1. 서 론
2. 자료 및 방법
로스-아문젠 해역 모델링 구축
수온-염분 현장관측 자료
남극 해빙 위성관측 자료
3. 결 과
수온-염분 모의 특성
해빙의 계절변화와 HSSW 형성
로스 빙붕 하부 순환과 용융의 계절 특성
DSW의 계절변화 및 조절 요인
4. 결론 및 토의
1. 서 론
전지구 열염분 순환(global thermohaline circulation)의 하부 지류를 구성하는 남극 저층수(Antarctic Bottom Water, AABW)는 자오선 역전 순환(Meridional Overturning Circulation, MOC)을 구동하여 전지구 해양 순환과 기후 조절에 중요한 역할을 한다(Haumann et al. 2016; Jacobs 2004; Orsi et al. 1999). AABW는 대륙붕 해역의 저층에 분포하는 고밀도 대륙붕수(Dense Shelf Water, DSW)가 대륙 사면(continental slope)을 따라 침강하면서 형성된다(Budillon et al. 2011). DSW의 특성은 연안 폴리냐에서 해빙 빙결 과정의 염분 방출(brine rejection)로 형성되는 고염분 대륙붕수(High Salinity Shelf Water, HSSW)와 빙붕 기저면의 용융으로 생성되는 빙붕수(Ice Shelf Water, ISW), 그리고 대륙붕 외부에 폭넓게 분포하는 환남극 심층수(Circumpolar Deep Water, CDW)가 대륙붕으로 유입되면서 주변 해수와의 상호작용으로 형성되는 변형 환남극 심층수(Modified Circumpolar Deep Water, MCDW)의 혼합으로 결정된다. 따라서 해빙의 형성과정 및 해양과 빙붕의 상호작용, 대륙사면을 통한 CDW 유입은 DSW의 특성 결정에 중요한 물리적 과정이다.
로스해는 전지구 AABW 생산의 약 25–40%를 담당하는 주요 해역으로 로스해 대륙붕에 형성되는 DSW는 주로 북서부의 대륙 사면을 따라 침강하여 태평양의 저층을 차지하며 저위도를 향해 흐른다(Fig. 1b; Meredith 2013; Morrison et al. 2020; Orsi et al. 2002; Talley et al. 2011; Solodoch et al. 2022). 로스해 DSW의 특성은 로스해의 주요 폴리냐(Fig. 1b)에서 공급되는 HSSW의 영향을 크게 받으며(Abernathey et al. 2016; Jacobs 2004; Miller et al. 2024; Yoon 2022; Zhang et al. 2024), 대표적으로 로스 빙붕의 북단을 따라 형성되는 로스 빙붕 폴리냐(Ross Ice Shelf Polynya, RISP), 로스해 서부에 위치하는 테라노바만 폴리냐(Terra Nova Bay Polynya, TNBP)와 로스해 남서부 로스 섬(Ross Island) 서쪽에 형성되는 맥머도 사운드 폴리냐(McMurdo Sound Polynya, MSP)가 있다. 겨울철에 남극 대륙의 냉각으로 인해 발달하는 강한 활강풍은 해빙을 외해로 밀어내고 대기에 노출된 해수면을 통한 해양의 열 손실(heat loss)로 인하여 해빙 생산이 활발해진다(Bromwich et al. 1998; DuVivier et al. 2024; Rusciano et al. 2013). 로스해 폴리냐의 해빙 생산 과정에서 방출되는 염분은 침강하면서 연직 혼합을 강화하고 대륙붕 해저에 저온고염의 HSSW를 형성함으로써 DSW 특성 결정에 기여한다. 한편, 로스해 대륙붕 남부에는 세계 최대 규모의 로스 빙붕(Ross Ice Shelf)이 위치한다(Andreasen et al. 2023; Klein et al. 2020; Rignot et al. 2013). 로스 빙붕의 하부 공동은 빙점 근처의 수온 분포를 갖는 냉수 공동(cold water cavity)으로 빙붕의 기저면 용융률이 낮은 편이지만, 면적이 48만 km2에 달하는 큰 규모로 인하여 담수에 가까운 빙붕 용융수를 하부 공동에 대량 공급함으로써 ISW를 형성하고 저염화로 부력을 얻은 해수는 빙붕의 기저면을 따라 유출되어 대륙붕 해수의 특성을 조절하는데 중요한 역할을 한다(Schodlok et al. 2016; Jeong et al. 2020; Rignot et al. 2013; Smethie and Jacobs 2005). 또한 로스해의 동쪽에 위치하는 아문젠해로부터 흘러들어오는 남극 연안류(Antarctic Coastal Current, AACC)는 로스해의 해수 특성에 영향을 미친다(Silvano et al. 2018). 아문젠해는 CDW의 직접적인 유입이 발생하는 온난 대륙붕(warm continental shelf; Saenz et al. 2023)으로 빙하의 용융 속도가 빠른 해역이다(Adusumilli et al. 2020; Smith et al. 2020; Thompson et al. 2018). 선행연구에서 아문젠 해역의 빙붕 용융 속도와 아문젠해로부터 유입되는 서향류의 변화를 로스해 DSW 염분 변동의 원인으로 제시한 것은 두 해역 사이의 밀접한 관계를 단적으로 보여준다(Jacobs et al. 2022; Silvano et al. 2020). 뿐만 아니라, 로스해와 아문젠해 사이의 해류가 남반구의 대표적인 대규모 대기 변동성인 남반구 환형 모드(Southern Annular Mode)와 아문젠해 저기압(Amundsen Sea Low)의 영향을 받는 것을 감안하면(Dotto et al. 2018; Guo et al. 2021), 로스해의 DSW 특성을 결정하는데 있어 아문젠해의 역할은 매우 중요하다.
Fig. 1.
(a) Topographic map of the model domain including Ross and Amundsen seas. The areas which shaded in cyan represent floating ice shelves attached to the Antarctic Ice Sheet. (b) Topographic map of the RSCS region with a schematic pattern of ocean circulation. The boundary of the Ross Sea Continental Shelf (RSCS) is shown as a blue dashed line. The abbreviations DT, JT, GCT, HB, RI, and RIS mean Drygalski Trough, Joides Trough, Glomar Challenger Trough, Hayes Bank, Ross Island, and Ross Ice Shelf, respectively. The major polynyas are denoted by red hatching and labeled TNBP, MSP, and RISP, which stand for Terra Nova Bay Polynya, McMurdo Sound Polynya, and RIS Polynya, respectively. Red arrows denote the pathways of CDW intrusion onto the RSCS, while black, blue, and green arrows represent the Antarctic Coastal Current, Antarctic Slope Current, and AABW outflow, respectively. The dashed meridional line S1 is used for vertical section shown in Fig. 6
로스 해역의 DSW 변동 특성을 이해하기 위해서는 HSSW 및 ISW의 형성 과정을 비롯하여 아문젠해의 변동에 대한 조사가 중요하지만, 남극해의 특성상 여름철을 제외하면 대부분의 해역이 해빙으로 뒤덮여 접근이 어렵고 관측이 제한적이기에 여전히 많은 부분이 미지의 영역으로 남아 있다. 이러한 관측의 한계를 극복하기 위하여 수치 모델을 이용한 접근이 이루어져 왔으며, 그 중에서도 로스해 DSW와 태평양 섹터 AABW의 저염화는 해양 순환의 변화를 비롯하여 해수면 상승과 연관되는 중요한 요소이기 때문에 특히 주목받았다. Nakayama et al. (2014)은 수치 모델을 통해 서남극 해역의 빙붕 용융 강화로 인하여 로스해 DSW가 저염화된다는 것을 입증하였으며, 융빙수의 영향에 대한 로스해의 반응이 증폭된다는 결과를 제시하였다. Xie et al. (2024)는 아문젠해와 로스해를 대상으로 하는 빙붕-해양-해빙 결합모델(Zhang et al. 2025)로 아문젠해 빙붕 용융 강화에 따라 로스해 DSW의 감소한다는 결과 외에도 로스해의 수온이 동부와 서부에서 대조적인 반응을 보인다는 것을 밝혔다. 이처럼 기후변화의 영향과 그 반응에 초점을 두고 아문젠해의 빙붕 융해의 변화와 이에 따른 로스해의 해수 특성 변화에 대한 연구가 활발하게 이루어져 왔다. 그러나 단기적인 관점에서 로스해 DSW의 계절적인 변화를 조사한 연구는 찾아보기 어렵다. 본 연구에서는 기후학적인 계절변화에 대한 DSW의 거동을 조사하고자, 로스해와 아문젠해를 대상으로 해빙 과정과 빙붕-해양 사이의 물리적 상호작용이 반영된 수치 모델을 개발하였다. 이를 통해 로스해의 주요 수괴와 순환 형태를 재현하고, DSW의 계절변화 특성과 조절 요인을 조사하였다.
2. 자료 및 방법
로스-아문젠 해역 모델링 구축
본 연구에서는 해빙 모듈이 포함된 3차원 해양 순환 모델인 ROMS (Regional Ocean Modeling System)를 기반으로 빙붕과 해양의 물리학적 상호작용이 결합된 모델(Kim et al. 2022; 2023)을 사용하였다. 로스해와 아문젠해의 밀접한 관계를 고려하여 이들을 모두 포함하는 ROMS-RNA (Ross and Amundsen seas) 모델을 구축하였다. ROMS는 유체에 작용하는 중력과 압력경도력이 균형을 이루는 정수압 평형 조건에서 정역학 근사와 부시네스크 근사(Boussinesq approximation)를 가정하는 비선형 수치 모델이다. 수평 격자는 직교 곡선 좌표계(orthogonal curvilinear coordinate, Hedstrom 2018)와 Arakawa C-grid 체계(Arakawa and Lamb 1977)를 채택하고 있다. ROMS의 연직 격자 체계는 지형을 따르는 S-좌표계를 채용하여 상부 경계층과 해저의 바닥 경계층의 물리현상 구현에 유리하다(Shchepetkin and McWilliams 2005; Song and Haidvogel 1994). 또한 S-좌표계는 빙붕이 있는 해역에서 빙붕의 기하학적 구조를 따라 형성되는 빙붕-해양 경계층의 물리 과정 재현이 용이하다(Kim et al. 2022). ROMS에 결합된 해빙 모델은 탄성-점성-소성 유동학을 기반으로 하는 해빙 동역학(Hunke and Dukowicz 1997; Hunke 2001)과, Mellor and Kantha (1989)와 Häkkinen and Mellor (1992)의 열역학을 기반으로 구성된다(Budgell 2005). Kim et al. (2022)은 ROMS 모델을 기반으로 빙붕 모듈을 결합하여 빙붕 하부의 해수와 빙붕 기저면 간의 물리적 상호작용(Dinniman et al. 2007; 2011)을 모의할 수 있도록 구축하고 검증하였다. 본 연구에서는 Kim et al. (2022)의 빙붕-해양 결합 모형을 활용하여 로스해를 중심으로 하는 영역에 대하여 새로운 모델을 구축하였다.
ROMS-RNA 모델 도메인과 설정 구성 및 경계조건을 Table 1에 정리하고 모델 영역과 대륙붕 해역의 주요 해류 특성을 Fig. 1에 나타내었다. 모델 영역의 북쪽 경계는 겨울철에 해빙 확장이 최대에 달했던 위도대가 약 55°S인 것을 감안하여 계절적인 해빙역을 안정적으로 포함하도록 50°S로 설정하였다. 그리고 로스 빙붕 하부 공동의 해수 순환과 해양-빙붕 상호작용을 모의할 수 있도록 접지선의 최남단인 84.7°S를 남쪽 경계로 지정하였다. 서쪽은 142°E, 동쪽은 85°W를 모델 영역의 경계로 설정하여 모델 영역에 로스해와 아문젠해가 충분히 포함되도록 구성하였다. 수평해상도는 동서 방향으로 0.25° 간격, 남북 방향은 0.25°에 위도 값의 코사인 함수를 곱하여, 고위도로 갈수록 동서 방향 해상도가 높아지는 것과 더불어 남북 방향의 해상도 또한 높아지도록 하였다. 이러한 방법으로 구성한 ROMS-RNA 모델은 북단에서 17.9 km, 남단에서 2.6 km까지 변하는 수평해상도 범위를 가진다. 연직 좌표는 36개 층을 설정하고 각 층의 간격은 중층부에서 가장 성기고 상층과 하층으로 갈수록 촘촘하도록 설정하여 표층 또는 빙붕의 기저면 부근의 연직 혼합과 하층의 지형을 따르는 해류를 모의하기 용이하도록 하였다(Kim et al. 2022). 해저 수심과 빙붕의 두께는 RTopo-2 지형 자료(Schaffer et al. 2016)를 이용하였다. 본 연구에서는 ROMS-RNA는 남극 대륙 해안선을 모두 포함하는 남쪽을 제외하고 나머지 세 방위로 열린 경계를 갖는다. 열린 경계를 따라 해양과 해빙 변수의 분포가 경계 조건으로 부여되는데 Global Reanalysis Ensemble Product version 2 (GREPv2, Storto et al. 2019)의 월평균 해양 변수(수온, 염분, 해류, 해수면 고도)와 GLORYS12v2 (Jean-Michel et al. 2021) 해빙 변수(농도, 두께, 유속)를 사용하였다. 해빙과 해양 표층에 작용하는 대기 강제력은 European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF)에서 제공하는 ERA5 재분석(Ding et al. 2020; Hersbach et al. 2020)의 월평균 대기 변수(Table 1)를 이용하였다. 모델이 평균적인 상태를 안정적으로 모의하도록 모든 변수들은 1993년부터 2019년 기간의 자료로 월별 기후값을 구성하여 해양과 해빙의 측면 경계와 표층 대기 강제력으로 사용하였다. 모델 수행기간 50년 동안 기후학적 계절변동을 반복적으로 반영하였으며, 그 중 마지막 10년간의 모의 자료를 이용하여 검증과 분석을 진행하였다.
Table 1.
Model domain setting and data configurations
| Longitude (λ) | Latitude (ϕ) | |||
| Range | 142°E–85°W (275°E) | 50–85°S | ||
| Resolution |
1/4° 2.6–17.8 km |
1/4° × cos(ϕ) 2.9–17.9 km | ||
| Grid points (zonal × meridional × vertical) | 533 × 456 × 36 | |||
| Time-step (sec) | 180 | |||
| Parameter | Horizontal mixing | Harmonic diffusion & viscosity | ||
| Vertical mixing | LMD scheme (Large et al. 1994) | |||
|
IC*1 & LBC*2 setting | IC & LBC dataset | T, S, U, V, ζ | GREPv2 reanalysis | |
| Ice variables | GLORYS reanalysis | |||
| LBC type | 3-d T, S, U, V | Radiation & Nudging (Marchesiello et al. 2001) | ||
| 2-d U, V | Flather (Flather 1976) | |||
| ζ | Chapman (Chapman 1985) | |||
| Ice variables | Clamped | |||
| Surface forcing |
Bulk formula with ERA5 data |
temperature, wind, sea level pressure, relative humidity, shortwave and longwave radiation, rainfall | ||
| Spin-up period | 50-model-years | |||
수온-염분 현장관측 자료
ROMS-RNA 모델에서 모의한 기후학적 수온과 염분 분포를 검증하기 위해 미국 National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA)의 National Centers for Environmental Information (NCEI)에서 제공하는 World Ocean Database (WOD, Mishonov et al. 2024) 자료를 이용하였다. WOD 데이터셋은 전 세계 해양에서 다양한 장비와 운용 시스템을 이용하여 수집된 현장관측 자료를 과학적 경험과 지식을 바탕으로 품질 관리 과정을 거쳐 제공하는 자료이다. 우리는 모델 구축 과정에서 기후학적으로 고려한 기간과 동일하게 1993–2019년 사이에 ROMS-RNA 모델 수행 영역(Fig. 1a) 내에서 수집된 수온과 염분 프로파일을 취합하였으며, 이들 현장관측 프로파일의 수온과 염분을 기준으로 모델의 재현성을 평가하였다.
남극 해빙 위성관측 자료
ROMS-RNA 모델의 해빙 모의성능을 평가하기 위해 해빙 농도의 위성관측 자료를 사용하였다. 미국 NOAA의 National Snow and Ice Data Center (NSIDC)에서 제공하는 인공위성 관측 기반의 NASA Team Algorithm (Cavalieri and Parkinson 2008) 월평균 해빙 농도를 사용하였으며, 이는 남극점을 중심으로 하는 수평해상도 25 km 등거리 격자체계를 적용하고 있다. ROMS-RNA 모델의 개발 과정에 사용한 대기와 해양 분포의 기후장과 동일하게 1993–2019년 기간의 해빙 관측자료를 사용하였다. 해빙의 계절변동 재현성 검증에는 해빙 면적(Sea Ice Extent, SIE) 변수를 산출하여 사용했다. SIE는 15%라는 해빙 농도의 임계값을 기준으로 그 이상의 농도를 가지면 “해빙으로 덮인 격자점(ice-covered grid)”으로 간주하고 그에 미치지 않으면 “해빙이 없는 격자점(ice-free grid)”으로 양분하고, 해빙으로 덮인 격자점 면적의 적분값으로 표현한다. 임계값으로 사용한 해빙 농도 15%는 위성관측의 민감도와 경험적인 정확도를 고려한 기준값으로(Cavalieri et al. 1991; Matthews et al. 2020; Parkinson et al. 1987), 통상적인 해빙의 분포 및 변화 분석에 사용되고 있다.
3. 결 과
수온-염분 모의 특성
모델이 모의한 수괴 특성의 재현성을 검증하기 위해 로스해 대륙붕에서 수집된 WOD 관측자료와 ROMS-RNA의 재현된 수온, 염분의 수심에 따른 분포를 비교하였으며, 남극 현장 관측의 상당 부분이 집중된 여름철을 대상으로 모델 특성을 검증하였다(Fig. 2). 연직 분포는 로스해 대륙붕 열염 특성의 대조적인 동서 분포 패턴을 고려하여 177°W를 기준으로 저온고염의 서부 해역과 고온저염의 동부 해역을 구분하여 표시하였다. Orsi and Wiederwohl (2009)은 장기간 수집된 로스해 현장 관측 자료를 이용하여 대륙붕에 분포하는 수괴를 밀도 특성에 따라 남극표층수(Antarctic Surface Water, AASW)로 대표되는 저밀도 해수, MCDW가 지배적인 중밀도 해수, 그리고 이들보다 깊은 수심에 분포하는 고밀도 해수로 구분하였다(Table 2). 고밀도 해수는 -1.85°C를 기준으로 상대적으로 따뜻한 변형 대륙붕수(Modified Shelf Water, MSW)와 차가운 DSW로 구분되며, DSW는 다시 염분 34.62 psu를 기준으로 저염분 대륙붕수 (Low Salinity Shelf Water, LSSW)와 HSSW로 분류된다. 그리고 고밀도 해수 중 -1.95°C 미만의 해수는 ISW로 분류한다. 이들 수괴의 열염 특성과 주요 분포 수심대를 관측자료의 수온-염분 다이어그램과 연직 프로파일에서 확인할 수 있다(Fig. 2a–e). 대륙붕의 해수 중 가장 밀도가 높은 HSSW는 주로 수심 500m 이하에 위치하며(Fig. 2a), 수온은 표층 빙점(약 -1.9°C)에 가깝고 염분의 연직 변화가 거의 없는 두꺼운 형태를 보인다(Fig. 2b and d). 그 위로 가장 낮은 수온으로 특정되는 ISW가 수심 400–500 m를 중심으로 분포하며 최저 수온이 -2.2°C에 달한다(Fig. 2a–c). 여기서 나타나는 고밀도의 HSSW가 빙붕 하부의 수심이 깊은 기저면 해역에 도달하면 고염화에 따라 낮아진 빙점으로 인하여 빙붕의 용융이 발생하고 이 과정의 융빙수와 HSSW의 혼합으로 ISW가 형성된다. Jacobs et al. (1992)에 따르면 해양에 기인하는 빙붕의 용융 모드는 열원이 되는 해수를 기준으로 3가지 모드로 분류할 수 있다. 1모드 용융은 폴리냐에서 형성되는 HSSW가 빙붕 기저면에 도달하면 열원으로 작용하여 용융을 일으키는 것을 말한다. 2모드 용융은 CDW가 주요 열원으로 작용하여 빙붕의 용융을 발생시키는 과정을 의미하며, 3모드 용융은 빙붕 부근에 분포하는 AASW로 인하여 발생하는 용융을 일컫는다. 즉, 여기서 나타나는 ISW는 HSSW로 인한 1모드 용융으로 형성된 것이다. 중밀도 해수는 수온 1°C 부근에서 가장 깊은 수심대에 분포하는 특징이 나타난다(Fig. 2a). 이러한 깊은 수심의 따뜻한 해수 분포는 높은 염분(>34.7 psu)을 보이는데(Fig. 2a and e), 대륙붕 경계 구역에서 대륙 사면에 두껍게 분포하는 CDW가 포착된다(Fig. 3b). 외해에 분포하는 CDW는 주요 골을 따라 대륙붕 위로 유입되어(Fig. 1b), 주변 해수와의 혼합으로 MCDW를 구성한다(Budillon et al. 2011; Yoon et al. 2020). 그 중에서도 글로마르 챌린저 골(Glomar Challenger Trough, Fig. 1b)을 따라 유입되는 CDW는 로스 빙붕까지 도달하는 형태를 보인다(Orsi and Wiederwohl 2009; Jendersie et al. 2018; Jacobs et al. 2022). 빙붕 해역에 도달한 MCDW는 여전히 빙점보다 훨씬 높은 수온을 가지므로 직접적으로 빙붕의 2모드 용융을 유발할 수 있다(Orsi and Wiederwohl 2009).
Fig. 2.
(a, f) Diagram of potential temperature and salinity and vertical profiles of (b-c, g-h) temperature and (d-e, i-j) salinity in Ross Sea continental shelf area. Upper panels are obtained from WOD in-situ observation data collection and lower panels are obtained from ROMS-RNA simulation during the austral summer. The vertical profiles are separated into blue and red in each panel, which denote the western and eastern shelf divided by 177°W. The near-horizontal solid black line in (a, f) denotes the freezing point at the surface level depending on the salinity. Thick black and red lines in (a, f) indicate the neutral density of 28.0 and 28.27 kg m-3, respectively
Table 2.
Definitions of water layers and masses in the Ross Sea continental shelf
저밀도 해수는 수온과 염분 범위와 분포 수심대가 가장 넓으나(Fig. 2a), 염분의 연직 프로파일에서 대륙붕의 동서 해역으로 확연히 분류되는 특징을 보인다. 염분 34.4 psu 이하의 해수는 대륙붕 서부에서 수심 100 m보다 얕은 수심에 국한되어 분포하는 반면(Fig. 2d), 동부는 수심 400 m 이하에서도 나타나는데(Fig. 2e), 이는 아문젠해 대륙붕에 분포하는 저염분의 해수가 AACC를 따라 로스 대륙붕 동부로 유입되기 때문이다(Jacobs and Giulivi 2010; Smith et al. 2012). ROMS-RNA는 대륙붕의 주요 수괴들의 전반적인 분포 경향을 잘 모의하고 있는 것으로 보이지만(Fig. 2f), 정량적인 값에서 특징적인 차이가 나타난다. CDW의 최대염분이 관측에 비하여 약 0.1 psu 낮고(Fig. 2e and j), 동부 대륙붕에서 수온 성층이 관측에 비하여 약하다(Fig. 2c and h). 동부 대륙붕의 ISW 분포 수심이 관측에 비하여 약 100 m 깊게 나타나고, 서부 대륙붕에서 ISW가 거의 탐지되지 않았다. HSSW의 수온은 표면 빙점에 가까워 관측과 비슷하지만 염분은 약 0.08 psu 낮게 모의한다(Fig. 2a and f). 본 연구의 결과 중 계절에 따른 해수의 특성은 1년을 주기로 반복되는 대기-해양 조건에 의하여 평균값을 중심으로 변동하기 때문에 계절적 반응으로 해석할 수 있지만, 수괴를 구분하여 제시한 체적의 정량적인 값은 모델의 편향성이 반영되어 있음을 감안해야 한다.
남반구 여름철에 대하여 모의한 ROMS-RNA 평균 분포에서 Table 2의 밀도를 기준으로 각 밀도층의 두께 분포를 Fig. 3에 나타내었다. 저밀도 해수층은 대륙붕 서부에서 100 m 미만의 두께로 나타나는 반면, 동부의 상당 부분이 수심 200 m 이상의 두께로 분포하고, 300 m보다 두꺼운 해역도 적지 않다(Fig. 3a). 중밀도 해수층의 두께는 최대값이 대륙붕 북쪽의 경계를 따라 분포하는 특징을 보이는데 이는 앞서 수괴의 연직 분포에서 언급한 바와 같이 대륙 사면에 위치하는 CDW가 포함되었기 때문이며, 글로마르 챌린저 골을 따라 대륙붕 깊이 남쪽으로 침투하여 로스 빙붕의 북단 부근까지 진입한 형태가 나타난다(Fig. 3b). 고밀도 해수층은 서부 대륙붕 대부분의 해역에서 300 m 이상의 두께로 자리잡고 있다(Fig. 3c). 이러한 대륙붕 해역 내에서 밀도로 구분한 각 해수층의 동부와 서부 간 대조적인 분포 특성은 장기간 수집된 관측자료를 분석한 Orsi and Wiederwohl (2009)의 결과와 일치한다. 또한 대륙붕 위의 CDW 침투와 MCDW 분포 특성은 관측에서 나타나는 지역적인 해양 순환의 결과(Jacobs and Giulivi 2010; Jacobs et al. 2022)를 잘 반영하고 있으며, 로스해 대륙붕의 해수 특성은 물론 인접 해역을 포함한 해양 순환 과정을 유의하게 재현하고 있음을 확인하였다.
해빙의 계절변화와 HSSW 형성
대륙붕 저층의 주요 수괴 중에서 가장 밀도가 높은 HSSW는 남반구의 가을–겨울철에 걸쳐 활발해지는 해빙 형성 과정에서 방출되는 염수가 침강하면서 구성되며, 대륙붕 해수의 고염화를 주도한다. 여기서는 ROMS-RNA 모델의 해빙 계절변화 모의성능을 평가하고, 해빙 형성의 시공간적 특성을 분석한다. 해빙 분포 검증을 위해 SIE의 최소-최대값을 보이는 2월과 9월에 대한 평균 해빙 농도 분포와 모델 수행 영역에서 적분한 SIE의 계절변화를 NSIDC 관측과 ROMS-RNA 모델 각각에 대하여 Fig. 4에 정리하였다. 월평균 SIE 시계열(Fig. 4e)에서 관측 시계열은 경년변동 범위를 포함하는 박스 플롯으로 구성하였으며, 모델은 기후학적인 계절변화가 고정적으로 처방되어 해빙의 경년변동 규모가 미미하여 월평균을 나타내었다. 시계열에서 나타나는 전반적인 SIE의 계절주기 특성은 모델에서 관측과 유의하게 모의하고 있으나, 최소 SIE를 보이는 2월의 경우 해빙 농도 분포에서 관측 평균에 비하여 다소 과대모의(–5%)하는 경향을 보인다(Fig. 4b). 9월의 모델 SIE는 646만 km2으로 관측의 9월 SIE 변동범위 656 ± 37만 km2 내에 위치하면서 양호한 해빙 모의 성능을 보인다. 월별로 살펴보면 2–4월은 관측에 비하여 23.9% (54만 km2) 과대모의하는 경향이, 6–9월은 관측 평균 대비 3.6% (22만 km2) 과소모의하는 경향이 나타난다. 그러나 2, 3월을 제외하면 모델에서 모의한 SIE가 관측의 기후학적 중간 범위(상위 25%와 하위 25% 사이)에 위치하는 결과를 보였다. 이어 HSSW의 직접적인 공급원으로 작용하는 표층의 신규 해빙 형성의 모의 특성을 살펴보기 위해 계절별 해빙 형성률 분포와 연평균을 Fig. 5에 표시하였다. 남반구 가을철(3–5월)에는 대륙붕과 외해에 걸친 넓은 해역에서 가장 활발한 해빙 형성이 나타난다(Fig. 5a). 이는 여름철에 해빙 융해로 많은 부분의 해수면이 대기에 노출되었다가 추운 계절로 전환되고 표층 냉각으로 해빙이 넓은 영역에 걸쳐 단기간에 형성되는 특징이 반영된 것이다. 이는 선행연구에서 로스해의 폴리냐를 제외한 대륙붕 해역에서 3–4월의 해빙 형성이 가장 활발하다고 제시한 결과와 일치한다(Yan et al. 2023). 이후 겨울철과 봄의 해빙 형성은 폴리냐 해역에 집중되는 경향을 보인다(Fig. 5b and c). 이미 해빙으로 덮인 곳에서는 신규 해빙 형성이 거의 제한되고, 폴리냐 해역은 외해를 향한 강한 활강풍이 해빙을 밀어내고 해수면을 노출시켜 새로운 해빙 형성에 용이한 조건을 제공하기 때문이다.
Fig. 4.
Monthly mean sea ice extent validation for the model domain area. The NSIDC ice extent observations during 1993-2019 are presented as a box-whisker plot, displaying the climatological mean, minimum, maximum, and quartiles. The simulated mean ice extent from ROMS-RNA is shown in red solid line. The white solid lines in distribution panels denote the mean position of the 15% sea ice concentration contour
Fig. 5.
Sea ice formation rate for (a–d) each austral season and (e) the annual mean. (f) Monthly sea ice change rate (black), with contributions from freezing (cyan) and melting (red), accumulated in the RSCS area indicated in Fig. 1b. Areas enclosed by dashed lines in (e) indicate the locations of major polynyas
해빙 형성 과정에서 형성되는 HSSW의 거동을 살펴보기 위해 서부 해역의 S1 섹션을 따르는 단면도를 Fig. 6에 나타내었다. S1 섹션은 중심에 로스 빙붕 폴리냐 해역을 두고 남쪽으로는 로스 빙붕 하부를 포함하도록 구성하였다(Fig. 1b). 남반구 여름철에는 고온저염의 해수가 표층부터 수심 100 m 이내에 강한 성층 구조를 보이며, 빙붕의 북단 부근에서 AASW에 의한 3모드 용융에 용이한 조건을 가진다. 가을부터 겨울철에 걸쳐 지속적으로 활발해지는 폴리냐 해역에서의 해빙 형성 활동(Fig. 5a and b)을 통해 해수에서 방출된 염분 공급이 이어지면서 표층에서부터 해저까지 연직으로 염분 34.71–34.72 psu, 수온은 -1.9°C에 근접하는 준균질(quasi-homogeneous) 상태의 분포 특징을 보인다. 또한 겨울철에는 빙단 부근의 빙붕 하부에서 전체 수층에 걸친 남향류 강화가 나타나며, 이는 폴리냐에서 형성된 HSSW의 빙붕 공동 유입을 의미하고 Jendersie et al. (2018)에서 제시한 로스 빙붕 폴리냐에서 발생하는 HSSW의 거동과 일치한다.
Fig. 6.
Vertical distribution of temperature, salinity, and northward current velocity along section S1 (indicated in Fig. 1b) in February (upper panels) and September (lower panels)
로스 빙붕 하부 순환과 용융의 계절 특성
빙붕 하부 공동의 해수 분포와 해양 순환의 계절적인 특징을 조사하기 위해 빙붕의 기저면(ice base)과 해저면(seafloor)을 따라 수온과 염분, 해류의 수평 분포를 Fig. 7에 나타내었다. 해저면과 달리 빙붕 기저면에서는 수온과 염분 모두 남북 간 편차가 크게 나타난다. 여름철 빙붕 기저면의 해류는 북쪽의 빙단 부근에서 빠르게 흐르지만 빙붕 깊숙이 남하하지 못하고 서쪽으로 흘러나가는 경향이 있으며, 해저면에서의 해류는 대부분 1–3 cm/s의 유속으로 빙붕 공동의 남단까지 이르렀다가 반시계 방향으로 돌아나간다. 빙붕 하부를 향하는 남향류는 겨울철이 되면서 뚜렷하게 강화되는데(Fig. 7), 이는 해빙 형성 활동이 가장 활발하게 나타나는 로스해 대륙붕 남서부 폴리냐 해역(Figs. 5 and 6)과 이어진 곳으로, 지속적으로 공급되는 HSSW가 빙붕 하부를 향하여 유입되는 것을 의미한다. 다만, 겨울철 해류는 전 층에서 일관되게 빙붕 공동 내부를 향해 순환이 강화되는 형태를 보인다.
공동의 해수 순환에 따른 해양-빙붕 간 상호작용을 살펴보기 위해 로스 빙붕의 기저면 용융에 대하여 공간적인 분포 특성과 계절 변화를 조사하였다. Fig. 8a는 ROMS- RNA에서 모의한 로스 빙붕의 연평균 기저면 용융률 분포를 나타내며, 로스 빙붕 전체에 대한 연평균 기저면 용융률은 0.27 m yr-1로 산출되었다. 이는 관측과 모델 기반의 선행연구에서 제시한 로스 빙붕의 기저면 용융률이 평균 0.19 ± 0.10 m yr-1 범위를 보이는 것(Arzeno et al. 2014; Depoorter et al. 2013; Dinniman et al. 2018; Rignot et al. 2013)과 비교할 만한 수준으로 로스 빙붕 하부에서의 해양과의 상호작용에 의한 기저면 용융을 납득 가능한 범위에서 재현하고 있다. 빙붕의 기저면 용융이 계절에 따라 공간적으로 큰 편향성을 보이는 것을 감안하여(Fig. 8b and c), 남위 79°를 기준으로 로스 빙붕을 북부의 빙단 구역(frontal zone)과 남부의 내부 구역(inner zone)으로 나누었다. 로스 빙붕의 전체 용융에 대해 각 구역의 기여도를 비교할 수 있도록 Fig. 8d and e에 계절변화를 나타내었다. 로스 빙붕의 용융률은 빙단 구역에서 여름철에 매우 강해지고 겨울철에는 극적으로 약해지면서 큰 계절변화를 나타낸다(Fig. 8b–d). 이는 여름철에 형성되는 AASW의 영향으로 인한 3모드 용융이 빙단 구역의 기저면 용융 변동성을 주도한다는 것을 의미한다. 반면, 내부 구역의 용융은 여름–가을철에 적고 겨울철에 최대치를 보이며 계절변동 주기에 대한 시점이 빙단 구역과 상이하게 나타났다(Fig. 8e). HSSW의 형성과 유입(Figs. 5f and 6), 그리고 공동 내부 해수 순환이 활발해지는 겨울철(Fig. 7)에 빙붕의 내부 구역 기저면 용융이 활발해진다는 점은 1모드 용융이 내부 구역의 용융 변동성을 주도하고 있을 가능성을 시사하며, 단일 빙붕 내에서도 공간에 따른 해수와의 상호작용 형태의 차이로 인하여 용융 메커니즘이 다르게 나타날 수 있음을 의미한다.
Fig. 8.
Ice shelf basal melt rate distribution in (a) annual mean, (b) February, and (c) October, respectively. The 79°S latitudinal line, indicated by a red dashed line, is used to delineate the RIS into southern inner zone and northern frontal zone. The yellow dashed line within the red-shaded area represents 6 m yr-1. (d) Monthly total RIS melting, with blue hatched bar and red shaded bar represent the contribution from the IZ and FZ, respectively. (e) Monthly melting at IZ is presented separately
DSW의 계절변화 및 조절 요인
앞서 고밀도의 DSW 특성에 관여하는 대륙붕의 해빙 형성 과정과 로스 빙붕으로 대표되는 해양-빙붕 상호작용의 계절변화를 살펴보았다. Fig. 9a는 로스해 대륙붕 해역에 분포하는 DSW, HSSW, ISW 체적을 월별로 나타낸다. Fig. 9b는 밀도 기준으로 분류한 수층의 체적 변화를, Fig. 9c는 로스해의 대표적인 해수 유출입 지표인 AABW 유출량과 아문젠해에서부터 AACC를 따라 유입되는 해류의 수송량을 보여준다. AABW는 대륙붕 북서부 71.9°S의 해안선에서 동쪽으로 172.5°E에 이르는 해역에서 탐색하였으며, AACC 수송량은 대륙붕 북동부 158°E의 해안선에서 북쪽으로 76.3°S까지의 단면에서 계산하였다. HSSW 체적의 계절변동 범위는 2.48 ± 0.90만 km3로, 3.06 ± 0.99만 km3인 DSW 총량의 81 ± 11%를 차지하면서 DSW의 전반적인 계절변동을 주도하는 것으로 나타났다(Fig. 9a). ISW는 연평균 0.18 ± 0.02만 km3로 DSW의 체적에 기여하는 정도는 HSSW에 비하여 훨씬 작은 것으로 나타났다. 전체 DSW 변동성을 주도하는 HSSW의 체적은 6월에 가장 적고 9월까지 급격하게 증가하여 가장 많은 분포를 보이는데, 이는 로스해 대륙붕의 HSSW 공급을 주도하는 폴리냐의 해빙 형성 활동이 3월부터 활발하게 나타나는 특징(Fig. 5f)과 시기적으로 일치하지 않는다. 이러한 불일치성의 원인은 해수 유출과 유입 과정의 계절변화 특성에서 찾을 수 있는데, AABW 유출은 늦여름부터 가을철 동안 강하게 나타나고 같은 시기에 아문젠해으로부터 AACC를 따른 유입이 강화되는 형태를 보인다(Fig. 9c). Gordon et al. (2015)에 따르면 로스 대륙붕 북서쪽에서 외해를 향하는 AABW 수송량은 관측에서 약 1.7 Sv로 나타나고 가을철에 가장 강한 특성을 보여, 본 연구의 결과에 부합하는 것을 확인하였다.
Fig. 9.
Monthly time-series of (a) volumes of DSW, HSSW, and ISW distributed in the RSCS region, (b) the volume of each density layer defined in Table 2, and (c) the volumetric flow rate of AABW export and AACC inflow
AABW는 Table 2의 밀도 기준에 따라 고밀도 해수로 분류되고 아문젠해 유입수는 저밀도 해수로 분류되어 두 해수의 밀도 차가 확연하다. 가을철에는 고밀도 해수의 유출과 저밀도 해수의 유입이 강화되면서 대륙붕 내 고밀도 해수의 전반적인 감소가 나타나고, 이로 인해 해빙 형성으로 해양으로의 염분 공급이 증가함에도 불구하고 HSSW의 체적이 즉각적으로 증가하지 못한 것으로 보인다. 그러나 겨울철에는 해수의 유출입 과정이 점차 약화되는 가운데, 해빙 형성을 통한 염분 공급이 지속되면서 HSSW 체적의 증가 경향이 본격적으로 나타나기 시작한다. 해빙 형성이 시작되면서 점진적인 해수 밀도 증가의 근거는 수괴의 체적 변화에서도 확인된다. 본격적으로 해빙 형성 과정이 활발해지는 3–4월에 저밀도 해수의 감소와 중밀도 해수의 증가가 발생하고, 이후 5월부터 고밀도 해수 증가 현상이 순차적으로 나타난다(Fig. 9b). 이러한 특징은 가을과 겨울에 걸쳐 지속되는 해빙 형성과 염분 공급에 따른 수괴의 특성 변화 프로세스를 시사하며, Fig. 10에 나타낸 수층 두께 공간분포의 계절변화에서도 나타난다. 여름에는 저밀도와 중밀도 해수가 대륙붕 서부 해역에 각각 50 m 내외의 두께로 분포하고 있는데, 가을에는 대륙붕 남서부 해역에서 저밀도 해수의 대부분이 사라지고 중밀도 수층이 여름철보다 두꺼워지면서 RISP 해역에서 100 m 이상의 두께 분포를 보인다. 이는 가을철 동안 활발해진 해빙 형성에 동반된 염분 방출로 인하여 여름에 AASW가 분포하던 폴리냐 해역의 표층부 해수 밀도가 증가한 것을 의미한다. 이후 겨울에는 해수 유출입 과정의 약화로 인하여 고밀도 해수 유출이 감소하는 데다가 지속적인 염분 공급 효과가 해역 전반의 밀도를 증가시키면서 가을에 나타나던 저밀도와 중밀도 해수가 분포하던 해역도 대부분 고밀도 수층으로 변형되고, DSW의 체적 또한 본격적으로 증가하는 형태를 보인다(Figs. 9a and 10). 봄철에는 AABW 유출과 AACC 유입이 강해지기 시작하면서 고밀도 해수의 체적이 감소하고 반대로 저밀도와 중밀도 해수의 체적이 증가한다(Fig. 9a and b). 이와 같이 DSW는 대륙붕 해역 해빙 프로세스의 계절 변동성에 민감하지만 수괴의 반응이 시기적으로 지연되는 형태를 보이며, 이러한 시기적 불일치성은 주변 해역과의 해수 유출과 유입 과정의 변동성에 기인한다.
4. 결론 및 토의
DSW의 특성은 대륙붕에 분포하는 주요 수괴(HSSW, ISW, MCDW, AASW) 간의 상호작용을 비롯하여, 남극해 태평양 섹터의 저층을 향한 AABW 유출, 아문젠해로부터 AACC를 통해 유입되는 해류와 같은 해양 순환의 복합적인 영향을 받는다. 따라서 각 수괴의 형성과 변형 메커니즘을 분석하고 해양 순환과 주요 해류의 변동성을 조사하는 것은 DSW의 해수 특성을 이해하고 변화를 예측하는 데 필수적이다. 이에 해빙 프로세스와 해양-빙붕 물리적 상호작용이 결합된 수치모델을 이용하여 로스해와 아문젠해를 포함하는 해역을 대상으로 3차원 해양순환 모델(ROMS-RNA)을 구축하였다. ROMS-RNA 모의 결과는 관측에서 나타나는 로스해 대륙붕 해역에 분포하는 주요 수괴의 혼합과 변형 과정을 반영하는 상대적인 특성을 잘 모의하였다. 해빙 형성으로 인한 HSSW의 발달과 빙붕 기저면 용융수의 혼합으로 만들어지는 ISW의 분포 형태는 관측과 유사하게 나타났다. 다만, 고염으로 특정되는 수괴의 염분에서 최대 약 0.1 psu 과소모의하는 경향을 보였다. 대륙붕의 일부 특징적인 골을 따라 발생하는 MCDW 침투와 대륙붕 동부의 저염분 환경을 조성하는 AACC를 통한 아문젠해 유입수의 특징도 잘 모의되었다. 또한 대륙붕 북서부에서 저층으로 유출되는 AABW는 모델에서 1.74 ± 0.17 Sv의 범위를 가지며, 관측에서 포착된 1.95 Sv (Whitworth and Orsi 2006), 1.7 Sv (Gordon et al. 2009)과 비교할 만한 수준으로 나타났다. 이와 같이 ROMS-RNA는 대륙붕 내의 해수 형성과 변형 과정을 비롯하여 주변 해역과의 해수의 유출 및 유입 과정을 잘 모의하였다.
가을–겨울철 동안 폴리냐를 중심으로 활발해지는 해빙 형성 과정은 염분 방출로 전층에 걸쳐 저온고염의 해수 분포를 구성하고, 지속적인 염분 공급으로 발달하는 HSSW는 중력에 의해 깊은 수심의 로스 빙붕 하부로 유입되면서 추운 계절의 빙붕 내부 구역의 기저면 용융을 강화시키는 역할을 하는 것으로 나타났다. 반면 여름철은 계절적인 특성으로 표층부 수온 성층이 강하게 발달하고, 이에 따라 빙붕 북단 부근에서 기저면 용융이 현저하게 강화되며, 해류는 빙붕 하부로 깊이 침투하지 못하고 서쪽으로 흘러 빙붕 바깥을 향한다. 전체 로스 빙붕의 기저면 용융은 AASW에 의한 3모드 용융이 우세한 빙단 구역이 주도하는 가운데, 두꺼운 남부 빙붕의 용융은 추운 계절에 빙붕 공동을 향하는 남향류 강화와 같이 강해지는 특성을 보였다.
DSW는 저온의 고밀도 해수 특성으로 분류되며 해빙 형성 과정으로 인하여 발달하는 HSSW가 80% 이상을 차지한다. 그러나 해빙 형성이 가을철에 강해지는 것에 반하여 HSSW 체적의 증가 반응은 겨울철에 나타나며 지연되는 경향을 보였으며, 이는 해수 유출입 과정의 계절적 변동성과 관련이 있는 것으로 분석되었다. 가을에는 해빙 형성으로 염분이 활발하게 공급됨에도 불구하고 고밀도 해수 유출과 저밀도 해수 유입이 강화되어 대륙붕 해역에서 고밀도 해수의 비중이 감소한다. 이후 겨울철이 되면서 이들 해수의 유출과 유입이 약해지고 폴리냐 해역을 중심으로 저온고염의 해수 공급이 지속되면서 대륙붕 해수의 전체적인 밀도를 증가시키고, 밀도 기준이 높은 DSW와 HSSW의 체적 증가 반응이 순차적으로 나타난다.
본 연구에 사용된 ROMS-RNA는 조석 과정을 포함하지 않는다. 그러나 조석은 CDW의 유입과 AABW 유출에 유의한 영향을 미칠 수 있기 때문에(Jendersie et al. 2018), 향후 모델 개선 과정에서 조석의 영향을 평가하고 적용 여부를 판단하고자 한다. 앞선 결과에서 확인된 바와 같이 모델 전반적인 염분의 과소모의 경향이 있으므로, 이에 연관되는 일부 결과의 해석에 주의가 필요하다. 아문젠해에서 유입되는 해수와 mCDW는 로스해 대륙붕 동부 해역의 해수 구성에 큰 비중을 차지하며, 이 중 CDW의 저염분 편향은 해빙 형성 과정이 반영되기 전의 대륙붕의 배경 해수 염분을 낮추는 요인으로 작용할 수 있다. 이는 해빙 형성에 따른 염분 방출이 관측과 유사하게 반영되더라도 HSSW의 염분 특성에 대한 과소모의로 이어질 수 있으며, 이는 본 연구의 수치 모의 결과에 나타나는 HSSW 체적에 대한 과소모의 경향성에 영향을 미칠 수 있다. 또한 모델 개발 과정에서는 남극 전체 해역을 대상으로 빙붕 기저면과 해저 지형 정보를 제공하는 RTopo-2 데이터셋을 활용하였다. 그러나 빙하 탐사에 주로 이용되는 빙하 투과 레이더는 빙붕 하부의 해수층을 투과하지 못하기 때문에 빙붕 하부의 해저 지형 정보는 정확도가 높지 않다(Kim et al. 2022). 중력탐사를 통해 실제적인 빙붕의 기하학적 특성과 하부 해저 지형을 추정하는 시도가 지역적으로 이루어지고 있으며(Lee et al. 2019), 개선된 지형 자료가 충분히 확보된다면 빙붕 하부의 용융이나 공동 내 순환의 재현성을 향상시킬 수 있을 것으로 기대된다.
로스해 DSW와 남극해 태평양 섹터의 AABW는 장기간에 걸쳐 지속된 저염화 추세를 거스르는 반등 현상이 나타나고 있다(Castagno et al. 2019). 선행연구에서 이례적인 대기 변동성에 의한 로스해 해빙 형성 증가를 원인으로 제시하였으나(Silvano et al. 2020), 해당 대기 변동성이 일시적으로 나타난 이후 종료되었음에도 염분 반등이 지속되고 있다는 점에서 아직 설명되지 않은 부분이 있을 것으로 판단된다. 또한 로스해는 남극 최대의 빙하 소실이 발생하고 있는 아문젠 해를 동쪽 상류에 두고 있으며, 종관(synoptic)-반구(hemispheric) 규모의 대기 변동성에 의하여 해양 순환과 해류 시스템이 민감하게 반응하는 해역이다(Dotto et al. 2018; Guo et al. 2021). 따라서 향후에 본 연구에서 구축한 ROMS-RNA 결합모델을 활용하여, 대규모 대기 변동성이 해빙의 결빙 및 융해 과정, 아문젠해를 거쳐 로스해로 유입되는 담수 플럭스의 변동, 그리고 빙붕 용융의 변화와 같은 주요 요소들에 어떠한 반응을 유도하며, 그로 인해 해양 순환과 수괴 형성에 어떤 영향을 미치는지 조사하고자 한다.
