1. 서 론

남극은 기후변화의 영향을 가장 심각하게 받는 지역 중 하나로, 인류가 직면한 현안인 기후변화의 원인 규명과 미래기후예측 연구를 위한 최적의 장소이다. 특히, 남극 해양은 전 지구 환경변화에 민감하게 반응하는 해역으로 해양과 빙붕의 상호작용에 따른 빙하의 거동 변화는 전 지구적인 해수면 상승에 중요한 영향을 미친다. 남극 얼음의 90%는 해안선의 약 13%를 차지하는 빙하를 통해 바다로 배출된다(Morgan et al. 1982). 최근 극지방의 온난화로 인해 육빙의 질량 손실이 가속화되고 있으며(McMillan et al. 2014; Gudmundsson et al. 2019; Rignot et al. 2019), 특히 빙상(ice sheet)이 해양으로 유출되는 지역인 빙붕(ice shelf)에서 가장 급격한 얼음의 소실이 관측되고 있다(Pritchard et al. 2012; Paolo et al. 2015; Lai et al. 2020). 빙붕은 육상의 빙하가 해안으로 확장되어 바다와 만나 해수 위에 떠있는 거대한 얼음 덩어리로, 붕괴되어 많은 양의 얼음이 바다로 유입되거나 모두 녹더라도 그 자체만으로는 해수면 변동에 직접적인 영향을 미치지는 않는다. 하지만, 빙붕의 지지 효과(buttressing)로 인해 해양으로의 유출이 제한되고 있는 육상 빙하의 움직임이 빙붕 붕괴로 가속화되면 해수면 상승의 잠재적 원인으로 작용할 수 있다(Scambos et al. 2004; Rignot et al. 2011). 즉, 빙붕의 붕괴로 인한 빙상의 소실은 결국 전 지구 해수면 상승을 가속화할 수 있다.

남극 빙붕과 해양의 상호 작용 이해는 빙하 변동의 원인을 규명하고, 미래 해수면 상승을 예측하는데 필수적인 역할을 한다. 기후 변화로 인해 따뜻해진 대기와 해수는 빙붕의 안정도를 크게 감소시켜 빙상 붕괴를 가속화하고(Hanna et al. 2013), 그로 인한 전 지구 해수면의 급격한 상승을 초래할 가능성이 커지고 있다. 빙상의 붕괴로 인한 해수면 변동은 빙붕이 육지와 닿아 있는 지반선(grounding line)을 통과하여 해양으로 남극의 얼음이 수송되는 양(ice flux)의 변동에 의해 영향을 받기 때문에, 해양과 빙붕의 상호작용은 매우 중요한 물리 과정 중 하나이다. 빙붕의 붕괴는 주로 빙붕의 하부 용융(basal melting) 및 지반선의 후퇴로 인한 지지력 감소로 발생한다(Walker et al. 2008). 이러한 빙붕의 불안정화는 오늘날 남극 빙하 손실을 가속화하는 주요 요인이며, 빙붕 하부 공동(cavity)의 해양 순환과 매우 밀접한 관련이 있다. 따라서 해양과 빙붕의 상호작용은 빙하의 질량감소와 해수면 변동을 예측하는데 있어서 중요한 단서가 될 수 있다(Stevens et al. 2020). 하지만 관측 데이터의 시·공간적 제한으로 인하여, 빙상의 질량 변화와 관련한 물리적 기작은 아직까지 완벽히 이해되지 않고 있다. 특히, 현장 지원 및 기술적인 한계로 빙붕 하부의 직접 관측이 어려워 이곳의 해양 특성에 관한 이해는 여전히 매우 어려운 실정이다. 따라서, 관측에 근거한 빙붕 하부해수의 순환과 물리적 특성에 대한 연구는 일부 연구진에 의해서만 시도되고 있다(예, Davis and Nicholls 2019). 하지만 최근 고정밀도의 해양 순환 모델이 개발 또는 개선되면서 해양의 물리학적 제반 현상의 재현성이 향상됨에 따라, 보다 정확한 해양의 표층하부(subsurface) 구조에 대한 정보를 얻을 수 있게 되었고, 그 결과, 수치 모델을 통해 관측이 불가능한 지역의 해양 순환 및 해황의 시·공간적 변화 이해가 가능하게 되었다(Dinniman et al. 2016).

해양과 빙붕의 상호작용은 두 매질의 경계에서 용융 또는 빙결과 수괴의 형성 및 변형 모두에 매우 중요한 과정으로 빙붕 하부 용융과 연관된 물리 현상을 이해하는데 결정적인 요소이다. 이를 고려하면, 제한된 관측 자료를 보완하고 빙붕 하부 해양 순환과 용융의 역학적 분석을 수행하기 위하여 수치 모델은 매우 유용한 도구가 될 수 있다.

본 연구에서는 해양과 빙붕의 물리학적 상호작용이 결합된 3차원 해양 순환 모델을 구축하여 빙붕 하부와 대륙붕 지역 수괴의 분포 및 순환을 재현하였으며, 기존 관측 및 연구 결과들과 비교 검증을 통해 모델의 현 수준을 파악하고자 하였다. 즉, 남극 로스해 대륙붕 서쪽 해역을 대상(Fig. 1)으로 수치적, 기후학적으로 강제된 지역 해양-빙붕 결합 모델을 사용하여, 드라이갈스키 빙설(Drygalski Ice Tongue, DIT) 및 난센 빙붕(Nansen Ice Shelf, NIS) 하부 공동을 포함한 테라노바 만(Terra Nova Bay, TNB) 해역의 주요 해류 패턴과 수괴 형성 및 분포를 재현하였다. 이를 통해 TNB 해역에서의 수괴 분포 뿐만 아니라 NIS 하부 공동 안의 해양 순환 패턴 및 기저 용융 등의 계절적 변동성을 분석하였고, 특히, TNB 지역 고염대륙붕수(High Salinity Shelf Water, HSSW)의 형성 및 거동 그리고 NIS와의 상호작용에 대하여 조사하였다. 나아가, 본 연구를 통해 빙붕 안정도에 영향을 미치는 수괴의 특성과 해양-빙붕 상호작용이 주변 해양 순환에 미치는 역할에 관한 이해 제고를 도모하였다. 또한 해수의 온도, 해류, 모델의 기하학적 특성, 특히 빙붕 하부의 기하학적 특성들이 빙붕 하부 용융량 추정 불확실성에 미치는 영향을 정량적으로 분석하기 위한 토대를 마련하고자 한다.

Fig. 1.

(a) A model bathymetry. The location of model domain in the Ross Sea is shown in the upper left inset (blue box). (b) Ice draft of Nansen Ice Shelf (NIS) and Drygalski Ice Tongue (DIT) in Terra Nova Bay (TNB) surrounded by a red line in (a). (c) Model layers along the red line in (b). The red lines, N and T in (a) are used for vertical section in Fig. 7 and 8, respectively. The red stars, A and B in (a) are used for salinity variations in Fig. 4, respectively

2. 연구 해역 및 연구의 필요성

남극 장보고 과학기지가 위치하고 있는 로스 해역 내의 TNB는 남극저층수(Antarctic Bottom Water, AABW)의 기원수인 HSSW가 형성되는 곳 중 하나로, 지리상으로 동남극에 속하지만 현재 가장 많은 빙하의 소실이 일어나고 있는 서남극 아문젠 해에서 가장 가까운 동남극권에 해당한다(Fig. 1a). 게다가, 아문젠 해의 순환과 로스 해의 순환이 매우 밀접한 관계를 가지고 있기 때문에(Guo et al. 2020; Silvano et al. 2020), 향후 동남극 빙하 변화의 선행 지표가 될 가능성이 매우 높은 해역으로 주목받고 있다. TNB 해역을 포함하는 현재 이용 가능한 수치 모델 기반 해양 재분석 데이터의 수평 해상도는 약 1/12°가 최대이며, 수직 해상도는 심층으로 갈수록 500 m 이상으로 크게 설정된다. 그 결과, 열염분순환에 중요한 저층 해류에 크게 영향을 주는 실제 지형이 아닌 모델의 공간 해상도에 따라 평활화된 지형의 효과가 모델에 반영된다. 게다가, 현재 여러 기관들로부터 배포되고 있는 해양 재분석 데이터의 산출과정에서 해양-빙붕 상호작용을 고려한 모델을 기반으로 생산된 재분석 데이터는 거의 없다.

또한, 수치 모델링에 사용되는 해저 및 빙하 하부 지형 데이터는, 해양 측심 및 항공 레이더 탐사, 인공위성 원격탐사 등을 통해 대륙 규모의 빙하 하부 지형도가 제작되어 있지만(Bedmap2, Fretwell et al. 2013; BedMachine, Morlighem et al. 2020), 해양-빙붕 상호작용에 중요한 역할을 하는 빙붕 하부 및 해저면 지형은 정확도가 떨어진다. 특히, 지반선 근처의 지형 정보는 불확실성이 매우 크기 때문에 실제 정밀한 수치 시뮬레이션을 수행하기에는 기술적인 한계가 있다. 지금까지 TNB 지역에서 빙붕 하부 용융과 빙붕 하부 순환의 기작 이해에 중추적 역할을 하는 해양-빙붕 상호작용을 고려한 모델링 연구는 거의 수행된 바 없다. 따라서, TNB 해역의 정확한 해양 물리적인 환경을 재현하기 위해서는 연구 해역의 정확한 빙붕 하부 및 해저면 지형 정보를 이용하여, 해양과 빙붕의 상호작용이 고려된 고해상도의 해양 수치 모델을 새롭게 구축할 필요성이 있다.

3. 해양-빙붕 결합 모델링

성공적인 해양 수치 모델링을 위하여 해양과 접하는 경계면에서 플럭스 교환을 모델에 정확하게 반영하는 것은 매우 중요하다. 일반적으로 해빙 또는 빙붕이 포함되지 않은 해양 순환 모델에서 수직 경계 조건은 대기와 해양이 만나는 표층과 해양과 해저면이 만나는 바닥 경계의 두 부분으로 나뉜다. 이러한 경계에서 해양과 대기, 해양과 고체 지구와 운동량 및 열, 담수의 교환이 이루어진다. 한편, 해양 모델링에 빙붕이 포함될 때, 해양 위에 떠있는 빙붕은 일종의 덮개로 작용하여 해양과 대기와의 플럭스 교환은 제한되고, 해양은 위에 떠있는 일정한 두께의 빙붕과 상호작용을 통해 플럭스 교환이 이루어지게 된다. 그러므로 해양과 얼음 사이에 운동량 및 열, 염의 전달을 수치 모델링에 고려해야한다.

본 연구에서는 해빙(sea ice)과 결합된 3차원 해양 순환 모델인 ROMS (Regional Ocean Modeling System)를 사용하여, TNB 해역에서 해양-빙붕 상호작용이 포함된 모델(ROMS-TNB)을 새롭게 구축하였다. 즉, 동적/열역학적 빙붕 모듈을 ROMS에 통합하여 얼음과 해양 사이의 운동량, 열 및 염 플럭스의 교환이 발생하는 빙붕 아래 공동의 해양의 물리학적 과정을 재현하였다. 열역학적 빙붕 모듈을 통해 빙붕 기저면에서의 용융과 빙결이 시뮬레이션 되며, 빙붕의 범위와 두께가 모델 적분 동안 변하지 않는다고 가정한다(빙단과 빙붕 두께에 대하여 정상 상태). 모델에 반영된 해양-빙붕 상호작용은 아래 독립적인 섹션을 통해 보다 자세하게 설명한다.

해양 순환 모델

ROMS는 3차원 정수압 원시방정식을 기본으로 하는 수치 모델로 정역학 근사와 부시네스크 근사(Boussinesq approximation)를 가정한 자유 표면이 적용된 비선형 수치 모델로 수평 격자는 직교 곡선 좌표계를 사용하였고(Hedstrom 2018), 수평 격자체계는 Arakawa C-grid system을 사용함으로써, 계산의 안정성과 경제성을 높였다(Arakawa and Lamb 1997). ROMS의 특징 중 하나는 연직 격자 체계에 S-coordinate (stretched terrain following coordinate)를 채택하고 있는 것이다. 이 좌표 체계는 해양 상층 경계층의 구현에 장점이 있는 z-좌표계와 지형을 따라 바닥 경계층의 구현에 유리한 σ-좌표계의 장점을 살린 좌표계로, 수직적으로 원하는 수심의 해상도를 높여 경계층에서의 물리적 현상의 파악이 용이하고, 지형에 민감하게 반응하는 압력 구배의 오차를 줄일 수 있다(Shchepetkin and McWilliams 1998; Song and Wright 1998). 따라서 해양 상층에 빙붕이 포함된 해역에서 빙붕 하부의 기하학적 구조를 따라 고해상도의 연직 좌표계의 구성이 가능하여, 빙붕-해양 경계층의 물리 과정의 재현이 용이하다. 본 연구에서 수직적 혼합은 K-Profile Parameterization (KPP; Large et al. 1994)을 사용하였다. 대기와 해양의 경계층에서의 운동량 및 열, 담수 플럭스의 교환은 COARE (Coupled Ocean- Atmosphere Response Experiment) 알고리즘을 이용한 Fairall et al. (2003)의 Bulk 모수화를 기반으로 한다. 해저면의 경계 조건으로는 마찰력이 주어지며, 해저면의 마찰응력은 유속의 제곱에 비례하도록 설정하였다.

한편, ROMS와 결합된 해빙 모델은 탄성-점성-소성 유동학을 기반으로 하는 해빙동역학(Hunke and Dukowicz 1997; Hunke 2001)과 Mellor and Kantha (1989)와 Häkkinen and Mellor (1992)의 열역학을 기반으로 구성된다(Budgell 2005). 해빙의 운동 방정식은 코리올리 효과와 대기, 해양 그리고 얼음 내부의 응력 등이 포함된다. 해빙 열역학은 결정빙(frazil ice)의 형성뿐만 아니라 빙반(ice floe)의 표면과 바닥, 측면 각각에서 얼마나 많은 얼음이 성장하고 녹는지를 계산한다. 수직으로 두 개의 해빙 층과 하나의 눈 층을 구성하여 열전도 방정식을 계산하며 눈 층은 단열층으로 가정한다.

해양-빙붕 상호작용의 모델링

얼음과 해양의 경계에서 운동량 및 열, 염 플럭스의 교환은 해양-대기 경계층과는 다른 경계 조건을 사용하여 주어진다. 해양과 빙붕의 물리학적 상호작용이 고려될 때, 모델은 해양에 떠있는 얼음의 기계적 압력의 효과 뿐만 아니라, 얼음과 해양 사이에 운동량 및 열, 염의 전달을 반드시 표현해야 한다.

열과 염 플럭스는 얼음과 해양 경계면에서의 상변화에 기인한다. 이러한 상변화가 열역학적 평형상태에서 발생한다고 가정하면, 경계면에서의 온도(빙결온도)는 압력(수심)과 염분의 함수로 표시할 수 있다. 이러한 조건을 바탕으로, 빙붕과 해양의 상호작용에 관한 열역학 방정식은 다음의 세가지 기본 방정식에 의해 표현될 수 있다(Hellmer and Olbers 1989; Holland and Jenkins 1999).

얼음과 해양의 경계에서의 온도(TB)는 해수의 어는점(Tf)과 같다고 가정한다. 해수의 어는점은 염분(S)과 압력(p)의 약한 비선형 함수이고 이것은 다른 기본 방정식들의 분석해를 허용하기 위해 보통 선형이라 가정한다. 열역학적 평형 상태에서 얼음-해양 경계면에서 빙결이나 용융에 의해 야기되는 잠열의 생성 또는 소멸(∅BT)은 반드시 해수로부터 공급되는 열(∅WT)과 얼음으로 손실되는 열(∅IT) 사이의 차이와 균형을 이루어야 한다. 또한 이와 유사하게 얼음-해양 경계에서, 용융이나 빙결에 의해 야기되는 염 플럭스(∅BS)는 얼음을 통과하는 염 플럭스(∅IS)와 해양에서 경계를 가로지르는 염 플럭스(∅WS)의 차이와 평형을 이루어야 한다.

해수로부터의 열 플럭스는 얼음을 통한 열 플럭스보다 훨씬 크므로, 얼음은 완벽하게 단열체라 가정하면 ∅IT=0으로 할 수 있다. 빙붕을 가로지르는 염 플럭스 또한 없다고 가정한다(∅IS=0). 한편, 해수에서 얼음-해양 경계면까지 난류 열 플럭스를 가장 잘 특성화하는 방법은 여전히 활발한 연구 영역이지만, 일반적으로 열속의 전달은 다음과 같이 Bulk 난류 전달 방정식으로 표현할 수 있다.

여기서 ρW는 해수의 밀도, CpW는 해수의 비열량, γT는 열교환속도, TB는 경계면에서의 수온, TW는 모델 첫번째 층에서의 해수의 온도를 나타낸다. 해수에서 얼음-해양 경계면으로의 염 플럭스 역시 다음과 같은 형태로 열과 유사한 난류 확산 플럭스로 표현할 수 있다.

여기서 γS는 염교환속도, SB는 경계면에서의 염분, SW는 모델 첫번째 층에서의 해수의 염분을 나타낸다. 한편, 위의 방정식에서 얼음-해양 경계에서의 열, 염 플럭스는 빙붕 기저 용융률(basal melt rate, wB)을 이용하여 다음과 같이 표현할 수 있다.

여기서 ρI는 얼음의 밀도, Lf는 얼음의 융해에 따른 잠열을 나타낸다. 한편 기상학적으로 압축된 눈으로부터 기원한 빙하의 염분은 0이다. 하지만 실제 해수의 빙결로부터 형성되는 해양 얼음에는 염분이 포함되어 있지만, 관측 결과 매우 낮은 값을 갖으므로 모델에서 SI=0로 설정한다.

해양과 빙붕 사이의 운동량의 교환은 얼음이 고정되어 있고 해양과 해저면 사이와 유사하게 무차원의 일정한 끌림 계수를 사용한 이차 마찰 법칙을 통해 해수에 응력을 가한다고 가정하여 모수화 된다.

여기서 U는 빙붕 기저면에서의 유속을 나타낸다. 한편, 빙붕의 무게로 인해 해수면 아래의 해수에 추가적인 압력이 가해지게 되며, 다음과 같이 표현될 수 있다. 얼음은 등압 평형 상태로 해수에 떠있는 것으로 가정되며, 기저면에서의 압력은 해수에 떠있는 얼음에 의해 대체된 해양의 밀도 프로파일의 깊이에 대한 적분으로 표현한다.

여기서, pi는 얼음으로 대체된 해수의 밀도를 깊이(zi, 평균 해수면에서 빙붕 바닥까지)까지 적분하여 계산된 얼음 무게에 의해 가해지는 빙붕 바닥 압력을 나타낸다.

ρtop는 해양 모델의 첫번째 층에서의 밀도를 나타낸다.

4. 연구 방법

Fig. 1a는 모델 영역의 지형도를 보여준다. 모델 영역은 TNB를 중심으로 남위 72.77°부터 77.15°까지, 그리고 동경 159.07°부터 175.93°를 포함한다. 수평 격자는 등거리간격으로 각각 3 km이며 수직적으로 변화하는 36개의 층으로 구성된다.

36개의 연직 시그마 층은 빙붕 기저면 근처의 수직 혼합 과정과 중력에 의한 해저면 흐름을 더 잘 분해하기 위해 중층에서 가장 넓게, 표층과 해저 부근으로 갈수록 수직 해상도를 높게 설정하였다(Fig. 1c). 빙붕 하부의 지반선을 포함하여 모델 영역 내의 최소 수심은 50 m로 설정하였다. 모델의 지형은 RTopo2(Schaffer et al. 2016)의 수심 자료를 바탕으로 모델 격자에 맞게 내삽하여 사용하였다. 빙붕 하부 용융이나 공동 내 해수의 수치 모델링을 위해서는 정확한 빙붕 기저면의 기복과 해저면 지형 자료를 획득해야 한다. 하지만, 빙하 탐사에 주로 이용되는 빙하 투과 레이더는 빙붕 하부의 해수층을 투과하지 못하며, 쇄빙선 등을 이용한 현장 탐사도 빙붕 하부 자료는 획득할 수 없기 때문에, 빙붕 하부 공동 내 해저 지형에 대한 정보는 매우 제한적이다. 따라서, 제공되는 RTopo2 데이터에서 빙붕 하부의 기하학적 특징은 데이터의 부정확성과 불확실성이 매우 크다. 하지만, 최근 TNB 해역의 NIS와 DIT를 포함한 지역에서 현장 항공 중력탐사를 수행하여 실제적인 빙붕의 기하학적 특성과 하부의 지형을 추정하였고, 본 연구에서는 중력탐사 결과를 이용하여 생성된 지형 자료(Lee et al. 2019)를 RTopo2 데이터와 병합하여 사용하였다(Fig. 1a and b).

ROMS-TNB는 TNB 서쪽 빅토리아 랜드의 육상 지역을 제외하고 동남북 방향으로 열린 경계를 갖는다. 해당 영역에서의 경계조건이 적절히 주어질 때, 모델은 성공적으로 영역의 제반 현상을 재현할 수 있다. 본 연구에서는 열린 경계 조건을 위하여, CMEMS (Copernicus Marine Environment Monitoring Service)에서 제공하는 해양 재분석 자료인 GREP (Global ocean Reanalysis Ensemble Product, Storto et al. 2019)의 월평균 자료를 사용하였다.

모델의 수치 적분은 1993년 1월의 재분석장을 초기조건으로 하여 대기 외력으로는 유럽중기예보센터(ECMWF)에서 생산되는 재분석 데이터(ECMWF Reanalysis version 5, ERA5; Hersbach et al. 2020)의 월평균 기압, 비습, 강수, 구름, 복사, 바람, 기온을 이용하여 1993년 1월 1일부터 2018년 12월 31일까지 총 26년간 적분을 하였다. 또한, TNB 해역에서 순환 및 해황의 기후학적 특징을 분석하기 위하여 마지막 20년의 결과를 월평균하여 기후장으로 고려하였다.

5. 연구 결과

TNB 해역의 수괴 특성

NIS 아래의 해양 공동에 대한 현장 관측이 없기 때문에 ROMS-TNB로부터 재현된 수괴 형성과 순환의 특성을 검증하기 위해, 최근 5년(2014–2019) 남반구 여름철(12월–3월) 동안 TNB 해역에서 극지연구소(Korea Polar Research Institute)의 쇄빙 연구선 아라온(ARAON)을 이용하여 관측된 전도도-온도-깊이(Conductivity-Temperature-Depth, CTD) 데이터(Lee et al. 2019)와 모델에서 재현된 해황 분포를 비교하였다(Fig. 2). 사용된 관측 데이터와 이에 대한 자세한 설명은 Lee et al. (2019)와 Yoon et al. (2020)에서 제공된다.

Fig. 2.

(a, d) Diagram of temperature and salinity and vertical profile of (b, e) temperature and (c, f) salinity in TNB during austral summers from CTD (upper) and ROMS-TNB (lower). Each month in austral summer is denoted by color-shaded dots and lines

Budillon and Spezie (2000)과 Yoon et al. (2020)은 남반구 여름철 동안 관측한 자료를 이용하여 여름철 TNB 해역의 수괴 특성을 분석하였다. 비록 관측 시기에 따라, 특히 상층의 저밀도 수심에서 수온-염분 구조가 확연히 다른 양상을 보였지만, 그들은 여름철 TNB에 존재하는, 표층부터 남극표층수(Antarctic Surface Water, AASW), 변형환남극심층수(modified Circumpolar Deep Water, mCDW), 변형대륙붕수(modified Shelf Water, mSW), 테라노바만빙붕수(Terra Nova Bay Ice Shelf Water, TISW), HSSW를 확인하여 보고하였다.

최근의 관측데이터 역시 이전에 보고된 TNB 해역의 수괴 특성을 명확하게 보여준다(Fig. 2a). HSSW는 비교적 높은 염분(> 34.8)과 빙점에 가까운 온도를 가지며 700m 아래 깊은 층에서 발견된다. 고밀도의 HSSW 위에는 상대적으로 따뜻한(> -1.85°C) 고염분(> 34.5)의 해수가 존재하고 있으며(mSW), 이는 상대적으로 따뜻한 mCDW와 혼합되어 형성된다. 빙붕이 포함된 해역에서 특징적인 해수 중 하나는 빙하용융수(Glacier Meltwater, GMW)와 HSSW이다. GMW는 빙붕이 해수와 상호작용하여 생성되는 저온, 저염의 해수로 HSSW와 GMW가 혼합되어 빙붕수(Ice Shelf Water, ISW)를 형성하는 것으로 알려져 있다(Jacobs et al. 1985; Jacobs et al. 1992; Orsi and Wiederwoh l 2009). 또한, 상대적으로 고온, 고염의 남극저층수(warm AABW, wAABW)의 기원수로 여겨지는 HSSW는 대륙붕으로 유입된 mCDW와 혼합에 의해 AABW를 형성한다. TNB 해역에서 관측은 표면 빙점(-1.93°C)보다 낮은 온도와 34.7–34.8 염분을 갖는 ISW (TISW)의 존재를 보여준다(Fig. 2a). 해양-빙붕 상호작용에 의해 형성된 TISW는 NIS 아래에서 나오며 300–600 m 깊이에서 TNB에 분포함을 보여준다(Fig. 2b).

ROMS-TNB은 관측으로부터 얻어진 남반구 여름철 TNB 해역에서의 특징적인 수괴들의 형성 및 분포를 비교적 성공적으로 재현하고 있음을 보여준다(Fig. 2). 직접적인 현장 관측이 매우 제한적인 남반구 겨울철을 포함하여 모델의 결과를 보다 자세하게 살펴보기 위해 TNB 해역에서의 시기별 수온-염분 다이어그램을 Fig. 3에 제시하였다. 수치 모델 결과, 영하 1.85°C 이상, 염분 34.4 이하로 정의되는 AASW가 남반구 여름철 상층에 나타나며, 가장 깊은 수심에서 관측되는 HSSW도 잘 확인된다. 남반구 겨울철, TNB 해역은 전 수심에 걸쳐 거의 균질한 해수분포를 보인다.

자세히 살펴보면, 남반구 여름이 시작되는 12월부터 표층 해수는 따뜻해지기 시작한다(Fig. 3a). 상층이 하층에 비해서 가벼워지고 성층화가 강화되어 밀도 구배가 커지는 것을 확인할 수 있다. 1월 상층의 해수 온도는 증가하며 이와 함께 표층 해수의 염분은 감소하기 시작한다. 표층 해수의 저염화는 3월까지 지속되며, 표층 해수는 표층 하부 해수에 비해 상대적으로 저온, 저염의 특성을 갖는다(Fig. 3a). TNB 해역에서 이러한 저온, 저염 수괴의 발달은 여름철 따뜻해진 AASW에 의해 NIS와 DIT의 빙단(ice front)이 녹으면서 유출되는 담수의 생성과 관련이 있다. 이러한 저온, 저염의 수괴는 여름철 ISW의 형성과 발달에 중요한 역할을 한다. 즉 빙단 융빙으로 유출되는 담수는 빙단 근처 표층에 쐐기 모양의 저염의 수괴덩어리를 형성하고, 이것이 따뜻하지만 상대적으로 고염인 AASW가 빙붕 하부로 유입되는 것을 유도하여 빙붕 하부 융빙 및 융빙수 유출이 발생하게 된다(Jacobs et al. 1992; Mode 3 melting). 쐐기 모양의 수괴덩어리는 저온, 저염의 분포를 가지기 때문에 Fig. 3a에서 확인할 수 있는 바와 같이 2, 3월의 수온-염분 다이어그램에서 갈고리 형태로 나타나고(Malyarenko et al. 2019), 이는 2, 3월 동안 Mode 3 용융 기작으로 인해 융빙수 유출이 일어날 수 있음을 의미한다. 수온이 표층의 어는점(-1.93°C) 보다 낮고 약 34.73의 염도가 특징인 TISW는 빙붕이 녹은 용융수와 HSSW의 혼합으로 의해 만들어진다고 알려져 있다(Budillon and Spezie 2000; Rusciano et al. 2013). 수치 모델 결과는 표층의 어는 점보다 낮고 상대적으로 고염을 갖는 해수가 수심 약 300–700 m에 걸쳐 분포하고 있음을 보여준다. 또한, 수심 700 m 하부에는 수온, 염분이 거의 일정한 준균질층(quasi-homogeneous layer)이 존재하며 이는 HSSW에 해당하는 층으로 확인된다.

Fig. 3.

Diagram of temperature and salinity at various depths (color-shaded dots) in TNB simulated from model during (a) warm and (b) cold period. The gray lines indicate isopycnals and the solid purple line denotes the freezing point at the surface depending on the salinity

한편, 겨울철 테라노바 만 해역의 해수는 전 수심에 걸쳐 거의 일정한 수온, 염분 분포를 갖는 순압 상태를 보인다(Fig. 3b). 해수 표면에서 대기로 방출되는 열손실은 해빙 생성을 유도하고 이에 따라 염분의 유출(brine rejection)이 발생한다. 이는 HSSW 생성의 주요 기작으로(Fusco et al. 2009; Rusciano et al. 2013), 표층수 부근을 제외한 전 수심의 수온은 표층의 어는점 이하로 나타난다. HSSW 형성과 관련한 표층에서의 저온 고염의 해수 분포 역시 확인된다.

TNB에서 HSSW의 생성과 거동

남극 대륙 중심에서부터 불어오는 대륙활강풍(katabatic wind)이 해빙을 먼바다로 밀어내고, DIT는 남쪽에서 북쪽으로 올라오는 해류로 인해 모여드는 해빙을 가로막고 있어, 로스해 TNB해역에는 연중 폴리냐가 발달한다. 이로 인해 겨울철 해양 표층에서 해빙 생성과 그에 따른 염분 유출로 인하여 HSSW가 형성된다(Fusco et al. 2009; Rusciano et al. 2013). 로스해에서 생성되는 HSSW는 약 33%가 TNB의 폴리냐에서 생성되는 것으로 알려져 있다(Fusco et al. 2009; Rusciano et al. 2013; Jendersie et al. 2018).

Fig. 4는 모델에서 입력장으로 사용된 ERA5의 2월과 7월의 월평균 바람의 수평 분포와 TNB에서 공간적으로 평균 된 동서, 남북 바람 성분의 월별 시계열, 각각 관측과 모델에서 재현된 2월과 7월 해빙 농도를 보여준다. 11월부터 1월, 여름철에는 바람이 약하고 2–3월부터 바람이 강해진다(Fig. 4b). TNB 지역에서 남북 방향 성분의 바람은 매우 약하며, 빅토리아 랜드에서 TNB로 불어 내려오는 서풍 계열의 바람이 대륙활강풍과 같이 강하게 나타나고, 겨울철로 갈수록 그 세기가 강해짐을 보인다. 대륙활강풍은 TNB 전역에 영향을 미치는 반면, TNB를 벗어난 해역에서 바람은 상대적으로 약하고 남서풍이 우세하다(Fig. 4a). 수치 모델에서 재현된 해빙 농도는 이전 연구에서 보고된 바와 같이, NIS로부터 활강풍이 불어 연중 폴리냐가 발달해 있지만(Fig. 4c, Rusciano et al. 2013; Yoon et al. 2020), 겨울철 해빙의 발달과 성장이 우세한 시기에도, NIS로부터 불어오는 강한 대륙활강풍은 NIS 연안과 DIT 북쪽에 “L” 형태의 폴리냐를 발달시킨다(Fig. 4d). 이러한 대륙활강풍은 표층에서 대기로의 열손실과 함께 해수의 대류를 발생시켜 해수 표면에 활발한 결빙 현상을 야기하고, 이러한 결빙 현상으로 인해 고염분의 해수가 생성되어 저층으로 가라 앉게 된다. 따라서, 겨울철 표층에서 해빙의 생성과 이로 인한 염분 유출로 HSSW가 형성된다. TNB의 폴리냐는 모든 시기에 잘 발달해 있지만, 주로 4–11월에 HSSW가 형성된다고 보고되었다(예, Rusciano et al. 2013; Yoon et al. 2020 등).

Fig. 4.

(a) Surface wind in February and July from ERA5 used in the simulation. (b) Northward (blue) and eastward (red) wind speed spatially averaged over TNB. Sea ice concentration (c) observed from satellite (NOAA/NSIDC Climate Data Record of Passive Microwave Sea Ice Concentration, Version 3) and (d) simulated from the model in February and July

Fig. 5는 수치 모델에서 재현된 4월 표층의 염분 분포와 NIS 빙단(정점 A)과 DIT 북쪽(정점 B) 한 지점에서 수심별 염분의 월별 변화를 보여준다. 앞절에서 언급한 바와 같이, 빅토리아 랜드에서 불어오는 대륙활강풍에 의해 모든 시기에 폴리냐가 잘 발달되어 있지만, 실제적으로 전 층의 염분 증가 및 HSSW 생성과 관련이 있는 시기는 4월에서 11월 기간 동안이다. 하지만, 두 정점에서 염분의 월변동을 보면 심층 염분이 증가하는 시기가 다르다는 것을 확인할 수 있다. 정점 A에서는 4월부터 상층의 성층이 빠르게 사라지고 대류에 의한 상, 하층의 혼합이 완료된 후 상, 하층 함께 염분의 증가를 보인다. 반면, A 지점에서 멀리 떨어지지 않은 정점 B에서는 6월까지 상층의 성층화가 나타나며, 이후 대류에 의한 혼합의 완료와 함께 급격한 염분의 증가를 보여준다. 이는 얕은 수심과 NIS로부터 대륙활강풍의 영향권을 고려할 때 TNB 내에서 HSSW의 생성은 NIS 연안에서 시작되어 겨울철 해류와 함께 TNB 내를 순환한다는 것을 시사한다(Fig. 5a). TNB의 폴리냐에서 형성된 HSSW는 중력의 영향을 받아 심층까지 도달하게 된다. 이후 해저면을 따라 빙붕 하부로 흘러 들어가 빙붕과 해양의 경계면에 도달하게 되면, 고염으로 인해 HSSW의 수온이 빙붕과 해양의 경계면에서 어는점보다 더 높아 빙붕 하부를 용융 시킬 수 있다(Jacobs et al. 1992; Mode 1 melting).

Fig. 5.

(a) Horizontal distribution of salinity at 10 m depth from the model. Temporal variation of salinity in various depths at (b) ST. A and (c) ST. B displayed by red stars in (a)

테라노바 만 해역의 순환 특성

Figs. 6 and 7은 각각 수치 모델에서 재현된 남반구 여름과 겨울철 TNB를 포함한 해역에서 표층과 중층, 하층에서 수온, 염분, 해류의 수평 분포를, Figs. 8 and 9는 각각 NIS (Line N in Fig. 1a)와 TNB (Line T in Fig. 1a)를 남북으로 가로지르는 단면도로 각각 여름과 겨울철 수온, 염분, 동서 방향, 남북 방향 속도 성분의 수직 분포를 보여준다.

남반구 여름철

여름철 TNB 해역의 상층에서 나타나는 저염의 해수로 덮인 표층의 따뜻하고 얇은 층은 해빙이 아래에서 녹고 있음을 시사한다(upper panels in Figs. 6, 8 and 9). 연구 해역의 상층 해수는 기저 용융수의 영향으로 인해 상대적으로 부력이 있으며, 그 결과 발생하는 압력 경도는 해수의 흐름을 유도하게 된다. 여름철 표층의 가열로 인해 더 많은 기저 용융이 발생하면, 해류를 구동하는 부력을 유지하는 역할을 한다. 따라서, TNB에서 해류의 특징은 표층 부근에서 유속이 가장 빠른 1차 경압성 구조(first baroclinic structure)를 보인다(Figs. 6 and 8).

여름철, TNB에서 순환은 이전에 위성 및 현장 관측을 통해서 보고된 바와 같이 상층에서 시계방향의 순환 특징을 보인다(upper panel in Fig. 6; van Woert et al. 2001; Yoon et al. 2020 등). 상층의 해류는 남쪽으로부터 빅토리아 랜드 연안을 따라 북쪽으로 흐르며, DIT를 돌아 TNB로 유입된다(Victoria Land Coastal Current, Budillon and Spezie 2000; Dinniman et al. 2003; Cappelletti et al. 2010; Robinson et al. 2014; Langhorne et al. 2015; Stevens et al. 2017). 이 해류는 NIS 북단을 거처 연안을 따라 계속 북쪽으로 흐르며, 드라이갈스키 분지(Drygalski Basin) 북쪽에서 남하하는 해류와 함께 TNB에서 시계방향의 순환을 형성한다. 이러한 북향의 연안류와 함께 상대적으로 따뜻한 해수가 남쪽으로부터 TNB로 유입된다(Dinniman et al. 2003). DIT 남쪽을 중심으로 약 -1°C까지 도달하는 따뜻한 층을 보이며, 수온이 해수면에서의 빙결 온도 보다 높기 때문에 기저부 용융으로 인해 중층 약 300 m까지 낮은 염분 분포를 보인다(Figs. 6 and 8; Souchez et al. 1991; Stevens et al. 2017). 특히, 연안류에 의한 빙단의 융빙으로 인해 DIT 북쪽과 NIS 빙단 주변, TNB 연안을 따라 표층에 저온, 저염의 수괴덩어리가 형성된다(Figs. 8 and 9). DIT 북쪽면을 따라 연안을 향해 서쪽으로 흐르는 상대적으로 고온, 고염인 해수는 표층에 형성된 저온, 저염의 수괴 밑으로 NIS 입구 서쪽 사면을 따라 빙붕 내부로 유입된다(Figs. 6 and 8). 유입된 해류는 빙붕 하부 공동 안을 시계방향으로 순환하고 NIS 동쪽 빙단에서(163.5°E, 75°S) 빙붕을 빠져나와 TNB내의 시계방향 순환과 합류하여 연안을 따라 북쪽으로 흐른다(middle panel in Fig. 6). 모델의 결과는 제한적이지만, 일반적으로 빙붕수의 증거로 간주되는 국지적 빙점 아래의 해수를 명확하게 보여준다(middle panel in Fig. 6; Leonard et al. 2006). 상, 하층의 염분, 수온의 수평 분포는 TNB 중심부에 고염, 저온의 두꺼운 해수층이 놓이고 그 위에 따뜻하고, 저염의 층이 놓이게 되어 돔 형태의 밀도 분포를 보인다(upper panel in Fig. 9). 이러한 밀도 분포는 남반구에서 돔을 중심으로 시계방향의 순환이 형성될 수 있음을 보여준다.

하층에서 TNB 해역의 해류는 상층에 비해 약하며, 드라이갈스키 분지를 중심으로 반시계 방향의 순환 양상을 보인다. NIS 하부 공동에서의 해류는 중층에 비해 약하게 반시계방향 형태로 나타난다(low panel in Fig. 6). NIS 하부 바닥 지형 동쪽의 골을 따라 북상한 해류는 700 m 수심을 따라 반시계방향으로 회전한 후 NIS 서쪽의 완만한 바닥 지형을 따라 남쪽으로 흐른 뒤, 빙붕 입구 서쪽 사면을 따라 빙붕 밖으로 흘러나온다. 염분은 NIS 하부에서 상대적으로 낮게, 수온은 높게 분포하며, NIS 입구 서쪽에서부터 드라이갈스키 분지의 동쪽 사면을 따라 북동향하는 해류와 함께 저염의 분포가, 분지 서쪽 사면을 따라 남서향하는 해류와 함께 고염의 분포가 나타난다.

Fig. 6.

Horizontal distribution of salinity (left), temperature (center), and current velocity (right) at 10 m (upper), 300m (middle), and 700 m (lower) depths in February from the model. The dashed pink lines indicate the bathymetry. The solid purple line denotes the coast line in the model

남반구 겨울철

바람이 강해지고 기온이 낮아지는 겨울철 TNB 해역에서 해류와 해황 패턴은 여름철과 반대의 양상을 보인다(Fig. 7). 이전의 로스해 순환에 관한 연구 결과(Jendersie et al. 2018)와 같이, 일반적으로 해양 순환은 겨울에 강화된다. 겨울철 TNB 해역에서 전 층 대부분의 해수 온도는 해수면에서 대기로의 열손실에 의해 표층의 어는점 이하를 나타낸다. 또한, 겨울철 TNB에서 DIT 북부와 NIS 빙벽을 따라 “L”자 형태로 열리는 폴리냐에서(Fig. 4c) 대기로 방출되는 열손실에 따른 표층의 냉각으로 인해 해빙의 발달과 성장이 활발하다. 그 결과 해빙이 생성되면서 배출되는 염분이 농축되어 고염분의 해수(HSSW)가 생성되고, 이로 인해 연안에서 외해로 강한 밀도 구배를 형성하게 된다(upper panel in Fig. 7). 이러한 밀도 구배로부터 겨울철 상층에 연안을 따라 남하하는 해류가 강하게 나타나게 된다. 게다가, 겨울철 빅토리아 랜드에서 TNB로 강하게 불어오는 대륙활강풍은 에크만 역학에 따라 TNB에서 북동향의 수송을 야기할 수 있다(Fig. 4a). 상층에서 연안을 따라 남서향 하는 해류는 DIT 북단에 도달한 후 DIT를 따라 동진하다가, 드라이갈스키 분지 지역을 따라 북동향 하는 흐름을 보인다(Figs. 7 and 9). 전 층에서 해류는 일관적이며, 상층에서 생성된 고염도의 무거운 해수(HSSW)는 중력의 영향으로 인해 하층으로 가라 앉아 깊은 곳을 따라서 이동하게 된다. NIS 연안에서 생성된 고염의 해수는 해류와 함께 일부는 NIS 하부 해저 골을 따라 빙붕 하부 공동으로 유입되어, 지형의 동쪽 사면을 따라 북상하며 반시계방향으로 회전하여 중층에서 NIS를 빠져나온다. 겨울철 하층에서 NIS로 유입된 해수는 골을 따라 지반선까지 북상하는 흐름을 보인다(lower panels in Figs. 7 and 9). TNB에서 생성된 대부분의 HSSW는 반시계 방향으로 순환한 뒤 TNB 해역 밖으로 흘러 나가며, 이전의 연구에서 보고한 바와 같이, 대륙붕으로 유입된 mCDW와 혼합에 의해 AABW를 형성하고 대륙붕단을 향해 북상한 후 로스해로 들어가게 된다.

Fig. 7.

The same as Fig. 7.Fig. 6 but for September

Fig. 8.

Vertical distribution of temperature, salinity, eastward and northward current velocity from the model in February (upper) and September (lower) at Line N in Fig. 8.Fig. 1

Fig. 9.

The same as Fig. 8 but for Line T in Fig. 1

모델 결과는 겨울철 TNB에서 순환은 활강풍에 의해 열린 폴리냐에서 급속한 해빙 형성에 의해 유도된 밀도의 수평 구배에 의해 구동된다는 것을 보여준다. 이러한 상층 순환의 계절적 변화는 TNB에서 형성되는 고염의 해수를 통해 야기되는 밀도경도에 의한 압력 구배에 의해 구동된다. 모델 결과 4월에 시작하여 폴리냐에서 해빙 생성이 시작된 후 2개월 동안 NIS 연안과 남북으로 흐르는 골을 따라 해류가 강화되고 대략 9–10월에 최대가 된다. 이러한 계절적 흐름의 강화는 주로 겨울철 해빙 형성을 통한 수평 밀도 구배의 강화에 의해 주도된다는 것을 시사한다.

난센 빙붕 하부 해양의 특성

Fig. 10은 각각 2월, 9월에 수치 모델에서 재현된 NIS의 기저 용융률과 NIS 입구와 지반선 부근, 나머지 부분에서 영역별 평균된 기저 용융률의 월변화를 보여준다. 모델 결과 NIS는 전반적으로 양의 용융률을 보이며, 그 세기는 공간에 따라 다른 양상을 보인다. 가장 높은 기저 용융은 NIS의 입구와 빙붕의 가장 안쪽 지반선 근처에서 나타난다(Fig. 10b). 공간적으로 평균된 기저 용융은 NIS 전체 영역에서 연간 0.98 m의 비율로(meter/annum, m/a) 발생하고 있으며, 지역별로 각각 NIS 빙단 주변에서 0.99 m/a, 가장 안쪽 지반선 부근에서 1.31 m/a의 값을 보인다. 모델에서 산출된 기저용융률은 이전의 연구들에서 보고되었던, Ice Penetrating Radar의 관측으로 추정된 NIS의 빙저 채널(basal channel)에서 0.42 m/a (Wray 2019)와 위성 관측으로 산출된 표면 고도와 얼음 속도로부터 추정된 NIS의 기저 용융률 1.6±1.1 m/a (Adusumilli et al. 2020)의 값과 비교할 만하다.

Fig. 10.

(a) Temporal variation of melt rate spatially averaged over entrance (south of 75°S, blue), inside (74.5°S–75°S, black), and innermost (north of 74.5°S, red) part of the NIS simulated from the model. (b) Horizontal distribution of melt rate over the NIS in February (left) and September (right) from the model

하지만, 기저 용융이 높게 나타나는 지역별로 용융률의 계절 변화를 살펴보면 지역에 따라 다른 양상을 보인다(Fig. 10a). 빙붕의 입구에서 최대의 기저 용융은 2월에 나타나는 반면(blue line in Fig. 10a), 빙붕 가장 안쪽에서의 용융은 10월에 최대값을 보이며 3월에 최소값을 나타낸다(red line in Fig. 10a). 이러한, 하부 용융량의 변동성은 빙붕 하부 해수의 수온, 염분에 의해 좌우되며, 여름과 겨울 빙붕 하부 공동 내의 해수 순환 양상이 다르다는 것을 의미한다.

Fig. 11에 여름과 겨울철 NIS 기저면(ice base)과 해저면(seafloor)을 따라 수온과 염분, 해류의 수평 분포를 나타내었다. 앞 절에서 언급한 바와 같이, 여름철 상층의 따뜻한 해수가 빙붕 기저면을 따라 난센 빙붕 동쪽 입구를 통해 빙붕 내부로 유입된다(Figs. 6 and 8). 유입된 해수는 빙붕 서쪽의 약 200 m 두께 이하의 평활한 지역을(Fig. 1b) 시계방향으로 순환하며 빙붕 기저부를 녹인 후, 빙붕 기저의 사면(Fig. 1b에서 200–400 m 등치선을 따라 빙붕 기저면의 변화가 급해지는 면)을 따라서 빙붕 북동쪽 입구(빙단 동쪽)를 통해 유출된다(upper left panel in Fig. 11). 해저면을 따라 흐르는 해류의 유입은 상대적으로 빙붕 동쪽 입구에 제한되며, 지반선 부근까지의 유입은 매우 약하다(lower left panel in Fig. 11). 반면, 겨울철 빙붕 하부 공동 내의 순환은 여름에 비해 강하다. 특히 해저면을 따라 빙붕의 지반선까지 해수의 유입이 나타난다(lower right panel in Fig. 11). 빙붕 하부 중앙의 해저 지형의 골을 따라(163.25°E, Fig. 1a) 고염의 해수가 유입되며(lower right panel in Fig. 11), 이러한 고염의 해수는 어는점보다 더 높은 수온으로 인해 빙붕 하부를 용융시킨다. 용융에 의해 부력을 얻은 용융수는 빙붕 기저면을 따라 상승하여 빙단을 향해 흐르게 된다(upper right panel in Fig. 11). 즉, 빙붕 지반선까지 유입된 HSSW에 의해 용융된 저염, 저온의 용융수는 빙붕 기저면을 따라 유출되는 양상을 보인다.

Fig. 11.

Horizontal distribution of temperature (left in each panel) and salinity (right in each panel) along the NIS base (upper) and bedrock (lower) in February (left panel) and September (right panel). The current vectors are superimposed onto the each of the temperature and salinity fields

NIS를 남북으로 가로지르는 단면도를 보면(Fig. 8), 여름철 남쪽에서 북상하여 DIT를 돌아 빙붕 입구에 다다른 따뜻한 상층의 해수는 빙붕 연안의 저염의 용융수로 인해 빙붕 하부 공동으로 유입되어 빙붕과 상호작용을 통해 차가워지며 빙붕 하부에 열적 성층을 야기한다. 이와 반대로, 겨울철 고염의 해수는 해저면을 따라 지반선 근처까지 북상하고 빙붕을 녹이게 된다. 그 결과 기저 용융수의 영향으로 인해 상대적으로 부력을 얻은 저온, 저염의 해수는 빙붕 기저를 따라 상승하게 된다.

6. 결론 및 토의

남극의 빙붕은 빙하의 이동 속도를 효과적으로 조절하는 중요한 역할을 담당한다. 남극 빙상 및 빙하의 움직임, 그리고 전 지구 해수면 변동을 보다 정확히 예측하기 위해서는 빙붕의 안정성을 면밀히 관찰하고 변동 기작을 이해하는 것이 무엇보다 중요하다. 하지만, 빙붕 하부 공동 내 해수의 특성 및 순환 구조는 직접 관측이 극히 제한되어, 실제 일어나는 현상을 이해하기엔 여전히 큰 어려움이 있다. 해양-빙붕 상호작용이 고려된 수치 모델은 이러한 빙붕 하부 공동 내 해양의 물리학적 특성을 성공적으로 모사하여 빙붕 하부 해양의 특성을 이해하는데 효과적으로 활용될 수 있다.

본 연구에서 해양과 빙붕의 물리학적 상호작용이 결합된 3차원 해양 순환 모델을 구축하여 다음의 내용을 중점적으로 살펴보았다.

1. TNB 내 수괴의 분포와 특성

2. TNB 해양 순환구조 및 계절적 특성

3. 해양-빙붕 상호작용에 따른 NIS 하부 용융

본 연구에서 사용된 수치 모델을 통해 얻어진 결과는 이전의 관측 및 연구 결과와 잘 일치하였다. TNB에서 해양 순환은 폴리냐에서 해빙의 생성이나, 빙붕의 용융 등을 통해 유도되는 수평 밀도 경도(lateral density gradients)에 의해 구동되는 지형류이며, 또한 빙붕 아래의 해양 역학은 빙붕 바깥쪽 외해의 운동량과는 대체로 분리되어 있으며, 운동량의 주요 공급원은 부력임을 확인하였다(Jenkins, 1991; MacAyeal 1984). TNB에서 겨울철 순환은 강한 활강풍에 의해 해빙이 외해로 밀려나가 부분적으로 열린 공간에서 급속한 해빙 형성에 의해 유도된 밀도의 수평 구배에 의해 형성된다는 것을 보여준다. 또한, 성층이 거의 없기 때문에 모델의 흐름의 대부분은 순압이며 지형의 영향을 받는다. 반면 여름철 TNB로 유입되는 표층의 따뜻한 해수는 빙붕 입구를 녹여 표층에 저온, 저염의 해수층을 형성한다. 이는 강한 성층을 유도하며 표층 부근에서 유속이 가장 빠른 1차 경압성 구조를 보인다.

NIS 하부 공동에서 순환은 열염분역전순환(thermohaline overturning circulation)의 일부분으로 나타난다. TNB 내 폴리냐에서 생성된 HSSW의 중력에 의해 구동되는 저층의 흐름이 해저를 따라 지반선까지 유입되어 빙붕 하부를 용융시킨다. 그 결과 기저 용융수의 영향으로 인해 상대적으로 부력을 얻은 저염, 저온의 용융수가 빙붕 기저면을 따라 상승하여 공동을 빠져나오면서 열염분역전순환을 형성한다.

수치 적분의 효율성을 위하여, 본 연구에서 사용한 모델에 조석 및 고해상도의 강제력 데이터는 고려되지 않았다. 하지만, 대상 해역에서 우세한 일주조 성분의 해양 조석은 혼합층의 발달 및 형성에 영향을 미칠 수 있으며, 혼합 효과의 재현성은 보다 정확한 기저 용융률의 추정과 밀접한 관계가 있다. 또한, 겨울철 국지적으로 짧은 시간 동안 발생하는 강한 활강풍은 HSSW 형성에 큰 영향을 미치는 폴리냐 발달과 높은 상관성을 갖는다. 향후, 본 연구 결과를 바탕으로 조석의 영향 고려 및 고해상도 시∙공간 대기 와 해양 경계자료의 사용 등을 통해 모델의 재현성 및 외부 강제력에 대한 민감도와 기여를 평가할 예정이다.