물리해양학 연구는 (1) 바다의 수온, 염분, 밀도 구조를 기술하고 그들의 분포가 결정되는

과정 (2) 파랑, 조석, 해류와 같은 물의 운동과 그들이 발생하는 과정에 대한 연구 (3) 해양

과 대기 간 에너지와 운동량의 전달 (4) 소리와 빛에너지의 전파와 같은 해수의 특별한 성질

(5) 이러한 현상들을 표현하는 이론과 모델링을 포함한다. 각각은 이어질 각 장에서 자세히

논의될 것이다. 그러나 많은 특성들은 서로 관련되어 있으므로 물리해양학자들이 만들어

놓은 바다에 대한 간단하고도 종합적인 관점으로 시작하는 것이 도움이 될 것 같다.

우리가 바다에서 관찰하는 것

물리해양학의 많은 부분은 수온, 염분, 밀도의 분포와 관련된 것이다.

수온

대부분 해역에서 수온은 깊이에 따라 감소한다. 일반적으로, 깊은 곳보다 표면 가까이에서

수온의 감소율이 더 크다. 전형적인 수심에 따른 수온의 수직 구조를 살펴보면 표면에 혼합

층이라 불리는 수십 미터 두께의 층이 존재하는데, 이는 바람이 표면의 해수를 잘 섞어 수온

이 거의 균일한 상태를 유지해주기 때문이다. 혼합층 아래에는 수심에 따라 수온이 급격히

낮아지는 수온약층이라 불리는 층이 있다.

수온약층 아래에는 깊이에 따라 수온이 느리게 감소하여 다시 거의 등온 상태가 된다(그

림 1.1). 전 세계 대양 저층 절반 정도의 해수는 균일하게 차다. 해수의 약 75%는 수온이

1

개요

2 ● 제1장 개요

0~4℃이다(그림 1.2, 표 1.1). 열대 바다의 심해수가 차다는 것은 18세기 말에 발견되었고,

이 저층의 심해수는 극지역에서 기원한 것임에 틀림없다는 결론을 얻었다. 전형적인 남북

단면은 깊은 곳과 고위도에 냉수가 있고, 중위도와 저위도에 국한되어 따뜻한 물이 표층에

얇은 층을 이루고 있음을 보여준다(그림 1.3).

대기와 달리 바다에서 따뜻한 물이 얕은 층에 국한되어 있는 이유는 바다가 태양 복사에

너지를 잘 흡수하기 때문이다. 태양으로부터 오는 열(적외선)의 50% 이상은 대기를 통과하

여 지표에 도달한다. 해수 표면에 도달한 열은 표층에서 흡수된다. 가시광선의 70%가 대기

를 통과하지만, 가장 맑은 해양에서도 100 m 깊이에서는 태양에너지의 1% 미만이 남는다.

높은 생물학적 생산력과 바닥으로부터 떠오른 퇴적물로 인해 변색된 물이 있는 전형적인

연안 지역에서는 10 m 미만에서 태양에너지의 99%가 흡수된다(그림 1.4).

그림 1.1 해양의 전형적인 수온 수직 구조. 상대적으로 얇은 표층 아래의 해수는 균일하게 차다.

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

깊이(m

)

온도(℃)

겨울

여름

열대지방

중위도고위도

0 5 10 15 20

우리가 바다에서 관찰하는 것 ● 3

육지와 마찬가지로, 바다는 여름에 가열되고 겨울에 냉각된다. 그러나 태양에너지가 표

면 부근에서 대부분 흡수되기 때문에 수온의 계절 변화는 비교적 얕은 표층에 국한된다. 여

름의 따뜻한 표층수는 아래에 존재하는 찬물보다 밀도가 작기 때문에 아래층과 쉽게 섞이

지 않는다. 수온의 계절 변화는 200 m 아래에서는 거의 관찰되지 않는다(그림 1.5). 이것은

태양이 지면을 가열하여 그 결과 지표 근처 공기가 가열되고, 가열됨에 따라 보다 가벼워진

공기가 상승하여 지면으로부터 수 킬로미터 상공까지 뻗는 적운형 구름이 형성되는 여름의

대기 현상과는 뚜렷한 대조를 보인다.

60,000

50,000

40,000

30,000

20,000

10,000

0

km

3

－2

6,409

57,990

40,065

11,849

6,059

4,222

2,632

2,358

1,340

985

685

638

475

426

489

269

210 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 320 2 4 6 8

수온(℃)

그림 1.2 세계 해양의 수온 분포. 도수분포는 2℃ 수온 범위 내의 해수 체적(km3)을 나타낸다. 해양의 약 75%

가 0~4℃의 수온을 가진다(출처：Montgomery, Deep－Sea Res., 5, 1958).

4 ● 제1장 개요

염분

해수에 용해된 무기물질과 비휘발성 물질의 총량을 염분이라고 한다. 대부분의 과거 문헌에

서 염분은 천분율 단위(‰), 즉 해수 1 kg당 염분의 g 수를 나타내는 단위를 사용하였다. 이

장의 뒷부분에서 설명하겠지만, 염분 측정에 있어서 전기전도도 측정값이 광범위하게 사

용되고 있고 ‰보다는 실용염분단위(Practical Salinity Unit 1978; Sp)가 사용되어 계산된다.

지구에서 발견되는 모든 화학 원소들은 해수에 포함되어 있다. 그러나 해수에 용해된 염의

86%는 염화나트륨이다(표 1.2).

염분은 바다 전체에 걸쳐 매우 좁은 범위 내에서 변한다. 염분 34.5에서 35.0 Sp 사이의

해수가 전 바다의 75%를 차지한다(그림 1.6, 표 1.1). 염분 극단치는 홍해 같은 증발이 많

은 해역에서 높은 값으로 나타나고, 담수인 강물이 흘러나오는 곳에서 낮은 값으로 나타난

다. 여러 목적으로 우리는 바다가 일정한 염분을 가진다고 단순화하여 가정한다. 하지만 바

다에서 일어나는 상세한 변화 과정이 작은 염분 차이 때문이라는 사실을 알게 된다. 예를

들면, 태평양의 깊은 곳(2500m 이하)의 염분은 남태평양에서는 34.70 Sp에서 40̊ N에서는

34.68 Sp로 변한다. 해양학자들은 이 작은 차이가 해수들을 북으로 천천히 흐르게 만들고,

표 1.1 해양의 평균 수온과 염분의 분포a

하위 분위 중앙값 상위 분위

해양 평균 5% 25% 50% 75% 95%

온위(℃)

태평양 3.36 0.8 1.3 1.9 3.4 11.1인도양 3.72 －0.2 1.0 1.9 4.4 12.7대서양 3.73 －0.6 1.7 2.6 3.9 13.7전세계 3.52 0.0 1.3 2.1 3.8 12.6

염분(‰)

태평양 34.62 34.27 34.57 34.65 34.70 34.79인도양 34.76 34,44 34.66 34.73 34.79 35.19대서양 34.90 34.41 34.71 34.90 34.97 35.73전세계 34.72 34.33 34.61 34.69 34.79 35.10

a 더 많은 양질의 자료를 사용한 최근의 분석은 여기에 보고된 평균값과 작은 차이[10분의 수 도(several tenths of a degree)와

1,000분의 2~3 염분]를 나타내지만, 위의 몽고메리 표는 해양의 상위와 하위 5%의 평균 온도를 제공해주는 유일한 정보이

다(제2장의 ‘온위’ 참조).

출처：Montgomery, Deep Sea Res., 5,1958.

우리가 바다에서 관찰하는 것 ● 5

북으로 흐른 해수는 위층에 존재하는 낮은 염분의 해수와 수직적 혼합에 의해 희석된다고

생각한다.

밀도

해수의 밀도는 해수의 온도, 염분, 깊이(실제로는 해수에 가해지는 정역학적 압력)를 측정

하여 경험적으로 알려진 해수의 상태 방정식으로 계산된다. 밀도는 온도가 내려갈수록, 압력

과 염분이 증가할수록 증가한다. 정역학적 압력은 10 m 깊어질 때마다 약 1기압씩(1 bar,

105 Pascal[Pa]) 증가한다. 같은 온도, 염분일 때 표면에서 해수의 밀도가 1028 kg/m3라면

4000 m 깊이의 압축된 해수의 밀도는 1046 kg/m3이다.

유체역학적 관점에서 보면, 바다는 성층화된 유체이다. 해수의 밀도는 압축 효과를 제거

하더라도 깊이에 따라 증가한다. 표면과 깊은 곳(압축 효과를 제거한 후)의 밀도 차는 겨우

1000분의 몇 정도이다(즉, 1025 kg/m3과 1028 kg/m3 사이의 차이이다). 이것은 상대적으

그림 1.3 태평양 약 160°W 지점에서 남극에서 알래스카까지의 수온 단면도. 수직적 과장은 상부 1000 m

에서 5.5×103이며 하부 1000 m에서 1.11×103이다(출처：Reid, Intermediate Waters of the Pacific

Ocean, The John Hopkins Oceanography Studies, The John Hopkins Press, 1965).

Om.

200

400

600

800

10001000

2000

3000

4000

5000

6000

75°S 70° 60° 50° 50° 55°N40° 40°30° 30°20° 20°10° 0° 10°

6 ● 제1장 개요

로 작은 차이로 보이지만, 이 작은 성층 차이가 바다에서 관찰되는 여러 과정에 커다란 영향

을 미친다.

스케일

바다는 전 지구 표면적의 약 70%를 차지하고 있고, 평균 깊이는 4000 m보다 약간 작다.

표 1.3과 1.4 그리고 그림 1.7은 의미 있는 정보를 제공한다. 우리는 바다의 특성 분포를 단

면으로 그릴 때, 수직적으로 상당히 과장하여 그린다(예：그림 1.3). 그러나 전형적인 바다

의 너비는 수천 킬로미터, 깊이는 수천 미터임을 중요하게 기억해야 한다. 바다의 면적 대

깊이의 실제 비율은 이 교과서 종이 한 장의 면적과 두께의 비율과 거의 비슷하다. 그래서

그림 1.4 (a) 특정 깊이에 도달하는 빛에너지의 백분율. (b) 가로축을 빛의 강도로 나타낸 그림.

깊이(m

)

표면복사(%)

광도(W/m2)

깊이(m

)

0

10

20

30

40

50

60

70

80

0

200

400

600

800

1000

1200

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

(a)

연안

외해

맑은 연안수

가장 맑은 해수

(b)

10－13 10－9 10－5 10－1 103

우리가 바다에서 관찰하는 것 ● 7

온도(℃)

0 5

11°

5° 5°

5°

6°

6°

7°7°

8°

8°

9°10°

14°

4°

13° 9°

＜5

11°12° 12°13°15°

FEB

Jan Feb Mar Apr MayJune July Aug Sept Oct Nov Dec

MAY AUG OCT

0 5 0 5 0 510 10 1015 150

50

100

150

0

50

100

150

깊이(m

)깊이(m

)

10°

(a)

(b)

그림 1.5 (a) 북반구 중위도 지역에서 상부 150 m의 전형적인 수온 수직 구조의 계절 변화. (b) 시간과 깊이에

서의 수온 분포. 여름철 수온약층의 성장과 겨울철 수온약층의 파괴가 명확히 보인다.

표 1.2 해수의 주요 성분

구성 성분 해수 1kg당 g 수a 무게 백분율

Cl 19.35 55.07Na 10.76 30.62

SO42－ 2.71 7.72

Mg 1.29 3.68Ca 0.41 1.17K 0.39 1.10

HCO3－ 0.14 0.40

Br 0.067 0.19Sr 0.008 0.02B 0.004 0.01F 0.001 0.01계 99.99

a 염분＝35

출처：Pilson, An Introduction to Chemistry of the Sea, Prentice Hall, 1998.

99.36

8 ● 제1장 개요

그림 1.3에서처럼 1000:1 의 수직적 과장이 규칙처럼 적용된다. 비슷한 과장은 바닥 경사

에 대해 생각할 때도 이루어진다. 대륙붕과 심해 사이의 급격해 보이는 대륙사면의 기울기

는 4%의 경사에 지나지 않는다(그림 7.4 참조).

해양 순환

적어도 물리해양학을 처음 시작하는 사람에게는 해양 순환을 풍성 순환과 열염분 순환으로

나누어 설명하는 것이 편리하다. 전자는, 이름이 암시하듯, 바람에 의해 주로 형성되는 순

환이다. 열염분은 수온과 염분 변화에 의한 해수 밀도의 변화를 의미한다. 하지만 태양이

대기의 바람을 일으키는 근본적 에너지원이므로 해양 순환의 두 형태 모두 태양이 궁극적

으로 에너지를 공급하는 것이라고 할 수 있다. 표층과 연결되어 있는 저층 순환에 대한 보다

적절한 용어는 자오면 순환(meridional overturning circulation, MOC)이다.

226

44

28

28

44

80

40

86 97

266

483

1,058

1,152

1,896

1,094

870

668

765

539

434

325

362

144

178

199

173

148

192

786

4,112

12,301

44,235

32,761

7,989

14,211

2,396

6,515

1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 2 3 4 5

＞36.5

＜33.0

33.0 34.0 35.0 36.0

km

3

염분

40,000

30,00

20,000

10,000

그림 1.6 세계 해양의 염분 분포. 도수분포는 각 0.1 ‰ 범위 내의 해수 체적(km3)을 나타낸다(출처：

Montgomery, Deep－Sea Research, 5, 1958).

해양 순환 ● 9

표 1.3 해양과 반폐쇄된 바다의 넓이, 체적, 평균 깊이

구분 넓이(106 km2) 체적(106 km3) 평균 깊이(m)

대서양 82.441 323.613 3926태평양 연근해 제외 165.246 707.555 4282인도양 73.443 291.030 3963

모든 해양(연근해 제외) 321.130 1,322.198 4117북극 지중해 14.090 16.980 1205아메리카 지중해 4.319 9.573 2216지중해와 혹해 2.966 4.238 1429아시아 지중해 8.143 9.873 1212

대지중해 29.518 40.664 1378발트해 0.422 0.023 55허드슨만 1.232 0.158 128홍해 0.438 0.215 491페르시아만 0.239 0.006 25

소지중해 2.331 0.402 172모든 지중해 31.849 41.066 1289북해 0.575 0.054 94영국해협 0.075 0.004 54아이리시해 0.103 0.006 60성로렌스만 0.238 0.030 127안다만해 0.798 0.694 870베링해 2.268 3.259 1437오호츠크해 1.528 1.279 838동해 1.008 1.361 1350동중국해 1.249 0.235 188캘리포니아만 0.162 0.132 813배스해협 0.075 0.005 70

연해 8.079 7.059 874모든 연근해 39.928 48.125 1205대서양 106.463 354.679 3332태평양 연근해 포함 179.679 723.699 4028인도양 74.917 291.945 3897

모든 해양(연근해 포함) 361.059 1370.323 3795

출처：Sverdrup, Johnson, and Fleming, The Oceans, Prentice Hall, 1942.

북극 지중해 14.090 16.980 1205아메리카 지중해 4.319 9.573 2216지중해와 혹해 2.966 4.238 1429아시아 지중해 8.143 9.873 1212

대지중해 29.518 40.664 1378

북해 0.575 0.054 94영국해협 0.075 0.004 54아이리시해 0.103 0.006 60성로렌스만 0.238 0.030 127안다만해 0.798 0.694 870베링해 2.268 3.259 1437오호츠크해 1.528 1.279 838동해 1.008 1.361 1350동중국해 1.249 0.235 188캘리포니아만 0.162 0.132 813배스해협 0.075 0.005 70

연해 8.079 7.059 874

10 ● 제1장 개요

표 1.4 세계 해

양의 깊

이 간

격 분

포

해역

깊이

간격

( km

)전

해양

에 대

한

각 해

역의

백분

율0~

0.2

0.2~

11~

22~

33~

44~

55~

66~

77~

88~

99~

1010

~11

태평

양

1.63

1 2

. 583

3. 2

50 6

. 856

21. 7

9634

. 987

26. 8

841.

742

0.18

80.

063

0.01

90.

001

45. 9

19

아시

아 지

중해

51.

913

9. 2

5510

. 433

12. 1

51 6

. 698

7. 7

80 1

. 636

0.07

60.

058

00

0 2

. 509

베링

해 4

6.44

3 5

. 975

7. 6

2310

. 330

29. 6

290

00

00

00

0. 6

25

오호

츠크

해 2

6.47

539

. 479

22. 3

83 3

. 403

8. 2

600

00

00

00

0. 3

84

서해

와 동

중국

해 8

1.30

511

. 427

5. 9

741.

239

0. 0

550

00

00

00

0. 3

32

동해

23.

498

15. 1

7619

. 646

20. 0

9621

. 551

0. 0

330

00

00

0 0

. 280

캘리

포니

아만

46.

705

20. 8

4825

. 891

6. 5

560

00

00

00

0 0

. 042

대서

양

7.02

5 5

. 169

4. 2

95 8

. 590

19. 3

2732

. 452

22. 3

260.

738

0.06

70.

012

00

23. 9

09

아메

리카

지중

해 2

3.44

310

. 674

13. 5

1815

. 313

20. 7

9613

. 440

2. 5

720.

193

0.05

10

00

1. 2

03

지중

해 2

0.43

622

. 475

7. 4

1330

. 515

8. 9

40 0

. 221

00

00

00

0. 6

93

흑해

34.

965

12. 5

8723

. 077

29. 3

710

00

00

00

0 0

. 140

발트

해 9

9.83

2 0

. 168

00

00

00

00

00

0. 1

05

인도

양

3.57

0 2

. 685

3. 5

8010

. 029

25. 2

5936

. 643

16. 9

911.

241

0.00

10

00

20. 2

82

홍해

41.

454

43. 0

5814

. 920

0. 5

680

00

00

00

0 0

. 125

페르

시아

만10

0.00

00

00

00

00

00

00

0. 0

66

북극

해 4

0.67

316

. 539

10. 2

0913

. 167

16. 5

80 2

. 834

00

00

00

2. 6

20

북극

지중

해 6

9.01

320

. 454

6. 2

74 4

. 260

00

00

00

00

0. 7

66

전 해

양에

대한

각 깊

이 간

격의

백분

율

7.

492

4. 4

23 4

. 376

8. 4

9720

. 944

31. 6

8921

. 201

1.23

20.

105

0.03

20.

009

0.00

1

출처

：M

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d an

d Sm

ith,

Jour

nal o

f Geo

phys

ical

Res

earc

h, 7

1, 1

966.

해양 순환 ● 11

풍성 순환

남북 대서양과 태평양의 평균 바람은 중위도에서는 서쪽에서 불어오는 편서풍, 저위도에서

는 동쪽에서 불어오는 무역풍이다. 이들 바람의 마찰력은 표면수에 회전력을 주어 북반구

에서는 시계 방향으로, 남반구에서는 시계 반대 방향으로 커다란 소용돌이를 만든다(그림

1.8). 각 해양은 그 모양도 서로 다르고 평균 바람장도 달라서 상세한 순환 구조에 있어서는

차이가 있지만, 모든 대양에서는 풍성해류의 거대한 소용돌이 순환이 나타난다(그림 1.9).

바람이 이런 큰 순환을 만드는 과정은, 바다 표면에 부는 바람의 마찰력에 의해서 대양의

순환이 결정된다는 단순한 가정보다 훨씬 복잡하다. 만약 바람에 의해서만 순환이 결정된

다면, 해류의 강도와 방향은 바람의 강도와 방향과 밀접한 상관관계를 보일 것이다. 실제

로는 그렇지 않다. 소용돌이 순환도 대칭적이지 않다. 멕시코만류와 같이 대양의 서쪽을 흐

지구 표면의 넓이×108 km2

해수면

지구 표면적에 대한 백분율

육지의 평균 고도 840 m

육지를 포함한 지구 전체 평균 수심 2440 m

평균 바다 수심 3800 m

0

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90% 100

1 2 3 4 510,000m

8000

6000

4000

2000

0

10,000m

8000

6000

4000

2000

0

2000

4000

6000

8000

10,000

2000

4000

6000

8000

10,000

고도

깊이

그림 1.7 주어진 고도나 깊이에서 지구 표면의 넓이를 나타내는 측고 곡선. 그림의 가로축은 1000 m 간격의 고도와 깊

이 분포이다(출처：Sverdrup, Johnson, and Fleming, The Oceans, Prentice Hall, 1942).

12 ● 제1장 개요

르는 해류는 페루나 캘리포니아해류처럼 대양의 동쪽을 흐르는 해류보다 더 강하고 깊다.

제6장에서 자세하게 설명하겠지만, 이 서안경계류의 강화는 구형인 지구의 자전에 의해 나타

난 현상이다.

그림 1.9와 같은 해류도를 보면서 주요 해류가 변하지 않고 일정하게 흐른다는 의미로 해

석해서는 안 된다. 비록, 멕시코만류가 언제나 존재하고 있지만, 멕시코만류의 강도와 자세

한 내부 구조 그리고 위치는 항상 변하고 있다(그림 1.10). 소용돌이(eddy)와 고리(ring)도

멕시코만류의 주 흐름에서 분리되기도 한다(그림 1.11). 주 소용돌이 해류로부터 멀리 떨어

져 있는 대양의 내부 지역의 해류 구조는 훨씬 복잡하다. 내륙 지방의 지상풍 변화만큼 바다

의 표면 해류의 속도와 방향도 일 변화와 주간 변화 등이 있다.

자오면 순환(MOC)

해양에서 표층 아래의 순환은 바다의 밀도 구조에 의해 결정된다. 물의 밀도는 온도와 염분

(압축성을 무시할 때)에 의해 결정되기 때문에, 오랫동안 해양학자들은 열염분 순환이란 용

어를 사용하였다. 해수는 얕은 표면층에서 고유의 수온과 염분이 결정된다. 수온과 염분은

대기－해양 상호작용, 예를 들면 태양에 의한 가열, 증발, 강수에 의한 희석과 같은 과정에

의해 결정된다. 주위 해수보다 밀도가 커지면 해수는 저층으로 가라앉게 된다. 일단 해수가

표면층을 떠나면 온도와 염분은 보존된다. 수온과 염분이 다른 주변 해수와 혼합에 의해서만

특성이 바뀔 수 있다.

그림 1.8 북반구에서는 시계 방향의 회전력, 남반구에서는 반시계 방향의 회전력이 적용되어 바람에 의해 2개

의 환류가 발생한다. 대서양과 태평양에서, 환류는 북동무역풍과 남동무역풍 사이의 반류에 의해 2개의 환류로

분리된다. 반류는 적도 조금 북쪽에 위치한다.

50°N

25

0

25

50°S

편서풍

북동무역풍

남동무역풍

편서풍

해양 순환 ● 13

그림 1.9 전 세

계의 주

요 표

층해류도는 그

림 1.8의 단

순화한 모

식도와 유

사하다.

오야시오해류

알래스카해류

북적도해류

적도반류

북태평양해류

카나리해류

동그린란드해류

남극순환류

벵겔라해류

멕시코만류

남적도해류

남적도해류

남적도해류

북적도해류

북적도해류

아굴라스해류

적도반류

적도반류

페루해류

북대서양해류

쿠로시오해류

래브라도해류

브라질해류

14 ● 제1장 개요

그림 1.10 멕시코만류의 다

양한 경

로. 해류가 동

쪽으로 흐

를수록 사

행이 증

가한다(출

처：Knauss, Second Intern

ational Oceanogra

phic C

ongre

ss,

Moscow 1966, United N

ations Educational, Scientific and C

ultural Org

anization, 1969).

45°

45°

35°

70°

80°

70°

1000 m 20

00 m

3000 m

60°

60°

55°

55°

해양 순환 ● 15

심층 순환의 단순한 모습은, 등밀도선을 따라 혼합된다고 가정하는 것이다(그림 1.12). 등

밀도선을 따라 수온과 염분을 따라가 표면에 노출되는 지역을 알아냄으로써 그 물의 기원

을 추적할 수 있다. 그렇게 하여 가장 깊은 곳의 물이 고위도에서 온 반면, 중간 깊이의 물은

보다 중간 위도에서 왔다는 것을 생각하게 되었다. 이 깊은 곳의 물은 천천히 이동하고 혼합

되며, 일단 표면을 떠나 깊은 곳에 위치하면 다시 표면으로 떠오르는 데 많은 시간이 걸린

40

40

35

35

30

30

25

1

해류의 사행

사르가소해

3

2

4

25

80 8075 7570 70

그림 1.11 사이클론(지구 자전 방향) 고리의 형성. 주요 사행의 시작과 소용돌이의 분리 사이의 시간은 전형적

으로 40일이다.

16 ● 제1장 개요

다. 태평양에서 용승되는 해수는 수천 년 전에 북대서양의 그린란드 표면을 떠나 가라앉은

것일 수 있다. 심층수의 전 지구적 운동 때문에 지역 해양의 반대 개념으로 전 지구적 해양이

라는 용어가 사용된다. 등밀도선을 따르는 느린 움직임의 이런 개념에는 많은 예외가 있으

며, 이들 중 몇몇은 제7장과 제8장에서 논의될 것이다. 그러나 이 개념은 복잡한 주제에 대

한 이해의 시작으로 유용하다. 성층된 해양에서 표면 아래층 해수들의 침강은 열염분 순환

기작에 의해 결정된다. 심층수를 표층으로 되돌리는 데 필요한 에너지는 해류와 내부 조류

가 지형과 상호작용을 하는 저층의 혼합과 바람, 내부파로부터 기인한다. 풍성 순환과 자오

면 순환 사이에는 강한 연관성이 있다.

그림 1.12 (a) 일차적 근사의 경우, 해수의 특성이 표면에서 결정되고 등밀도선을 따라 해수면 아래로 침강한다

고 가정할 때, 온도와 염분 분포를 설명할 수 있다. (b) 대서양에서의 밀도 구조가 위 단순화한 그림과 유사하다.

밀도가 큰

표면 냉수

가볍고 따뜻한

표면수

밀도가 큰

표면 냉수

(a)

ρ1

ρ2

ρ3

ρ4

(b)

깊이(m

)

위도

80°S0

1000

2627

27.5

27.8

27.85

27.9

σt

2000

3000

4000

5000

6000

60° 60°N40° 40°20° 20°0°