해수의 밀도와 수온-염분도(T-S도)편집자 확인

해수의 밀도는 일반적으로 국제단위계(SI)에서 킬로그램 매 세제곱미터(kg/m³)로 표시되며, 순수한 물의 밀도(약 1000 kg/m³)보다 약간 높은 값을 가진다. 해수의 밀도(ρ)를 계산하는 기본 공식은 온도(T), 염분(S), 압력(p)의 함수로 표현된다. 이 관계는 해수 상태 방정식으로 알려져 있으며, 여러 실험적 관측을 바탕으로 개발된 경험식이다.

밀도에 영향을 미치는 주요 인자는 수온, 염분, 압력이다. 수온이 상승하면 분자 운동이 활발해져 부피가 증가하므로 밀도는 감소한다. 반대로 염분이 증가하면 용해된 염류 이온이 물 분자 사이에 채워져 같은 부피당 질량이 늘어나 밀도가 증가한다. 압력은 수심이 깊어질수록 증가하며, 물을 압축시켜 부피를 줄이므로 밀도 증가에 기여한다. 일반적으로 표층에서는 수온과 염분의 변화가 밀도를 결정하는 주된 요인이나, 심해로 갈수록 압력의 영향이 상대적으로 커진다.

이 세 인자의 상대적 중요도를 비교하면 다음과 같다.

실제 해양에서는 밀도가 직접 측정되기보다는, CTD 센서로 측정된 수온, 염분, 압력(또는 수심) 값을 상태 방정식에 대입하여 계산된다. 극한 환경(예: 극해의 저온 고염분 해역)에서는 밀도가 최대 1028 kg/m³까지 도달할 수 있는 반면, 열대 표층의 따뜻하고 염분이 낮은 해역에서는 1023 kg/m³ 정도로 낮아진다. 이처럼 작은 밀도 차이(수 kg/m³)가 대규모 해양 순환을 일으키는 원동력이 된다.

해수의 밀도 차이는 해양 순환을 구동하는 주요 원동력 중 하나이다. 밀도가 높은 해수는 가라앉고, 밀도가 낮은 해수는 떠오르는 대류 현상이 발생한다. 특히 고위도 지역에서 표층수가 냉각되거나 증발로 인해 염분이 높아지면 밀도가 증가하여 심해로 침강한다. 이렇게 형성된 심층수는 전 지구적 규모의 열염순환을 일으키며, 대기와 함께 지구의 열을 극지방에서 적도 지역으로 재분배하는 역할을 한다.

해양의 열 저장 및 수송 능력은 대기보다 훨씬 커서, 기후 시스템에 있어 중요한 안정 장치 역할을 한다. 예를 들어, 열염순환은 북대서양 지역에 상대적으로 온난한 기후를 제공한다. 이 순환이 약화되거나 변하면, 유럽 및 전 세계의 기후 패턴에 중대한 변화를 초래할 수 있다[1].

해수의 밀도 분포와 이에 따른 순환은 대기 중 이산화탄소 흡수에도 영향을 미친다. 표층수가 고밀도화되어 심해로 침강할 때, 표층에서 용해된 대기 중 이산화탄소를 함께 깊은 바다로 운반한다. 이 과정은 장기간에 걸쳐 탄소를 해양에 저장하는 역할을 하며, 현재의 기후 변화 속도에 영향을 준다.

수온-염분도는 해수의 물리적 특성을 분석하는 핵심 도구로, 일반적으로 가로축을 염분, 세로축을 수온으로 설정하여 구성된 2차원 그래프이다. 이 그래프 상의 한 점은 특정 수온과 염분 값을 동시에 가지는 해수 덩어리를 나타낸다. T-S도는 해수의 밀도를 직접적으로 표시하지는 않지만, 밀도와 밀접한 관계가 있는 수온과 염분을 함께 표현함으로써 해수의 밀도 구조와 기원을 간접적으로 추론할 수 있게 해준다.

T-S도의 구성 요소는 다음과 같다.

이 그래프 상에서 유사한 물리적 과정을 거쳐 형성된 해수 덩어리(수괴)는 서로 근접한 위치에 분포하는 경향을 보인다. 따라서 T-S도 상에서 점들의 분포 패턴을 분석하면, 서로 다른 기원을 가진 수괴의 혼합 정도, 특정 해역의 안정성, 그리고 해양 순환의 경로를 파악하는 데 결정적인 정보를 제공한다.

해수의 단열 과정은 외부와의 열 교환 없이 압력 변화만으로 일어나는 상태 변화를 의미한다. 해수가 깊이에 따라 압력을 받으면, 압축에 의한 열역학적 효과로 온도가 미세하게 상승한다. 이때 측정된 온도를 단열 온도라고 하며, 해수가 실제로 주변 환경과 열 교환 없이 이동할 때 가지는 온도이다. 잠재 온도는 해수를 표면 압력으로 가정했을 때의 단열 온도로, 실제 관측된 현장 수온과 구분하여 해수의 열적 역사를 비교하는 데 사용된다.

해수의 염분과 잠재 온도는 해수 입자의 고유한 특성으로, 표층에서 혼합이나 증발, 강수 등의 과정을 통해 결정된 후, 해수가 심층으로 이동하면 외부와의 물리적 교환 없이 장기간 보존되는 경향이 있다. 이 특성을 보존 특성이라고 한다. T-S도 상에서 특정 수괴는 이러한 보존 특성 때문에 독특한 곡선이나 점의 군집으로 나타난다. 예를 들어, 북대서양 심층수는 고유한 염분과 잠재 온도 값을 가져 T-S도 상에서 식별 가능하다.

이러한 보존 특성은 해수의 이동 경로를 추적하는 데 핵심적인 도구가 된다. 표에서 보듯이, 주요 수괴는 T-S도 상에서 구별되는 특성을 보인다.

따라서, 단열 과정을 고려한 잠재 온도와 염분이라는 보존 특성을 분석함으로써, 해양학자들은 지구 규모의 심층 순환 경로와 다양한 수괴의 기원, 혼합, 변질 과정을 규명할 수 있다.

밀도 등치선은 수온-염분도 상에서 같은 밀도를 가지는 해수들의 위치를 연결한 선이다. 이 선들은 T-S도 위에 그려지며, 주로 잠재 밀도를 기준으로 표시된다. 밀도 등치선은 일반적으로 우상향하는 곡선 형태를 보이며, 이는 온도가 높아지면 밀도를 유지하기 위해 염분도 함께 높아져야 함을 의미한다.

한편, 특정 해역에서 관측된 다양한 수온과 염분 값의 조합은 T-S도 위에 점들로 표시된다. 이러한 점들의 분포를 연결한 선이 T-S 곡선이다. T-S 곡선은 해당 해역의 수층 구조를 나타내는 핵심 도구로, 서로 다른 특성을 가진 수괴가 혼합된 결과를 보여준다. 곡선의 형태는 수직 방향의 성층 안정성과 수괴의 기원을 이해하는 데 중요한 단서를 제공한다.

밀도 등치선과 T-S 곡선의 관계는 해수의 물리적 과정을 해석하는 데 필수적이다. 예를 들어, 두 개의 서로 다른 수괴가 혼합될 때, 그 결과물의 수온과 염분은 T-S도 상에서 두 기원 수괴를 연결하는 직선 상에 위치한다. 이때, 혼합된 해수의 밀도는 해당 위치를 지나는 밀도 등치선의 값으로 결정된다. 따라서 T-S 곡선이 밀도 등치선과 어떻게 교차하는지를 분석함으로써, 혼합 과정과 최종 수괴의 안정성을 추론할 수 있다.

해수의 단열 특성은 외부와의 열 교환 없이 해수 입자가 이동할 때 그 엔트로피가 보존되는 것을 의미한다. 이 과정에서 해수는 주변 압력 변화에 따라 온도가 변하는데, 이를 단열 온도 변화라고 한다. 해수가 깊은 곳으로 가라앉을수록 압력이 증가하여 압축되면서 온도가 약간 상승한다. 반대로 상승할 때는 팽창하면서 온도가 하강한다. 이 현상은 해양 내부의 에너지 분포를 이해하는 데 중요하다.

T-S도 상에서 해수 단열 과정은 특정한 곡선을 따라 이동하는 것으로 표현된다. 해수 입자가 단열적으로 이동할 때는 그 고유한 염분과 잠재 온도가 보존되기 때문에, T-S도 상의 위치는 변하지 않는다. 이 보존 특성 덕분에 해양학자들은 특정 T-S 특성을 가진 해수 덩어리, 즉 수괴의 기원과 이동 경로를 추적할 수 있다.

해수의 단열 및 보존 특성은 심층 순환 연구의 핵심이다. 예를 들어, 북대서양 심층수는 그린란드 해역에서 표면에서 냉각되어 가라앉을 때 특정한 T-S 특성을 획득한다. 이후 이 해수는 단열 과정을 거쳐 대서양을 따라 남쪽으로 이동하지만, T-S도 상에서 그 특성은 비교적 잘 보존된다. 이는 심해에서의 혼합이 표층에 비해 매우 느리게 일어나기 때문이다.

이러한 특성은 해양 모델링에서도 중요한데, 수괴의 이동과 변형을 정확히 묘사하기 위해서는 단열 과정과 비단열 과정(예: 표층에서의 열 교환, 강수, 증발)을 구분하여 고려해야 한다.

CTD 프로파일러는 해수의 수온, 염분, 수압을 연속적으로 측정하는 해양 관측 장비이다. 'CTD'는 측정하는 세 가지 기본 물리량인 전기전도도(Conductivity), 수온(Temperature), 수압(Depth)의 영문 약자를 따서 명명되었다. 이 장비는 일반적으로 관측선의 와이어에 매달려 해수 속에서 상하로 이동하며, 초당 여러 번의 고해상도 데이터를 수집한다. 전기전도도 측정값은 알고리즘을 통해 염분으로 변환된다.

CTD 프로파일러의 핵심 구성 요소는 다음과 같다.

이러한 현장 관측은 인공위성 원격 탐사만으로는 얻기 어려운 정밀한 수직 프로파일 자료를 제공한다. 관측 시에는 CTD 프로파일러와 함께 다수의 Niskin 채수병이 장착된 로셋트 샘플러가 함께 사용되는 경우가 많다. 이를 통해 특정 깊이에서 해수를 직접 채취하여, 현장에서 측정한 염분값의 보정에 사용하거나, 용존산소, 영양염 농도 등 추가적인 화학 분석을 수행할 수 있다.

수집된 원시 데이터는 여러 단계의 보정 과정을 거친다. 예를 들어, 전기전도도 측정값은 수온과 수압의 영향을 받으므로, 동시에 측정된 정밀 수온값을 이용해 표준 온도(보통 15°C)에서의 전기전도도로 보정한다. 최종적으로 보정된 수온과 염분 데이터는 T-S도를 구성하는 기본 자료가 된다. 현장 관측은 해양의 물리적 상태를 이해하고, 수괴의 특성과 이동 경로를 추적하며, 기후 모델의 검증을 위한 기초 자료를 생산하는 데 필수적이다.

T-S도 해석은 수온과 염분 측정 자료를 도식화하여 해수의 특성을 파악하고, 유사한 물리적 특성을 가진 해수 덩어리인 수괴를 식별하는 핵심 과정이다. 관측 지점에서 얻은 수온-염분 데이터 쌍을 T-S도 위에 점으로 표시하면, 이 점들의 분포 패턴을 통해 해수의 기원, 혼합 과정, 변형 역사를 추론할 수 있다.

T-S도 상에서 데이터 점들이 특정 곡선을 따라 모여 있는 영역은 하나의 동질적인 수괴를 나타낸다. 예를 들어, 고유의 낮은 수온과 높은 염분을 가진 북대서양 심층수는 T-S도 상에서 특정 위치에 뭉쳐 나타난다. 반면, 서로 다른 두 수괴가 만나 혼합되는 경우, 그 지점의 데이터는 두 수괴를 대표하는 T-S 점을 잇는 직선상에 분포하게 된다. 이를 통해 해수 간의 혼합 비율을 정량적으로 추정할 수 있다.

수괴 식별을 위한 일반적인 절차는 다음과 같다.

이러한 해석을 통해 해양학자들은 복잡한 해양 순환의 구조를 파악하고, 서로 다른 해역에서 관측된 해수가 동일한 기원을 공유하는지 여부를 판단할 수 있다. T-S도는 따라서 해수의 '지문'과 같은 역할을 하며, 해양의 3차원 구조를 이해하는 데 필수적인 도구이다.

대서양과 태평양은 각각 독특한 수온-염분도 패턴을 보이며, 이는 두 대양의 지리적 조건, 순환 구조, 담수 유입량의 차이에서 기인한다. 대서양은 전반적으로 태평양에 비해 염분이 높은 특징을 가진다. 이는 무역풍에 의해 대서양 표층수가 증발이 활발한 지역으로 이동하고, 상대적으로 담수 유입이 적은 데 기인한다. 반면, 태평양은 강수량이 많고 큰 강의 유입이 활발하여 표층수의 염분이 낮은 편이다.

두 대양의 T-S 곡선 형태도 뚜렷한 차이를 보인다. 대서양의 T-S 곡선은 일반적으로 더 가파르고, 고온 고염에서 저온 고염으로 이어지는 경향이 강하다. 이는 북대서양 심층수와 같은 고밀도 수괴의 형성이 활발하게 일어나기 때문이다. 태평양의 T-S 곡선은 상대적으로 완만하며, 중층수와 심층수의 염분이 대서양에 비해 현저히 낮다.

주요 수괴의 특성을 비교하면 다음과 같다.

이러한 패턴의 차이는 열염순환에 있어 대서양이 태평양보다 더 강력한 동력을 제공하는 원인이 된다. 대서양의 고염분 표층수는 북쪽에서 냉각되면 매우 높은 밀도를 가지게 되어 침강하여 심층 순환을 주도한다. 태평양에서는 이와 같은 강력한 심층수 형성 지역이 존재하지 않아, 대서양에서 유입된 심층수가 주를 이룬다.

극지방, 특히 남극해와 북극해는 심층 순환을 일으키는 고밀도 심해수의 주요 형성 지역이다. 이 과정은 주로 겨울철 강한 냉각과 해빙 형성에 따른 염분 증가가 결합되어 발생한다.

남극저층수는 남극 대륙 주변의 대륙붕에서 형성되는 대표적인 예이다. 강한 바람과 극한의 추위로 해수가 냉각되고, 해빙이 형성될 때 염수가 배출되면서 표층수의 염분과 밀도가 급격히 증가한다. 이 고밀도 수괴는 대륙붕 가장자리에서 심해로 가라앉아, 전 지구적 열염순환의 중요한 동력원이 된다. 반면, 북극해에서는 북대서양 심층수의 형성이 두드러진다. 그린란드해와 랍라도해에서 겨울철 냉각된 해수가 멕시코 만류의 상대적으로 고온 고염의 물과 만나면서 열을 잃고 가라앉는다. 이 과정은 대서양의 심층 순환을 주도한다.

이렇게 형성된 극해 기원의 심해수는 전 세계 해양 분지를 채우며 수천 년에 걸쳐 순환한다. 이들은 산소와 영양염을 심해로 운반하고, 대기 중의 이산화탄소를 해양 깊숙이 저장하는 역할을 하여 지구 기후 시스템에 지대한 영향을 미친다.

기후 모델은 해수의 밀도와 수온-염분도 정보를 핵심 입력 자료로 활용한다. 해수의 밀도 분포는 대규모 해양 순환을 구동하는 직접적인 원인이기 때문이다. 예를 들어, 열염순환은 고위도 지역에서 차갑고 염분이 높은 해수가 가라앉아 형성되는 심해수의 흐름에 크게 의존한다. 모델은 T-S도로부터 계산된 밀도장을 바탕으로 해수의 수직적 안정도와 대류 활동을 평가하고, 이에 따른 해류의 속도와 방향을 예측한다.

기후 예측에서 해수 밀도의 변화는 장기적인 기후 변동성을 이해하는 데 중요하다. 지구 온난화로 인한 극지방 해빙의 감소는 해수의 염분을 낮추고 표층 밀도를 변화시켜, 심해수 형성 지역의 대류를 약화시킬 수 있다[4]. 기후 모델은 다양한 온실가스 배출 시나리오 하에서 해수의 T-S 특성이 어떻게 변하고, 이로 인해 대양 열수송과 지구 열수지에 어떤 영향을 미치는지를 시뮬레이션한다.

해양-대기 결합 모델에서 T-S도 자료의 역할은 다음과 같이 요약할 수 있다.

이러한 모델링을 통해 과학자들은 해양의 열 저장량 변화, 해수면 상승의 지역적 차이, 그리고 극한 기후 현상에 대한 해양의 영향을 보다 정확하게 예측하려고 노력한다.

해수의 밀도와 수온-염분도는 해양 오염 물질의 확산 경로와 침적 과정을 추적하는 핵심 도구로 활용된다. 오염 물질이 해수에 유입되면, 주변 해수의 밀도 구조에 따라 표층을 따라 수평으로 이동하거나, 밀도가 높은 해수와 함께 혼합되어 심층으로 침강한다. 예를 들어, 기름 유출 사고 시 표층의 저밀도 기름막 확산은 표층수의 수온과 염분 분포로 예측할 수 있으며, 중금속이나 영양염류와 같은 용존 물질의 이동은 해당 해수괴의 T-S 특성을 따라 추적된다[5]. 이를 통해 오염원의 위치와 영향을 평가하고, 방제 대책을 수립하는 데 과학적 근거를 제공한다.

해수 밀도의 층화 구조는 해양 생태계에 직접적인 영향을 미친다. 표층과 심층 사이의 밀도 점프층(성층)은 수직 방향의 물질 교환을 억제하여, 표층의 영양염이 광합성 영역인 투광층으로 재공급되는 것을 제한할 수 있다. 이는 식물플랑크톤의 생장을 통제하는 주요 인자가 된다. 반면, 겨울철 강한 냉각이나 바람에 의한 대류로 밀도층화가 깨지면 영양염이 풍부한 심층수가 표층으로 올라와 용승을 일으키며, 이는 대규모 알굴 블룸을 유발할 수 있다. T-S도 분석을 통해 특정 해역의 수괴 안정성과 계절적 변화를 모니터링하면, 이러한 생태 현상을 예측하거나 해석하는 데 도움이 된다.

또한, 기후 변화로 인한 해수 온난화와 염분 변화는 해수의 밀도 분포와 순환 패턴을 변화시켜, 해양 생태계에 복합적인 영향을 준다. 예를 들어, 극지방 해수의 밀도 감소는 심층수 형성을 약화시켜 전 지구적 열염순환을 둔화시킬 수 있으며, 이는 영양염 순환과 생물의 분포에 광범위한 변화를 초래한다. 따라서 T-S도와 밀도 자료는 단순한 물리적 변수 측정을 넘어, 해양 오염 관리와 생태계 건강 평가를 위한 종합적인 지표 역할을 한다.