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연안류
연안류(沿岸流, coastal current)는 연안 지대에서 해안을 따라 거의 평행하게 흐르는 바닷물의 흐름을 가리킨다.
개요[편집]
연안류는 해안으로 밀려오는 파랑(波浪)이 쇄파대(碎波帶)를 지나 부서지면서, 해안선에 평행한 방향으로 이동하는 바닷물의 흐름을 말한다. 바다에서 해안으로 파랑이 밀려올 때 수심이 얕아짐에 따라 파랑이 부서지는 구역이 발생하는데, 이를 쇄파대라 한다. 쇄파대를 지나면서 파랑의 흐름은 육지의 해안선과 부딪히며 연안을 따라 한 방향으로 이동하게 되는데, 이를 연안류라 한다.
일반적으로 연안류는 파랑이 해안선에 비스듬이 접근할 때 잘 형성되나 수직으로 접근하는 경우에도 발생할 수 있다. 특히 해안선이 직선상으로 발달한 곳에 탁월하게 나타난다. 연안류는 바닷물의 흐름 방향을 알려주는 자체로도 중요하지만, 쇄파대에서 잘 떠오르는 모래 등 퇴적물을 운반·퇴적시키는 작용을 하는 면에서도 중요하다. 특히 주변에 하천의 하구(河口)가 있어 모래의 공급이 많은 해안의 경우, 연안류에 의해 모래가 해안을 따라 운반·퇴적되어 사빈(sand beach) 또는 사주(sand bar), 사취(sand spit) 등을 형성하여 해안지형을 이루는 데 중요한 역할을 한다.
지형에 따라 해안으로부터 수십 m에서 길게는 수십 km의 폭으로 나타나기도 하며, 해안과 거의 평행한 상태로 비교적 한결같은 흐름을 가져온다. 또한 연안류는 파랑 뿐 아니라 조류(潮流)·풍성류(風成流)·해류의 지류(支流)·국소적인 밀도류 등 다양한 바닷물의 흐름에 영향을 받는데, 이중 조류의 영향이 크며, 조류의 방향이 연안류의 방향과 같을 때 그 작용이 더욱 강해지고, 방향이 반대인 경우 흐름이 상쇄되기도 한다.[1]
특징[편집]
연안류는 해안으로부터 수십 km까지의 해역에서 볼 수 있는 해안과 거의 평행하고 비교적 일정한 해류를 말한다. 풍파는 해안에 가까워지면서 굴절되어 일정한 각도로 접근하게 되고, 이러한 과정 중에 해저면과의 마찰에 의해 부서진 파도(surf)는 연안류를 형성하게 된다. 연안류는 기파대에서 물의 수송뿐 아니라 연안을 따라 퇴적물을 운반시키는 중요한 역할을 하고 있다. 파도가 반복적으로 연안을 때리면서 끊임없는 퇴적물의 이동을 야기하며, 이 중 일부가 연안류까지 이동하게 되면 연안을 따라 다른 연안으로 운반된다. 이와 같은 퇴적물은 강으로부터 유입되는 많은 퇴적물과 함께 먼 거리를 이동하면서 연안류가 느려지는 지역에서 퇴적되어 새로운 연안 지형을 형성하기도 한다. 이와 같이 연안류는 해안선을 지속적으로 변화시키면서 연안 순환체의 형성 및 유지에 많은 기여를 하고 있다.
연안류의 세기와 방향은 쇄파의 높이와 풍파의 각도에 연관이 있으며, 폭풍 시에는 2∼3 m/s의 속도에 이를 수 있다. 연안류는 '파랑에 의한 운동량의 초과유입으로 인하여 발생하는 단위면적당 힘'을 의미하는 방사응력(radiation stress)의 전단(shear)성분 구배(gradient)로 생긴다. 방사응력(S)이란 단위 면적당 물기둥에 대하여 파랑에 의해 해안 방향으로 유입되는 초과 운동량(excessive flux of horizontal momentum)으로서 전체 유입운동량 평균값에서 파랑이 없을 때에도 존재하는 정수압(po; hydrostatic pressure)에 의한 운동량을 뺀 차이로 나타내며 아래와 같이 정의한다. 이 방사응력의 전단성분이 해안선에 수직인 방향으로 구배(gradient)를 이루는 현상이 연안류의 추진력이 되며, 이 추진력은 정상상태에서 주로 해저면 마찰과 측면 마찰력에 의해 서로 상쇄된다. 파쇄대(surf zone)를 중심으로 해안선에 평행한 방향으로 흐르는 연안류는 퇴적물을 같은 방향으로 이동시키기도 하고, 해안선과 해저지형의 굴곡으로 이안류(rip current)가 생기거나 해안의 암석 돌출부(headland)에 의해서 연안류가 막히면 자연스럽게 이안류로 연결되어 '연안 순환(沿岸循環, nearshore circulation)'을 형성한다.[2]
연안류 발생
연안류는 해안선에 비스듬히 입사하는 파랑뿐만 아니라 직각으로 입사하는 파랑에 의해서도 발생될 수 있다. 비스듬히 입사하는 파랑의 경우 연안류의 크기는 파봉선이 해안선과 이루는 각도와 밀접한 관련이 있다. 파랑이 직각으로 입사하는 경우에는 수심 평균, 시간 평균한 나비어스톡스(Navier-Stokes) 방정식 및 연속방정식에서 평행한 등심선 및 직선상의 해안을 가정하여 구한 식에 존재하는 잉여응력, 저부 전단력, 수평혼합계수의 조합으로부터 구할 수 있다. 그 결과 해안선에 평행한 연안류의 유속 분포는 쇄파점에서 최댓값을 갖는 삼각형 분포로 얻을 수 있다. 그러나 실제 연안류는 난류에 의한 혼합으로 평활화되어 최댓값은 이론값보다 적게 되고 쇄파점보다 깊은 곳까지 유속을 갖게 된다. 그 결과 연안류의 최대 유속은 쇄파점과 초기 해안선 사이에서 발생하는 것을 알 수 있다.
연안류와 연안표사량
연안류를 따라 해안선에 평행한 방향으로 모래가 이동하는 것을 연안표사(longshore drift)라 한다. 연안류와 연안표사량은 해안선에 비스듬하게 입사하는 파랑의 파고와 파봉선과 해안선과의 각도에 비례한다. 해안선 안정을 목표로 돌제를 설치할 경우 연안류 및 연안표사량에 매우 큰 영향을 미치므로 신중히 검토해야 한다.
헤드랜드 공법과 연안류
헤드랜드 공법의 기본 개념은 연안류와 연안표사가 발생하지 않도록 파랑이 직각으로 해안에 진입하도록 유도하여 해안을 정적으로 안정화시키는 것이다. 이 과정에서 해안선이 파봉선과 평행하게 되기 위하여 일부 구간이 침식되므로 양빈을 통해 안정 형상을 유지하면서 해안선을 전진시키기도 한다.[3]
연안류와 이안류[편집]
연안류는 해안선에 비스듬하게 유입되는 파도(입사파)가 쇄파되면서 연안에 평행하게 흐르며, 결국 퇴적물을 해빈으로 평행하게 이동시킨다. 이때 쇄파는 퇴적물의 부유에 매우 효과적이기 때문에 연안류(최대 속도 1m/s)는 많은 양의 퇴적물을 운반시킬 수 있다. 연안류에 의해 해빈모래가 해안선을 따라 평행방향으로 이동하므로 만약 돌출되는 해안구조물에 의해 연안수송이 막히면, 하류방향의 해빈은 심각한 해안침식을 겪게 된다. 이러한 연안수송(littoral drift) 또는 연안표사이동(longshore drift)의 중단은 해빈침식을 야기하는 주요한 원인이다.
연안류가 해수의 표층에서 우세한 흐름이라면 이안류(rip current)는 수면 아래쪽에서 발생되는 흐름이다. 연안류가 해빈을 오가며 움직일 때, 사주(bar)의 끝단이나 낮은 지점의 주변에서 형성되는 흐름으로 해안선에서 바다 쪽으로 수직 이동하는 폭이 좁고 유속이 빠른 국지적인 강한 흐름이다. 따라서 이안류는 해빈의 모래퇴적물을 바다방향으로 이동시키는 역할을 한다. 일반적으로 폭은 25m를 넘지 않고 쇄파대에서 소멸된다. 이안류의 유속은 일반적으로 30-60cm/s이지만 어떤 경우에는 240cm/s로 매우 빠르게 나타나 수로(rip channel)를 형성하고 수로 내에 연흔과 사구가 나타나기도 한다. 이안류는 해안에 수직으로 움직이고 매우 강한 강도로 발생할 수 있기 때문에 해변에서 수영을 할 경우에는 주의를 기울여야 한다. 이안류에 휩쓸린 사람은 매우 빠른 속도로 해안으로부터 멀어질 수 있다. 이안류를 피하는 가장 좋은 방법은 수영을 할 때 해안선과 평행한 방향으로 탈출하는 것이다.
파랑이 모래퇴적물의 이동에 주도적인 역할을 하는 해빈시스템(beach system) 내에서 파랑은 모래퇴적물의 이동에 주도적인 역할을 하는데, 이때 연안류는 퇴적물을 해안선에 나란하게 이동시키는 반면, 이안류는 다시 수직방향의 외해로 퇴적물을 이동시킨다. 결국 이들의 상호작용으로 사주(bar), 해빈둔덕(berm)의 해빈지형이 만들어지고 때로는 소멸되는 과정을 겪는다. 이들은 해빈에서 모래퇴적물을 이동시키고 순환·재분배하는 해빈모래의 연안수송자들(drivers)이라고 할 수 있다.
연안류의 발달원인
비스듬한 입사파가 쇄파대에서 부서지면서 해빈과 나란한 잔류 전단 응력, 즉 연안류가 발생한다. 파랑의 세기는 쇄파대에서 감쇠된 직후 그 추진력으로 방향을 전환하고 들어오는 파랑의 에너지와 조합되기 때문에 일반적으로 쇄파대에서 약간 연안 쪽으로 이동한 지점에서 가장 강력한 연안류가 발생한다(Osiecki and Dally, 1996). 연안류의 속도와 방향에 주요한 영향을 미치는 요소들은 파랑의 에너지와 해안으로 유입되는 입사각이다. 바람의 방향이 파랑에 의해 발생되는 힘과 조화를 이루면 연안류의 강도는 증가하며 반대로 작용할 경우 연안류를 감쇠시킬 수 있다. 지형에 의한 영향은 쇄파대가 좁고 해빈의 지형경사가 급할수록 연안류의 속도는 증가한고, 반대로 쇄파대가 넓고 지형경사가 완만하며 파고가 낮으면 연안류의 속도는 느려진다. 해빈의 포말대가 작은 경우 연안류는 매우 미약하고 큰 포말대가 발달한 경우 큰 규모의 연안류가 발달 할 수 있다.
이안류의 발달원인
이안류는 입사파가 쇄파대에서 부서질 때 물의 이동이 급격하게 증가하는데, 연안류가 운반할 수 있는 이상이 누적되면서 발생되는 바깥쪽 외해로 빠져나가는 역류(return flow)다. 따라서 파고, 해안지형, 해저 지형 등에 따라 변화하고 장소나 강도도 일정치 않고 불규칙적이다. 이안류 생성기작 중 하나는 사주(bar)의 배후에 있는 낮은 지형이다. 사주를 통과하여 해안으로 밀려온 바닷물이 좁고 낮은 지형을 통로로 바다방향으로 되돌아가며(return flow) 이안류를 만든다. 따라서 이안류는 소산형(dissipative)과 반사형(reflective) 해빈보다는 중간형(intermediate) 해빈에서 흔히 발생한다. 만약 해안 방향에서 지형이 규칙적이라면 이안류는 규칙적인 간격으로 형성되고 특이한 지형이 지속적으로 유지된다면 지속적으로 발생되기도 한다(Noda, 1972). 파도가 약한 경우에는 다양한 크기와 속도를 갖는 여러 개의 이안류가 형성될 수 있다. 그러나 파도가 거대한 경우, 발생 개수는 작지만 더 강력한 이안류가 형성될 수 있다.[4]
동영상[편집]
각주[편집]
참고자료[편집]
같이 보기[편집]
