고기후학
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1. 개요
고기후학은 과거의 기후를 연구하는 학문으로, 다양한 연구 방법을 통해 과거 기후의 변화를 추정하고 기후 변화의 원인을 분석한다. 연구는 기후 변화 개념의 시작, 빙상 코어, 수목 연륜, 퇴적물, 산호, 지형 및 지형학적 특징, 연대 측정 등의 기술을 활용하여 이루어진다. 지구의 기후는 선캄브리아 시대부터 현재까지 다양한 변화를 겪었으며, 내부적 요인과 외부적 요인, 그리고 기후 변화의 주기성에 의해 영향을 받는다. 한반도의 고기후 연구는 역사 기록, 퇴적물 코어, 동굴 생성물, 나무 나이테 등을 통해 진행되며, 최근 연구에서는 지구 온난화의 영향이 나타나고 있다.
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| 고기후학 | |
|---|---|
| 개요 | |
| 분야 | 고기후학 |
| 연구 대상 | 과거 기후 |
| 목표 | 과거 기후 변화 이해 미래 기후 변화 예측 능력 향상 |
| 연구 방법 | |
| 주요 도구 | 기후 아카이브(기후 기록 보관소) 분석 |
| 기후 아카이브 | 퇴적암 빙하 코어 나이테 꽃가루 화분 해양 생물 유공충 |
| 프로시 데이터 | 기후 변화 유추 |
| 기후 모델링 | 과거 기후 재현 및 미래 예측 |
| 주요 연구 주제 | |
| 과거 기후 변화 | 빙하기 간빙기 기후 최적기 소빙하기 |
| 기후사 | 다양한 시간 규모의 기후 변화 기록 |
| 급격한 기후 변화 | 짧은 기간 동안 발생하는 급격한 기후 변화 연구 |
| 대멸종 | 대멸종 시기의 기후 변화와 생물 다양성 감소 간의 관계 연구 |
| 기후변화 복원 | 심각한 대량 멸종으로부터의 회복 연구 |
| 탄소 순환 | 과거 탄소 순환 변화와 기후 간의 상호 작용 연구 |
| 해수면 변화 | 과거 해수면 변화와 관련된 요인 및 영향 연구 |
| 몬순 | 과거 몬순 변화와 관련된 요인 및 영향 연구 |
| 엘니뇨 | 과거 엘니뇨 현상 변화와 관련된 요인 및 영향 연구 |
| 라니냐 | 과거 라니냐 현상 변화와 관련된 요인 및 영향 연구 |
| 태양 활동 | 과거 태양 활동 변화와 기후 간의 관계 연구 |
| 화산 활동 | 과거 화산 활동과 기후 간의 관계 연구 |
| 지구 궤도 변화 | 과거 지구 궤도 변화와 기후 간의 관계 연구 |
| 관련 분야 | |
2. 연구사
기후 변화에 대한 개념은 고대 이집트, 메소포타미아, 인더스 계곡, 중국에서 가뭄과 홍수가 장기간 지속되면서 생겨났을 가능성이 높다.[4] 17세기에 로버트 훅은 도싯에서 발견된 거대한 거북 화석이 한때 더 따뜻했던 기후로만 설명될 수 있으며, 이는 지구 축의 변화로 설명할 수 있다고 가정했다.[4] 19세기 초 아마추어 천문학자 하인리히 슈바베가 흑점을 체계적으로 관찰하기 시작하면서 태양이 지구의 기후에 미치는 영향에 대한 논의가 시작되었다.[4]
고기후학자들은 고대 기후를 추론하기 위해 매우 다양한 기술을 사용한다. 사용되는 기술은 어떤 변수를 재구성해야 하는지(온도, 강수량 또는 기타)와 관심 있는 기후가 얼마나 오래전에 발생했는지에 따라 달라진다. 예를 들어, 대부분의 동위원소 데이터의 원천인 심해 기록은 해양판에만 존재하며, 결국 섭입된다. 남아있는 가장 오래된 물질은 2억 년 전의 것이다. 오래된 퇴적물은 속성 작용에 의해 부패되기 쉽다. 이는 수백만 년 동안 암석층이 겪었던 교란(압력, 지각 활동, 유체 흐름 등) 때문이다. 이러한 요인들은 종종 데이터의 질이나 양의 부족을 초래하며, 이는 시간이 지남에 따라 데이터의 해상도와 신뢰도를 감소시킨다.
고기후학에 대한 과학적 연구는 19세기 초에 형태를 갖추기 시작했는데, 빙하기와 지구 과거 기후의 자연적 변화에 대한 발견이 온실 효과를 이해하는 데 도움이 되었기 때문이다. 고기후학이 통일된 과학 분야가 된 것은 20세기에 들어서였다. 이전에는 지구 기후 역사의 다양한 측면이 다양한 학문 분야에서 연구되었다.[5] 20세기 말에는 지구의 고대 기후에 대한 실증적 연구가 점점 더 복잡해지는 컴퓨터 모델과 결합되기 시작했다. 또한 이 시기에 새로운 목표가 생겨났는데, 현재의 기후 변화에 대한 정보를 제공할 수 있는 고대 유사 기후를 찾는 것이다.[5]
3. 기후 추정 방법
고대 기후 조건에 대한 추론을 하기 위해 호수 퇴적물 코어와 동굴 생성물을 사용하기도 한다. 이들은 각각 퇴적층 분석과 암석 성장 형성 분석을 활용하며, 산소, 탄소 및 우라늄을 활용하는 원소 연대 측정 방법을 사용한다. 직접 정량적 측정 방법은 기후 변화를 이해하는 가장 직접적인 접근 방식이지만, 기후 데이터 기록이 1800년대 중반에 시작되어 연구자는 150년 치의 데이터만 활용할 수 있다는 단점이 있다. 이는 10,000년 전의 지역 기후를 파악하려고 할 때는 도움이 되지 않으므로, 더 복잡한 방법을 사용해야 한다.
지질학자들은 더 긴 시간 척도로 데이터를 얻기 위해 퇴적 기록을 참조해야 한다. 퇴적물은 때때로 암석으로 변하여 보존된 식물, 동물, 플랑크톤 또는 화분의 잔해를 포함할 수 있으며, 이는 특정 기후대에 특징적일 수 있다. 알케논과 같은 바이오마커 분자는 형성 온도에 대한 정보를 제공할 수 있다. 특히 유공충 껍질의 칼사이트에 대한 Mg/Ca 비율과 같은 화학적 지문은 과거 온도를 재구성하는 데 사용될 수 있다. 동위원소 비율은 추가 정보를 제공할 수 있는데, 구체적으로 기록은 온도 및 얼음 부피의 변화에 반응하며, 기록은 종종 분리하기 어려운 다양한 요소를 반영한다.
더 긴 시간 척도에서 암석 기록은 해수면 상승과 하강의 징후를 보여줄 수 있으며, "화석화된" 모래 언덕과 같은 특징을 식별할 수 있다. 과학자들은 수십억 년 전으로 거슬러 올라가는 퇴적암을 연구하여 장기적인 기후를 파악할 수 있다. 지구 역사를 별개의 기간으로 나누는 것은 조건의 주요 변화를 나타내는 퇴적암 층의 눈에 띄는 변화를 기반으로 하는데, 이러한 변화는 종종 기후의 주요 변화를 포함한다.
고기후학은 대상이 되는 기후를 직접 계측 기기를 통해 과학적으로 관측한 결과를 얻을 수 없다는 점에서 현대 기후학과 다르다. 따라서 지구과학에 요구되는 "관측에 기반한 추정 및 고찰"을 수행하기 위해 간접적인 관측 방법을 채택하고 있다.
호수 바닥이나 해저의 퇴적물에 포함된 동식물의 화석이나 화분, 퇴적물 속 물질의 동위원소비 분석을 통해서도 과거 기후 변화의 양상을 알 수 있다. 온난기에는 생물의 사체나 꽃가루 등의 퇴적물이 증가하고, 한랭기에는 감소하는 경향이 있는데, 이러한 변화 경향과 방사성 연대 측정 등의 연대 측정법을 조합하여 과거 기후를 추정한다.
3. 1. 빙상 코어
빙상 코어는 과거에 내린 눈이 쌓여 형성된 얼음 층으로, 각 층에 갇힌 공기 방울을 분석하여 당시 대기 성분(온실가스 농도 등)과 기온을 추정할 수 있다. 남극과 그린란드의 빙상 코어를 통해 수십만 년 전의 기후 정보 획득이 가능하다. 특히 남극 빙심 코어링 유럽 프로젝트(EPICA)는 80만 년 전까지의 기후 기록을 제공한다.[9]
이러한 빙상 코어 연구를 통해, 과거의 눈이 겹겹이 쌓여 만들어진 얼음 속에 갇힌 공기를 추출하여 당시의 공기 조성을 파악할 수 있다. 또한, 얼음의 물 분자에 포함된 수소와 산소의 동위원소 비율을 분석하여 과거 해수면 기온 변화를 추정한다. 조건이 좋은 자료에서는 최대 70만 년 전(EPICA, 돔 후지 등)까지, 그 외 자료에서도 수십만 년 전의 기후를 추정할 수 있다. 다만, 이보다 오래된 기록은 융해 등의 이유로 사라진 것으로 추정된다.
3. 2. 수목 연륜(나이테)
나무의 생장 변화를 통해 기후 정보를 얻을 수 있다. 일반적으로 나무는 기후 변동에 따라 생장을 가속화하거나 늦추는데, 이는 생장 고리(나이테) 두께의 증가나 감소로 나타난다. 서로 다른 종의 나무는 기후 변동에 다르게 반응하기에, 특정 지역의 많은 살아있는 나무에서 얻은 정보를 수집하여 수목 연륜 기록을 구축한다. 이는 나무 생장 고리의 수, 두께, 고리 경계 및 패턴 일치를 비교하여 수행된다.[11]
부패되지 않고 보존된 오래된 목재는 연륜 깊이의 변화를 현대 표본과 비교하여 기록의 범위를 연장할 수 있다. 이 방법을 통해 일부 지역에서는 수천 년 전으로 거슬러 올라가는 수목 연륜 기록을 보유하고 있다. 현대 기록과 연결되지 않은 오래된 목재는 방사성 탄소 연대 측정 기술로 연대를 측정할 수 있다. 수목 연륜 기록은 특정 지역의 강수량, 온도, 수문, 산불에 대한 정보를 제공하는 데 사용될 수 있다.[11]
같은 시대에 생육한 다수의 연륜 샘플로부터 표준 연륜 곡선을 작성하고, 그 폭의 크고 작음을 통해 기후를 알 수 있다. 온난한 시기에는 나이테 폭이 넓고, 한랭한 시기에는 폭이 좁다. 다양한 수종, 생육 환경, 수령의 샘플을 모은 정밀한 표준 연륜 곡선을 땅속에 묻혀 고사한 나무의 연륜과 비교함으로써, 과거의 기후 추정에 응용할 수 있다. 현재, 연륜에 기초한 추정으로는 과거 약 1만 년 정도의 기후가 추정되고 있다.
3. 3. 퇴적물
호수나 해저에 쌓인 퇴적물은 오랜 시간에 걸쳐 축적된 다양한 물질(생물 화석, 화분, 광물 등)을 포함하고 있어, 이를 분석하여 과거 기후를 추정할 수 있다.[6][7] 퇴적물 속 생물 화석(유공충 껍질의 칼사이트에 대한 Mg/Ca 비율 등)의 종류와 양, 화학적 조성, 동위원소 비율( 기록, 기록) 등을 분석하여 수온, 염분, 육지 환경 변화 등을 추정할 수 있다.
3. 4. 산호
산호의 "고리"는 나무의 성장과 유사한 증거를 공유하며, 따라서 유사한 방식으로 연대를 측정할 수 있다. 주요 차이점은 환경과 이에 반응하는 조건이다. 산호는 수온, 담수 유입, pH 변화, 파도 등의 환경 조건에 따라 성장하면서 띠를 형성하는데,[12][13] 이 띠의 화학적 조성, 특히 δ18O의 산호말을 통해 과거의 해수면 온도와 염분을 추정할 수 있다. 고급 초고해상도 복사계(AVHRR)와 같은 특수 장비를 사용하여 지난 몇 세기 동안의 해수면 온도와 해수 염분을 도출할 수도 있다.[12][13]
3. 5. 지형 및 지형학적 특징
기후 지형학은 고대 기후를 추론하기 위해 잔류 지형을 연구한다.[14] 기후 지형학은 과거 기후를 자주 다루기 때문에 역사 지질학의 한 주제로 여겨지기도 한다.[15] 과거 기후의 증거는 지형이 남긴 곳에서 찾을 수 있는데, 빙하 지형(빙퇴석, 줄무늬), 사막 지형(사구, 사막 포장), 해안 지형(해안 단구, 해변 능선) 등이 그 예이다.[16] 기후 지형학은 지형 기록에서 거의 구별할 수 없기 때문에 최근의 (제4기, 홀로세) 대규모 기후 변화를 연구하는 데는 제한적으로 사용된다.[17]
3. 6. 연대 측정
방사성 연대 측정은 방사성 탄소 연대 측정(14C), 우라늄-토륨 연대 측정 등 방사성 동위원소 연대 측정법을 이용하여 퇴적물, 화석, 빙상 코어 등의 절대 연대를 측정하고, 이를 통해 기후 변화 시기를 추정하는 방법이다.[18]
방사성 탄소 연대 측정에서 대기 중의 우주선은 끊임없이 질소를 특정 방사성 탄소 동위 원소인 14C로 변환한다. 식물이 이 탄소를 사용하여 성장할 때, 이 동위 원소는 더 이상 보충되지 않고 붕괴하기 시작한다. '정상' 탄소와 14C의 비율은 식물 재료가 대기와 접촉하지 않은 기간에 대한 정보를 제공한다.[18]
최근의 나무 나이테와 산호와 같은 대리 지표 기록의 경우, 개별 연륜을 세어 정확한 연도를 결정할 수 있다.
4. 지구 기후의 역사
기후 변화에 대한 개념은 고대 이집트, 메소포타미아, 인더스 계곡, 중국에서 가뭄과 홍수가 장기간 지속되면서 생겨났을 가능성이 높다.[4] 17세기에 로버트 훅은 도싯에서 발견된 거대한 거북 화석이 한때 더 따뜻했던 기후로만 설명될 수 있으며, 이는 지구 축의 변화로 설명할 수 있다고 가정했다.[4] 19세기 초, 태양이 지구의 기후에 미치는 영향에 대한 논의가 시작되었다.[4]
고기후학에 대한 과학적 연구는 19세기 초에 빙하기와 지구 과거 기후의 자연적 변화에 대한 발견이 온실 효과를 이해하는 데 도움이 되면서 형태를 갖추기 시작했다. 고기후학이 통일된 과학 분야가 된 것은 20세기에 들어서였다.[5] 20세기 말에는 지구의 고대 기후에 대한 실증적 연구가 점점 더 복잡해지는 컴퓨터 모델과 결합되기 시작했으며, 현재의 기후 변화에 대한 정보를 제공할 수 있는 고대 유사 기후를 찾는 새로운 목표가 생겨났다.[5]
고기후학자들은 고대 기후를 추론하기 위해 매우 다양한 기술을 사용한다. 사용되는 기술은 어떤 변수를 재구성해야 하는지(온도, 강수량 또는 기타)와 관심 있는 기후가 얼마나 오래전에 발생했는지에 따라 달라진다. 예를 들어, 대부분의 동위원소 데이터의 원천인 심해 기록은 해양판에만 존재하며, 결국 섭입된다. 남아있는 가장 오래된 물질은 2억 년 전의 것이다. 오래된 퇴적물은 또한 속성 작용에 의해 부패되기 쉽다.[5]
정확한 기후 사건에 대한 지식은 기록이 오래될수록 감소하지만, 다음과 같은 주목할 만한 기후 사건들이 알려져 있다.
- 어린 태양 역설 (시작)
- 휴로니안 빙하기 (~24억 년 전, 대산소화 사건으로 인해 지구가 얼음으로 완전히 덮임)
- 후기 신원생대 눈덩이 지구 (~6억 년 전, 캄브리아기 대폭발의 전조)
- 안데스-사하라 빙하기 (~4억 5천만 년 전)
- 석탄기 우림 붕괴 (~3억 년 전)
- 페름기-트라이아스기 대멸종 (2억 5190만 년 전)
- 해양 무산소 사건 (~1억 2천만 년 전, 9300만 년 전 등)
- 백악기-고생대 대멸종 (6600만 년 전)
- 고세-에오세 극열기 (5500만 년 전)
- 최후 빙기 (~기원전 23,000년)
- 영거 드라이아스/빅 프리즈 (~기원전 11,000년)
- 홀로세 기후 최적기 (~기원전 7000–3000년)
- 535–536년의 극심한 기상 현상 (535–536년)
- 중세 온난기 (900–1300년)
- 소빙기 (1300–1800년)
- 여름이 없었던 해 (1816년)
2020년에 과학자들은 지난 6,600만 년 동안의 지구 기후 변화에 대한 연속적이고 정확한 기록을 발표했으며, 온실 가스 수준 변화와 극지방 빙상 부피 변화를 포함하는 전환으로 구분되는 4가지 기후 상태를 확인했다. 공룡 멸종 이후 가장 따뜻했던 기후 상태인 "고온실"은 5,600만 년 전부터 4,700만 년 전까지 지속되었으며, 현대 평균 온도보다 약 14°C 더 따뜻했다.[25][26]
4. 1. 선캄브리아 시대 (지구 탄생 ~ 약 5억 4,100만 년 전)
지구 초기 대기는 태양 성운의 기체, 특히 수소로 구성되었을 것으로 추정된다. 또한 물 증기, 메탄, 암모니아와 같은 간단한 수소 화합물도 존재했을 것이다. 태양 성운이 흩어지면서 이 기체들은 부분적으로 태양풍에 의해 날아가 사라졌다.[19]이후 대기는 주로 질소, 이산화 탄소 및 불활성 기체로 구성되었으며, 화산 활동으로 인한 가스 방출과 거대 소행성 충돌, 즉 후기 대폭격 동안 유입된 가스로 보충되었다.[19] 이산화 탄소의 상당 부분은 물에 녹아 탄산염 퇴적물을 형성했다.
물과 관련된 퇴적물은 38억 년 전부터 발견되었다.[20] 약 34억 년 전, 질소가 당시 안정된 "두 번째 대기"의 주요 구성 요소가 되었다. 35억 년에서 43억 년 전으로 거슬러 올라가는 초기 생명체의 흔적에서 볼 수 있듯이, 생명체의 영향은 대기 역사 초기부터 고려해야 한다.[21] 초기 태양의 복사량이 현재보다 30% 낮았던 점은 "어린 태양 역설"로 설명된다.
지질 기록에 따르면, 약 24억 년 전의 한랭한 빙하기를 제외하고 지구 초기 온도 기록 전체에 걸쳐 지속적으로 비교적 따뜻한 표면이 유지되었다. 시생대 후기에는 광합성을 하는 시아노박테리아에 의해 산소를 함유한 대기가 발달하기 시작했으며, 이는 27억 년 전 스트로마톨라이트 화석에서 확인할 수 있다.
판 구조론에 의한 대륙의 지속적인 재배치는 이산화탄소를 대륙의 거대한 탄산염 저장소로 이동시키거나 가져오면서 대기의 장기적인 진화에 영향을 미쳤다. 자유 산소는 약 24억 년 전 대산소화 사건 이전까지 대기에 존재하지 않았으며, 그 출현은 줄무늬 철광층의 종말로 나타난다. 그전까지 광합성으로 생성된 모든 산소는 환원된 물질, 특히 철의 산화에 소모되었다. 자유 산소 분자는 산소 생성 속도가 환원 물질의 가용성을 초과하기 시작할 때까지 대기에 축적되지 않았다. 그 시점이 환원 대기에서 산화 대기로의 전환점이다. 산소(O2)는 선캄브리아 시대 말까지 15% 이상으로 안정화될 때까지 큰 변화를 보였다.[22] 이후 기간은 산소 호흡을 하는 후생 동물이 나타나기 시작한 현생 누대이다.
대산소화 사건은 광합성 생물의 출현을 나타내는 생체 지표로 확인된다. 대산소화 사건으로 대기 중 산소 농도가 높아지면서 메탄(CH4) 농도가 급격히 감소하여 대기가 냉각되었고, 이는 휴로니안 빙하기를 유발했다. 빙하기 이후 약 10억 년 동안(20억~8억 년 전), 지구는 광합성 진핵생물의 미세 화석과 지구 현재 산소 수준의 5~18% 사이의 산소 농도로 나타나는 더 따뜻한 온도를 경험했을 가능성이 높다. 원생대 말에는 다양한 정도의 전 지구적 빙하기 사건, 즉 '눈덩이 지구'의 증거가 있다.[30] 눈덩이 지구는 빙하 퇴적물, 대부정합이라 불리는 상당한 대륙 침식, 해빙 이후 형성되는 덮개 탄산염이라는 퇴적암 등 다양한 지표로 뒷받침된다.[31]
선캄브리아 시대의 주요 기후 사건은 다음과 같다.
| 연대 | 명칭 | 기후 특징 |
|---|---|---|
| 24억 년 전 ~ 21억 년 전 | 휴로니안 빙하기 | 전 지구 동결까지는 아니지만 매우 추웠을 것으로 추정된다. 퇴적물 등의 흔적이 없어 추정된다. |
| 7억 5천만 년 전 ~ 7억 년 전 | 스타티안 빙하기 | 전 지구 동결이 되었을 것으로 추정된다. |
| 6억 4천만 년 전 전후 (수천만 년간) | 마리노안 빙하기 | 다시 전 지구 동결이 되었을 것으로 추정된다. |
4. 2. 고생대 (약 5억 4,100만 년 전 ~ 2억 5,200만 년 전)
고생대는 약 5억 4,100만 년 전부터 2억 5,200만 년 전까지의 시기로, 지구 기후에 큰 변화가 있었던 시기이다.
| 시대 | 기후 특징 |
|---|---|
| 캄브리아기・오르도비스기 | 온난한 기후 지속 |
| 4억 6천만 년 전 ~ 4억 3천만 년 전 | 안데스-사하라 빙하기 |
| 데본기 | 온난한 기후 |
| 3억 6천만 년 전 ~ 2억 6천만 년 전 | 카루 빙하기 |
| 페름기 | 온난한 기후 |
캄브리아기와 오르도비스기에는 온난한 기후가 지속되었다. 그러다 약 4억 6천만 년 전부터 4억 3천만 년 전 사이에 안데스-사하라 빙하기가 발생했다. 데본기에는 다시 온난한 기후가 나타났으며, 약 3억 6천만 년 전부터 2억 6천만 년 전 사이에는 카루 빙하기가 발생했다. 페름기에는 온난한 기후가 이어졌다.[30]
4. 3. 중생대 (약 2억 5,200만 년 전 ~ 6,600만 년 전)
트라이아스기, 쥐라기, 백악기에는 전반적으로 온난한 기후가 지속되었다. 판게아 초대륙의 분열로 인한 화산 활동 증가는 온실가스 농도를 높여 온난화에 영향을 미쳤을 것으로 추정된다.[34]4. 4. 신생대 (약 6,600만 년 전 ~ 현재)
Cenozoic영어|신생대}}는 약 6,600만 년 전부터 현재까지의 시기로, 팔레오세-에오세 극열기(PETM) 때는 급격한 온난화가 발생했다. 약 300만 년 전부터 현재까지는 제4기 빙하기가 지속되고 있으며, 빙하기와 간빙기가 반복되는 특징을 보인다.2020년, 과학자들은 지난 6,600만 년 동안의 지구 기후 변화에 대한 연속적이고 정확한 기록을 발표했다. 이들은 온실 가스 수준 변화와 극지방 빙상 부피 변화를 포함하는 전환으로 구분되는 4가지 기후 상태를 확인했다. 그들은 다양한 출처의 데이터를 통합했다. 공룡 멸종 이후 가장 따뜻했던 기후 상태인 "고온실"은 5,600만 년 전부터 4,700만 년 전까지 지속되었으며, 현대 평균 온도보다 약 14°C 더 따뜻했다.[25][26]
제4기 지질 시대는 현재의 기후를 포함한다. 지난 220만~210만 년 동안 빙하기 주기가 있었으며(제4기 이전인 후기 신생대에 시작), 주기의 뚜렷한 12만 년 주기성과 곡선의 현저한 비대칭성을 확인할 수 있다. 이러한 비대칭성은 복잡한 피드백 메커니즘의 상호 작용의 결과로 여겨진다. 빙하기는 점진적인 단계로 심화되지만, 간빙기 상태로의 회복은 한 번의 큰 단계로 발생한다는 것이 관찰되었다.
| 연대 | 명칭 | 기후 특징 |
|---|---|---|
| 약 300만 년 전 ~ 현재 | 제4기 빙하기 | 현재의 빙하기. |
4. 5. 제4기 빙하기 (약 258만 년 전 ~ 현재)
제4기 지질 시대는 현재의 기후를 포함한다. 지난 220만~210만 년 동안 빙하기 주기가 있었으며(제4기 이전인 후기 신생대에 시작), 뚜렷한 12만 년 주기성과 곡선의 현저한 비대칭성을 보인다.[53] 이러한 비대칭성은 복잡한 피드백 메커니즘의 상호 작용의 결과로 여겨지며, 빙하기는 점진적인 단계로 심화되지만, 간빙기 상태로의 회복은 한 번의 큰 단계로 발생한다는 것이 관찰되었다.
제4기 빙하기 동안 빙기(한랭기)와 간빙기(온난기)가 주기적으로 반복되었다.
| 연대 | 명칭 | 기후 특징 |
|---|---|---|
| 155만 년 전–130만 년 전 | 브레먼토니안(Bramertonian) | | |
| 130만 년 전–80만 년 전 | 프레파스토니안 (Pre-Pastonian) | | |
| 80만 년 전–60만 년 전 | 파스토니안 (Pastonian) | | |
| 60만 년 전–58.5만 년 전 | 도나우 I 빙기 | | |
| 58.5만 년 전–55만 년 전 | ?간빙기 | | |
| 55만 년 전–54만 년 전 | 도나우 II 빙기 | | |
| 54만 년 전–47만 년 전 | 도나우-귄츠 간빙기 | | |
| 47만 년 전–33만 년 전 | 귄츠 빙기 | | |
| 33만 년 전–30만 년 전 | 귄츠-민델 간빙기 | | |
| 30만 년 전–23만 년 전 | 민델 빙기 | | |
| 23만 년 전–18만 년 전 | 민델-리스 간빙기 | | |
| 18만 년 전–13만 년 전 | 리스 빙기 | | |
| 13만 년 전–7만 년 전 | 리스-뷔름 간빙기 | | |
| 7만 년 전–1만 5천 년 전 | 뷔름 빙기 (최종 빙기) | 댄스고르-오슈거 이벤트라고 불리는 온난기와 그에 선행하는 하인리히 이벤트 (로렌타이드 빙상의 대규모 유출)가 20회 정도, 1,000-2,000년 주기로 반복해서 발생하고 있다. |
| 1만 5천 년 전–현재 | 후빙기 (최종 간빙기) | 현재 진행 중인 간빙기. |
지난 1만 5천 년 동안은 최종 간빙기(후빙기)에 해당하며, 현재도 간빙기가 진행 중이다. 최종 간빙기 내에서도 기온 변동이 있었는데, 다음과 같이 아빙기(한랭기)와 아간빙기(온난기)가 나타났다.
| 연대 | 명칭 | 기후 특징 |
|---|---|---|
| 2만 년 전 ~ 1만 5천 년 전 | 최종 빙기 최성기(Last Glacial Maximum) | 뷔름 빙기(최종 빙기) 말기의 가장 한랭했던 시대. |
| 1만 5천 년 전 ~ 1만 2,500년 전 | 올데스트 드리아스 | 최종 간빙기의 시작. |
| 1만 2,500년 전 ~ 1만 2,000년 전 | 뵐링 | | |
| 1만 2,000년 전 ~ 1만 1,800년 전 | 올더 드리아스 | | |
| 1만 1,800년 전 ~ 1만 800년 전 | 알레뢰드 | | |
| 1만 800년 전 ~ 1만 300년 전 | 영거 드라이아스 | 수십 년 동안 기온이 급격히 하강하고 급격히 상승했다고 추정된다. 유럽을 중심으로 북반구에서는 현저했지만, 남반구에서는 선행하여 한랭화가 일어나는 차이가 있었다. |
| 1만 300년 전 ~ 9,700년 전 | 프레보레알 | | |
| 9,700년 전 ~ 7,500년 전 | 보레알 | 8,200년 전에 대규모 한랭화가 시작되어 400년 동안 지속되었다. 현재보다 2-3℃ 기온이 낮았다고 추정된다. |
| 7,500년 전 ~ 5,000년 전 | 애틀랜틱 | 홀로세 기후 최적기(히프시서멀)로, 현재보다 세계 평균 2-3℃ 따뜻했다. |
| 5,000년 전 ~ 2,500년 전 | 서브보레알 | 신빙하기라고 불리는 빙하의 전진이 세계적으로 일어난 한랭기. |
| 2,500년 전 ~ 현재 | 서브애틀랜틱 | 온난기. |
홀로세 기후 최적기(약 7,500년 전 ~ 5,000년 전)에는 현재보다 따뜻한 기후가 나타났다.
5. 기후 변화의 요인
기후 강제력은 지구가 받는 복사 에너지와 우주로 다시 방출되는 장파 복사 사이의 차이이다. 이러한 복사 강제력은 지구 표면의 대류권 내 이산화 탄소(CO2)의 양을 기준으로 제곱미터당 와트 단위로 정량화된다.[40] 들어오고 나가는 에너지의 복사 평형에 따라 지구는 따뜻해지거나 차가워진다. 지구 복사 평형은 태양 일사량의 변화와 온실 기체 및 에어로졸의 농도에서 비롯된다. 기후 변화는 지구권의 내부 과정 및/또는 외부 강제력에 기인할 수 있다.[41]
CO2 농도 변화가 전반적인 기후에 미치는 영향을 분석하는 것은 기후학 연구에 적용될 수 있는 한 가지 예시이다. 이는 다양한 대리 변수를 사용하여 과거 온실 가스 농도를 추정하고 현재의 농도와 비교하여 수행된다. 이를 통해 연구자들은 지구 역사 전반에 걸쳐 기후 변화의 진행에 미치는 역할을 평가할 수 있다.[42]
기후 과학과 고기후학에서 특히 관심을 갖는 것은 강제력의 총합에 대한 지구의 기후 민감도 연구이다. 이러한 강제력의 총합을 분석하는 것은 과학자들이 지구 기후 시스템에 대한 광범위하고 결론적인 추정을 내리는 데 기여한다. 이러한 추정에는 장기적인 기후 변동성(이심률, 경사, 세차 운동), 피드백 메커니즘(얼음-알베도 효과) 및 인위적 영향과 같은 시스템에 대한 증거가 포함된다.[44]
기후 변화는 크게 내부적 요인과 외부적 요인으로 나눌 수 있다.
- 내부적 요인: 열염분 순환, 생명, 화산 폭발 등[45]
- 외부적 요인: 밀란코비치 순환, 대형 소행성, 인위적인 온실 가스 배출 등[45][46]
5. 1. 내부적 요인
지구의 기후 시스템은 대기권, 생물권, 빙권, 수권, 그리고 지권을 포함하며,[43] 지구의 여러 권역에서 일어나는 이러한 과정들의 총합이 기후에 영향을 미친다. 온실 가스는 기후 시스템의 내부 강제력으로 작용한다.예시:
- 열염분 순환 (수권)
- 생명 (생물권)
수백만 년의 시간 척도에서 산맥의 융기와 그에 따른 암석과 토양의 풍화 작용 과정, 그리고 판 경계의 섭입은 탄소 순환의 중요한 부분이다.[47][48][49] 풍화 작용은 화학 물질, 특히 규산염의 풍화 작용과 이산화 탄소(CO2)의 반응을 통해 CO2 격리를 통해 대기에서 CO2를 제거하고 복사 강제력을 감소시킨다. 반대 효과는 화산 활동으로, 자연적인 온실 효과의 원인이 되며 대기 중으로 CO2를 방출하여 빙하기 주기에 영향을 미친다. 짐 한센은 인간이 과거의 자연적인 과정보다 10,000배 더 빠르게 CO2를 방출한다고 제안했다.[50]
빙상 역학과 대륙의 위치(및 관련된 식생 변화)는 지구 기후의 장기적인 진화에 중요한 요인이었다.[51] 또한 CO2와 온도 사이에는 밀접한 상관관계가 있으며, 여기서 CO2는 지구 역사에서 전 지구적 온도에 강력한 영향을 미친다.[52]
5. 2. 외부적 요인
밀란코비치 순환은 지구와 태양의 거리 및 위치를 결정하며, 이는 지구에 도달하는 총 태양 복사량에 영향을 미친다.[40] 대규모 소행성 충돌은 지구 기후에 대격변을 일으킬 수 있는 외부적 요인으로 간주된다.[46] 인간 활동으로 인한 온실 가스 배출은 지구 온난화 및 관련 기후 변화를 유발한다.[45] 짐 한센은 인간이 과거의 자연적인 과정보다 10,000배 더 빠르게 이산화 탄소(CO2)를 방출한다고 주장했다.[50]6. 기후 변화의 주기성
기후 변화에는 여러 주기성이 나타난다. 10만 년, 4만 년, 2만 년 단위의 밀란코비치 주기와 관련된 것, 약 1,500년 주기의 본드 순환, 약 1,000년 주기의 댄스고르-외슈거 순환 등이 있다.
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