열염순환
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1. 개요
열염순환은 해수의 온도와 염분 차이에 의해 발생하는 해류 순환 현상이다. 19세기부터 그 중요성이 제기되었으며, 20세기 초반 연구를 통해 해양 층 형성에 염분이 중요한 역할을 한다는 것이 밝혀졌다. 열염순환은 북대서양 심층수(NADW)와 남극 저층수(AABW) 형성을 통해 전 지구적인 해류의 흐름을 만들며, 지구 기후에 큰 영향을 미친다. 최근 지구 온난화로 인해 열염순환이 약화될 가능성이 제기되었으며, 2023년에는 열염순환이 멈출 수 있다는 시뮬레이션 결과가 발표되었다.
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| 열염순환 | |
|---|---|
| 개요 | |
 | |
| 유형 | 해양 순환 |
| 설명 | |
| 정의 | 전 지구 규모의 해수 순환 시스템 |
| 구동력 | 해수의 온도와 염분 차이 (밀도 구배) |
| 주요 과정 | 심해수 형성 표층 해류 용승 |
| 역할 | 열에너지 수송 기후 조절 영양분 순환 |
| 구성 요소 | |
| 주요 해류 | 멕시코 만류 북대서양 해류 남극 순환 해류 |
| 심해수 형성 지역 | 북극해 남극해 |
| 기후에 미치는 영향 | |
| 열 수송 | 저위도에서 고위도로 열을 수송하여 지구의 온도 분포를 조절함. |
| 지역 기후 | 특정 지역의 기온과 강수량 패턴에 영향을 줌. |
| 엘니뇨 | 엘니뇨와 같은 기후 현상과 상호 작용함. |
| 변화 및 미래 전망 | |
| 기후 변화 영향 | 지구 온난화로 인해 약화되거나 멈출 수 있다는 우려가 있음. 지구 온난화 |
| 해수 온도 및 염분 변화 | 극지방의 빙하 용해 및 강수량 변화가 해수의 염분과 밀도에 영향을 줌. |
| 관련 연구 | |
| 연구 분야 | 해양학, 기후학 |
| 주요 연구자 | 월리스 브로커 |
| 참고 자료 | |
| 관련 문서 | 해양 해류 기후 변화 |
| 추가 정보 | |
| 관련 웹사이트 | 미국 해양대기청 (NOAA) - 전 지구 해양 컨베이어 벨트 남극해 자오선 역전 순환의 형태 변화 감지 Global Tipping Points Report 2023 |
2. 역사적 배경
바람이 해류를 일으킬 수 있다는 것은 오래전부터 알려져 왔지만, 이는 표면에서만 나타나는 현상이었다.[11] 19세기에 일부 해양학자들은 열 대류가 더 깊은 해류를 발생시킬 수 있다고 제안했다. 1908년, 요한 산드스트룀은 보르뇌 해양 연구소에서 일련의 실험을 수행하여 열에너지 전달에 의해 발생하는 해류가 존재할 수 있으며, "가열이 냉각보다 더 깊은 곳에서 발생해야 한다"는 것을 증명했다.[14][12] 일반적으로는 그 반대의 현상이 발생하는데, 이는 바닷물이 태양에 의해 위에서 가열되어 밀도가 낮아지기 때문에 표면층이 더 차갑고 밀도가 높은 층 위에 떠서 해양 성층을 형성하기 때문이다. 그러나 바람과 조수는 이러한 물 층 사이의 혼합을 유발하며, 조류에 의한 층간 혼합이 그 한 예이다.[13] 이러한 혼합은 해양 층 사이의 대류를 가능하게 하여 깊은 해류를 발생시킨다.[14]
열염순환은 그린란드 해역에서 시작되어 전 세계 바다로 이어진다. 그린란드 해역에서는 밀도가 높은 바닷물이 초당 2천만 톤의 속도로 해저 4000m로 가라앉는 침강류가 발생한다. 폭 100km 가량의 이 거대한 침강류는 아메리카 대륙을 따라 대서양에서 초속 10cm의 매우 느린 속도로 흐르다가 남극 침강류와 만나 두 갈래로 나뉘어 인도양과 태평양으로 흘러들어간다.[40] 태평양으로 간 해류는 뉴질랜드를 거쳐 북태평양의 커머디 해구에서 난류와 섞인다.
1920년대에는 산드스트룀의 연구 틀이 확장되어 해양 층 형성에 염분의 역할이 추가되었다.[14] 염분은 온도와 마찬가지로 물의 밀도에 영향을 미치기 때문에 중요하다. 물은 온도가 높아지고 분자 사이의 거리가 팽창함에 따라 밀도가 낮아지지만, 염분은 그 안에 용해된 염의 질량이 더 크기 때문에 증가함에 따라 밀도가 높아진다.[15] 또한, 담수는 4°C에서 가장 밀도가 높지만, 해수는 어는점에 도달할 때까지 계속 밀도가 높아진다. 그 어는점 또한 염분 때문에 담수보다 낮으며, 염분과 압력에 따라 -2°C 이하가 될 수 있다.[16]
3. 열염순환의 구조 및 작동 원리
열염순환은 멕시코 만류가 북극으로 올라와 북극의 온도를 조절하고, 태평양으로 들어간 해류는 적도 부근의 기온을 조절하는 역할을 한다. 그러나 최근 지구온난화로 인해 극지방의 빙하가 녹아 민물이 유입되면서 북극해 바닷물의 밀도가 낮아져 침강류가 줄어들고 해류가 약화되고 있다.[40] 학자들은 이 해류 약화가 지구 기후에 큰 악영향을 미칠 것이라고 경고한다.
19세기 일부 해양학자들은 열 대류가 깊은 해류를 발생시킬 수 있다고 제안했다. 1908년 요한 산드스트룀은 실험을 통해 열에너지 전달에 의해 발생하는 해류가 존재하며, "가열이 냉각보다 더 깊은 곳에서 발생해야 한다"는 것을 증명했다.[14][12] 하지만 일반적인 바닷물은 태양에 의해 위에서 가열되어 밀도가 낮아지기 때문에 표면층이 더 차갑고 밀도가 높은 층 위에 떠서 해양 성층을 형성한다. 바람과 조수는 이러한 물 층 사이의 혼합을 유발하며, 조류에 의한 층간 혼합이 그 예이다.[13] 이러한 혼합은 해양 층 사이의 대류를 가능하게 하여 깊은 해류를 발생시킨다.[14]
1920년대에는 산드스트룀의 연구에 염분의 역할이 추가되었다.[14] 염분은 온도와 마찬가지로 물의 밀도에 영향을 미친다. 물은 온도가 높아지면 밀도가 낮아지지만, 염분은 증가함에 따라 밀도가 높아진다.[15] 담수는 4°C에서 가장 밀도가 높지만, 해수는 어는점에 도달할 때까지 계속 밀도가 높아진다. 해수의 어는점은 염분 때문에 담수보다 낮으며, 염분과 압력에 따라 -2°C 이하가 될 수 있다.[16]
온도와 염분 차이로 인한 밀도 차이는 해수를 수괴로 분리한다. 북대서양 심층수(NADW)와 남극 저층수(AABW)는 1960년 헨리 스토멜과 아놀드 B. 아론스에 의해 확립된 순환의 주요 동력이다.[17]
인도양에서는 대서양의 차갑고 짠 하층과 열대 태평양의 따뜻하고 신선한 상층의 수직 교환이 발생하는데, 이를 '''전도'''라고 한다. 태평양에서는 대서양의 나머지 차갑고 짠 물이 할라인 포싱을 겪고 더 빨리 따뜻하고 신선해진다.[19][20][21][22][23]
차가운 짠 물의 유출로 인해 대서양의 해수면은 태평양보다 약간 낮고, 대서양의 물의 염분은 태평양보다 높다. 이는 열대 태평양에서 인도네시아 군도를 통해 인도양으로 따뜻하고 신선한 상층 해수가 흐르는 크지만 느린 흐름을 생성하여 차갑고 짠 남극 저층수를 대체한다. 이것은 또한 '할라인 포싱'(순 고위도 담수 획득 및 저위도 증발)으로 알려져 있다. 태평양의 이 따뜻하고 신선한 물은 그린란드까지 남대서양을 거쳐 흘러가 냉각되고 증발 냉각을 거쳐 해저로 가라앉아 지속적인 열염 순환을 제공한다.[25][26]
과거 해양학자들은 심해에서는 바람의 영향이 없으므로 완전히 정지된 세계일 것이라고 생각했다. 그러나 현재 측정 장비 발달로 심해에도 조석에 의한 흐름 외에, 표층보다 상당히 약하지만 해류가 있다는 것이 밝혀졌다. 심층의 흐름을 구동하는 주된 원인은 밀도 차이로 생각되었지만, 최근 연구에서는 바람이 주된 구동력의 기원이라는 설이 유력하다.[33]
해수의 밀도는 전 지구에서 일정하지 않고, 그 차이는 명료하고 불연속적이다. 표층에서 형성되는 수괴 사이에는 명료한 경계가 존재하며, 그 성질을 유지하고 있다. 해수의 밀도는 온도와 염분, 압력에 의해 결정된다. 차가운 해수, 염분이 많은 해수는 각각 따뜻한 해수, 염분이 적은 해수보다 고밀도가 된다. 수괴는 가장 안정된 상태를 유지하기 위해 유동한다.
해양에 온도와 염분을 부여하는 것은 표면뿐이며(지열의 효과는 작다[34]), 상층의 따뜻한 물과 하층의 찬물을 혼합하는 메커니즘은 조석이나 바람의 효과에 의해 생긴다고 생각된다.
바람은 혼합 효과 외에, 육지와의 상호 작용이나 에크만 수송으로 표면과 중심층의 해수 교환을 구동한다. 에너지로 보면 바람이 주된 구동력으로 생각되지만, 밀도 효과나 조석에 의한 혼합을 포함한 각각의 기여는 잘 알려져 있지 않다. 따라서 밀도 효과만으로 오해될 수 있는 '열염' 순환이라는 명칭을 피한 다른 명칭이 많이 사용되게 되었다.
3. 1. 북대서양 심층수(NADW) 형성
노르웨이 해에서는 바람에 의한 냉각이 주된 원인으로 가라앉은 수괴인 '''북대서양 심층수(NADW)'''가 해분으로 퍼져나가며, 그린란드, 아이슬란드, 영국 해역을 잇는 심해의 실(해분을 분단하는 상대적으로 얕은 해령)의 틈새를 이동하면서 매우 느리게 대서양의 심해 평원을 남쪽으로 흐른다.[18] 북부 대서양에서 이처럼 가라앉은 수괴는 베링 해협이 매우 얕고 좁기 때문에 태평양으로 흘러나가지 않는다.
북대서양 심층수(NADW)는 북대서양이 해양에 담수를 추가하여 염분을 감소시키는 강수가 높은 바람 때문에 증발에 의해 상쇄되는 드문 곳이기 때문에 형성된다. 물이 증발하면 소금이 남게 되므로 북대서양의 표층수는 특히 짜다. 북대서양은 또한 이미 차가운 지역이며, 증발 냉각은 수온을 더욱 낮춘다. 따라서 이 물은 노르웨이 해에서 아래로 가라앉아 북극해 분지를 채우고 그린란드-스코틀랜드 해령(Greenland-Scotland-Ridge)을 통해 남쪽으로 흘러나온다. 이 해령은 그린란드, 아이슬란드, 그리고 영국을 연결하는 해저 턱의 틈새이다. 베링 해협의 얕은 얕음 때문에 태평양으로 흐를 수 없지만, 천천히 남대서양의 깊은 심해 평원으로 흘러 들어간다.[18]
3. 2. 남극 저층수(AABW) 형성
남극해에서는 남극 대륙에서 빙붕으로 불어오는 강한 카타바틱 풍이 새로 형성된 해빙을 날려 웨델과 로스해, 아델리 해안, 케이프 다즐리와 같은 지역에서 폴리냐를 연다. 해빙에 의해 더 이상 보호받지 못하는 해양은 극심하고 강력한 냉각을 겪는다(폴리냐 참조). 한편, 해빙이 다시 형성되기 시작하여 표층수도 더욱 짜지므로 밀도가 매우 높아진다. 해빙의 형성은 표층 해수의 염분 증가에 기여한다. 해빙이 주변에 형성됨에 따라 더 짠 염수가 남겨진다(순수한 물이 우선적으로 얼음). 염분 증가는 해수의 어는점을 낮추므로 차가운 액체 염수가 얼음 벌집 내에 포함되어 형성된다. 염수는 점차적으로 그 아래의 얼음을 녹여 결국 얼음 매트릭스에서 떨어져 나와 가라앉는다. 이 과정을 염수 배출이라고 한다. 그 결과로 생긴 남극 저층수는 가라앉아 북쪽과 동쪽으로 흐른다. 이는 북대서양 심층수(NADW)보다 밀도가 높아서 그 아래로 흐른다. 웨델해에서 형성된 AABW는 주로 대서양과 인도양 분지를 채우는 반면, 로스해에서 형성된 AABW는 태평양으로 흐른다.[19][20][21][22][23]
3. 3. 심층수의 이동 및 용승
해양 분지로 가라앉는 깊은 물은, 계속되는 해양 혼합으로 점차 밀도가 낮아지는 오래된 심층 해수 덩어리를 대체한다. 이 과정에서 일부 물이 상승하는데, 이를 용승이라고 한다. 용승의 속도는 심층 해수 덩어리의 움직임과 비교해도 매우 느리다. 따라서 표층 해양에서 발생하는 다른 모든 바람에 의한 과정들을 고려할 때, 유속을 사용하여 용승이 발생하는 위치를 측정하는 것은 어렵다.[27] 심층수는 오랜 깊이에서의 여정 동안 입자상 물질의 분해로 형성된 고유한 화학적 지문을 가지고 있어, 많은 과학자들이 이러한 추적자를 사용하여 용승이 발생하는 위치를 추론하려고 시도했다. 월리스 브뢰커는 박스 모델을 사용하여 이 물에서 발견되는 높은 규소 값을 증거로 심층 용승의 대부분이 북태평양에서 발생한다고 주장했지만, 다른 연구자들은 이와 같은 명확한 증거를 찾지 못했다.[27]
해양 순환에 대한 컴퓨터 모델은 점차 심층 용승의 대부분이 남아메리카와 남극 대륙 사이의 열린 위도에서 강한 바람과 관련된 남극해에서 발생한다고 본다.[28]
열염 순환의 강도에 대한 직접적인 추정치는 영국-미국 RAPID 프로그램에 의해 북대서양 26.5°N에서 이루어졌다. 이 프로그램은 유속계와 해저 케이블 측정을 사용하여 해양 수송에 대한 직접적인 추정치와 온도 및 염분 측정을 통해 얻은 지균류 추정치를 결합하여 경선 방향 전도 순환에 대한 연속적이고 전체 깊이의, 분지 전체에 걸친 추정치를 제공한다. 그러나 이 프로그램은 2004년부터 운영되어 왔는데, 순환의 시간 척도가 수 세기로 측정될 때에는 너무 짧다.[29]
대서양에서 주로 형성된 심층수는 대서양 해분에서 남아프리카 공화국 근처를 경유하여 인도양으로 흘러들어가 오스트레일리아를 거쳐 태평양 해분으로 이동한다. 인도양과 태평양에서는 심층수가 표면 해수와 혼합된다. 이 혼합에 따른 상승류는 매우 느리기 때문에 유속을 측정하여 상승류의 발생 장소를 조사하는 것은 해양 표층에서 일어나는 풍성 순환에 비해 매우 어렵다. 그러나 심층수는 심해에서 긴 이동 과정에서 물질이 침강하여 분해된 결과로 화학적인 특징을 가지므로, 이를 북태평양의 표층에서 탐색함으로써 대규모 상승류가 일어나는 장소를 알 수 있다.
컴퓨터 시뮬레이션을 사용하여 심층수괴의 움직임을 추적할 수도 있다. 이를 통해 인도양과 태평양에서의 혼합 외에도, 남아메리카 대륙과 남극 대륙 사이의 위도에서 부는 탁월풍에 의해 남극해에서 강한 상승류가 있다는 것이 밝혀졌다.[35] 이 결과는 해양의 확산 계수의 관측과도 일치한다. 그러나 한편으로는 이에 반하는 관측 결과도 있어,[36] 심층수괴의 움직임은 미지의 부분이 많다.
4. 해류의 경로
]
그린란드 해역에서 밀도가 높은 바닷물이 초당 2천만 톤의 속도로 해저 4000m로 가라앉는 침강류가 발생하고, 폭 100km 가량의 이 거대한 침강류가 아메리카 대륙을 따라 대서양에서 초속 10cm의 매우 느린 속도로 흐르다가 남극 침강류와 만나 두 갈래로 나뉘어 인도양과 태평양으로 흘러들어간다. 태평양으로 간 해류는 뉴질랜드를 거쳐 북태평양의 커머디 해구에서 난류와 섞인다.[17]
남극해에서는 남극 대륙에서 빙붕으로 불어오는 강한 카타바틱 풍이 새로 형성된 해빙을 날려 웨델과 로스 해, 아델리 해안, 케이프 다즐리와 같은 지역에서 폴리냐를 만든다. 해빙에 의해 더 이상 보호받지 못하는 해양은 극심하고 강력한 냉각을 겪는다. 한편, 해빙이 다시 형성되기 시작하여 표층수도 더욱 짜지므로 밀도가 매우 높아진다. 해빙 형성은 표층 해수의 염분 증가에 기여하며, 해빙이 주변에 형성됨에 따라 더 짠 염수가 남겨진다. 염분 증가는 해수의 어는점을 낮추므로 차가운 액체 염수가 얼음 벌집 내에 포함되어 형성된다. 염수는 점차적으로 그 아래의 얼음을 녹여 결국 얼음 매트릭스에서 떨어져 나와 가라앉는다. 이 과정을 염수 배출이라고 한다. 그 결과로 생긴 남극 저층수는 가라앉아 북쪽과 동쪽으로 흐른다. 이는 북대서양 심층수(NADW)보다 밀도가 높아서 그 아래로 흐른다. 웨델 해에서 형성된 남극 저층수(AABW)는 주로 대서양과 인도양 분지를 채우는 반면, 로스 해에서 형성된 AABW는 태평양으로 흐른다.[18] 인도양에서는 대서양의 차갑고 짠 하층과 열대 태평양의 따뜻하고 신선한 상층의 수직 교환이 발생하는데, 이를 '''전도'''라고 한다. 태평양에서는 대서양의 나머지 차갑고 짠 물이 할라인 포싱을 겪고 더 빨리 따뜻하고 신선해진다.[19][20][21][22][23]
차가운 짠 물의 유출로 인해 대서양의 해수면은 태평양보다 약간 낮고, 대서양의 물의 염분은 태평양보다 높다. 이는 열대 태평양에서 인도네시아 군도를 통해 인도양으로 따뜻하고 신선한 상층 해수가 흐르는 크지만 느린 흐름을 생성하여 차갑고 짠 남극 저층수를 대체한다. 이것은 또한 '할라인 포싱'(순 고위도 담수 획득 및 저위도 증발)으로 알려져 있다. 태평양의 이 따뜻하고 신선한 물은 그린란드까지 남대서양을 거쳐 흘러가 냉각되고 증발 냉각을 거쳐 해저로 가라앉아 지속적인 열염 순환을 제공한다.[25][26]
5. 지구 기후에 미치는 영향
열염순환은 극 지역의 열 수지에 크게 관련되어 있으며, 전 지구의 해빙량에도 영향을 미친다. 또한 지구의 복사 수지에도 큰 영향을 미친다. 압도적인 체적을 차지하는 심층 수괴는 대기의 이산화 탄소 농도에도 영향을 미치고 있을 가능성이 있다.[37]
5. 1. 열염순환의 변화와 기후변화
열염순환은 그린란드에서 바닷물이 심해로 가라앉으면서 평형 유지를 위해 멕시코 만류가 북극으로 올라와 북극이 너무 춥지 않도록 하고, 태평양으로 들어간 해류는 적도 부근의 기온이 너무 뜨겁지 않도록 조절하는 역할을 한다. 그런데 최근에는 지구온난화로 극지방의 빙하가 녹아 민물이 계속해서 밀려듦으로서 북극해 바닷물의 밀도가 계속 낮아지고 침강류가 줄어들게 되어 해류가 약화되고 있다.[40] 학자들은 이 해류가 약화되면 지구 기후에 엄청난 악영향을 미칠 것이라고 한다.열염순환은 극지방에 열을 공급하고 해빙량을 조절하는 데 기여한다. 다만, 열대 지역 밖에서의 극 방향 열 수송은 대기 중에서 해양보다 훨씬 크다.[30] 열염순환의 변화는 지구의 복사 평형에 상당한 영향을 미치는 것으로 여겨진다.
애거시 호에서 유입되는 저밀도 융해수의 대량 유입과 북아메리카의 빙하 소멸은 북대서양 극지방의 심층수 형성 및 침강의 변화를 초래하여, 유럽에서 영거 드라이아스로 알려진 기후 시기를 유발한 것으로 여겨진다.[31]
열염순환은 극 지역의 열 수지에 크게 관련되어 있으며, 전 지구의 해빙의 양에도 영향을 미친다. 또한 지구의 복사 수지에도 큰 영향을 미친다. 압도적인 체적을 차지하는 심층 수괴는 대기의 이산화 탄소 농도에도 영향을 미치고 있을 가능성이 있다.[37]
후빙기의 초기, 그린란드나 북아메리카 빙상의 융해에 의해 저밀도 담수가 대량으로 유입되어, 북대서양에서의 심층수 형성 및 침강을 극도로 저해한 것이 밝혀졌으며, 이것이 유럽에서 알려진 영거 드라이아스 이벤트를 일으켰다고 생각되고 있다.[38]
2023년, 덴마크의 코펜하겐 대학교 연구팀은, 지구 온난화의 가속으로 빠르면 2025년에도 북대서양의 열염순환이 멈추는 시뮬레이션 결과를 발표했다.[39]
참조
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문서
Wunsch, C. and R. Ferrari, 2004: Vertical Mixing, Energy, and the General Circulation of the Oceans. Annual Review of Fluid Mechanics, 36, 281-314
[35]
문서
例えば、Toggweiler, J. R. and B. Samuels, 1998: On the Ocean's Large-Scale Circulation near the Limit of No Vertical Mixing. Journal of Physical Oceanography, 28, 1832-1852.
[36]
논문
Improved estimates of global ocean circulation, heat transport and mixing from hydrographic data
Nature
2000
[37]
논문
Wind-driven upwelling in the Southern Ocean and the deglacial rise in atmospheric CO2
Science
2002
[38]
논문
Was the Younger Dryas triggered by a flood?
Science
2006
[39]
웹사이트
大西洋の海洋循環が今世紀にも停止？ 世界の気候激変の「転換点」に
https://www.asahi.co[...]
朝日新聞DIGITAL
2023-07-26
[40]
뉴스
바닷물 싱거워진다
http://news.khan.co.[...]
경향신문
2005-06-30
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