Judith Curry 박사의 Climate Etc.에서 다시 게시됨.

Javier Vinós & Andy May

“지구의 적도에서 극지방으로의 대기 열 수송은 주로 중위도 폭풍에 의해 수행됩니다. 그러나 지구 기후의 이러한 근본적인 특징을 설명할 만족스러운 이론은 없습니다.” 레온 배리, 조지 C. 크레이그 & 존 서번 (2002)

3.1 소개

기후 시스템과 지구상의 생명체에 동력을 공급하는 거의 모든 에너지는 태양에서 옵니다. 들어오는 태양 복사는 173,000TW로 추정됩니다. 대조적으로 방사성 붕괴와 태초의 열로 인한 지열 열 흐름은 47 TW, 인간의 열 생산은 18 TW, 달과 태양의 조석 에너지는 4 TW로 추정됩니다. 태양풍, 태양 입자, 별빛, 달빛, 행성간 먼지, 운석 또는 우주선과 같은 다른 에너지원은 무시할 수 있습니다. 따라서 태양 복사 조도는 기후 시스템에 입력되는 에너지의 99.9% 이상을 구성합니다.

태양으로부터 받은 에너지는 지구-태양 거리의 변화로 인해 연간 주기에 따라 6.9% 변화합니다. 지구는 1월 4일경에 태양에 가장 가깝고(근일점) 7월 4일경에 가장 멀리(원일점) 있습니다. 비록 지구의 절반은 주어진 시간에 태양에 의해 조명되지만(크기 차이로 인한 50.2%), 태양을 향한 지구의 축 방향의 변화, 육지 질량의 불규칙한 분포, 알베도의 변화 및 지역적 변화 표면 및 대기 온도는 반사된 태양 단파복사(RSR)와 나가는 장파복사(OLR)의 양에 중요한 계절적 변화를 일으킵니다. 결과적으로 지구의 온도는 항상 변하고 행성은 에너지 균형에 있지 않습니다.

순진하게 예상할 수 있는 것과는 달리, 지구는 태양으로부터 가장 멀리 떨어져 있는 6월 동지 직후에 가장 따뜻하고, 태양으로부터 6.9% 더 많은 에너지를 받는 12월 동지 직후에 가장 춥습니다. 지구의 평균 표면 온도는 c입니다. 14.5 °C(가혹한 빙실 조건)이지만 연중에는 3.8 °C만큼 따뜻해지고 냉각됩니다(그림 3.1). 예상대로 지구는 그 당시 무엇을 받고 있었는지에 관계없이 냉각될 때 더 많은 에너지(총 방출 복사, TOR)를 방출하고 따뜻할 때 덜 방출합니다. 따라서 대기 상단의 에너지 균형 개념( TOA)는 분명히 잘못되었습니다. 지구는 경년 온도 변동이 거의 없지만 지구의 열 항상성과 관련된 메커니즘을 제대로 이해하고 있다고 생각할 이유가 없습니다.

그림 3.1. 연간 온도 및 복사 변화. 행성(굵은 선)의 지구 표면 평균 온도는 1년 동안 3.8°C씩 변하는데, 이는 주로 NH(가는 선)가 12°C씩 변하기 때문입니다. 지구가 근일점일 때인 1월 초에 총 태양복사조도(TSI, 노란색 점선)를 6.9% 더 받았음에도 불구하고 행성은 1월에 가장 춥습니다. 행성은 각 반구가 냉각될 때 두 개의 에너지 손실 피크(TOR, 총 방출 복사, 나가는 장파 및 반사된 단파, 빨간색 점선)를 가지며, 북반구 냉각 동안 가장 높습니다. 11월과 1월 사이에 행성은 다른 어느 때보다 더 많은 에너지(TOR)를 방출합니다. SH, 파선. NH 겨울, 밝은 회색 지역. Jones et al.의 1961-1990 온도 데이터. 1999. Carlson et al.의 방사선 데이터. 2019.

그림 3.1에서 분명한 것은 기후 시스템이 전적으로 태양 복사 조도에 의해 구동되지만 지구의 온도를 결정하는 것은 기후 시스템이 해당 에너지로 하는 일이며 기후 시스템은 매우 복잡하다는 것입니다. Barry, et al. (2002) 이 부분의 상단에 있는 인용문에서 현대 기후학에는 우리 행성의 기후 시스템 내에서 에너지가 어떻게 이동하는지에 대한 적절한 이론이 부족하다고 말합니다. 매우 복잡하더라도 제대로 이해되지 않는 것을 모델링하는 것은 가능하지만 그러한 모델을 믿는 것은 어리석은 일입니다.

개기일식 동안 분명히 알 수 있듯이 태양의 에너지는 표면에서 직선으로 나옵니다. 태양은 지구의 하늘에서 호의 0.5°의 겉보기 크기를 가지며 황도라고 하는 지구의 태양 궤도 평면에 위치합니다. 황도는 지구 공전면을 하늘에 투영한 것이며, 또한 하루 24시간 동안 현지 정오에 태양으로부터 가장 수직인 광선이 지구 주위를 도는 경로이기도 합니다. 지구의 축 방향 기울기로 인해 태양은 항상 적도 바로 위에 있는 것은 아니며 6월 하지에 23.44°N 이상에서 12월 하지에 23.44°S로 이동합니다. 주어진 주간에 태양의 위치는 복사의 입사각을 결정합니다. 입사각이 높을수록(태양이 수평선보다 낮음) 태양으로부터 도달하는 에너지는 더 넓은 표면적에 퍼져 수평 영역 단위당 에너지 양이 감소합니다. 주어진 지역에 대한 단위 수평 영역당 태양 복사의 플럭스는 일사량이며, 적도에 대한 황도의 위치를 ​​표시하는 태양의 적위에 가까울수록 위도가 가까운 태양 정오에 더 높습니다. 일사량은 지역 표면 온도의 가장 중요한 결정 요인입니다.

지구에 대한 태양의 위치 때문에 대부분의 에너지는 열대 지방의 기후 시스템으로 들어갑니다. 그러나 OLR은 표면의 절대 온도에 따라 증가하고 온실 효과 및 구름 덮개에 따라 감소합니다. 지표의 평균 절대 온도는 위도에 따라 크게 변하지 않고(60°N–60°S 사이에서 278–300K), 온실 가스 농도와 구름 덮개는 열대 지방에서 더 높은 경향이 있기 때문에 OLR은 크게 변하지 않습니다. 위도와 함께. 그 결과 TOA에서 순 복사 플럭스는 c. 30°N-30°S 및 음수 c. 30°와 극. 그러나 12월-2월 시즌 동안 순 플럭스는 15°N 북쪽에서 음의 값을 가지며(그림 3.2) 북반구의 대부분이 에너지를 잃고 있습니다. 감소된 일사량과 순 에너지 부족으로 인한 냉각은 위도 온도 구배(LTG)를 생성합니다. 에너지는 자오선 수송(MT)에 의해 LTG(그림 3.2)를 따라 에너지의 순 이득(에너지원)이 있는 위도에서 에너지의 순 손실(에너지 싱크에서 공간으로)이 있는 위도로 이동합니다.

그림 3.2. 12~2월 대기 상부의 순 복사 플럭스 양의 순 플럭스 값(빨간색 영역)은 기후 시스템으로의 순 에너지 흐름을 나타내고 음의 값(파란색 영역)은 순 에너지 흡수원, 즉 우주로의 순 흐름을 나타냅니다. 면적은 지구의 기하학적 구조로 인해 에너지 양에 비례하지 않습니다. 자오선 수송은 무엇보다도 에너지가 과잉된 지역에서 온도 구배를 따라 에너지가 부족한 지역으로 에너지를 이동시킵니다(점선, 1월의 지표 부근 기온). 자오선 수송은 겨울 극쪽으로 훨씬 더 많은 에너지를 이동합니다. Hartmann 1994의 온도 데이터. Randall 2015의 복사 데이터.

MT가 없으면 TOA에서 에너지의 순 플럭스가 음수인 지역의 온도는 OLR 방출이 일사량과 일치할 정도로 충분히 낮아질 때까지 지속적으로 감소합니다. 극야 지역에서 그 온도는 절대 영도(–273.15 °C)에 가까울 것입니다. MT는 온도 구배를 따라 대기와 해양에 의해 수행되며 시간에 따라 변합니다. 그것은 겨울 반구에서 훨씬 더 많은 에너지(더 강한 MT)를 운반합니다(그림 3.2).

3.2 위도 온도 기울기는 행성의 기후를 정의합니다

물리적 우주에서 과정은 질량, 에너지 또는 중력, 압력 또는 온도와 같은 그 어떤 표현이든 상관없이 기울기를 따라 자발적으로 발생하는 경향이 있습니다. 지구 표면 LTG는 위도의 일사량 기울기의 직접적인 결과입니다. 엔탈피(체적 및 압력에 대해 조정된 에너지)는 LTG를 따라 엔탈피가 높은 영역에서 낮은 영역으로 이동하는 경향이 있습니다. 이것이 MT의 기초이지만, 기후 시스템의 복잡성을 고려할 때 열대와 극의 온도차에만 의존하는 수동적 과정과는 거리가 멀다. 대신, 더 작은 온도 차이에 대해 더 많은 에너지를 구동하고 더 큰 온도 차이에 대해 더 적은 에너지를 구동할 수 있는 고도로 규제된 프로세스입니다. 다음 부분에서 볼 수 있듯이 MT는 북극이 더 따뜻해짐에도 불구하고 21세기의 처음 20년 동안 증가하여 LTG를 줄였습니다.

우리는 지구의 LTG가 지구의 지질학적 과거에 따라 많이 변했다는 것을 알고 있습니다. 1부에서 19세기에 태양-기후 효과를 연구한 러시아-독일 과학자 블라디미르 쾨펜(Wladimir Köppen)이 수정된 기후 분류를 확립한 것을 보았습니다. 기후대는 온도, 강수량, 계절적 분포로 정의됩니다. 많은 동식물 그룹은 온도 범위가 좁은 서식지로 제한됩니다. 일부 지질학적 과정은 또한 온도에 의존합니다. 이러한 유형의 정보를 사용하여 Christopher Scotese는 자신의 Paleomap Project(1)로 과거 기후 역사를 매핑했습니다. 이렇게 얻은 정보를 통해 그는 수백만 년마다 6개의 기후대를 지리적으로 재구성하고, 그로부터 지구의 과거의 변화하는 LTG를 재구성할 수 있습니다. Scotese et al. (2021)은 LTG를 기반으로 각 기간의 기후와 지구 온도를 정의하여 기본 기후 변수임을 보여줍니다. Scotese는 현재(21세기) LTG와 지구 온도를 남극과 그린란드의 거대한 영구 빙상이 보여주는 심각한 빙실 상태로 정의합니다.

지구의 매우 다른 과거 기후의 존재는 현대 기후학에서 극복할 수 없는 문제를 야기합니다. 20,000년 전 마지막 최대 빙하기(LGM) 동안 태양으로부터 받은 에너지는 지금과 같았습니다. 뿐만 아니라 세차와 기울기 값이 지금과 같았고, 궤도 이심률도 매우 비슷했다. 지구의 태양 에너지 분포와 위도의 일사량 기울기는 지금과 거의 같았지만 기후는 매우 달랐습니다. 알베도는 더 높았고 온실 효과는 더 낮았기 때문에 기후 시스템에 대한 에너지 입력은 더 낮았어야 합니다. 더 낮은 에너지 입력과 더 큰 LTG는 훨씬 더 강한 MT를 통해 열대 열을 배출했어야 했지만 그렇지 않았습니다. LGM 기간 동안의 열대 온도에 대해서는 여전히 논란이 있지만 현재보다 1~2°C만 더 추운 것으로 보입니다(Annan & Hargreaves 2015). 이것은 Scotese et al.이 제시한 증거와 일치합니다. (2021) 행성의 평균 온도(9–30 °C)의 큰 변화에도 불구하고 지난 5억 4천만 년 동안 열대성 온도는 크게 변하지 않았습니다.

LGM이 빙하기 동안 MT가 어떻게 작동하는지에 대한 문제를 일으키면 초기 에오세의 평등한 기후는 현대 기후학이 해결할 수 없는 역설을 초래합니다. 현재 지구는 LTG가 매우 가파른 혹독한 빙실 기후에 있습니다. 기온은 적도에서 동극까지 위도 0.6–1 °C씩 떨어집니다. 오늘날과 같은 춥거나 추운 조건은 지난 540 Myr(시간의 10% 미만) 동안 비교적 드물었습니다. 초기 시신세 지구의 평균 온도는 23.8°C로 추정되었으며 Scotese는 온실 상태라고 설명했습니다. 초기 Eocene LTG는 0.25–0.45 °C/° 위도에서 매우 얕았으며, 서리를 견디지 ​​못하는 생물군의 존재로 입증된 바와 같이 북극의 온도는 일년 내내 영하 이상이었습니다. 이러한 온실 조건은 훨씬 더 드물었습니다. Phanerozoic Eon 지구의 80% 이상이 평균 온도가 17–20 °C였습니다(Scotese et al. 2021).

그림 3.3. 지구의 기후는 위도 온도 구배로 정의됩니다. a) Scotese et al.에 의해 화석 및 지구화학적 증거에서 추론된 초기 시신세 온실의 기후대(위). 2021년, 현재의 심각한 빙상(하단). 적도 습윤(진한 녹색), 아열대 건조(노란색), 온대(밝은 녹색), 서늘한 온대(갈색) 및 극지(하늘색) 벨트. 온도는 추정된 지구 평균 평균입니다. b) 초기 에오세(빨간색)와 현재(파란색) 대 측정(검은색, 가는 선)에 대해 추론된 위도 온도 구배. Scotese et al. 2021년

초기 에오세, 백악기 및 초기 팔레오세의 기후는 LTG가 감소하고 계절성이 낮은 따뜻한 세계를 특징으로 하는 평등한 것으로 정의됩니다. 이 기간을 설명하는 현대 기후 이론의 실패는 “균등한 기후 문제”라고 불립니다(Huber & Caballero 2011). 초기 에오세(Eocene)의 따뜻한 대륙 내부 온도와 영하의 겨울 고위도를 재현하기 위해 모델은 CO2 수준을 4700ppm으로, 열대성 온도를 35°C로 올려야 합니다. 그러나 초기 시신세 기후 최적에 대한 최상의 CO2 추정값(Beerling & Royer 2011; Steinthorsdottir et al. 2019)은 CO2 수준을 500–1000ppm으로 설정하고 30°C 이상의 열대 온도가 가능한지 확실하지 않습니다. 포유류의 생존 가능성 습구 온도 한계는 35°C이며, 이 지점에서 포유류는 열을 잃을 수 없게 됩니다(Sherwood & Huber 2010). 오늘날 지구에서 가장 높은 습구 온도는 30°C이며, 포유류 화석이 발견된 곳에서는 과거 어느 때보다도 더 높았다고 생각할 이유가 없습니다.

평등한 기후 문제의 뿌리에는 “낮은 기울기 역설”이 있습니다(Huber & Caballero 2011). 개념적으로, 우리는 따뜻한 극을 가지려면 일사량 부족을 보상하기 위해 더 많은 열이 그곳으로 전달되어야 한다고 믿습니다. 열 MT는 행성 에너지 예산의 매우 중요한 부분이며 일반적으로 열 MT가 없으면 극이 훨씬 더 추울 것이라고 믿어집니다. 그러나 MT는 현재 기후에서 극지방으로 이동하는 대부분이 대기압(일정한 압력 표면에서 온도 구배가 존재하는) 불안정성으로 인한 대기 소용돌이를 통해 이루어지기 때문에 LTG에 의존합니다. 역설은 반직관적으로 초기 에오세의 따뜻한 극과 훨씬 더 얕은 LTG가 감소된 MT를 암시하기 때문에 발생합니다. 기후 모델이 그것을 재현하는 데 그러한 문제가 있다는 것은 놀라운 일이 아닙니다. 6부에서는 역설에 대한 가능한 해결책이 제공될 것입니다.

3.3 자오선 수송은 주로 대기에 의해 수행됩니다.

낮은 대기는 지구 지름(약 10km)의 1/600에 불과한 얇은 가스막으로, 복잡한 생명체와 양립할 수 있는 지표 온도를 항상 유지하는 중요한 역할을 합니다. 과거 540 Myr. 이를 위해서는 일사량의 차이로 인해 발생하는 표면 온도 차이를 보상해야 합니다. 첫째, 낮과 밤의 차이를 보상해야 합니다. 주로 야간 냉각을 감소시키는 온실 효과를 통해, 그리고 낮 동안 알베도를 증가시키고 야간 냉각을 감소시키는 구름 효과를 통해 그렇게 합니다. 그런 다음 행성의 축 기울기로 인한 일사량의 위도 감소와 계절적 변화를 보상해야 합니다. 그것은 자오선 열 수송을 통해 그렇게 합니다.

지구의 열 항상성, 온실 효과, 구름 및 MT를 담당하는 이 세 가지 요인 중 현대 기후학은 CO2 “조절 손잡이” 기후 가설을 개발하는 첫 번째 요인에만 전적으로 집중했습니다(Lacis et al. 2010). 구름이 기후 변화에 미치는 영향과 그 변동성은 여전히 ​​크게 알려져 있지 않습니다. MT와 관련하여 그림 3.2에서 알 수 있듯이 에너지는 TOA를 통해서만 기후 시스템과 외부 간에 교환되므로 MT는 기후 시스템에 통합될 때 반드시 순 0 값을 갖게 됩니다. 한 영역에서 다른 영역으로 에너지를 이동하는 것은 시스템 내의 에너지 양을 변경하지 않습니다. 이 사실은 MT의 변화가 현대 기후학의 가장 근본적인 오류를 생성하는 기후 변화의 중요한 원인이 될 수 없다는 일반적인 믿음을 낳았습니다.

대기는 엄청난 양의 에너지를 지구 전체 표면에서 빠르고 효율적으로 이동할 수 있는 뛰어난 능력을 가지고 있습니다. 결과적으로 MT는 주로 대기에 의해 수행됩니다. 깊은 열대(10°S–10°N) 내에서만 대기가 MT 요구 사항에 적합하지 않습니다. 이것은 대부분의 에너지가 기후 시스템에 들어가는 지역입니다(그림 3.4 검은색 점선). 그러나 해들리 전지의 상부 가지는 극쪽으로 건조한 정적 열(현열 + 지리 전위, 그림 3.4 빨간색 점선)을 전달하고, 이것은 하부 가지의 적도 방향 잠열 전달에 의해 부분적으로 보상됩니다(그림 3.4 빨간색 점선). 이 때문에 해양은 열대 지방에서 대부분의 열 수송을 수행해야 합니다. 그러나 해양은 대기보다 열을 전달하는 데 덜 효율적이며 열대 지방에서 필요한 에너지 수송은 그 크기로 인해 특히 태평양에서 매우 큽니다. ENSO는 이 문제에 대한 답입니다. 엘니뇨는 일반 MT가 운반할 수 없는 과도한 축적 열을 깊은 열대 지방에서 주기적으로 운반하는 방법이기 때문입니다. ENSO는 글로벌 MT 시스템의 일부입니다.

그림 3.4. 자오선 수송 분해. 왼쪽, 속도-전위 온도 필드에서 계산된 페타 와트(Peta Watts)의 자오선 수송 및 양수 값에서 극 방향으로 표시됩니다. THT, 총 열 전달; OHT, 해양 열 수송; AHT, 대기 열 수송; DSH, 건조한 정적 열(현명한 + 지리 전위); LH, 잠열; ITCZ, 열대 수렴 지역. Yang et al. 2015. 오른쪽 검은색 점선, CERES TOA 순 복사 플럭스(Watts/m2), 양수는 순 유입 또는 온난화입니다. Randall 2015 이후.

일단 해들리 세포가 도달하면 해양은 전달하는 에너지의 대부분을 대기로, 특히 중위도의 서부 해양 분지 경계 해류에서 전달하고 극쪽으로의 잠열 대기 전달이 중요해집니다. 요약하면, 대부분의 에너지는 열대 해양의 광층에서 기후 시스템으로 들어가고, 그런 다음 대부분 해양과 ENSO에 의해 깊은 열대 지방 외부로 운반되고, 대부분의 에너지는 대부분의 에너지를 대기로 전달됩니다. 중위도와 고위도의 교통수단. 해빙 가장자리에 도달하면 해빙을 통한 에너지 흐름이 액체 해양 표면에서보다 훨씬 적기 때문에 수송은 본질적으로 대기에 의해 독점적으로 수행됩니다. 태양 복사를 제외하고, 해수면을 가로지르는 나머지 에너지 플럭스는 여름 동안의 일부 고위도 지역을 제외하고 거의 모든 곳에서 항상 대기에 양의 값입니다(Yu & Weller 2007). 해수면 온도는 증발을 지배하는 주요 요인인 풍속 및 공기 수분만큼 해양 대기 에너지 플럭스에 중요하지 않습니다.

그림 3.4는 MT가 비대칭임을 보여줍니다. 적도선에서 극쪽으로의 수송은 거의 0에 가깝고 작은 반구간 수송(북쪽으로 0.2 PW)이 있습니다. 열대 수렴대(ITCZ, 북부 해들리 셀과 남부 해들리 셀을 구분하는 기후 적도)의 위치는 15°S와 30°N 사이에서 변하며 연간 평균 위치 c. 6°N. 더 큰 지역의 열이 극쪽으로 수송됨에 따라 적도에서 멀어질수록 극쪽으로의 수송이 증가합니다. 북반구(NH) MT는 북반구 해양 MT가 더 크기 때문에 더 큽니다. 이것은 주로 대서양을 통과하는 0.4PW의 북반구간 해양 MT가 ITCZ의 대기에 의해 0.2PW의 남쪽 반구간 MT로 부분적으로 보상되기 때문입니다(Marshall et al. 2013). 45°의 북극 방향 북쪽 대기 MT는 특히 겨울 동안 소용돌이에 의한 더 큰 현열 수송으로 인해 남쪽보다 더 커집니다. 이 수송은 서쪽 경계 중위도 해류에서 더 큰 해양-대기 플럭스를 반영하며(Yu & Weller 2007), 이는 유럽 중위도에서 더 따뜻한 겨울 기후와 북극 겨울 온난화에 책임이 있습니다. 그림 3.4에서 볼 수 있듯이 70–90° TOA 순 복사는 남극보다 북극에서 더 부정적입니다. 이것은 겨울에 더 많은 열을 북극으로 운반한 명백한 결과입니다.

대기에 의한 에너지 수송은 질량, 운동량, 화학물질, 수분 및 구름의 수송과 관련이 있습니다. 대류권에서 주로 해양 분지보다 선호되는 경로를 따라 성층권에서 발생합니다. 섹션 2.5에서 보았듯이 각운동량은 단단한 지구-해양과 대기 사이에서 교환됩니다. 저위도에서는 지표풍이 동쪽으로 흐르고 지구의 자전과 반대 방향으로 흐르므로 대기는 단단한 지구-해양과의 마찰을 통해 운동량을 얻음으로써 자전 속도를 감소시키는 반면, 중위도에서는 지표풍이 편서풍으로 분다. 대기는 회전 속도를 증가시키는 단단한 지구-해양에 대한 운동량을 잃으므로 운동량을 보존하고 회전 속도를 유지하려면 각운동량의 극 방향 대기 플럭스가 필요합니다.

그림 3.5. 에너지의 자오선 수송(왼쪽)과 각운동량(오른쪽)은 관측된 대기 상태에 의해 암시됩니다. 에너지 예산에는 열대 지방에서 순 복사 이득이 있고 고위도에서 순 손실이 있습니다. 각 위도에서 에너지 예산의 균형을 맞추기 위해 극쪽으로의 에너지 흐름이 암시됩니다. 각운동량 예산에서 대기는 저위도에서 동면풍으로 인해 각운동량을 얻고 중위도에서 편서면풍으로 인해 각운동량을 잃습니다. 각운동량의 극 방향 대기 플럭스가 암시됩니다. 에너지와 운동량의 자오선 수송은 ENSO, 준 격년 진동 및 태양 활동에 의해 조절되는 것으로 알려져 있습니다. Marshall & Plumb 2008 이후

대기 각운동량(AAM)의 변화는 운동량을 보존하기 위해 고체 지구-해양의 회전 속도 변화와 균형을 이루어야 하며, 대부분 동서 순환의 계절적 변화 때문입니다. 동서 순환은 LTG가 깊어 대기에 더 많은 각운동량이 존재하는 겨울에 더 강하므로 지구는 1월과 7월에 더 빨리 자전하고 4월과 10월에는 더 느려진다. 2부에서 언급했듯이 지구의 자전 속도의 이러한 작은 변화는 하루 길이(∆LOD)의 마이크로초 변화, 즉 하루의 지속 시간과 86,400 국제 표준 초 간의 차이로 측정됩니다. ∆LOD의 계절적 변화는 지역 순환의 변화를 반영하고(Lambeck & Cazennave 1973), 따라서 MT의 변화를 반영합니다. ∆LOD의 2년 성분은 QBO의 변화를 반영하고(Lambeck & Hopgood 1981), 3-4년 성분은 ENSO 신호와 일치하며(Haas & Scherneck 2004), ∆LOD의 10년 변화는 태양 활동의 변화를 반영합니다(Barlyaeva 외 2014).

태양, QBO 및 ENSO는 열대 성층권과 극 소용돌이(PV) 및 극대류권의 결합을 조절하여 겨울 극으로의 열 및 수분 수송을 조절하는 세 가지 요소를 구성합니다. 동서풍 순환에 영향을 미치기 때문에 회전 속도에도 영향을 미친다는 사실은 놀라운 일이 아닙니다. 그러나 AAM 및 ∆LOD를 변경하는 데 있어 ENSO와 QBO의 역할이 널리 알려져 있고 보고된 반면, 태양의 역할은 대체로 무시된 상태로 남아 있습니다.

3.4 북극으로의 겨울 운송. 지구에서 가장 큰 방열판

반구의 온도 차이(그림 3.1)는 주로 해양 표면보다 더 따뜻하게 하고 냉각시키는 북반구(지구 육지 질량의 67.3%)의 더 큰 육지 부분에 기인한다고 믿어진다. 그러나 답은 MT의 비대칭을 포함하기 때문에 더 복잡합니다(Kang et al. 2015). 우리가 보았듯이 그 결과 중 일부는 북반구에서 ITCZ의 우선적인 위치와 남반구에서 북반구로의 반구간 열 수송입니다. 반구 수송 비대칭은 남극대륙을 기후적으로 고립시키는 남극 순환 해류와 남반구 환형 모드에 의해 방해를 받은 남극 모자로의 MT 감소에서도 기인합니다. 이러한 비대칭의 결과는 남극이 훨씬 더 차가움에도 불구하고 더 많은 에너지가 북극으로 전달된다는 것입니다(Peixoto & Oort, 1992). 따뜻한 대기의 결과로 70–90°N 극지방은 c를 잃습니다. 70–90°S 극지방보다 1년 동안 10W/m2 더 많은 열이 발생합니다. 손실은 대기가 70°N에 걸쳐 120W/m2를 수송하는 아한대 겨울 동안에 훨씬 더 큽니다. 여름에는 80W/m2를 수송합니다(Peixoto & Oort, 1992). 대부분의 수송은 일시적인 소용돌이와 평균 자오선 순환에 의해 수행되지만 겨울-여름 차이는 대부분 겨울에 증가의 대부분을 담당하는 폭풍 경로를 따라 고정된 소용돌이 때문입니다(그림 3.6). 따뜻한 계절에 북극 지역으로 수송되는 에너지의 80% 이상이 눈과 얼음을 녹이고 바다를 데우는 데 사용됩니다. 그 에너지의 약 2/3는 추운 계절 냉각 및 재동결 동안 대기로 반환되고 대부분 OLR을 통해 손실되는 에너지 저장을 구성합니다. 이러한 차이의 결과로 북극 지역은 각각의 겨울 동안 남극 지역보다 20% 더 많은 에너지를 잃어 지구에서 가장 큰 방열판을 구성합니다(그림 3.2).

그림 3.6. 소용돌이에 의한 1월 북향 열유속. 북반구 겨울 동안 북반구 아열대 제트기는 태평양과 대서양에 걸쳐 각각 히말라야와 로키 산맥의 하류에 두 개의 최대값을 갖는다. 이러한 최대 풍속은 북극으로의 주요 관문을 정의하는 폭풍 경로를 따라 활발한 중위도 사이클론을 발생시킵니다. 윤곽은 5Km/s입니다. 남반구의 파란색 음영은 남쪽으로의 흐름을 나타냅니다. 하트만 2016 이후

겨울철에는 얼음과 접촉하는 해수의 평형 온도가 대기 온도와 해빙 두께에 관계없이 거의 일정하기 때문에 이 방열판에서 손실된 거의 모든 에너지가 대기에 의해 전달됩니다. 해빙은 매우 우수한 절연체를 구성합니다(K ≈ 2.2 W/m K). 30°C의 온도 차이에서 노출된 물에 대한 310W/m2의 손실과 비교하여 2m 두께의 얼음층은 손실을 30W/m2로 줄입니다(Peixoto & Oort, 1992). 지난 45년 동안 겨울 해빙의 큰 손실이 지구 온난화에 대한 강한 부정적인 피드백을 구성한다는 것은 분명합니다.

건조한 정적(현명한 + 지리 전위) 열은 중간(20–100km 높이)과 낮은 대기 모두에 의해 겨울 북극으로 유입되는 반면 잠열(수분)은 거의 독점적으로 낮은 대기에 의해 전달됩니다. 그림 3.7은 북반구 겨울 대기 열 수송을 보여줍니다. 상층 대기 수송은 반구 사이에서 이루어집니다. 그러나 대기 질량의 0.1%만 포함하므로 에너지 고려 사항과 관련이 없습니다. 성층권은 대기 질량의 15%를 포함하고 있으며, 성층권의 자오선 이동을 Brewer-Dobson 순환(BDC)이라고 합니다. 공기는 대부분의 수증기를 잃는 열대 대류권계면 위의 추운 지역을 통해 열대 파이프(그림 3.7)에서 성층권으로 들어갑니다. 성층권 상부에서 BDC의 깊은 가지는 반구 사이에 있으며 겨울 극쪽으로 이동합니다. 성층권 하부에서는 BDC의 얕은 가지가 극 방향을 가지지만 겨울 극쪽으로 더 강합니다. 중위도와 고위도에서 BDC 공기는 대류권계면을 통해 지표면으로 하강합니다. BDC는 LTG가 설정한 자오선 열 균형을 통해 발생하며 소산될 때 평균 흐름에 에너지와 운동량을 방출하는 행성 및 종관파에 의해 구동됩니다.

그림 3.7. 12월 하지의 대기 순환을 2차원 하부 및 중간 대기 보기에서 도식화한 것입니다. 배경색은 10K 단계의 상대 온도를 나타내며 빨간색은 더 따뜻하고 진한 파란색은 더 차갑습니다. 수직 스케일은 로그이고 SH 위도 스케일은 압축됩니다. 가는 선으로 표현되는 서풍; 얇은 점선으로 부는 동풍. 대류권계면(굵은 주황색 선)은 대류권과 성층권을 구분하고 성층권계면(굵은 강철 파란색 선)은 성층권과 중간권을 구분합니다. 두꺼운 점선은 열대 파이프(상승 구역), 서핑 구역(파도 차단 구역) 및 극 소용돌이를 구분합니다. 행성파(기복선)는 대조 영역(표면의 동심선)에서 생성되고 성층권을 통과할 수 있고, 편향되어 성층권에서 부서지거나 대류권으로 다시 굴절될 수 있습니다. 준 격년 진동(QBO)은 적도에 가까운 동쪽 및 서쪽 구성 요소와 함께 표시됩니다. 열대 수렴대(ITCZ)는 높은 폭풍우 구름으로 표시됩니다. 해들리 순환은 짙은 갈색으로 표시됩니다. 다른 대기 순환은 청록색의 하부 대류권 적도 순환을 제외하고 노란색 화살표로 표시됩니다. 성층권 순환을 Brewer-Dobson 순환이라고 합니다. 그것의 깊은 가지(성층권 상부)와 중간권 순환은 여름부터 겨울 극까지 반구 사이에 있다. 대류권 순환은 주로 소용돌이에 의해 수행되고 나머지는 평균 잔류 순환에 의해 수행됩니다. 12월 동지 72° 북쪽 지역은 극밤에 있습니다. 비노스 2022에서

북극 대기의 가을 냉각은 기압이 감소하고 상향파 전파를 막는 동풍이 서풍으로 대체됨에 따라 여름 극지방 고기압의 끝을 유발합니다. 극 소용돌이(PV)로 알려진 극 중심 사이클론(시계 반대 방향으로 회전하는 바람이 있는 저기압 중심)이 형성됩니다. 북반구의 겨울 서풍은 너무 강해서 가장 높은 진폭(구역 파수 1 및 2)의 행성파의 성층권으로 수직파 전파만 허용합니다. 파도는 “서핑 구역”으로 알려진 성층권 영역에서 운동량과 에너지를 방출합니다(McIntyre & Palmer 1984). 동서 평균 순환에 대한 영향은 열 구조를 방해하는 편서풍의 감속입니다. 약한 편서풍에서는 LTG를 유지할 수 없으므로 공기가 PV 내부로 강제로 내려가 단열적으로 온난화되고 PV 외부에서 위로 올라가 냉각됩니다. 북극의 극지방 대기는 성층권 하부에서 30°C, 상부 성층권에서 최대 100°C까지 따뜻해질 수 있습니다. 이후 북극 대기가 겨울 동안 강한 복사 냉각을 받으면서 성층권이 냉각되고 편서풍이 속도를 회복합니다. 파도의 전파가 약해지면 반대 현상이 일어나 북극 상공 30km의 온도가 -80°C까지 낮아질 수 있습니다.

북위 20°N에서 대기는 극쪽으로 열의 주요 운반자가 됩니다. 북반구 겨울 동안, 열은 주로 정지 소용돌이(행성파)와 일시적 소용돌이(사이클론)에 의해 북극으로 전달됩니다. 사이클론은 폭풍 경로에서 우선적으로 생성, 전파 및 소멸되며 표면 온도 기울기가 큰 곳에서 형성되는 경향이 있습니다(Shaw et al. 2016). 제트 기류는 속도와 이동 방향에 영향을 미칩니다. 겨울 소용돌이 열유속은 선호하는 폭풍 경로 지역을 나타냅니다(그림 3.6; Hartmann 2016).

개별 기상 시스템과 관련된 계절별 몇 가지 극한 현상이 북극 겨울로 운반되는 열과 습기의 상당 부분을 담당합니다. 대규모 대기 차단 조건은 사이클론 경로를 극쪽으로 편향시키며 그림 3.8은 Woods와 Caballero(2016)가 연구한 사례인 1999년 말과 2000년 초에 발생한 이러한 극한 현상 중 하나를 보여줍니다.

그림 3.8. 겨울에 습한 따뜻한 공기가 북극으로 집중적으로 침입하는 사건. a) ERA40 재분석에서 1999년 11월–2000년 3월(검은색 선) 및 1958–2002년 평균(빨간색 선)에서 북쪽으로 80°N의 일일 평균 온도. 파란색 사각형은 이벤트를 표시합니다. 덴마크 기상 연구소(2021)의 데이터. b-d) 침입 사건 동안 다른 시간에 북극의 지표 기온 이상. 우즈 & 카바예로 이후 (2016)

Nakamura and Huang(2018)에 따르면 파도 활동의 흐름(구불구불한 측정)에 대한 제트 기류 용량이 초과되면 차단이 교통 체증처럼 발전합니다. 대규모 차단 조건이 각 해양 분지의 동쪽으로 발전하여 중위도 저기압을 극쪽으로 편향시킵니다(Woods et al., 2013). 결과적으로 북극으로 운반되는 잠열의 상당 부분은 주로 북대서양 관문(300-60°E)을 통해 북극으로 들어오는 제한된 수의 기상 시스템의 결과이며, 그 다음으로 중요한 것은 북태평양 게이트웨이(150–230°E) 및 덜 중요한 시베리아 게이트웨이(60–130°E; Mewes & Jacobi 2019; Woods et al. 2013). 대서양에서 겨울철 차단은 북대서양 진동과 강한 반상관관계가 있습니다(Wazneh et al., 2021).

열이 북극으로 어떻게 전달되는지 알면 북극 증폭 현상을 조사할 수 있습니다. 일반 순환 모델은 시작부터 지구 온난화의 결과로 극 증폭을 예측해 왔습니다. 결국 그림 3.3에서 볼 수 있듯이 지구의 기후가 변할 수록 기온의 변화는 위도가 높을수록 커집니다. 그러나 현대 지구 온난화에서 남극 증폭은 관찰되지 않았으며 1995년까지 이전 20년 동안의 강렬한 지구 온난화에도 불구하고 북극 증폭이 거의 관찰되지 않았다고 Curry et al. (1996)은 “관측된 온난화의 상대적 부족과 상대적으로 작은 얼음 후퇴는 GCM이 고위도 과정에 대한 기후의 민감성을 지나치게 강조하고 있음을 나타낼 수 있습니다.”라고 말했습니다. 북극의 증폭이 갑자기 가속화된 그 해에 상황이 바뀌려고 했습니다(그림 3.9). 그러나 그 질문은 여전히 ​​유효합니다. 극심한 지구 온난화가 일어나고 있던 1996년 이전에는 북극 증폭이 작았고 지구 온난화 속도가 감소한 1996년 이후(일시 중지) 큰 이유는 무엇입니까? 현대 기후학은 그것에 대한 답을 가지고 있지 않습니다.

그림 3.9. 북극 계절 온도 이상. 검은색 곡선, 여름(6월–8월) +80°N 지역에 대한 유럽 중기 예보 센터(ECMWF)의 운영 대기 모델에서 계산된 평균 온도 이상. 빨간색 곡선, 해당 겨울(12월–2월)은 동일한 지역의 평균 기온 편차입니다. 기준 기후는 1958-2002년에 대한 ECMWF–ERA40 재분석 모델입니다. 덴마크 기상 연구소의 데이터입니다.

위에서 보았듯이(예: 그림 3.2), 겨울의 북극은 지구에서 가장 큰 방열판(우주로의 순 에너지 손실)을 구성합니다. 북극 강수성 c. 여름에는 1.5cm, 겨울에는 c로 떨어집니다. 0.2cm(Wang & Key, 2005), 남극 대륙 외부에서 가장 낮은 값. 결과적으로 겨울에는 구름의 양이 낮아져 에너지 손실이 증가합니다. 구름이 줄어들고 수증기가 거의 없고 알베도 효과가 없기 때문에 겨울의 북극은 본질적으로 CO2로 인한 온실 효과에 대한 피드백이 없습니다. 더욱이 van Wijngaarden & Happer(2020)는 “차가운 표면 위의 대기에 있는 상대적으로 따뜻한 온실 가스 분자로 인해 지구는 온실 가스가 없을 때보다 극지방에서 우주로 더 많은 열을 방출합니다.”라고 말합니다.

북극의 연간 에너지 예산이 마이너스이고 온실 효과의 증가가 덜 마이너스가 되지 않기 때문에 북극 증폭은 MT 증가의 결과임이 분명합니다. 북극의 온난화, 특히 겨울 동안의 온난화는 저위도에서 운반되는 열의 증가에서만 올 수 있습니다. 저위도로 다시 내보내지지 않는 북극 열 수송의 증가는 증가된 OLR과 증가된 하향 장파 복사 사이에 분포합니다. 강화된 하향 복사는 표면 온도를 증가시키지만 얼음의 낮은 열 전도성으로 인해 열유속은 겨울 동안 항상 따뜻한 바다에서 대기로 이동하기 때문에 온도 역전이 일반적으로 발생하며 종종 습도 역전과 복사 냉각이 동반됩니다. 역전 또는 구름 꼭대기에서 수증기가 얼고 침전되어 원래의 매우 추운 상태로 복원될 때까지 계속됩니다(그림 3.8a).

북극의 겨울 열 수송은 고압 조건이 극 위에 우세하여 약하거나 분할된 소용돌이로 이어지는 시간에 향상됩니다. 따뜻한 공기는 차가운 공기 위로 상승하여(등엔트로피 양력) 중앙 북극으로 들어가 바깥쪽으로 밀어냅니다. 그 결과, 차가운 북극 기단이 중위도 대륙 위로 이동하여 이상하게 추운 기온과 눈을 생성합니다. 북극 증폭이 시작된 이후 중위도 추운 겨울의 빈도가 증가했으며 모델로는 설명할 수 없지만(Cohen et al. 2020) 1920-40년 사이에 비슷한 일이 발생했습니다(Chen et al. 2018).

이 부분에서 우리는 LTG가 어떻게 가장 근본적인 기후 변수를 구성하는지, 그리고 그것이 극지방으로 에너지의 MT를 유도하는 메커니즘을 검토했습니다. 다음 부분에서는 1996년 이후 북극 증폭이 시작되었을 때와 같이 이러한 메커니즘이 조정된 방식으로 변경될 때 어떤 일이 발생하는지 검토할 것입니다.

(1) http://www.scotese.com/climate.htm

참고문헌

Vinos&May-참고 문헌

약어 및 용어집.

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