J. Korean Earth Sci. Soc., v. 37, no. 4, p. 200−210, August 2016 http://dx.doi.org/10.5467/JKESS.2016.37.4.200
ISSN 1225-6692 (printed edition) ISSN 2287-4518 (electronic edition)
동해 한국대륙주변부 정동진 연안 지층의 지음향 모델
양우헌1,*·김성필2·김대철3·한주영4
1전북대학교 과학교육학부/과학교육연구소, 54896, 전북 전주시 덕진구 백제대로 567
2한국지질자원연구원 포항지질자원실증연구센터, 37559, 경북 포항시 북구 영일만대로 905
3부경대학교 에너지자원공학과, 48513, 부산광역시 남구 용소로 45
4국방과학연구소, 51678, 경남 창원시 진해구 진해우체국 사서함 18
Geoacoustic Model of Coastal Bottom Strata at Jeongdongjin in the Korean Continental Margin of the East Sea
Woo-Hun Ryang1,*, Seong-Pil Kim2, Dae-Choul Kim3, and Jooyoung Hahn4
1Division of Science Education and Institute of Science Education, Chonbuk National University, Jeonju 54896, Korea
2Pohang Branch, Korea Institute of Geoscience and Mining Resources (KIGAM), Pohang 37559, Korea
3Department of Energy Resources Engineering, Pukyong National University, Busan 48513, Korea
4Agency for Defense Development, Jinhae 51678, Korea
Abstract: Geoacoustic modeling is used to predict sound transmission through submarine bottom layers of sedimentary strata and acoustic basement. This study reconstructed four geoacoustic models for sediments of 50 m thick at the Jeongdongjin area in the western continental margin of the East Sea. Bottom models were based on the data of the high- resolution air-gun seismic and subbottom profiles (SBP) with sediment cores. P-wave speed was measured by the pulse transmission technique, and the resonance frequency of piezoelectric transducers was maintained at 1 MHz. Measurements of 42 P-wave speeds and 41 attenuations were fulfilled in three core sediments. For actual modeling, the P-wave speeds of the models were compensated to in situ depth below the sea floor using the Hamilton method. These geoacoustic models of coastal bottom strata will be used for geoacoustic and underwater acoustic experiments reflecting vertical and lateral variability of geoacoustic properties in the Jeongdongjin area of the East Sea.
Keywords: geoacosutic model, bottom model, P-wave speed, Jeongdongjin, East Sea
요 약: 지음향 모델링은 퇴적층과 기반암의 해저 지층을 통해 전파되는 음파 특성을 예측하기 위해 사용된다. 이 연구 는 동해 한국대륙주변부의 정동진 해역에서 50 m 퇴적층 심도의 4개 지음향 모델을 구성하였다. 지층 모델은 고해상 에어건 탄성파 자료, SBP 자료, 퇴적물 코어에 근거한다. P파 속도는 신호투과법에 의해 측정되었고, 압전기 트랜스듀 서의 공진 중심 주파수는 1 MHz를 유지하였다. 42개 P파 속도와 41개 음감쇠 측정이 세 개 코어 퇴적물에서 수행되었 다. 실제 모델링을 위해, 모델의 P파 속도는 Hamilton 방법을 이용하여 해저면 아래 현장 심도 속도로 보정하였다. 연 안 지층의 이 지음향 모델은 동해 정동진 해역에서 지음향 특성의 수직/수평 변화를 반영하는 지음향/수중음향 실험을 위해 활용될 것이다.
주요어: 지음향 모델, 지층 모델, P파 속도, 정동진, 동해
*Corresponding author: [email protected]
*Tel: +82-63-270-2790
*Fax: +82-63-270-2802
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서 론
지음향 모델(geoacoustic model)은 해저를 통한 음 파의 전파 과정을 모의하기 위해 필요한 해저층의 물성과 지층 특성을 제공한다(Hamilton, 1980, 1987;
Jackson and Richardson, 2007). 지음향 모델링은 다 양한 변수에 의해 영향을 받으며, 지역에 따른 해저 층의 독특한 지형적, 물성적 특성에 따라 큰 차이를 보일 수 있다. 연구 해역에서 해저 음파가 전파되는 실제 해저 지층의 층형을 분석하고 지층의 지음향 특성값을 직접 측정하여 지음향 모델을 구성한다면, 지음향 및 수중음향 모델링의 신뢰도가 높아지고 음 전파 과정에 대한 보다 정밀한 예측이 가능해진다 (Hamilton, 1980; Ainslie, 2010).
특히 연안 환경은 외해 환경에 비해 수심이 상대적 으로 얕아 해저 경계면에 의한 음파 간섭현상이 음전 달 과정에 큰 영향을 미친다(Zhou et al., 1987;
Carey et al., 1995; Katsnelson et al., 2012). 따라서 연안 천해 환경에서 음파 전파 모델링을 수행하기 위 해서는 해저 지층의 특성과 물성을 파악하는 것이 매 우 중요하다. 우리나라 동해 연안의 지음향 모델 연 구는 동해시, 삼척시 연안에서 일부 연구 결과가 있 었지만(Abbot et al., 2001; Ryang et al., 2014), 지속 적인 지음향 연구 결과가 거의 발표되지 않았다. 본 연구는 동해 정동진 연안 해역에서 연안 측선에 따른 지음향 모델을 처음으로 제시하였다(Fig. 1). 이는 정 동진 연안의 주변 해역을 대표하는 측선으로 수중음 향 및 지음향 실험을 실제로 수행하고 모델링하기 위 한 주요 현장 지음향 자료로 활용될 수 있을 것이다.
연구 자료 및 방법
해저지층 자료는 한국지질자원연구원에서 기 획득 한 고해상 탄성파 탐사단면 자료와 시추코어 자료를 이용하였다(KIGAM, 2001, 2003). 탄성파 자료는 동 해 남한국대지의 한국대륙주변부에서 획득된 총 1,100 line-km의 에어건(air-gun) 자료와 3.5 kHz subbottom profile (SBP)이며, 코어 자료는 피스톤 시추방법에 의해 획득된 퇴적층 코어이다(KIGAM, 2001; Fig.
1). 에어건 탄성파 탐사는 635 inch3, 200 psi 소스와 96 채널 수진기의 Geco-Praka Trilogy System을 갖 춘 한국지질자원연구원의 탐해 II호를 이용하였다. 샷 마다 탄성파 반사 신호는 6초 동안 기록되었으며, 샘
플링은 1 ms간격이었다. 샷포인트(shot point) 간격은 25 m이었으며, Differential Global Positioning System (DGPS)에 의해 제어되었다. 탄성파 반사자료는 고해 상 단면 작성을 위해 GECOSEIS 소프트웨어에 의해 처리되었다. SBP 자료는 한국지질자원연구원의 GeoPulse system (model 137D transducer, 5430A transmitter, 5210A receiver)를 이용하여 획득하였으 며, 소스 신호로 3.5 kHz 주파수를 사용하였다. 탄성 파 측선을 따라(Fig. 1), 에어건과 SBP 자료가 동시 에 획득되었다(Figs. 2, 3). 수심은 12 kHz와 38 kHz (model EA500, SIMRAD)의 각 단일빔을 이용하여 측정하였다. 탐사선의 운행 속도는 약 5~7 knot를 유 지하였다.
연구 지역의 코어는 한국지질자원연구원 탐해 II호 의 피스톤 코어링 기기를 이용하였다(KIGAM, 2001).
연구 지층을 대상으로 총 4개 지점에서 피스톤 코어 링을 시도하여, 3개 지점에서 퇴적물 코어를 획득하 였다(Fig. 4). 획득된 퇴적물이 담겨진 코어 튜브는 측정 속도의 편차를 줄이기 위해 실험실 온도로 평 형시킨 후, 코어 분할기를 이용하여 코어의 종단 방 향으로 두 개의 절반 코어로 분리하였다. P파 속도는 신호투과법(pulse transmission technique)을 이용한 자동음파전달속도시스템으로 측정하였다(Birch, 1960;
Kim, 1989, 1999). 측정 기기는 펄스발생기(Tektronix TM 502A), 디지털 오실로스코프(Tektronix TDS 3012), 압전기 트랜스듀서(piezoelectric transducer, PZT 4)로 구성된다(Kim et al., 2011; Kim et al., 2012). 압전기 트랜스듀서의 공진 중심 주파수는 1 MHz이었으며, P파 속도 및 음감쇠의 비교 기준 매 질로는 표준 알루미늄(standard aluminium) 시료를 사용하였다. 측정 시료의 크기는 1 inch 내외로 측정 하였으며, 해양 퇴적물의 특성을 고려하여 측정 시료 의 포화 상태를 유지시키기 위해 접촉 매질로 증류 수를 사용하였다. 지음향 모델의 P파 속도 온도 보정 을 위해 각 측정 퇴적물 시료의 코어 온도를 측정하 였다. P파 속도의 음감쇠는 파형의 신호처리과정 (Fast Fourier Transform, FFT)과 스펙트럼 비 (spectral ratio) 분석 방법을 이용하여 측정하였다 (Toksoz et al., 1979; Sears and Bonner, 1981).
퇴적물 시료의 습윤 전밀도(wet bulk density)와 공 극률(porosity)은 무게-부피(weight-volume) 방법으로 결정하였다. 시료의 부피는 헬륨 밀도측정기(pycnometer model 1350, Micromeritics)를 사용하여 측정하였다.
202
양우헌·김성필·김대철·한주영측정 퇴적물 시료는 105oC 오븐에서 24시간 동안 건 조된 후, 약 3시간 정도 데시케이터(desiccator)에서 실온으로 평형시켰다. 시료의 질량은 0.1% 정밀도 전자저울로 측정하였다. 해수의 염분 보정은 35‰ 염 분도로 하였다(Boyce, 1976). 퇴적물 입자의 입도 분 석 시에는 모래 크기 이상(>63 μm)은 표준 건조-체 질법을, 머드 크기(<63 μm)는 Micromeritics Sedigraph (model 5100)을 활용하였다. 퇴적물 조직의 퇴적상은 Folk and Ward (1957)과 Folk (1968)의 분류표를 이 용하였다. 지음향 모델의 현장 온도 보정과 음속비 (sound speed ratio)를 구하기 위해 Mackenzie (1981) 의 해수 현장 음파속도 계산식을 사용하였다. 현장 저층수의 온도와 염분은 한국해양자료센터(Korea Oceanographic Data Center, KODC)가 동해 정선 정 점 106-02, 106-03, 106-04에서 20년 동안(1995~
2014년) 측정한 수층 자료를 이용하여 구하였다(Fig.
1).
연구 지역과 해양 지질
연구 지역인 정동진 연안은 강원도 강릉시 강동면 에 위치하며, 우리나라 동해안 강릉시 시내와 동해시 사이에 위치한다(Fig. 1). 정동진 연안 지층은 동해 남한국대지(South Korea Plateau)의 동편에 위치하며, 동해 한국대륙주변부(Korean continental margin)를 구성한다(Fig. 1). 동해 한국대륙주변부는 수차례에 걸친 지구조운동의 영향으로 복잡한 기반암 지형을 형성하고 있으며, 그 상부에는 두꺼운 퇴적층이 분포 한다(Kwon, 2005). 연안 지층의 구성은 하부에 후기 마이오세나 전기 플라이오세 퇴적층이 강한 침식에 의하여 해저면에 직접 노출이 되었거나, 침식 후 상 부에 후기 플라이오세 이후의 퇴적층들이 얇게 피복 하고 있다(Kwon et al., 2009). 이러한 해저지층 분포 의 특징이 연구 지역 내 인근 지층에서 비교적 뚜렷 이 나타남에 따라, 하부 육성 제3기 퇴적층/암반과 Fig. 1. Geographic location and bathymetry of the study area showing the piston coring sites (○) of 00AD-P15, P19, P18, and P17 and the long-core sites (○) of DH-1 and DH-2 (KIGAM, 2001, 2003; Ryang et al., 2014). The thicker solid line repre- sents studied line of the air-gun and subbottom profiles in Figs. 2 and 3. Note the location of water-mass measuring station of the Korea Oceanographic Data Center (KODC). The bathymetry is in meters (in km in the inset). KCM Korean continental mar- gin, NKP North Korea Plateau, SKP South Korea Plateau, UB Ulleung Basin, JB Japan Basin, YB Yamato Basin, YR Yamato ridge.
상부 제4기 해저 퇴적층이 비교적 뚜렷하게 구분된 다(Ryang et al., 2007a, b).
지층 모델
해양퇴적층의 연구는 탄성파 단면상의 암상 층서와 시간 층서 단위들을 비교 분석하였다. 탄성파 단면에 나타난 지층 경계면, 내부 반사형상, 기하학적 외형, 시추코어 자료 등을 기준으로 층서학적 지층단위와 지음향적 지층단위로 구분하고 분류하였다(예, Ryang et al., 2007b). 각 지층 단위의 음향학적 특성, 퇴적 과정, 생성시기를 규명하여, 해수면 변동과 관련된 순차층으로 재구성된 층서모델(stratigraphic model)을 구성하였으며, 연구 해역에서 기 연구된 단위층 특성 과 층서모델을 참조하였다(예, KIGAM, 2003; Kwon, 2005; Ryang et al., 2007b; Kwon et al., 2009). 층서 모델을 기초로 단위층의 지층 두께, 층형, 지음향 특 성 등을 대표할 수있는 유의미한 지층모델(bottom model)을 구성하였다.
결 과
탄성파 자료
동해 남한국대지 대륙주변부의 고해상 탄성파 자료 중, 정동진 연안 지층에 해당하는 00AD-08의 연안 측선을 분석하였다(Figs. 1, 2). 내해 에어건 단면 자 료(SP No. 4200~3800)는 제3기층으로 해석되는 하 부층 단위층군 C 위에 최상부 제4기층 단위층 A-1 이 피복되어 있으며, 내해에서 외해 방향으로 단위층 A-1의 두께가 얇아지고 있다(Fig. 2). 내해 SBP 자료 에서도 단위층 A-1과 단위층군 C가 나타나며, 내해 에서 외해 방향으로 두께가 얇아지는 양상을 확인할 수 있다(Fig. 3).
외해 에어건 단면 자료(SP No. 3800~3350)에서는 해저면의 경사가 상대적으로 커지는 사면이 시작되며, 단위층 A-1과 단위층군 C로 구성된 지층은 수심이 깊어질수록 단위층 A-1, A-2, B-1, B-2, B-3과 단위 층군 C가 누적된 지층으로 나타난다(Fig. 2). 또한 인 근에 위치한 DH-1, 2 심부 코어를 고려한 탄성파 층 서 연구(Kwon et al., 2009)의 관점에서, 에어건 자료 의 SP No. 3650~3450 구간은 대규모 주향이동성 수 직 단층 또는 횡압력에 의한 습곡운동에 의한 변형 구조로 해석된다(Fig. 2). 외해 SBP 자료에서는 사면
부터 외해 방향의 구간에 따라 상부 단위층 A-1, A- 2를 해석할 수 있는 반면, 천부 고해상 자료의 특성 상 하부 지층 단위층 B-1, B-2, B-3과 단위층군 C를 확인할 수는 없다(Figs. 2, 3).
코어 자료
연안 측선의 내해에서 외해 방향으로 코어 지점 P15, P19, P18, P17에서 총 4개의 피스톤 코어링을 시도하였다(Fig. 1). 그 중 P15, P19, P17의 3개 지점 에서 각각 3.39, 2.78, 3.50 m 코어를 획득하였다(Fig.
4). P18 지점에서는 분석 가능한 퇴적물 코어를 회수 하지는 못했으나, 코어 헤드로 획득된 극조립사(very coarse sand)와 각력(subangular gravel clasts)의 존재 를 확인하였다(KIGAM, 2001).
코어 P15는 단위층 A-1을 투과한 것으로 해석된다 (Figs. 2, 3). 퇴적층 코어의 심도에 따라 8개의 시료 를 분석하여, 구간별 평균 입도 4.15~4.80φ 의 분포 를 구하였다. Folk (1968)의 퇴적물 유형 분류에 따 르면 상부 1.6 m까지는 실트질 사(silty sand: zS)가 나타나며, 상부 1.6 m부터 최하부까지는 사질 실트 (sandy silt: sZ)로 나타난다(Table 1; Fig. 4). 상부에 머드 역과 패각류 파편을 일부 포함한다. 코어 P19는 탄성파 자료에서 비교적 얇은 층으로 나타나는 단위 층 A-1을 투과한 것으로 해석된다(Figs. 2, 3). 퇴적 층 코어의 심도에 따라 8개의 시료를 분석하여, 퇴적 층 코어의 평균 입도 4.86~6.00φ 의 분포를 구하였 다. Folk (1968) 퇴적물 유형 분류에 따르면 모든 시 료가 사질 실트(sandy silt: sZ)에 해당한다(Table 1;
Fig. 4). 코어 P19의 퇴적층은 코어 P15에 비해 더 세립하며, 머드 역과 패각류 파편이 거의 나타나지 않는다.
코어 P17은 탄성파 자료에서 부분적으로 변형을 받은 단위층 A-1을 투과한 것으로 해석된다(Figs. 2, 3). 퇴적층 코어의 심도에 따라 8개의 시료를 분석하 여, 퇴적층 코어의 평균 입도 6.22~7.49φ 의 분포를 구하였다. Folk (1968)의 퇴적물 유형 분류에 따르면 전체적으로 머드(mud: M)가 우세한 반면, 하부 구간 에는 사질 머드(sandy mud: sM)가 부분적으로 나타 난다(Table 1; Fig. 4). 최하부에는 사질 퇴적층과 머 드 역이 포함된 머드층이 교호하며 나타나는데(Fig.
4), 이는 퇴적층 변형의 결과로 해석된다. 이 퇴적층 의 상부에는 피트(peat)를 포함하는 엽층리가 발달된 머드층, 생교란을 받은 머드층, 교란을 받지 않은 머
204
양우헌·김성필·김대철·한주영드층 등이 나타나는데(Fig. 4), 이 층은 하부 퇴적층 을 변형시킨 최후의 지구조 운동 이후에 쌓인 지층 으로 해석할 수 있다. 코어 P17 퇴적층은 코어 P15, P19 층에 비해 더 세립하며, 상부와 하부 퇴적층의 특성이 서로 다른 특징을 보인다.
지음향 자료
코어 P15, P19, P17 퇴적물에서 P파 속도와 음감 쇠를 측정하고, 음속비(sound speed ratio)와 S파 속 도를 계산하였다(Table 1). 퇴적층 코어의 심도에 따 라, 코어 P15, P19, P17에서 각 14개씩의 P파 속도 Fig. 2. A. Air-gun seismic profile showing the coring locations in Line 00AD-08 (for location, see Fig. 1). B. Interpreted pro- file in terms of seismic stratigraphy considering the long-core data of DH-1 and DH-2 (KIGAM, 2003; Kwon, 2005; Kwon et al., 2009).
와 각 13개, 14개, 14개의 음감쇠를 측정하여, P파 속도값 총 42개와 P파 속도의 음감쇠값 총 41개를 구하였다. 측정된 P파 속도를 Hamilton 조건(23oC, 1 기압)으로 보정했을 때, 코어 P15, P19, P17는 각각 1613~1673, 1616~1697, 1559~1620 m/s의 속도 분포 를 보였다. P파 속도의 음감쇠는 중심 주파수 1 MHz 측정 기준으로 코어 P15, P19, P17에서 각각 0.16~0.62, 0.29~0.93, 0.31~0.86 db/kHz-m의 음감쇠 분포를 보였다.
지음향 모델 구성을 위해, 측정된 P파 속도, 한국 해양자료센터의 관측 수온과 염분 자료, Mackenzie (1981) 수식 등을 이용하여 음속비를 구하였다(Hamilton, 1980). 음속비, 현장 관측 수온과 염분 자료, 지층의
심도 등을 이용하는 Hamilton 모델링을 통해 현장 지음향 P파 속도를 구하였다(Table 1; Hamilton, 1980). 이 현장 지음향 속도값은 지음향 모델의 단위 층 P파 속도값으로 사용되었다. S파 속도값은 현장 P파 속도값을 Jackson and Richardson (2007)의 경험 회귀식(Vs=−481+0.348Vp)에 넣어 계산하였다(Table 1).
지음향 모델
동해 한국대륙주변부에 위치한 연구 해역의 정동진 연안 지층에서 Hamilton (1980) 모델링을 활용한 지 음향 모델을 처음으로 제시하였다. 에어건과 SBP 탄 Fig. 3. A. 3.5 kHz subbottom profile showing the coring locations in Line 00AD-08 (for location, see Fig. 1). B. Interpreted profile in terms of stratigraphic units considering the air-gun profile and the lithology and physical properties in the cores (Figs.
2, 4).
206
양우헌·김성필·김대철·한주영성파 자료, 천부 코어 자료, 인근 심부 코어 자료와 기 연구된 층서 모델(Kwon et al., 2009)과 지음향 모델(Ryang et al., 2014)을 고려하여, 중심 주파수 1 MHz, 하부 심도 50 m의 지음향 모델 4개를 구성하 였다(Table 1; Figs. 5~8). 연구 해역에서 층서 모델 의 단위층(Stratigraphic Unit, SU)을 지층 모델과 지 음향 모델의 유의미한 단위층(Geoacoutic Unit, GU) 으로 각각 대응시킬 수 있었다. 층서 모델 SU A-1은 지음향 모델 GU 1에, SU A-2는 GU 2에, SU Group C는 GU 4에 각각 대응하여 구성하였다(Table 1). 지음향 모델의 하부층 SU A-2의 GU 2와 최하부 층인 SU Group C의 GU 4의 속도값은 기 연구된 결과를 이용하였다(KIGAM, 2003; Ryang et al., 2007b; Ryang et al., 2014).
지음향 모델 P15와 P19는 GU 1과 GU 4로 구성 되며, 현장 지음향 P파 속도는 GU 1이 1587~1601 m/s를 보이며, GU 4는 1766~1842 m/s를 보인다. 외 해 방향으로 가면서 GU 1이 쐐기형으로 얇아지는 2 층 구조의 지음향 모델을 보인다(Figs. 5, 6). 지음향 모델 P18에서는 탄성파 자료 해석과 코어 헤드에서 확인된 각력과 극조립사를 근거로 GU 1이 없는 GU 4로만 지음향 모델을 구성하였다(Fig. 7). GU 4의 현 장 지음향 P파 속도는 1757~1819 m/s를 보인다. 지 음향 모델 P17는 GU 1과 GU 2로 구성되며, 현장 지음향 P파 속도는 GU 1이 1498~1531 m/s를 보이 며, GU 2는 1562~1590 m/s를 보인다(Fig. 8). 지음 향 모델 P17의 GU 1은 상대적으로 깊어진 수심에서 형성된 세립질 머드가 우세함에 따라, 내해 방향의 Fig. 4. Lithology and sedimentary facies of the piston cores (for location, see Fig. 1). Vp values indicate in situ P-wave speeds (1 MHz) of the core sediments on the core sites, respectively. Mz indicates mean grain size of the core sediments. AD-P18 cor- ing could not take significant recovery of sediments on the site, but the core head captured very coarse sand grains and subangu- lar gravel clasts.
다른 모델에 비해 비교적 낮은 P파 속도값을 보인다 (Table 1). 또한 일부 구조적으로 변형을 받은 지층의
특성으로 각 지음향 단위층의 두께가 일정하지 않고 수평·수직 방향으로 변화하는 특징을 보인다(Fig. 2).
Table 1. Geoacoustic models of 00AD-P15, P19, P18, and P17 at the coring sites in the study line of 00AD-08 (for location, see Fig. 1). Note in situ P-wave speeds (Vp) below the seafloor, modeled using the Hamilton method
Geoacoustic
Model no. Latitude Longitude Line no.
Water Temp. Salinity Sea Water Depth Vp kp Vs Wet Sediment
Depth (m) In Situ (oC) In Situ D In Situ Attenuation In Situ Density Type Stratigraphic
Unit (SU)
Geoacoustic
Unit (GU) (m) (m/s) (db/kHz-m) (m/s) (g/cm3) Folk (1968) 00ADD-P15 37°43.124’N 129°02.058’E 00AD-08
0.0 15.0 33.6 Surface 1505
69.0 6.4 34.0 Bottom 1476
SU A-1 1476*1.075+1.30D GU 1 0 1587 0.39 71 1.61 zS
SU A-1 GU 1 0.5 1587 0.39 71 1.61 zS
SU A-1 1476*1.075+1.23D GU 1 1 1588 0.39 72 1.61 zS
SU A-1 GU 1 11.6 1601 0.39 76 1.61 sZ
SU Group C 1476*1.206+1.23D GU 4 11.6 1794 0.46 143 2.00 sG/mG
SU Group C GU 4 50 1842 0.46 160 2.00 sG/mG
00ADD-P19 37o43.763'N 129o03.512'E 00AD-08
0.0 15.4 33.6 Surface 1506
127.0 1.9 34.0 Bottom 1458
SU A-1 1458*1.087+1.30D GU 1 0 1585 0.51 71 1.69 sZ
SU A-1 GU 1 0.5 1586 0.51 71 1.69 sZ
SU A-1 1458*1.087+1.23D GU 1 1 1586 0.51 71 1.69 sZ
SU A-1 GU 1 6.4 1593 0.51 73 1.69 sZ
SU Group C 1458*1.206+1.23D GU 4 6.4 1766 0.46 134 2.00 sG/mG
SU Group C GU 4 50 1820 0.46 152 2.00 sG/mG
15ADD-P18 37o34.302'N 129o04.662'E 00AD-08
0.0 15.4 33.6 Surface 1506
146.0 1.6 34.0 Bottom 1457
SU Group C 1457*1.206+1.30D GU 4 0 1757 0.46 130 2.00 sG/mG
SU Group C GU 4 0.5 1758 0.46 131 2.00 sG/mG
SU Group C 1457*1.206+1.23D GU 4 1 1758 0.46 131 2.00 sG/mG
SU Group C GU 4 50 1819 0.46 152 2.00 sG/mG
00ADD-P17 37o45.496'N 129°06.942’E 00AD-08
0.0 15.6 33.7 Surface 1507
458.0 0.7 34.1 Bottom 1459
SU A-1 1459*1.027+1.30D GU 1 0 1498 0.49 40 1.39 M
SU A-1 GU 1 0.5 1499 0.49 41 1.39 M
SU A-1 1459*1.027+1.23D GU 1 1 1499 0.49 41 1.39 M
SU A-1 GU 1 27 1531 0.49 52 1.39 M
SU A-2 1459*1.048+1.23D GU 2 27 1562 0.80 63 1.82 M/sZ/zS
SU A-2 GU 2 50 1590 0.80 72 1.82 M/sZ/zS
208
양우헌·김성필·김대철·한주영토 의
동해 정동진 연안 지층의 지음향 모델은 전체적으 로 내해에서 외해 방향으로 큰 변화를 보였다. 이는
수심이 상대적으로 얕은 연안 해저 환경에서 해저 경계면과 지층의 두께 변화에 의한 음파 간섭현상이 음전달 과정에 큰 영향을 미칠 수 있음을 보여준다(예, Zhou et al., 1987; Carey et al., 1995; Cederberg et Fig. 7. Illustrated geoacoustic model P18 of the coring site 00AD-P18 in the study line of 00AD-08 (for location, see Fig. 1; for geoacoustic data, see Table 1).
Fig. 8. Illustrated geoacoustic model P17 of the coring site 00AD-P17 at the coring sites in the study line of 00AD-08 (for location, see Fig. 1; for geoacoustic data, see Table 1).
Fig. 5. Illustrated geoacoustic model P15 of the coring site 00AD-P15 in the study line of 00AD-08 (for location, see Fig. 1; for geoacoustic data, see Table 1).
Fig. 6. Illustrated geoacoustic model P19 of the coring site 00AD-P19 in the study line of 00AD-08 (for location, see Fig. 1; for geoacoustic data, see Table 1).
al., 1995; Katsnelson et al., 2012). 이러한 특징은 연 구 해역에서 수중음향 특성을 파악하려면, 반드시 연 안 지층을 대표할 수 있는 지음향 모델을 구성하여 활용할 필요가 있음을 보여준다.
내해 연안 지층은 지음향 특성이 상당히 구별되는 GU 1과 GU 4가 2개 구조의 지층 모델을 구성하고 있다. 또한 GU 1이 외해 방향으로 첨멸해 사라지는 지음향 모델의 특징을 보인다(Figs. 2, 3, 5~7). 이러 한 특징은 수중 음향 실험 시 지층 구조의 변화에 따른 음향 신호의 변이를 추적할 수 있는 흥미로운 지층 모델의 종류로 해석된다. 외해 연안 지층에서는 지구조 변형을 받은 불규칙한 층형과 수직·수평 방 향으로 변화하는 층의 두께가 수중 음향 모의 실험 과정에서 복잡함을 야기할 수 있다. 이러한 복잡한 특징을 보이는 연구 해역의 연안 지층에서 정밀한 수중음향/지음향 현장 실험과 모의 실험을 수행하려 면, 본 논문이 제시한 대표 지음향 모델과 함께 일정 간격으로 배치된 더 많은 수의 지음향 모델이 제공 되어야 할 것이다.
결 론
동해 한국대륙주변부에 위치한 정동진 해역의 연안 지층을 대상으로 지층 모델을 구성한 후, Hamilton 방법을 이용하여 지음향 모델을 처음으로 제시하였다.
정동진 연안 지층을 대표할 수 있는 내해에서 외해 방향으로 배열된 최하부 지층 심도 50 m의 지음향 모델 P15, P19, P18, P17을 구성하였다(Table 1;
Figs. 5~8). 이 모델 구성을 위해 연구 해역의 에어건 /SBP 탄성파 단면 자료, 피스톤 코어 자료와 인근 해 역에서 기 연구된 지층/지음향 자료를 이용하였다.
실제 모델링을 위해, 모델의 P파 속도는 Hamilton 방법을 이용하여 해저면 아래 현장 심도 속도로 보 정하였다. 이 지음향 모델은 동해 정동진 연안 해역 에서 지음향 특성의 수직·수평 변화를 반영하는 지 음향/수중음향 실험을 위해 활용될 것이다.
사 사
논문의 그림 작업을 함께 해 준 강솔잎양에게 감 사드립니다. 논문 심사와 함께 논문의 부족한 부분을 세심하게 수정해 주신 익명의 심사위원분들께 감사드 립니다. 이 논문은 국방과학연구소의 연구과제
(UD140003DD and UE140033DD) 지원에 의해 수행 된 연구 결과입니다.
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Manuscript received: August 10, 2016 Revised manuscript received: August 19, 2016 Manuscript accepted: August 25, 2016
