<Review>
Atmospheric CO2 records from ice cores

1. 서 론

인류의 화석연료 사용으로 대기 이산화탄소(CO₂) 농도가 급격히 증가하고 있으며, 이러한 대기 이산화탄소 농도 증가가 현대 기후변화 및 환경변화의 주요인으로 주목 받고 있다(IPCC, 2013). 그러나, 탄소순환에 대한 과학적인 이해는 아직 많이 부족하다. 단적인 예로, 기후-탄소순환 되먹임효과(feedback)에 대해서 모델마다 다른 결과값을 보여 주는데 그 범위가 커서, 모델에 기반을 둔 미래 기후변화 예측은 매우 불확실하다(Friedlingstein et al., 2006). 한편, 고기후학은 과거에 발생한 자연적인 기후변화와 탄소순환에 대한 자료를 제공하기 때문에 기후변화에 대한 근본적인 이해를 넓히는데 매우 중요할 뿐더러, 미래 기후예측 모델을 검증하는데 이용될 수 있다. 이러한 고기후학적 탄소순환 연구에서 정확한 과거 대기 이산화탄소 농도 복원이 필수적으로 요구된다. 1980년대부터 본격적으로 빙하코어를 이용하여 과거 대기 이산화탄소 농도를 복원하였는데(Delmas et al., 1980; Neftel et al., 1982), 현재 가장 믿을만한 과거 대기 이산화탄소 농도 자료로 인식되고 있다(IPCC, 2013). 왜냐하면, 빙하에는 과거의 공기가 보존되어 있어 직접 분석이 가능하고, 여러 지역에서 시추한 빙하코어 자료가 비교적 잘 일치하기 때문이다(Ahn et al., 2012a; Bereiter et al., 2012). 또한, 빙하코어를 이용하면 여러 가지 고해상도의 자료를 비교적 정확한 연령으로 동시에 획득할 수 있다는 장점이 있어 빙하코어 자료는 대기 이산화탄소 농도 조절 메커니즘 규명에 매우 유용하다(e.g., Petit et al., 1999; Lüthi et al., 2008). 대기 이산화탄소 농도 복원은 주로 남극시료를 사용하는데 남극에서는 먼지 유입이 적어 오염이 거의 되지 않기 때문이다. 현재까지 남극에서 여러 번의 심부 빙하코어 시추를 비롯한 많은 빙하시추가 수행되었으며, 우리나라는 2013/2014년 남극 하계 기간에 한국-이탈리아 공동으로 동남극 GV7 지역에서 250 m 깊이의 남극빙하를 처음으로 시추하였다(그림 1). 지금까지 복원된 것 중 가장 오랜 연령은 80만 년이며, 남극 Dome C 빙하코어를 이용하였다. 반면, 그린랜드 빙하코어는 비교적 많은 탄산염광물과 유기물을 함유하고 있어 대기 이산화탄소 농도 분석에는 적절하지 않은 것으로 알려져 있다(Anklin et al., 1995, 1997; Smith et al., 1997a). 탄소순환 메커니즘 규명이 지난 수십 년 간 고기후학에서 주요 연구주제로 부각되어 왔으며, 앞으로도 빙하코어 자료는 해양 및 육상 자료와 함께 고기후 연구에 중요한 위치를 차지할 것으로 전망된다. 한편, 고기후학적인 탄소순환 연구를 미래 기후예측에 적용시키는 데는 한계가 있음에 유의해야 한다. 과거에 해류순환, 빙하면적과 같은 기후경계조건(climate boundary condition)이 현재와 다르기 때문이다. 그러나, 앞서 설명한 것처럼 탄소순환에 대한 근본적인 이해를 넓히고 미래 기후모델을 시험하는데 고기후학적 연구가 차지하는 비중은 여전히 크다.

Fig. 1.

Antarctic ice core location map. Red and blue dots indicate high and low snow accumulation sites, respectively.

이 논평에서는 아직 국내에 잘 알려지지 않은 빙하코어를 이용한 탄소순환 연구 전반에 대하여 소개하고 향후 연구방향을 제시한다. 주요내용은 빙하코어를 이용한 이산화탄소 농도 복원방법, 탄소순환 연구결과와 최근 해외 및 국내 연구동향과 전망이다. 최근 연구결과를 설명하기 위하여 빙하코어 이산화탄소 농도 자료를 시간규모에 따라 분류하고, 각 시간규모에 따른 대기 이산화탄소의 변동성과 관련된 탄소순환의 메커니즘에 관한 가설과 문제점을 토의한다. 특별히, 최근에 남극 장보고과학기지 건설로 본격적인 빙하시추가 진행될 예정인데, 이와 관련된 시추계획과 국내 연구방향을 함께 제시한다.

2. 분석방법

2.2 이산화탄소 농도측정법

빙하에서 추출된 공기에서 이산화탄소 농도를 측정하기 위하여 다양한 분석기법이 사용되는데 적외선 분광법(infrared laser spectroscopy, IRLS)과 기체크로마토그라피(gas chromatography)법이 가장 많이 사용된다. 일반적인 대기화학 분석법과 다른 점은 매우 소량의 공기 시료를 사용한다는 점이다. 10 g 정도의 빙하시료에 포함된 공기의 양은 표준온도압력조건(0℃, 1atm)에서 약 1 ml 정도로 매우 적다. 그림 2는 서울대학교 빙하/고기후 연구실에 설치된 이산화탄소 분석용 기체추출장치로서 10 g의 빙하시료에 대해서 실험오차가 약 1 ppm 이다.

Fig. 2.

Dry extraction line constructed at Seoul National University for ice core CO2 concentration analysis.

2.3 농도보정법

빙하시료에서 소량의 공기를 추출하는 과정에서 이산화탄소 농도가 변질될 가능성이 있다. 빙하시료의 표면에서 승화에 의해 수증기가 생성되는데, 이산화탄소가 수증기와 결합하여 분석라인 내부에서 흡착과 탈착을 일으키며 다른 기체종에 비해서 느리게 이동한다. 따라서, 공기가 이동할 수 있는 충분한 시간이 주어지지 않는다면 실제 빙하 내에서의 농도(mixing ratio)와 다른 농도 결과값을 얻게 된다(Stauffer and Tschumi, 2000). 또한, 시료컵이나 분석라인 내부에서 약간의 오염이 있을 수 있는데, 이러한 실험오차는 바탕시험(blank test)으로 보정이 가능하다. 바탕시료는 정제된 물을 공기방울이 전혀 없게 얼려서 만들게 되는데, 스위스 베른대학교의 경우에 단결정의 얼음을 만들어 사용하고, 미국 오레곤주립대학교와 한국 서울대학교의 경우에는 정제된 물을 깨끗한 금속용기에서 끓여 녹아있는 공기를 없앤 후 천천히 얼린 얼음을 이용한다(그림 3). 바탕시험은 바탕시료(얼음)를 실제 빙하시료와 같은 형태와 크기로 잘라서 시료컵에 넣고 실제 빙하시료와 같은 과정을 거쳐 측정한다. 바탕시료에는 공기가 없으므로 이미 농도를 알고 있는 표준공기를 시료컵에 주입하여 사용한다.

Fig. 3.

Blank ice container (left) and blank ice (right) used at Seoul National University.

또 다른 보정은 실험과 관련이 없지만, 중력에 의해 빙하상부에서 자연적으로 농도가 바뀌는 것에 대한 것이다. 이산화탄소의 분자량은 약 44이고 공기 평균 분자량이 약 29이기 때문에 기체확산이 지배하는 빙하상부 펀(firn)층의 하부에 이산화탄소가 약간 농집 된다(Craig et al., 1988; Schwander, 1989). 펀층은 빙하 최상부에서 눈이 얼음으로 변하는 층으로 공기방울이 독립되어 형성되어 있지 않고 서로 연결되어 있는 층으로 약 50-100 m의 두께를 갖는다. 펀층에서 실제 대기값 보다 이산화탄소 농도가 약 1-2 ppm 증가한 상태로 공기가 빙하에 포집되는데, 이것을 보정하기 위하여 보통 질소 동위원소비를 측정한 값을 아래 수식에 적용하여 농집된 정도를 계산하고, 이 값을 최종 실험값에서 뺀다. 예를 들어, δ¹⁵N이 0.3‰이고, 대기 이산화탄소 농도가 280 ppm인 경우,

δ¹⁵N × (M_CO2 - M_air) × [CO₂] = 0.30 × 10^-3 × (44.01-28.96) × 280 = 1.3 ppm

(여기서, δ¹⁵N은 질소기체의 안정동위원소비, M_CO2와 M_air는 각각 이산화탄소와 공기의 분자량, [CO₂]는 이산화탄소의 농도(mixing ratio)이다.)

약 1.3 ppm 만큼 높은 이산화탄소 농도가 빙하코어 공기방울에 보존되므로, 측정값에서 이 만큼 빼 주어야 올바른 대기농도 값을 복원할 수 있다.

3. 빙하코어 기록

3.1 밀란코비치 주기 시간규모에서의 이산화탄소 농도변화

빙하기-간빙기 주기적인 기후변화의 주요인은 밀란코비치 주기(Milankovich cycle)로 잘 알려진 지구공전궤도의 이심률변화, 지구자전축 기울기변화, 세차운동의 변화와 같은 천문학적 요인으로 설명된다(Hays et al., 1976). 이러한 변화의 시간규모는 수 만년 에서 수십 만년 인데, 대기 이산화탄소 농도도 비슷한 주기성을 갖고 있다(Lüthi et al., 2008). 빙하코어 자료를 보면 이산화탄소 농도가 빙하기 때에 간빙기 보다 약 80-100 ppm 낮았다는 것을 알 수 있다(Lüthi et al., 2008) (그림 4). 만 년 이상의 시간규모에서 전반적으로 이산화탄소 농도는 남극온도, 메탄농도, 해양온도와는 양의 상관관계를 보이고, 육상 빙하부피와는 음의 상관관계를 보인다. 고해상도 연구 결과에 의하면, 최근 해빙기(last deglaciation) 동안 대기 이산화탄소 농도가 남극온도보다 거의 동시기에 변하거나 약간 뒤따라간다(Fischer et al., 1999; Caillon et al., 2003; Ahn et al., 2004; Pedro et al., 2012; Parrenin et al., 2013). 그러나, 연구마다 이산화탄소 농도와 남극온도를 비교하는 시점이 다름에 유의하여야 한다. Fisher et al. (1999)는 해빙(glacial termination)이 끝나는 시점을 기준으로 비교하였고, Caillon et al. (2003), Ahn et al. (2004) 그리고 Pedro et al. (2012) 등은 해빙기 약 6000년 동안의 평균적인 시간차이를 계산하였다. 해양에서의 여러 가지 탄소순환 메커니즘 중에서 심층수 순환 및 해저퇴적물의 반응시간을(Sarmiento and Gruber, 2006) 고려하면 이산화탄소 농도가 남극온도를 평균적으로 수백 년 ~ 천 년 뒤따라가는 것은 전혀 이상하지 않다. 남극온도가 아니라 지구평균 기온을 기준으로 비교하였을 때는, 지구전체 평균온도가 대기 이산화탄소 농도 증가를 뒤따라 가는 것으로 관찰된다(Shakun et al., 2012). 따라서, 대기 이산화탄소 농도 변화가 빙하기-간빙기 기후변화에 중요한 영향을 미쳤다는 해석에는 변함이 없다. 빙하기-간빙기의 기후변화 주기에서 기후-탄소순환 되먹임효과는 천문학적 요인에 의한 기후변화를 증폭시키는 역할을 한 것으로 여겨 진다(Shakun et al., 2012).

대기 이산화탄소 농도와 남극온도와의 높은 양의 상관관계는 남극해에서의 프로세스가 대기 이산화탄소 농도 조절에 중요한 역할을 했음을 암시한다(e.g., Sigman et al., 2010; Skinner et al., 2010). 빙하기-간빙기 간의 대기 이산화탄소 농도 조절기작에 관하여 1980년대부터 많은 가설이 제기되었는데(Broecker and Peng, 1998; Sigman and Boyle, 2000; Sigman et al., 2010), 빙하기에서 간빙기로 기후가 변하면서 증가하는 대기 이산화탄소는 해양에서 공급되었을 것으로 판단된다. 그 이유는 빙하기에 육상 탄소량이 간빙기보다 적어서 육상탄소는 오히려 해빙기(deglaciation) 동안 소멸원으로 작용했을 것으로 추정되기 때문이다(IPCC report, 2007). 고위도에서 해양 표층수 온도가 낮아서 심층수와 섞이기 용이하기 때문에 저위도 보다는 고위도 지역의 해양이 대기 이산화탄소 농도를 조절하는 데 중요한 역할을 했을 것으로 여겨지며, 특별히, 용승된 영양염이 생물체에 의해 모두 소비되지 않는 남극해가 주목을 받고 있다(Broecker and Peng, 1998). 심층수의 이산화탄소 농도는 매우 높으므로, 심층수 용승 강화는 대기로의 이산화탄소 배출을 증가시킨다. 그러나, 심층수 용승은 표층수에 영양염(nutrient)을 공급을 수반하고, 증가된 영양염은 생물학적 펌프(biological pump)를 강화시켜 대기 이산화탄소의 소멸원이 될 수 있다. 이러한 상반된 효과를 고려할 때, 용승되어 공급되는 영양염이 소비되는 효율에 의해서 대기 이산화탄소 농도가 영향을 받는 것으로 판단된다(Sigman and Boyle, 2000). 남극해에서 대기-해양 간의 탄소교환에 영향을 주는 인자로 해빙(sea ice)의 면적 변화와 바람장 세기가 중요하다. 예를 들어, 해빙은 대기-해양간의 기체교환을 방해하며(Stephens and Keeling, 2000), 남반구 편서풍(Southern hemisphere westerlies)의 위도변화에 따른 남극해에서의 심층수 용승 세기의 변화(Toggweiler et al., 2006)는 대기 이산화탄소 농도에 변화를 초래할 수 있기 때문이다.

Fig. 4.

Greenhouse gases and climate during the last 800 ka. (a) Atmospheric CH4 concentration (Loulergue et al., 2005). (b) Continental ice volume and sea temperature inferred from benthic foraminifera δ18O (Lisiecki et al., 2005). (c) Atmospheric CO2 concentration (Lüthi et al., 2008). (d) Antarctic temperature inferred from δ18O of ice (Jouzel et al., 2007).

3.2 천 년 시간규모에서의 변동성

천 년 시간규모의 연구는 주로 최근 빙하기(last glacial period)에 대해서 연구가 되어 왔다. 그린랜드 빙하코어 연구에서 수십 년 시간 규모의 급격한 기후변화가 천 년 정도의 시간규모에서 반복되었다는 것이 밝혀졌다(Dansgaard et al., 1993; Grootes et al., 1993) 댄스가드-어쉬거 사건 (Dansgaard-Oeschger event)으로 잘 알려진 일련의 반복되는 기후변화의 원인으로 가장 잘 알려진 가설은 북대서양에 담수의 유입으로 북대서양 심층수 형성이 방해를 받아 남북방향의 열수송이 달라져 남/북극 간의 기온변화가 서로 상반되게 변했다는 것이다(Crowley, 1992; Schmittner et al., 2003; Stocker and Johnsen, 2003). 이러한 가설은 그린랜드와 남극이 서로 다른 기후변화를 보이면서도 연결되어 있다는 빙하코어 연구결과에서 확인된다. 즉, 그린랜드 아빙기(Greenlandic stadial) 동안 남극 온도는 상승하였고, 그린랜드 아간빙기(Greenlandic interstadial) 동안 남극 온도는 하강하였다(Blunier and Brook, 2001; EPICA community members, 2006). 그런데, 그린랜드 아빙기는 크게 두 종류로 구분할 수 있다. 하인리히사건(Heinrich event)를 포함하는 아빙기와 그렇지 않은 아빙기로 나눌 수 있다. 이러한 두 종류의 아빙기는 북대서양 심층수의 약화 정도와 관련이 있을 것으로 제시된 바 있는데, 하인리히 사건을 포함하는 아빙기(하인리히 아빙기, Heinrich stadial) 때 북대서양 심층수형성이 완전히 멈추었고, 다른 아빙기는 북대서양 심층수형성이 약화되었으나 완전히 멈추지는 않았을 것이다(Rahmstorf, 2002). 그러나, 하인리히 아빙기를 제외한 다른 아빙기(비하인리히 아빙기, non-Heinrich stadial) 동안 북대서양 심층수 형성이 약화되었다는 뚜렷한 증거가 해양퇴적물에서 아직 발견되지 않았다(Clement and Peterson, 2008). 해양퇴적물 자료의 부정확한 연령과 낮은 자료해상도라는 한계 때문에 비하인리히 아빙기 동안 북대서양 심층수 형성 약화에 대한 정확한 해석이 어렵다.

이러한 일련의 기후변화 및 해류순환의 변화 동안 대기 이산화탄소 농도가 어떻게 변했는지를 아는 것은 ‘양극간 시소’ 및 탄소순환을 이해하는데 매우 중요하다. 최근 보고된 빙하코어 자료에 의하면 하인리히 아빙기 동안 이산화탄소 농도가 증가한 것은 명확하다(Ahn and Brook, 2008; Bereiter et al., 2012). 즉, 하인리히 아빙기 동안 이산화탄소 농도와 남극온도는 양의 상관관계를 보인다(그림 5). 만약, 남극온도와 이산화탄소 간의 양의 상관관계가 모든 그린랜드 아빙기 동안 유지 되었을 것이라고 가정하면, 비교적 짧은 그린랜드 아빙기, 즉 비하인리히 아빙기 동안 대기 이산화탄소 농도가 약간 증가했을 것이라고 유추할 수 있지만, 아직까지 빙하코어 자료의 해상도의 한계로 명확하게 밝혀지지 않았다(Ahn and Brook, 2008).

Fig. 5.

Atmospheric CO2 and climate during the last ice age. (a) Greenlandic climate record from NGRIP ice core (North Greenland Ice Core Project members, 2004). (b) Atmospheric CH4 concentration records from Byrd (green) (Blunier and Brook, 2001), EDML (brown) (EPICA community members, 2006) and Talos (blue) (Schüpbach et al., 2011; Bereiter et al., 2012) ice cores, Antarctica. (c) Atmospheric CO2 concentration records from Byrd (greeen) (Ahn and Brook, 2008), EDML (brown) (Bereiter et al., 2012) and Talos Dome (blue) (Bereiter et al., 2012) ice cores, Antarcitica. (d) Antarctic climate record from EDML ice core (EPICA community members, 2006). Numbers on the top indicate Dansgaard-Oeschger events and HS stands for Heinrih stadial.

그린랜드 아간빙기 동안 남극 온도는 계속해서 하강하지만, 대기 이산화탄소 농도는 그린랜드 아간빙기 초기 수 백년 동안 농도가 유지되거나 약간 상승하다가 결국 남극온도와 마찬가지로 감소하게 된다(Ahn and Brook, 2008; Bereiter et al., 2012). 따라서, 평균적으로 이산화탄소 농도는 남극온도를 수백 년 정도 뒤따라 가는 것으로 해석될 수 있으나(Ahn and Brook, 2007), 고해상도 연구결과에 의하면 4번 하인리히아빙기(Heinrich stadial 4) 에는 오히려 이산화탄소 농도와 남극온도가 동시에 상승하는 것으로 관찰된다(Ahn et al., 2012b). 더욱 흥미로운 것은 하인리히 아빙기 동안 이산화탄소 농도 증가가 점이적이지 않고 급격한 변화를 수반한다는 것이다(Ahn et al., 2012b). 북대서양에 담수가 유입되면서 해류순환 및 기후변동에 대한 탄소순환 반응이 비선형적으로 이루어졌을 가능성을 시사한다(Ahn et al., 2012b).

최근해빙기와 이전 해빙기에도 천 년 시간규모에서 이산화탄소 농도 변동성을 관찰할 수 있다(Monnin et al., 2001; Schmitt et al., 2012). 볼링-앨러로드 사건(Bølling-Allerlød event)은 그린랜드 아간빙기에 해당하고, 영거드라이아스 사건(Younger Dryas event)은 그린랜드 아빙기에 해당한다. 볼링-앨러로드 사건 직전의 그린랜드 아빙기는 1번 하인리히 아빙기(Heinrich stadial 1)이고, 영거드라이아스 사건은 0번 하인리히 아빙기(Heinrich stadial 0)로 불리운다. 이 두 그린랜드 아빙기 동안 남극 온도와 대기 이산화탄소 농도 모두 상승하였다.

빙하기-간빙기 시간규모에서와 마찬가지로, 천 년 시간규모에서도 이산화탄소 농도가 남극 온도와 양의 상관관계를 가진다는 점에서 남극해에서의 탄소순환과 관련된 많은 모델이 제시되었다. 가장 많이 연구된 것은 남극해에서의 심층수 용승(upwelling)과 관련된 기작에 관한 것이다(Schmittner and Galbraith, 2008; Anderson et al., 2009; Skinner et al., 2010). 남극해에서의 심층수 용승은 북대서양에서 담수 유입에 의해 북대서양 심층수 형성이 약화되어 발생했다는 가정하에 여러 모델 연구가 수행되었다(Menviel et al., 2008; Schmittner and Galbraith, 2008; Bozbiyik et al., 2011). 북대서양 심층수 형성 약화는 여러 가지 방법을 통해서 남극해에서 심층수 용승을 강화시킬 수 있다. 남극해에서 수직적 염도변화에 따른 비성층화(destratification)(Schmittner and Galbraith, 2008), 대기순환을 변화시켜 남반구 편서풍(southern hemisphere westerlies)이 남쪽으로 이동하게 하거나(Anderson et al., 2009), 남반구 편서풍을 강화(Menviel et al., 2008; Tschumi et al., 2008; d’Orgeville et al., 2010) 시켜 용승을 강화시킨다는 가설이 제기 되었다. 하인리히 아빙기(Heinrich stadial) 동안 해양퇴적물 자료를 바탕으로 남극해에서 용승이 강화되었다는 보고가 있으나(Anderson et al., 2009; Skinner et al., 2010), 아직 정확히 용승을 지시할 수 있는 프락시 자료가 없다.

해양 뿐만 아니라, 육상에서의 탄소순환 변화도 대기 이산화탄소 농도에 영향을 미칠 수 있다. 기온과 강수량이 식생과 토양탄소의 분해에 영향을 미칠 수 있는데, 그린랜드와 남극기온 변화와 맞물려 지구적 규모에서의 기후변화와 강수량 변화가 있었을 것으로 예상할 수 있다. 그러나, 프락시 자료가 불충분하고 탄소순환 모델간에 상반된 결과값이 보고되었다(Köhler et al., 2005; Menviel et al., 2008; Schmittner and Galbraith et al., 2008).

정확한 연령과 고해상도 프락시 자료의 확보가 천년 시간규모의 탄소순환을 연구하는데 반드시 필요하다. 또한, 서로 다른 경계조건에 따라 천년 시간규모의 탄소순환이 어떻게 다른가를 이해하는 것도 필요하다.

3.3 천 년 미만 시간규모에서의 변동성

천 년 미만의 시간규모에서의 변동성을 이해하기 위해서는 적절한 빙하코어를 선택해서 고해상도 분석자료를 생성해야 한다. 적설량이 높은 지역에서 시추한 빙하코어를 사용하여야 고해상도 자료를 얻을 수 있는데, 최근 1000-2000년에 대하여 10-20년의 해상도로 분석된 자료(Etheridge et al., 1996; MacFarling Maure et al., 2006; Ahn et al., 2012a; Rubino et al., 2013)가 보고 되었다(그림 6). 최근 1000년에 대한 여러 빙하코어 자료를 비교해 보면 약 0-2% (0-6 ppm) 정도의 농도 차이를 보이는데(Ahn et al., 2012a), 전체적인 변화추세에서 WAIS Divide 빙하코어와 Law Dome 빙하코어 자료는 비교적 잘 일치한다. 백 년 시간규모에서 수 ppm 정도의 변동성이 확인되며, 가장 주목할 만한 점은 서기 1600년경에 7-10 ppm의 급격한 이산화탄소 농도 감소이다(MacFarling Maure et al., 2006; Ahn et al., 2012a). 최근 1000년 간 이산화탄소 농도는 산업혁명 이전에 약 280 ppm 이었고, 1850년 이후 급격히 농도가 증가하는 것이 관찰된다. 1600-1800년 사이의 낮은 농도는 소빙하기와 관련이 있을 것으로 추정된다(MacFarling Maure et al., 2006). 북반구 기후변화와 이산화탄소 농도간에는 양의 상관관계를 보여주며, 통계분석 결과에 의하면 1℃ 온도상승에 따른 이산화탄소 변화량은 7.7 ppm (최적구간 1.7-21.4 ppm) (Frank et al., 2010)이다. 흥미로운 것은 적도 인도-태평양 표층수 온도와 대기 이산화탄소 농도가 높은 상관관계를 보여주므로 지구전체적인 표층수의 온도변화가 대기 이산화탄소 농도에 영향을 주었을 가능성이 높다(Ahn et al., 2012a). 그러나, 육상 탄소 변화에 따른 대기 이산화탄소 농도 변화도 무시할 수 없다. 육상 온도가 올라가면, 일반적으로 토양에서의 호흡에 의한 생성원이 증가하여 대기 이산화탄소 농도를 높일 수 있기 때문이다. 또한, 해양 온도가 올라가면, 해수에 대한 이산화탄소 용해도가 감소하여 해양에서 대기로 이산화탄소 가 방출되어 대기 이산화탄소 농도가 증가할 수 있다. 이러한 두 가지 기작 중 어느 것이 더 우세했는지에 대해서는 δ¹³CO₂를 비롯한 다양한 고기후 자료가 확보되어야 확인할 수 있다(Ahn et al., 2012a).

Fig. 6.

Atmospheric CO2 concentration during the last 2000 years. The records are WAIS Divide (Ahn et al., 2012b), Law Dome (McFarling Meure et al., 2006), Dronning Maud Land (Siegenthanler et al., 2005) and Dome C (Flükiger et al., 2002) ice cores, Antarctica. Darker lines indicate Gaussian filtering (1σ = 10 years). OSU stands for Oregon State University and CMAR, CSIRO Marine and Atmospheric Research.

한편, 산업혁명 이전에도 인류활동에 의해서 대기 중 이산화탄소 농도가 증가했다는 주장이 제기 되었다(Ruddimann, 2003, 2007). 전쟁, 질병, 기근과 같은 요인에 의해서 인구가 감소하게 될 경우 버려진 농경지에 산림이 형성되면서 대기 탄소가 육상으로 격리된다는 주장이다(Ruddimann, 2003, 2007). 이것을 뒷받침 하는 증거로, (천년 미만의 시간규모는 아니지만) 산업혁명 이전 약 8000년 동안 대기 이산화탄소 농도 증가가 이전 간빙기 동안 이산화탄소 농도 감소와 다른 경향성을 보인다는 것이 제시되었다(Ruddimann, 2003, 2007). 서기 1600년 경의 급격한 이산화탄소 농도감소는 유럽인의 질병전파로 북아메리카 원주민에 질병이 유행하면서 인구가 급감한 시기와 일치한다. 그러나, 모델 연구결과는 일치하지 않는다(Pongratz et al., 2009; Ruddimann and Ellis, 2009).

4. 향후 연구전망

농도복원 측면에서는 (1) 백만 년 이상의 가장 긴 이산화탄소 농도자료를 획득하려는 시도와 (2) 기간은 길지 않지만, 시간적 고해상도 자료를 획득하려는 노력이 진행되고 있다. 한편, 농도복원과 더불어 δ¹³CO₂ 자료를 포함한 다양한 프락시 자료 획득과 모델링을 이용하여 기후-탄소순환 피드백에 대한 이해를 높이는 연구가 계속해서 활발히 진행될 것으로 전망된다.

4.3 고기후프락시와 정확한 시기적 상관관계 규명

기후변화와 이산화탄소 농도 변화 간의 시기적 상관관계는 오랫동안 관심을 받아왔다(Fischer et al., 1999; Ahn et al., 2004; Ahn and Brook, 2007; Pedro et al., 2012; Parrenin et al., 2013). 그러나, 정확한 시기적 상관관계 규명이 어려운데, 그 이유는 온도복원에 사용되는 얼음연령과 이산화탄소 농도 복원에 사용되는 기체연령이 서로 다르기 때문이다(Schwander et al., 1997). 빙하 상부 firn층(약 70~ 100 m)에서는 공극이 연결되어 있어, 공극의 기체가 빙하 상부의 대기 기체와 교환될 수 있다. 따라서, 빙하 상부에서 공기방울이 형성될 때, 공극의 공기연령은 둘러싸고 있는 얼음의 연령보다 젊다. 즉, 같은 깊이의 빙하시료에 대해서 기체연령이 얼음연령보다 젊다. 온도자료는 얼음의 안정동위원소(δ¹⁸O_ice, δD_ice)를 사용하므로 얼음연령을 갖게 되지만, 이산화탄소 는 기체연령을 갖게 된다. 따라서, 온도와 온실기체 농도 사이의 정확한 상관관계를 알기 위해서는 얼음연령과 기체연령의 차이(Δage)를 정확히 알아야 한다. 연령분포와 기체-얼음간의 연령 차이는 빙하코어 시추지역에서의 빙하학적 특성에 따라 달라진다. 일반적으로, 적설량이 적어지거나 연평균 온도가 낮을수록 연령차이는 커진다(표 1). 따라서, 정확한 온도- 이산화탄소 농도 변화의 시기적 상관관계를 이해하기 위해서는 적설량이 높은 지역에서 시추한 빙하코어를 분석하여야 한다.

Table 1.

Surface temperature and snow accumulation rates at ice coring sites in Antarctica.

5. 국내연구동향 및 향후과제

6. 결 론

탄소순환과 기후변화 연구에 있어 빙하코어를 이용한 과거 대기 이산화탄소 농도 복원 연구는 매우 중요하다. 불과 30여 년 밖에 되지 않는 짧은 연구기간이었지만, 많은 과학적 성과가 있었으며, 앞으로도 계속해서 중요한 연구분야로 기후/환경 연구에 기여할 것이다. 연구목적에 따라서 적절한 빙하의 종류가 달라지므로 신중한 시추지점의 선택이 중요하다. 예를 들어, 고해상도 연구를 위해서는 적설량이 높은 지역에서의 시추코어가 필요하지만 긴 연령의 코어를 확보하기 위해서는 적설량이 낮은 지역에서의 시추코어를 확보하여야 한다. 국내에서는 이미 이산화탄소 농도측정 기술이 확보되었으나, 앞으로도 동위원소 측정을 위한 공기추출 기술이 필요하고, 다량의 빙하시료를 확보하기 위하여 일반적인 빙하코어 뿐만 아니라 블루아이스를 빙하시료를 확보하는 방안도 함께 모색하여야 한다. 장보고과학기지의 준공으로 국내에서 남극 빙하시료 확보가 용이해지고 있어 향후 한국 과학자에 의한 빙하연구가 더욱 활발해 질 것으로 전망된다.

Acknowledgments

이 논문은 극지연구소 국내 학연 극지연구진흥프로그램(PAP) 사업비 지원을 받아 수행된 연구사업입니다(PD12010).

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