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ISSN : 2671-9940(Print)
ISSN : 2671-9924(Online)

Journal of the Korean Society of Fisheries and Ocean Technology Vol.58 No.2 pp.159-174
DOI : https://doi.org/10.3796/KSFOT.2022.58.2.159

Flow characteristics of Geumo Islands Sea area by numerical model experiments

Hyo-Sang CHOO^*

Professor, Dept. of Ocean Integrated Science, Chonnam National University, Yeosu 59626, Korea

^*Corresponding author: choo@jnu.ac.kr, Tel: +82-61-659-7144, Fax: +82-61-659-7149

Received 20220221 Review 20220405 Accepted 20220412

Abstract

Flow prediction was carried out through observational survey and three dimensional multi-layered numerical diagnostic model experiment to clarify the time and spatial structure of tidal current and residual flow dominant in the sea exchange and material circulation of the waters around Geumo Islands in the southern waters of Korea. The horizontal variation of tidal current is so large that it causes asymmetric tidal mixing due to horizontal eddies and the topographical effect creating convergence and dispersion of flow direction and velocity. Due to strong tidal currents flowing northwest-southeast, counterclockwise and clockwise eddies are formed on the left and right sides of the south of Sori Island. These topographical eddies are created by horizontal turbulence and bottom friction causing nonlinear effects. Baroclinic density flows are less than 5 cm/s at coastal area in summer and the entire sea area in winter. The wind driven currents assuming summer and winter seasonal winds are also less than 5 cm/s and the current flow rate is high in winter. Density current in summer and wind driven current in winter have a relatively greater effect on the net residual flows (tidal residual current + density current + density driven current) around Geumo Islands Sea area.

Key Words : Geumo Islands , Three dimensional numerical model experiment , Tidal residual current , Density current , Wind driven current , Topographical eddy

수치실험을 통한 금오열도 해역의 해수유동 특성

추효상^*

전남대학교 해양융합과학과 교수

초록

키워드 :

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Cited-By

Funding:

서 론

한국의 남해 연안은 조차 및 조간대 발달 정도가 커 수심이 얕고 해저 지형이 복잡한 리아스식 해안과 다도 해로 이루어져 있다. 남해의 가막만과 여수반도, 그리고 금오열도라 불리는 섬들(백야도, 상하도, 하화도, 조발 도, 둔병도, 낭도, 제도, 개도, 자봉도, 월호도, 화태도, 두라도, 금오도, 안도, 소리도)은 전남해안에 위치하며, 전남해안은 전국에서 가장 많은 섬(1,965개, 전국 도서 의 약 60%)과 긴 해안선(6,419 km, 전국 해안선의 약 50%)을 가진다. 이처럼 금오열도 주변은 크고 작은 섬 들이 산재함에 따라 급격한 수심변동과 다양한 육안지 형이 출현하고, 주기적으로 흐르는 강한 조류로 해수유 동이 매우 복잡하다.

금오열도 주변 다도해역은 육지연안과 인근 여러 섬 들로부터 유입되는 많은 유기물과 섬 주변 빠른 조류나 와류에 의한 저층 영양염류의 표층공급이 활발하다. 따 라서 기초 생산력이 크고 해양생물의 먹이가 풍부해, 예로부터 갈치, 고등어, 전갱이, 오징어, 삼치와 같은 유 용 수산생물을 대상으로 한 정치망어업이 성행한 해역 으로도 잘 알려져 있다(MOF, 2003). 이러한 다도해역의 개발은 인구와 산업집중을 야기해, 천해역과 하천수역 주변에 다량의 유기물과 영양염 유입을 일으키고 조류 정체해역에 부영양화를 진행시킨다. 금오열도~나로도 해 역은 유해성 와편모조류인 Cochlodinium polykrikoides 적조가 연중 가장 먼저 발생해 해·조류를 타고 인근해역 에 급속히 확산되어 막대한 수산피해를 일으키는 것으 로 알려져 있다(Kim et al.,1999). 이 종은 부영양화와 관련된 일반 내만형 적조와 달리 해수유동 구조와 해양 수온 같은 물리해양학적 환경특성에 따라 종이 공급되 고 증식·자극, 성장·촉진되는 연안성 적조(Geesey and Tester, 1993;Imada and Honjo, 2001)로, 이들 해역의 어떤 해양환경이 이 종을 자극해 적조를 일으키는지에 대해서는 아직 명확하지 않다. 또 질소, 인과 같은 영양 염류나 생물 종간의 경쟁보다 이 해역의 해황과 유동구 조, 물리환경이 적조발생에 더 큰 요인으로 작용할 것 (Yoon, 2001)이라는 지적도 있다.

남해 다도해역의 해수유동조사는 주로 몇몇 지점에서 조석, 조류조사를 실시하여 복잡한 다도해 주변의 유동 상황을 유추하는 정도(KHOA, 1968;1977;1978;, NIFS, 1978)였는데, 이는 남해 연안이 강한 조류와 얕은 수심 그리고 연안어선 유출입 등으로 인해 안전한 장기 계류 관측과 여러 지점의 동시 유속측정이 어렵기 때문이다. 한편, 이러한 조사를 바탕으로 2차원 조류수치모델을 사용한 조류특성 연구(Choo and Kim, 2013;Choo, 2013)에서 다도해 협수로의 조류는 개방해역에 비해 해 수가 수렴하고 조석진폭이 커져 조석에너지의 분산이 커짐을 보고하였다. 또한 금오열도 주변의 해수유동은 조류영향이 지배적이며 계절에 따라 외해로부터 외양수 유입이 있는 것으로 알려져 있다(Choi, 2001). 따라서 이들 해역은 강한 조류와 조석 잔차류, 계절적 수평·연 직 밀도분포로 발생하는 밀도류, 계절풍에 의한 취송류 등, 다양한 내·외력구조가 해수유동에 영향을 줄 것이 다. 해역의 이러한 유동구조를 파악하기 위해서는 다층 적 유동조사와 밀도류, 취송류 효과가 고려된 3차원적 수치모형실험이 이루어져야 한다(Hujihara et al., 1997).

본 연구는 남해 다도해 금오열도 주변해역(Fig. 1)의 조류, 조석잔차류, 밀도류, 취송류에 의한 해수유동구조 와 분포를 조류측정과 3차원 진단수치모형실험을 실시 하여, 동 해역의 해수교환과 물질순환에 지배적인 조류 와 잔차류 성분들의 시·공간적 구조를 명확히 하였다.

재료 및 방법

진단모델

본 수치모델실험에 사용된 진단모델은 주어진 해역 내 밀도장에 대응하는 운동을 계산하는 모델로, 관측된 수온과 염분에서 얻어진 밀도장에 대응되도록 유속장이 결정된다. 따라서 진단모델은 밀도장에 있어서는 현장 을 재현하도록 되어있어, 일반 유동예측모델 보다 신뢰 성이 더 높다고 할 수 있다. Fig. 1은 금오열도를 중심으 로 한 대상해역 주변 수심 분포를 나타낸다. 본 연구에 사용된 모델은 Hujihara et al. (1997)에 의해 개발된 진 단모델로, 이 모델로 추정된 흐름은 ADCP에 의한 실측 치와의 비교에서 실제의 흐름을 잘 재현하고 있음이 밝 혀져 있다(Hujihara et al., 1997;2000).

수치모델실험에 사용된 기초 방정식은 다음과 같다.

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여기서 U(U,V)는 수평 2차원 잔차류 벡터, W는 연직유속, ∇_h는 수평 미분 연산자, f (=2Ω sinΦ, Ω는 지구 자전 각속도, Φ는 위도(34.8° N))는 코리 올리 파라메터, k 는 연직 단위벡터, p는 수압, v_h(=0.016×T_p ×U²_amp (m/s), T_p 는 조석주기, U_amp 는 조류진폭), v_v(=v_h ×10^-5)은 각각 수평․연직 와동 점성계수, T_s는 조석응력, g(=9.8 m/s²)는 중력가속 도, η는 평균수면에서 수위 상승량, H는 수심, ρ는 해수 밀도, K_h(=1 m² / s), K_v(=1 cm² / s)는 각각 수평․연 직 난류확산계수, γ는 계수(=0.5 /∆t ; ∆t는 시간 step), ρ_ob는 관측치로부터 추정된 해수밀도, u(u,v)는 수평 2차원 M₂ 분조 유속벡터, w는 M₂ 분조의 연직 유속, t는 시간, z는 연직 상방을 양(+)으로 한 좌표축, 식 (6)의 윗줄(bar)은 1 조석 주기의 평균을 뜻한다. 계 산에서 수평․연직 난류확산계수는 수평․연직 와동점성 계수 크기와 같은 크기로 하였다. 경계조건은 자유 수면 에 대해

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여기서 ρ_a는 공기밀도(=1.23 kg/m³), γ²_a는 자유수 면 마찰계수(=0.0013, W_w 는 수평 2차원 풍속벡터 이다. 해저에서는

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이 되고 여기서 는 해저마찰 계수이다. 육지경계는 no-slip 조건으로 했다. 조석응력은 barotropic 조건에서 조류계산을 하여 구한다. 이때 조류진폭도 계 산하여 V_h를 평가할 때 사용한다(Fujihara and Kawachi, 1995). 기초 방정식의 이산화(離散化)에는 유한 차분법 을 사용하였고, 비 정상항에는 전진차분, 이류항에는 상 류차분, 확산항에는 중심차분을 사용하여 근사하였다. 한편, 실험결과와의 검증을 위해 모델영역 내 대·소조시 조사된 25시간 연속측류 자료를 해당지점의 실험결과와 비교·검증하였다.

대상영역

수치모델에 의한 유동구조 재현에서 영역 내 개방경 계에 인접한 해역은 조위나 조류의 강제력으로 유동이 부자연스러우므로 대상영역보다 넓은 영역을 수행하 여 오차를 줄인 후 세부영역의 유동을 재현하는 것이 일반적이다. 실험을 위해 금오열도 주변해역을 원거리 와 세부영역으로 구분하였고, 각 영역 모델의 개 경계 자료와 실험에 필요한 입력 자료를 구축하였다. Fig. 2에 원거리 영역의 계산 격자도, 그리고 세부 모델영역 의 계산 격자도를 각각 나타낸다. 실험에 사용된 수심 은 1999년 6월 발행된 1:250,000 해도(F-No.229)를 사 용하였다.

원거리영역은 북으로 여자만(N34°52.6', E127°17.6') 과 광양만(N35°02.3', E127°55.5'), 남으로 손죽도 동쪽 의 광도(N34°15.7', E127°31.5')와 욕지도 남서쪽 해역 (N34°25.4', E128°09.4')을 대상으로 하였다. 모델은 가 로 59.5 km, 세로 70 km 해역으로 수심 60 m 미만이며, 소리도(연도) 남쪽에 수심이 비교적 깊은 해역이 존재한 다. 연직방향은 3개 층(해면~10 m, 10~20 m, 20~70 m) 으로 분할하였고, 수평격자는 500 m 간격으로 가로 방 향 119개, 세로 방향 140개의 격자로 구성하였다. 세부 영역모델은 금오도를 중심으로 돌산도, 개도, 금오도, 소리도 등의 해역이 포함된 영역을 대상으로 하였다.

밀도, 조석 및 바람 응력장

밀도장

원거리 모델영역의 밀도장은 국립수산과학원의 해양 환경조사 자료와 해양조사연보를 이용하였다. 자료는 CTD에 의해 연직 조사된 수온·염분 데이터로, 원거리 영역 내 이들 관측점의 위치를 Fig. 3에 나타낸다. 한편, 진단 모델에 필요한 밀도분포는 계절별 수온·염분 자료 로부터 Knudsen 상태방정식에 따라 계산하여 관측치를 계산격자 값으로 보간하였다. 관측 데이터에서 계산격 자에 해당하는 밀도로 구하기 위해 먼저, 선형보간으로 기존 관측치에서 연직방향으로 각 층의 밀도를 계산한 다음, 구하고자 하는 격자점에서 관측점까지의 거리 L_i 에 반비례하는 가중치로 식 (10)에 따라 수평적 객관 보간을 실시하여 격자점의 밀도를 추정하였다.

(10)

한편, 이 영향역의 반경은 3 km로 하고 이 반경 내 3개 이상의 관측점이 없을 경우는 영향반경을 1 km씩 증가시켜, 적어도 3개의 관측점을 사용하여 보간하였다. 또 구해진 격자점의 밀도를 평활화하기 위해 자신과 인 접한 8개 격자에서 밀도를 평균한 다음, 그 격자점의 밀도로 하였다.

조석 및 바람 응력장

금오열도를 중심으로 한 여수해만 주변 조석(KIOST, 1996)은 금오도 우학리(N34°30.3', E127°46.3')와 돌산 도 화태리(N34°34.5', E127°44.3') 조석형태수가 각각 0.23, 0.24로, 반 일주조가 전체 조석의 72~73%인 반 일주조가 우세한 형태이다. 조석은 매일 2개의 고조와 저조가 거의 같은 크기로 나타나며, 고조간격이 대체로 일정하다. 따라서 대상해역은 주로 M₂ 분조에 의한 반 일주조류가 탁월하다. 조류예측 시 M₂, S₂, K₁, O₁ 분조 에 의한 대조와 소조의 해수유동이 재현되었다.

바람응력에 의한 해수유동은 금오열도를 중심으로 한 영역주변의 동계와 하계 탁월풍을 대상으로 하였다. 따 라서 대상해역 중심에 위치한 여수기상대(N34°44', E127°45')의 과거 약 30년(1971~2000) 2월과 8월 풍향· 풍속 평균치(KMA, 2001)를 이용하였다. 해상풍은 일반 적으로 육상풍의 약 2배로 알려져 있으나, 여수기상대는 타 내륙지역 기상대와 달리 바다가 인접해 있어, 관측된 평균풍속의 1.5배를 대상해역 전 영역에 균일하게 적용 하였다. 한편, 시간적으로 변동하는 풍속벡터장을 모델 에 적용할 수도 있으나, 해석을 간단히 하기 위해 실험기 간 내내 평균풍속의 정상풍으로 가정하였다. 모델실험 에 주어진 시기별 평균풍속을 Table 1에 나타낸다.

초기 및 경계 조건

원거리영역 모델계산에 사용된 외해 개방경계(open boundary) 값은 Fig. 2의 T1~T3 3개 정점의 조석조화상 수(KIOST, 1996)를 사용하였다. T3 남쪽 외해 개방경계 의 조화상수는 Jeffrey et al. (2001)과 Odamaki (1989) 자료를 참고로, 계산을 시행착오적으로 반복수행하여 입력하였다. T4~T7 정점의 조석분조(KIOST, 1996)는 T1~T3, 그리고 T3 남쪽 개방경계의 조위자료에 의한 수치모델 결과를 검증하고 보정하는데 이용하였다(Fig. 2, Table 2). Table 2의 분조의 위상각(Pha.)은 경도 135°E를 기준으로 한 값이다.

개방경계에서의 유출입 조건은 4개 분조(M₂, S₂, K₁, O₁)를 더한 해면변위를 입력하였다. 해면변동은

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로 나타내는 여현함수로 하였다. 여기서 A는 조위진폭, 3D5;는 위상각, T 는 각 분조의 주기이다. 조위는 4대 분조 에 의한 변화를 약 15일 이상 진행시킨 후, 해당 조석조 건(대조, 소조)이 정상상태에 도달되었다고 판단된 1 조 석주기에 대해 식 (6)에 따라 조석응력을 계산하였다.

결과 및 고찰

모델실험결과의 검증

수치모델실험의 검증은 실험결과로 계산된 조위 및 조류와 실측 조위 및 조류 자료를 비교하였다. 조위검증 을 위해 대상영역의 탁월분조인 M₂조에 대해 매시별 조위자료를 조화분해한 후, M₂ 분조에 대한 등조차도와 등조시도를 Fig. 4에 나타낸다. 등조시도의 위상각은 경 도 135°E를 기준으로 한 값이다. 조석파의 진폭은 외해 에서 여수해만, 광양만, 가막만, 여자만과 같은 만 내 천해역으로 진행할수록 높아진다. M₂ 분조의 진폭과 위 상을 Table 2에 제시한 T1~T7의 실측에 의한 값과 비교 했을 때, 진폭은 실측치 보다 약간 작으나, 위상은 전반 적으로 일치하였다. 한편, Table 2의 우학리(T4), 화태리 (T5), 여수(T6), 낭도(T7) 지점에서 관측으로 구한 조화 상수에 의한 조위변동과 해당지점에서 4대 분조를 고려 하여 계산된 조위변화를 서로 비교한 것이 Fig. 5이다. Fig. 5에서 관측치와 계산치는 거의 일치해, 해당해역의 조위변동은 잘 재현되어진 것으로 판단된다.

금오도 서쪽 남면연안 St. G (N34°36.60', E127°43.20', 정점수심 25 m, Fig. 3) 정점의 표층 5~10 m에서 대, 소조 두 차례 5분 간격으로 25시간 연속 측정한 유향·유속 결과를 Fig. 6에 나타낸다. St. G 정점의 조류는 대체로 낙조류 동남동(ESE), 창조류 서북서(WNW)방향으로 금 오도 서쪽해안과 평행하며, 대조시 최대 170 cm/s(평균 49 cm/s), 소조시 최대 76 cm/s(평균 18 cm/s)의 유속으 로 대조가 소조보다 2.2~2.7배 정도 크다. 대조시의 평균 흐름은 남남동(SSE)방향, 8 cm/s였다. 한편, 관측된 유 향·유속 자료를 조화분해한 후, 동 해역에 탁월한 반 일 주조류의 조류타원과 모델실험으로 계산한 해당지점의 조류타원을 Fig. 7에 나타낸다.

Fig. 7에 제시된 조류타원의 유향은 계산치와 관측 치가 거의 일치하고, 조류타원의 장축길이도 대체로 유사해 조류재현이 비교적 잘 이루어진 것으로 판단 된다. 그러나 대조시 계산치에 의한 장축길이가 관 측치보다 다소 작다. 이러한 차이는 조류의 현장관 측은 수심 10 m에서 이루어졌지만 모델 실험에 의한 값은 중층(10~20 m)의 유속(중층 평균치)을 사용했 기 때문이다. 표층(0~10 m) 유속 계산치는 관측치보 다 다소 컸다.

조류 및 조석잔차류 분포

대조시 표, 중, 저층의 조류계산 결과 중, 해당해역 내 탁월 흐름인 반 일주 조류의 조류타원을 Fig. 8에, 대, 소조시 표층에서의 최강창조와 최강낙조류 분포를 Fig. 9에 나타낸다. 조류타원은 대체로 장축이 단축에 비해 큰 왕복성 조류형태로, 섬 사이 협수로와 섬 해안 부근에서 거의 직선에 가까운 형태를 보인다.

대체로 금오도~소리도 서쪽해역이 동쪽 보다 조류의 왕복성이 더 강하다. 이것은 Fig. 4에서처럼 조석파는 창조시 남해도 남단~여수해만~돌산도 동쪽~금오도 동 쪽~소리도 남단을 돌아 금오도 서쪽~개도~나로도 동쪽 으로 진행하고, 낙조시 그 반대로 전파되는 조석파의 위상 진행패턴과 관련이 깊다. 따라서 조석파는 남해 외해와 연결된 금오도와 소리도 동쪽의 비교적 개방된 해역에서 회전적 특성이 크다. 그러나 서쪽해역은 소리 도~금오도 서쪽 연안이 나로도~여자만 입구~개도~금오 도로 둘러싸인 북서-남동 방향의 폭이 좁고 긴 봇돌바다 와 연결된다. 따라서 조석파는 소리도~금오도 서쪽 연 안을 따라 협수로 형태의 봇돌바다를 북서-남동으로 진 행하게 되므로 금오열도 서쪽해역은 비교적 왕복성이 큰 조류형태가 나타나게 된다. 조류의 표~저층 간 분포 는 저층으로 갈수록 조류타원의 진폭이 줄어드는 것을 제외하면 장축 방향이나 타원의 형태에 큰 차이가 없어, 조류분포는 대체로 육안 지형적 지리적 형태에 영향을 크게 받고 있음을 추정할 수 있다.

조류는 표층에서 창조시 북서, 낙조시 남동 방향이다 (Fig. 9). 유속은 대조시 금오도 동쪽 연안 30~40 cm/s, 서쪽 연안 40~50 cm/s, 금오도 외해 60~70 cm/s, 금오 도~소리도 협수로에서 약 90~100 cm/s, 소리도 남서 연 안 약 70~80 cm/s이다. 또한, 금오도~개도 협수로 90~100 cm/s, 개도 북쪽 다도해역 수로에서 70~80 cm/s, 돌산도 남서(돌산도~화태도) 협수로에서 90~100 cm/s의 크기를 나타낸다. 금오열도 주변해역의 조류는 대조시 안도~소리도, 금오도~대두라도, 돌산도~화태도 해역의 섬과 섬 사이 수심이 깊고 폭이 좁은 협수로 해역에서 90~100 cm/s 유속으로 매우 빠르나, 금오도 서쪽과 동쪽, 그리고 외해에서 대략 50 cm/s 전후의 유동을 보인다. 수평방향의 균일하지 않은 이러한 조류분포는 수평와류 로 인한 공간혼합(Strang and Fernando, 2001) 과 지형효 과에 의한 비대칭 조류혼합(Cheng et al., 2013)을 유발하 여 해역 내 조류 유향·유속의 수렴과 분산을 일으킨다. 소조시 조류 유속은 대조기에 비해 1/2~1/3 정도로, 돌산 도~화태도, 금오도~대두라도, 안도~소리도 사이 협수로 에서 빠른 유속이 나타난다. Fig. 10에 조석주기에 대해 평균된 대조기 표, 중, 저층의 조석잔차류 u_res, v_res 분포를 나타낸다.

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식 (12), (13)의 T 는 조석주기(24시간 50분)이다. 조 석잔차류 분포 중 가장 특징적인 것은 소리도 남단을 중심으로 서쪽과 동쪽에 형성된 시계-반시계방향 와류 (eddy), 그리고 규모는 이보다 다소 작지만 소리도 북단 좌우(안도~소리도 협수로 해역)에 형성된 반시계-시계 방향 와류이다. 소리도 남단과 북단의 이 두 쌍의 와류는 북서-남동방향으로 강하게 흐르는 조류가 소리도 남단 과 안도~소리도 협수로를 통과하면서 만들어진 지형성 와류로 판단된다. 금오열도 주변 섬과 협수로에서 생성 된 다양한 조석잔차 와류로는 금오도~안도 협수로 좌우 에 시계-반시계방향, 금오도 북단 협수로 좌우에 반시계 -시계방향, 개도 북단 협수로의 시계-반시계방향 와류가 현저한다. 그 밖에 개도~돌산도 다도해 섬들과 협수로에 작은 와류들이 서로 복잡하게 형성되어 있다. 소리도 주 변 와류의 평균유속은 표층에서 10 cm/s 전후로, 중, 저 층으로 갈수록 유속은 점차 약해진다. 와류 회전방향과 규모 등의 패턴이 표~저층에서 큰 차이를 보이지 않아, 이들 와류는 순압성분 흐름(barotropic flow)의 수평난류 (Grenberg, 1983;Isaji and Spaulding, 1984;Tee, 1976;Oonishi, 1977)와 복잡한 지형에 의한 해저마찰이 비선 형효과를 유발(Ippen and Harleman, 1966;Friedrichs and Aubrey, 1988)하여 만들어진 것으로 생각된다.

물체 주변의 흐름과 이들 물체 후방에 생성되는 와류 에 있어, 해당영역 내 흐름(조류) 유속이 점차 강해져 레이놀즈수(Re = Ud/v , U ≈ 0.3m /s : 흐름(금오도 주변 평균조류)유속, d≈3.0×10³m 물체(소리도 섬) 의 직경, v = 10^-6m² / s : 유체(수온 20°C)의 동점성계 수)가 Re≻10⁶으로 클 경우, 섬 주변을 따라(평행) 흐 르다 유선과 섬의 지형이 이루는 각도(굴곡)가 커지게 되면, 섬 후방(뒤쪽)에 경계층의 박리(separation)가 일어 나 속도의 불연속면이 생기게 된다(Sirakura and Oohashi, 1989). 비 점성유체의 경우, 원주형태의 섬 주 변 흐름은 섬 원주면과 수직하게 접하는 부분(정체점, stagnant point)과 그 섬 반대지점은 유속이 ‘0’이 되고 최대압력을 가진다. 한편, 이 최대압력의 중간(유속 최 대)지점은 압력최소지점이 된다. 따라서 유체입자는 정 체점인 압력 최대점에서 압력최소 지점을 거쳐 정체점 후면에 도달한다. 그러나 점성유체의 경우는 유체가 정 체점에서 반대지점을 향해 섬 표면 경계층을 돌아 나가 는 동안 마찰이 작용해 운동에너지가 대부분 소모된다. 그리고 정체점에서 압력최소점으로 유체는 계속 유입되 고, 정체점 반대지점도 압력이 높아 반대쪽으로 유체가 압력을 받게 된다. 따라서 도중에 에너지를 잃고 멈춘 유체는 양쪽에서 압력을 받아 표면경계층에서 흐름이 박리되는 경계층박리(剝離)가 발생한다(Unoki et al., 1992). 박리가 일어난 하류 쪽은 역류가 생기며, 역류역 윗부분은 상류에서 하류로 향하는 강한 흐름이 존재하므 로 역류역과 사이에 속도 불연속면이 생긴다. 불연속면 은 불안정하므로 와류로 분열되며, 이 와류는 다시 불연 속면을 만나 성장한 후 하류로 점차 떠내려간다. 따라서 섬 뒤쪽 해역은 불연속면이 연속 형성되고, 이어 와류가 성장하는 과정들이 계속 반복된다. 이러한 와류를 흐름 장(flow field) 내 물체(섬) 후방에서 생기는 지형성와류 (eddy) 또는 후류와(後流渦), lee wake, island wake와 같 은 용어로 부르고 있다(Barton, 2001;Caldeira et al., 2002;Chavanne et al., 2002). 원주형태 섬의 경우 와류는 섬 양 끝단 부근에 회전방향이 서로 반대인 두 개의 와류 가 발생한다(Choo, 2014). 금오열도 최남단에 위치하는 소리도는 북서-남동으로 흐르는 강한 조류 속에서 그 북 쪽과 남쪽 양 끝단을 경계로 후방 해역에 규모의 차이는 있으나 창조시는 소리도 북서쪽, 낙조시는 남동쪽 해역 에 회전방향이 다른 두 개의 지형성와류를 형성한다.

밀도류 분포

금오열도 주변 세부모델영역에 대해 보간된 하계(8 월)와 동계(2월)의 밀도(시그마)분포를 Fig. 11에 나타낸 다. 하계의 표층(21.6 이상)은 소리도 남서, 중층(22.8 이상)은 소리도 주변, 저층(24.0 이상)은 소리도 남동쪽 외해에 밀도가 큰 해수가 존재한다. 금오도 남단~소리 도 해역의 남서~북동방향에 위치하는 수평경도가 큰 해 역을 중심으로 금오도~돌산도 남동 외해는 밀도가 큰 해수가, 금오도~돌산도 북서 연안 다도해역과 가막만 남쪽입구 해역은 밀도가 낮은 물이 존재한다. 따라서 밀도는 수평적으로 가막만~금오도 남단에 상대적으로 고온·저염의 밀도가 작은 연안수계가, 소리도~외해방향 에 상대적으로 저온·고염인 밀도가 큰 외양수계가 위치 하는 형태를 나타낸다. 동계는 하계 밀도분포와 반대로 가막만~금오도 남단의 연안수계는 26.35~26.5로 밀도 가 크고, 소리도 남서 외해역은 26.15~26.35로 밀도가 작다. 밀도의 수평경도가 큰 곳은 하계와 같이 금오도 남단~소리도 해역에 위치한다. 동계 얕은 수심의 금오 도 북쪽해역은 해면냉각과 북서계절풍, 얕은 수심에 따 른 연직혼합 증가로 표~저층 밀도는 거의 균일하다. 하, 동계 밀도분포에 나타나는 공통현상은, 금오도 남서해 안에서 서쪽해역으로 밀도 수평경도가 큰 해역이 위치 하고 있다.

해역의 밀도분포에 따른 경압성분 흐름(밀도류, baroclinic flow)을 Fig. 12에 나타낸다. 밀도류는 전 층 에서 하계 최대 약 10 cm/s, 동계 최대 약 5 cm/s로 나타난다. 수심이 얕고 조류가 강한 다도해 주변과 협 수로 해역은 수평난류 혼합이 활발해 밀도류는 전반적 으로 미약하다. 이러한 경향은 하계 연안수계 해역과 동계 전 대상해역에서 현저하다. 하계 유속이 큰 해역 은 금오도 북동~돌산도 협수로 해역 남동, 금오도 서 쪽~안도, 소리도 주변이다. 이들 해역의 밀도(Fig. 11) 는 수평·연직 경사가 대체로 큰 곳으로, 연안수와 외양 수계 경계인 금오도 남서~소리도, 소리도 및 안도 주변 이다. 하계 이곳 주변의 흐름은 남쪽 외해방향 고밀도 (저온·고염), 북쪽 다도해역 저밀도(고온·저염) 분포, 금 오도와 소리도 주변 연직혼합역 간 밀도분포로 발생하 는 압력경사력과 전향력의 균형관계에서 계산된 경압 성분 흐름이며, 해역의 수평밀도 분포에 따라 결정된다. 따라서 표, 중, 저층의 수평밀도분포가 균일하지 않은 금오도 중부 이남해역의 밀도류는 연직방향에 서로 다 른 분포를 보인다.

취송류 분포

동, 하계 평균 탁월풍에 의한 취송류 분포를 Fig. 13에 나타낸다. 하계 남남서풍(5.6 m/s)과 동계 북서풍(8.7 m/s)을 가정한 표면 취송류는 전해역이 5 cm/s 이하로, 동계에 유속이 크다. 하계는 남남서풍에 의해 표층에 남동방향 흐름이 나타나나, 개도~돌산도, 가막만 입구 다도해역은 해역이 섬들로 둘러싸임에 따라 취송거리가 감소해 유속이 미약하다. 하계 금오도 주변 외해의 표층 혼합층 해역은 전해역이 남동~북동방향 취송류가 나타 나나, 중~저층은 밀도차로 인해 금오도 좌측 해역은 미 약하고, 우측은 중~저층으로 갈수록 표층과 다른 방향 의 흐름이 나타난다. 동계 북서풍에 따른 금오도 주변 표층은 남서방향 흐름이 탁월하고, 수심이 비교적 얕은 중~저층 해역에서 표층과 반대방향의 흐름이 나타난다. 또한 개도~돌산도, 가막만 입구 다도해역도 표층과 중~ 저층의 흐름이 서로 반대이다. 이러한 취송류의 순환구 조는 천해 표층에서의 해수 수송이 중, 저층의 용승류나 보류에 의해 연결되기 때문이다.

잔차류(조석잔차류+밀도류+취송류) 분포

대조시 조석주기에 대해 평균된 조석잔차류에 동·하 계의 밀도류와 취송류가 포함된 동·하계의 유동분포를 Fig. 14에 나타낸다. 그림에 제시한 유동은 금오열도 주 변 해역에 탁월하며, 전 층에 균일한 순압적(barotropic) 조류성분을 제외한 유동성분들의 합이라 할 수 있다. 따라서 조석주기에 따라 왕복하는 흐름성분이 배제된, 해역 내 물질들의 수송과 이동에 관여하는 순수한 잔차 류(residual current) 성분이라 할 수 있다. 하계 표, 중, 저층의 잔차류는 밀도류(Fig. 12) 영향이 금오도 주변해 역에 두드러져 유동이 수평, 연직적으로 균일하지 않다. 순압류인 조석잔차류와 밀도류 유향이 일치하는 해역의 잔차유속은 표층에서 10 cm/s 전후이다. 이와 같이 하계 의 잔차유동은 미약한 취송류보다 해수특성(수온·염분) 의 수평차이로 인한 밀도류 영향이 더 크다. 한편, 이들 해역에 형성되는 조석잔차류는 금오도 중남부~안도~소 리도 주변의 밀도류 분포와 일치하여 잔차류 유속은 하 계가 동계보다 더 크다.

동계의 금오열도 주변은 강한 해면냉각과 북서계절풍 의 영향으로 밀도류는 하계보다 작고, 취송류는 크다. 따라서 잔차류는 주로 취송류와 조석잔차류 두 흐름의 복합성분으로 5~7 cm/s 분포를 나타낸다. 동계 잔차류 는 표층에서 개도 주변을 제외하고 대체로 북서풍의 영 향으로 남향류이나 중, 저층은 표층과 반대로 북향성분 이 우세하다. 소리도 남단 서쪽과 동쪽에 형성되는 시계, 반 시계 방향 지형성와류는 하계에 밀도차로 인해 전 층에서 현저하지 않고, 동계는 취송류로 인해 중~저층 에서만 미약하게 존재한다. 향후, 소리도 주변 와류의 시·공간적 구조 에 대한 보다 상세한 유동조사와 생성· 소멸과정에 대한 구체적 역학기구의 파악이 요구된다. 한편, 본 연구에 사용된 수치모델은 경계영역에서의 Heat flux나 Freshwater flux를 적용할 수 있으므로 개방 경계를 통한 주변해역과의 해수교환에 따른 열염분포 예측이 가능하다. 이러한 결과들을 이번 연구에서 밝혀 진 해역의 해수유동구조와 함께 고려하면 대상해역 주 변에서 빈번하게 출현하는 하계 적조현상의 발생원인도 정량 파악할 수 있을 것이다.

결 론

한국 남해 금호열도 주변의 해수순환 구조와 특성을 파악하기 위해 조류현장조사와 3차원 수치진단모델 실 험에 의한 유동예측을 실시하여 동해역의 해수교환과 물질순환에 지배적인 조류와 잔차류 성분의 시·공간적 구조를 명백히 하였다.

조석파는 창조시 개방해역인 남해도 남단~여수해만~ 돌산도 동쪽~금오도 동쪽~소리도 남단을 돌아 해역 폭 이 좁고 긴 금오도 서쪽~개도~나로도 동쪽해역으로 진 행한다. 낙조시는 그 반대이다. 조류는 금오도~소리도 서쪽해역이 동쪽보다 왕복성이 더 크며, 유향은 창조시 북서, 낙조시 남동 방향이다. 대조시 조류유속은 금오도 동쪽 30~40 cm/s, 서쪽 40~50 cm/s, 금오도~소리도 협수 로 90~100 cm/s, 소리도 남서 연안 70~80 cm/s로, 섬 사이 협수로에서 유속이 매우 크다. 조류의 연직분포 변화는 크지 않으나 연안지형에 따른 수평변화가 매우 커, 수평와류로 인한 공간혼합과 지형효과에 의한 비대 칭 조류혼합을 유발하여 유향·유속의 수렴과 분산을 일 으킨다. 금오열도 최남단 소리도는 북서-남동으로 흐르 는 강한 조류에 의해 소리도 남단 좌우에 시계-반시계방 향, 소리도 북단 좌우에 반시계-시계방향의 와류가 형성 된다. 이 와류는 흐름장 내 물체의 후방에서 생기는 지형 성와류(후류와)로, 평균유속은 표층에서 10 cm/s 전후이 다. 지형성와류는 순압성분 흐름의 수평난류와 해저마 찰이 비선형효과를 유발해 만들어진 것이다.

밀도분포에 따른 경압류는 얕은 수심과 강한 조류로 인한 수평난류 혼합이 활발해 하계의 연안역과 동계 전 해역에서 5 cm/s 이하로 미약하다. 경압류 유속이 큰 해역은 하계 수평, 연직방향 밀도경사가 큰 연안수와 외양수의 경계인 금오도 남서~소리도, 소리도, 안도 주 변이다. 하계와 동계의 탁월풍을 가정한 취송류는 5 cm/s 이하로, 동계에 유속이 크다. 하계 금오도 주변 표 층의 취송류는 남동~북동, 동계는 남서방향 흐름이 탁 월하나 중~저층은 표층과 반대방향이다. 해역 내 물질 들의 수송과 이동에 관여하는 순수 잔차류(조석잔차류+ 밀도류+취송류) 성분에 있어, 하계는 수온·염분에 의한 밀도류, 동계는 강한 해면냉각과 계절풍에 의한 취송류 의 영향이 상대적으로 크다. 하계 조석잔차류와 밀도류 방향이 일치하는 곳은 10 cm/s 전후, 동계 조석잔차류와 취송류가 일치하는 곳은 5~7 cm/s 유속크기이다. 소리 도 남단 서쪽과 동쪽에 형성되는 시계, 반 시계 방향 지형성와류는 하계에는 현저하지 않고, 동계는 중~저층 에서만 미약하게 존재한다. 향후, 소리도 주변 와류의 시·공간적 구조 에 대한 보다 상세한 유동조사와 생성· 소멸과정에 대한 구체적 역학기구의 파악과 함께 모델 경계영역에서의 Heat flux나 Freshwater flux를 적용한 연구를 시행한다면 대상해역 주변에서 빈번하게 출현하 는 하계 적조현상의 발생원인도 정량 파악할 수 있을 것이다.

사 사

이 논문은 2022년 해양수산부 재원으로 해양수산과 학기술진흥원의 지원을 받아 수행된 연구임(ICT 기반 수산자원관리 연구센터).

Figure

Fig. 1.Bottom topography around Geumo Islands in the Southern Waters of Korea. Contour numbers show depth (m).

Fig. 2.Grids for the numerical model in the wide study area and locations of model verification points for the tidal elevation (T1~T7) (left). Grids for the numerical model in the fine study area around Geumo archipelago (right).

Fig. 3.Locations of temperature, salinity (CTD) and current observations in the wide study area.

Fig. 4.Co-amplitude lines (left) and co-phase lines (right) of M2 tide in the wide study area. Contour lines are tidal amplitudes in centimeters and phases in degrees.

Fig. 5.Sea level changes of the observed and simulated by numerical model experiment at Uhak-ri (T4), Hwatae-ri (T5), Yeosu (T6) and Nang island (T7) station.

Fig. 6.Tidal current vectors at St. G in spring (upper) and neap (lower) tide.

Fig. 7.The observed (left) and calculated (right) ellipses for the semi-diurnal component of tidal current at St. G at spring (upper) and neap (lower) tide.

Fig. 8.The calculated ellipses for the semi-diurnal component of tidal currents at surface (left), mid (middle) and bottom layer (lower) in spring tide.

Fig. 9.The calculated surface tidal current vectors at flood in spring (1^st) and neap (2^nd) tide and at ebb in spring (3^rd)and neap (4^th) tide.

Fig. 10.The calculated tide residual current vectors at surface (left), mid (middle) and bottom layer (lower) in spring tide.

Fig. 11.Density distributions at surface (left), mid (middle) and bottom layer (right) in August (upper) and February (lower).

Fig. 12.The calculated density current vectors at surface (left), mid (middle) and bottom layer (right) in August (upper) and February (lower).

Fig. 13.The calculated wind driven current vectors at surface (left), mid (middle) and bottom layer (right) in August (upper) and February (lower).

Fig. 14.The calculated residual current vectors at surface (left), mid (middle) and bottom layer (right) in August (upper) and February (lower).

Table

Table 1.Monthly average winds given in the numerical model experiments for wind driven currents

Table 2.Harmonic constants of tidal elevation at station T1~T7 used in the numerical model experiments

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