전 세계 표층 순환(아열대 순환 등)편집자 확인

해양 표층 순환의 가장 주요한 원동력은 풍력 응력이다. 바람이 해수면을 따라 불 때 마찰력에 의해 해수에 운동량을 전달하여 해류를 발생시킨다. 이 과정에서 바람은 지속적으로 해수 표면에 힘을 가하며, 이 힘을 풍력 응력이라고 한다. 풍력 응력의 크기는 바람의 속도와 해수면의 상태에 따라 달라진다.

그러나 바람이 불어가는 방향 그대로 해류가 흐르지는 않는다. 지구 자전에 의해 발생하는 코리올리 효과가 흐름의 방향을 크게 바꾸기 때문이다. 북반구에서는 운동하는 물체가 진행 방향의 오른쪽으로, 남반구에서는 왼쪽으로 휘어지게 하는 이 효과는 해류의 패턴을 결정하는 핵심 요소이다.

풍력 응력과 코리올리 효과의 결합은 대규모 순환을 만들어낸다. 표층 해수는 풍력 응력에 의해 움직이기 시작하고, 코리올리 효과에 의해 방향이 틀어진다. 이 상호작용의 결과, 북반구에서는 풍계 주위를 시계 방향으로, 남반구에서는 반시계 방향으로 회전하는 대규모 소용돌이가 형성된다. 이러한 원리를 바탕으로 지구상의 주요 해양 순환계, 예를 들어 아열대 순환이 만들어지게 된다.

열염 순환은 해수의 밀도 차이에 의해 발생하는 대규모 순환으로, 풍력에 의한 표층 순환과 함께 해양 순환의 주요 원동력 중 하나이다. 해수의 밀도는 수온과 염분에 의해 결정되며, 수온이 낮아지거나 염분이 높아질수록 밀도는 증가한다. 고밀도의 해수는 침강하여 심층으로 이동하고, 저밀도의 해수는 상승하여 표층을 채우는 과정이 지속되면서 전 지구적 규모의 순환, 즉 열염 순환을 형성한다.

밀도 차이에 의한 해수의 수직 운동을 밀도류라고 한다. 대표적인 예는 북대서양 심층수의 형성 과정이다. 북대서양의 노르웨이해와 랍라도해 인근에서는 겨울철 강한 냉각과 증발로 인해 표층수의 염분과 밀도가 극도로 높아진다. 이 고밀도수는 표층 아래로 가라앉아 심층수를 형성하고, 남쪽으로 흐르기 시작한다[1]. 반대로, 남극해에서는 남극저층수가 형성되어 전 대양의 심해를 채우는 중요한 역할을 한다.

이러한 열염 순환은 지구의 열 균형에 핵심적인 역할을 한다. 열대 지역에서 가열된 표층수가 고위도로 이동하면서 열을 수송하고, 고위도에서 냉각된 고밀도수가 심층으로 침강하면서 순환을 완성한다. 이 과정은 지구 기후 시스템의 거대한 컨베이어 벨트와 같아, 지역적 기후뿐만 아니라 전 지구적 기후 패턴을 안정화시키는 데 기여한다.

아열대 순환은 북반구와 남반구의 아열대 고기압대 아래 위치한, 시계 방향(북반구) 또는 반시계 방향(남반구)으로 회전하는 대규모 표층 해류 계를 가리킨다. 이 순환은 편서풍과 무역풍에 의해 구동되며, 각 대양(태평양, 대서양, 인도양)에서 발견되는 가장 두드러진 표층 순환 패턴이다. 순환의 중심은 일반적으로 해수의 수렴이 일어나는 아열대 수렴대 부근에 위치한다.

북반구의 아열대 순환은 시계 방향으로 회전한다. 서쪽 경계를 따라 강한 난류인 쿠로시오 해류(태평양)와 걸프 해류(대서양)가 북상한다. 동쪽 경계를 따라 남하하는 캘리포니아 해류(태평양)와 카나리아 해류(대서양)는 비교적 느리고 넓은 흐름을 보인다. 남반구의 아열대 순환은 반시계 방향으로 회전하며, 서쪽 경계를 따라 동호주 해류와 브라질 해류가 남하한다.

아열대 순환은 해양의 열과 물질을 장거리 수송하는 데 핵심적인 역할을 한다. 특히 서쪽 경계류는 강한 열 수송을 담당하여, 예를 들어 걸프 해류는 북서유럽의 기후를 비교적 온화하게 만드는 데 기여한다[3]. 또한 순환 내부의 수렴 영역은 영양염이 부족한 청정 해역을 형성하여, 플랑크톤 생산성이 일반적으로 낮은 특징을 보인다.

아극 순환은 북극 또는 남극을 중심으로 형성되는 대규모 해류 순환계를 가리킨다. 이 순환은 주로 서풍이 지배하는 중위도와 극지방 사이의 해역에서 발생하며, 아열대 순환보다 규모가 작고 불완전한 고리 형태를 보이는 경우가 많다. 특히 남반구에서는 남극 순환류라고 불리는 강력하고 연속적인 순환이 존재하는 반면, 북반구에서는 대륙 분포로 인해 순환이 여러 개로 분리되는 특징을 보인다.

북반구의 아극 순환은 주로 북태평양과 북대서양에 위치한다. 북태평양에서는 알류샨 저기압 주변을 반시계 방향으로 순환하는 해류계가 형성되며, 캘리포니아 해류의 북쪽 연장인 북태평양 해류의 일부 찬물이 북쪽으로 흘러 알래스카 해류를 이루고, 이후 서쪽으로 향하는 쿠릴 해류(오야시오 해류)와 동쪽으로 되돌아오는 북태평양 해류가 순환을 완성한다. 북대서양에서는 그린란드와 아이슬란드, 랩테프해 주변에 약한 반시계 방향 순환이 관찰된다.

남반구의 아극 순환은 남극 순환류로 대표된다. 이는 지구상에서 가장 강력하고 연속적인 해류로, 서풍 표류라고도 불린다. 이 순환은 남위 40도에서 60도 사이를 지배하며, 어떠한 대륙에도 방해받지 않고 지구를 완전히 돌아간다. 이 순환은 차가운 남극 표층수를 북쪽으로 운반하고, 비교적 따뜻한 중위도 해수를 남극 방향으로 밀어내는 역할을 한다. 순환의 북쪽 경계에는 남극 극전선이라는 명확한 수온 경계가 형성된다.

아극 순환은 해양 생태계와 지구 기후 시스템에 중요한 영향을 미친다. 이 순환은 심층수가 표층으로 용승하는 주요 지역으로, 플랑크톤 성장에 필요한 영양염을 공급하여 어장을 형성한다. 또한 극지방과 중위도 사이의 열과 염분을 교환함으로써 고위도 지역의 기후를 조절하는 핵심 메커니즘으로 작동한다.

적도 해류계는 적도 부근에서 주로 동서 방향으로 흐르는 해류들의 복합체를 가리킨다. 이 계는 북적도 해류, 남적도 해류, 적도 반류, 그리고 적도 암류(또는 적도 잠류)로 구성된다. 이들 해류는 무역풍의 지속적인 영향과 코리올리 효과의 적도에서의 변화에 의해 주로 형성된다.

북적도 해류와 남적도 해류는 각각 북위와 남위 약 10~20도 부근에서 무역풍에 의해 추진되어 서쪽으로 흐른다. 적도 반류는 이 두 서향류 사이, 적도 바로 북쪽에서 동쪽으로 흐르는 비교적 좁고 빠른 표층 해류이다. 이는 서향풍에 의해 쌓인 물이 압력 구배에 의해 동쪽으로 되돌아가면서 형성된다. 한편, 적도 암류는 적도 아래 약 100~200미터 깊이에서 동쪽으로 흐르는 해류로, 표층과는 반대 방향의 흐름을 보인다.

적도 해류계의 구조는 대양별로 차이를 보인다. 특히 계절풍의 영향을 강하게 받는 인도양에서는 패턴이 뚜렷하게 변한다. 북반구 여름 동안 남서 몬순이 불면, 북적도 해류가 약화되거나 소멸하고 인도양 북부에 강한 동향류가 발달한다. 태평양과 대서양에서는 계절에 따른 변화가 상대적으로 덜 두드러지지만, 엘니뇨와 라니냐 현상은 적도 태평양의 해류와 수온 분포에 큰 변동을 일으킨다.

대양 경계류는 대륙이나 주요 섬의 연안을 따라 흐르는 비교적 좁고 강한 해류를 가리킨다. 이들은 주로 대규모의 풍계 순환, 즉 아열대 순환이나 아극 순환의 서쪽 경계에서 발생하여 해류의 에너지를 집중시키는 역할을 한다. 일반적으로 서쪽 경계류는 동쪽 경계류에 비해 훨씬 좁고 빠르며 수송량이 크다[5].

주요 서쪽 경계류에는 쿠로시오 해류(북태평양), 걸프 해류(북대서양), 아굴라스 해류(남인도양), 브라질 해류(남대서양), 동호주 해류(남태평양) 등이 포함된다. 이들은 고온 고염의 열대 또는 아열대 해수를 고위도로 수송하여, 서안의 기후를 온난화시키는 중요한 역할을 한다. 반면, 동쪽 경계류는 캘리포니아 해류(북태평양 동부), 페루 해류(남태평양 동부), 카나리아 해류(북대서양 동부), 벵겔라 해류(남대서양 동부) 등이 있으며, 일반적으로 저온의 해수를 저위도로 운반하고, 상승류가 발달하는 경우가 많다.

이러한 경계류의 형성과 강도는 풍력 응력의 분포와 대륙의 지형에 크게 의존한다. 또한, 경계류는 주변 해역의 플랑크톤 생산성과 주요 어장의 위치를 결정하며, 대기와의 열 교환을 통해 지역적乃至 전 지구적 기후 패턴에 영향을 미친다.

태평양은 면적과 부피 모두 가장 큰 대양으로, 그 표층 순환 패턴은 북태평양과 남태평양에서 대체로 대칭적인 아열대 순환을 보인다. 북태평양에서는 시계 방향으로 순환하며, 남태평양에서는 반시계 방향으로 순환한다. 각 순환의 서쪽 경계에는 강한 대양 경계류인 쿠로시오 해류(북태평양)와 동오스트레일리아 해류(남태평양)가 발달한다. 동쪽 경계에는 캘리포니아 해류(북태평양)와 페루 해류(남태평양)와 같은 약한 연안 해류가 존재한다.

적도 부근에서는 복잡한 적도 해류계가 형성된다. 북적도 해류와 남적도 해류는 무역풍의 영향으로 서쪽으로 흐르며, 이들 사이에는 동쪽으로 흐르는 적도 반류가 놓여 있다. 더 깊은 수층에서는 서쪽으로 흐르는 적도 잠류가 있다. 북태평양의 서부 열대 해역에서는 쿠로시오 확장류에서 분기된 대만 난류가 중요한 역할을 한다.

태평양 순환의 가장 두드러진 특징은 엘니뇨-남방진동 현상에 따른 강한 계간에서 십년 간 변동성이다. 정상 상태에서는 무역풍이 서태평양의 따뜻한 표층수를 쌓아 두어 해수면 높이의 서고동저 경사를 유지한다. 그러나 엘니뇨 발생 시 이 패턴이 약화되거나 역전되면서 적도 부근의 따뜻한 물이 동태평양으로 이동하고, 페루 해류의 용승이 약화된다. 이는 전 지구적 기후 패턴에 광범위한 영향을 미친다.

북태평양의 아한대 지역에는 반시계 방향의 아극 순환인 알류샨 저기압의 영향을 받는 순환이 존재한다. 이 지역에는 서풍 표류의 일부인 북태평양 해류가 동쪽으로 흐르며, 캘리포니아 해류의 북쪽 연장인 알래스카 해류와 같은 연안 순환계도 관찰된다.

대서양은 북반구와 남반구에 걸쳐 있으며, 두 반구 모두에서 뚜렷한 아열대 순환을 보인다. 북대서양과 남대서양 각각의 순환은 기본적으로 시계 방향(북반구)과 반시계 방향(남반구)의 아열대 순환고리를 형성한다. 이 순환계는 적도 무풍대를 중심으로 대칭적으로 배열되어 있으며, 서쪽 경계를 따라 강한 대양 경계류가 발달한다.

북대서양의 아열대 순환은 북적도 해류, 멕시코 만류, 북대서양 해류, 그리고 카나리아 해류로 구성된다. 특히 멕시코 만류는 세계에서 가장 강력한 서쪽 경계류 중 하나로, 플로리다 해협을 통해 빠른 속도로 북상한다. 이 해류는 이후 북대서양 해류로 이어지며, 유럽 서부 해안에 상대적으로 온난한 기후를 제공하는 역할을 한다[6]. 남대서양의 아열대 순환은 남적도 해류, 브라질 해류, 남대서양 해류, 그리고 벵겔라 해류로 이루어져 있다.

적도 지역에서는 북적도 해류와 남적도 해류 사이에 서향류인 적도 반류가 존재한다. 또한, 계절에 따라 방향이 바뀌는 몬순의 영향을 받는 인도양과 달리 대서양의 적도 해류계는 비교적 안정적이다. 대서양 북부에는 아극 순환에 해당하는 라브라도 해류와 동그린란드 해류 같은 한류가 존재하며, 이들은 멕시코 만류에서 북상한 따뜻한 물과 만나 뉴펀들랜드 앞바다의 세계적인 어장을 형성하는 조건을 제공한다.

인도양은 북쪽이 유라시아 대륙에 의해 막혀 있어 독특한 순환 패턴을 보인다. 북인도양에서는 계절에 따라 바람 방향이 완전히 뒤바뀌는 몬순 현상이 지배적이어서, 표층 해류도 이에 따라 뚜렷한 계절적 변화를 겪는다. 남인도양의 순환은 남반구의 일반적인 대기 순환과 조화를 이루며, 비교적 안정된 아열대 순환을 형성한다.

북인도양에서는 여름(남서 몬순기)에 남서풍이 불어와 해류가 시계 방향으로 순환하며, 특히 강한 소말리 해류가 아라비아해 연안을 따라 북쪽으로 흐른다. 반면 겨울(북동 몬순기)에는 북동풍이 불어와 해류가 반시계 방향으로 순환하며, 소말리 해류는 사라지고 서향의 북적도 해류가 발달한다. 남인도양에서는 남동 무역풍의 영향으로 강한 서향의 남적도 해류가 발달하며, 이 해류는 마다가스카르와 모잠비크 근해에서 남쪽으로 분기된다.

인도양의 주요 순환 요소는 다음과 같다.

이러한 순환 패턴은 인도네시아 통류를 통해 태평양과의 물 교환을 일으키며, 전 지구적 열염 순환에 기여한다. 또한, 계절적으로 변하는 해류는 인도양 쌍극자 같은 해양-대기 상호작용 현상과 깊은 연관이 있다.

몬순은 계절에 따라 풍향이 반전되는 대규모 대기 순환으로, 특히 인도양과 아시아 주변 해역의 표층 해류 패턴에 지배적인 영향을 미친다. 여름에는 남서풍이, 겨울에는 북동풍이 우세해 해류의 방향과 강도가 뚜렷하게 변한다.

여름 몬순 기간에는 강한 남서풍이 인도양 북부 해역을 동쪽에서 서쪽으로 흐르는 적도 해류를 약화시키거나 역전시킨다. 대신 소말리 해류와 같은 강한 서경 경계류가 발달하여 아라비아해 연안을 따라 북쪽으로 흐른다. 이 해류는 표층의 따뜻한 물을 수송하며, 용승 현상을 유발해 소말리아 연안에 풍부한 어장을 형성한다[9].

반대로 겨울 몬순 기간에는 북동풍이 우세해 인도양 북부의 표층 순환을 서에서 동쪽으로 바꾼다. 이 시기에는 북적도 해류가 재확립되고, 소말리 해류는 남향 흐름으로 전환되거나 소멸한다. 계절에 따른 해류의 역전은 해수 온도, 염분, 영양염 분포를 변화시켜 해양 생태계의 계절적 리듬을 결정짓는 주요 요인으로 작용한다.

몬순의 영향은 해류뿐만 아니라 대규모 순환계의 위치에도 영향을 준다. 예를 들어, 인도양의 아열대 순환고리는 여름철에 남쪽으로 이동하고 겨울철에 북쪽으로 확장되는 등 계절적 변동을 보인다. 이와 같은 변화는 지역 기후와 강수 패턴에 직접적인 연관성을 가진다.

엘니뇨와 라니냐는 태평양 적도 지역에서 발생하는 해양-대기 상호작용 현상으로, 해수면 온도와 대기 순환의 대규모 변동을 특징으로 한다. 이들은 보통 2~7년의 불규칙한 주기로 발생하며, 전 세계의 날씨 패턴과 기후에 심대한 영향을 미친다.

엘니뇨는 태평양 적도 중부부터 동부의 해수면 온도가 비정상적으로 상승하는 현상을 말한다. 이때 평소 강하게 불던 무역풍이 약화되거나 멈추고, 따뜻한 해수가 동태평양으로 이동하여 축적된다. 그 결과, 강한 대류 활동 지역이 서태평양에서 중태평양으로 이동하게 된다. 반대로 라니냐는 동태평양의 해수면 온도가 평년보다 더 낮아지는 현상이다. 이때 무역풍이 평소보다 더 강해져서 서태평양으로 따뜻한 해수가 더 많이 쌓이고, 동태평양에서는 차가운 용승이 더 활발해진다.

이 현상들의 전 지구적 영향은 매우 광범위하다. 엘니뇨가 발생하면 동태평양 연안의 페루와 에콰도르에는 폭우와 홍수가 발생하는 반면, 서태평양의 인도네시아와 오스트레일리아 북부에는 극심한 가뭄이 들 수 있다. 또한 북미 서부는 더 따뜻하고 습한 겨울을, 북미 동부는 더 따뜻한 겨울을 경험하는 경향이 있다. 라니냐의 영향은 대체로 엘니뇨와 반대되는 양상을 보인다. 예를 들어, 인도네시아와 오스트레일리아 북부는 더 많은 강수량을, 미국 남서부는 더 건조한 조건을 맞이할 수 있다. 이들 현상은 열대성 저기압의 발생 위치와 빈도에도 영향을 미친다.

이러한 변동성을 종합적으로 지칭하는 용어는 엘니뇨-남방진동(ENSO)이다. 이는 해양의 온도 변동(엘니뇨/라니냐)과 대기압의 변동(남방진동)이 결합된 현상을 의미한다. ENSO는 전 세계적인 기후 예측에서 가장 중요한 단기 변동 요인 중 하나로 간주된다.

해양 표층 순환은 플랑크톤의 공간적 분포를 결정하는 핵심 요인이다. 용승이 발생하는 해역은 심층의 영양염이 표층으로 공급되어 식물 플랑크톤의 대량 번성을 유도한다. 이는 먹이 사슬의 기초를 형성하여 동물성 플랑크톤과 어류를 풍부하게 만든다. 따라서 주요 어장은 대체로 이러한 용승 해역이나 해류 경계부에 위치한다.

주요 표층 순환계와 연관된 대표적인 어장은 다음과 같다.

이러한 어장의 생산성은 순환 패턴의 변화에 매우 민감하다. 예를 들어, 엘니뇨 현상이 발생하면 평상시 강한 용승을 보이는 페루 해류 지역의 해류가 약화되거나 정체된다. 이로 인해 영양염 공급이 중단되고 플랑크톤 생산량이 급감하며, 정어리나 멸치 같은 어획량이 크게 줄어드는 결과를 초래한다[10].

한편, 난류와 한류가 만나는 조경 수역에서는 수온 전선이 발달하며, 이는 플랑크톤과 이를 포식하는 어류를 집중시키는 역할을 한다. 북서태평양의 쿠로시오 해류와 오야시오 해류가 만나는 지역, 또는 북대서양의 걸프 해류와 랩라도 해류가 접하는 지역은 대표적인 조경 어장으로 알려져 있다.

해양 표층 순환은 지구 표면에 도달한 태양 복사 에너지의 상당 부분을 적도 지역에서 고위도 지역으로 이동시키는 열 수송의 주요 경로 역할을 한다. 이 과정은 지역적 및 전 지구적 기후를 조절하는 데 핵심적인 요소이다. 따뜻한 해류는 극지방으로 열을 운반하여 해당 지역의 기온을 상승시키고, 한랭한 해류는 적도 방향으로 흐르며 열대 지역의 과도한 가열을 완화한다.

대표적인 예로, 북대서양의 걸프 해류와 그 연장선인 북대서양 해류는 열대의 따뜻한 해수를 북서유럽 해안까지 운반한다. 이 덕분에 같은 위도의 다른 지역(예: 캐나다 래브라도)에 비해 북서유럽의 겨울 기후는 훨씬 온화하다. 반면, 캘리포니아 해류나 페루 해류(훔볼트 해류)와 같은 한류는 인근 해안 지역에 서늘하고 건조한 기후를 형성하며, 안개 발생을 촉진하는 역할을 한다.

해류의 열 수송은 대기 순환과도 밀접하게 상호작용한다. 해수면 온도의 분포는 대기 중의 기압계를 형성하고, 무역풍이나 편서풍과 같은 대규모 바람 패턴을 유지하거나 변동시키는 원인이 된다. 또한, 해류가 운반하는 열과 수증기는 열대 저기압(태풍, 허리케인)의 발생과 강도에 중요한 에너지원을 제공한다.

이러한 열 수송 메커니즘의 변화는 기후에 중대한 영향을 미친다. 과거 한빙기와 같은 기후 변동기에는 해양 순환, 특히 열염 순환의 약화가 전 지구적 냉각과 깊은 관련이 있었다고 여겨진다. 현재 진행 중인 기후 변화 역시 해류의 패턴과 속도를 변화시켜, 장기적으로는 지역 기후 체계를 재편할 가능성이 있다.

해양 표층 순환을 연구하는 데 있어 위성 원격 탐사는 광범위한 해역을 지속적이고 동시에 관측할 수 있는 핵심 도구이다. 이 방법은 인공위성에 탑재된 다양한 센서를 이용해 해수면의 물리적 특성을 간접적으로 측정함으로써 해류의 속도, 방향, 경계 등을 파악한다.

주요 관측 변수는 해수면 높이, 해수면 온도, 그리고 해색이다. 해양고도계 위성은 해수면 높이의 미세한 편차를 정밀하게 측정하는데, 이 편차는 해수면 아래의 수온과 염분 차이에 의한 밀도 변화, 즉 지형류와 직접적으로 연결된다. 이를 통해 해류의 속도와 방향을 계산할 수 있다. 적외선 센서는 해수면 온도를 측정하여 한류와 난류의 경계를 뚜렷하게 보여주며, 해색 센서는 엽록소 농도를 통해 플랑크톤 분포를 추적함으로써 용승 지역이나 소용돌이의 위치를 간접적으로 확인하는 데 활용된다.

위성 원격 탐사의 가장 큰 장점은 전 지구적 규모의 실시간 데이터를 제공한다는 점이다. 선박이나 부이 관측만으로는 파악하기 어려운 대규모 순환 패턴의 변화, 예를 들어 엘니뇨 현상 시 적도 태평양의 해수면 온도와 높이 이상을 모니터링하거나, 멕시코 만류의 경로 변동을 추적하는 데 결정적인 역할을 한다. 또한 장기적인 기후 변화에 따른 해양 순환의 변화 추세를 분석하는 데 필수적인 데이터를 축적한다.

해양 표층 순환을 직접 측정하기 위해 부이와 선박을 활용한 현장 관측이 수행된다. 이 방법들은 해류의 속도, 방향, 수온, 염분 등 물리적 특성을 직접 기록하여 원격 탐사나 모델링 데이터의 검증 자료로 활용된다.

부이 관측은 지속적이고 광범위한 데이터 수집이 가능하다. 표류 부이는 해류를 따라 움직이면서 위치를 추적하여 유속과 방향을 간접적으로 측정한다. 반면, 계류 부이는 정해진 지점에 고정되어 해류계, 수온계, 염분계 등의 센서로 시계열 데이터를 수집한다. 대표적인 글로벌 관측 네트워크로는 전 세계에 3,000개 이상 부이를 분포시킨 아르고 프로그램이 있다[11].

선박 관측은 더욱 정밀하고 다양한 측정이 가능하다. 연구선은 CTD 탐사기를 이용해 수심에 따른 수온, 전기전도도(염분), 압력의 연속 프로파일을 얻는다. 또한 선박 탑재 도플러 해류계(ADCP)는 선박이 이동하면서 수층별 해류 속도와 방향을 음파를 이용해 측정한다. 역사적으로 중요한 해류의 존재와 경로는 선박의 표류 기록이나 항해 일지 분석을 통해 처음으로 확인되기도 했다.

이러한 현장 관측 자료는 해양 순환의 장기 변화를 모니터링하고, 위성 원격 탐사로 얻은 해수면 높이 또는 표층 수온 데이터를 보정하며, 수치 모델링의 초기 조건 및 검증에 필수적인 기초를 제공한다.

수치 모델링은 해양 순환을 이해하고 예측하기 위한 핵심 도구이다. 이 방법은 해양의 물리 법칙을 수학적 방정식으로 표현하고, 이를 컴퓨터를 사용하여 수치적으로 풀어냄으로써 해수의 운동, 온도, 염분 분포 등을 시공간적으로 재현하거나 미래를 전망한다.

수치 모델의 기본은 나비에-스토크스 방정식과 같은 유체 운동 방정식, 열 및 염분의 보존 방정식, 그리고 상태 방정식으로 구성된다. 이 방정식들은 복잡한 해양 환경을 단순화한 격자 시스템 위에서 계산된다. 모델의 정확도는 격자의 해상도, 대기 경계 조건의 정밀도, 그리고 난류나 소규모 과정을 나타내는 매개변수화 기법에 크게 의존한다. 주요 모델 유형으로는 전지구 규모의 대순환 모델, 연안이나 특정 해역을 상세히 묘사하는 지역 모델, 그리고 해양과 대기의 상호작용을 함께 고려하는 기후 모델 등이 있다.

수치 모델링의 적용 분야는 매우 다양하다. 단기적인 해류 및 파랑 예보부터, 장기적인 기후 변화가 해양 순환에 미치는 영향 평가까지 광범위하다. 특히 열염 순환과 같은 대규모 순환의 변동성 연구, 또는 엘니뇨 현상의 발생 메커니즘 분석과 예측에서 핵심적인 역할을 한다. 또한, 모델은 위성이나 부이로는 직접 관측하기 어려운 해양 내부의 3차원 구조와 흐름을 추정하는 데 유용하다.

모델의 결과는 반드시 위성 원격 탐사나 현장 관측 자료와 비교 검증되어야 신뢰성을 확보할 수 있다. 이러한 검증 과정을 통해 모델의 불확실성이 평가되고 모델 자체가 지속적으로 개선된다.