엘니뇨와 남방 진동(ENSO)의 환경적 영향 (r1)

엘니뇨는 적도 태평양 중부부터 동부 해역의 해수면 온도가 장기간에 걸쳐 비정상적으로 상승하는 현상을 말한다. 이는 ENSO 주기의 따뜻한 단계에 해당하며, 보통 2년에서 7년 주기로 발생하며 한 번 발생하면 9개월에서 1년 이상 지속된다. 엘니뇨라는 이름은 페루와 에콰도르 연안에서 크리스마스 즈음에 나타나는 따뜻한 해류를 가리키는 스페인어 '아이뇨'(남자아이)에서 유래했으며, 이 지역의 어획량 감소와 연관되어 오랫동안 지역 어민들에게 알려져 있었다.

이 현상의 핵심 기작은 평상시 서태평양에 집중되어 있던 따뜻한 표층수의 덩어리가 동쪽으로 확장 또는 이동하면서 발생한다. 정상 상태에서는 무역풍이 적도 부근의 따뜻한 표층수를 서태평양으로 밀어내어, 인도네시아 근해에는 수온이 높고 수위가 높은 따뜻한 물이 쌓인다. 반면 페루 연안에서는 차가운 심층수가 용승하여 수온이 낮다. 엘니뇨 발생 시 이 무역풍이 약화되거나 역전하면, 서쪽에 쌓였던 따뜻한 물이 동쪽으로 흘러가 적도 중부 및 동태평양의 광대한 해역을 덮는다.

이 해양 변화는 전 지구적 대기 순환에 지대한 영향을 미친다. 따뜻해진 해수면은 대기를 가열하여 대류 활동을 활성화시키는데, 그 중심이 평소의 서태평양에서 중부 태평양으로 이동한다. 이로 인해 전형적인 워커 순환이 변형되거나 약화되며, 이 변화는 제트 기류를 통해 중위도 지역의 기상 패턴까지 원격으로 영향을 준다. 엘니뇨의 강도는 해수면 온도 편차의 크기와 지속 기간, 영향을 받는 해역의 범위에 따라 구분된다.

주요 발생 지역별 전형적인 환경적 특징은 다음과 같다.

라니냐는 엘니뇨-남방진동 주기의 냉각 단계를 나타내는 현상이다. 이는 적도 중부 및 동부 태평양의 해수면 온도가 장기간에 걸쳐 정상보다 낮아지고, 동서 방향의 대기 순환이 강화되는 패턴을 특징으로 한다. 라니냐는 스페인어로 '작은 여자아이'를 의미하며, 엘니뇨('작은 남자아이' 또는 '아기 예수')와 대비되어 명명되었다. 라니냐 현상은 일반적으로 2년에서 7년의 불규칙한 간격으로 발생하며, 한 번 발생하면 9개월에서 최대 2년까지 지속될 수 있다.

라니냐가 발생하는 동안, 평소보다 강해진 무역풍이 적도 부근의 따뜻한 표층수를 서태평양으로 더욱 밀어낸다. 이로 인해 남아메리카 연안에서는 차가운 심층수의 용승이 더욱 활발해져, 적도 동태평양의 해수면 온도가 크게 하강한다. 대기에서는 이 온도 차이에 반응하여 워커 순환이 강화된다. 즉, 서태평양의 저기압과 강한 상승 기류, 동태평양의 고기압과 하강 기류가 뚜렷해져 대규모의 대기 순환 패턴을 고정시킨다.

이러한 해양-대기 상호작용의 결과, 전형적인 라니냐 기간 동안의 기상 영향은 엘니뇨와 거의 정반대의 양상을 보인다. 주요 영향 지역과 현상을 표로 정리하면 다음과 같다.

라니냐의 강도는 니뇨 구역의 해수면 온도 편차를 기준으로 약, 중, 강으로 분류된다. 한 번의 ENSO 주기에서 라니냐는 엘니뇨 다음에 발생하는 경우가 많지만, 반드시 그런 것은 아니며 연속으로 발생하거나 중립 상태를 거치기도 한다. 라니냐 현상은 전 지구적인 날씨 패턴을 재편성하여 극한 기상 현상을 유발하거나 악화시킬 수 있어, 농업, 수자원 관리, 재난 대비에 중대한 영향을 미친다.

남방 진동은 태평양 열대 해역에서 해양 현상인 엘니뇨 및 라니냐와 밀접하게 연결된 대기 진동 현상이다. 이는 타히티와 다윈 사이의 해면 기압이 반대 방향으로 요동치는 것을 특징으로 한다. 일반적으로 타히티 지역(태평양 동부)의 기압이 상승하면 다윈 지역(태평양 서부, 인도네시아 근해)의 기압은 하강하며, 그 반대의 상황도 발생한다. 이 대규모의 기압 시소 운동은 워커 순환의 강도를 직접적으로 반영한다.

남방 진동의 강도는 주로 남방 진동 지수(SOI)로 정량화된다. SOI는 타히티와 다윈의 표준화된 해면 기압 차이를 계산한 값이다. 지수가 양수이면 타히티의 기압이 다윈보다 상대적으로 높은 상태, 즉 강화된 워커 순환을 의미하며, 이는 라니냐 조건과 연관된다. 반대로 지수가 음수이면 워커 순환이 약화되거나 역전된 상태로, 엘니뇨 발생 시 나타나는 대기 패턴이다.

이 진동은 해양과 대기의 강력한 상호작용, 즉 해양-대기 상호작용의 전형적인 사례이다. 해수면 온도의 변동(엘니뇨/라니냐)이 대기 순환(남방 진동)을 변화시키고, 변화된 대기 순환은 다시 해류와 무역풍을 통해 해수면 온도 분포를 조절하는 피드백 과정을 통해 유지된다. 따라서 엘니뇨와 라니냐는 해양 구성요소, 남방 진동은 대기 구성요소로 보며, 이 둘을 합쳐 엘니뇨-남방 진동(ENSO)이라는 하나의 복합 기후 현상으로 통합하여 이해한다.

엘니뇨 또는 라니냐가 발생하면, 적도 태평양의 넓은 해역에서 표층 수온이 정상 상태와 비교하여 크게 편차를 보인다. 엘니뇨 시기에는 동태평양의 차가운 해수가 약해지거나 사라지며, 서태평양의 따뜻한 물 덩어리가 동쪽으로 확장된다. 이로 인해 중동부 태평양의 광대한 해역에서 수온이 비정상적으로 상승한다. 반대로 라니냐 시기에는 동태평양의 차가운 해수의 범위와 강도가 강화되어, 해당 해역의 수온이 정상보다 더 낮아진다.

이러한 수온 변화는 해양 1차 생산자인 식물성 플랑크톤의 분포와 생장에 직접적인 영향을 미친다. 식물성 플랑크톤의 성장에는 영양염과 햇빛이 필수적이다. 정상 상태에서 동태평양은 차가운 용승수[4]가 풍부한 영양염을 공급하여 플랑크톤이 번성하는 지역이다. 그러나 엘니뇨가 발생하면 용승 현상이 억제되거나 중단되어 영양염 공급이 급격히 줄어든다. 그 결과, 해당 해역의 클로로필 농도와 1차 생산력이 현저히 감소한다.

플랑크톤 군집의 변화는 먹이 사슬을 따라 상위 포식자까지 영향을 미친다. 엘니뇨 시기 동태평양에서 플랑크톤이 감소하면 이를 먹이로 하는 동물성 플랑크톤과 작은 어류의 개체수도 줄어든다. 이는 결국 정어리나 안초비와 같은 중요 상업 어종의 어획량 감소로 이어진다. 반대로 라니냐 시기에는 강화된 용승으로 인해 플랑크톤이 풍부해지고, 이는 수산 자원의 증가 가능성을 시사한다.

엘니뇨와 라니냐 현상은 해양의 용승 강도와 표층 수온을 변화시켜 주요 어장의 생산성을 급격히 변동시킨다. 엘니뇨 발생 시, 적도 태평양 동부의 따뜻한 수괴가 강한 용승을 억제하여 차고 영양염이 풍부한 심층수의 공급을 차단한다. 이로 인해 식물 플랑크톤의 성장이 억제되고, 이를 먹이로 하는 동물 플랑크톤과 어류의 개체수가 급감한다. 반대로 라니냐 기간에는 강화된 용승으로 인해 영양염 공급이 증가하여 생산성이 높아지는 경향을 보인다.

이러한 생태계 기초 생산력의 변화는 상업적 어획량에 직접적인 영향을 미친다. 대표적인 사례는 페루와 칠레 연안의 안초비 어획량 변동이다. 강한 엘니뇨가 발생한 해에는 안초비 어획량이 역사적으로 급감했으며, 이는 전 세계 어분 및 식용유 공급에 큰 타격을 주었다. 태평양 중서부의 참다랑어와 같은 고등어류의 분포와 회유 경로도 변화하여 어획 성적을 좌우한다.

장기적인 관점에서, 빈번하고 강력한 ENSO 사건은 수산 자원의 지속가능한 관리에 도전을 제기한다. 갑작스러운 자원의 고갈은 지역 어업 경제를 위협할 뿐만 아니라, 먹이사슬 상위 포식자들의 생존에도 영향을 미친다. 따라서 ENSO 예측 정보는 어획 노력량 조정과 같은 적응적 어업 관리 정책 수립에 중요한 과학적 근거로 활용된다.

엘니뇨 발생 기간 동안, 열대 해역의 표층 수온이 장기간 평년보다 크게 상승한다. 이는 산호와 공생 관계에 있는 공생 조류인 와편모조류가 산호 조직 내에서 배출되는 원인이 된다. 공생 조류는 산호에게 영양분과 색소를 제공하는데, 이들이 떠나면 산호는 하얗게 변하여 '백화' 상태가 된다.

산호 백화는 산호의 건강을 심각하게 위협한다. 백화 상태가 지속되면 산호는 영양 공급원을 상실하여 굶주림에 빠지고, 질병에 취약해지며, 결국 대규모로 죽음을 맞이한다. 강한 엘니뇨 사건은 전 세계 주요 산호초 지역에 광범위한 백화를 유발하는 주요 요인으로 기록되어 왔다[6].

라니냐 현상은 일반적으로 엘니뇨보다 산호에 덜 스트레스를 주지만, 특정 지역에서는 수온 강하나 강한 저기압 활동으로 인한 탁도 증가, 강우 패턴 변화에 따른 염분 변동 등 다른 형태의 환경 스트레스를 유발할 수 있다. ENSO 주기에 따른 반복적인 스트레스는 산호 군집의 회복력을 약화시키고, 장기적으로 산호초 생태계의 구조와 생물 다양성을 변화시킨다.

엘니뇨와 라니냐는 태평양의 해수면 온도 분포를 근본적으로 바꾸어, 전 지구적인 대기 순환 패턴을 재편성한다. 이로 인해 정상적인 계절풍과 강수 패턴이 크게 교란되며, 특정 지역에 극심한 가뭄이나 홍수를 초래한다. 그 영향은 주로 열대 및 아열대 지역에 집중되지만, 원격 상관 관계를 통해 중위도 지역의 기상에도 간접적인 영향을 미친다.

엘니뇨가 발생하는 동안, 태평양 중부 및 동부의 해수면 온도가 비정상적으로 상승한다. 이로 인해 평소 강한 상승 기류와 강수가 발생하던 인도네시아와 서태평양 지역(예: 호주 북부)의 대기가 안정화되어 심각한 가뭄이 발생한다. 반면, 따뜻해진 해수면 위의 중부 및 동부 태평양 지역(예: 페루, 에콰도르)에서는 대류 활동이 활발해져 기록적인 폭우와 홍수가 빈번해진다. 남아메리카 서안의 건조한 지역이 홍수에 취약해지는 것이 특징이다.

라니냐 현상은 엘니뇨와 거의 반대되는 강수 패턴을 보인다. 서태평양과 동남아시아(예: 인도네시아, 말레이시아, 필리핀) 일대의 해수면 온도가 평년보다 높아지면서, 이 지역의 대류 활동이 더욱 강화되어 집중 호우와 홍수의 위험이 증가한다. 동시에, 태평양 중동부와 남아메리카 서안의 해수면 온도는 평년보다 낮아져, 공기의 하강 운동이 강화된다. 이는 칠레 북부부터 페루에 이르는 지역과, 때로는 미국 남서부에 걸쳐 가뭄 조건을 조성한다.

이러한 강수 이상 현상은 농업, 수자원 관리, 인간 건강에 직접적인 영향을 미친다. 주요 곡창지대의 가뭄은 식량 안보를 위협하고, 홍수는 인명 피해와 기반 시설 파괴를 일으킨다. ENSO 주기와 연관된 강수 패턴의 전형적인 분포는 아래 표와 같다.

엘니뇨와 라니냐는 열대 태평양의 대규모 대류 활동 위치를 이동시켜, 전 세계 열대 저기압(태풍, 허리케인, 사이클론)의 발생 빈도, 강도, 이동 경로에 뚜렷한 영향을 미친다. 이 영향은 주로 대기 순환의 변화, 특히 워커 순환과 해수면 온도의 재분포에 기인한다.

엘니뇨 단계에서는 중앙 및 동태평양의 해수면 온도가 비정상적으로 상승한다. 이로 인해 강한 대류 활동과 뇌우가 평소보다 동쪽으로 이동하여, 서태평양과 필리핀 근해의 대류 활동이 약화된다. 결과적으로 서태평양에서 발생하는 열대 저기압의 빈도가 감소하는 경향을 보인다. 반면, 중태평양이나 심지어는 평소보다 동쪽인 폴리네시아 근해에서 열대 저기압이 발생할 가능성이 높아진다. 북태평양에서는 엘니뇨가 발생할 때 제트 기류의 경로가 변하여, 하와이 부근에서 발생한 열대 저기압이 중위도로 더 북상하거나 서진하는 경로를 취하게 만들 수 있다[8].

라니냐 단계에서는 상황이 반대된다. 서태평양과 동남아시아 근해의 해수면 온도가 평년보다 높아지고 대류 활동이 매우 활발해진다. 이로 인해 서태평양, 특히 필리핀해와 남중국해에서 열대 저기압의 발생 빈도가 증가하며, 더 강력하게 발달할 가능성이 높다. 또한, 라니냐는 대기 순환 패턴을 통해 열대 저기압의 이동 경로에도 영향을 준다. 북태평양 고기압이 평년보다 강해지고 서쪽으로 확장되면, 발생한 열대 저기압이 더 서쪽으로 진행하다가 북상하는 경향을 보여, 동아시아 지역(한국, 일본, 중국)에 영향을 줄 가능성이 높아진다. 다음 표는 두 현상이 열대 저기압 활동에 미치는 주요 영향을 요약한다.

이러한 패턴은 절대적인 법칙이 아니며, 각 ENSO 사건의 강도와 공간 구조, 계절적 시기에 따라 차이가 있을 수 있다. 또한, 다른 기후 변동성 요인(예: 인도양 쌍극자 현상)과 복합적으로 작용하여 열대 저기압 활동을 조절한다.

엘니뇨와 라니냐는 대기 순환 패턴을 변화시켜 전 세계적으로 대기 오염물질의 확산과 농도에 상당한 영향을 미친다. 이는 주로 대규모 대기 흐름인 워커 순환과 관련된 대류 활동 및 무역풍의 강도 변화에 기인한다. 예를 들어, 엘니뇨 발생 시 동태평양의 대류 활동이 활발해지고 서태평양의 고기압이 약화되며, 이는 오염물질의 수송 경로와 강도를 바꾼다. 특히 동남아시아 지역에서 발생하는 산불 연기(헤이즈)의 확산 범위가 변할 수 있다[9].

주요 영향은 다음과 같은 측면에서 관찰된다. 첫째, 대기 정체 현상이 변화한다. 라니냐 기간 동안 특정 지역에서 고기압 시스템이 강화되거나 지속되면 대기 혼합층이 얕아지고 수평적 확산이 약화되어 오염물질이 국지적으로 축적되기 쉽다. 둘째, 장거리 수송 경로가 변경된다. 대기 중의 에어로졸, 황산염 에어로졸, 먼지 등은 상층 제트 기류와 같은 대규모 흐름을 타고 대륙 간 이동하는데, ENSO 주기에 따른 순환 패턴 변화는 이러한 수송 경로의 방향과 효율을 조절한다. 예를 들어, 아프리카 사하라 지역의 먼지가 대서양을 건너는 정도나 아시아 대륙의 오염물질이 태평양을 횡단하는 정도가 변동할 수 있다.

이러한 변화는 공중 보건에 직접적인 영향을 미칠 수 있다. 대기 오염 농도의 변동은 호흡기 및 심혈관 질환의 발생률과 관련이 있다. 또한, 대기 중 에어로졸 농도 변화는 구름 형성과 태양 복사 에너지의 흡산 및 반사를 변화시켜 간접적으로 지역 기후에도 영향을 준다. 따라서 ENSO는 기상 재해뿐만 아니라 대기 질을 통한 환경 및 건강 리스크 관리에도 중요한 예측 인자로 고려된다.

엘니뇨와 라니냐는 전 세계 여러 지역의 강수 패턴을 변화시켜 육상 식생의 생장 조건과 수분 스트레스에 직접적인 영향을 미친다. 강수량이 크게 증가하거나 감소하는 지역에서는 식물의 생장률, 개화 시기, 잎의 생리 활동이 변화한다. 예를 들어, 엘니뇨 단계에서 동태평양 연안의 페루나 칠레 북부 같은 지역은 평소보다 많은 비를 받아 건조한 지역에 일시적으로 식생이 무성해지는 '사막의 꽃피움' 현상이 관찰된다. 반대로 인도네시아와 오스트레일리아 북부, 아마존 지역은 심한 가뭄을 겪으며 식생이 고사하고 낙엽이 조기에 발생한다.

이러한 기상 조건의 극단적 변화는 산불 발생 위험과 규모를 급격히 높이는 주요 요인으로 작용한다. 특히 강수량이 크게 감소하고 기온이 상승하는 지역에서는 식물체의 수분 함량이 낮아져 쉽게 발화하는 연료 상태가 된다. 역사적으로 강한 엘니뇨 사건이 발생한 해에는 동남아시아의 열대 우림과 오스트레일리아의 관목림에서 대규모 산불이 빈번히 보고되었다[11]. 산불은 직접적으로 식생을 파괴할 뿐만 아니라, 대량의 탄소를 대기 중으로 방출하고 토양 침식을 촉진하며 생태계 회복에 수십 년이 걸리는 장기적인 변화를 초래한다.

산불 발생 패턴의 변화는 다음과 같은 표를 통해 지역별로 정리할 수 있다.

이러한 식생 변화와 산불 활동은 지역 생태계의 종 구성을 바꾸고, 탄소 순환에 지장을 주며, 인간 사회에 농업 피해와 건강 악화 등의 형태로 영향을 미친다. 따라서 ENSO 주기를 예측하는 것은 산불 방지 및 생태계 관리 정책 수립에 중요한 정보를 제공한다.

엘니뇨와 라니냐 현상은 전 세계적인 기상 패턴을 변화시켜, 철새를 포함한 조류와 다양한 동물 개체군의 이동 시기, 경로, 분포에 중대한 영향을 미친다. 주된 원인은 강수량과 기온의 변동으로 인한 서식지 환경 변화와 먹이 자원의 가용성 변동이다. 예를 들어, 태평양 연안에서 발생하는 엘니뇨는 건기와 우기의 시기를 뒤틀어, 식물의 개화나 곤충의 발생 시기를 변화시키고, 이는 이를 먹이로 삼는 동물들의 생존 전략을 바꾸게 만든다.

조류의 경우, 이동 경로상 주요 중간 기착지의 습지가 가뭄으로 말라버리거나 반대로 범람하면, 에너지 보충에 실패해 대규모 폐사 사태로 이어질 수 있다. 엘니뇨 해에는 동태평양의 수온 상승으로 플랑크톤과 어류의 분포가 바뀌어, 바다새들의 번식 성공률이 급격히 떨어지는 현상이 관측된다. 반대로 라니냐 조건에서는 특정 지역에 풍부한 강수가 내려 새들의 서식 환경이 일시적으로 개선되기도 한다.

포유류와 해양 생물의 이동 패턴도 영향을 받는다. 육상에서는 가뭄으로 인한 식수원 고갈과 먹이 부족이 초식동물의 대규모 이동을 유발한다. 해양에서는 크릴과 같은 주요 먹이 생물의 분포 변화가 고래의 회유 경로를 변경시키는 것으로 알려져 있다. 또한, 해수면 수온의 변화는 바다거북의 알 부화 성별 결정에 영향을 미치거나, 어류 군집의 수직 및 수평 이동을 촉진시켜 어업 패턴을 변화시킨다.

이러한 생물 이동의 변화는 개별 종의 생존에만 영향을 미치는 것이 아니라, 생태계의 먹이그물 구조와 종 간 상호작용을 변화시켜 생물 다양성 전반에 장기적인 영향을 준다.

엘니뇨와 라니냐 주기는 생물 계절의 타이밍, 지속 기간, 강도에 상당한 변화를 일으킨다. 이는 주로 기온, 강수, 일조량과 같은 기상 조건의 변동을 매개로 발생한다. 예를 들어, 엘니뇨 해에는 평년보다 따뜻한 겨울이 나타나는 지역에서 개화 시기가 앞당겨지고, 낙엽 시기가 지연되는 현상이 관측된다. 반대로 라니냐 해에는 냉해나 건조한 조건이 식물의 생장기를 단축시키거나 지연시킬 수 있다.

이러한 변화는 식물과 곤충 간의 공진화적 관계를 교란시킨다. 꽃이 피는 시기와 이를 수분하는 곤충의 활동 시기가 맞지 않으면 식물의 번식 성공률이 떨어지고, 곤충은 중요한 먹이 자원을 잃게 된다. 이는 먹이사슬을 통해 상위 포식자에게까지 영향을 미친다. 또한, 철새의 이동 시기는 주로 일장(햇빛의 길이)에 의해 결정되지만, 도착지의 먹이 자원(예: 곤충, 과실) 가용성은 ENSO 주기에 따라 변동한다. 이로 인해 이동 경로와 번지의 생태적 조건이 불일치하는 현상이 발생할 수 있다.

장기적으로 볼 때, ENSO로 인한 생물 계절 변동성의 증가는 생태계의 회복 탄력성을 약화시키는 요인으로 작용한다. 특히 기후 변화로 인해 ENSO 현상의 강도와 빈도가 변할 가능성이 제기되면서, 생물 계절에 미치는 영향의 불확실성도 커지고 있다. 이는 생물 다양성 보전과 농업 생산성 예측을 위한 중요한 연구 주제이다.

엘니뇨와 라니냐 현상은 해양과 육지의 이산화탄소 흡수 및 방출 균형에 상당한 변동을 일으킨다. 이는 주로 해양의 용존 무기 탄소 저장 능력 변화와 육상 생태계의 광합성 활동 변화에 기인한다. 열대 태평양 해역의 대규모 수온 및 해류 변화는 해양이 대기 중 이산화탄소를 흡수하는 속도에 직접적인 영향을 미친다.

엘니뇨 기간 동안, 동태평양의 따뜻한 수괴는 해수면 근처의 이산화탄소 용해도를 감소시킨다. 또한, 용승이 약화되면 심해의 영양염이 표층으로 공급되지 않아 식물 플랑크톤의 성장이 억제된다. 이로 인해 생물학적 양펌프[12] 효율이 떨어지고, 결과적으로 열대 태평양 해역의 이산화탄소 흡수량이 크게 줄어든다. 반대로 라니냐 기간에는 강화된 용승으로 인해 차갑고 영양염이 풍부한 해수가 표층으로 올라와 플랑크톤 대번성이 일어나고, 수온이 낮아 이산화탄소 용해도가 높아져 해양의 이산화탄소 흡수량이 증가하는 경향을 보인다.

육상 생태계에서도 ENSO는 탄소 순환에 영향을 미친다. 엘니뇨는 전 세계적으로 특정 지역에 극심한 가뭄이나 홍수를 유발하는데, 이는 식생의 생장과 분해 과정을 방해한다. 예를 들어, 동남아시아와 아마존 열대우림 지역의 가뭄은 광합성을 저해하고 산불 위험을 높여 대량의 이산화탄소를 대기 중으로 방출하게 한다. 반면, 일부 건조 지역에 비정상적으로 많은 강우를 가져와 식생 생장을 촉진하고 일시적인 탄소 흡수 증가를 유발하기도 한다.

이러한 해양과 육지의 탄소 흡수량 변동은 전 지구적 탄소 순환에 중요한 변수로 작용한다. 강한 엘니뇨 사건이 발생하는 해에는 대기 중 이산화탄소 농도 증가율이 평년보다 가속화되는 것이 관측된다[13]. 따라서 ENSO 주기는 단기적인 기후 변동뿐만 아니라, 대기 중 온실가스 농도 변화를 매개하여 장기적인 기후 변화에도 영향을 미치는 요인으로 평가받는다.

엘니뇨-남방 진동(ENSO)은 열대 태평양의 해수면 온도와 대기 순환의 변동을 통해 전 지구적 평균 기온에 상당한 변동성을 유발하는 주요 기후 내부 변동 요인이다. 일반적으로 강한 엘니뇨 사건이 발생하는 해에는 전 지구 평균 표면 온도가 상승하고, 라니냐 사건이 발생하는 해에는 상대적으로 하락하는 경향을 보인다. 이는 광대한 태평양 해역에서 대기로 방출되는 잠열의 양이 변하고, 이로 인해 대기 순환과 구름 양이 변화하여 지구의 에너지 수지에 영향을 미치기 때문이다.

주요 엘니뇨 사건은 종종 기록적인 따뜻한 해와 일치한다. 예를 들어, 역사적으로 강했던 1997-1998년 엘니뇨와 2015-2016년 엘니뇨는 당시 각각 관측 사상 최고 기온 기록을 갱신하는 데 기여했다[14]. 반대로, 지속적인 라니냐 현상은 지구 평균 기온 상승 추세를 일시적으로 누그러뜨리는 효과를 보일 수 있다. ENSO 주기는 일반적으로 인간 활동에 의한 장기적인 온난화 신호 위에 중첩되어 나타나는 자연 변동성의 가장 중요한 원인으로 간주된다.

ENSO가 전 지구적 기온에 미치는 영향의 메커니즘은 복잡하다. 엘니뇨 기간에는 중동부 태평양의 따뜻한 해수로 인해 대기 중 수증기와 대류 활동이 증가하여 대량의 열이 대기로 방출된다. 또한, 전 지구적인 제트 기류와 대기 순환 경로가 변경되며, 이는 고위도 지역의 기온 패턴에도 영향을 미쳐 극지방의 온난화를 강화하거나 약화시킬 수 있다. 이러한 대규모 대기-해양 상호작용은 지역적 영향뿐만 아니라 지구 전체의 에너지 재분배 과정을 통해 전 지구적 기온 변동성을 주도한다.

엘니뇨-남방 진동(ENSO)은 열대 지역을 넘어 극지 환경과도 복잡한 원격 상관 관계를 보인다. 주로 대기 중의 파동인 원격 상관과 대규모 대기 순환의 변화를 통해 그 영향이 전달된다. 예를 들어, 엘니뇨 기간 중에는 열대 중태평양의 대류 활동이 활발해지며, 이로 인해 발생하는 대기 파동이 고위도 지역의 기압계와 바람 패턴을 변조시킨다. 이러한 변화는 극지방의 온도와 해빙 분포에 간접적이지만 뚜렷한 영향을 미친다.

남극과 관련하여, ENSO는 남극 진동(SAM)의 위상과 강도에 영향을 주는 주요 요인 중 하나로 알려져 있다. 일반적으로 엘니뇨 발생 시 남반구 중위도의 저기압 활동이 강화되고, 이는 양의 SAM 패턴을 강화시키는 경향이 있다[15]. 양의 SAM은 남극 대륙 주변의 서풍대를 강화시켜 남극 반도 지역에는 상대적 온난화를, 남극 대륙 내부에는 냉각 경향을 유발할 수 있다.

북극에서는 ENSO의 영향이 북극 진동(AO) 및 북대서양 진동(NAO)과의 상호작용을 통해 나타난다. 강한 엘니뇨 사건은 종종 북태평양과 북아메리카 상공의 대기 흐름을 변화시켜, 북극 상공의 성층권 온도와 극소용돌이의 안정성에 영향을 줄 수 있다. 이는 결과적으로 북극 지역의 기온 변동성과 해빙의 범위 및 두께 변화와 연결된다. 다음 표는 ENSO 위상에 따른 극지 지역의 일반적인 대기 순환 및 환경 반응을 요약한 것이다.

이러한 상호작용은 단순한 인과 관계가 아닌, 전 지구적 기후 시스템 내의 복잡한 피드백 과정의 일부이다. 따라서 특정 ENSO 사건이 극지 환경에 미치는 구체적인 영향은 그 강도, 지속 기간, 발생 위치뿐만 아니라 당시의 다른 기후 변동성(예: 태양 활동, 해양 열염분 순환)의 상태에 따라 크게 달라질 수 있다.

엘니뇨와 남방 진동(ENSO)의 발생, 강도, 진화를 정량적으로 추적하고 예측하기 위해 여러 해양 및 대기 지표가 사용된다. 이 지표들은 태평양 열대 해역의 상태를 종합적으로 나타내며, 국제적으로 표준화된 모니터링 체계의 근간을 이룬다.

가장 핵심적인 지표는 태평양 중앙부(예: NINO 3.4 구역)의 해수면 온도 편차이다. 이 구역(서경 120°~170°, 남위 5°~북위 5°)의 월평균 해수면 온도가 30년 평균값보다 약 0.5°C 이상 높으면 엘니뇨, -0.5°C 이하이면 라니냐로 판단하는 기준으로 널리 쓰인다. 지속 기간과 강도는 편차의 크기와 지속 월수를 통해 평가된다. 대기 상태를 반영하는 지표로는 남방 진동 지수(SOI)가 있다. 이는 타히티(태평양 동부)와 다윈(태평양 서부 인도네시아 근처)의 해면 기압 차이를 표준화한 값으로, 음(-)의 값이 강할수록 엘니뇨 조건을, 양(+)의 값이 강할수록 라니냐 조건을 시사한다.

이 외에도 위성을 통해 관측되는 적외 복사열(OLR)은 대류 활동의 위치와 강도를, 해수면 높이 자료는 해양 열용량의 수평적 재분포를 보여준다. 또한, 아르고(ARGO) 부이 네트워크는 해양 수심별 온도와 염분 프로파일을 제공하여 해양 내 열 저장량 변화를 모니터링한다. 이러한 지표들은 상호 보완적으로 분석되어 ENSO의 복잡한 3차원적 구조와 발달 단계를 종합적으로 이해하는 데 활용된다.

기후 모델은 ENSO 현상의 발생, 강도, 진화를 예측하기 위한 핵심 도구이다. 이 모델들은 해양과 대기의 물리 법칙을 수학적으로 표현한 방정식 체계로, 과거와 현재의 관측 데이터를 초기 조건으로 입력하여 미래의 상태를 계산한다. 예측 정확도는 주로 해양-대기 결합 모델의 성능에 달려 있으며, 특히 열대 태평양의 해수면 온도 패턴과 대기 순환의 상호작용을 얼마나 잘 재현하는지가 관건이다.

ENSO 예측은 일반적으로 수개월에서 1년 정도의 리드 타임을 목표로 한다. 주요 예측 변수는 니뇨 3.4 구역의 해수면 온도 편차이다. 예측 성공률은 계절과 예측 시작 시점에 따라 크게 달라진다. 북반구 봄에 발생하는 "봄 장벽" 현상으로 인해 이 시기에 시작된 예측은 불확실성이 높은 반면, 가을에 시작된 예측은 겨울철 엘니뇨나 라니냐의 정점을 더 정확하게 예측할 수 있다[19].

현대의 운영 예측 시스템은 역학 모델과 통계 모델의 결과를 결합한 멀티모델 앙상블 방식을 주로 사용한다. 이를 통해 단일 모델의 편향을 줄이고 예측 불확실성을 정량화할 수 있다. 국제 기후 연구 센터들은 정기적으로 이러한 앙상블 예측 결과를 종합하여 ENSO 상태에 대한 합의 전망을 발표한다. 그러나 예측 정확도는 여전히 한계에 직면해 있으며, 특히 강도와 정확한 피크 타이밍, 그리고 ENSO 사건이 종료된 후의 전환기 상태를 예측하는 것은 어려운 과제로 남아 있다.

ENSO의 미래 변화는 지구 온난화와의 복잡한 상호작용 속에서 예측된다. 대부분의 기후 모델은 온난화가 진행됨에 따라 극단적인 엘니뇨와 라니냐 사건의 빈도와 강도가 증가할 가능성을 시사한다. 특히 강력한 엘니뇨 사건의 발생 빈도가 2배 가까이 증가할 수 있다는 연구 결과가 있다[20]. 이는 더 따뜻해진 열대 태평양 해수면이 대기와의 상호작용을 더욱 증폭시켜 ENSO 변동성을 키울 수 있기 때문이다. 또한, 엘니뇨의 최대 온난화가 발생하는 지역이 중앙 태평양으로 동쪽으로 이동하는 '동진형(Modoki)' 엘니뇨의 빈도가 상대적으로 더 증가할 것이라는 전망도 제기된다.

미래 시나리오에서 ENSO의 영향 패턴 자체도 변화할 수 있다. 전통적인 엘니뇨가 초래하는 강수 이상 현상의 공간적 분포가 달라져, 특정 지역에서는 기존과 다른 형태의 홍수나 가뭄 위험에 직면할 수 있다. 예를 들어, 인도네시아와 오스트레일리아 북부의 가뭄이 더욱 심화되거나, 페루와 에콰도르의 홍수가 더 극단적이 될 수 있다. 이는 ENSO의 강도 변화뿐만 아니라, 배경 평균 상태(예: 워커 순환의 약화, 해수면 온도의 평균적 상승)가 변하면서 ENSO의 원격 영향 경로가 수정되기 때문이다.

이러한 변화는 단순히 자연적 변동성의 증폭을 넘어, 기존의 경험과 축적된 데이터를 바탕으로 한 적응 전략의 유효성을 떨어뜨릴 수 있다. 따라서 미래 기후 예측 및 적응 정책 수립은 '변하지 않는 ENSO 영향'이 아닌, '변화하는 ENSO의 특성과 그 영향'을 전제로 해야 한다. 불확실성은 남아 있으나, ENSO가 지구 온난화에 의해 조절될 것이라는 점은 과학계의 주된 합의이다.