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[이론강좌 11] 다이빙 환경/바닷물의 물리적 성질
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대양의 바닷물온도는 수심이 깊어질수록 온도가 감소한다. 다음의 그림는 열대지방(저위도), 중위도지방, 극지방에 따라 수심별 수온분포를 나타내고 있다.
바닷물층을 3개층으로 나누는데, 표층(Surface Layer) 또는 혼합층(Mixed Layer), 수온약층(Thermocline), 심해층(Deep Sea Layer)이다. 표층(혼합층)은 바람에 의해 바닷물이 위와 아래로 잘 섞이기 때문에 수온분포가 일정해진다. 수온약층은 수심이 깊어 갈수록 온도가 급격하게 감소하는 층을 말한다. 수심이 매우 깊어지면 수온의 변화가 거의 없는 심층을 형성한다.
적도지방(저위도 지방; Tropics)에서는 해면에서 수심 150m까지는 수온이 거의 일정하게 유지하다가 그 이하의 수심인 600m까지 수온의 변화가 급격하게 감소하는 수온약층(Thermocline)을 형성한다. 다시 1800m까지는 수온의 감소가 완만하며, 1800m 이하의 수심에서는 수온의 변화가 없이 일정한 수온을 유지한다.
중위도지방(Mid-Latitude)에서 여름철에는 해면에서 평균 약 200C를 유지하며, 50m에서 120m까지 수온의 변화가 크게 감소하는 수온약층을 형성한다. 그러나 겨울철에는 해면수온이 110C를 유지하고 수심이 깊어질수록 수온이 서서히 감소한다. 따라서 수온약층이 형성돠지 않는다. 1800m이하의 수심에서는 여름철과 마찬가지로 수온의 변화가 없이 일정하다.
고위도지방(High-Latitude)에서는 해면에서 저층까지 20C 이하의 수온이 년중 거의 일정하게 유지된다.
바닷물의 전도율(Specific Conductance)은 염분도(Salinity)와 수온(Sea Temperature)의 변화에 따라 변화한다. 150C의 수온에 염분이 200/00인 바닷물에서의 전도율은 0.030 이지만 같은 수온에서 염분도가 100/00면 0.015로 낮아진다. 즉 같은 수온에서 염분도가 크면 전도율도 크다.
수온이 50C일때 염분도가 200/00 이면 전도율이 0.020이고, 수온이 150C이면 전도율이 0.030으로 증가한다. 따라서 수온이 높을수록 또 염분도가 높을수록 전도율이 높다.
350/00의 바닷물에서 수온과 수압의 변화에 따른 열팽창률(Thermal Expansion)과의 관계를 나타내고 있다. 수온이 증가할수록 같은 수압(즉 수심)에서는 열팽찰률이 높다.
같은 수압에서 수온이 증가하면 열팽창률이 높아진다. 따라서 수온이 높을수록, 수압(수심)이 증가할수록 열팽창률은 증가함을 알수 있다.
바닷물이 염분도가 0이라면 소금끼가 없는 담수와 같다. 이때 최대밀도를 나타내는 수온(Tp)은 40C이다. 만약 염분도가 24.6950/00인 바닷물의 빙점온도(어는 온도; Tf))는 -1.330C가 되며, 동시에 최대밀도를 갖는 온도도 -1.330C가 된다. 즉 얼어 있을 때가 가장 무겁다는 뜻이다.
만약 염분도가 150/00라면 빙점의 온도는 -10C이고, 최대밀도를 갖는 온도는 0.50C이다. 즉 얼음이 생겼다면 이 얼음은 최대밀도를 갖지 못하므로 그 보다 온도가 높은 물보다 가볍다. 따라서 얼음은 물위에 떠 있게 된다. 담수와 바닷물이 만나는 연안의 하구나 강에서 얼름이 물위에 떠 있게 된다.
반면에 염분도가 300/00인 바닷물의 최대밀도를 나타내는 온도는 -2.50C이고 빙점온도(얼음이 된 온도)는 -1.50C 이므로 온도가 낮을수록 얼름이 두껍게 끼게 되고, 더 무거워 져 물보다 무겁다.
바닷물에서 음파는 염분도가 200/00인 바닷물의 경우, 수온이 220C 일 때 약 1,500m/s의 음파속도를 갖고, 수온이 60C인 바닷물에서는 음파속도가 1,450m/s로 낮아진다. 즉 같은 염분도를 갖더라도 수온이 높으면 음파속도가 크다.
수온이 60C인 바닷물에서 염분도가 200/00일 때 음파속도가 1450m/s이고, 400/00일 때 음파속도가 1480m/s로 증가하므로 같은 온도에서 염분도가 높을수록 음파속도는 증가한다.
해양에서는 수심이 깊을수록 수압은 증가한다. 해면(수심 0m)에서 바닷물이 받는 압력이 1기압(즉 대기압; = 1,13mb)이고, 수심이 약 10m 증가할 때마다 1기압씩 증가하므로, 수심 20m에서는 3기압의 수압을 받는다. 수압이 증가하면, 수중의 음파속도가 증가하여 깊은 바다속에서 음파가 멀리까지 갈수 있다.
해면으로 빛이 들어오면 들어온 빛의 일부는 반사되고, 다른 일부는 굴절하거나 투과하여 바닷물에 의해 흡수와 산란이 이루워 진다. 해면에서의 반사는 입사각과 굴절각에 좌우된다. 따라서 태양의 고도에 따라 반사되는 빛의 양이 크게 달라진다. 즉 고도가 낮으면 반사율이 커진다.
해중으로 투과된 광선은 Snell의 법칙에 따라 굴절된다. 예를 들면 150C인 순수물의 경우 파장 587.6mu인 빛의 굴절각은 1.3333 정도이다. 바닷물중의 굴절각은 염분이 증가할수록 증가하고, 온도가 감소할수록 증가한다.
또한 빛이 바닷물중으로 입사하면 물속에 있는 부유입자(토사, 플랑크톤 등)들에 의해 흡수되거나 산란 및 소산된다. 광원으로부터 거리 x 정도 떨어진 지점에서의 어떤 파장을 갖인 빛의 강도는 흡수계수와 산란계수의 함수로 나타낼 수 있다.
또한 입사하는 태양복사의 감소률을 나타내는 소광계수(Extinct Coefficient)를 사용하여 가시광선의 전 영역에 대한 전 소광계수를 계산하기도 하지만, 일반적으로 실용적인 측정을 위해 투명도판(Secchi Disk)를 사용하여 바닷물의 투명도를 측정한다. 이 판은 직경 약 35Cm의 흰백색판으로 되어 있으며 줄을 달아서 바닷물 속으로 넣어 어느정도의 수심까지 투명판이 보이는가를 재어서 바닷물의 투명도 즉 가시광선이 도달하는 거리를 측정하게 된다.
부유물질이 많으면 산란효과가 증가하여 물속 깊이까지 빛이 투과하지 못하며, 물이 혼탁할수록 빛의 산란이 증가한다.
고체인 지구가 자전을 하게 됨에 따라 이것에 접한 공기와 바닷물의 이동이 있게 된다. 지구의 자전과 관계없이 태양광선에 의해 덥혀진 대기와 바닷물의 순환이 일어나는데 이것을 열적인 순환이라 한다.
공기는 태양복사 중 에너지가 낮은 적외선을 일산화탄소와 수증기가 일부 흡수하지만 대부분의 태양광선을 거의 통과시키고, 주로 해면과 육지의 열을 받아서 공기가 더워져서 대기가 상하 및 좌우로 순환하게 된다.
이에 비해 바닷물은 수mm이내의 바닷물표면에서 태양광선에너지를 직접 흡수하여 가열되고, 이 가열된 바닷물에서 저층의 바닷물로 열이 전도되어 저층의 물이 덥혀진다. 뿐만아니라 대기와 해저로부터도 열을 흡수 한다.
부연하면, 지구내부가 용암으로 되어 있어 지구내부로부터 해저를 통한 열의 대류, 대기로부터의 열의 교환, 해면에서 수증기의 응결 및 증발시의 잠열, 화학적 및 생물학적 작용에 의한 열 등을 흡수한다.
지구내부로 부터의 열은 0.1096calcm-2day-1 이고 해면에 입사되는 태양복사량의 0.0025%에 해당하며, 이 열은 해저의 바닷물수온에 영향을 미친다. 바닷물의 요동에 의해 발생되는 파랑에너지는 0.012cal/cm-2day-1이며, 지구내부로부터 얻는 열의 1/9정도로 작아 무시할 수 있다. 화학적, 생물학적작용에 의한 열은 다른 작용에 비해 매우 적어 무시 된다.
이 중 가장 중요한 열이 태양광선열(Solar Radiative Energy) 즉 태양복사열이 바닷물의 온도를 좌우하게 되는데 태양의 고도각에 따라 해양으로 입사되는 태양복사량이 다르다. 즉 북반구에서 여름에는 태양이 북반구에 있어 태양의 고도각이 매우 크므로 해면에 도달하는 태양복사량이 많다. 그러나 겨울에는 태양이 남반구에 있으므로, 태양의 고도각이 작아 입사된 태양복사량이 작다. 다음의 그림는 위도별 태양복사에너지의 입사량 및 방사량를 나타내고 있다.
위도 450 지역을 중심으로 해서 적도를 포함한 저위도에서는 태양의 입사량이 방사량보다 많고, 반면에 북극을 포함한 고위도에서는 방사량이 입사량보다 많다. 저위도에서 초과된 에너지가 고위도(북쪽으로)로 1014cal/sec가 수송된다.
따라서 지구가 받는 열량은 적도지방에서 많고, 극지방에서 적다. 따라서 저위도로부터 고위도로 열의 이동이 일어난다. 그러나 지구 전체에서 보면 열의 균형이 유지된다.
또한 적도지방에서 극지방으로의 열이동은 적도지방에서 고위도로 대기의 순환이나 바닷물의 순환을 일으키기도 하고, 대기순환과 바닷물순환에 의해 다시 열이 저위도에서 고위도로 수송되기도 한다.
그렇지 않으면 저위도는 계속 더워지고, 고위도인 북극은 계속 추워지게 되어 지구기후에 문제가 발생할 것이만, 저위도에서 고위도로 열의 수송에 의해 저위도의 기온이 어느 정도 이상으로 상승하는 것을 막고, 고위도의 기온이 어느 정도 이하로 하강하는 것을 막아 현재의 지구의 기후상태를 유지하게 하고 있다. 그림에서 붉은 선이 적도에서 북극으로 열의 전이(Heat transfer)를 나타내고 있다.
다음의 그림은 전 세계대양의 해면의 수온(Sea Surface Temperature; SST)을 나타낸다.
같은 지역이라도 대양에서의 월별 태양복사량이 각각 다르다. 9월 중순을 기준으로 따라서 9월 초순부터 3월 초순까지는 태양열의 입사량이 감소하고, 해면으로부터 방출열이 증가하므로 바닷물온도가 낮아지게 되며, 최저온도가 2월 중순에 나타난다. 반면에 3월 중순부터 9월 초순까지는 입사량이 방출량보다 초과하여 바닷물이 더워지기 시작하여 8월 중순에 최대열량을 갖는다.
하루에도 태양복사량이 시각별로 다르다. 다음 그림은 해양으로의 입사에너지(ly/min), 해양으로부터의 방출에너지를 나타낸다. 낮에는 해양으로 입사하는 태양복사량이 해면에서 대기로 방출되는 복사량보다 많아 바닷물이 덥혀지며, 수온이 상승한다.
반면에 일몰 후 즉 밤에는 해양으로 입사되는 태양복사량은 없고, 단지 해면에서 대기로 방출되는 복사량만 존재하며, 그 양은 거의 일정하다.
연안에서는 육지의 지표와 해양의 해면의 열수지가 매우 다르다. 우선 매질이 흙과 물이므로 각각의 열 용량(비용; Heat capacity)이 다르며 태양복사 에너지의 흡수와 반사률도 매우 다르다.
바닷물의 열용량이 매우 크므로 열을 가해도 흙에 비해 서서히 가열되고, 서서히 냉각된다. 즉 흙은 냄비와 같고 바닷물은 무쇠솥 같아서, 흙은 빨리, 많이 가열되고, 바닷물은 느리게, 조금밖에 가열되기 때문이다.
흙과 바닷물의 열전도율이 다르고, 지면과 수면의 마찰계수도 달라 현열(Sensible heat)과 잠열(Latent heat)도 다르게 나타난다.
지면과 해면에서의 낮과 밤의 열수지 차에 의해 연안에서 대기의 순환이 생기는데 대표적인 순환이 해륙풍(Sea-Land Breeze)이다.
예를 들면 여름철 낮에 태양에 의해 가열된 지면의 흙의 온도(600C)가 바닷물의 온도(250C)보다 높아, 지면에 접한 공기는 흙으로부터 열을 전도받아 공기의 온도(즉 기온; 350C)가 해면에 접한 공기의 온도(250C)보다 훨씬 높다. 따라서 지면에 접환 공기는 가열되어 위로 상승(대류; Convection)하게 되므로, 해면에서 육지로 바람이 불게 된다.(해풍; Sea Breeze).
반대로 밤에는 태양광선이 사라져, 표층의 바닷물이 냉각(220C)되나 조금밖에 냉각되지 않는다. 그러나 육지 지면의 흙은 많이 냉각(200C)되어 지면에 접한 공기의 온도가 낮에는 350C에서 밤에는 200C 가까이 냉각된다.
그러므로 바닷물 위의 공기의 온도가 지면 위의 공기의 온도보다 높아 더 가볍기 때문에 해면에서 공기가 상승함에 따라, 결국 육지에서 연안 해양으로서 공기가 이동 즉 바람이 분다(육풍; Land Breeze).
이때 열의 이동 즉 열의 전도를 나타내는 현열(Sensible Heat)의 차이가 매우 중요한 역할을 하게 된다.
NAUI Course Director NAUI Nitrox diving Instructor ASHI CPR Instructor 김승규
팀 드레이크/team DRAKE
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