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해빙

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목차

1. 개요

해빙은 바닷물이 얼어 생성되는 얼음으로, 지구의 극지방 해역에서 계절에 따라 면적이 변화하며, 북극해와 남극 주변에서 주로 형성된다. 해빙은 바람, 해류, 기온 변화 등 다양한 요인에 의해 역동적으로 변화하며, 형태와 나이에 따라 여러 종류로 분류된다. 해빙 내에는 해빙 틈, 폴리냐와 같은 열린 물 지역이 존재하며, 해빙의 물리적 특성은 열전도율, 밀도, 탄성 계수 등에 영향을 미친다. 해빙은 극지방 생태계의 중요한 부분이며, 특히 기후 변화와 관련하여 알베도 변화, 해양 순환, 해수면 상승 등 다양한 영향을 미친다. 해빙 감소는 북극곰과 같은 극지방 종의 생존을 위협하고 있으며, 기후 변화에 대한 주요 지표로 활용된다.

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해빙
지도
기본 정보
종류해수 결빙
정의바다에 떠있는 얼음의 총칭
분류
국제적 분류해수가 결빙된 것 (빙산 등 담수 유래 얼음과 구별)
이동성/생성 장소정착빙
유빙
연안 결빙
관련 정보
형성 과정해수 결빙
참고해빙 (동음이의)
극지방의 만년설
빙산
빙붕

2. 해빙의 형성 및 특징

해빙은 단순히 성장하고 녹는 것이 아니라, 수명 동안 매우 역동적인 변화를 겪는다. 바람, 해류, 수온 및 기온 변동의 복합적인 작용으로 인해 해빙 면적은 일반적으로 상당한 변형을 겪는다. 해빙은 표류 여부와 나이에 따라 분류된다.

일반적인 해빙 특징들을 보여주는 가상 해빙 역학 시나리오 (곰은 대략적인 크기를 나타냅니다)


해빙 내부에서도 기온이 영하인 상태에서 열린 물 지역이 나타나는데, 이를 해빙 틈(Lead)과 폴리냐(Polynya)라고 한다. 이러한 열린 물 지역은 해양과 대기 사이의 직접적인 상호 작용을 가능하게 하며, 야생 동물에게 중요한 역할을 한다. 해빙 틈은 폭이 수 미터에서 수 킬로미터까지 다양한 좁고 선형의 지역이다. 겨울에는 해빙 틈의 물이 빠르게 얼어붙는다. 또한, 항해에도 이용되는데, 얼어붙은 후에도 해빙 틈의 얼음은 더 얇아서 쇄빙선이 더 쉽게 항해할 수 있고, 잠수함이 더 쉽게 수면으로 부상할 수 있다. 폴리냐는 해빙 틈보다 크기가 더 균일하고 크기도 더 크다. 두 가지 유형이 있는데, 1) 따뜻한 물의 상승으로 인한 현열 폴리냐와 2) 해안에서 지속적인 바람으로 인한 잠열 폴리냐가 있다.[5]

해빙은 지구의 양극 해역에서 생성되며, 겨울에 면적이 확대되고, 봄부터 가을 초까지 녹으면서 분포 지역은 후퇴한다. 매년 북반구에서는 3월에 최대, 9월에 최소가 되며, 남반구에서는 그 반대이다. 전 세계 해빙의 대부분은 북극해와 남극 주변 해역에서 형성되지만, 남극의 해빙은 매우 계절적이어서 남부에서도 여름에는 매우 적고, 겨울에는 크게 확대되어 남극 주변을 거의 완전히 덮어 버린다. 따라서 대부분의 남극 해빙은 두께 1m 정도의 얇은 ''일년빙''이다. 북극해의 경우 남극과는 다르게 육지에 둘러싸여 있기 때문에 계절적 변화는 훨씬 작다. 따라서 북극의 해빙의 대부분은 더 두꺼운 ''다년빙''이며, 많은 곳에서 두께가 3m~4m이고, 어떤 곳에서는 20m에 달한다. 그러나 최근에는 8~9월을 중심으로 해빙 면적이 급격히 감소함에 따라 다년빙의 면적도 급감하고 두께도 얇아지고 있다.

이와 같이 겨울철 양극의 해빙량은 비슷하지만, 여름철 해빙량은 환경의 차이에 따라 달라지며, 기온뿐만 아니라 일조 시간, 해류, 바람의 영향을 받기 쉽다. 혹한의 남극점은 대륙 위에 있으며, 해빙은 그 대륙의 가장자리에 분포하기 때문에 해빙은 남극해를 순환하고 있다.

발트해, 오호츠크 해, 세인트로렌스 만, 허드슨 만, 베링 해 등에서도 해빙을 볼 수 있다. 이러한 해빙은 일년빙이며, 겨울부터 봄에만 볼 수 있다.

남극 대륙 주변의 해빙은 예로부터 많은 항해자의 접근을 가로막았다. 해빙 면적은 여름이 끝나는 2월경에는 350만~450만km2로 축소되지만, 계절이 바뀜에 따라 난바다쪽으로 확장되어 최성기(最盛期)인 9∼10월에는 1800만~2000만km2가 된다. 여기에다 남극의 빙상과 빙붕 약 1360만km2를 더하면 설빙 면적은 3200만~3400만km2가 되므로 지구 냉원역으로서의 효과는 매우 크다. 반면 북극의 해빙은 겨울철에는 약 1800만km2, 여름철에는 약 900만km2이다.

남극대륙 연안 가까이에서는 동쪽에서 서쪽으로 부는 바람 때문에 해빙과 빙산도 시계바늘 반대방향으로 표류하고 지구의 자전 때문에 왼쪽으로 기우는 힘이 작용한다. 난바다에서는 편서풍이 매우 강하여 시계바늘방향으로 표류한다. 겨울이 되면 연안에서 난바다 쪽으로 걸쳐 정착빙이 발달한다. 두께 150cm 정도로서 강설이 있으면 2m가량, 장소에 따라서는 4m에 이르는 곳도 있다. 정착빙은 조건이 좋은 곳에서는 해안에서부터 30km~40km까지 뻗어나가지만 전기압이 오면 난바다 쪽의 정착빙은 유빙이 된다. 경우에 따라서는 깨진 얼음이 서로 겹쳐 두께 10m~20m의 빙구빙이 된다.

해빙의 확장은 해안선의 형태, 바람, 해조류, 해저지형 등에 따라 다르다. 로스 해 서부는 여름에는 비교적 빨리 개수면이 생기며, 때로는 빙붕 가장자리까지 개수면이 된다. 1841년 영국의 J. C. 로스가 ‘에레호스’호와 ‘타라’호로써 로스해를 항해한 것이 그때이다. 또 웨델 해 동부도 개수면이 되기 쉬워 예로부터 많은 배들이 해안까지 접근했으며, 해안의 빙붕 위에는 관측기지가 설치되었다. 반면 웨델해 서부에는 해빙이 집적되어 여름에 항해가 곤란하며, 벨링스하우젠 해와 밸러니제도 남부 및 뤼초홀름만 서부 등은 다년성 해빙이 집적되어 항해하기 곤란한 해역이다.

남극에서 볼 수 있는 빙산은 빙붕 앞쪽 끝이 분리된 평탄한 표면의 탁상 빙산이 많다. 그 중에는 길이가 200km에 가까운 거대한 것도 있다. 빙산은 물속에 깊이 잠겨 있으므로 해류에 의해 운반된다. 그 때문에 바람에 따라 흐르는 유빙과 반대의 움직임을 보이는 경우도 있다. 빙산은 북쪽으로 갈수록 남극환류에 실려 동쪽으로 가다가, 남위 50∼60도를 달리는 남극 수렴선 이북에서 소멸되는 것이 대부분이다. 남극해에 떠있는 빙산은 약 20만개로 추정되지만 북반구에는 4만개 정도이다.

해빙은 순수한 얼음, 액체 상태의 소금물, 공기, 그리고 소금으로 구성된 복합 재료이다. 이러한 성분들의 체적 분율은 해빙의 주요 물리적 특성, 즉 열전도율, 열용량, 잠열, 밀도, 탄성 계수 및 기계적 강도를 결정한다.[16] 소금물의 체적 분율은 해빙의 염분과 온도에 따라 달라지며, 해빙의 염분은 주로 해빙의 나이와 두께에 따라 달라진다. 해빙 성장 기간 동안 해빙의 전체 소금물 체적은 일반적으로 5% 미만이다.[17] 해빙 성장 기간 동안 공기의 체적 분율은 일반적으로 1~2%이지만, 해빙이 따뜻해지면 상당히 증가할 수 있다.[18] 해빙의 공기 체적은 여름에는 최대 15%[19], 가을에는 4%[20]에 이를 수 있다. 소금물과 공기의 체적은 모두 해빙 밀도 값에 영향을 미치는데, 이 값은 첫해 얼음의 경우 일반적으로 840kg/m3~910kg/m3이다. 해빙의 밀도는 레이더와 레이저 위성 고도계를 사용한 해빙 두께 측정에서 상당한 오차의 원인이 되어 0.3m~0.4m의 불확실성을 초래한다.[21]

북극해에서는 해빙 상부를 덮고 있는 눈층이 6월 중순부터 7월 무렵에 녹기 시작한다. 눈이 녹은 물은 수로를 만들면서 모여 빙면에 많은 웅덩이를 만든다(Meltwater pool, '''패들'''). 겨울이 끝날 무렵, 서로 부딪혀 '빙맥'을 이루고 있는 것을 제외하면 1년생 얼음은 표면이 매끄럽고, 초기 패들은 빙상에 생긴 작은 움푹 들어간 곳이나 단순히 반쯤 녹은 물(''설빙'')이 층을 이루어 남은 얕은 것이다. 하지만 여름이 되면 이 초기 구조는 고정되어 움푹 들어간 곳이 깊어진다. 이는 물의 반사율이 15~40%로, 일반적인 얼음의 40~70%와 비교하여 태양 복사를 우선적으로 흡수하기 때문에 주변보다 얼음이 녹기 쉽기 때문이다.

이 패들이 깊어지고 확장됨에 따라, 해빙 가장자리나 균열을 통해 녹은 물이 해수면으로 배출된다. 또한, 얼음이 가장 얇은 지점이나 패들이 가장 깊은 곳에서 녹아 생긴 구멍(''밑 빠진 패들'')을 통해 배출되기도 한다. 밑 빠진 패들이 열릴 때, 녹은 물은 한꺼번에 흘러나온다. 넓게 고정된 얼음처럼 수평한 얼음 위에서는, 빙판 표면의 대부분의 물이 하나의 밑 빠진 패들을 통해 배출될 수 있다. 이러한 구멍은 상공에서 보면 '거대한 거미'(패들이 '몸체'이고, 거기로 흘러드는 녹은 물의 수로가 '다리')처럼 보인다.

빙저도 표면 융해의 영향을 받는다. 패들 바로 아래에서는 얼음이 얇아지고, 일사량 흡수율이 높아지기 때문이다. 이것이 저면 융해를 촉진하고, 얼음 저면은 상부 패들의 분포를 반영하여 지형적인 움푹 들어간 곳이 발달한다. 이와 같이 처음에는 매끄러웠던 1년생 얼음판은 여름이 끝날 무렵에는 상면과 저면 모두 지형적으로 요철이 발달하게 된다. 배출된 녹은 물이 얼음의 움푹 들어간 곳 아래에 모여 녹은 물의 웅덩이를 만들기도 한다. 이 물은 가을에 다시 얼어서, 얼음의 아래쪽 부분은 부분적으로 매끄러워지고, 움푹 들어간 곳이 아니라 혹을 만들기도 한다.

녹은 물의 가장 중요한 역할은 얼음 결정 속에 남아 있던 브라인(농축된 염분수)을 미세한 구멍이나 균열, 수로를 통해 대량으로 방출하는 것이다. 플러싱(flushing)이라고 불리는 이 과정은 가장 효과적이고 급격한 브라인 배출 메커니즘으로, 1년생 얼음에 남아 있던 거의 모든 브라인을 제거한다. 표층 녹은 물의 유체정역학적인 상태가 브라인 제거의 첫 번째 계기가 되지만, 브라인은 얼음 결정 사이의 틈에 저장되어 있던 농축된 염분수이지만, 그 틈은 서로 밀접한 구멍 네트워크를 만들고 있으며, 그것도 플러싱 과정에서 중요하다. 브라인의 양에 따라 해빙의 강도가 결정되기 때문에, 플러싱 메커니즘을 거쳐 2년째 겨울까지 녹지 않고 남은 빙판은 첫 번째 겨울의 빙판보다 강도가 높다.

2. 1. 해빙의 형성 과정

베링 해의 세인트 매슈 섬 근처에서 형성되는 해빙의 위성 이미지


해빙의 일종인 팬케이크 아이스(파도에 의해 빙정이 압축되어 밀집된 해빙). 하나의 크기는 일반적으로 폭 1~3m이다.


해빙은 해수면의 표층이 빙점 이하로 냉각되고, 그 냉각에 의해 상층 수심 100m에서 150m에 있는 밀도약층(밀도가 급격히 증가하는 층)까지 대류가 발생함으로써 형성된다.

잔잔한 해수면 표층에서 형성되는 최초의 얼음(''빙정'')은 지름 0.3cm 이하의 미세한 원반 모양으로, 산발적인 결정들이 수프처럼 표층을 떠다닌다. 각각의 둥근 판상의 입자는 C축(결정의 주축)이 수직이고 수평 방향으로 성장한다. 어느 정도까지 이 원반 모양은 불안정하며, 각 결정은 육각형 별 모양으로 약한 가지를 뻗어 성장한다(침상 결정). 이들 결정도 C축이 수직이다. 수지상의 가지는 매우 부서지기 쉬워 원반형과 수지상 결정이 혼합된 상태가 된다. 수면의 약간의 요동으로 이러한 파편들은 불규칙한 형태의 미세한 결정으로 파괴되어 밀도를 높이면서 표층수를 부유한다. 이것을 ''그리스 아이스''라고 부른다.[7]

잔잔한 상태에서는 결정이 곧바로 동결되어 집합하여 연속적인 얇은 얼음막이 된다. 이 초기 단계의 얼음은 아직 투명하며 ''니라스''라고 불린다. 니라스는 두께에 따라 ''암색 니라스''(두께 5cm 이하로 매우 어두운색)와 ''밝은 니라스''(두께 5cm 초과)로 세분화 될 수 있다. 일단 니라스가 형성되면, 성장 패턴은 완전히 달라지고, 물 분자의 동결이 얼음층의 하부까지 진행된다. 이것을 ''동결 성장''이라고 하는 과정이며, 일년빙이 형성된다. 일년빙은 니라스와 일년생 얼음 사이의 전이 단계이며 두께는 10cm에서 30cm이다. 일년빙은 다시 ''회색 얼음''(두께 10cm에서 15cm), ''회백색 얼음''(두께 15cm에서 30cm)으로 세분화될 수 있다.

거친 바다에서는, 해양이 냉각되어 열이 대기로 빼앗김으로써 새로운 해빙이 형성된다. 해양의 최표층이 빙점보다 약간 낮은 온도까지 과냉각되면 빙정이 형성된다. 빙정이 증가함에 따라 얼음은 해수면의 점성을 증가시켜 그리스 아이스가 된다. 빙정의 형성은 과냉각이 아닌 강설로 시작되는 경우도 있다.

이러한 얼음 입자들은 파도와 바람에 의해 큰 판상으로 밀집되어 지름 수m의 ''팬케이크 얼음''을 형성한다. 이들은 해양 표층을 떠다니면서 서로 충돌하여 가장자리가 말려 올라간다. 그리고 팬케이크 얼음의 판은 압축되어 하나의 얼음 덩어리가 되어 ''동결 밀빙역''을 형성한다.

해빙은 얼음의 형성이나 집합 시 해수에 포함된 염분이 배출되므로, 그 자체는 거의 담수이다. 그 결과 형성되는 고염분, 고밀도의 물('''브라인''')은 해양의 대순환에 중요한 영향을 미치고 있다.

2. 2. 해빙의 종류

해빙은 넓은 의미에서 바닷물이 언 것과 육지의 얼음이 바다에 떠서 빙산(氷山)을 이룬 것을 모두 포함한다.[4] 해빙은 해안선에 부착(또는 얼어붙어) 있는지 여부에 따라 분류할 수 있다. 부착되어 있으면 육계빙 또는 붙은 얼음(fast ice)이라고 한다. 반대로 붙은 얼음과 달리, 떠다니는 얼음(drift ice)은 더 먼 바다의 매우 넓은 지역에서 발생하며, 해류와 바람에 따라 이동할 수 있는 얼음을 포함한다.[4]

과학자들은 해빙의 연령, 즉 발달 단계를 기준으로 해빙을 분류하기도 한다.[5] 이 단계는 다음과 같다.

  • 새 얼음(New ice): 아직 고체 얼음을 이루지 않은, 최근에 얼어붙은 바닷물을 나타내는 일반적인 용어이다.[7] 입상빙(frazil ice), 슬러시(slush), 슈가 등으로 구성될 수 있다. 기름 얼음(grease ice), 팬케이크 얼음(pancake ice)과 같은 용어도 사용된다.
  • 니라스(Nilas): 두께가 최대 10cm인 해빙의 얇은 막을 가리킨다.[5] 파도와 너울에 의해 구부러지지만 부서지지는 않는다. 암색 니라스(dark nilas)와 밝은 니라스(light nilas)로 세분화될 수 있다.
  • 유빙(Young ice): 니라스와 일년생 얼음 사이의 전이 단계이며 두께는 10cm에서 30cm까지 다양하다.[5] 회색 얼음(grey ice)과 회백색 얼음(grey-white ice)으로 세분화될 수 있다. 유빙은 니라스만큼 유연하지 않지만 파도의 작용으로 부서지는 경향이 있다.
  • 일년빙(First-year sea ice): 젊은 얼음보다 두껍지만 1년 이상 성장하지 않은 얼음이다.[5] 두께는 일반적으로 0.3m에서 2m까지 다양하다. 얇은 일년빙(30cm~70cm), 중간 일년빙(70cm~120cm), 두꺼운 일년빙(120cm 초과)으로 나눌 수 있다.
  • 다년빙(Old sea ice): 적어도 한 번 이상의 해빙기를 견뎌낸 해빙이다.[5] 일반적으로 일년빙보다 두껍다. 다년빙의 두께는 보통 2~4m이다. 2년생 빙과 다년생 빙으로 나뉜다. 다년생 빙은 북극에서 남극보다 훨씬 더 흔하다.[5]


해빙의 종류
종류설명특징
붙은 얼음해안선에 부착된 얼음육계빙이라고도 함
떠다니는 얼음해류와 바람에 따라 이동하는 얼음넓은 지역에서 발생
새 얼음최근에 얼어붙은 바닷물입상빙, 슬러시, 슈가 등으로 구성
니라스얇은 막 형태의 해빙암색 니라스, 밝은 니라스로 구분
유빙니라스와 일년생 얼음 사이의 전이 단계회색 얼음, 회백색 얼음으로 구분
일년빙1년 이상 성장하지 않은 얼음얇은 일년빙, 중간 일년빙, 두꺼운 일년빙으로 구분
다년빙한 번 이상의 해빙기를 견뎌낸 얼음2년생 빙, 다년생 빙으로 구분



바핀만의 니라스


1년 얼음(FY), 2년 얼음(SY), 다년 얼음(MY) 및 오래된 얼음의 구분

2. 3. 해빙의 물리적 특성

해빙은 순수한 얼음, 액체 상태의 소금물, 공기, 그리고 소금으로 구성된 복합 재료이다. 이러한 성분들의 체적 분율은 해빙의 주요 물리적 특성, 즉 열전도율, 열용량, 잠열, 밀도, 탄성 계수 및 기계적 강도를 결정한다.[16] 소금물의 체적 분율은 해빙의 염분과 온도에 따라 달라지며, 해빙의 염분은 주로 해빙의 나이와 두께에 따라 달라진다. 해빙 성장 기간 동안 해빙의 전체 소금물 체적은 일반적으로 5% 미만이다.[17] 해빙 성장 기간 동안 공기의 체적 분율은 일반적으로 1~2%이지만, 해빙이 따뜻해지면 상당히 증가할 수 있다.[18] 해빙의 공기 체적은 여름에는 최대 15%[19], 가을에는 4%[20]에 이를 수 있다. 소금물과 공기의 체적은 모두 해빙 밀도 값에 영향을 미치는데, 이 값은 첫해 얼음의 경우 일반적으로 840kg/m³~910kg/m³이다. 해빙의 밀도는 레이더와 레이저 위성 고도계를 사용한 해빙 두께 측정에서 상당한 오차의 원인이 되어 0.3m~0.4m의 불확실성을 초래한다.[21]

해빙은 해수면의 표층이 빙점 이하로 냉각되고, 그 냉각에 의해 상층에서 수심 100m~150m에 있는 밀도약층(밀도가 급격히 증가하는 층)까지 대류가 발생함으로써 형성된다.

잔잔한 해수면 표층에서 형성되는 최초의 얼음(''빙정'')은 지름 2mm~3mm 이하의 미세한 원반 모양으로, 산발적인 결정들이 수프처럼 표층을 떠다닌다. 각각의 둥근 판상의 입자는 C축(결정의 주축)이 수직이고 수평 방향으로 성장한다. 어느 정도까지 이 원반 모양은 불안정하며, 각 결정은 육각형 별 모양으로 약한 가지를 뻗어 성장한다(침상 결정). 이들 결정도 C축이 수직이다. 수지상의 가지는 매우 부서지기 쉬워 원반형과 수지상 결정이 혼합된 상태가 된다. 수면의 약간의 요동으로 이러한 파편들은 불규칙한 형태의 미세한 결정으로 파괴되어 밀도를 높이면서 표층수를 부유한다. 이것을 '그리스 아이스'라고 부른다.

:잔잔한 상태에서는 결정이 곧바로 동결되어 집합하여 연속적인 얇은 얼음막이 된다. 이 초기 단계의 얼음은 아직 투명하며 '니라스'라고 불린다. 두께가 수cm까지는 투명하지만('어두운 니라스'), 성장하여 두꺼워짐에 따라 니라스는 회색으로, 더욱 하얗게 변해 간다('밝은 니라스'). 일단 니라스가 형성되면, 성장 패턴은 완전히 달라지고, 물 분자의 동결이 얼음층의 하부까지 진행된다. 이것을 '동결 성장'이라고 하는 과정이며, '일년빙'이 형성되고, 한겨울에 1.5m~2m까지 성장한다('판상 연빙').

거친 바다에서는, 해양이 냉각되어 열이 대기로 빼앗김으로써 새로운 해빙이 형성된다. 해양의 최표층이 빙점보다 약간 낮은 온도까지 과냉각되면 빙정이 형성된다. 빙정이 증가함에 따라 얼음은 해수면의 점성을 증가시켜 그리스 아이스가 된다. 빙정의 형성은 과냉각이 아닌 강설로 시작되는 경우도 있다.

이러한 얼음 입자들은 파도와 바람에 의해 큰 판상으로 밀집되어 지름 수m의 ''팬케이크 아이스''를 형성한다. 이들은 해양 표층을 떠다니면서 서로 충돌하여 가장자리가 말려 올라간다. 그리고 팬케이크 아이스의 판은 압축되어 하나의 얼음 덩어리가 되어 '동결 밀빙역'을 형성한다.

해빙은 얼음의 형성이나 집합 시 해수에 포함된 염분이 배출되므로, 그 자체는 거의 담수이다. 그 결과 형성되는 고염분, 고밀도의 물(''브라인'')은 해양의 대순환에 중요한 영향을 미치고 있다.

북극해에서는 해빙 상부를 덮고 있는 눈층이 6월 중순부터 7월 무렵에 녹기 시작한다. 눈이 녹은 물은 수로를 만들면서 모여 빙면에 많은 웅덩이를 만든다(Meltwater pool, '''패들'''(puddle)). 겨울이 끝날 무렵, 서로 부딪혀 '빙맥'을 이루고 있는 것을 제외하면 1년생 얼음은 표면이 매끄럽고, 초기 패들은 빙상에 생긴 작은 움푹 들어간 곳이나 단순히 반쯤 녹은 물(''설빙'')이 층을 이루어 남은 얕은 것이다. 하지만 여름이 되면 이 초기 구조는 고정되어 움푹 들어간 곳이 깊어진다. 이는 물의 반사율이 15~40%로, 일반적인 아무것도 없는 얼음(''벌거벗은 얼음'')의 40~70%와 비교하여 태양 복사를 우선적으로 흡수하기 때문에 주변보다 얼음이 녹기 쉽기 때문이다.

이 패들이 깊어지고 확장됨에 따라, 해빙 가장자리나 균열을 통해 녹은 물이 해수면으로 배출된다. 또한, 얼음이 가장 얇은 지점이나 패들이 가장 깊은 곳에서 녹아 생긴 구멍(''밑 빠진 패들''(thaw holes))을 통해 배출되기도 한다. 밑 빠진 패들이 열릴 때, 녹은 물은 한꺼번에 흘러나온다. 넓게 고정된 얼음처럼 수평한 얼음 위에서는, 빙판 표면의 대부분의 물이 하나의 밑 빠진 패들을 통해 배출될 수 있다. 이러한 구멍은 상공에서 보면 '거대한 거미'(패들이 '몸체'이고, 거기로 흘러드는 녹은 물의 수로가 '다리')처럼 보인다.

빙저도 표면 융해의 영향을 받는다. 패들 바로 아래에서는 얼음이 얇아지고, 일사량 흡수율이 높아지기 때문이다. 이것이 저면 융해를 촉진하고, 얼음 저면은 상부 패들의 분포를 반영하여 지형적인 움푹 들어간 곳이 발달한다. 이와 같이 처음에는 매끄러웠던 1년생 얼음판은 여름이 끝날 무렵에는 상면과 저면 모두 지형적으로 요철이 발달하게 된다. 배출된 녹은 물이 얼음의 움푹 들어간 곳 아래에 모여 녹은 물의 웅덩이를 만들기도 한다. 이 물은 가을에 다시 얼어서, 얼음의 아래쪽 부분은 부분적으로 매끄러워지고, 움푹 들어간 곳이 아니라 혹을 만들기도 한다.

녹은 물의 가장 중요한 역할은 얼음 결정 속에 남아 있던 브라인(농축된 염분수)을 미세한 구멍이나 균열, 수로를 통해 대량으로 방출하는 것이다.

플러싱(flushing)이라고 불리는 이 과정은 가장 효과적이고 급격한 브라인 배출 메커니즘으로, 1년생 얼음에 남아 있던 거의 모든 브라인을 제거한다.

표층 녹은 물의 유체정역학적인 상태가 브라인 제거의 첫 번째 계기가 되지만, 브라인은 얼음 결정 사이의 틈에 저장되어 있던 농축된 염분수이지만, 그 틈은 서로 밀접한 구멍 네트워크를 만들고 있으며, 그것도 플러싱 과정에서 중요하다. 브라인의 양에 따라 해빙의 강도가 결정되기 때문에, 플러싱 메커니즘을 거쳐 2년째 겨울까지 녹지 않고 남은 빙판은 첫 번째 겨울의 빙판보다 강도가 높다.

3. 해빙의 역학 및 변형



해빙은 단순히 성장하고 녹는 것이 아니라, 바람, 해류, 수온, 기온 등의 복합적인 작용으로 인해 역동적으로 변형된다. 해빙은 표류 여부와 나이에 따라 분류된다.

붙은 얼음은 해안선이나 해저에 부착되어 안정적이지만, 떠다니는 얼음(또는 군집 얼음)은 복잡한 변형 과정을 거친다. 바람이 주요 원동력이며, 해류도 그 역할을 한다.[1][5] 코리올리 힘과 해빙 표면의 기울기도 영향을 미친다.[5] 이러한 힘들은 떠다니는 얼음 지역 내에 응력 상태를 유발한다. 얼음 조각들이 서로 가까워지면서 밀리면 압축 상태가, 멀어지면서 당겨지면 장력 상태가 발생한다. 두 조각이 접촉한 채 옆으로 떠다니면 전단 상태가 발생한다.

3. 1. 변형의 유형

해빙은 단순히 성장하고 녹는 것이 아니라, 수명 동안 매우 역동적인 변화를 겪는다. 바람, 해류, 수온 및 기온 변동의 복합적인 작용으로 인해 해빙 면적은 일반적으로 상당한 변형을 겪는다. 해빙 변형은 해빙 조각들이 서로 밀리면서 상호 작용하여 발생하며, 다음과 같은 세 가지 유형의 특징을 나타낸다.[6][8]

  • 겹쳐진 얼음(Rafted ice): 한 조각이 다른 조각을 덮는 형태이다.
  • 압력 능선(Pressure ridges): 부서진 얼음이 아래로(용골) 그리고 위로(돛) 밀려 올라간 형태이다.
  • 구릉(Hummock): 부서진 얼음이 언덕처럼 쌓여 고르지 않은 표면을 형성하는 형태이다.

전단 능선(shear ridge)은 전단력 하에서 형성된 압력 능선으로, 압축에 의해서만 유도된 능선보다 더 직선적인 경향이 있다.[8] 새로운 능선(new ridge)은 최근에 형성된 특징으로, 날카로운 능선을 가지고 있으며, 측면의 경사각이 40도를 초과한다. 반대로, 풍화된 능선(weathered ridge)은 둥근 능선을 가지고 있으며, 측면의 경사각이 40도 미만이다.[8]
스투무카(Stamukhi)는 또 다른 유형의 쌓임 현상이지만, 이것은 지면에 고정되어 있기 때문에 상대적으로 정지해 있다. 이것은 정착빙과 표류하는 해빙 사이의 상호 작용으로 인해 발생한다.
평평한 얼음(Level ice)은 변형의 영향을 받지 않은, 따라서 비교적 평평한 해빙이다.[8]

4. 극지방 해빙의 현황 및 변화

해빙은 단순히 성장하고 녹는 것이 아니라, 수명 동안 매우 역동적으로 변한다. 바람, 해류, 수온, 기온 등의 복합적인 작용으로 인해 해빙 면적은 일반적으로 상당한 변형을 겪으며, 표류 여부와 나이에 따라 분류된다.

해빙은 지구의 양극 해역에서 생성되며, 겨울에 면적이 확대되고 봄부터 가을 초까지 녹으면서 분포 지역은 후퇴한다. 매년 북반구에서는 3월에 최대, 9월에 최소가 되며, 남반구에서는 그 반대이다.

1979년~2003년 양극의 연간 주기를 보여주는 그래프. 파란색은 북반구, 검은색은 남반구.


발트해, 오호츠크해, 세인트로렌스 만, 허드슨 만, 베링 해 등에서도 해빙을 볼 수 있다. 이러한 해빙은 일년빙이며, 겨울부터 봄에만 볼 수 있다.

4. 1. 남극 해빙

남극대륙 주변의 해빙은 예로부터 많은 항해자들의 접근을 막았다. 해빙 면적은 여름이 끝나는 2월경에는 350만km2~450만km2로 줄어들지만, 계절이 바뀜에 따라 난바다 쪽으로 확장되어 최대 면적인 9∼10월에는 1800만km2~2000만km2가 된다. 여기에다 남극의 빙상과 빙붕 약 1360만km2를 더하면 설빙 면적은 3200만km2~3400만km2가 되므로 지구 냉원역(冷源域)으로서의 효과는 매우 크다. 반면 북극의 해빙은 겨울철에는 약 1800만km2, 여름철에는 약 900만km2이다. 넓은 의미의 해빙은 바닷물이 언 것과 육지의 얼음이 바다에 떠서 빙산(氷山)을 이룬 것을 말한다.

남극대륙 연안 가까이에서는 동쪽에서 서쪽으로 부는 바람 때문에 해빙·빙산도 시계 반대 방향으로 표류하고 지구의 자전 때문에 왼쪽으로 기우는 힘이 작용한다. 난바다에서는 편서풍이 매우 강하여 시계 방향으로 표류한다. 겨울이 되면 연안에서 난바다 쪽으로 걸쳐 정착빙(定着氷)이 발달한다. 두께는 150cm 정도이며 눈이 많이 오면 2m가량, 장소에 따라서는 4m에 이르는 곳도 있다. 정착빙은 조건이 좋은 곳에서는 해안에서부터 30∼40km까지 뻗어 나가지만 전기압이 오면 난바다 쪽의 정착빙은 유빙(流氷)이 된다. 경우에 따라서는 깨진 얼음이 서로 겹쳐 두께 10m∼20m의 빙구빙(氷丘氷)이 되기도 한다.

해빙의 확장은 해안선의 형태, 바람, 해조류(海藻類), 해저 지형 등에 따라 다르다. 로스해 서부는 여름에는 비교적 빨리 물이 얼지 않은 부분이 생기며, 때로는 빙붕 가장자리까지 얼음이 없는 부분이 생기기도 한다. 1841년 영국의 J. C. 로스가 ‘에레호스’호와 ‘타라’호로써 로스해를 항해한 것이 그때이다. 웨델해 동부도 얼음이 얼지 않은 부분이 생기기 쉬워 예로부터 많은 배들이 해안까지 접근했으며, 해안의 빙붕 위에는 관측 기지가 설치되었다. 반면 웨델해 서부에는 해빙이 많이 모여 여름에도 항해가 어렵고, 벨링스하우젠해와 밸러니 제도 남부 및 뤼초홀름만 서부 등은 다년생(多年生) 해빙이 많이 모여 항해하기 어려운 해역이다.

남극에서 볼 수 있는 빙산은 빙붕 앞쪽 끝이 분리된 평탄한 표면의 탁상 빙산(卓狀氷山)이 많다. 그중에는 길이가 200km에 가까운 거대한 것도 있다. 빙산은 물속에 깊이 잠겨 있으므로 해류에 의해 운반된다. 그 때문에 바람에 따라 흐르는 유빙과 반대의 움직임을 보이는 경우도 있다. 빙산은 북쪽으로 갈수록 남극 환류에 실려 동쪽으로 가다가, 남위 50∼60도를 지나는 남극 수렴선 북쪽에서 대부분 소멸된다. 남극해에 떠 있는 빙산은 약 20만 개로 추정되지만 북반구에는 4만 개 정도이다.

남극 해빙 범위는 1979년에 시작된 위성 관측 기간 동안 점진적으로 증가하다가 2016년 남반구 봄에 급격히 감소했다. 해빙은 지구의 양극 해역에서 생성되며, 겨울에 면적이 확대되고, 봄부터 가을 초까지 녹으면서 분포 지역은 줄어든다. 남반구에서는 9월에 최대, 2월에 최소가 된다. 전 세계 해빙의 대부분은 남극 주변 해역에서 형성되지만, 남극의 해빙은 계절에 따라 변화가 커서 여름에는 매우 적고, 겨울에는 크게 확대되어 남극 주변을 거의 완전히 덮어 버린다. 따라서 대부분의 남극 해빙은 두께 1m 정도의 얇은 ''일년빙''이다. 이와 같이 겨울철 양극의 해빙량은 비슷하지만, 여름철 해빙량은 환경의 차이에 따라 달라지며, 기온뿐만 아니라 햇빛이 비치는 시간, 해류, 바람의 영향을 받기 쉽다. 혹한의 남극점은 대륙 위에 있으며, 해빙은 그 대륙의 가장자리에 분포하기 때문에 해빙은 남극해를 순환하고 있다.

4. 2. 북극 해빙

해빙 상황의 변화는 시간에 따른 융해 속도로 가장 잘 나타난다. 북극 빙하에 대한 종합 기록은 빙판의 후퇴가 1900년경에 시작되어 지난 50년 동안 더 빠른 융해를 경험했음을 보여준다.[22] 해빙에 대한 위성 연구는 1979년에 시작되어 해빙의 장기적인 변화를 측정하는 훨씬 더 신뢰할 수 있는 방법이 되었다. 장기 기록과 비교했을 때, 2007년 9월 극지방의 해빙 범위는 1950년대~1970년대에 추정되었던 질량의 절반에 불과했다.[23]

북극 해빙 범위는 2012년 9월 역대 최저치를 기록했는데, 당시 해빙은 북극해의 24%만을 덮고 있었으며, 2007년 29%의 이전 최저치를 상쇄했다. 최초의 "빙 없는" 북극 여름이 언제 발생할 수 있을지에 대한 예측은 다양하다.

남극 해빙 범위는 1979년에 시작된 위성 관측 기간 동안 점진적으로 증가하다가 2016년 남반구 봄에 급격히 감소했다.

전 세계 해빙의 대부분은 북극해와 남극 주변 해역에서 형성되지만, 남극의 해빙은 매우 계절적이어서 남부에서도 여름에는 매우 적고, 겨울에는 크게 확대되어 남극 주변을 거의 완전히 덮어 버린다. 따라서 대부분의 남극 해빙은 두께 1m 정도의 얇은 ''일년빙''이다. 북극해의 경우 남극과는 완전히 다르게(남극이 바다에 둘러싸여 있는 것과 반대로) 육지에 둘러싸여 있기 때문에 계절적 변화는 훨씬 작다. 따라서 북극의 해빙의 대부분은 더 두꺼운 ''다년빙''이며, 많은 곳에서 두께가 3~4m이고, 어떤 곳에서는 20m에 달한다. 그러나 최근에는 8~9월을 중심으로 해빙 면적이 급격히 감소함에 따라 다년빙의 면적도 급감하고 두께도 얇아지고 있다.

해빙의 분포는 1970년대 후반부터 위성 시대가 도래하면서 위성 시서트(1977), 님버스 7(1978)의 다중 채널 마이크로파 방사계(SMMR: Scanning Multichannel Microwave Radiometer) 탐사를 이용하여 신뢰할 수 있는 측정이 가능해졌다. 정확하고 빈번한 마이크로파 측정은 미국 DMSP 위성 F8의 특수 마이크로파 영상 센서(SSMI: Special Sensor Microwave Imager) 발사로 더욱 촉진되었다.

1979년 이후의 경향은 북극에서는 10년에 -2.5±0.9% 감소, 남극에서는 4.2±5.6% 증가하고 있다. 1948년부터 1999년까지 52년간에 대한 모델 연구 결과(Rothrock and Zhang, 2005), 북극해의 해빙량(체적)이 10년에 -3%로 통계적으로 중요한 감소 추세를 보이는 것이 발견되었고, 해빙 감소에 대한 풍력과 온도 효과의 요인은 기본적으로 모두 기온 상승이 원인임이 밝혀졌다.

5. 해빙과 기후 변화

해빙은 극지방 기후와 해양 환경에 큰 영향을 미치는 중요한 요소이다. 해빙은 태양 복사를 반사하고 해양 열 손실을 줄여 극지방 온도를 낮게 유지하는 역할을 한다. 또한 해빙의 형성과 융해는 해수의 순환과 염분 분포에 영향을 미쳐 지구 전체의 기후 시스템에 영향을 준다.

연간 동결 및 용융 주기는 태양 일사량과 해양 및 대기 온도의 연간 주기 및 이 연간 주기의 변동성에 의해 결정된다. 북극에서는 9월의 최소값에서 3월 또는 때로는 2월의 최대값까지 겨울 동안 해빙으로 덮인 해양 면적이 증가한 후 여름에 녹는다. 계절이 반대인 남극에서는 연간 최소값이 일반적으로 2월에, 연간 최대값이 9월 또는 10월에 나타난다. 빙붕의 분리 전면에 인접한 해빙의 존재는 빙하 흐름과 남극 대륙 빙상의 안정성에 영향을 미치는 것으로 나타났다.[13][14]

성장률과 용융률은 얼음 자체의 상태에도 영향을 받는다. 성장하는 동안 동결로 인한 얼음 두께 증가(역학적 요인이 아닌)는 두께 자체에 따라 달라지므로 얼음이 두꺼워짐에 따라 얼음 성장 속도가 느려진다.[5] 마찬가지로 용융하는 동안 더 얇은 해빙은 더 빨리 녹는다. 이로 인해 다년생 얼음과 1년생 얼음 사이에 다른 거동이 나타난다.

극좌표계 그림 방법을 사용한 시간에 따른 북극 해빙량(시간은 시계 반대 방향으로 진행되며, 한 주기는 1년임)


플러싱(flushing)이라고 불리는 과정은 가장 효과적이고 급격한 브라인 배출 메커니즘으로, 1년생 얼음에 남아 있던 거의 모든 브라인을 제거한다. 표층 녹은 물의 유체정역학적인 상태가 브라인 제거의 첫 번째 계기가 되지만, 브라인은 얼음 결정 사이의 틈에 저장되어 있던 농축된 염분수이지만, 그 틈은 서로 밀접한 구멍 네트워크를 만들고 있으며, 그것도 플러싱 과정에서 중요하다. 브라인의 양에 따라 해빙의 강도가 결정되기 때문에, 플러싱 메커니즘을 거쳐 2년째 겨울까지 녹지 않고 남은 빙판은 첫 번째 겨울의 빙판보다 강도가 높다.

5. 1. 얼음-알베도 피드백 (Ice-albedo feedback)

해빙은 북극곰을 비롯한 다양한 극지방 종에게 서식지를 제공하며, 특히 지구 온난화로 인해 빙하가 녹으면서 서식 환경이 위협받는 상황에서 더욱 중요해진다.[24] 해빙은 넓은 면적에 걸쳐 차가운 환경을 유지함으로써 극지방 기후를 시원하게 하는 데 기여한다. 해빙과 지구 온난화의 관계는 순환적인데, 빙하는 시원한 기후를 유지하는 데 도움을 주지만 지구 온도가 상승하면 빙하가 녹아 기후를 차갑게 유지하는 효과가 감소한다.

빙하의 밝고 반짝이는 표면(알베도)은 태양광을 우주로 반사하여 극지방 온도를 낮추는 역할을 한다. 해빙이 녹으면 반사 면적이 줄어들어 지구가 더 많은 태양열을 흡수하게 된다. 이는 다시 빙하를 더 많이 녹게 하여 알베도를 더욱 낮추는 악순환으로 이어진다.[24] 빙산의 크기는 계절에 따라 변하지만, 지구 온도가 조금만 변해도 해빙의 양에 큰 영향을 미칠 수 있다. 반사 표면이 줄어들면서 빙하 감소와 온도 상승의 악순환이 발생하며, 결과적으로 극지방은 지구상에서 기후 변화에 가장 취약한 지역이 된다.[5]

빙하가 녹으면서 액체 상태의 물이 표면의 함몰 지점에 모여 점점 깊어지고, 이렇게 해서 북극에 녹은 물웅덩이가 형성된다. 이 담수 웅덩이는 빙하가 갈라져 아래와 주변의 짠 바닷물과 합쳐질 때까지 밑의 짠 바닷물과 분리되어 있다.


북극해에서는 6월 중순에서 7월경 해빙 표면의 눈층이 녹기 시작한다. 녹은 눈은 수로를 형성하며 빙면에 여러 웅덩이(Meltwater pool, '''패들'''(puddle))를 만든다. 겨울이 끝날 무렵, 1년생 얼음은 표면이 매끄럽고(서로 부딪혀 '빙맥'을 이루는 경우는 제외) 초기 패들은 빙상에 생긴 작은 함몰이나 반쯤 녹은 물(''설빙'')이 층을 이룬 얕은 웅덩이 형태이다. 그러나 여름이 되면 이 구조는 고정되고 함몰은 더 깊어진다. 물의 반사율(15~40%)이 얼음의 반사율(40~70%)보다 낮아 태양 복사를 더 많이 흡수하기 때문에 주변보다 얼음이 더 쉽게 녹기 때문이다.

패들이 깊어지고 넓어지면서 녹은 물은 해빙 가장자리나 균열을 통해 해수면으로 배출된다. 얼음이 가장 얇거나 패들이 가장 깊은 곳에서 녹아 생긴 구멍(''밑 빠진 패들''(thaw holes))을 통해서도 배출된다. 밑 빠진 패들이 열리면 녹은 물이 한꺼번에 흘러나온다. 넓고 평평한 얼음 위에서는 빙판 표면의 물 대부분이 하나의 밑 빠진 패들을 통해 배출될 수 있다. 이러한 구멍은 상공에서 보면 ''거대한 거미''(패들이 ''몸체'', 거기로 흘러드는 녹은 물의 수로가 ''다리'')처럼 보인다.

얼음 밑면도 표면 융해의 영향을 받는다. 패들 바로 아래는 얼음이 얇아지고 일사량 흡수율이 높아져 밑면 융해가 촉진된다. 얼음 밑면은 상부 패들의 분포를 반영하여 지형적인 함몰이 발달한다. 이처럼 처음에는 매끄러웠던 1년생 얼음판은 여름이 끝날 무렵 상면과 저면 모두 지형적으로 요철이 발달하게 된다. 배출된 녹은 물이 얼음 밑면의 함몰된 곳에 모여 웅덩이를 만들기도 한다. 이 물은 가을에 다시 얼면서 얼음 아랫부분을 부분적으로 매끄럽게 만들고, 함몰된 곳이 아닌 혹을 만들기도 한다.

5. 2. 해양 순환에 미치는 영향

해빙은 해수의 이동에 영향을 미친다. 결빙 과정에서 해수 염분 대부분은 얼음 결정체에서 밀려나지만, 일부는 얼음 속에 남아있다. 이 염분은 해빙 아래에 갇히게 되어 빙산 아래 물의 염분 농도를 높인다. 이러한 염분 농도는 염분이 많은 물의 밀도에 영향을 미치고, 차갑고 밀도가 높은 물은 해저로 가라앉는다. 이 차가운 물은 해저를 따라 적도 방향으로 이동하고, 해수면의 따뜻한 물은 극지방으로 이동한다. 이것은 "컨베이어 벨트 운동"이라고 하며 정기적으로 발생하는 과정이다.[5]

해빙 형성 과정 또한 고밀도(고염분)의 심층수를 형성한다는 측면에서 중요하다. 해빙 시 해수에 포함된 염분을 배출(브라인(brine) 배출)하므로, 주변 해수의 염분이 증가하고 밀도가 높아져 남극저층수와 같은 고밀도 수괴를 형성한다. 이 고밀도 수 형성은 열염순환을 유지하는 역할을 하기 때문에, 이 과정에 대한 정확한 이해는 기후 모델을 더욱 복잡하게 만든다.

북극해에는 그린란드 해의 오덴 빙설(Odden ice tongue)이라 불리는, 주로 납작한 얼음이 형성되는 해역이 있다. 오덴(노르웨이어로 곶)은 겨울에 동그린란드 해빙 가장자리로부터 북위 72~74° 부근에서 동쪽으로 성장한다. 이는 북극해에서 흘러나오는 매우 차가운 얀마옌 해류가 존재하기 때문이다. 얀마옌 해류는 동그린란드 해류의 일부가 이 위도에서 동쪽으로 방향을 바꾼 해류이다. 전년도에 남아 있던 얼음이 바람에 실려 남쪽으로 이동하고, 거친 해역의 차가운 개방 수면(해수면이 드러난 부분)에서 새로운 납작한 얼음이 형성된다. 이때 배출되는 해수의 염분으로 표층수의 밀도가 더욱 높아져 침강이 발생하는데, 그 깊이는 때때로 2,500m 또는 그 이상에 달하기도 한다. 이 현상은 겨울철 혼합이 일어나는 해양의 제한된 지역에서 발생하며, 열염순환으로 알려진 표층과 심층의 세계적인 해류 시스템을 구동한다.

5. 3. 해수면 상승

해빙은 극지역 해양의 열 균형에 중요한 영향을 미친다. 해빙은 따뜻한 해수를 차가운 대기로부터 차단하여 해양으로부터의 열 손실을 줄이는 역할을 한다. 특히 눈으로 덮이면 알베도가 높아져(약 80%) 태양 복사 에너지 흡수량에 영향을 준다.

해빙 형성 과정은 고밀도(고염분)의 심층수를 형성한다는 측면에서도 중요하다. 해빙 시 해수에 포함된 염분을 배출(브라인(brine) 배출)하므로, 주변 해수의 염분이 증가하고 밀도가 높아져 침강하여, 남극저층수와 같은 고밀도 수괴를 형성한다. 이 고밀도수 형성은 열염순환을 유지하는 역할을 하기 때문에, 이 과정에 대한 정확한 이해는 기후 모델을 더욱 복잡하게 만든다.

북극해에는 그린란드 해의 오덴 빙설(Odden ice tongue)이라 불리는, 주로 납작한 얼음이 형성되는 해역이 있다. 오덴(노르웨이어로 곶)은 겨울에 동그린란드 해빙 가장자리로부터 북위 72~74° 부근에서 동쪽으로 성장한다. 이는 북극해에서 흘러나오는 매우 차가운 얀마옌 해류가 존재하기 때문이다. 얀마옌 해류는 동그린란드 해류의 일부가 이 위도에서 동쪽으로 방향을 바꾼 해류이다. 전년도에 남아 있던 얼음이 바람에 실려 남쪽으로 이동하고, 거친 해역의 차가운 개방 수면(해수면이 드러난 부분)에서 새로운 납작한 얼음이 형성된다. 이때 배출되는 해수의 염분으로 표층수의 밀도가 더욱 높아져 침강이 발생하는데, 그 깊이는 때때로 2,500m 또는 그 이상에 달하기도 한다. 이 현상은 겨울철에 혼합이 일어나는 해양의 제한된 지역에서 발생하며, 열염순환으로 알려진 표층과 심층의 세계적인 해류 시스템을 구동한다.

6. 해빙과 극지방 생태계

바닷물이 얼면서 생성되는 해빙은 지구 생물권의 일부이다. 해빙은 소금물이 채워진 통로로 가득 차 있으며, 박테리아, 조류, 요각류, 환형동물과 같은 빙하 생물을 지탱한다.[25] 이들은 다시 크릴과 남극빙어와 같은 특수 어류의 먹이가 되고, 이들은 다시 황제펭귄과 밍크고래와 같은 더 큰 동물들의 먹이가 된다.[25]

남극대륙 주변의 해빙은 많은 항해자의 접근을 막았으며, 면적은 계절에 따라 크게 변한다. 여름철에는 350만~450만로 축소되지만, 겨울철에는 1800만~2000만까지 확장된다. 북극의 해빙은 겨울철에는 약 1800만, 여름철에는 약 900만이다. 넓은 의미의 해빙은 바닷물이 언 것과 육지의 얼음이 바다에 떠서 빙산을 이룬 것을 말한다.

해빙은 바람, 해류, 해저 지형 등에 영향을 받는다. 로스해 서부와 웨들해 동부는 비교적 빨리 개수면이 생기는 반면, 웨델해 서부, 벨링스하우젠해 등은 다년성 해빙이 집적되어 항해가 어렵다. 남극에서 볼 수 있는 빙산은 대부분 탁상빙산이며, 그중에는 길이가 200km에 가까운 거대한 것도 있다. 빙산은 해류에 의해 이동하며, 남극수렴선 이북에서 소멸되는 것이 대부분이다. 남극해에는 약 20만 개의 빙산이 떠 있는 것으로 추정되지만, 북반구에는 4만 개 정도이다.

6. 1. 해빙 감소의 영향

해빙은 극지방 기후를 시원하게 유지하는 데 중요한 역할을 한다. 해빙의 밝은 표면은 태양광을 반사하여 지구 온도를 낮추는 역할을 한다. 하지만 지구 온난화로 인해 해빙이 감소하면 반사면이 줄어들어 지구가 더 많은 열을 흡수하게 되고, 이는 다시 해빙 감소를 가속화하는 악순환을 일으킨다.[24] 결과적으로 극지방은 기후 변화에 가장 취약한 지역 중 하나가 된다.[5]

해빙은 해류의 순환에도 영향을 미친다. 해빙이 얼 때 염분은 대부분 얼음 결정에서 밀려나 해빙 아래 물의 염분 농도를 높인다. 이 염분 농도가 높은 물은 밀도가 높아져 해저로 가라앉고, 적도 방향으로 이동한다. 이 과정은 컨베이어 벨트 운동이라고 불리며, 해수면의 따뜻한 물을 극지방으로 이동시켜 지구의 열 순환에 기여한다.[5]

해빙은 빙하 생물을 지탱하는 중요한 서식지 역할을 한다. 해빙 속에는 박테리아, 조류, 요각류, 환형동물 등이 서식하며, 이들은 크릴, 남극빙어와 같은 어류의 먹이가 된다. 이 어류는 다시 황제펭귄, 밍크고래와 같은 더 큰 동물들의 먹이가 된다.[25]

계절적 해빙 감소는 얼룩물범, 북극곰과 같은 북극 종의 생존을 위협한다.[26][27][28]

북극해에서는 해빙 위의 눈이 녹으면서 패들이라고 불리는 웅덩이가 만들어진다. 이 웅덩이는 태양 복사를 더 많이 흡수하여 해빙을 녹이는 데 영향을 준다. 녹은 물은 해빙 가장자리나 균열, 또는 밑 빠진 패들이라고 불리는 구멍을 통해 배출된다.

해빙이 녹는 과정에서 플러싱(flushing)이라는 현상이 발생한다. 플러싱은 얼음 결정 속에 남아 있던 브라인(농축된 염분수)이 미세한 구멍이나 균열, 수로를 통해 대량으로 방출되는 현상이다. 이 과정은 해빙의 강도에 영향을 미치며, 2년째 겨울까지 녹지 않고 남은 빙판은 첫 번째 겨울의 빙판보다 강도가 높다.

7. 해빙 관련 용어

남극 대륙 주변의 해빙은 예로부터 많은 항해자의 접근을 막았다. 넓은 의미의 해빙은 바닷물이 언 것과 육지의 얼음이 바다에 떠서 빙산을 이룬 것을 말한다.[7] 해빙 면적은 여름이 끝나는 2월경에는 350만∼450만km2로 축소되지만, 계절이 바뀜에 따라 난바다쪽으로 확장되어 최성기(最盛期)인 9∼10월에는 1,800만∼2,000만km2가 된다.

해빙의 확장은 해안선의 형태, 바람, 해조류, 해저지형 등에 지배되어 장소에 따라 다르다. 겨울이 되면 연안에서 난바다 쪽으로 걸쳐 정착빙이 발달한다. 두께는 150cm 정도이며 강설이 있으면 2m가량, 장소에 따라서는 4m에 이르는 곳도 있다. 정착빙은 조건이 좋은 곳에서는 해안에서부터 30∼40km까지 뻗어나가지만 전기압이 오면 난바다 쪽의 정착빙은 유빙이 된다. 경우에 따라서는 깨진 얼음이 서로 겹쳐 두께 10∼20m의 빙구빙이 된다.

다음은 해빙 관련 용어들이다.


  • '''정착빙''': 해안선이나 얕은 바다, 좌초된 빙산 사이에 얼어붙어 있는 해빙
  • '''유빙''': 넓은 바다에서 해류와 바람에 따라 이동하는 해빙
  • '''빙산''': 육지의 얼음이 바다에 떠다니는 것
  • '''빙구빙''': 깨진 얼음이 서로 겹쳐져 두꺼워진 해빙
  • '''니라스''': 두께가 최대 10cm인 얇은 막 형태의 해빙으로, 파도와 너울에 의해 구부러지지만 부서지지 않는다.
  • '''암색 니라스''': 두께가 최대 5cm이며 매우 어두운 색을 띤다.
  • '''밝은 니라스''': 두께가 5cm를 초과하며 색이 더 밝다.
  • '''유빙''': 니라스와 일년생 얼음 사이의 전이 단계의 해빙으로, 두께는 10cm에서 30cm이다.
  • '''회색 얼음''': 두께가 10cm에서 15cm이다.
  • '''회백색 얼음''': 두께가 15cm에서 30cm이다.
  • '''일년빙''': 젊은 얼음보다 두껍지만 1년 이상 성장하지 않은 얼음
  • '''신빙''': 아직 고체 얼음을 이루지 않은, 최근에 얼어붙은 바닷물을 나타내는 일반적인 용어
  • '''입상빙''': 물에 떠 있는 얼음 조각
  • '''슬러시''': 물에 포화된 눈
  • '''슈가''': 몇 센티미터 크기의 스펀지 같은 흰색 얼음 덩어리
  • '''기름 얼음''': 바람과 파도의 작용으로 얼음 결정이 축적되는 현상
  • '''팬케이크 얼음''': 바람과 파도의 작용으로 얼음 결정이 축적되는 현상
  • '''해빙 틈''': 해빙 내부에서 기온이 영하인 상태에서 나타나는 열린 물 지역으로, 폭이 수 미터에서 수 킬로미터까지 다양하다.
  • '''폴리냐''': 해빙 틈보다 크고 균일한 열린 물 지역
  • '''브라인''': 해빙이 얼음의 형성이나 집합 시 해수에 포함된 염분이 배출되면서 형성되는 고염분, 고밀도의 물

7. 1. 해빙의 종류 및 특징

해빙은 넓은 의미로 바닷물이 언 것과 육지의 얼음이 바다에 떠서 빙산을 이룬 것을 모두 포함한다. 해빙은 단순히 얼었다 녹는 것이 아니라, 수명 동안 바람, 해류, 수온, 기온 등의 영향을 받아 역동적으로 변한다.

해빙은 표류 여부와 나이에 따라 분류할 수 있다. 우선, 해안선이나 얕은 바다, 좌초된 빙산 사이에 얼어붙어 있는지 여부에 따라 정착빙(붙은 얼음)과 부빙(떠다니는 얼음)으로 나뉜다. 정착빙은 육지에 고정되어 있지만, 부빙은 넓은 바다에서 해류와 바람에 따라 이동한다.

해빙의 발달 단계(나이)에 따른 분류는 다음과 같다.

  • '''신빙(New ice):''' 아직 고체 얼음을 이루지 않은, 최근에 얼어붙은 바닷물을 나타내는 일반적인 용어이다. 입상빙(물에 떠 있는 얼음 조각), 슬러시(물에 포화된 눈), 슈가(몇 센티미터 크기의 스펀지 같은 흰색 얼음 덩어리) 등으로 구성될 수 있다. 기름 얼음이나 팬케이크 얼음과 같이 바람과 파도의 작용으로 얼음 결정이 축적되는 것을 나타내는 용어도 있다.
  • '''응결빙'''
  • '''일년빙(First-year sea ice):''' 젊은 얼음보다 두껍지만 1년 이상 성장하지 않은 얼음이다. 가을과 겨울에 성장하여 봄과 여름에 녹는 얼음을 말하며, 두께는 보통 0.3m에서 2m이다. 얇은 일년빙(30cm~70cm), 중간 일년빙(70cm~120cm), 두꺼운 일년빙(120cm 이상)으로 세분화된다.
  • '''다년빙(Old sea ice):''' 적어도 한 번 이상의 해빙기를 견뎌낸 해빙으로, 일년빙보다 두껍다. 두께는 보통 2~4m이다. 한 번의 해빙기를 견딘 ''2년생 빙''과 두 번 이상의 해빙기를 견딘 ''다년생 빙''으로 나뉜다. 다년생 빙은 남극보다 북극에서 더 흔하게 나타나는데, 이는 남극의 해빙이 따뜻한 바다로 이동하여 녹는 반면, 북극의 해빙은 대부분 육지로 둘러싸여 있기 때문이다.


해빙 내부에서도 기온이 영하인 상태에서 열린 물 지역이 나타나는데, 이를 해빙 틈(Lead)과 폴리냐(Polynya)라고 한다. 해빙 틈은 폭이 수 미터에서 수 킬로미터까지 다양한 좁고 선형의 지역으로, 겨울에는 빠르게 얼어붙지만 쇄빙선 항해나 잠수함 부상에 이용될 수 있다. 폴리냐는 해빙 틈보다 크고 균일하며, 따뜻한 물의 상승으로 인한 현열 폴리냐와 해안에서 지속적인 바람으로 인한 잠열 폴리냐 두 가지 유형이 있다. 이러한 열린 물 지역은 해양과 대기 사이의 직접적인 상호 작용을 가능하게 하며, 야생 동물에게 중요한 역할을 한다.

남극 대륙 주변의 해빙은 여름철(2월경)에는 350만∼450만km2로 축소되지만, 겨울철(9∼10월)에는 1,800만∼2,000만km2로 확장된다. 남극의 빙상과 빙붕(약 1,360만km2)을 더하면 설빙 면적은 3,200∼3,400만km2가 되어 지구 냉원역으로서의 효과는 매우 크다. 반면 북극의 해빙은 겨울철에는 약 1,800만km2, 여름철에는 약 900만km2이다.

남극에서 볼 수 있는 빙산은 빙붕 앞쪽 끝이 분리된 평탄한 표면의 탁상빙산(卓狀氷山)이 많으며, 길이가 200km에 가까운 거대한 것도 있다. 빙산은 물속에 깊이 잠겨 있어 해류에 의해 운반되는데, 바람에 따라 흐르는 유빙과 반대의 움직임을 보이기도 한다. 빙산은 북쪽으로 갈수록 남극환류에 실려 동쪽으로 가다가, 남위 50∼60를 달리는 남극수렴선 이북에서 소멸되는 것이 대부분이다. 남극해에는 약 20만 개의 빙산이 떠 있는 것으로 추정되지만, 북반구에는 4만 개 정도이다.

해빙은 발트해, 오호츠크해, 세인트로렌스 만, 허드슨 만, 베링 해 등에서도 볼 수 있다. 이러한 해빙은 일년빙이며, 겨울부터 봄에만 볼 수 있다. 겨울 동안 판상의 담수에서 성장한 해빙을 일동빙(一冬氷) 또는 일년빙(一年氷)이라고 하며, 봄부터 가을 사이에 녹지 않고 남은 해빙이 다음 겨울 이후에 성장한 해빙을 다동극빙(多冬極氷) 또는 다동빙(多冬氷)이라고 부른다.

7. 1. 1. 정착빙 (Fast ice)

겨울이 되면 남극 대륙 연안에서 난바다 쪽으로 정착빙(定着氷)이 발달한다. 두께는 보통 150cm 정도이며, 눈이 많이 오면 2m, 장소에 따라서는 4m까지 두꺼워지기도 한다. 정착빙은 조건이 좋은 곳에서는 해안에서 30~40km까지 뻗어 나가지만, 전기압이 발생하면 난바다 쪽의 정착빙은 유빙이 된다. 경우에 따라 깨진 얼음들이 서로 겹쳐져 두께 10~20m의 빙구빙(氷丘氷)을 형성하기도 한다.[4]

정착빙은 해안선에 부착(또는 얼어붙어) 있는지 여부에 따라 분류되는데, 부착되어 있으면 육계빙 또는 붙은 얼음(fast ice)이라고 하며, "고정된"이라는 의미를 가진다.

7. 1. 2. 응결빙 (Congelation ice)



'''니라스(Nilas)'''는 두께가 최대 10cm인 해빙의 얇은 막을 가리킨다. 파도와 너울에 의해 구부러지지만 부서지지는 않는다. 니라스는 '''암색 니라스(dark nilas)'''(두께가 최대 5cm이며 매우 어두운 색)와 '''밝은 니라스(light nilas)'''(두께가 5cm를 초과하며 색이 더 밝음)로 세분화될 수 있다.

'''유빙(Young ice)'''은 니라스와 일년생 얼음 사이의 전이 단계이며 두께는 10cm에서 30cm까지 다양하다. 유빙은 '''회색 얼음(grey ice)'''(두께가 10cm에서 15cm)과 '''회백색 얼음(grey-white ice)'''(두께가 15cm에서 30cm)으로 세분화될 수 있다. 유빙은 니라스만큼 유연하지 않지만 파도의 작용으로 부서지는 경향이 있다. 압축을 받으면 회색 얼음 단계에서는 겹쳐지고(raft), 회백색 얼음 단계에서는 둑을 이룬다(ridge).

7. 1. 3. 부빙 (Drift ice)



떠다니는 얼음(drift ice)은 붙은 얼음과 달리, 더 먼 외해의 매우 넓은 지역에서 발생하며, 해류와 바람에 따라 이동할 수 있는 얼음을 포함한다. 붙은 얼음과 떠다니는 얼음 사이의 물리적 경계는 ''붙은 얼음 경계''이다.[4] 떠다니는 얼음 지역은 ''전단대'', ''주변 해빙대'', ''중앙 군집''으로 더 세분화할 수 있다. 떠다니는 얼음은 20m 이상의 크기를 가진 개별 해빙 조각인 ''빙판''으로 구성된다.

빙판 크기에 따른 명칭은 다음과 같다.

명칭크기
작은 빙판20m
중간 빙판100m
큰 빙판500m
거대한 빙판2km
매우 거대한 빙판10km 이상

[5][6]

''군집 얼음''(pack ice)이라는 용어는 ''떠다니는 얼음''과 동의어로 사용되거나,[5] 빙판이 조밀하게 밀집되어 있는 떠다니는 얼음 지역을 지칭하는 데 사용된다.[5]

7. 1. 4. 연안빙 (Shore ice)

겨울이 되면 연안에서 난바다 쪽으로 걸쳐 정착빙이 발달한다. 두께는 150cm 정도이며 강설(降雪)이 있으면 2m가량, 장소에 따라서는 4m에 이르는 곳도 있다.[1] 정착빙은 조건이 좋은 곳에서는 해안에서부터 30∼40km까지 뻗어나가지만 전기압이 오면 난바다 쪽의 정착빙은 유빙(流氷)이 된다.[1] 경우에 따라서는 깨진 얼음이 서로 겹쳐 두께 10∼20m의 빙구빙(氷丘氷)이 된다.[1]

7. 2. 해빙의 물리 및 화학

해빙은 순수한 얼음, 액체 상태의 소금물, 공기, 그리고 소금으로 구성된 복합 재료이다. 이러한 성분들(얼음, 소금물, 공기)의 체적 분율은 해빙의 주요 물리적 특성, 즉 열전도율, 열용량, 잠열, 밀도, 탄성 계수 및 기계적 강도를 결정한다.[16] 소금물의 체적 분율은 해빙의 염분과 온도에 따라 달라지며, 해빙의 염분은 주로 해빙의 나이와 두께에 따라 달라진다. 해빙 성장 기간 동안 해빙의 전체 소금물 체적은 일반적으로 5% 미만이다.[17] 해빙 성장 기간 동안 공기의 체적 분율은 일반적으로 1~2%이지만, 해빙이 따뜻해지면 상당히 증가할 수 있다.[18] 해빙의 공기 체적은 여름에는 최대 15%[19], 가을에는 4%[20]에 이를 수 있다. 소금물과 공기의 체적은 모두 해빙 밀도 값에 영향을 미치는데, 이 값은 첫해 얼음의 경우 일반적으로 840~910 kg/m3이다. 해빙의 밀도는 레이더와 레이저 위성 고도계를 사용한 해빙 두께 측정에서 상당한 오차의 원인이 되어 0.3m~0.4m의 불확실성을 초래한다.[21]

해빙은 해수면의 표층이 빙점 이하로 냉각되고, 그 냉각에 의해 상층에서 수심 100~150m에 있는 밀도약층(밀도가 급격히 증가하는 층)까지 대류가 발생함으로써 형성된다.

잔잔한 해수면 표층에서 형성되는 최초의 얼음(''빙정'')은 지름 2mm~3mm 이하의 미세한 원반 모양으로, 산발적인 결정들이 수프처럼 표층을 떠다닌다. 각각의 둥근 판상의 입자는 C축(결정의 주축)이 수직이고 수평 방향으로 성장한다. 어느 정도까지 이 원반 모양은 불안정하며, 각 결정은 육각형 별 모양으로 약한 가지를 뻗어 성장한다(침상 결정). 이들 결정도 C축이 수직이다. 수지상의 가지는 매우 부서지기 쉬워 원반형과 수지상 결정이 혼합된 상태가 된다. 수면의 약간의 요동으로 이러한 파편들은 불규칙한 형태의 미세한 결정으로 파괴되어 밀도를 높이면서 표층수를 부유한다. 이것을 '그리스 아이스'라고 부른다.

잔잔한 상태에서는 결정이 곧바로 동결되어 집합하여 연속적인 얇은 얼음막이 된다. 이 초기 단계의 얼음은 아직 투명하며 ''니라스''라고 불린다. 두께가 수cm까지는 투명하지만(''어두운 니라스''), 성장하여 두꺼워짐에 따라 니라스는 회색으로, 더욱 하얗게 변해 간다(''밝은 니라스''). 일단 니라스가 형성되면, 성장 패턴은 완전히 달라지고, 물 분자의 동결이 얼음층의 하부까지 진행된다. 이것을 '동결 성장'이라고 하는 과정이며, '''일년빙'''이 형성되고, 한겨울에 1.5m~2m까지 성장한다(''판상 연빙'').

거친 바다에서는, 해양이 냉각되어 열이 대기로 빼앗김으로써 새로운 해빙이 형성된다. 해양의 최표층이 빙점보다 약간 낮은 온도까지 과냉각되면 빙정이 형성된다. 빙정이 증가함에 따라 얼음은 해수면의 점성을 증가시켜 그리스 아이스가 된다. 빙정의 형성은 과냉각이 아닌 강설로 시작되는 경우도 있다.

이러한 얼음 입자들은 파도와 바람에 의해 큰 판상으로 밀집되어 지름 수m의 ''팬케이크 아이스''를 형성한다. 이들은 해양 표층을 떠다니면서 서로 충돌하여 가장자리가 말려 올라간다. 그리고 팬케이크 아이스의 판은 압축되어 하나의 얼음 덩어리가 되어 '동결 밀빙역'을 형성한다.

해빙은 얼음의 형성이나 집합 시 해수에 포함된 염분이 배출되므로, 그 자체는 거의 담수이다. 그 결과 형성되는 고염분, 고밀도의 물('''브라인''')은 해양의 대순환에 중요한 영향을 미치고 있다.

7. 2. 1. 해빙 감소 (Sea ice decline)

1970년대 후반부터 위성 관측이 시작되면서 해빙 분포에 대한 신뢰성 있는 측정이 가능해졌다. 특히 1978년 님버스 7호의 다중 채널 마이크로파 방사계(SMMR)와 이후 미국 DMSP 위성 F8의 특수 마이크로파 영상 센서(SSMI)를 통해 정확하고 빈번한 마이크로파 측정이 가능해졌다.

1979년 이후의 경향을 살펴보면, 북극 해빙은 10년에 -2.5±0.9%씩 감소하는 반면, 남극 해빙은 4.2±5.6% 증가하고 있다. 1948년부터 1999년까지 52년간의 모델 연구 결과(Rothrock and Zhang, 2005)에 따르면, 북극해의 해빙량(체적)은 10년에 -3%씩 감소하는 통계적으로 중요한 추세를 보이며, 이는 주로 기온 상승에 의한 것으로 밝혀졌다.

북극해에서는 6월 중순부터 7월경에 해빙 표면을 덮고 있는 눈층이 녹기 시작한다. 녹은 물은 웅덩이(패들)를 만들고, 이 패들은 태양 복사를 더 많이 흡수하여 주변보다 얼음이 더 빨리 녹게 만든다. 패들이 깊어지고 확장되면서 녹은 물은 해빙 가장자리나 균열, 또는 녹아서 생긴 구멍(밑 빠진 패들)을 통해 해수로 배출된다.

빙저(얼음 밑면) 역시 표면 융해의 영향을 받는다. 패들 바로 아래는 얼음이 얇아지고 일사량 흡수율이 높아져 빙저 융해가 촉진된다. 이로 인해 1년생 얼음판은 여름이 끝날 무렵 상면과 저면 모두 요철이 발달하게 된다.

녹은 물의 가장 중요한 역할은 얼음 결정 속에 남아 있던 브라인(농축된 염분수)을 방출하는 것이다. 플러싱(flushing)이라고 불리는 이 과정은 1년생 얼음에 남아 있던 거의 모든 브라인을 제거하며, 이 과정을 거친 얼음은 강도가 더 높아진다.

7. 2. 2. 얼음 (Ice)



넓은 의미의 해빙은 바닷물이 언 것과 육지의 얼음이 바다에 떠서 빙산을 이룬 것을 말한다. 남극대륙 연안 가까이에서는 동쪽에서 서쪽으로 부는 바람 때문에 해빙·빙산도 시계바늘 반대방향으로 표류하고 지구의 자전 때문에 왼쪽으로 기우는 힘이 작용한다. 난바다에서는 편서풍이 매우 강하여 시계바늘방향으로 표류한다.[7]

겨울이 되면 연안에서 난바다 쪽으로 걸쳐 정착빙이 발달한다. 두께 150cm 정도로서 강설이 있으면 2m가량, 장소에 따라서는 4m에 이르는 곳도 있다. 정착빙은 조건이 좋은 곳에서는 해안에서부터 30∼40km까지 뻗어나가지만 전기압이 오면 난바다 쪽의 정착빙은 유빙이 된다. 경우에 따라서는 깨진 얼음이 서로 겹쳐 두께 10∼20m의 빙구빙이 된다.

해빙의 확장은 해안선의 형태, 바람, 해조류, 해저지형 등에 지배되어 장소에 따라 다르다. 로스해 서부는 여름에는 비교적 빨리 개수면이 생기며, 때로는 빙붕 가장자리까지 개수면이 된다. 1841년 영국의 J. C. 로스가 ‘에레호스’호와 ‘타라’호로써 로스해를 항해한 것이 그때이다. 또 웨델해 동부도 개수면이 되기 쉬워 예로부터 많은 배들이 해안까지 접근했으며, 해안의 빙붕 위에는 관측기지가 설치되었다. 반면 웨델해 서부에는 해빙이 집적되어 여름에 항해가 곤란하며, 벨링스하우젠해와 밸러니제도 남부 및 뤼초홀름만 서부 등은 다년성 해빙이 집적되어 항해하기 곤란한 해역이다.

남극에서 볼 수 있는 빙산은 빙붕 앞쪽 끝이 분리된 평탄한 표면의 탁상빙산이 많다. 그 중에는 길이가 200km에 가까운 거대한 것도 있다. 빙산은 물속에 깊이 잠겨 있으므로 해류에 의해 운반된다. 그 때문에 바람에 따라 흐르는 유빙과 반대의 움직임을 보이는 경우도 있다. 빙산은 북쪽으로 갈수록 남극환류에 실려 동쪽으로 가다가, 남위 50∼60도를 달리는 남극수렴선 이북에서 소멸되는 것이 대부분이다. 남극해에 떠있는 빙산은 약 20만개로 추정되지만 북반구에는 4만개 정도이다.

신빙(New ice)은 아직 고체 얼음을 이루지 않은, 최근에 얼어붙은 바닷물을 나타내는 일반적인 용어이다. 입상빙(물에 떠 있는 얼음 조각 또는 침상 결정), 슬러시(물에 포화된 눈), 또는 슈가(몇 센티미터 크기의 스펀지 같은 흰색 얼음 덩어리)로 구성될 수 있다. 기름 얼음과 팬케이크 얼음과 같은 다른 용어는 바람과 파도의 작용으로 인해 얼음 결정이 축적되는 것을 나타낼 때 사용된다. 약한 파도가 있는 해변에서 해빙이 형성되기 시작하면 축구공 크기까지의 얼음 알이 생성될 수 있다.

니라스(Nilas)는 두께가 최대 10cm인 해빙의 얇은 막을 가리킨다. 파도와 너울에 의해 구부러지지만 부서지지는 않는다. 니라스는 암색 니라스(dark nilas) – 두께가 최대 5cm이며 매우 어두운 색 – 와 밝은 니라스(light nilas) – 두께가 5cm를 초과하며 색이 더 밝은 것 – 로 세분화될 수 있다.

유빙(Young ice)은 니라스와 일년생 얼음 사이의 전이 단계이며 두께는 10cm에서 30cm까지 다양하다. 유빙은 회색 얼음(grey ice) – 두께가 10cm에서 15cm – 과 회백색 얼음(grey-white ice) – 두께가 15cm에서 30cm – 으로 세분화될 수 있다. 유빙은 니라스만큼 유연하지 않지만 파도의 작용으로 부서지는 경향이 있다. 압축을 받으면 회색 얼음 단계에서는 겹쳐지고, 회백색 얼음 단계에서는 둑을 이룬다.

잔잔한 물에서는 표면에 처음 형성되는 해빙은 서로 분리된 결정체의 얇은 막으로, 처음에는 지름이 0.3cm 미만인 작은 원반 모양이다. 각 원반은 c축이 수직이고 옆으로 퍼져 자란다. 특정 시점에서 이러한 원반 모양은 불안정해지고 자라는 고립된 결정체는 긴 부서지기 쉬운 팔이 표면으로 뻗어나가는 육각형의 별 모양을 취한다. 이러한 결정체 또한 c축이 수직이다. 수지상의 팔은 매우 부서지기 쉽고 곧 부러져 원반과 팔 조각의 혼합물을 남긴다. 물에 어떤 종류의 난류가 있으면 이러한 조각들은 더욱 작은 불규칙한 모양의 결정체로 부서지며, 이는 표면수에 밀도가 증가하는 현탁액을 형성하는데, 이를 비결빙 또는 기름 얼음이라고 한다. 조용한 조건에서는 비결빙 결정체가 곧 얼어붙어 연속적인 얇은 젊은 얼음판을 형성한다. 아직 투명할 때 초기 단계의 얼음을 니라스라고 한다. 니라스가 형성되면 상당히 다른 성장 과정이 일어나는데, 이는 물이 기존의 얼음판 바닥에 얼어붙는 과정으로 응고 성장이라고 한다. 이 성장 과정은 1년생 얼음을 생성한다.[11]

거친 물에서는 해양이 대기로 열을 잃으면서 냉각됨으로써 새로운 해빙이 형성된다. 해양의 최상층은 과냉각되어 어는점보다 약간 낮아지면서 작은 얼음 조각(비결빙)이 형성된다. 시간이 지남에 따라 이 과정은 기름 얼음으로 알려진 죽처럼 생긴 표면층을 만든다. 비결빙 형성은 과냉각보다는 눈이 내림으로써 시작될 수도 있다. 그러면 파도와 바람이 이러한 얼음 입자를 지름이 수 미터인 더 큰 판(팬케이크 얼음)으로 압축한다. 이것들은 해수면에 떠서 서로 충돌하여 위쪽 가장자리를 형성한다. 시간이 지나면 팬케이크 얼음판 자체가 서로 겹쳐지거나 더 단단한 얼음층인 굳은 팬케이크 얼음으로 얼어붙을 수 있다. 이러한 얼음은 위아래가 매우 거칠다.

해빙에 눈이 충분히 내려 자유수면이 해수면 아래로 내려가면 바닷물이 유입되어 눈/바닷물이 섞인 얼음층이 형성된다. 이는 특히 남극 주변에서 흔하다.

블라디미르 비제는 그의 생애를 북극 해빙 연구에 바쳤고, 학계에서 널리 칭찬받은 해빙 조건의 과학적 예측 이론을 개발했다. 그는 카라 해에서 이 이론을 현장에 적용하여 비제 섬을 발견하게 되었다.

해빙은 순수한 얼음, 액체 상태의 소금물, 공기, 그리고 소금으로 구성된 복합 재료이다. 이러한 성분들의 체적 분율은 해빙의 주요 물리적 특성, 즉 열전도율, 열용량, 잠열, 밀도, 탄성 계수 및 기계적 강도를 결정한다.[16] 소금물의 체적 분율은 해빙의 염분과 온도에 따라 달라지며, 해빙의 염분은 주로 해빙의 나이와 두께에 따라 달라진다. 해빙 성장 기간 동안 해빙의 전체 소금물 체적은 일반적으로 5% 미만이다.[17] 해빙 성장 기간 동안 공기의 체적 분율은 일반적으로 1~2%이지만, 해빙이 따뜻해지면 상당히 증가할 수 있다.[18] 해빙의 공기 체적은 여름에는 최대 15%[19], 가을에는 4%[20]에 이를 수 있다. 소금물과 공기의 체적은 모두 해빙 밀도 값에 영향을 미치는데, 이 값은 첫해 얼음의 경우 일반적으로 840~910 kg/m3이다. 해빙의 밀도는 레이더와 레이저 위성 고도계를 사용한 해빙 두께 측정에서 상당한 오차의 원인이 되어 0.3~0.4m의 불확실성을 초래한다.[21]

북극해에서는 해빙 상부를 덮고 있는 눈층이 6월 중순부터 7월 무렵에 녹기 시작한다. 눈이 녹은 물은 수로를 만들면서 모여 빙면에 많은 웅덩이를 만든다(Meltwater pool, 해빙 패들(puddle)). 겨울이 끝날 무렵, 서로 부딪혀 '빙맥'을 이루고 있는 것을 제외하면 1년생 얼음은 표면이 매끄럽고, 초기 패들은 빙상에 생긴 작은 움푹 들어간 곳이나 단순히 반쯤 녹은 물(설빙)이 층을 이루어 남은 얕은 것이다. 하지만 여름이 되면 이 초기 구조는 고정되어 움푹 들어간 곳이 깊어진다. 이는 물의 반사율이 15~40%로, 일반적인 아무것도 없는 얼음(벌거벗은 얼음)의 40~70%와 비교하여 태양 복사를 우선적으로 흡수하기 때문에 주변보다 얼음이 녹기 쉽기 때문이다.

이 패들이 깊어지고 확장됨에 따라, 해빙 가장자리나 균열을 통해 녹은 물이 해수면으로 배출된다. 또한, 얼음이 가장 얇은 지점이나 패들이 가장 깊은 곳에서 녹아 생긴 구멍(밑 빠진 패들(thaw holes))을 통해 배출되기도 한다. 밑 빠진 패들이 열릴 때, 녹은 물은 한꺼번에 흘러나온다. 넓게 고정된 얼음처럼 수평한 얼음 위에서는, 빙판 표면의 대부분의 물이 하나의 밑 빠진 패들을 통해 배출될 수 있다. 이러한 구멍은 상공에서 보면 거대한 거미(패들이 몸체이고, 거기로 흘러드는 녹은 물의 수로가 다리)처럼 보인다.

빙저도 표면 융해의 영향을 받는다. 패들 바로 아래에서는 얼음이 얇아지고, 일사량 흡수율이 높아지기 때문이다. 이것이 저면 융해를 촉진하고, 얼음 저면은 상부 패들의 분포를 반영하여 지형적인 움푹 들어간 곳이 발달한다. 이와 같이 처음에는 매끄러웠던 1년생 얼음판은 여름이 끝날 무렵에는 상면과 저면 모두 지형적으로 요철이 발달하게 된다. 배출된 녹은 물이 얼음의 움푹 들어간 곳 아래에 모여 녹은 물의 웅덩이를 만들기도 한다. 이 물은 가을에 다시 얼어서, 얼음의 아래쪽 부분은 부분적으로 매끄러워지고, 움푹 들어간 곳이 아니라 혹을 만들기도 한다.

녹은 물의 가장 중요한 역할은 얼음 결정 속에 남아 있던 브라인(농축된 염분수)을 미세한 구멍이나 균열, 수로를 통해 대량으로 방출하는 것이다.

플러싱(flushing)이라고 불리는 이 과정은 가장 효과적이고 급격한 브라인 배출 메커니즘으로, 1년생 얼음에 남아 있던 거의 모든 브라인을 제거한다.

표층 녹은 물의 유체정역학적인 상태가 브라인 제거의 첫 번째 계기가 되지만, 브라인은 얼음 결정 사이의 틈에 저장되어 있던 농축된 염분수이지만, 그 틈은 서로 밀접한 구멍 네트워크를 만들고 있으며, 그것도 플러싱 과정에서 중요하다. 브라인의 양에 따라 해빙의 강도가 결정되기 때문에, 플러싱 메커니즘을 거쳐 2년째 겨울까지 녹지 않고 남은 빙판은 첫 번째 겨울의 빙판보다 강도가 높다.

7. 2. 3. 얼음 결정 (Ice crystal)

'''신빙(New ice)'''은 최근에 얼어붙어 아직 고체 얼음을 이루지 않은 바닷물을 나타내는 일반적인 용어이다. 입상빙(frazil ice)(물에 떠 있는 얼음 조각 또는 침상 결정), 슬러시(slush)(물에 포화된 눈), 또는 슈가(몇 센티미터 크기의 스펀지 같은 흰색 얼음 덩어리)로 구성될 수 있다. 기름 얼음(grease ice)과 팬케이크 얼음(pancake ice)과 같은 다른 용어는 바람과 파도의 작용으로 인해 얼음 결정이 축적되는 것을 나타낼 때 사용된다. 약한 파도가 있는 해변에서 해빙이 형성되기 시작하면 축구공 크기까지의 얼음 알(ice eggs)이 생성될 수 있다.[7]

'''니라스(Nilas)'''는 두께가 최대 10cm인 해빙의 얇은 막을 가리킨다. 파도와 너울에 의해 구부러지지만 부서지지는 않는다. 니라스는 '''암색 니라스(dark nilas)'''(두께가 최대 5cm이며 매우 어두운색)와 '''밝은 니라스(light nilas)'''(두께가 5cm를 초과하며 색이 더 밝음)로 세분화될 수 있다.

'''유빙(Young ice)'''은 니라스와 일년생 얼음 사이의 전이 단계이며 두께는 10cm에서 30cm까지 다양하다. 유빙은 '''회색 얼음(grey ice)'''(두께가 10cm에서 15cm})과 '''회백색 얼음(grey-white ice)'''(두께가 15cm에서 30cm})으로 세분화될 수 있다. 유빙은 니라스만큼 유연하지 않지만 파도의 작용으로 부서지는 경향이 있다. 압축을 받으면 회색 얼음 단계에서는 겹쳐지고(raft), 회백색 얼음 단계에서는 둑을 이룹니다(ridge).

7. 2. 4. 해빙 성장 과정 (Sea ice growth)

'''신빙(New ice)'''은 아직 고체 얼음을 이루지 않은, 최근에 얼어붙은 바닷물을 나타내는 일반적인 용어이다. 입상빙(frazil ice)(물에 떠 있는 얼음 조각 또는 침상 결정), 슬러시(slush)(물에 포화된 눈), 또는 ''슈가''(몇 센티미터 크기의 스펀지 같은 흰색 얼음 덩어리)로 구성될 수 있다. 기름 얼음(grease ice)과 팬케이크 얼음(pancake ice)과 같은 다른 용어는 바람과 파도의 작용으로 인해 얼음 결정이 축적되는 것을 나타낼 때 사용된다. 약한 파도가 있는 해변에서 해빙이 형성되기 시작하면 축구공 크기까지의 얼음 알(ice eggs)이 생성될 수 있다.[7]

''니라스(Nilas)''는 두께가 최대 인 해빙의 얇은 막을 가리킨다. 파도와 너울에 의해 구부러지지만 부서지지는 않는다. 니라스는 ''암색 니라스(dark nilas)'' – 두께가 최대 이며 매우 어두운 색이고, ''밝은 니라스(light nilas)'' – 두께가 를 초과하며 색이 더 밝은 것으로 세분화될 수 있다.

''유빙(Young ice)''은 니라스와 일년생 얼음 사이의 전이 단계이며 두께는 에서 까지 다양하다. 유빙은 ''회색 얼음(grey ice)'' – 두께가 에서 이고, ''회백색 얼음(grey-white ice)'' – 두께가 에서 인 것으로 세분화될 수 있다. 유빙은 니라스만큼 유연하지 않지만 파도의 작용으로 부서지는 경향이 있다. 압축을 받으면 회색 얼음 단계에서는 겹쳐지고(raft), 회백색 얼음 단계에서는 둑을 이룹니다(ridge).

물의 최상층만 어는점까지 냉각될 필요가 있다.[11] 표층의 대류는 최상층 에서 밀도가 증가하는 밀도약층까지 이루어진다.

잔잔한 물에서는 표면에 처음 형성되는 해빙은 서로 분리된 결정체의 얇은 막으로, 처음에는 지름이 미만인 작은 원반 모양이다. 각 원반은 c축이 수직이고 옆으로 퍼져 자란다. 특정 시점에서 이러한 원반 모양은 불안정해지고 자라는 고립된 결정체는 긴 부서지기 쉬운 팔이 표면으로 뻗어나가는 육각형의 별 모양을 취한다. 이러한 결정체 또한 c축이 수직이다. 수지상의 팔은 매우 부서지기 쉽고 곧 부러져 원반과 팔 조각의 혼합물을 남긴다. 물에 어떤 종류의 난류가 있으면 이러한 조각들은 더욱 작은 불규칙한 모양의 결정체로 부서지며, 이는 표면수에 밀도가 증가하는 현탁액을 형성하는데, 이를 비결빙 또는 기름 얼음이라고 한다. 조용한 조건에서는 비결빙 결정체가 곧 얼어붙어 연속적인 얇은 젊은 얼음판을 형성한다. 아직 투명할 때 초기 단계의 얼음을 ''니라스''라고 한다. 니라스가 형성되면 상당히 다른 성장 과정이 일어나는데, 이는 물이 기존의 얼음판 바닥에 얼어붙는 과정으로 ''응고'' 성장이라고 한다. 이 성장 과정은 1년생 얼음을 생성한다.

거친 물에서는 해양이 대기로 열을 잃으면서 냉각됨으로써 새로운 해빙이 형성된다. 해양의 최상층은 과냉각되어 어는점보다 약간 낮아지면서 작은 얼음 조각(비결빙)이 형성된다. 시간이 지남에 따라 이 과정은 기름 얼음으로 알려진 죽처럼 생긴 표면층을 만든다. 비결빙 형성은 과냉각이 아닌 눈이 내림으로써 시작될 수도 있다. 그러면 파도와 바람이 이러한 얼음 입자를 지름이 수 미터인 더 큰 판(즉, 팬케이크 얼음)으로 압축한다. 이것들은 해수면에 떠서 서로 충돌하여 위쪽 가장자리를 형성한다. 시간이 지나면 팬케이크 얼음판 자체가 서로 겹쳐지거나 더 단단한 얼음층인 굳은 팬케이크 얼음으로 얼어붙을 수 있다. 이러한 얼음은 위아래가 매우 거칠다.

해빙에 눈이 충분히 내려 자유현면이 해수면 아래로 내려가면 바닷물이 유입되어 눈/바닷물이 섞인 얼음층이 형성된다. 이는 특히 남극 주변에서 흔하다.

해빙은 해수면의 표층이 빙점 이하로 냉각되고, 그 냉각에 의해 상층에서 수심 100~150m에 있는 밀도약층(밀도가 급격히 증가하는 층)까지 대류가 발생함으로써 형성된다.

잔잔한 해수면 표층에서 형성되는 최초의 얼음(''빙정'')은 지름 2~3mm 이하의 미세한 원반 모양으로, 산발적인 결정들이 수프처럼 표층을 떠다닌다. 각각의 둥근 판상의 입자는 C축(결정의 주축)이 수직이고 수평 방향으로 성장한다. 어느 정도까지 이 원반 모양은 불안정하며, 각 결정은 육각형 별 모양으로 약한 가지를 뻗어 성장한다(침상 결정). 이들 결정도 C축이 수직이다. 수지상의 가지는 매우 부서지기 쉬워 원반형과 수지상 결정이 혼합된 상태가 된다. 수면의 약간의 요동으로 이러한 파편들은 불규칙한 형태의 미세한 결정으로 파괴되어 밀도를 높이면서 표층수를 부유한다. 이것을 ''그리스 아이스''라고 부른다.

잔잔한 상태에서는 결정이 곧바로 동결되어 집합하여 연속적인 얇은 얼음막이 된다. 이 초기 단계의 얼음은 아직 투명하며 ''니라스''라고 불린다. 두께가 수cm까지는 투명하지만(''어두운 니라스''), 성장하여 두꺼워짐에 따라 니라스는 회색으로, 더욱 하얗게 변해 간다(''밝은 니라스''). 일단 니라스가 형성되면, 성장 패턴은 완전히 달라지고, 물 분자의 동결이 얼음층의 하부까지 진행된다. 이것을 ''동결 성장''이라고 하는 과정이며, '''일년빙'''이 형성되고, 한겨울에 1.5~2m까지 성장한다(''판상 연빙'').

거친 바다에서는, 해양이 냉각되어 열이 대기로 빼앗김으로써 새로운 해빙이 형성된다. 해양의 최표층이 빙점보다 약간 낮은 온도까지 과냉각되면 빙정이 형성된다. 빙정이 증가함에 따라 얼음은 해수면의 점성을 증가시켜 그리스 아이스가 된다. 빙정의 형성은 과냉각이 아닌 강설로 시작되는 경우도 있다.

이러한 얼음 입자들은 파도와 바람에 의해 큰 판상으로 밀집되어 지름 수m의 ''팬케이크 아이스''를 형성한다. 이들은 해양 표층을 떠다니면서 서로 충돌하여 가장자리가 말려 올라간다. 그리고 팬케이크 아이스의 판은 압축되어 하나의 얼음 덩어리가 되어 ''동결 밀빙역''을 형성한다.

해빙은 얼음의 형성이나 집합 시 해수에 포함된 염분이 배출되므로, 그 자체는 거의 담수이다. 그 결과 형성되는 고염분, 고밀도의 물('''브라인''')은 해양의 대순환에 중요한 영향을 미치고 있다.

7. 3. 해빙 관련 과학 및 공학


  • 표류 관측소
  • 빙급: 쇄빙선이 항해할 수 있는 얼음의 상태를 나타내는 등급이다.
  • 쇄빙선
  • 빙해항해
  • 해빙 측정
  • 해빙 농도
  • 해빙 방출률 모델링
  • 해빙 두께
  • 주보프 등급
  • CICE (해빙 모델)

7. 3. 1. 표류 관측소 (Drifting ice station)

표류 관측소

7. 3. 2. 빙급 (Ice class)

쇄빙선이 항해할 수 있는 얼음의 상태를 나타내는 등급이다.

7. 3. 3. 쇄빙선 (Icebreaker)

쇄빙선은 얼음을 깨면서 항해하는 선박이다.

7. 3. 4. 해빙 측정 (Sea ice அளவீடுகள்)

해빙의 분포는 1970년대 후반부터 위성 시대가 도래하면서 위성 시서트(1977), 님버스 7(1978)의 다중 채널 마이크로파 방사계(SMMR) 탐사를 이용하여 신뢰할 수 있는 측정이 가능해졌다.[22] 정확하고 빈번한 마이크로파 측정은 미국 DMSP 위성 F8의 특수 마이크로파 영상 센서(SSMI) 발사로 더욱 촉진되었다.[23]

1979년 이후의 경향은 북극에서는 10년에 -2.5±0.9% 감소, 남극에서는 4.2±5.6% 증가하고 있다. 1948년부터 1999년까지 52년간에 대한 모델 연구 결과, 북극해의 해빙량(체적)이 10년에 -3%로 통계적으로 중요한 감소 추세를 보이는 것이 발견되었고, 해빙 감소에 대한 풍력과 온도 효과의 요인은 기본적으로 모두 기온 상승이 원인임이 밝혀졌다.

해빙 상황의 변화는 시간에 따른 융해 속도로 가장 잘 나타난다. 북극 빙하에 대한 종합 기록은 빙판의 후퇴가 1900년경에 시작되어 지난 50년 동안 더 빠른 융해를 경험했음을 보여준다. 해빙에 대한 위성 연구는 1979년에 시작되어 해빙의 장기적인 변화를 측정하는 훨씬 더 신뢰할 수 있는 방법이 되었다. 장기 기록과 비교했을 때, 2007년 9월 극지방의 해빙 범위는 1950년대~1970년대에 추정되었던 질량의 절반에 불과했다.

"빙 없는" 북극 여름이 언제 발생할 수 있을지에 대한 예측은 다양하다.

남극 해빙 범위는 1979년에 시작된 위성 관측 기간 동안 점진적으로 증가하다가 2016년 남반구 봄에 급격히 감소했다.

9월 해빙 분포(2002) National Snow and Ice Data Center (NSIDC)


9월 해빙 분포(2003)


9월 해빙 분포(2004)


8. 사진첩




참조

[1] 웹사이트 How Does Arctic Sea Ice Form and Decay? http://www.arctic.no[...] NOAA 2003-01-01
[2] 서적 On Sea Ice https://books.google[...] University of Alaska Press 2010
[3] 서적 Sea Ice – Physics and Remote Sensing John Wiley & Sons, Inc. 2015
[4] 서적 The Drift of Sea Ice https://books.google[...] Springer 2005
[5] 문서 NSIDC All About Sea Ice
[6] 문서 Environment Canada Ice Glossary
[7] 뉴스 Thousands of rare 'ice eggs' found on beach in Finland https://www.theguard[...] 2019-11-07
[8] 문서 WMO Sea-Ice Nomenclature
[9] 웹사이트 Sea-ice Information and Services https://library.wmo.[...]
[10] 서적 Ice in the Ocean CRC Press 2000
[11] 서적 Microclimate and Local Climate https://books.google[...] Cambridge University Press 2016
[12] 논문 Modeling global sea ice with a thickness and enthalpy distribution model in generalized curvilinear coordinates 2003-05
[13] 논문 Seasonal dynamics of Totten Ice Shelf controlled by sea ice buttressing 2018-09-06
[14] 논문 Antarctic ice shelf disintegration triggered by sea ice loss and ocean swell 2018
[15] 서적 Sea Ice Wiley-Blackwell 2017
[16] 논문 A review of the engineering properties of sea ice 2010
[17] 논문 Insights into brine dynamics and sea ice desalination from a 1-D model study of gravity drainage: Gravity Drainage 2013
[18] 논문 Evidence of Freezing Pressure in Sea Ice Discrete Brine Inclusions and Its Impact on Aqueous-Gaseous Equilibrium 2019
[19] 논문 Physical Properties of Summer Sea Ice in the Pacific Sector of the Arctic During 2008–2018 2020
[20] 논문 Observations of preferential summer melt of Arctic sea-ice ridge keels from repeated multibeam sonar surveys 2023-11-20
[21] 논문 Sea Ice Roughness Overlooked as a Key Source of Uncertainty in CryoSat-2 Ice Freeboard Retrievals 2020
[22] 논문 A database for depicting Arctic sea ice variations back to 1850 Informa UK Limited 2017-01-01
[23] 논문 History of sea ice in the Arctic http://www.geo.umass[...] 2010-02-03
[24] 웹사이트 Albedo http://climate.ncsu.[...] NC State University
[25] 웹사이트 Sea Ice Ecology http://www.acecrc.si[...] Antarctic Climate & Ecosystems CRC
[26] 논문 Historical analysis of sea ice conditions in M'Clintock Channel and the Gulf of Boothia, Nunavut: implications for ringed seal and polar bear habitat http://goliath.ecnex[...] 2004-03
[27] 논문 Polar bear distribution and abundance on the southwestern Hudson Bay coast during open water season, in relation to population trends and annual ice patterns 2004-03
[28] 논문 Possible effects of climate warming on selected populations of polar bears (''Ursus maritimus'') in the Canadian Arctic http://www.nasa.gov/[...] 2006-09
[29] 웹사이트 Oceans of diamond possible on Uranus and Neptune https://astronomynow[...]
[30] 웹사이트 It May Rain Diamonds Inside Neptune and Uranus https://www.smithson[...]
[31] 웹사이트 海氷 https://www.data.jma[...] 국토교통성 기상청 총무부 총무과 홍보실 2024-03-14
[32] 웹사이트 海氷 https://www1.kaiho.m[...] 국토교통성 해상보안청 제1관구 해상보안본부 2024-03-14
[33] 백과사전 一冬氷
[34] 백과사전 多冬極氷、多冬氷

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