기후

로베르 사두르니 지음/김은연 옮김 영림카디널/2003년 4월/143쪽/6,500원



제1부 기후



제1장 개관



지구의 기후는 전적으로 태양 에너지라는 외부 요인의 지배를 받는다. 즉, 태양에서 방출되는 에너지 출력 및 태양과 지구의 거리에 따라 지구의 기후가 결정된다. 태양 활동이 활발할수록 지구의 기후는 대체로 더워진다. 태양과 지구의 평균 거리는 약 1억 5천만km이며, 지구가 금성보다 에너지를 적게 받고 화성보다 많은 에너지를 받는 것은 바로 태양과의 거리 때문이다. 또한 지구궤도의 특성(황도경사각, 세차운동, 이심률)에 따라 계절별 일사량의 분포가 달라지고, 계절 간 기후의 편차도 지역마다 달라지게 된다.

지구궤도의 특성, 곧 계절에 따른 일사량의 분포는 시간이 지나면서 변화한다. 이러한 변화가 빙하기와 간빙기의 순환을 낳으면서 수천, 수만 년 주기로 지구의 기후를 변화시켰다. 오늘날엔 천체역학을 이용해 이 변화의 추이를 계산할 수 있다. 지구 각 지역의 기후는 무엇보다 지리학의 연구 영역에 속하며 보통은 안정된 현상으로 여겨진다. 그것은 기후에 영향을 미치는 태양 에너지의 양과 그 지역별, 계절별 분포가 인간 수명 내에서는 거의 변화하지 않기 때문이다. 중위도 지방에서 기후는 여름과 겨울, 한기와 난기, 건기와 우기 등 대조되는 기후의 연속으로 볼 수 있다. 이러한 기후의 원인은 지구가 태양에너지를 흡수·순환·변환하고 나서 마침내 열복사 에너지의 형태로 우주로 되돌려보내는 지구 기후계의 고유한 활동에 의해 발생한다.

지구의 에너지 수지



태양은 지구와 달리 에너지를 생산한다. 태양은 온도가 6,000K(K : 켈빈온도의 기호. 켈빈온도는 절대온도나 열역학적 온도라고 하며, 섭씨·화씨온도 등과 달리 물질의 특정 상태와 무관하다) 정도로 매우 높아서 발광체로 보이며, 방출하는 에너지의 대부분은 가시광선과 근적외선의 짧은 파장 형태를 띤다. 지구 표면은 매 ㎡당 이들 파장 영역에서 연 평균 342W(와트)의 에너지를 받는데, 그 중 3분의 1인 102W 가량은 기후계에 흡수되지 않고 구름, 대기의 부유분진, 지표 등에 의해 반사되어 우주로 되돌려 보내진다. 나머지 240W 중 3분의 1인 81W는 대기에 의해, 나머지는 해양과 대륙 표면에서 흡수된다.

기후계는 거의 열평형 상태에 있다. 즉, 지구는 냉각되지도 데워지지도 않고 거의 일정한 온도를 유지한다. 이는 지구가 스스로 흡수한, 지구 연평균 240W/㎡의 에너지를 우주로 되돌려 보내고 있다는 것을 의미한다.

대기 중에는 적외선을 흡수하는 성질을 가지고 있는 다양한 다원자 기체가 있다. 수증기는 물론이고 자연적으로, 혹은 인간 활동에서 생겨나는 여러 가지 미량의 기체가 여기에 속한다. 이산화탄소, 오존, 아산화질소, 염화불화탄소 등을 예로 들 수 있다. 그래서 지구 표면(태양 에너지 3분의 2를 흡수하면서 데워진 대륙과 해양)에서 방출되는 적외선 복사 에너지의 일부는 위의 온실기제가 다시 흡수한다. 이렇게 대기 하층부에서 일어나는 적외선 에너지의 '포획'은 상당해서, 일사에 의해 직접 받는 에너지보다 많은 340W/㎡의 에너지가 지표에 추가로 가해진다. 이와 같은 온실효과 덕분에 지표의 평균 온도는 15℃에 이르게 되며, 이는 392W/㎡의 적외선을 방출하는 것과 같다.

고도가 상승할수록 기온이 내려가는 것(1km 당 평균 6.5℃ 감소)은 단순한 온실효과 때문이 아니다. 온실효과와 대류현상이 균형을 이룬 결과이고, 이런 균형이 이뤄짐으로써 지구상에 생명체가 발달할 수 있게 된 것이다. 만약 대류가 이뤄지지 않는다면, 온실효과로 하층 대기가 한층 더 가열되어 지표 온도는 거의 60℃에 달할 것이다. 온실효과는 고도가 상승하여 공기가 희박해지면 그 영향력을 잃게 된다. 그래서 10∼15km 고도에 들어서면 지구 복사수지에 가장 영향을 미치는 것은 오존에 의한 자외선 흡수가 되고, 이로 인해 여기서는 고도가 상승할수록 온도가 증가한다. 지표로부터 상승할 때 고도가 증가하더라도 온도가 더 이상 감소하지 않는 이 변이지역을 대류권계면이라고 한다.

제2장 대기순환



에너지 이동



태양 에너지가 지구에 흡수된 다음 열복사 형태로 다시 우주로 방출될 때까지 에너지는 많은 변화를 겪는다. 예를 들어, 작은 공기 덩어리 안에서 에너지의 변화는 온도의 상승(열 에너지 또는 내부 에너지)이나 고도의 증가(위치 에너지), 혹은 수증기의 흡수(수증기가 흡수할 때 온도가 상승하여 생기는 잠열 - 고체가 액체로, 액체가 고체로 변할 때 온도 상승 효과를 나타내지 않고 단순히 물질의 상태를 바꾸는 데 쓰이는 열)로 나타날 수 있다. 대기는 이처럼 세 가지 형태의 에너지를 수송한다.

중위도 지방에서는 끊임없는 교란작용에 의한 수평적인 열 혼합을 통해 에너지가 이동하고, 열대 지방에서는 대기가 상승하는 지역과 하강하는 지역 사이에 이뤄지는 안정된 순환에 의해 수송된다. 중위도 지방의 대기 하층부는 대륙과 해양, 열대지방과 극지방 사이에 수평방향으로 심한 열적 대비를 나타낸다. 그러나 지구의 자전은 지균성(地均性)을 유발하여 바람은 등압선, 말하자면 거의 등온선과 나란히 분다고 할 수 있다. 이 지균풍(地均風)은 따뜻한 곳을 향해 불기 때문에 북반구에서는 풍향이 오른쪽이고, 남반구에서는 왼쪽이다.

그래서 언뜻 볼 때는 극지방으로 에너지를 수송하는 데 별로 효과적이지 않아 보이는 편서풍이다. 이런 비효율성이 편서풍 체제를 불안정하게 하는 요인이며, 그래서 끊임없이 교란이 일어나고 북서풍과 남서풍이 번갈아 불게 된다. 북반구에서는 이 북서풍이 아열대지방에 추위를 가져오고, 남서풍은 극지방을 따뜻하게 해서 결과적으로 적도지방과 극지방의 열적 차이를 약화시킨다. 이 교란현상은 고위도지방의 에너지 적자가 최대가 되는 겨울에 가장 격렬하며, 고위도 지방에 현열(물질의 상태 변화 없이 에너지의 변화량을 눈으로 확인할 수 있는 열), 즉 엔탈피(어떤 물체가 가지는 열량의 총합으로, 압력과 체적의 곱에 내부 에너지를 곱한 값이다)뿐만 아니라 수증기(잠열)도 수송해준다.

사실 대기의 수증기 밀도는 열대지방에서 멀어질수록 빠르게 감소한다. 아열대지방에서 오는 공기 덩어리는 보통 많은 양의 수증기를 함유하고 있다. 하지만 극지방에 가까이 갈수록 공기 덩어리는 차가워지고 수증기는 응축된다. 그래서 비가 내리게 되며, 이때 방출되는 잠열은 고위도지방을 데우는 데 기여한다.

제3장 해양의 역할



이제까지는 기후를 대기에 초점을 맞춰 살펴봤다. 하지만 대기만이 기후에 영향을 미치는 것은 아니며, 대기보다 오히려 큰 역할을 하는 것이 해양이다. 지구 전체 면적의 3/4을 차지하고 있는 해양은 열 용량이 크고 열을 안정적으로 흡수할 뿐 아니라, 열을 멀리까지 전달하는 데 적당한 유체(流體)이기 때문이다.

서안의 난류



해양 운동의 첫 번째 원인은 바람에 의한 표층수의 움직임이다. 해양 운동은 열을 수송하고 이 열을 다시 대기로 되돌려주는데, 이것이 다시 바람에 영향을 미친다. 대기와 해양의 이런 순환은 양자가 서로 밀접하게 연관되어 있어, 한쪽에서는 교란이 발생하면 다른 한쪽이 민감하게 반응하기 때문이다. 따라서 해양 운동이 고려되지 않은 대기의 운동은 생각할 수 없으며, 그 역도 마찬가지이다.

대기와 해양의 상호작용 중 비교적 간단한 예는 해양의 서안(西岸)에 해류가 발생하는 현상이다. 아메리카 대륙 해안을 따라 흐르는 북대서양의 멕시코만류나 일본 연안의 쿠로시오난류 등이 여기에 속한다. 중위도지방의 편서풍은 표층수를 동쪽으로 끌어당기고, 저위도지방의 무역풍은 이를 서쪽으로 끌어당긴다. 그런데 해양은 동쪽과 서쪽이 막혀 있기 때문에 해수는 열대지방과 중위도지방 사이를 순환하게 되며, 북반구에서는 시계방향으로 돈다. 또한 지구 자전의 영향으로 이 순환이 동서대칭을 이루지는 않는다. 열대지방에서 형성되는 서안난류는 중위도에서 동쪽으로 흐르는 표층수를 이루며, 흐름이 초속 2m로 매우 빠르고 해안가에 몰려 있어 쉽게 구별되기 때문에 멕시코만류나 쿠로시오난류 같은 이름이 붙여져 있다. 하지만 이런 해류가 열대지방으로 되돌아올 때는 훨씬 동쪽으로 쏠리면서 넓게 퍼져 있고 속도도 아주 느려 구별하기가 어렵다.

제4장 지표, 식생, 기후



식생과 기후의 결합



식생과 기후는 서로 긴밀한 공생관계를 이루고 있다. 기후에 미치는 식생의 영향은 식생에 대한 기후의 영향을 함께 고려하지 않고는 논할 수 없다. 즉, 기후와 식생은 같은 시스템에 속해 있는 두 가지 구성요소로서 불가분의 관계에 있는 것이다.

장기적으로 보면 이들은 서로 의지하면서 함께 변화해간다. 앞에서 대기대순환에 대해 설명할 때, 열대림이 태양 에너지를 잘 흡수하는 대륙의 적도 지방에서는 상승기류가 발생하고, 사막이 태양 에너지를 반사하는 아열대지방에서는 하강기류가 형성된다는 것을 설명했다. 하지만 기후계 전체를 이해하려면 이러한 논리만으로는 불충분하며, 여기에 상승기류는 숲을 발달시키고 하강기류는 사막을 형성시킨다는 설명을 덧붙여야 한다.

제5장 태양 에너지원과 그 변동



지구의 공전궤도 변화



지금부터 약 1백만 년 전부터 지구의 기후는 추운 기간과 따뜻한 기간이 번갈아 있어 왔다. 태양에 대한 지구의 위치 변화는 빙하기의 순환을 가져왔다. 지구의 공전궤도는 대략 태양을 초점으로 하는 타원이며, 지구는 '면적·속도 일정의 법칙'을 따라 이 궤도를 돈다. 지구가 받는 태양 에너지는 지구와 태양 간 거리의 제곱에 반비례하기 때문에, 지구가 태양에 가까이 있을 때는 '대체로 따뜻한 계절'이 되고 멀리 있을 때는 '대체로 추운 계절'이 된다. 면적·속도 일정의 법칙에 의해 지구가 공전궤도를 도는 속도는 태양과의 거리가 짧아질수록 빨라져서 따뜻한 계절은 추운 계절에 비해 그 기간이 짧다.

따뜻한 계절과 추운 계절의 편차는 이 궤도의 이심률에 따라 달라지며, 타원이 길어질수록 차이가 커져서 따뜻한 계절이 더욱 짧아진다. 또한 이 타원궤도의 장축은 거의 일정한 길이를 유지하기 때문에 이심률이 커질수록 태양으로부터 지구에 도달되는 연평균 에너지는 증가한다. 지구가 이 궤도를 도는 동안 지구자전축이 이 타원궤도, 즉 '황도(黃道)'에 수직인 선과 이루는 각이 황도경사각이다. 이 경사각에 따라 여름과 겨울이 정해진다.

지구의 운동과 공전궤도의 형태는 태양 주위를 도는 다른 행성들의 인력에 의해 약하게나마 교란을 받는다. 이로 인한 일사량의 변화가 약 1만 년 주기로 기후 변화를 야기하게 된다. 지구는 자전축을 중심으로 약간 흔들리면서 빠르게 회전하는 팽이처럼 하나의 원을 그리며 공전궤도를 돌고 있다. 지구 자전축의 황도경사각은 4만 1천 년 주기로 22∼25°사이에서 결정된다. 현재의 정사각은 23°27′으로, 양 반구 모두 여름과 겨울의 계절편차가 비교적 완화된 시기이다.

지구자전축도 늘 평행한 것은 아니며 지구 타원궤도면의 수직축을 중심으로 약 2만 6천 년 주기로 원뿔 운동을 한다. 이 지구 자전축의 운동과 근일점 운동을 결합시키면 평균주기가 2만 1천 년인 일종의 세차운동의 예를 보게 된다. 현재 지구의 세차운동은 북반구의 겨울 동안 지구가 태양에 가장 가깝기 때문에 북반구의 계절편자를 완화시켜 준다.

1만 년 전에는 상황이 정반대였다. 경사각이 주로 고위도지방의 일사량을 조정하는 것과는 달리 세차운동의 효과는 특히 아열대지방에서 크게 나타난다. 여름 일사량은 지금으로부터 5천∼1만 년 전에는 더욱 많아서 당시 인도와 사헬 지역(아프리카 사하라 사막 남쪽 지역)에 오늘날보다 더 강한 몬순이 발생하였다. 지구 공전궤도의 형태는 거의 완전한 원(타원에서 이심률이 0인 상태)에서부터 옆으로 약간 늘어난 타원으로까지 변화한다. 이 사이를 오가는 데 걸리는 시간은 약 10만 년이고, 현재 지구궤도의 이심률은 매우 작아서(1.7%), 지구가 받는 태양 에너지의 연간 변동율은 7%, 즉 17W/㎡를 넘지 않는다. 그러나 지구궤도의 이심률은 최고 7%에 이를 수도 있으며 그로 인해 지구가 받는 태양 에너지량의 변화는 지구가 태양에 가까운 따뜻한 계절과 가장 먼 추운 계절 간에 28%, 즉 67W/㎡까지 변할 수 있다.

제6장 화산활동, 조산운동, 대륙의 이동



대륙의 표류와 조산운동



오늘날 기후의 지리적인 분포는 상당 부분 해양과 육지의 분포에서 기인한다. 지금으로부터 2억 년 전 트라이아스기에는 육지 전체가 '판게아'라는 하나의 대륙으로 이루어져 있었고 적도를 중심으로 양극까지 펼쳐져 있었다. 지각 변동으로 판게아에서 분할된 대륙들은 표류하여 지표 전체로 흩어졌다. 이런 대륙의 이동은 기껏해야 연간 몇 cm에 불과했다. 이러한 움직임은 조산운동을 수반하는데, 가장 최근의 조산운동으로는 로키 산맥·알프스 산맥·히말라야 산맥·티베트 고원 등이 형성되었다. 대륙의 이동은 현재도 계속되고 있어서 대서양은 넓어지고 지중해는 좁아지고 있으며, 인도는 아시아 대륙 밑으로 가라앉고 있다.

대륙 이동은 평균 수백만 년이 걸리는 각 단계마다 독특한 기후를 보인다. 양극지방이 모두 상당히 넓은 해양의 한 가운데 있었을 때는 해양이 대기에 비해 매우 효율적으로 열을 수송하기 때문에 지구 전체가 따뜻한 기후를 나타냈다. 그래서 극지방의 해양에도 얼음이 없었으며, 가장 높은 위도에 위치한 대륙에서도 눈이 오지 않아 지구의 알베도(태양 에너지의 반사율로서 사하라 사막은 0.35, 깨끗한 눈은 0.80 이상이며, 열대림은 0.12 정도밖에 되지 않는다)가 감소하고 평균온도는 상승하게 되었다.

지면의 기복은 열적 효과뿐만 아니라 공기덩어리가 산맥을 만나 방향이 바뀌는 역학적인 효과도 일으킨다. 예를 들어 편서풍은 로키 산맥과 만나 아주 차가운 북서풍이 되어 캐나다의 중부와 동부에 영향을 미친다. 히말라야 산맥과 티베트 고원이 시베리아의 찬 공기를 열대의 따뜻한 공기로부터 격리시키는 것과 마찬가지이다. 마지막으로, 미국 대서양 연안의 남서/북동 방향은 강한 열적 차이로 인해 대서양의 따뜻하고 습한 공기가 대륙의 찬 공기와 섞이면서 퀘벡 지방에 많은 눈을 내리게 하고, 이 지역에 빙원이 발달하는 데 아주 유리하게 작용한다.

제2부 인간과 기후, 새로운 천년을 시작하며



20세기 말은 지구 역사상 유래 없는 인구폭발과 산업의 급성장으로 특징지어진다. 지구의 인구는 2만 년 전 수십만에 불과했으나 40년 전에는 25억이었고, 현재는 50억이며 40년 후에는 100억으로 증가할 것으로 보인다. 산업발전은 지역적으로 균등하게 이뤄지고 있는 것은 아니지만 인구증가만큼이나 빠른 성장 속도를 보이고 있다.

지구촌 전역에서 일어나는 이런 급격한 변화는 세계 곳곳에 다양한 결과로 나타나고 있고 기후도 예외는 아니다. 이중 일부는 수천 년 전부터 비교적 느리게 진행되어 왔으며, 온대 지방의 대규모 삼림벌채도 이에 해당된다. 그렇지만 무엇보다 심각하고 급속히 진행되며 돌이키기 힘든 것은 이미 일어난 일들이 아니라 앞으로 나타날 일들이다. 단기적인 경제적 이윤을 위해 무차별적으로 행해지는 열대지방의 삼림벌채로 인해 매년 1,500만∼2,000만 헥타르(450만∼600만 평)에 달하는 귀중한 생태계가 사라지고 있다. 유전형질 면에서도 이 손실은 돌이킬 수 없는 상태이며(약 1백만 종의 동식물이 10년 이내에 아마존의 밀림에서 사라질 것이다), 기후와 밀림의 공생 관계로 인해 기후에 미칠 영향도 우려된다.

제7장 온실기체의 증가



이산화탄소



대기 중 이산화탄소(CO₂)의 농도를 측정하는 관측소는 1958년 킬링이 하와이의 마우나로아 화산에 처음으로 설치하였다. 마우나로아산 관측소는 대기 중으로 이산화탄소를 대량으로 배출하고 있는 산업활동 지역이나 대도시, 그리고 교통량이 많은 지역으로부터 멀리 떨어져 있기 때문에 지구의 전반적인 이산화탄소 증가량을 측정하기에 좋은 장소이다. 게다가 이곳은 광합성과 호흡 작용으로 인해 계절에 따라 이산화탄소 농도가 달라지는 대규모 식물 생태계로부터도 멀리 떨어져 있다. 이산화탄소 농도의 연간 변동이나 장기적인 변화 경향을 알기 위해서는 계절변화와 관계없는 연평균 등을 이용하는 것이 좋다. 이산화탄소는 대기와 잘 섞이는 성질이 있고, 수명이 100년이나 되기 때문에 대기 중 농도는 매우 균일한 편이다.