1. 서 론

동해는 한반도와 일본열도로 둘러싸인 반폐쇄성 해역으로 수심이 얕은 4개의 해협(대한해협, 쓰가루 해협, 소야 해협, 타타르 해협)을 통해 동중국해, 태평양, 오호츠크해로 연결된다. 동해의 평균 수심은 약 1650 m, 최대 수심은 약 3800 m에 이르고, 수심이 깊은 3개의 분지(울릉 분지, 야마토 분지, 일본 분지)와 수심이 얕은 오키뱅크(Oki bank)와 야마토퇴(Yamato rise)가 동해의 해저지형을 구성하고 있다(Chang et al., 2016). 동해 남부에는 대한해협을 따라 유입되는 대마난류(Tsushima Warm Current)에 의한 아열대환류가, 북부에는 아한대환류가 위치하고 있으며, 북위 38~41도에서 대마난류의 지류인 동한난류(East Korea Warm Current)에 의해 아극전선(subpolar front)이 형성된다(Chang et al., 2004; Park et al., 2013). 동해는 중규모 소용돌이(mesoscale eddy)가 빈번하게 나타나며, 특히 우리나라 동쪽 연근해역, 야마토 분지, 야마토퇴, 일본 서쪽 연근해역에서 자주 나타난다고 알려져 있다(Isoda, 1994; Morimoto et al., 2000; Park and Kim, 2013). 이러한 특징들로 인해 동해를 작은 대양(miniature ocean)이라 일컫기도 한다.

준관성주기파(Near-inertial waves, NIW)는 바람이 부는 전 지구 해양 어디에서나 존재할 수 있으며, NIW의 주기는 일반적으로 해당 위도의 관성진동수(local inertial frequency, f )에 의해 결정된다. NIW는 해양의 연직 혼합을 야기하여 전지구적 성층구조와 열염분순환을 유지하는데 크게 기여한다고 알려져 있다(Munk and Wunsch, 1998). NIW는 태풍, 대기 전선, 열대 저기압과 같은 대기 교란 현상에 의해 생성될 수 있다(Chang et al., 2016). 일반적으로 NIW는 적도방향으로 전파되지만 음의 상대 소용돌이도를 가지는 난수성 소용돌이(warm eddy)는 NIW를 가두어 적도 방향으로 전파되지 못하게 하며, NIW를 심층으로 보다 효율적으로 전파시키는 역할을 한다(Kunze, 1985; Lee and Niiler, 1998).

동해에서 NIW에 대한 연구는 태풍에 의한 NIW의 생성(Nam and Park, 2013)과 난수성 소용돌이와의 상관성(Park and Watts, 2005; Byun et al., 2010; Kawaguchi et al., 2020)에 대하여 진행된 바 있다. 최근 Jeon et al.(2019b)은 실시간 해황예보모형 출력값을 이용하여 동해 혼합층 및 심층에서 NIW의 계절변동성과 소용돌이의 영향에 대하여 밝혔으나, 태풍이 만들어내는 NIW 에너지에 대해선 면밀히 살펴보지 않았다. 태풍의 강한 바람은 표층해양에 강한 모멘텀을 제공하는데, 특히 태풍 경로의 우측 해역에서는 이동하는 태풍이 고정된 해당 해역에 시계방향의 바람을 유도하게 되어 태풍의 왼편보다 강한 NIW 에너지를 야기할 수 있다(D’Asaro, 1985). 따라서 본 연구에서는 동해에 진입한 태풍에 의한 NIW의 생성과 함께 소용돌이의 효과를 살펴보는데 주안점을 두었다. 연구에 사용한 자료는 자료동화 된 실시간 해황예보모형의 입력 및 출력값이며, 연구 해역은 동해 전역을 포함한다(Fig. 1). 태풍에 의한 NIW 에너지 변동을 비교하기 위한 대조군은 태풍이 없었던 여름과 겨울의 NIW 에너지 평균값으로 각각 설정하였다.

Fig. 1.

a) The bathymetric map of the numerical model. (b) Typhoon tracks together with its intensity according to Saffir-Simpson scale announced by KMA are shown in 3-hour intervals. The cross marks in circle mean that time interval is 6-hours. The magenta, brown, and blue solid lines indicate the tracks for Typhoon Halong, Goni, and Chaba, in order. The black dashed lines indicate other tracks of typhoons that generated unnoticeable NIW in the East Sea.

NIW: Near-inertial waves, UB: Ulleung Basin, YB: Yamato Bains, JB: Japan Basin, YR: Yamato Rise, OB: Oki Bank

2. 자료 및 방법

2.1 자료

본 연구에서는 일본 큐슈대학교 응용역학연구소(Research Institute for Applied Mechanics, Kyushu University, RIAM)에서 운용중인 실시간 해황예보시스템 Dreams-M (DR_M)의 출력자료를 이용하였다. DR_M은 RIAM에서 개발한 3차원 해양수치모형 RIAM Ocean Model (RIAMOM)을 기반으로 하고 있으며 hydrostatic balance와 Boussinesq approximation을 가정하고 있다(Lee et al., 2003). DR_M은 동서 방향으로 1/12도, 남북 방향으로 1/15도의 수평해상도를 가진다. 연직적으로는 z좌표계를 이용하여 40개층으로 구성되어 있고, 연직적으로 간격이 일정하지 않은 격자를 가지며 표층부터 수심 1000 m까지 28개의 격자가 분포한다. 연직 에디 확산 및 점성계수(vertical eddy diffusion and viscosity coefficient)는 Noh and Kim(1999)의 스킴(scheme)을 이용하며, 등밀도 에디확산(isopycnal eddy diffusion)은 Gent and Mcwilliams(1990)의 방법을 이용한다. 해수면에서의 운동량 플럭스(momentum flux)와 열 플럭스(heat flux)는 Kondo(1975)와 Hirose et al.(1996) 방법이 이용되었으며, 모형에 대한 보다 상세한 설명은 Hirose(2011)와 Hirose et al.(2013)에서 볼 수 있다.

DR_M 모형은 일본 기상청의 3시간 간격의 바람자료(GPV/MSM과 GPV/GSM을 융합한 기상자료)를 기상 강제력으로 사용하며, 해양 순환과 해양 조석(Moon et al., 2012)을 포함한다. 보다 현실적인 해황을 모의하기 위하여 일본기상청의 표층수온자료(MGDSST)와 AVISO의 along-track 해면고도자료가 자료동화되고(Hirose et al., 2013), 자료동화의 high-frequency 변동성의 영향을 줄이기 위해 수치필터를 적용하고 있다(Jeon et al., 2014; Varlamov et al., 2015; Jeon et al., 2019a; Jeon et al., 2019b). 본 연구에서는 DR_M 모형의 3시간 간격 바람 입력자료와 1시간 간격 모형 출력자료를 분석하였으며, 분석 기간은 2013년부터 2017년까지 총 5년이다.

2013~2017년의 기간동안 총 6개의 태풍이 동해 영역에 영향을 주었으나(Fig. 1) 이들 중 일부는 동해 진입전에 열대성 저기압(Tropical Depression, TD)으로 약화되었거나, 태풍의 중심이 일본으로 치우쳐 있어 NIW의 에너지 형성이 미미한 경우도 있었다. 따라서 태풍에 의한 NIW 에너지가 강하게 생성되었던 2014년 8월의 할롱(Halong), 2015년 8월의 고니(Goni), 2016년 10월의 차바(Chaba)의 사례를 집중적으로 살펴보았다(Fig. 1, Table 1).

태풍 경로와 최대 풍속은 한국기상청(Korea Meteorological Administration, KMA)의 3시간 및 6시간 간격 자료를 이용하였으며, 태풍 강도는 태풍의 세기 분류 체계인 Saffir-Simpson scale에 따라 분류하였다.

2.2 방법

2.2.1 준관성주기파(Near-inertial waves, NIW) 분석을 위한 혼합층 및 심층 정의

본 연구에서는 혼합층 깊이를 일반적으로 많이 사용하는 임계편차(threshold difference) 방법(Thomson and Fine, 2003)을 이용하여 표층밀도로부터 0.03 kg m^–3 밀도차가 나타나는 수심으로 정의하였다. 동해의 영구수온약층은 5°C의 등온수심으로 정의(Talley et al., 2004)되고 100~400 m에 위치한다. 모형의 수온분포를 확인해본 결과 5°C 등온선이 100~400 m에 분포하여 수심 400 m를 심층의 상부경계값으로 결정하였다. 해양내부파가 수평 및 연직방향으로 자유롭게 전파하기 위해서는 주파수($\omega$)가 $f<\omega <N$의 조건을 만족해야 한다. 여기서 f 는 위도에 따른 관성주파수(inertial frequency), N은 부력주파수(buoyancy frequency)를 의미한다. 본 연구기간동안 모형에서 수심 1000 m보다 깊은 곳에서 $\omega <N$을 만족하는 경우는 3% 이내로 나타나 NIW의 거동을 살펴보기 위한 심층의 하부경계를 1000 m로 결정하는 것이 적절하다고 판단하였다.

2.2.2 NIW를 야기하는 바람에너지유입과 NIW의 수평운동에너지 계산

NIW를 살펴보기 위하여 각 위도의 관성주기로부터 2시간 간격으로 유속에 3차 Butterworth 밴드패스 필터(bandpass filter)를 적용하였다. 동해의 관성주기는 북위 35.5~48도 사이에서 16.1~20.6시간으로 이 밴드주기대는 반일주기 및 일주기 조석과 구분된다.

준관성주기파를 야기하는 바람에너지유입(wind energy input, ${\overline{W}}_I$)은

으로 나타낼 수 있다(Alford, 2001). 여기서, t는 시간, $\overrightarrow{\tau }$는 수치모형에 입력자료로 사용된 3시간 간격의 바람응력(wind stress), ${\overrightarrow{u\text{'}}}_{surf}$는 준관성주기에 맞추어 필터한 표층 유속이다. 태풍이 만들어내는 NIW의 바람에너지유입(${\overline{W}}_I$)을 계산하기 위해 아래 수평운동에너지 계산과 동일하게 태풍이 동해에 도달하기 2일전부터 태풍이 도달한 뒤 8일 후까지인 10일의 기간에 맞추어 시간평균 해주었고, T는 시간평균에 사용된 평균 기간이다(Table 2). 이렇게 계산되는 바람에 의한 ${\overline{W}}_I$는 NIW의 생성을 극대화하는 바람-해류공명(wind-current resonance)을 포함하여(Large and Crawford, 1995; Crawford and Large, 1996Crawford and Large, 1996; Furuichi et al., 2008) 준관성주기에 영향을 미치는 다양한 주기성 바람의 영향을 모두 살펴볼 수 있다.

NIW의 수평운동에너지($\overline{\mathrm{HKE}}$)는

를 이용하여 산출하였다(Park et al., 2006; Jeon et al., 2019b). 여기서 t는 시간, z는 연직방향 좌표, $\rho$는 포텐셜 밀도이며, u’, v’은 각각 동서 및 남북방향의 준관성주기에 맞추어 밴드패스 필터 된 유속이다. A, B는 계산을 진행하는 수층의 하부경계와 상부경계 수심, T는 평균 기간이다. 혼합층과 심층의 NIW의 수평운동에너지(${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD},{\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$)를 계산할 경우, A와 B는 각각 0 m에서 혼합층의 수심, 400~1000 m이다. T는 시기별로 다르게 적용하였다(Table 2). 태풍시기의 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$는 태풍 2일 전부터 태풍통과 8일 후까지 총 10일 자료를 이용하였고, ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$는 NIW의 연직방향 군속도(e.g., Kim et al., 2013)와 수치모형이 재현한 NIW 심층전파시간을 확인하여 태풍통과후 5~20일(총 15일간)로 결정하였다.

태풍이 없는 여름철 NIW 에너지는 태풍의 영향을 최대한 배제하기 위하여 6, 7, 8월 중에서 우리나라와 동해, 일본 모두에 태풍이 없던 30일간의 평균이며, 바람이 강한 겨울철은 NIW가 가장 강하게 발생하는 12월의 30일간 평균이다. 대조군과 비교를 위한 태풍시기의 에너지 계산도 30일 평균을 적용하였다.

NIW와 중규모 소용돌이와의 상관관계를 살펴보기 위해 상대 소용돌이도를

의 식을 이용하여 계산하였다. 식에서 x, y는 각각 동서 및 남북 방향의 격자 간격, u, v는 각각 동서 및 남북 방향의 유속을 의미한다.

3. 결 과

3.1 태풍 할롱(1411, 2014년 8월)

태풍 할롱은 일본본토를 가로질러 태풍 카테고리 1에 해당하는 태풍 세기를 가지고 동해에 진입 후 북위 36.3도, 동경 135.6도에서 북쪽으로 진행하였고, 진입 후 6시간 뒤 열대폭풍(Tropical Storm)으로 약해졌으며 진입 후 18시간 뒤에는 온대저기압으로 약해진 후 소멸하였다(Fig. 1). 태풍 할롱의 경우 ${\overline{W}}_I$는 태풍 진행 경로의 오른편(동경 136~140도)에서 평균적으로 약 2.7×10^–3W/m²로 나타나 왼편(동경 132~136도)보다 상대적으로 강한 에너지 분포를 보였다(Fig. 2a). ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$는 경로의 오른편에서 1000 J/m²이상의 높은 에너지 분포를 보였고. ${\overline{W}}_I$와 유사하게 태풍 경로의 오른쪽에서 강한 에너지 분포를 보였다(Fig. 2d). ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$는 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$보다 약 한 자리 수 작은 값을 가지고, 패치형태의 공간분포를 보이며, 태풍경로의 오른편과 왼편에서 모두 주변보다 높은 에너지의 분포가 나타났다(Fig. 2g).

Fig. 2.

Wind energy input (${\overline{W}}_I$) averaged over 10 days for typhoon (a) Halong, (b) Goni, and (c) Chaba. Superimposed black lines with dots exhibit their tracks (a, b, c). Temporal-mean horizontal kinetic energy in the mixed layer (${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$) averaged over 10 days for each typhoon (d, e, f). Temporal-mean horizontal kinetic energy in the deep layer (${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$) averaged over 15 days for each typhoon (g, h, i). Superimposed red lines with dots indicate typhoon tracks (d, e, f, g, h, i).

3.2 태풍 고니(1515, 2015년 8월)

태풍 고니는 대한해협 동수도를 따라 1의 태풍 세기를 가지고 동해에 진입한 뒤, 약 15시간 동안 열대폭풍의 세기를 가지고 북진하면서 야마토 분지 해역과 동해 북부에 영향을 주고, 진입 후 18시간 뒤 온대저기압으로 변질되어 소멸하였다(Fig. 1). 대한해협과 야마토 분지에서 약 6.0×10^–3W/m²이상의 ${\overline{W}}_I$의 분포가 나타났고, 태풍 할롱과 마찬가지로 태풍 진행경로의 오른편에서 더욱 강한에너지의 분포를 보였다(Fig. 2b). ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$는 대한해협부터 야마토 분지에 걸쳐 1000 J/m²이상의 높은 에너지가 나타났으며, 온대저기압으로 쇠퇴한 태풍 고니는 동해 북부에서도 500 J/m²이상의 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$를 생성하였다(Fig. 2e). ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$는 태풍 할롱 때와 마찬가지로 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$에 비해 약 한 자리 수 작은 값을 가지고 패치형태의 공간분포를 보였다. ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$는 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$와 다르게 동해 북부에서는 분포를 보이지 않았고, 태풍바람의 영향을 강하게 받은 야마토 분지에서 최대 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$의 분포가 나타났다(Fig. 2h).

3.3 태풍 차바(1618, 2016년 10월)

태풍 차바는 10월에 동해를 통과한 태풍으로 열대폭풍의 세기를 가지고 대한해협 서수도를 따라 북동쪽으로 진행했으며, 진입 후 12시간 동안 열대폭풍의 세기를 유지하며 주로 동해 남부에 영향을 미쳤다. 이 시기에 동해남부에서는 태풍 경로 오른편인 야마토 분지와 일본 서쪽 연근해에서 6.0×10^–3W/m²이상의 강한 ${\overline{W}}_I$가 나타났고, 동해 북부에서는 동아시아 몬순(Trusenkova et al., 2007)에 의한 6.0×10^–3W/m²이상의 강한 ${\overline{W}}_I$가 나타났다(Fig. 2c). ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$는 ${\overline{W}}_I$가 높은 위치에서 1000 J/m²이상의 높은 에너지를 보였으며, ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$는 동해 남부보다 동해 북부의 러시아 연해(동경 131~134도, 북위 41~42도)에서 더 넓은 범위에 분포하는 것으로 나타났다(Fig. 2f). ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$는 야마토 분지와 야마토퇴에서 패치형태의 공간분포를 보였고, 앞의 두 태풍 할롱, 고니와 마찬가지로 동해 북부에서는 유의미한 에너지 분포를 보이지 않았다(Fig. 2i).

4. 토 의

4.1 난수성 소용돌이에 의한 NIW 에너지의 심층 전파

북반구에서 음의 상대 소용돌이도를 갖는 난수성 소용돌이는 NIW를 가두어 효율적으로 NIW를 연직 방향으로 전파시킨다(Kunze, 1985; Lee and Niiler, 1998; Park and Watts, 2005). 동해의 중규모 소용돌이는 동해 북부보다 남부에서 더 활발하며, 특히 한반도 동쪽 연근해역, 야마토 분지, 야마토퇴, 일본 서쪽 연근해역에서 상대적으로 자주 나타난다(Isoda, 1994; Morimoto et al., 2000; Park and Kim, 2013). ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$는 위에서 언급한 중규모 소용돌이가 자주 발생하는 위치에서 강한 분포를 보인다(Figs. 2g, 2h, 2i). 난수성 소용돌이에 의한 NIW의 수직전파를 보다 정량적으로 보기 위하여, 3개의 태풍시기(할롱, 고니, 차바)의 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$와 30 m 수심의 상대 소용돌이도를 산점도(scatter plot)를 이용하여 도시하였다(Fig. 3). 높은 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$는 음의 상대 소용돌이도 영역에 치우쳐 있으며, 이는 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$와 상대 소용돌이도 간의 음의 상관계수(R = –0.10)로 확인되었다. ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$와 상대 소용돌이도의 회귀직선의 기울기는 –1.96×10^–8 (p-value < 0.01)로 나타났다. ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$와 상대 소용돌이도가 통계적으로 유의미하게 음의 상관관계를 보이는 것으로부터 난수성 소용돌이가 NIW 에너지 재분배에 중요한 역할을 함을 확인하였다. 이는 동해에서 음의 상대 소용돌이도 영역의 중심층에서 강한 NIW 에너지 분포를 갖는 기존연구의 결과와 잘 일치한다(Park and Watts, 2005; Jeon et al., 2019b; Kawaguchi et al., 2020).

Fig. 3.

Scatter plot of temporal-mean horizontal kinetic energy in the deep layer (${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$) and relative vorticity at 30-m depth. The red line is the linear regression of ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$ and 30-m relative vorticity. Correlation coefficient (R) is -0.10 with the p-value much less than 0.01.

태풍 차바 시기(10월)엔 남부(태풍)와 북부(동아시아 몬순기인)에서 비슷한 세기의 ${\overline{W}}_I$와 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$가 나타났다. 비슷한 세기의 ${\overline{W}}_I$와 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$의 분포에도 불구하고, 상대적으로 강한 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$의 분포는 동해 북부에서 발견되지 않았고 동해 남부에서는 나타났다. 이를 통해 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$ 분포는 특정 시기에 상관없이 중규모 소용돌이의 영향으로 인해 동해 남부에 집중됨을 재확인할 수 있었다(Jeon et al., 2019b).

4.2 태풍 시기와 여름, 겨울과의 NIW 에너지 비교

태풍에 의한 NIW 에너지 세기를 태풍이 없는 여름철 및 NIW가 가장 강한 겨울(12월) 30일 평균값과 비교하였다. 세 시기의 비교를 위해, 태풍 시기의 에너지는 태풍이 통과하기 5일 전부터 30일 기간을 평균하였다. 태풍 차바의 경우 동해 남부의 태풍에 의한 NIW에너지만을 활용하였다(동해 북부의 동아시아 몬순에 의한 NIW에너지는 제외). Fig. 4는 여름 태풍 할롱과 고니, 가을 태풍 차바, 태풍이 없는 여름, 12월의 평균 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$와 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$이다. 태풍 할롱의 평균 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$는 112.2 J/m², 고니는 112.4 J/m², 차바는 259.2 J/m²의 값을 보였다. 태풍이 없었던 여름의 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$는 45.4 J/m², 12월 평균 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$는 252.7 J/m²로 나타났다. 태풍 고니의 경우에는 15일 뒤 도착한 아타우(Fig. 1)의 영향이 포함되지만 NIW 에너지 생성에 미치는 영향은 작았다. 여름 태풍 시기의 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$는 태풍이 없는 여름에 비해 약 250%, 12월 평균대비 약 44%로 태풍이 여름철 동해에 상당히 큰 NIW 에너지를 생성하는 것을 알 수 있었다. ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$는 태풍 할롱과 고니에서 26.1 J/m²과 27.4 J/m², 태풍 차바에서 35.1 J/m², 여름은 21.6 J/m², 12월 평균은 34.3 J/m²였다. 여름 태풍 시기의 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$는 태풍이 없는 여름에 비해 약 120%, 12월 평균대비 약 80%로 여름철에 심층 NIW에너지 생성에도 태풍의 영향이 미쳤음을 확인하였다. 가을 태풍 차바 시기의 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$는 태풍이 없는 여름에 비해 약 570%, 12월 평균대비 약 103%의 세기를 가지는 것으로 나타났고, ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$는 태풍이 없는 여름철 평균에 비해 약 163%, 12월 평균에 비해 약 102%로 나타났다. 태풍 차바는 혼합층과 심층에 강한 NIW가 생성되는 12월 평균과 비슷한 수준의 영향을 미친 것을 확인하였다.

Fig. 4.

Spatially-averaged monthly-mean horizontal kinetic energy of near-inertial waves (NIW) in the mixed layer (gray bar) and deep layer (black bar) for five periods (months with typhoon Halong, Goni, and Chaba passed, a summer month with no typhoons, and a winter month). Black solid lines indicate minimum and maximum of horizontal kinetic energy. Note that values less than 10 J/m² are ignored for this calculation.

5. 요약 및 결론

본 연구는 2013부터 2017까지 5년간의 해황예보모형(DR_M)의 입력 및 산출값을 이용하여 동해에서 태풍에 의한 NIW의 생성과 분포에 대하여 살펴보았다. 연구기간동안 동해에 영향을 준 6개의 태풍 중에서 강한 ${\overline{W}}_I$와 NIW 에너지가 나타난 3개 태풍 할롱, 고니, 차바에 초점을 맞추어 분석하였다. 이외의 태풍들은 바람이 약하거나 동해가 태풍진행경로의 왼편에 위치하여 ${\overline{W}}_I$가 작고 NIW 에너지 생성 역시 작았다.

태풍 할롱, 고니, 차바시기 모두에서 태풍 경로 오른편에서 상대적으로 강한 ${\overline{W}}_I$가 나타났으며, 해당 위치에서 강한 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$의 분포를 보였다. 심층에서는 난수성 소용돌이 활동성이 높은 동해 남부에서 패치 형태의 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$ 분포를 보였으며, 음의 상대 소용돌이도 영역에 집중된 심층 NIW 에너지를 볼 수 있었다. 태풍에 의한 ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{MLD}$는 태풍이 없는 여름 대비 2.5~5.7배, NIW가 가장 큰 12월 평균대비 0.4~1.0배였고, ${\overline{\mathrm{HKE}}}_{DEEP}$은 여름 대비 1.2~1.6배, 12월 평균대비 0.8~1.0배로 태풍에 의한 NIW가 혼합층과 심층 모두에 상당한 영향을 끼치는 것을 확인하였다. NIW는 해양혼합을 야기시킨다(Munk and Wunsch, 1998; Alford, 2003). NIW에 의한 혼합층 변화는(8Furuichi et al., 2008) 해양 상층의 열, 에너지, 운동량의 변화를 초래하여 해양-대기상호작용, 전지구적 생지화학순환 및 기후에도 상당한 영향을 끼칠 수 있다(MacKinnon et al., 2017). 밀도약층 하부에서의 NIW에 의한 혼합은 중규모 소용돌이 영역에서 활발하다(Whalen et al., 2018). 본 연구에서 살펴본 바와 같이 태풍에 의한 NIW 역시 수일에서 수십일에 걸쳐 혼합층과 심층에 혼합을 야기할 수 있는 상당한 에너지를 공급함을 확인할 수 있었다. 이는 태풍이 미치는 영향을 고려할 때는 태풍에 의한 단기적인 영향과 더불어 NIW에 의한 영향도 함께 고려할 필요가 있다는 것을 보여준다.

본 연구에서의 NIW 에너지 크기는 Jeon et al.(2019b)의 에너지보다 약 4배 작게 모의되었다. 이는 모델에 입력하는 바람 강제력의 시간 간격이 상이(1시간과 3시간)한 것에 의한 차이로 판단되며, NIW 에너지의 절대량을 살펴보기 위해서는 Niwa and Hibiya(1999)에서 제시한 바람 강제력의 시간간격에 따른 NIW 진폭추정방법을 고려해 볼 수 있을 것이다.

본 연구에서는 최근 5년의 자료를 분석하였으나 연구기간에 동해를 통과하는 태풍의 횟수는 6회에 그쳐서 태풍의 세기나 빈도, 경로차이에 따른 NIW의 발생과 시간변동성을 살펴보기에는 한계가 있었다. 보다 장기간의 자료를 활용할 수 있다면 태풍의 세기 및 경로에 따른 NIW의 발생 및 분포의 차이를 좀 더 자세히 살펴볼 수 있을 것이라 기대된다.