰복사강제력을갖는항들 ( 예, 이 185
기후변화 2007 - 과학적근거 - 산화탄소 ) 보다훨씬커야할필요가있다. 하지만, 비행운의복사강제력은동등한정도의이산화탄소의복사강제력에비해서적은기후변화효율을가지고있는것으로알려진다 (Hansen et al., 2005; Ponater et al., 2005)(2.8.5.7절참조 ), 이것은일반적으로고도가높은곳의구름이주간의지표온도에매우비효율적으로영향을끼치는것과일치한다 (Hansen et al., 1995, 2005). Minnis et al.(2005) 의연구에서보여진부정확한기후반응에대한여러가지현실적인설명들이제시되어져왔다 (Hansen et al., 2005; Ponater et al., 2005; Shine, 2005). 두번째이슈는미국에서모든항공기의운항이멈췄던 2001년 9월 11일에지상관측자료에서보여진온도의일교차 (DTR) 증가의원인이항공운의부재일수있다는주장이다 (Travis et al., 2002, 2004). Travis et al. 의연구들은 i) 그기간동안지표온도의일교차 (DTR) 가인접한전미국지역에서증가하였으며, 특히최저온도의증가없이최고온도의증가로인해, 그리고 ii) 가장큰온도의일교차는비행운이가장많이존재했던지역과잘일치함을보였다. Travis et al. (2002, 2004) 의결론은정량적인모델이아닌상관도에근거하며또한상당히제한된자료를이용했기때문에설득력이떨어진다 (Schumann, 2005). 비행기운항이없었던그기간동안특별하게도맑은미국의날씨가관측된온도의일교차의설명으로제안되어졌다 (Kalkstein and Balling, 2004). 그러므로지역적인비행운과온도의일교차에대한의미있는관계를좀더고려하기에앞서서더많은증거와정량적인물리적모델이필요하다. 2.6.4 항공기에어러솔전지구적인항공기운항은상부대류권과하부성층권에에어러솔과에어러솔생성에관여하는전구물질을배출한다 (IPCC, 1999; Hendricks et al., 2004). 그결과로에어러솔의수와질량이이지역들에서배경치보다훨씬더높다. 항공운은이러한항공에어러솔이권운량에끼칠수있는가능한영향까지를포함한다. 가장중요한에어러솔은황산염과무기탄소 ( 검댕 ) 에어러솔이다. 황산염에어러솔의경우연료내의황으로부터생성되며무기탄소에어러솔은항공연료의불완전한연소로배출된다. 항공기운항은배경대기에서황산염과무기탄소를증가시킨다 (IPCC, 1999; Hendricks et al., 2004). 항공에어러솔의중요성은그것들은대기에서빙정형성에서핵으로서의역할을하며그로인해구름의미세물리적특성을변화시켜 (Jensen and Toon, 1997; Karcher, 1999; Lohmann et al., 2004) 운량까지도바꾼수있다. Hendricks et al.(2005) 에의한모델링연구는항공기에서배출된무기탄소수의증가가권운에중대한변화를가져올수있음을가능성을보여줬다. 이러한변화는항공로뿐만아니라에어러솔의수송으로인해항공로에서멀리떨어진지역에서도일어날수가있다. 이연구에서는항공에어러솔은구름생성과정의가정에따라서배경권운의빙정핵의수를증가하거나감소시킨다. 실험실내의구름생성실험결과는황산염으로둘러쌓인검댕미립자는빙정핵으로서는덜효과적이라는것을보였다 (Mohler et al., 2005). 빙정핵의개수혹은에어러솔의핵성질의변화는권운의복사성질을변화시켜서 2.4.1, 2.4.5, 7.5절에서논의되었던에어러솔과구름의상호작용과비슷하게기후계에끼치는복사영향을바꿀수있다. 비록상관연구에의해구해진항공운의복사강제력이항공에어러솔의효과와약간의연관성이있겠지만아직까지항공에어러솔이배경구름에끼치는영향에의한전지구적또는지역적복사강제력에대한추정은존재하지않는다. 2.7 자연적인강제력 2.7.1 태양의변화 TAR에서쓰인태양복사조도의장기간변화에대한추정치 ( 예를들어, Hoyt and Schatten, 1993; Lean et al., 1995) 는줄어드는방향으로수정되어왔다. 이는밝은태양의흰반점 (faculae) 이마운더극소기 (Mounder Minimum) 이후, 본래태양과비슷한밝기범위의항성에의한것보다더적게복사조도의증가에기여한다는새로운연구에기초한것이다 (Hall and Lockwood, 2004; M. Wang et al., 2005). 그러나 TAR이후로, 실험적인결과들에의해태양주기기간까지를포함하는태양의변화와관련된탐지가능한 (detectable) 대류권의변화를확인하게되면서, 기후변화에대한태양강제력의증거가강화되었다 (9.2절; van Loon and Shea, 2000; Douglass and Clader, 2002; Gleisner and Thejll, 2003; Haigh, 2003; Stott et al., 2003; White et al., 2003; Coughlin and Tung, 2004; Labitzke, 2004; Crooks and Gray, 2005). 가장유사한 (likely) 메커니즘은총태양복사조도의변화에의한직접강제력과성층권에서의자외 (UV) 복사의간접적효과의조합으로생각된다. 가장확실치않은것 (Least certain) 은은하계의 (galactic) 우주선 (cosmic ray) 에의한간접적인효과로 TAR에서다루었던것처럼논의가진행중이다 ( 예, Marsh and Svensmark, 2000a, b; Kristjánsson et al., 2002; Sun and Bradley, 2002). 186
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 2.7.1.1 직접적인태양복사조도의관측 2.7.1.1.1 총태양복사조도의위성측정우주에위치한네개의독립적인측정기기가현재직접총태양복사조도를측정하면서 1978년 11월이후로남아있는데이터베이스에기여하고있다 (Fröhlich and Lean, 2004). 태양권관측 (SOHO, Solar Heliospheric Observatory) 의복사조도와중력진동의변화 (VIRGO, the Variability of Irradiance and Gravity Oscillations) 실험은 1996년부터이루어졌고, ACRIMSAT(the Active Cavity Radiometer Irradiance Monitor Satellite) 의 ACRIM Ⅲ는 1999년부터, ERBS(the Earth Radiation Budget satellite) 는 1984년부터간헐적으로이루어졌다. 가장최근의측정은 2003년부터인 SORCE(Solar Radiation and Climate Experiment) 의 TIM(the Total Solar Irradiance Monitor) 에의한것이다. 2.7.1.1.2 관측된 10년의경향과변화서로다른직접복사관측들의조합으로부터서로다른혼합된총태양복사조도의기록이만들어졌다. 그림 2.16에나타난 The Physikalisch Meteorologisches Observation Davos (PMOD) 조합 (Fröhlich and Lean, 2004) 은 the Solar Maximum Mission(SMM) 의 the ACRIM Ⅰ, NIMBUS 7의 the Hickey Friedan 복사계, Upper Atmosphere Research Satellite(UARS) 의 ACRIM Ⅱ, SOHO의 VIRGO에의한관측을결합시키는데, 각각의복사계의민감도표류분석이복사상쇄를결정하는것보다우선하도록한다. 반대로그림 2.16 에나타난 ACRIM 조합 (Willson and Mordvinov, 2003) 은최근의 VIRGO 관측보다 ACRIMSAT 관측을이용하여복사민감도표류가이미충분하게설명된다고여겨지는보고된데이터를교차보정한다. 세번째조합인 the Space Absolute Radiometric Reference(SARR) 조합은셔틀로부터위성관측을교차보정하기위해개별적인절대복사조도관측을이용한다 (Dewitte et al., 2005). 조합들의복사조도기록의총체적이고일시적인특징은아주유사하다. 각각은일에서주단위로자전축에대한태양의자전에연관된변화와 11년의태양활동주기로부터의십년단위의변동을보인다. 그러나 1986년과 1996년에태양활동극소기의수준에이르면서선형기울기는세가지다른조합의기록에서차이가난다. 이러한차이는서로다른교차보정과조합을만들때개별적인복사민감도에적용된표류조정의결과이다 (Fröhlich and Lean, 2004). 태양복사조도의수준은절대적인불확실성과측정에서의민감도표류가지적된가장최근의두주기의극소기에서비교가능하다 (Fröhlich and Lean, 2004와그참조 ). 비록불 그림 2.16. Willson 과 Mordcinov 의총태양복사조도 composite(2003; WM2003, 자주색 ) 와 Fröhlich 와 Lean 의전체복사조도 composite(2004; FL2004, 녹색 ) 의월별값의변화퍼센트. 완전하게이해되지만, the ACRIM의복사조도조합 (Willson and Mordvinov, 2003) 의 27년기간에대한 0.04% 의초과량에서의증가는태양자체보다는기계에의한것으로더여겨진다 (Fröhlich and Lean, 2004). ACRIM 조합의복사조도증가는 NIMBUS 7 데이터에서나타난 1989년과 1992년사이에있었던일시적인증가를나타낸다 (Lee et al., 1995; Chapman et al., 1996). 독립적으로중첩한 ERBS 관측은이런증가를나타내지못하며의미있는장기적인경향도제시하지못한다 (Lee et al., 1995). 이러한경향은 PMOD 조합에서는나타나지않으며, 연속된태양의극소기사이에서총복사조도가거의일정하여 0.01% 를능가하는것이다 (Fröhlich and Lean, 2004). 비록 0.01% 단위의장기적인경향이 1986년과 1996년의연속적인태양활동극소기사이에 SARR 조합에서나타난다해도추정되는불확실성이 ±0.026% 이므로그경향은통계적인의미가없는것이다 (Dewitte et al., 2005). 태양활동과복사조도의변화원인에대해알려진현재의이해로부터과거의두태양극소기동안복사조도의수준이비슷했음을알수있다. 당시의복사조도변화의일차적으로알려진원인은태양디스크위의흑점 ( 복사가국소적으로고갈되는조그맣고어두운곳 ) 과흰반점 ( 복사가국소적으로강해지는넓고밝은지역 ) 의존재이다. 전구의흑점의어두워짐기록이결합된모델을이용하여태양활동극소기동안특징적인장기경향이나타나지않는흰반점신호에대한프록시를위해백색광이미지와마그네슘 (Mg) 복사조도지표로부터직접계산하였다 (Fröhlich and Lean, 2004; Preminger and Walton, 2005). 1950년대이후로은하계우주선과 10.7cm 플럭스, 지자기지표의최근의기계적인측정 (Benestad, 2005) 도이러한사실을나타내지못하고있다. 이론적인측면에서, 자기흑점과흰반점지역에의한표면배출율의변화가복사조도를변화시키는데가장효과적인반면에 (Spruit, 2000), 다른메커니즘도또한추가적으로장기적으로가능한복사조도의변화를유발시킨다고제시되어왔다. 이것들중에, 태양지름의변화가후보로생각되어왔 187
기후변화 2007 - 과학적근거 - 다 ( 예를들어, Sofia and Lim 2001). 그러나주로 SOHO의 Michelson Doppler Imager(MDI) 기기로부터의태양의상 (imagery) 에대한최근의분석에는태양지름의변화가태양주기동안일년에수킬로미터이하이고 (Dzienbowski et al., 2001), 복사조도의변화와관련하여서는 0.001% 로측정된태양복사조도주기보다그크기에서두단위가작은것이다. 2.7.1.1.3 태양스펙트럼복사조도의측정 120nm에서 400nm의태양 UV 스펙트럼은우주로부터꾸준히 UARS의두기기에의해 1991부터이루어진 SORCE 관측으로모니터링되고있다 (Woods et al., 1996). SORCE 또한처음으로우주로부터가시영역과근적외영역스펙트럼의태양스펙트럼복사조도를감시하는데, 태양스펙트럼복사조도의자세한특징을주는새로운스펙트럼범위를제공한다. 예상되었듯이, 초기결과는흑점과흰반점의변화에우선적으로반응하면서, 복사조도의변화가모든파장에서일어난다는것이나타난다. 확장된데이터베이스의자외영역스펙트럼복사조도변화는 TAR에서설명되었듯이 1991 년부터 UARS 관측에서보여진것과일치한다. 가시영역과적외영역스펙트럼의복사는 300nm이하의스펙트럼보다뚜렷하게다른일시적인특징을가진다. 최대의에너지변화는 400nm에서 500nm사이의파장에서일어난다. 부분적인변화는 UV 파장에서가장크지만실제적인에너지변화는가시스펙트럼에서보다상당히작다. 11년의태양주기의시간규모에걸친, 흰반점의밝기는흑점이가로막힌경우에 2배이상초과하며, 스펙트럼복사조도의증가가전부는아니더라도태양주기의극소기에서극대기에이르기까지대부분의파장에존재한다. 추정된태양주기의변화는총태양복사조도의 0.08% 이다. 파장범위로분류하면, 이러한복사조도의변화는 200nm에서 300nm까지 1.3%, 315nm에서 400nm까지 0.2%, 400nm에서 700nm까지 0.08%, 700nm에서 1,000nm까지 0.04%, 1,000nm에서 1,600nm까지 0.025% 이다. 그러나, 강한태양활동시기동안에, 흑점의가로막음은흰반점이밝아지는것을지배할수있고, 대부분의파장에서복사조도를감소시키도록할수있다. 현재 SORCE에의해측정되고있는이러한짧은시간크기에서의스펙트럼복사조도변화는태양복사조도변화모델에서파장에의존한흑점과흰반점매개변수화를검증하게한다. 모델화된스펙트럼복사조도의변화가초기의 SORCE 관측에전반적으로좋은일치를보이지만, 아직 SORCE 관측은태양주기동안의태양스펙트럼복사조도변화의진폭에대한결정적인정보를제공하기에는너무짧다. 2.7.1.2 과거의태양복사강제력의추정 2.7.1.2.1 태양복사조도의과거변화재해석과거 400년에걸친장기간의태양복사조도변화는기후변화시뮬레이션를위해 TAR에서재해석된것보다 2배에서 4배정도까지더작을수도있다. TAR에서쓰인 Hoyt and Schatten(1993), Lean at al.,(1995), Lean(2000), Lockwood and Stamper(1999), Solanki and Fligge(1999) 와같은복사조도재해석은 17세기의마운더극소기의총복사조도가당시의태양극소기밑으로 0.15% 에서 0.3% 의범위에서감소된것으로알려진 11년주기를포함한장기변화구성요소의존재가가정되었다. 전형적으로흰반점발달과관련하여, 이러한장기구성요소의일시적인구조는평활된태양활동주기의진폭이나주기의길이를추적하도록가정되었다. 장기적인복사조도의구성요소를채택하기위한동기는세가지가있었다. 하나는태양과비슷한항성의변화범위 (Baliunas and Jastrow, 1990), 두번째는지자기활동의장기경향, 세번째인우주선의작용으로생긴동위원소의태양변환인데, 이모든것들이태양이최근의태양주기동안목격된것보다더넓은범위의활동이가능하다는것을제시하였다 ( 즉, 그림 2.16에서의관측기록 ). 이러한복사조도의재해석으로부터 17세기마운더극소기에서현재의활동극소기에이르는총태양복사조도의증가에대한다양한추정들이표 2.10에최근의결과들과비교되어있다. 중요한장기복사조도의구성요소존재에대한위의 3가지각각의가정은현재문제가되고있다. 항성데이터의재평가는 Lean et al.(1995) 와 Lean(2000) 의복사조도재해석을지지하는, 주기를가진항성의더많은칼슘 (Ca) 배출 (Hall and Lockwood, 2004) 과비교해서주기를가지지않는항성 ( 마운더극소기타입의상태에있다고가정된 ) 의더적은배출의본래의두가지모드로의분리를되찾는것이불가능하였다. 오히려, 현재의태양은다른천체들에비해전형적인 ( 혹은보다높은 ) 활동을갖는것으로생각된다. 항성관측으로부터유추된최저의그럴듯한밝기수준은 Baliunas and Jastrow(1990) 의초기분포의낮은모드의피크보다더높다. 다른연구들은 Lockwood and Stamper(1999) 의복사조도재해석의장기경향을다소감소시키는지자기활동 (Svalgaard et al., 2004) 의역사적지표의장기기기 drifts의가능성을증가시킨다. 더욱이태양복사조도와지자기지표와우주선의작용으로생긴지표들사이의관계는복잡하고, 선형적일필요는없다. 태양위의자기플럭스수송의시뮬레이션과 오픈 자기플럭스 ( 지자기활동과우주선동위원소를조절하는 ) 를의미하는태양권으로의오픈플럭스의전달 188
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 은심지어닫힌플럭스 ( 흑점이나흰반점에서와같은 ) 도하지않을때, 주기내의시간크기에서축적할수있다 (Lean et al., 2002; Y. Wang et al., 2005). 지자기, 우주선또는항성프록시를적용하지않는태양의자기플럭스변화 (Y. Wang et al., 2005) 모델을기초로한태양복사조도의새로운재해석은배경구성요소의진폭이구체적으로 Lean(2000) 의것에 0.27배로이전에가정했던것보다매우작다고한다. 이러한추정값은다양한남북방향의흐름을포함하는플럭스수송모델을사용하여과거 300년동안의자기플럭스의분출, 수송, 축적의시뮬레이션으로부터나온결과이다. 두가지총플럭스변화와태양권 ( 오픈플럭스 ) 로확장되는플럭스의변화가양극자기영역 ( 활성영역 ) 의퇴적과흑점수에비례한세기와수의태양표면에서의작은규모의밝은특징 ( 임시영역 ) 으로부터추정된다. 오픈플럭스를부분적으로태양권조절로부터변화가발생하는우주선동위원소와함께합리적으로비교하는데, 이것은접근이현실에가깝다는신뢰를제공한다. 총플럭스 ( 가능한임시영역또한 ) 의작은축적은흑점의가로막힘과함께결합된흰반점의밝기의순증가를만들고, 그림 2.17에서보여진총태양복사조도의재해석을가능하게한다. 마운더극소기에서현재의주기극소기에이르기까지 0.04% 의태양복사조도증가가있었다. 1610년경착수된흑점의직접망원측정에우선하여, 태양활동에대한지식은 90년, 200년, 2,300년근처의태양의상대적인주기를보여주는나이테의 14 C와빙하코어의 10 Be의우주선동위원소기록들로부터간접적으로추론할수있다. 우주선동위원소 (Jirikowic and Damon, 1994) 와흑점기록의스펙트럼분석 (Rigozo et al., 2001) 에대한몇몇의연구에서는 12세기중세태양극대기동안의태양활동이현재의태양극대기와유사하다고한다. 최근의작업은차례로은하계우주선의전달을변화시키면서태양의자기장이태양권을조정하는물리적과정의연쇄를설명하려하는데, 이러한플럭스는추가적인수송과화학과정이따르는육지의시스템에서결과적으로퇴적된우주선동위원소를만든다. 초기의노력은 8000년앞선것에비해과거 70년의태양활동이예외적인높은수준임을알렸다 (Solanki et al., 2004). 반면, 동위원소기록들사이의차이가고려되고, 화석연료연소에대한 14 C의기록이수정될때, 태양활동의현재수준은역사적으로는높지만, 그렇게예외적인것은아니다 (Muscheler et al., 2007). 2.7.1.2.2 태양복사강제력에대한함축그럴듯한물리적인이해의관점에서, 마운더극소기부터현재주기의극소기까지의총복사조도의가장그럴싸한장기증가는 0.04% 이다 ( 복사조도의증가는대략 1,365Wm 2 중 0.5Wm 2 이다 ). 이는 +0.1Wm 2 의 RF에해당하는것이다. 표 2.10에서큰 RF는 +0.38Wm 2 에서 +0.68Wm 2 의범위에서추정되는데, 이는더이상유효하지않은태양과비슷한항성의밝기변동으로부터유도된주기의극소기에서가정된태양복사조도의변화에해당된다. 마운더극소기에서현재까지 11년주기의진폭은증가해왔기때문에, 현재주기의평균에대한총복사조도의증가는 0.08% 이다. 그림 2.17에서보이듯이, 1750년부터현재까지 Y. Wang et al.(2005) 의 11년주기의완만화된총태양복사조도의시계열에따르면, 총태양복사조도는순수하게 0.05% 의증가가있었다. 이것은 +0.12Wm 2 의 RF에해당하는것인데, 1750년부터현재까지에대한 TAR의태양 RF 추정값보다두배이상적은것이다. Lean(2000) 의재해석 ( 그림 2.17에서낮은 envelope) 을상한으로사용할때, 1750년이후의복사조도증가는 0.12% 이며이에해당하는 RF는 +0.3Wm 2 이다. 1750년부터현재까지의복사조도의증가의하한은 0.026% 인데, 이는오로지 11년주기의증가에의한것이다. RF의이에상응하는하한은 +0.06Wm 2 이다. 태양주기가변함에따라, 장기복사조도변화는중요한스펙트럼의존성을가지는것으로예상되었다. 예를들어, Y. Wang et al.(2005) 의플럭스수송추정값들은마운더극소기동안의감소를포함하는데, 이는당대의활동주기극소기에비해 200nm부터 300nm까지는 0.43%, 315nm부터 400nm까지는 0.1%, 400nm부터 700nm까지는 0.05%, 700nm부터 1,000nm까지는 0.03%, 1,000nm부터 1,600nm 까지는 0.02%(Lean et al., 2005) 해당하는값으 그림 2.17. 1600 년부터시작되는총태양복사조도의시계열의재해석. 위의색칠된 envelope 는 11 년활동주기로부터발생되는복사조도변화를나타낸다. 밑의 envelope 는태양과비슷한항성의밝기변화로부터장기경향이유추되는 Lean(2000) 에의한총태양복사조도재해석이다. 이것과비교하여, Y. Wang(2005) 의최근의재해석은밝은흰반점을만들어내는닫힌플럭스의장기발달을시뮬레이션하는플럭스수송모델을사용하여태양만을고려한것에기초한다. 189
기후변화 2007 - 과학적근거 - 표 2.10. 3 차평가보고서이후새로운이해를기록한 17 세기마운더극소기에서현대태양최소기로 RF 증가추정치비교 참고문헌 Schatten and Orosz (1990) 가정과기법 태양흑점기록을사용한 MM 의 11 년복사주기의외삽 마운더극소기에서일시적인최소기까지복사강제력증가 (Wm -2 ) a 현재이해수준에서의해설 ~0 항구적으로변함없는최소의주기에서복사량수준 Lean et al. (1992) MM기간동안가정한 Ca 이미지에서반점, plage 또는네트워크는없음. 0.26 태양의밝기변화에기인한비자기성태양으로부터최대복사량의증가 Lean et al. (1992) 반점, plage 또는네트워크는없고, MM 아날로그로가정한비주기성항성에서감소한밝기에대해 Ca 이미지에서셀중앙의감소한기초배출량 0.45 항성자료의새로운추정치 (Hall and Lockwood, 2004) 는원래항성밝기분포를뒷받침하지않거나 MM 아날로그로서 Baliunas와 Jastrow(1990) 의 비주기성 항성의밝기감소의이용 Hoyt and Schatten MM에서현재까지태양흑점 / 흑점내명부비 0.65 위와같음 (1993) b 율의변화에의해포함된대류의재편성 : Lean et al.(1992) 에의한비주기성항성밝기에기초한 MM에서현재까지증가폭 Lean et al. (1995) 대표적인 MM으로가정된활동주기를가진 0.45 위와같음 비주기성항성의감소된밝기 Solanki and Fligge 위의것을통합 0.68 위와같음 (1999) b Lean (2000) 대표적인 MM으로가정된비주기성항성의 0.38 위와같음 밝기변화 Foster (2004) Model MM동안가정된 MDI 이미지로부터밝은형상을제거한비자기성태양의추정치 0.28 Lean et al.(1992) 에의한반점, plage, 네트워크의제거에대한방법은유사 Y. Wang et al. MM부터현재까지총자기플럭스변화의플 (2005) b 럭스수송모사 Dziembowski et al. (2001) 태양내부진동의 helioseismic 관측은태양이현재활동의최소치보다더약화되지않았음을제시했다. 0.1 태양모델은태양주기에서다음까지자기플럭스의적정한누적은태양주기최소화에서복사수준에서알맞은증가를생산 ~0 주석 a RF 는 4( 기하 ) 로나누고, 0.7 이곱해진 ( 알베도 ) 조도변화이다. 마운더극소기동안에는무시해도되고, 최근에는 1Wm -2 ( 최저에서최고 ) 정도차이가나는태양흑점활동은주기의최소에서조도변화를주었다. 20 년평활했을때이주기는추가적인 0.09Wm -2 에의해표에서순 RF 가증가했다. b 이재현은 1713 년까지만해당되고이는마운더극소기의끝이다. 로, 이전의 Lean의모델 (2000) 에서의 1.4%, 0.32%, 0.17%, 0.1%, 0.06% 과각각비교된다. 2.7.1.3 태양변화의간접효과약태양복사에너지의 1% 가지구의대기가흡수하는약 300nm 이하의파장에해당하는스펙트럼의 UV 부분이다. 비록총복사조도에비해절대적으로작은에너지이지만, 태양 UV 복사는부분적으로적어도한단위이상의크기로더다양하다. 그것은총태양복사조도를변화시키는데중요하게기여하며 ( 총복사조도주기의 15%; Lean et al., 1997), 오존층을만들고조절하는데중요하지만, 대류권에도달하지않으므로직접적인 RF로간주되지는않는다. TAR이후로, 새로운연구들이태양 UV 복사조도변화 ( 그리고가능하게는중간권과열권하층에걸친태양에의해전도된변화 ) 에의한성층권의조절을포함하는간접효과의그럴듯함을후의대류권에서의역학과복사의결합과함께확인하고진척 시켰다 (9.2절참조 ). 태양풍변동 (Boberg and Lundstedt, 2002) 이나은하계의우주선의태양에의해유도된태양권의조절 (Marsh and Svensmark, 2000b) 은또한간접적인강제력을모호하게남도록한다. 대류권에서인간에의한효과, 내부주기 ( 예를들어, 준 2 년주기진동 ) 와자연적인영향모두성층권에영향을준다. 실험과모델연구에서모두 UV 복사의태양주기변화는중간대기의오존농도를조절하고 (Fioletov et al., 2002; Geller and Smyshlyaev, 2002; Hood, 2003), 온도와바람을조절하며 (Ramaswamy et al., 2001; Labitzke et al., 2002; Haigh, 2003; Labitzke, 2004; Crooks and Gray, 2005), 준 2 년주기진동에도마찬가지이다 (McCormack, 2003; Salby and Callaghan 2004). 기후에미치는태양의영향에대한이들의최근조사에서, Gray et al.(2005) 는동서방향으로평균된성층권온도, 오존, 순환에대한앞선 11년주기신호가통계적인신뢰가증가와함께업데이트된관측적인분석이확인되었다고알렸다. 태양주기극대기에 2% 에서 3% 의전 190
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 지구전체오존의태양주기에의해유도된증가가약 50km 에 1 정도의고도에따른증가로온도에반응하면서존재한다. 그러나그진폭과이러한변화들에대한고도와지리학적인패턴이대략적으로만알려져있고, 강제력에대해쉽게인식할수있는방법으로연결되어있지않다. 예를들어, 태양강제력이행성파전파에영향을주는온도의변화에의해야기되는역학적인기원을가진중요한성층권에서의반응 (Hood, 2003) 을유도하는것처럼보이는데, 이는현재모델에의해제거된다. 태양의활동이왕성할때, 더복잡한태양권의자기배열이지구대기에서의은하계우주선플럭스를감소시킨다. 어떤방법에의해태양에의해유도된은하계우주선의변동은기후에영향을줄수있는지가다양한시나리오들에서제시되었다 (Gray et al., 2005의조사에의하면 ). Carslaw et al.(2002) 은대류권에서우주선의이온화에의해생성된플라즈마가지구의표면에서부터이온층으로확장된전기회로의일부이기때문에, 우주선이뇌우의대전현상에영향을준다고하였다. 구름응결핵의수가바뀌고그리하여미시물리적인구름의성질 ( 물방울수와밀도 ) 이바뀜에의해, 우주선은또한대류권에어러솔의간접적인영향과유사한과정을유도할수있다. 우주선에의해생성되는것과같은이온의존재는여러미시물리적인매커니즘에영향을줌으로써인식되었다 (Harrison and Carslaw, 2003). 에어러솔은또한대기중의클러스터이온에우선하여응집된다. 기체상의황산농도가낮은경우에는, 이온이유도한핵화는황산과물의 2 성분핵화에우선할수있다. 게다가, 구름주위에난류지역의증가된이온의핵화반응률과증가된소멸반응률이비슷하게보인다. 복잡하게상호작용하는긴과정의연쇄를통해이온으로야기된특정한변경의영향을추적하는데에어려움이있기때문에, 에어러솔과구름형성에은하계우주선에의해유도된변화의양적인추정은아직이루지못하고있다. 많은실험적인제휴들이전지구평균된하층의운량과우주선플럭스사이에서알려져왔다 ( 예를들면, Marsh and Svensmark, 2000a, b). 태양에의해조절된우주선플럭스로부터대기의이온화가바뀌는것이원인으로전제되어, 1984 년에서 1990년사이기간에운량변화와태양주기와의실험적인연관은논쟁거리로남아있다. 태양활동과함께단계적과반단계적인십년간신호그자체의실재에대한불확실성과상, 중, 하층의구름에대해분리된의존성때문이다. 특히, 우주선의시계열은증명되지않은추세제거없이 1991년이후의전지구총운량이나또는 1994년이후의전지구하층의운량 (Kristjánsson and Kristiansen, 2000; Sun and Bradley, 2002) 에대응되지않는다 (Usoskin et al., 2004). 더욱이, 오직적외선 ( 가시광이아닌 ) 감지에기초하였을때하층의운량과의상관성이중요하다. 그리고선박의종관보고로부터운량의수십년의시계열 (1952년부터 1997년 ) 에는우주선플럭스와의관계가나타나지않는다. 그러나작지만통계적으로는중요한양의상관성이 1951년부터 2000년까지의기간동안에 UK 위의구름과은하계우주선플럭스사이에있다 (Harrison and Stephenson, 2006). 이에반하여, USA 위의 1900년부터 1987년까지의운량아노말리는은하계우주선플럭스와반대위상인 11년에신호를가진다 (Udelhofen and Cess, 2001). 메커니즘의확실하지않기때문에, 태양변화와운량의분명한관계는태양권에서의태양활동 (Usoskin et al., 2004) 과태양에의해유도된오존의변화 (Udelhofen and Cess, 2001) 에의해조절된우주선플럭스의변화뿐만아니라, 총태양복사조도의변화 (Kristjánsson et al., 2002) 와엘니뇨 남방진동에의한내부변화 (Kernthaler et al., 1999) 에의해직접적으로변경된해수면온도로부터도그결과로해석되고있다. 실제로, 서로다른직접물리과정과간접물리과정 (9.2절에서설명한것과같은 ) 은동시에작용할수있다. 태양복사조도의증가로인한직접적인 RF는 TAR에비해감소하였다. 가장좋은추정값은 +0.12Wm 2 이다 (90% 신뢰구간 : +0.06에서 +0.30Wm 2 ). 직접적인태양복사조도의변화에발달이있어온반면, 커다란불확실성이남아있다. 과학적인이해의수준이직접적인복사조도변화에의한태양강제력에대해 TAR에비해낮게올려졌다. 그러나우주선의영향에대해서는아주낮았다 (2.9절, 표 2.11). 2.7.2 폭발하는화산활동 2.7.2.1 화산에어러솔의복사효과화산의황산염에어러솔은폭발적인화산분출에의해성층권으로배출되는황성분가스의산화의결과로형성된다. 기체에서입자전환과정은대략 35일정도의시간을갖는다 (Bluth et al., 1992; Read et al., 1993). 질량에대한황산염에어러솔의침전에대한시간은보통약 12개월에서 14개월정도이다 (Lambert et al., 1993; Baran and Foot, 1994; Barnes and Hoffman, 1997; Bluth et al., 1997). 또한분출되는동안직접적으로배출되는것은재입자이다. 이것들은보통중력에의해서 3개월정도혹은이내로꽤빠르게성층권밖으로침전되는 2μm보다큰입자들이다. 그러나분출의즉각적인영향에대해복사섭동의역할을할수있다. 기후변화시뮬레이션과결합된성층권에어러솔데이터는황산염이대부분인경향이있다 (Sato et al., 1993; Stenchikov et al., 1998; Ramachandran et al., 2000; Hansen et al., 2002; 191
기후변화 2007 - 과학적근거 - Tett et al., 2002; Ammann et al., 2003). 두번째평가보고서 (SAR) 와세번째평가보고서에쓰였듯이, 폭발적인화산의경우는일시적이지만, 에어러솔의미시물리적인특징 ( 예를들어, 크기분포 ) 에대해민감한단파와장파의효과로, 그것의결과인성층권에어러솔은지구의복사에너지균형에즉각적으로일시적인섭동을가져온다. 장기간지표에위치하거나풍선을띄우는기기관측은화산에어러솔의광학적인효과와미시물리적인전개에대한이해를갖도록해왔다 (Deshler et al., 2003; Hofmann et al., 2003). 위성시대이전의스팩트럼소멸측정에서부터중요한지표에서의에어러솔특성관측은 Stothers(2001a, b) 에의해분석되어왔으나, 전지구에대한것은아니었다. 지난 25년에걸친성층권에어러솔에대한전지구관측은많은위성플랫폼덕에가능해졌다. 예를들어, TOMS와 TOVS는화산분출로부터 SO 2 를추정하는데이용되었다 (Krueger et al., 2000; Prata et al., 2003). The Stratospheric Aerosol and Gas Experiment(SAGE) 와 Stratospheric Aerosol Measurement (SAM) 프로젝트 ( 예를들어, McCormick, 1987) 는 20년에걸친긴기록에해당하는연직으로분석된성층권에어러솔스팩트럼소멸데이터를제공해왔다. 이데이터세트는 1982 년의 El Chichón의분출당시 (1991년 Mt. Pinatubo이후로 20 세기에두번째로중요한분출 ) 와에어러솔구름이짙을때중요한차이를가진다이러한차이는라이다측정과필드캠페인 ( 예를들어, Antuña et al., 2003; Thomason and Peter, 2006) 에의해부분적으로좁혀졌다. 대기에의해극지방으로수송되는화산에어러솔은빙상에보존되어, 수천년에대한지구의화산활동의역사를기록하게된다 (Bigler et al., 2002; Palmer et al., 2002; Mosley Thompson et al., 2003). 그러나, 빙하기록들로부터얻어지는대기의에어러솔의위도에대한분포에대한불분명한지식으로인한불확실성으로어려움이있으며, 이는하나의빙하코어에서하나의분풀에대한신호에영향을끼치는축적되는잡음과같은것으로, 에어러솔의미시물리적인성질에대해좋지못한강제가있다. 믿을만하고정확한관측으로가장문서화가잘된폭발적인화산의사건은 1991년 Pinatubo 화산의분출이다. 이분출로인해에어러솔의성장과붕괴는폭발적인화산으로인한 RF를모델링하는데기초로제공된다. Pinatubo 화산이후로는폭발적이거나기후적으로중요한화산활동이없었다. Ramaswamy et al.(2001) 에서지적했듯이, 성층권에어러솔농도는지금 1980년경시작된전지구에대한적용과위성시대이후로가장낮은농도를보이고있다. 원추형광학적그리고물리적인측정과함께, 몇개의파장에서고도에 따른성층권의광학적인관측은화산활동의영향으로형성된성층권에어러솔크기분포의시간에따른전지구장을만드는데사용되어왔다. 태양이나장파스펙트럼으로계산된파장에따른성층권에어러솔단일 산란의특징은복사 ( 단파와장파 ) 섭동을결과로생각한기후모델에배치되었다. 가능한위성과지표에서의관측을이용하여 Hansen et al.(2002) 은 1850년에서 1999년기간에대한화산에어러솔데이터세트를만들었다. 이것은가시광영역파장과기둥으로평균된유효반지름에대해연직으로분석된에어러솔광학두께의동서방향으로의평균을산출해왔다. Stenchikov et al.(2006) 은 Hansen et al.(2002) 와비교하여유효반지름을수정하기위해 UARS 관측을이용해서이데이터세트에약간의변화를주었다. 그래서고도에따른변화를계산하였다. Ammann et al.(2003) 은 Krakatau 분출을포함하지않은 1980년부터의기간에대한전체에어러솔광학두께의데이터세트를구축하였다. 이데이터세트는대기의수송의단순화된매개변수화하여사용하고광학성질을계산하는데고정된에어러솔유효반지름 (0.42μm) 을사용하여전지구적으로분포된대기의로딩을실험적으로추정하는데바탕이된다. 위의데이터세트는 20세기기후적분을수행해온모든모델들에가상적으로제공된화산에어러솔에대한기초를제공하였다 (Stenchikov et al., 2006). Sato et al.(1993) 과비교했을때, Ammann et al.(2006) 의추정값은광학두께를 20세기의두번째부분에대해서는 20에서 30% 까지, 19세기말엽과 20세기의시작의분출에대해서는예를들어, 1902년의 Santa Maria 분출과같이경우에대해서는 50% 까지, 더큰값으로산출되었다 ( 그림 2.18). Sato et al.(1993) 의데이터를이용하여계산된전지구평균 RF는강한 ( 배출된 SO 2 에대한비율로생각할때 ) 1860년과 1991년의 Krakatau와 Mt.Pinatubo에대해약 3Wm 2 의복사섭동의피크를나타낸다. 이값은상대적으로강도가덜했던 El Chichón이나 Agung 분출에대해서는약 2Wm 2 정도로감소되었다 (Hansen et al., 2002). 위의주장에서예상되듯이, Ammann의 RF는 Sato의 RF보다대략 20에서 30% 정도더크다. 모든에어러솔에대한특징이다잘정량화된것이아니며, 데이터세트를확장시키고개선하는것이중요한연구분야로남아있다. 이것은에어러솔의크기분포에대해개선된추정을하고 (Bingen et al., 2004), SAGE와 UARS 데이터를이용하여에어러솔의광학적특성을계산하는새로운접근과 (Bauman et al., 2003) 다른위성들과그들을조합하여차이를줄이기위한데이터의상호비교 (Randall et al., 20010) 를포함하는것이다. 에어러솔의특성이 Pinatubo 화산과 El 192
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 Chichón이나 Agung 분출에대해서어느정도는더강제한반면에광학두께나크기성장에대해관측적인강제가거의없는훨씬과거의폭발적인화산활동으로부터의에어러솔에대한신뢰는떨어졌다. 주요분출로부터배출된화산에어러솔로인한복사효과는반사된태양복사의전지구적인아노말리에대해서뚜렷하다. 이변수는실제로관측에반하여테스트될수있는복사효과에대해좋은추정을할수있다. 그러나 RF와는달리, 이변수는피드백으로인한효과 ( 예를들어, 구름분포의변화 ) 를포함하기때문에, 기후반응에대해실제로더신호가된다. Pinatubo 화산의분출경우에, 전지구가시영역의광학두그림 2.18. 1860년과 2000년에발생한화산폭발후형성된성충권황산염에에어러솔의가시 ( 파장 0.55μm) 광학두께추정치. 결과는최근기후모델통합에사용된 2개의다른자료세트에께의피크는약 0.15였는데, 시뮬레서결과과제시되었다. Ammann et al.(2003) 자료는 1890년에시작된다. 이션은약 3Wm 2 보다위인큰음의섭동을보였다 (Ramachandran et al., 서로상호작용하여이러한모드를촉발시키거나증폭시키거 2000; Hansen et al, 2002)(9.2절참조 ). 이반사된태양복사나이동시킬수있다 (9.2절참조 ; Yang and Schlesinger, 의모델에의한추정값은 ERBS 관측과함께합리적으로 2001; Stenchikov et al., 2004). 넷째로, 화산에어러솔은전비교할수있다 (Minnis et al., 1993). 그러나, ERBS 관측은지구성층권오존분포에영향을주고 (Chipperfield et al., 상대적으로짧은기간이고, 모델과관측의비교는시뮬레이 2003), 분출이따르는중요한기간에대해다른미량기체들션과측정에서의다른구름효과에영향을받게될수도있을섭동시키는비균질화학를위한표면을제공한다. 위의다. 기록하기흥미롭게도 (Stenchikov et al., 2006), Pinatubo 각메커니즘은각자의공간적이고일시적인반응패턴을가화산의경우는 Sato et al.(1993) 의데이터를이용한 Gaddard 진다. 게다가, 메커니즘들이기후시스템의배경상태와다 Institute for Space Studies(GISS) 모델이더큰 (Ammann et 른강제력들에좌우될수있고 ( 예를들어, 잘혼합된기체들 al., 2003) 광학두께의추정값을사용한 National Center for 에의한, Meehl et al., 2004) 또는서로상호작용할수있다. Atmospheric Research(NCAR) 의모델보다더훨씬태양반화산의영향에의해강제된복사 역학적인반응의복잡함사값을산출하였다. 은모델내에서상호적으로에어러솔의복사효과를계산하 2.7.2.2 화산에어러솔에의해강제된열적, 역학적, 화학적는것이그들을규정하는것보다더중요함을나타낸다인섭동 (Andronova et al., 1999; Broccoli et al., 2003). 적용된화산에어러솔의매개변수의차이에도불구하고, 에어러솔의복네가지다른메커니즘들이화산에어러솔의 RF에반응하사효과를상호적으로계산하는모델들은열대와전지구에는기후에대하여제시했다. 첫째로, 이러한강제력들은직서로분명하게일치되고관측되고일치되는평균적인성층접적으로지구의복사균형에영향을주어표면온도를바권하부의온난화를추산하였다 (Ramachandran et al., 2000; 꿀수있다. 둘째로, 이것들은수평으로나연직으로가열의 Hansen et al., 2002; Yang and Schlesinger 2002; Stenchikov 경도를가져오는데, 이러한것들이성층권순환을바꿀수 et al., 2004; Ramaswamy et al., 2006b). 그러나극의성층권있으며, 차례로대류권에도영향을줄수있다. 셋째로, 강과대류권에서의중요한반응의점위가있다. 성층권하부의제력들이내부기후시스템의변화 ( 예를들어, 엘니뇨 남방전지구평균온난화는주로장파스펙트럼의에어러솔효진동, 북대서양진동, 준 2년주기진동 ) 와역학적인잡음과과에의한것이고대조적으로, TOA에서의플럭스변화는 193
기후변화 2007 - 과학적근거 - 본질적으로태양스펙트럼의에어러솔효과에의해일어난다. 열적, 수문학적균형에서화산에어러솔의순복사효과는 ( 예를들어, 지표온도와수분 ) 최근의연구에의해강조되었다 (Free and Angell, 2002; Jones et al., 2003; 6장참조 ; 20세기분출에대한시뮬레이션된반응과모델 관측의비교의중요함을위해 9장참조 ). 거의광학두께의섭동과뒤이어열대성층권하부의온난화와연결된메커니즘은대류권계면을통과하는수증기플럭스의잠재적인변화이다 (Joshi and Shine, 2003; 2.3.7절참조.). 전지구복사가열의분포를이끄는화산에어러솔의아노말리는대기순환에중요한변화를이끌수있는데, 예를들면, 적도 극가열기울기를섭동하고 (Stenchikov et al., 2002; Ramaswamy et al., 2006a; 9.2절참조 ), 유라시아와북미에걸쳐중위도와고위도의 counteractive boreal 겨울온난화를차례로야기하는북극진동의양의위상을강제한다 (Perlwitz and Graf, 2001; Stenchikov et al., 2002, 2004, 2006; Shindell et al., 2003b,2004; Perlwitz and Harnik, 2003; Rind et al., 2005; Miller et al., 2006). 성층권의에어러솔은성층권의화학과정과수송과정에영향을주고오존의감소를가져온다 (Brasseur and Granier, 1992; Tie et al., 1994; Solomon et al., 1996; Chipperfield et al., 2003). Stenchikov et al.(2002) 는오존의감소와북극진동반응이연결되어있음을주장하였다. 이것은본질적으로성층권화학을통해화산에어러솔에의해유도된 2차복사메커니즘이다. 화산의효과로시작된강한극소용돌이와연관된북극지역이성층권냉각은극성층권구름의형성가능성을증가시킬수있어서성층권오존의비균질화학적인파괴, 특히북반구에서의비율이강화된다 (Tabazadeh et al., 2002). 위의연구는화산의분출이활성화되고강화된인간에의한할로겐로딩의조건하에서성층권의오존층에대한영향을지적한다. 미시물리-화학-기후의상호모델들은 (Rozanov et al., 2002, 2004; Shindell et al., 2003b, Timmreck et al., 2003; Dameris et al., 2005) 에어러솔에의한성층권의가열이화산에어러솔구름의분산에영향을주고그래서공간적인 RF에영향을준다고지적한다. 그러나모델의단순화된에어러솔의미시물리처리는바이어스를일으킨다 ; 나아가, 그것들은대개대류권계면위치에서의혼합과성층권에서의남북방향의수송의강도를과대평가한다 (Douglass et al., 2003; Schoeberl et al., 2003). 현재의기후연구를위해. 에어러솔의관측으로믿을수있도록강제된더단순화된접근을이용하는것이실용적이다. 그것의일시적인본성때문에, 다른 agent와는다르게, 화산의 RF에대한최선의추정값을제시하는것은불가능하 다. 최선의추정값이나과학적인이해의수준이 TAR에제시되지는않았다. 폭발적이었던 1991년의 Pinatubo 화산분출처럼문서화가잘된경우에대해서는좋은과학적이해가이루어져있지만, 이전의일시적이고, 폭발적인사건과연관된 RF에대한제한된지식은과학적인이해의수준이낮음을알려준다 (2.9절, 표 2.11). 2.8 복사강제력의유용성 TAR를비롯한다른보고서에따르면복사강제력은일차적으로여러기후변화를일으키는기작들의상대적인기후효과를추정하는데에있어서상당히유용한도구라는데에는이견이없다 (Ramaswamy et al., 2001; Jacob et al., 2005). 복사강제력은여러강제력의전지구평균지표온도변화에대한상대적인기여도를추정하는데에있어서특히유용하다. 그러나복사강제력은기후변화의다른측면들또는배출량의역할들을측정하는데에있어서는적합하지않다 (2.2절, 2.10절참조 ). 이전의기후모델연구에의하면여러기작들에의한기후민감도변수는대체적으로일정하다고 ( 약 25% 내의변화로 ) 밝혀졌다 (Ramaswamy et al., 2001; Chipperfield et al., 2003). 하지만이러한일정한기후민감도변수도여전히특정고도에서의오존의변화나빛을흡수하는에어러솔의변화등과같은몇몇기작들에는잘적용되지않는다. 기후모델연구에따르면기후반응, 특히평형상태의기후민감도는 25% 이상변화하기때문에 (9.6절참조 ), Ramaswamy et al.(2001) 과 Jacob et al.(2005) 등은복사강제력은기부변화를일으키는여러기작들에의한영향을, 특히 LLGHG에의한, 정량적으로평가하는가장간단하고도직접적인측정치라고결론지었다. 이절에서는 TAR 이후에복사강제력과기후반응의상관관계를고찰했던여러연구들을다루기로한다. 이러한연구들은순전히기후모델결과들에기반한것임을밝혀둔다. 2.8.1 강제력의연직분포와지표에너지평형변화강제력매개체의수직적인변화는효율뿐만아니라기후반응의여러측면에서도특히지역적인그리고수직적인온도변화의양상과물순환의변화를산정함에있어서중요하다. 예를들어, 빛을흡수하는에어러솔의경우지표강제력이기후반응을, 특히물순환과연관되어서, 추정하는데에있어서분명히복사강제력에비해서유용한측정치이다 (Ramanathan et al., 2001a; Menon et al., 2002b). 장단파복 194
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 사와더불어직열과잠열에의한열수송이지표에너지수지의변화에연관되어있다. 그러므로대류권계면에서계산되는복사강제력과상당히다를수있다그리고지표와대류권의기후시스템의변화를야기하는에너지평형변화를제대로표현하기에는무리가있다. 지표강제력이복사강제력에비해여러기작들에의한복합적인요과를포함하고있는바로복사강제력과지표강제력의직접적인비교는지양되어야하며지표강제력은기후반응을평가하는것으로서고려되어져야한다 ( 예, Manabe and Wetherald, 1967; Ramanathan, 1981). 그러므로지표강제력은기후반응을이해하기위한중요하고도유용한진단도구로서제시되어야한다 (2.9.4, 2.9.5절참조 ) 2.8.2 복사강제력의수평적패턴각각의복사강제력인자들은개개의독특한수평적패턴을가진다 (Ramaswamy et al., 2001, 그림 6.7 참조 ). 여러인자들의효과를결합할때단지전지구평균복사강제력만을고려해서는안된다. 예를들면, 전지구평균복사강제력이제로라고하더라도상당한지역적복사강제력이존재할수있고이것들이전지구평균온도변화에영향을끼칠수있다 (2.8.5절참조 ). 복사강제력의수평패턴은또한기후반응의패턴에영향을끼친다. 하지만일차적으로아주다른복사강제력의수평적패턴이비슷한지표온도의변동의패턴을야기하기도한다. 그리고복사강제력이가장큰지역에서가장큰온도변화가일어나지는않는다 (Boer and Yu, 2003b). 다른변화양상의인지는특히특정한기작들에의한과거기후변화를설명하거나또한미래기후변화에의한지역적인변화현상을예측하는데중요하다. 이장에서는복사강제력을이용하여평형상태에서의전지구평균온도변화에영향을끼치는여러기작들의순위를나타내는데사용한다. 그리고이러한강제력 변동의관계측면에서만다룰것이며복사강제력의패턴은 2.9.5절에서다룬다. 2.8.3 복사강제력을계산하는다른방법들복사강제력은점점더아주복잡한계산들을포함하고있는전지구순환모델에서도출되어진다 (Stuber et al., 2001b; Tett et al., 2002; Gregory et al., 2004). 이장에서는대류권에서의구름변화같은몇몇반응을포함하는여러가지기작에대에서논의한다. 이러한기작들은처음에는그자체가복사전달에관여하지않으나차츰대기상한에서측정될수있을정도의지표 대류권시스템내의복사변화를일으키게될것이다. Jacob et al.(2005) 은이러한기작들을비복사강제 력이라칭한다 (2.2절참조 ). 성층권의적응후에정의되는표준복사강제력에반하여위의기작들을포괄할수있는대안들이제안되어졌다. TAR 이후에몇몇연구들은지구표면온도변화가변하지않는상태의복사강제력을측정하기위해 GCM을이용하였다 ( 그림 2.2, 2.2절참조 ). 이러한연구들은여러가지다른방법들을사용하였다. Shine et al.(2003) 은전지구의육지와바다의표면온도를고정한후에복사에너지의불균형을계산하였다. 이러한방법은상대적으로간단한지표모사를가지고있는 GCM에서만가능하다. Hansen et al.(2005) 은바다표면온도를고정한후육지표면이어떻게반응하는지를고려하는복사불균형의여분의항들을추가하면서복사강제력을계산하였다. Sokolov(2006) 은지구표면온도변화가없는복사강제력을단지지표로만그리고대기로만의기후반응구성요소들을슬랩 모델에서따로따로계산하면서그리고성층권이적응된후의단지대기반응요소들만의복사강제력을변화시키면서진단하였다. Gregory et al.(2001; Hansen et al., 2005; Forster and Taylor, 2006 참조 ) 은지구표면온도변화가없는복사강제력을구하기위해서전지구적으로평균된온도변화를세로좌표로하는회귀분석방법을사용하였다. 이런방법은아주큰불확실성을가진다. Shine et al.(2003), Hansen et al. (2005) 와 Sokolov(2006) 모두지표온도가고정된복사강제력이성층권이적응한후의복사강제력보다평형상태의전지구평균지표온도변화의변화를훨씬더잘예상할수있는지표라는사실을발견했다. 나아가서이것은기존의성층권적응후복사강제력이지표온도반응의변화를예견하는데실패했던흡수하는에어러솔에의한변화를진단하는데훨씬유용하다 (2.8.5.5절참조 ). 지표온도변화가없는상태의복사강제력과성층권적응후복사강제력의차이점은구름반사효과에의한복사강제력외의반직접효과와구름-에어러솔의상호작용효과에기인한다. 특별한몇몇에어러솔의변화외에는대부분의기작들에서위의두복사강제력의차이는대체로작다 (Shine et al., 2003; Hansen et al., 2005; Sokolov, 2006). 이러한계산들은또한성층권적응후복사강제력계산을위해필요한대류권계면을어떻게정의해야하는가에대한문제를없애준다 (Shine et al., 2003; Hansen et al., 2005). 그러나성층권적응후의복사강제력은구름변화같은 GCM반응의상대적으로불확실한구성요인들에좌우되지않는다는장점을가진다. LLGHGs의경우성층권이적응후의복사강제력은자세한복사코드에서쉽게계산되어질수있다는장점이또한있다. 이러한이유로이장에서는성층권이적응후복사강제력인비교하는기준치로여전히그위치를유지한다 (2.2절참조 ). 그러나우선적으로모든방 195
기후변화 2007 - 과학적근거 - 법은서로비교할만한결과를내야하며기후반응을이해하기위해서유용해야한다. 2.8.4 강제력과반응관계의선형성여러연구들의발견을보고하면서 TAR는개개의복사강제력에대한반응들이전지구평균반응을판단함에있어선형적으로더해질수있다는결론을내렸다하지만지역적인반응은반드시그렇지는않다 (Ramaswamy et al., 2001). 그이후에몇몇평형상태또는시간에따라변하는 GCMs 결과들은온난화기체와황산염에어러솔의변화에대한어떤비선형성도발견하지는못했다 (Boer and Yu, 2003b; Gillett et al., 2004; Matthews et al., 2004; Meehl et al., 2004). 이런연구들중에두개의연구는여러가지강제력요인들의실제적인변화를검증했으며다른비선형적인반응의증거들은발견하지못했다 (Meehl et al., 2004; Matthews et al., 2004). 모든 4가지의연구에서심지어지역적인변화도대체적으로선형적으로합산될수있었다. 그러나 Meehl et al.(2004) 은강수변화나모든지역적인온도변화는선형적으로합산될수없음을발견했다. 이러한선형적인관계는전지구평균온도에서도구름반사복사강제력이상의에어러솔 구름상관성을 GCMs에포함하는경우깨어질수있다 (Feichter et al., 2004; Rotstayn and Penner, 2001; Lohmann and Feichter, 2005 참조 ). 이러한효과들을포함한연구들은모델에서추가적인복사불균형을만들어내면서구름을변형시킨다. Rotstayn and Penner(2001) 는이러한에어러솔 구름효과들이추가적인강제력항으로고려되어진다면선형성에대한추정은바뀌어질수있다는사실은발견했다 (2.8.3 and 2.8.5절참조 ). 대기상한에서의정적안정도의변화가기후피드백에영향을끼칠수있는큰음의복사강제력의경우비선형성이존재할수있다 ( 예, Hansen et al., 2005). 이장에서언급된구름과에어러솔의상호작용효과를제거한실제적인복사강제력의크기와범위를고려하면전지구평균복사강제력과전지구평균지표온도변화에대한선형적인관계는크게신뢰할수있다. 2.8.5 복사강제력의효율효율 (E) 는주어진강제력인자에대한기후민감도변수 (λ i) 대이산화탄소변화에대한기후민감도변수의비로정의된다, 즉, Ei = λi/λco 2(Joshi et al., 2003; Hansen and Nazarenko, 2004). 그래서효율은유효복사강제력을 (=Ei RFi) 정의하는데사용될수있다 (Joshi et al., 2003; Hansen et al., 2005). 유효복사강제력의경우기후민감도변수가기 작에독립적이다그래서강제력비교가평형상태의전지구지표온도변화를비교하는것과동등하다. 즉 ΔTs = λco 2 Ei RFi. 연구들에따르면각강제력동인의효율값이기후변화민감도값보다모델의의존도가적음을보인다 (Joshi et al., 2003). 유효복사강제력은복사강제력만을사용할때보다한발더나아가서지표온도변화를제대로추정할수있게끔해주었다 (Sausen and Schumann, 2000; Hansen et al., 2005; Lohmann and Feichter, 2005). 효율이 1에가까운지표온도변화없는복사강제력의채택역시비슷한목적을이루는하나의방법이될지도모른다 (2.8.3절참조 ). 이절에서는이장에서채택된복사강제력의정의인성층권적응후복사강제력과연관된효율을검증한다 (2.2절참조 ). 그러므로구름반사복사강제력을넘는구름 에어러솔의상호작용효과가효율항에포함된다. 이절에서제시되는결과들은그림 2.19의각주에인용된모든연구들에서나온것이며효율결과에대한종합을제시한다. 공간이제한되어있기때문에모든연구들이구체적으로본문에서논의되지는않는다. 2.8.5.1 일반적인이해 TAR 이후에몇개의 GCM 연구에서효율을계산하였으면어떻게왜효율이기작에따라서변하는지에대한이해가서서히시작되고있다. 초기기후상태와복사강제력의부호나크기는덜중요하지만여전히효율에영향을끼칠수있다 (Boer and Yu, 2003a; Joshi et al., 2003; Hansen et al., 2005). 이러한연구들은강제력기작에따른효율변동을설명하기에용이한유용한개념적모델을개발했다. 효율을주로강제력의공간적인구조와다양한피드백기작에투영되는방법에달려있다 (Boer and Yu, 2003b). 그러므로강제력과반응의관계에서복사강제력이나비선형성의다른패턴은효율에영향을준다 (Boer and Yu, 2003b; Joshi et al., 2003; Hansen et al., 2005; Stuber et al., 2005; Sokolov, 2006). 그림 2.19에보이는많은연구들이강제력의지형적인그리고연직적인분포가효율에가장중요한영향을끼침을보인다 ( 특히 Boer and Yu, 2003b; Joshi et al., 2003; Stuber et al., 2005; Sokolov, 2006 참조 ). 관련된대부분의연구에서고위도의강제력이적도지방의강제력보다높은효율을가지고있음을나타낸다. 효율또한적용된강제력의연직적인분포에따라서변화한다 (Hansen et al., 1997; Christiansen, 1999; Joshi et al., 2003; Cook and highwood, 2004; Roberts and Jones, 2004; Forster and Joshi, 2005; Stuber et al., 2005; Sokolov, 2006). 상부대류권에주로영향을끼치는복사강제력은종종지표에영향을끼치는것들보다효율이떨어지는것으로알려져있다. 그러나이것은 196
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 2.8.5.3 태양복사 그림 2.19. RF 매개체의실제변화에대한다양한 GCM 모델에의해계산된효력. 문자는효력값에위치하고, 문헌연구에서얻어졌다 (2.8.5 절참조 ). 개개 RF 범주에서모델당하나의값만취해졌다. 구름 - 알베도효력은 2 가지방법으로평가된다. 보통글자는구름체류시간을포함한것이고, 별이붙은것은배제한것이다. 포함된연구는다음과같다. a) Hansen et al.(2005); b) Wang et al. (1991); c) Wang et al.(1992); d) Govindasamy et al.(2001b); e) Lohmann and Feichter (2005); f) Forster et al.(2000); g) Joshi et al.(2003; see also Stuber et al., 2001a); h) Gregory et al. (2004); j) Sokolov (2006); k) Cook and Highwood (2004); m) Mickley et al.(2004); n) Rotstayn and Penner (2001); o) Roberts and Jones(2004) and p) Williams et al.(2001a). CO 2 에비해태양복사의변화는고위도에서작은복사강제력을가지며대부분이지표에영향을끼친다. 적어도몇몇의모델에서는태양복사에의한효율을 1.0에근접하게만드는이러한두가지효과의부분적인상호보완이존재한다. 양의태양복사강제력을갖는모든모델에서의효율은 1.0 이거나그보다작다. 한연구에따르면다른모델들보다작은효율을제시한다 (0.63: Gregory et al., 2004). 그러나기후민감도를계산하는방법이큰불확실성을가진다 (2.8.4 절참조 ). 이러한연구들은모든태양복사의변화의영향중에서태양복사의직접복사강제력만을검증했다. 다른간접적인태양복사의효과들은위의효율계산에서포함되지않았다 (2.7.1.3절참조 ). 대체로직접태양복사의효율은 0.7에서 1.0 범위내에있다는결과에는중간정도의신뢰도가존재한다. 기후피드백 ( 구름이나수증기같은 ) 이대류권의안정도에좌우될것이고이로인해상부대류권의온도변화의방향에좌우됨으로동일하게일어나지는않는다 (Govindasamy et al., 2001b; Joshi et al., 2003; Sokolov, 2006). 2.8.5.2 긴수명의온난화가스모든 LLGHG 가스들의변화에대한효율을조사했던몇몇의모델연구에의하면일반적으로효율은 1.0 보다약간큰것으로나타난다 ( 그림 2.19). 게다가 NCAR Community Climate Model(CCM3) GCM(Covindasamy et al., 2001b) 의가장최근결과는 1.2 보다약간큰효율을나타낸다. 이러한결과는같은모델의이전버전의결과로부터변화된것이지만아직그이유는명확하지는않다. 개개의 LLGHG 효율은둘내지는세개의모델에서조사되어졌다. 두개의 GCM연구는가각의구성원에대해높은효율을제시한다 (Hansen et al., 2005에서 CFCs의경우약 30% 이상 ). 이와는반대로다른 GCM은 1보다약간작은 CFCs(Forster and Joshi, 2005) 와 CH 4(Berntsen et al., 2005) 의효율을보인다. 대체적으로모든 LLGHG변화에대한관측된변화가가지는효율이 1.0에 (10% 내의오차로 ) 근접하다는결과에대해서는중간정도의신뢰가존재하지만개개의종에대한효율을정하기에는아직연구들이충분히이루워지지는않았다. 2.8.5.4 오존성층권오존에의한효율은보통은인위적인오존증가로부터계산되어져왔다. 세가지다른모델실험에의하면 (Stuber et al., 2001a; Joshi et al., 2003; Stuber et al., 2005) 그같은변화에는좀더큰효율을가짐을보였다. 이같은결과는성층권의수증기에의한양의피드백을일으키는적도대류권계면의온도변화에기인한다. 그러나이러한기작은모다적은효율을계산하는 GISS모델의두버전에서는작동하지않았을지도모른다. 단지한연구만이실제에가까운성층권오존변화를이용하였다 ( 그림 2.19 참조 ) 그러므로아직여기에대한지식은불충분하다. 이상화된연구들에의한결론은다음과같다 (1) 효율은 0.5에서 2.0 이며중간정도의신뢰도가존재하며 (2) 어떻게그리고왜효율이 1.0보다클수있는지에대한물리적이해는정착되었지만아직부족한상태이다. 대류권에서실제로변화된오존에대한효율이 0.6에서 1.1 정도의범위라는결과에는중간정도의신뢰도가존재한다. 2.8.5.5 산란에어러솔이상적인전지구적섭동에서산란에어러솔의직접효과에대한효율은태양상수의변화에의한그것과매우비슷하다 197
기후변화 2007 - 과학적근거 - (Cook and Highwood, 2004). 오존의경우, 산란에어러솔의실제적인섭동이고위도에서보다큰변화를보인다그럼으로태양복사변화보다더큰효율을가진다 (Hansen et al., 2005). 모델결과의수가제한적임에도불구하고효율은다른태양복사효과들과비슷할것이다. 그러므로산란에어러솔의효율이 0.7에서 1.1의범위를갖는다는결과에는중간정도의신뢰가존재한다. 산란에어러솔에의한효율은대류권이나성층권에서비슷할것으로생각된다. 이장에서사용된복사강제력의구성으로구름반사복사강제력의효율은구름의수명효과를고려한다 (2.8.3 절 ). 두개의연구만이이러한방법으로효율을계산할만큼충분한정보를포함하고있었다. 두연구에서공통적으로효율은 1.0 보다큼을보였다. 그러나구름수명효과를정량화함에있어서의불확실성이효율을상당히불확실하게만든다. 만약구름수명효과가효율항에서제외된다면구름반사효율은직접효과의효율과상당이비슷할것으로보인다 ( 그림 2.19 참조 ). 2.8.5.6 흡수에어러솔흡수에어러솔의경우간단한개념의선형적강제력 반응의관계와효율이점점파괴될수있다 (Hansen et al., 1997; Cook and Highwood, 2004; Feichter et al., 2004; Roberts and Jones, 2004; Hansen et al., 2005; Penner et al., 2007). 특정한범위의단일산란알베도값을갖는에어러솔의경우는음의복사강제력을갖지만전지구적평균에서온난화를초래한다. 즉효율이음일수있기때문이다. 지표반사도와구름에비해상대적인에어러솔층의고도또한이러한관계에영향을끼친다 (7.5절; Penner et al., 2003; Cook and Highwood, 2004; Feichter et al., 2004; Johnson et al., 2004; Roberts and Jones, 2004; Hansen et al., 2005). 대기혼합층에서검댕에어러솔을증가시킨연구에의하면효율이 1.0 보다훨씬큼을보인다 (Cook and Highwood, 2004; Roberts and Jones, 2004; Hansen et al., 2005). 이런연구들은또한검댕에어러솔이혼합층보다위에서변할때효율이 1.0보다훨씬작음을발견한다. 이러한효율의변화는적어도흡수하는에어러솔에의해대기의배경온도연직프로파일과대류권구름의변화를일으키는 semi direct 효과에부분적으로기인한다 (7.5절참조 ). 다른가능한기작은검댕에어러솔에의한눈의반사도의변화이다 (Hansen and Nazarenko, 2004; Hansen et al., 2005); 그러나이보고서에서는이효과를기후반응의범주가아니라독립적인복사강제력으로분류한다 (2.5.4절, 2.8.5.7절참조 ). 대부분의 GCMs 은어느정도의반직접효과를모델내에서가지고있지만 (Cook and Highwood, 2004) 그크기는아주불확실하며 (7.5절참조 ) 모델내의구름모수화에좌우된다 (Johnson, 2005). 실제와가까운검댕에어러솔의수평수직적분포를이용한두개의연구에서는전체적으로효율이약 0.7임을보였다 (Hansen et al., 2005; Lohmann and Feichter, 2005). 그러나 Hansen et al.(2005) 은혼합층내의검댕에어러솔은실제보다적게모사했음을인정함과동시에실제와가까운검댕에어러솔의연직분포를이용한다른연구에서는효율이 1.3임을보였다 (Sokolov, 2006). 더구나 Penner et al.(2007) 역시검댕에어러솔의변화를모사하였으며그효율이 biomass로부터인경우 1.0 보다매우크고화석연료로부터인경우 1.0 보다매우적음을보였다 (Hansen et al.(2005) 도바이오맥스와화석연료탄소의경우비슷한효율을보였다 ). 요약하면, BC 효율에대해서는아직까지일치된의견이없으면이는성층권적응후정의된복사강제력의문제점을나타내고있는지도모른다. 2.8.5.7 다른강제력요인다른효과들에대한효율은하나혹은둘정도의모델링그룹에서계산되어졌다. Hansen et al.(2005) 은토지이용에따른반사도변화가가지는복사강제력은대략 1.0 정도의효율을반면에 BC 눈반사도복사강제력은 1.7의효율임을보였다. Ponater et al.(2005) 은비행운의복사강제력이 0.6의효율을가지며이것은 Hansen et al.(2005) 에의한고도가높은구름변화는적은효율을가진다는주장에일치한다. Hansen et al.(2005) 과 Forster and Shine(1999) 의결과는성층권수증기의효율을대략 1 정도임을보인다. 2.8.6 효율과강제력 반응의상관성효율을 TAR 이후에도입된새로운개념이다그리고그것의물리적인이해가정착되어가고있는중이다 (2.8.5절참조 ). 성층권이적응된후의복사강제력을이용할때는에어러솔과성층권오존변화를제외한대부분의실제적인복사강제력기작의효율이 0.75에서 1.25의범위라는데에는중간정도의신뢰가존재한다. 실제적인에어러솔과오존의변화가 0.5에서 2.0정도의효율을갖는다는추정에도중간정도의신뢰가있다. 게다가지표온도변화가없는상태의복사강제력의경우는모든기작이 1.0에상당히근접할가능성이크다. 여기서효율을단지 GCMs에서계산되어지는것이며실제적인기후효율은 2.8.5절에서인용된것과다를수있음을밝힌다. 198
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 2.9 종합 이장은복사강제력의개념에대한논의를종합하면서시작한다. 앞서서평가했었던전지구평균복사강제력의요약을제시하며그리고복사강제력의시간에따른변화와수평적분포에대해서는다룬다. 또한지표강제력진단학에대한간단한종합도제시한다. 기후변화를유발하는것들에대한이해를돕고증진하기위해서여러가지방법으로복사강제력을분석한다. 복사강제력은기작에따라서즉배출량의변화, 또는농도변화그리고관측을이용하거나기후변화동인의다른정보들을통해여러가지방법으로계산될수있다. 지금의복사강제력은과거에서지금까지의배출량의변화에의해결정되어지는강제기작요인들의오늘날의농도에의해좌우된다. 이러한복사강제력들에대한어떤기후반응은이미일어났을것이라여겨진다. 또한복사강제력이평형상태의기후변화를나타내는비교적인측정치임으로그리고현재지구의기후가평형상태가아니기때문에오늘날의복사강제력으로인해미래에추가적인기후변화가일어날것으로기대된다 (2.2절, 10.7절참조 ). 2.2절에서이미언급된대로복사강제력그것만으로는배출량의영향을측정하기에적절한잣대가될수없으며이것때문에강제동인의수명또한고려되어져야할필요가있다 (2.9.4절, 2.10절참조 ). 복사강제력은기후계에서외부적인요인으로간주된다 (2.2절참조 ). 자연적인복사강제력은 ( 태양, 화산 ) 차치하고, 다른복사강제력은주로인간에기인한것으로여겨진다. 수명이긴온난화기체의경우산업혁명이후로그것들의농도변화는순전히인위적인요인때문으로가정된다 ( 인간에의한직접배출이거나토지의사용변화에의한 ); 이런가스들의농도변화가복사강제력을계산하는데사용되어진다. 비슷하게인공위성에서관측된성층권의오존농도변화역시몬트리올의정서에서규제하고있는가스들때문이다. 오존농도의변화경향에는물론기후변화피드백의기여가존재한다 (2.3.4절참조 ). 다른복사강제력의경우인류에의한강제력을계산하기위해인간에의한배출량과인류에의한지표사용의변화가대기화학수송모델또는전지구순환모델과함께사용된다. 2.9.1 복사강제력의불확실성 TAR에서는전지구평균복사강제력값의불확실성을각각의복사강제력값에에러바를추가함으로서추정했다. 또 한출판된값들의범위와물리적인이해도와함께제시했다. 그것들은추정치의신뢰에대한주관적인판단인과학적인이해도 (LOSU) 로인용되어졌다. 과학적인이해도라는개념은 IPCC의네번째보고서의불확실성기준에기인해서약간변형되어졌다. 에러바는 5에서 95%(90%) 신뢰구간을나타낸다 (TS.1 참조 ). 단지 잘정착된 복사강제력값만이표기된다. 여기서 잘정착된 이라는것은복사강제력의중간값과범위를추정함에정성적으로충분한증거와기존의출판된결과들로부터충분한일치가존재함을시사한다. 증거 는 A에서 C단계로나뉘어검증된다. 여기서 A단계는강력한증거를의미하며 C단계는불충분한증거를의미한다. 강력한증거는관측값이복사강제력의기작을증명하며그리고이러한복사강제력을설명할수있는제대로된물리적모델이존재함을의미한다. 일치 는 1에서 3까지의숫자를이용해평가된다. 여기서 1은상당한정도의일치를 3은불충분한일치를의미한다. 이것은여러연구들이얼마나잘복사강제력을정량화함에있어일치하는지그리고특히관측에기반한연구들이모델결과와얼마나잘일치하는지에대해순위를매긴다. 증거 와 일치 점수의곱이 LOSU 의단계를정한다. 이러한단계들은높은, 중간, 중간 아래, 아래, 또는최저가있다. 최저단계들은아직검토되어지지않는다. 인용된복사강제력의 90% 신뢰구간은전문적으로추정된출판된값과범위로부터불확실성값을정량화한다. 대부분의복사강제력의경우많은연구들이지난 TAR에비교해서좀더그샘플의수가넓어지고불확실성을정량화가좀더현실화되게끔출판되어졌다. 특히에어러솔의직적복사강제력과구름반사에어러솔복사강제력의경우가그렇다 (2.4절참조 ). 표 2.11은주된확실성과불확실성을요약하고 90% 신뢰구간추정의근거를나타낸다. 에어러솔항은불확실한반직접구름체류시간에기인한불확실성새로추가할것이다. 이러한복사강제력에대한불확실성은 2.8.5절에서논의된다. 표 2.11은이번장에서논의된대부분의복사강제력에대해서좀더확실한증거들이존재함을나타낸다. 어떤효과들은충분한증거가존재하지않거나또는값들의일치가아직은충분하지않아서정량화되어지지않는다. 주로지표사용, 성층권수증기그리고우주선에관련된특정한기작들이해당한다. 구름수명과반직접효과는그것들이기후반응의일부분일경우일수있기때문에이번분석에서제외된다 (7.5절참조 ). 수명이긴지구온난화기체의복사강제력은높은수준의일치와많은양의증거를가지고있으므로다른효과들에비해서훨씬더높은수준의이해도를부여한다. 199
기후변화 2007 - 과학적근거 - 표 2.12. 1750 년이후전구평균복사강제력및발간된평가보고서와비교한것. 볼드체의열은그림 2.20 에나타내었다. 첫열은그림 2.20 의 B 에서확률밀도함수로나타난결합된인위적복사강제력을나타낸다. 각각의복사강제력의합과추정오차는확률밀도함수의통계구축에의해아래의열로제시된수와완전히일치하지는않는다. 전구평균복사강제력 (Wm -2 ) a SAR(1750-1993) TAR(1750-1998) AR4(1750-2005) TAR이후변화에대한해설의요약 결합된인위적복사강제력 계산되지않음 계산되지않음 1.6 [ -1.0, +0.8] 새로계산되었음. 확률밀도함수추정 장수명온실가스 (CO 2, CH 4, N 20, 할로카본을포함 ) +2.45 [15%] +2.43 [10%] +2.63 [±0.26] (CO 2 1.56; CH 4 0.47; (CO 2 1.46; CH 4 0.48; (CO 2 1.66 ±0.17]; N 20 0.14; 할로카본 0.28) N 20 0.15; 할로카본 0.34 b ) CH 4 0.48 [±0.05]; N 20 0.16 [±0.02]; 할로카본 0.34[±0.03]) 특히, 이산화탄소의증가경향으로인해총복사강제력은증가한다. 할로카본복사강제력은양의경향성을나타낸다 b 성층권오존 0.1 [2x] 0.15 [67%] 0.05 [±0.10] 재계산했을때더약화된것으로판명됨. 대류권오존 +0.40 [50%] +0.35 [43%] +0.35 [ -0.1, +0.3] 최적추정치는변하지않음. 하지만복사강제력은더커질수있음 메탄으로부터생성된 계산되지않음. +0.01 to +0.03 +0.07 [±0.05] 재계산했을때더강화된것으로판명됨. 수증기 총직접에어러솔 계산되지않음. 계산되지않음. 0.50 [±0.40] 새로계산되었음. 직접황산염에어러솔 -0.40 [2x] 0.40 [2x] 0.40 [±0.20] 더강제됨. 직접화석연료에어러솔 ( 유기탄소 ) 계산되지않음. 0.10 [3x] -0.05 [±0.05] 재계산했을때더약화된것으로판명됨. 직접화석연료에어러솔 ( 검댕 ) 직접바이오매스연소에어러솔 +0.10 [3x] +0.20 [2x] +0.20 [±0.15] TAR와최적추정치가유사하다. 반응은반 직접효과에의해영향을받는다. 0.20 [3x] -0.20 [3x] +0.03 [±0.12] 재계산되고부호가바뀌었음. 반응은반직 접효과에의해영향을받는다. 직접질소에어러솔 계산되지않음. 계산되지않음. -0.10 [±0.10] 새로계산되었음. 직접광물먼지에어러솔 계산되지않음. -0.60 to +0.40 0.10 [±0.20] 인위적인부분이더작아지게재계산되었 음. 구름알베도효과 0 to -1.5 ( 황산염의경우에만 ) 0.0 to 2.0 ( 모든에어러솔 ) -0.70 [ 1.1, +0.4] ( 모든에어러솔 ) 현재주어진최적추정치 표면알베도 ( 토지이용 ) 계산되지않음. 0.20 [100%] -0.20 [±0.20] 부가연구 표면알베도 계산되지않음. 계산되지않음. +0.10 [±0.10] 새로계산되었음. ( 눈위의검댕에어러솔 ) 지속적인선행비행운 계산되지않음. 0.02 [3.5x] 0.01 [ 0.007, +0.02] 더작게재계산되었음. 태양복사 +0.30 [67%] +0.30 [67%] +0.12 [ 0.06, +0.18] 절반이하로재계산되었음. 주석 : a AR4 열에의하면불확실성값은괄호로나타난다 : 5-95% 신뢰구간에서최적추정치의값이구해졌다. 두개의값이불확실성값으로인용되었을때, 비정규분포로나타난다. SAR과 TAR에서불확실성은유사한기준을따르지만, 값은더주관적이다. [15%] 는 15% 의상대적불확실성을나타내며, [2x] 는복사강제력추정의불확실성과로그정규분포에서두개의요인과관련되어있음을의미한다. b -2 할로카본에대한 TAR에서의복사강제력과그로인한총 LLGHG 복사강제력은 0.01Wm 더높이잘못계산되었다. 이러한복사강제력의실제경향은본표에서제시된수보다더양의값을가진다 ( 표 2.1은갱신된경향성을보여준다.). 2.9.2 전지구평균복사강제력이번장에서논의된복사강제력과그것들의불확실성의범위그리고효율은그림 2.20 과표 2.12에요약되어져있다. 주된그룹별로각각의강제기작들의복사강제력은취합되어져있다. 이러한분류는특히에어러솔의경우특히유용하다. 왜냐하면각에어러솔성분보다는전체의복사강제력이훨씬잘알려져있기때문이다 (2.4.4절참조 ). 수명이긴지구온난화가스들의각요소별복사강제력은표 2.1에주어져있다. 이경우의복사강제력은성층권이적응된복사강제력의값으로효율은곱해져있지는않은값이다 (2.2절, 2.8절참조 ). TAR에서는모든인위적인강제력인자에의한전체의복사강제력합은주어지지는않았다. 왜냐하면 a) 몇몇강제력 인자들은적절한또는최상의추정치가존재하지않았으며 ; b) 오차추정에있어서도상당히주관적이며 ; c) 선형적인합산가정과효율에대한불확실성도아직검증되어지지않았었다. 이러한몇몇의제한은여전히유효하다. 그러나객관적으로각각의종들에의한복사강제력을합산할수있는방법은개발되어져왔다 ( 예, Schwartz and Andreae, 1996; Boucher and Haywood, 2001). 더구나효율에대한이해가높아지고정량화되면서 (2.8.5절참조 ) 그리고선형적인합산가정이좀더철저히평가되어지면서 (2.8.4절참조 ), 아래기술된몇몇예외를제외하고는다른기작들에의한복사강제력을합산하는것이과학적으로정당화되었다. 그림 2.20 의패널 (A) 에보여지는인간에의한복사강제력의합산과각각의불확실성을결합해서패널 (B) 에보이는확률밀도함수 (PDF) 를만든다. 그림에서는온난화기체에 (LLGHGs and 200
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 표 2.11. 이장에서토의된강제력매개체의불확실성평가. 강제력에대한증가는 A~C까지등급을제시했다. A는강력한증거이고 C는불충분한것이다. 강제력추정에대한동의정도는 1, 2, 3등급으로제시했다. 1은동의정도가높고 3은낮다. 이두요소로부터, 과학적이해도가결정된다. 불확실성도제시하였다. 증거일치성과학적이해확실성불확실성복사강제력범위의기준수준 LLGHGs A 1 높음 과거및현재의농도 ; 분광학 성층권오존 A 2 중간 1980년이후의경향및그것의 연직프로파일 ; 성층권의냉각 ; 분광학 대류권오존 A 2 중간 표면에서의현재농도및농도와 배출의연직및공간구조의일 부지식 ; 분광학 CH 4 로부터생성된성층권수증기 A 3 낮음 1990년이후전구경향 ; 경향성 에대한 CH 4 의기여 ; 분광학 직접에어러솔 A 2-3 중간-낮음 전구및위성관측 ; 일부요인 지역및모델링 구름알베도효과 ( 모든에어러솔 ) 표면알베도 ( 토지이용 ) 표면알베도 ( 눈위의검댕에어러솔 ) 지속적인선형비행운 B 3 낮음 사례연구에서관측 - 예, 선박 트랙 ; GCMs 모델 A 2-3 중간-낮음 삼림파괴및사막화에대한정량 화의일부 B 3 낮음 눈위의검댕에어러솔의추정치 ; 일부모델연구는연관성을제시 함. A 3 낮음 권운복사및미시물리적특성 ; 항공기배출 ; 어떤지역의비행 운의발생면적 태양복사 B 3 낮음 최근 25년에걸친측정 ; 태양활 동의대리지표 화산에어러솔 A 3 낮음 피나투보및엘치촌화산폭발로부터관측된에어러솔변화 ; 과거화산폭발에대한대리자료 ; 화산에어러솔의복사효과 CH 4 산화와다른원인으로부터생성된성층권수증기관개로부터생성된대류권수증기항공기로인해생성된권운 C 3 매우낮음 경험및단순모델연구는연관 성을제시함 ; 분광학 C 3 매우낮음 과정의이해 ; 분광학 ; 일부지역 정보 C 3 매우낮음 권운복사및미시물리적특성 ; 항공기배출 ; 어떤지역의비행 운의발생면적 우주선 C 3 매우낮음 미시물리적모델뿐만아니라일 부경험적증거및일부관측은 구름과연관되어있음을제시함. 다른표면효과들 C 3 매우낮음 일부모델은연관성을제시및 관련된과정의일부증거 일부종의산업시대이전농도 ; 성층권의연직프로파일 ; 음의값을갖는가스의분광학적길이 1970 년이전의변화 ; 대류권근처의경햐이최근경향의효과 산업시대이전및번개의변화에관한역할 ; 대류권근처의경향성의연직구조 ; 배출및화학적측면 1990 년이전의전구경향 ; 기후모델의복사전이 ; CH 4 산화의 CTM 모델 배출요인및에어러솔의시간적연직구조, 광학적특성, 자연적배경에어러솔의혼합및분리 전구강제역의직접관측증거의부족 자연적원인에서인위적인변화를분리 자연적원인에서인위적인변화를분리 ; 눈과검댕에어러솔의혼합 ; 복사강제력의정량화 비행운의전구면적및광학적특성 대리자료및총태양복사와의관련성 ; 간접적오존효과 1980 년이전폭발에대한성층권에어러솔농도 ; 대기되먹임 수증기경향성의다른원인은이해수준이낮음 전구수준의양은거의정량화되지않음. 권운으로의비행운의전환 ; 권운에대한항공기의효과 물리적메커니즘에관한일반적인부족 / 의구심 ; 상관성연구에의존 복사강제력의정량화및강제력되먹임결과의해석에대한어려움 관측된여러가지데이터셋과복사수송모델간의차이에서측정한경향의불확실성추정 확실한관측오존경향자료를적용하여계산에대하여가중한모델결과의범위 발표된모델결과의범위, 번개에대한인위적경향성을고려한상한선 경향성에대한 CH 4 기여의불확실성에근거한범위및발표된복사강제력추정치 위성자료와비교하여생성된제한을가진발표된모델결과의범위 위성자료에의해강제된모델에서발표된결과와발표된모델결과의범위 발표된추정치의범위에기초및발표된불확실성분석 일부발표된모델연구에기초한추정치 최근연구에기초한최적추정치및발표된모델결과에서의범위 이용할수있는태양복사량복원으로부터의범위및이들의정성적평가 폭발성화산및피나투보에어러솔의관측에대한과거자료의복원 / 추정 주어지지않음. 주어지지않음. 주어지지않음. 주어지지않음. 주어지지않음. 오존 ) 의한결합된복사강제력, 에어러솔의직접효과와구름반사의결합된복사강제력그리고모든인간에의한복사강제력의결합등세가지의확률밀도함수가보인다. 태양에의한복사강제력은이러한분포에는포함되어지지않았다. 이러한확률밀도함수는서로각기독립적이다라는가정하에그리고확률밀도함수를유도하기위한백만포인트 Monte Carlo 실험을통해서각각의복사강제력값들의 90% 신뢰추정치를결합하여생성된다 ( 자세한설명은 Boucher and Haywood, 2001; 그림 2.20의주석참조 ). 확률밀도함수는 LLGHGs 와오존이 +2.9±0.3Wm 2 의양의복사강제력을기여함을보인다. 에어러솔의직접효과와구름반사효과의합은거의확실한음의복사강제력값이며, 201
기후변화 2007 - 과학적근거 - 그림 2.20. (A) 인자에의해그룹화된본장에서논의된인자및메커니즘에서전구평균복사강제력. 인위적강제력및자연강제력태양복사강제력이나타나있다. 제시된복사강제력값은표 2.12 의볼드체로된값과일치한다. 열은복사강제력의다른특성과일치한다 : 복사강제력효율성은제시된복사강제력을수정하기위해이용되지않는다. 시간규모는시간길이를나타낸다. 시간규모는복사강제력과연관된배출및변화가중지된대기에서의복사강제력의시간길이를나타낸다. 시간규모를길게연장할수있는과정의범위를수반하는대기로부터이를제거함으로서 CO 2 의시간규모는나타나지않았다. 과학적이해수준은표 2.11 에설명된각각의용어로표현된다. (B) (A) 의인위적복사강제력을결합한것으로부터의확률분포함수 (PDSs). 3 가지경우가제시되었다 : 인위적복사강제력의총량 ( 내부에적색으로채워진곡선 ; 표 2.12 참조 ); LLGHGs 와오존복사강제력 ( 적색점선 ); 직접에어러솔과구름복사강제력 ( 청색점선 ). 표면알베도, 비행운, 성층권수증기복사강제력은총곡선에포함되지만다른것들은그렇지않다. 강제력매개체에기여하는모든것들에대해서, 예외적으로비행운을포함하여불확실성은정규분포 (90% 신뢰구간 ) 로표현된다고가정할수있다. 로그정규분포는대류권오존, 직접에어러솔복사강제력 ( 황산염, 유기화석연료및검댕, 바이오매스연소로발생한에어러솔 ), 구름알베도복사강제력의 3 가지요인으로예를들수있는불확실성으로설명될수있다고가정할수있으며그림 2,9, 표 2.6 및표 2.7 에기초한이산값은무작위로추출되었다. 표 2.6 에서질산및광물성먼지에대한직접에어러솔효과를명확하게설명되지않기때문에이를정규분포에포함시켰다 one-million point Monte Carlo 모사는 PDFs 를설명하기위해수행되었다 (Boucher and Haywood, 2001). 자연적복사강제력 ( 태양및화산폭발 ) 은이러한 3 가지 PDF 를포함하지않는다. 복사강제력효율성은 PDFs 로설명되지않는다. 202
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 그림 2.21. 주요가스, 에어러솔, 에어러솔전조물질의배출과다른변화에대한복사강제력요소. 1750 년부터배출량과변화에기인한 2005 년의복사강제력값이나타나있다. 가스옆에가입된 (S) 와 (T) 는각각성층권및대류권을나타낸다. 불확실성은표 2.13 주석에제시되었다. 정량화된값은표 2.13 에표시되었다. 중간값이 1.3Wm 2 에 90% 신뢰구간이 2.2Wm 2 에서 0.5 Wm 2 의법위를갖는다. 에어러솔확률밀도함수의경우비대칭분포를갖는이유는표 2.6과 2.7에서보여지는값들이비가우시안분포를갖기때문이다. 모든인간에의한복사강제력은 1.6Wm 2 값을가지며 90% 신뢰구간은 0.5에서 2.4Wm 2 이다. 지표반사변화, 성층권수증기변화, 그리고비행운에의한복사강제력은단지인위적인확률밀도함수의총합에만포함되어있다. 확률적으로, 그림 2.20의확률밀도함수는인간에의한복사강제력이음의값을가질확률이단지 0.2% 임을보인다. 이는인간활동이양의복사강제력을가짐이거의확실함을나타낸다. 더욱이, 인간에의한복사강제력의총합이 +0.6 Wm 2 보다큼을확률밀도함수는보이고있다. 여기서보이 는모든인간에의한복사강제력의확률밀도함수는 Boucher and Haywood(2001) 의그것보다좀더불확실성이낮다왜냐하면 90% 의신뢰수준으로정량화된각각의복사강제력의값들이사용되어졌기때문에좀더결정적인평가가가능하며몇몇복사강제력에대한불확실성이상당부분감소가되었기때문이다. 예를들면, 에어러솔의직접효과모델링이인공위성이나지상관측에의해서보다잘알려졌으며 (2.4.2 절 ) 구름반사의간접적인효과에대한값은현재가장최적의추정치이다. 수명이긴온실가스들의복사강제력은 1998 년이후또한 0.20Wm 2 정도증가해서 Boucher and Haywood (2001) 에비교해서양의복사강제력값을가능성이높아졌다. 그럼에도불구하고, 확률밀도함수를구성함에있어서그리고각컴포넌트의불확실성을설명함에있어사용된가정들에대한구조적인불확실성이존재한다. 대부분의복사강제력기작에서는정규분포가가정되지만 ( 예외는각주참조 ) 이러한가정이극한값을잡아내는데부정확할지도모른다. 추가적으로 Boucher와 Haywood(2001) 에서처럼, 모든각각의복사강제력기작들에대해서그것들이다른과학적인이해도를가짐에도불구하고똑같은가중치가주어진다. 또한효율의변동과그로인한반직접효과와구름수명효과가이장에서복사강제력으로고려되어지지않는것처럼포함되지않는것에주목해야한다 (2.2절참조 ). 이러한위의효과들과지금까지복사강제력으로정의되어지지않거나정량화되어지지않았던다른가능한기작들과함께추가된불확실성을제공하지만인위적인동인들의역할에대한좀더완전한상황파악을제시한다. 효율을고려하면넓은확률밀도함수가더넓어지고구름의수명효과는중간값을더줄일지도모른다. 이러한단서들이존재함에도각각의강제력을가지는기작에대한현재의지식은여전히인간에의한복사강제력의총합은양수이며상당히큼이거의확실시된다 ( 최적의추정치 : +1.6Wm 2 ). 2.9.3 배출선행물질에의한전지구평균복사강제력여러물질들의배출은강제력을갖는하나의물질의농도를변화시켜복사강제력에기여한다 (Shindell et al., 2005). 예를들어, 메탄의복사강제력은메탄의배출뿐만아니라 NOx 배출에도영향을받는다. 표 2.12에인용되고그림 2.20에보이는메탄의복사강제력은두개의효과를합한값이다. 인위적인또는자연적인배출은여러가지강제력동인에영향을끼칠수있기때문에각각의주된배출에의한현재의복사강제력을평가하는것이유용하다. 예를들어 203
기후변화 2007 - 과학적근거 - 표 2.13. 대기중농도변화에의한것보다다른복사강제력효과를가진배출요소에대한배출-기반복사강제력. 0.01(Wm 2 ) 보다작은추정된복사강제력에서음의효과는포함되지않았다. 황산배출은황산염에어러솔에영향을미치는주요원인이기때문에황산염에어러솔의효과는포함되지않았다. 계산방법과불확실성범위는주석에제시되어있다. 1750년이후의배출과변화에기인한 2005년의복사강제력값이나타나있다. 그림 2.21에값이도표로제시되어있으니참조할것. CO 2 CH 4 CFC/ HCFC N 2O HFC/ 검댕- PFC/SF 6 직접적 검댕눈알베도유기탄소 O3(T)a O 3(S) b H 2O(S) c 질산염에어러솔 구름알베도간접효과 배출요소 복사강제력이원인이되는대기또는표면의직접적인변화 CO 2 1.56 d CH 4 0.016 d 0.57 e 0.2 e 0.07 f CFC/ HCFC 0.32 g -0.04 h N 2O 0.15 g -0.01 h HFC/ PFC/S 0.017 g F 6 CO/V OC 0.06 d 0.08 e 0.13 e NOx -0.17 e 0.06 e -0.10 i Xj BC 0.34 k 0.1 i Xj OC -0.19 k Xj SO 2 Xj 주석 : a 대류권오존 b 성층권오존 c 성층권수증기 d 화석연료로인한원이이제거된 CH4, CO and VOC 배출로부터의기여를가지고관측된 CO 2 변화 ( 표2.12) 의총복사강제력에서산출된값. Emission Database for Global Atmospheric Research (EDGAR)-HistorY Database of the Environment (HYDE) 에의한 CH 4, CO VOCs의시간적배출량변화 (Van Aardenne et al., 2001), Joos et al (1996) 이제시한 CO 2 모델을포함하여계산한 CH 4, CO VOCs에 의한 CO 2 기여도 e 관측된 CH4 변화의총복사강제력에서산출된값 ( 표2.12). 여기서제거된것은 OH농도를변화시키는 NOx, CO, VOC 배출에의한체류시 간변화의기여도이다. NOx, CO, VOCs의효과는 Shindell et al. (2005) 에의한것이다. 이러한관련성과연관된주요한불확실성이존 재한다. Shindell et al. (2005) 에의하면불확실성추정은 CH 4 배출은 ±20%, CO, VOC, NOx 배출은 ±50% 로고려된다. f 성층권수증기의모든복사강제력변화는 CH 4 배출에기인한다. (2.3.7 절과표 2.12 참조 ) g 계산된복사강제력은관측된농도변화에기초한다. 표 2.12와 2.3절참조 h 성층권에서관측된오존고갈에서복사강제력의 80% 는 CFCs/HFCs에, 20% 는 N2O 에기인한다. i 표 2.12의복사강제력, 불확실성은 ±0.10 Wm 2. j 각각의에어러솔에대한간접구름알베도효과를배분하기에불확실성은매우큼. k 2 2 표 2.5에서모든연구들은화석연료, 생물연료, 바이오매스연소를포함한다. ±0.25 Wm ( 검댕 ) 와 ±0.20 Wm ( 유기탄소 ) 의불확실 l 성은표 2.5에보고한값의범위에기초한다. 표 2.12의복사강제력, 불확실성은 ±0.10 Wm 2. NOx의배출은메탄과, 대류권오존그리고대류권에어러솔에영향을끼친다. TAR이후에개발된것에기초하여이장에서는각각의주된배출에관련한복사강제력항들과다른강제동인의변동에관련된간적적인복사강제력을포함하여평가하며그결과는그림 2.21에보여진다. 아래의간접적인강제력기작들을고려한다 : 궁극적으로대기중의이산화탄소를증가시키는이산화탄소가아닌다른기체들의화석탄소 (CO, CH 4, NMVOC 배출 ); 성층권오존의변화 (N 2O와 halocarbon(cfcs, HCFC, halons 등 ) 배출 ) 대류권오존의변화 (CH 4, NOx, CO, 와 NMVOC 배출 ) CH 4 의수명을바꾸는 OH의변화 (CH 4, CO, NOx와 NMVOC 배출 ) 과 NOx와 SO 2 배출의변화로인한질산염과황산염에어러솔의변화 204
제 2 장 대기조성과복사강제력의변화 몇몇주요한복사강제력 ( 즉, BC, 토지이용과먼지입자 ) 의경우간접효과를산정에필요한충분한정량적정보가없으므로그것들은복사강제력은표 2.12에보인것과같다. 그림 2.21에보여진평균값을구하는데사용되어진검댕과유기탄소에어러솔의직접복사강제력의총합 ( 화석연료와바이오매스연소 ) 은표 2.5에주어진다. 그림 2.21에제시된직간접복사강제력은구하는방법과관련된불확실성과함께표 2.13에서요약된다. 화학적으로반응성이높은기체들의 ( 즉 OH 또는오존 ) 변화에의한간접효과의경우배출에기초한복사강제력은다른기체에의해영향을받을수있기때문에딱하나로정의되어지지않는다. NOx, CO, 와 VOC 배출이끼치는메탄과오존에대한간접효과의복사강제력은인간에의해배출되는개개의종들을하나씩제거하면서산출되어진다. Shindell et al.(2005) 에의한민감도분석은각각의전구물질을따로취급하는데있어서발생하는비선형적인효과가약 10% 정도이거나그보다적다라고제시한다. 표 2.13 과그림 2.21에서는아주불확실한간접효과들은포함되지않았다. 이러한것들은태양에의한오존변화나, 오존과 OH의변화를통한 2차유기에어러솔의변화그리고각각의에어러솔에의한구름반사의변화들이다 (Hansen et al., 2005). 2.9.4 현재의배출이미래기후에끼치는영향그림 2.20에있는복사강제력을가지는수명이긴구성요소들의산업혁명이후의농도변화는과거의배출양의변천에대부분영향을받는다. 한해에전지구적배출양의변동이앞으로의미래에가져올복사강제력을시간에따라적분하면전혀다른시각이얻어진다 ( 예, Jacobson(2002) 화석연료연소에의한유기탄소와검댕에어러솔의효과를이산화탄소와비교하기위해이러한방법을이용했다 ). 그림 2.22에있는여러인자들의기여를비교하면미래기후에대한현재 (2000년기준 ) 배출이가지는영향을나타낸다. 에어러솔의경우통합된복사강제력은표 2.4와 2.5에요약되어진 AeroCOM 실험으로부터에어러솔의수명, 적재량그리고복사강제력에기초하여구해진다. 오존의전구물질의경우 (CO, NOx, NMVOCs) 데이터는 Derwent et al.(2001), Collins et al.(2002), Stenvenson et al.(2004) 과 Berntsen et al.(2005) 에서수명이긴종들은복사효율과수명이사용됐고 CO 2 는반응함수가역시사용됐다 (2.10.2절, 표 2.14 참조 ). 종합복사강제력의추정에관한불확실성은수명, 광학성질그리고현재전지구배출량의불확실성에서기인한다. 그림 2.22는앞으로 20년그리고 100년동안의종합복사 그림 2.22. 2000 년기준미래 20 년과 100 년동안의종합복사강제력. 그림은현재배출량에대한미래의기후효과전망을나타낸것이다. 에어러솔및에어러솔전조물질의복사강제력수치는두시간범위에서본질적으로동일하다. 단수명가스와에어러솔의복사강제력은이들이언제, 어디에서배출되느냐에따라달라진다 ; 그림의값은전지구연평균총배출량을적용한것이다. 유기탄소와검댕은화석연료와바이오매스연소로인한배출량이포함되어있다. 불확실성추정은배출원, 수영, 복사효율추정의불확실성에기초한다. 강제력을나타낸다. 교토협약에포함된오래존재하는종들에대한 GWP를구할때처럼 100년동안의긴시간을산정하면수명이짧은종들의중요성은명백히줄어든다. 수명이길고배출된시간이짧았던물질은표준 IPCC 복사강제력도형에서보다이러한미래를내다보는관점에서계산하면총복사강제력에더큰기여를하는경향이있다 ( 그림 2.20). 2.9.5 복사강제력과지표강제력의시간적인진화 LLGHG의농도의시간적변화에대해서는지난몇십년간의직접관측을통해서그리고만년설이나빙하자료를이용한과거자료를통해서잘알려저있다 (2.3절, FAQ2.1, 그림 1, 6장 ). CO 2 가복사강제력의증가에명백히가장큰영향을끼친다. 할로탄소의복사강제력은 1950년이후로급격히증가해왔다그러나몬트리올협약으로증가가급격히줄어들었다 (2.3.4절참조 ). 염화불화탄소의복사강제력은감소중이다 205
기후변화 2007 - 과학적근거 - 더욱이오존을감소시키는모든물질 (ODS) 의총복사강제력은 2003년에 0.32Wm 2 로정점을이룬것같다. 그러나 ODS 대체물질은좀더빠른추세로증가하고있는중이며할로탄소의복사강제력의증가도여전히양의값이다 ( 표 2.1). TAR이후에할로탄소의복사강제력의증가추세가양수였음에도불구하고이번보고서에는 2.12표에서처럼할로탄소의복사강제력을여전히 TAR와같다. 이것은 TAR의결과를재검증한것때문이다. 그림 2.23. MIROC+SPRINTARS 모델 (Nozawa et al., 2005;Takemura et al., 2005) 로모사된다양한인자에기인한순간전하를복사강제력 ( 위 ) 과표면강제력 ( 아래 ) 의전구및연평균한시간적변화. 이는 AR4 에관여한기후모델의하나로서계산되고이행됨으로서강제력에대한실례가된다. 모델간복사강제력에차이가있을수있음을주지하라. 대부분의모델은거의유사하게 LLGHG 복사강제력변화를모사한다. 자연강제력 ( 태양, 화산에어러솔 ) 의복사강제력의시계열은과거 25년간은대체로잘알려져있다. 좀더지난과거의값들은불확실한경우일때가많다 (2.7절). 에어러솔과오존의복사강제력의시계열을결정하는것은과거의배출과화학 미세물리모델링의지식에대한불확실성때문에훨씬어렵다. 이것들과다른복사강제력에대한몇몇의시계열자료가작성되어졌다 ( 예, Myhre et al., 2001; Ramaswamy et al., 2001; Hansen et al., 2002). 대기대순환모델은상관된농도의시간적변화에기초하여여러가지강제력의시간적변화를계산한다. 한예로서그림 2.23은 Interdisciplinary Research on Climate(MIROC) + Spectral Radiation Transport Model for Aerosol Species(SPRINTARS)GCM 모델에서모의된주된동인들에의한전지구년평균, 순간전하늘복사강제력과지표강제력의시간적변화를제시한다. 물론모델들마다복사강제력과시간변화에서차이가존재하지만대체적으로비슷한배출자료를사용하였기때문에정성적으로비슷한시간적변화를보여주고있다. 대기대순환모델은강제력동인과그것들의시간적인변화에기인하여기후반응을계산한다. 오늘날대부분의 GCMs 은미량기체의복사강제력, 에어러솔의직접효과, 태양, 화산등을포함하지만몇몇은토지사용변화구름반사효과등도추가로포함한다. 지난 20년간 LLGHGs는급속도로증가해왔으며오늘날의복사강제력에가장큰기여를하는반면에 ( 그림 2.20과 FAQ 2.1, 그림 1 참조 ), 그림 2.23은또한지난 20세기후반에모든지구온난화기체에의한양의복사강제력이모든다른인위적인동인들에의한것을초과함을나타낸다. 태양의복사강제력은작은양의값을가진다. 태양복사의양의복사강제력은적어도인위적인동인들에의한총복사강제력보다적어도 5배정도적으며모든온난화기체의기여보다는약 10배정도적다 ( 그림 2.20, 2.23, 표 2.12 Foukal et al., 2006 review 또한참조 ). 자연복사강제력의총합은태양복사강제력과지난 50년간수차례일어났던아주크지만일시적인음의값을갖는화산폭발의복사강제력으로구성되어있다. 특히 1950년에서 2005년기간에자연강제력의총합은음의값이거나아주적게나마양의값이여왔다 ( 약 0.2Wm 2 보다적은 ) 이는 TAR의결론을재확인하거나또는연장선상에서있는것이다. 그러므로자연적인복사강제력이 1950년에서 2005년사이에모든인위적인복사강제력의총합에버금가는양의복사강제력의원인일가능성은지극히낮다 ( 그림 2.23). GCMs를이용한원인분석연구는 20세기강제력의사간적인변화에대한자료특히인위적인동인과자연적인동인을구분하는특성들을채용한다. 206
제2장 대기조성과 복사강제력의 변화 -2 그림 2.24. 1860년에서 2000년의 자연 및 인위적 요인을 합한 강제력에 기인한 순(태양+장파)복사플럭스(Wm )의 공간분포의 순간 변화. 이 결과 는 두 개의 서로 다른 기후모델의 정량화를 나타내는 실례가 된다. (a)와 (c)는 GFDL CM2.1 모델을 이용한 대류전계면 및 표면의 결과이다 (knutson et al., 2006 인용). (b)와 (d)는 MIROC+SPRINTARS 모델을 이용한 대류권계면 및 표면의 결과이다(Nozawa et al., 2005; Takemura et al., 2005 인용). MIROC+SPRINTARS 모델은 에어러솔 구름 알베도 효과를 고려하지만 CM2.1 모델은 그렇지 않음을 주지할 것. 복사강제력에 반하여 지표강제력(그림 2.23, 윗 패널)은 되어 졌다. 그 그림에서 보여진 대부분의 특성들은 일반적이 에어러솔의 단파장 산란에 따른 음의 효과에 의해서 크게 다. 그러나 전지구 평균 복사강제력에 비해서 추가적인 불확 좌우된다(대류권과 간헐적인 화산폭발). LLGHGs은 작은 양 실성이 수평분포에서 존재한다. 에어러솔의 복사강제력의 의 효과를 가진다. 각기 다른 동인에 의한 복사강제력과 지 수평분로는 모델별로 에어러솔의 종과, 그들의 특성 그리고 표강제력의 정량적인 값은 모델내의 물리적인 혹은 짧은 수 간접 구름반사 효과에 의한 복사강제력이 포함되어 있는가 명을 가진 종들에 의한 강제력 모사의 차이에 따라서 모델 아닌가에 따라서 가장 큰 차이를 보인다. 에어러솔의 직접 마다 다른 값을 가진다(10.2절 참조, GCM에서의 복사강제 효과와 구름 반사효과에 의한 복사강제력 역시 구름의 위치 력과 지표강제력 계산 및 그에 따른 불확실성에 대한 논의 에 결정적으로 좌우되며 GCMs 별로 차이를 보인다. 그림 는 Collins et al.(2006)과 Forster and Taylor(2006) 참조). 복 2.24는 1860년에서 현재까지의 자연적인 강제력과 인위적인 사강제력의 경우 LLGHGs를 빼고는 모든 다른 종들의 배출 강제력의 합에 의한 순간적인 복사강제력의 수평적인 분포 과 농도의 시간변화가 제대로 알려지지 않기 때문에 시간 를 두 개의 GCM의 결과로 부터 보여준다. 화산에 의해 배 변화에 따른 불확실성을 산정하기가 어렵다. 출된 에어러솔은 거의 아무 역할을 하고 있지 않음을 보여 진다. MIROC+SPRINTARS 모델은 에어러솔의 구름 알베도 2.9.6 복사강제력과 지표강제력의 수평적인 분포 효과를 포함하지만 Geophysical Fluid Dynamics Laboratory Coupled Climate model(gfdl CM2.1)(Delworth et al., 2005; 이장에서 논의될 대부분의 복사강제력 동인들에 대한 수 Knutson et al., 2006)은 포함하시 않는다. 대부분의 지역에 평적인 분포는 Ramaswamy et al.(2001)의 그림 6.7에서 제시 207