해류(海流)는 어떻게 형성되는가. 바람과 밀접한 관련을 갖고 있는 해류는 기후형성에 절대적인 영향을 미친다.

해류란 시공간적으로 거의 변동이 없는 규칙적인 해수의 흐름을 말한다. 해류는 바다의 전역에 존재하는 것이 아니라 마치 바닷속에 묻힌 강과 같이 해양의 특정한 길을 따라 흐르고 있다.

해류는 일반적으로 표층해류와 심층해류로 나눌 수 있는데 전자는 바람에 의하여 생성되어 수심 1천5백m까지 분포한다. 후자는 해양과 대기간의 열교환에 의하여 생성되어 깊고 넓게 분포하며 그 강도는 전자에 비하여 약하다. 전자는 후자보다 관측이 용이하고 그 분포양상도 뚜렷하여 비교적 많은 연구가 진행되었으나, 후자에 대하여는 아직도 많은 의문점이 남아 있다.

현재까지 알려져 있는 표층해류의 분포를 (그림1)에 보였다. 이러한 해류분포는 해류계나 부표 등을 이용해 직접 측정하는 방법도 있으나, 일반적으로 해수의 수온 및 염분(짠맛) 관측을 통한 간접계산 방법을 많이 사용한다.

수온과 염분으로부터 해수의 밀도를 얻고 이로부터 해양 내의 압력장을 구한 후 해류를 계산하게 된다. 이 방법은 기상학에서 기압분포로부터 바람의 방향과 속도를 계산하는 것과 비슷하다.

순환하는 것이 특징

각 해양에서의 해류는 공통적인 특징을 갖고 있는데 이들 특징을 잘 나타내기 위하여(그림2)와 같은 직사각형의 해양에 해류의 모식도를 보였다. 지구상의 바람은 적도 부근의 편동풍(무역풍), 중위도 지방의 편서풍 그리고 극지방의 편동풍으로 특징지워 지는데, 해류도 이와 비슷한 분포를 보인다.

그러나 바람은 지구상에서 아무런 방해를 받지 않고 흐를 수 있지만, 해류는 육지의 존재로 인해 분포 양상이 바람과 많은 차이를 나타낸다.

근본적인 차이는 바람이 띠 모양으로 지구 주위를 위도를 따라 도는데 비해, 해류는 각 해양의 일부분에서 독립된 순환류(회전류)의 형태로 존재하는 것이다. 즉 북반구에서는 아한대 지방의 반시계방향 순환류, 아열대 지방의 시계방향 순환류, 적도 지방의 반시계방향 순환류가 그것이다. 남반구에서도 같은 해류분포가 나타나나 회전 방향은 반대이다.

적도 부근의 해류는 순환류라고 하기에는 남북의 폭이 너무 작다. 이곳의 해류는 남북 적도류와 그 사이의 적도반류로 구성되어 있는데, 남북적도류는 무역풍이 가장 센 곳에 나타나고 적도반류는 적도 무풍지대에 나타난다. 적도반류가 생기는 이유는 무역풍에 의해 서쪽으로 이동된 물이 육지 경계에 누적되어 해면을 상승시킨 후 다시 경사를 타고 낮은 쪽(동쪽)으로 역류하기 때문이다.

남반구에서는 아한대의 순환류가 생기지 않는데, 이는 이 지역에 남극대륙이 존재하기 때문이다. 남극대륙 주변의 해수는 육지에 의한 막힘이 없기 때문에 지구 둘레를 돌게 되는데 (그림1), 이는 육지가 없을 경우에 예상되는 해류의 좋은 본보기이다.

(그림1)해양의 주요해류

(그림2)에서의 또하나의 특징은 해양의 서측 경계에 존재하는 북상류가 유난히 세다는 것이다. 이의 대표적인 예로서 대서양의 멕시코만류와 태양의 쿠로시오해류를 들 수 있다(그림1).

(그림2)해류의 모식도(남극에서 북극까지)

남반구에서는 이 현상이 다소 약하게 나타나나 대서양의 브라질 해류, 태평양의 동호주 해류, 인도양의 아규라스 해류도 이에 속한다. 북반구의 인도양은 육지의 면적이 크기 때문에 해류가 계절풍의 영향을 받게 된다. 즉 여름철에는 대륙에 저기압, 해양에 고기압이 발달해 남서풍이 생겨서 해류는 동쪽으로 발달해 남서풍이 생겨서 해류는 동쪽으로 흐르며 겨울철에는 반대 현상이 생긴다.

북태평양의 쿠로시오해류의 주축은 일본 동쪽 연안을 따라 흐르나 이의 지류가 우리나라의 제주도 북방까지 이르며 이후 대한해협을 통과하여 동해로 유입된 후 일본 서측연안을 따라 북상하여 쓰가루, 소야 해협 등을 거쳐 다시 태평양으로 나간다. 우리나라의 동해 남부 해역도 이의 영향을 받는다.

지구의 자전이 중요

그러면 어떻게 하여 이러한 해류들이 바람에 의하여 생기게 되는 것일까? 바람에 의하여 생기는 해수 유동은 그리 간단하지 않으며 몇가지 중요한 요인이 작용된다. 지구의 자전은 해수의 운동에 가장 중요한 요인이며 육지의 존재로 인한 해수 흐름의 방해는 문제를 더욱 복잡하게 만든다. 또한 해수가 유체란 점에 의해서 해수의 운동은 수직(혹은 수평)적으로 복잡한 변화를 갖게 된다.

우선 지구의 자전이 움직이는 물체에 어떠한 영향을 미치는가를 살펴보자. 해수는 지구상의 접평면(지구는 둥글다는 것을 상기하자) 상에서 움직인다. 그런데 이 접평면은 평면에 수직한 축을 중심으로 회전하고 있다. 그 회전 속도는 극지방에서 최대인데 지구자전 속도와 같고 적도 쪽으로 갈수록 작아져서 적도에서는 회전하지 않게 된다.

이를 실험하여 보려면 지구의(地球儀) 상의 북극과 적도에 각각 성냥개비를 뉘어서 붙인 후 지구의를 자전시켜 보면 알 수 있다. 북극의 성냥개비는 지구와 같은 속도로 회전하나 적도의 성냥개비는 회전하지 않고 단지 지구를 따라서 수평이동만을 할 것이다. 회전하고 있는 평면상에서 움직이는 물체는 이 평면에 고정되어 있는 관측자의 눈에는 이동하는 방향의 오른쪽(평면에 반시계 방향으로 회전할 경우로 바로 지구의 북반구에 해당된다)으로 편향하고 있는 것처럼 보인다.

이는 운동하는 물체는 항시 같은 방향으로 움직이려는 데에 반하여 관측자는 회전하고 있기 때문이다(뉴턴의 관성법칙).

이는 회전 목마를 탄 사람이 일정한 방향으로 날고 있는 새를 보는 것과 마찬가지이다. 이러한 성질을 지구자전에 의한 ‘편향력’이라 한다. 따라서 지구의 편향력은 물체의 속도가 클수록, 위도가 높을수록 커진다. 북반구에서는 운동 방향의 오른쪽으로, 남반구에서는 왼쪽으로 작용한다.

다시 해수의 운동으로 돌아가서, 바람에 의한 해수의 움직임을 보기 위하여 해수가 아주 얇은 수직 두께를 갖는 넓은 평판 모양의 물덩어리들로 구성되었다고 가정하자. 바다 표면에 놓여있는 평판은 바람에 의하여 이끌리는 힘을 받게 된다.(반들반들한 책상위에 종이를 놓고 그 위에 손을 얹어 당겨보라.) 편의상 이 평판을 첫번째 평판이라고 하고 그 바로 밑에 놓여있는 평판을 두번째, 그 다음은 세번째와 같이 순서를 매기자. 만약 첫번째와 두번째 평판 사이에 마찰력이 작용하지 않는다면 바람의 영향은 단지 첫번째 평판에만 작용되어 이 평판은 곧 바람 방향과 동일한 방향으로 움직일 것이다. 그러나 지구의 편향력에 의하여 이 평판은 오른쪽으로(북반구라고 가정) 휘게 된다. 가령 바람이 북쪽으로 분다고 하면 이 평판은 결국 동쪽으로 방향을 잡은 후에야만 안정되게 일정한 속도를 유지하며 흐를 수 있다.

이 때에는 바람이 작용하는 힘과 해수에 작용하는 편향력(남쪽으로 작용)이 서로 균형을 이루게 되기 때문이다. 그러나 이 평판은 두번째 평판으로부터 마찰력을 받게 되어 속도가 줄게 된다. 따라서 편향력도 작아지므로 북동쪽의 방향을 택하게 된다. 이때에는 바람에 의한 힘, 편향력 그리고 마찰력(평판이 흐르는 방향과 반대 방향으로 작용)이 서로 균형을 이루는 상태가 된다. 이때 이(첫번째) 평판은 마찰이 클수록 북쪽으로, 마찰이 작을수록 동쪽에 치우쳐서 흐르게 된다.

두번째 평판은 다시 첫번째 평판에 의해 이끌리게 되는데 이 때에 세번째 평판에 의한 마찰력을 받게 된다. 바람에 의해 첫번째 평판이 바람 방향의 오른쪽으로 흐르듯 두번째 평판도 첫번째 평판에 의해 첫번째 평판의 오른쪽으로 흐르게 된다.

이러한 과정이 연속적으로 전체 수심에 걸쳐 일어나게 되면 (그림3)과 같은 ‘에크만나선’(Ekman Spiral)현상이 생긴다. 즉 해류는 표면에서 바람 방향의 오른쪽으로 방향을 바꾸고 수심이 깊어짐에 따라 바람의 세기도 점점 작아진다. 수심 약 1백m 이상에서는 바람의 영향은 소멸된다.

(그림3)「에크만 나선」현상^해수는 평판과 같은 모양의 물덩어리들이 수직으로, 포개져 있다고 생각할 수 있다. 가장 윗쪽의 평판은 바람에 의하여 움직여지고 그 바로 밑의 평판은 맨 윗쪽의 평판이 미는 힘(마찰)에 의하여 움직인다. 계속적으로 평판은 바로 위의 평판에 의하여 힘을 받는다. 밑의 평판에 작용하는 힘은 바로 윗평판으로서는 운동을 방해하는 마찰력과 같으므로 해수의 속도는 깊어질수록 줄어들고 운동방향은 점차 오른쪽으로 바뀌게 된다(북반구의 경우). 이러한「에크만 나선」현상은 마찰력이 없어질 때까지(즉 마찰심도까지)계속 된다.

바람의 영향이 뚜렷한 깊이를 마찰심도라고 하며 위도에 따라 이 값이 달라진다. 마찰심도까지의 해수층을 하나의 평판으로 보면 마찰심도보다 밑쪽에서 작용하는 마찰은 없으므로 앞서 설명한 바와 같이 이 커다란 평판은 바람 방향의 90˚오른쪽으로 움직인다. 이것은 마찰심도까지의 해수의 평균흐름이 바람의 90˚오른쪽 방향이며 각 깊이에서 나타나는 다른 방향으로의 흐름은 전층을 통해서 서로 상쇄된다는 뜻이다.

에크만 나선현상은 실제 해류 측정을 통하여 증명된 바는 없으나 마찰심도까지의 평균 해수 흐름이 바람 방향의 90˚오른쪽이라는 것은 확실하다. 이렇게 하여 해수가 운반되는 것을 ‘에크만 수송’이라고 한다. 에크만 수송은 해류의 형성에 매우 중요한 역할을 할 뿐더러 해양의 여러가지 흥미있는 현상들을 유발한다.

(그림3)「에크만 나선」현상^마찰심도까지의 전체 해수는 밑면으로부터 아무런 마찰을 받지 않기 때문에 평균적으로는 바람 방향의 오른쪽으로 움직이게 된다.

어장 형성의 조건

대륙의 연안에서 발생하는 용승은 이의 대표적인 예이다. 가령 우리나라의 동해안에 남풍(남쪽에서 오는 바람)이 지속적으로 불었다고 하자. 에크만 수송에 의하여 표층 해수는 외양으로 밀려가게 되고 이를 보충하기 위하여 깊은 곳의 물이 상승하게 된다. 깊은 곳에서는 다시 이를 보충하기 위하여 외양에서 부터 연안으로 해수가 공급된다.(육지로 부터는 해수가 나올 수 없다.) 따라서 연안의 표층수는 깊은 곳의 해수 영향을 받아서 수온이 내려가게 된다. 깊은 곳의 물은 영양분을 많이 갖고 있기 때문에 이러한 곳에서는 플랑크톤이 많이 번식하고 이를 먹으려는 물고기들이 많이 모이기 때문에 좋은 어장이 형성된다.

세계적으로 유명한 용승 해역은 남미의 페루 연안, 서아프리카의 카나리 군도 등을 들 수 있다. 바람의 방향이 반대일 경우는 이와 반대의 현상이 생기리라는 것은 쉽게 예측할 수 있는데, 이 때 표층수는 주위로부터 모여서 밑으로 침강하게 된다.

이러한 용승이나 침강은 연안선이 없을 경우도 생길 수가 있다. 아열대 순환류를 일으키는 바람(그림2)을 예로 들어보자.(그림4)에 보인 바와 같이 바람의 세기가 지역에 따라 차이가 있으므로 이에 따른 에크만 수송의 크기도 차이를 보인다. 어느 한 작은 구역을 택해서 보았을 때 이 구역으로 이동되어 오는 수송량은 이 구역을 빠져 나가는 수송량보다 크기 때문에 해수는 표층에 모이게 된다.

이것은 마치 도로의 병목현상과 같다. 도로의 어느 한 구간으로 진입하는 차량은 많은데 이 구간을 빠져나갈 수 있는 차량이 적으면 이 구간에서 차량의 수는 점점 늘어나서 일대 혼잡을 빚을 것이다. 이렇게 하여 표층에 모인 해수는 계속 이곳에 누적될 수 없고 서서히 밑으로 침강하게 된다.

표층수가 침강하는 곳에는 이미 해수로 꽉차 있기 때문에 침강된 양 만큼의 해수가 어디론가 빠져나가지 않으면 않된다. 따라서 마찰심도 이하에 존재하는 해수는 침강이 없는 곳을 찾아서(즉 남쪽과 북쪽) 이동될 것이다. 그러나 북쪽으로 향하는 해수는 강력한 지구 편향력을 받게 되어 곧 그 진로가 바뀌는 반면 남쪽으로 향하는 해수는 약한 편향력만을 받기 때문에 남서쪽으로 계속 이동할 것이다.

결국 모든 해수가 이동하기 쉬운 경로를 택하게 되어 남서향 내지 남향하게 된다. 이물은 북적도류(무역풍에 의하여 형성)에 합세하거나 직접 서측의 육지경계에 모이게 된다. 이렇게 모인 물이 다시 북쪽으로 운반되어 순환류를 형성시킬 수 있는 유일한 방법은 서안경계를 따라 북상하는 것이다. 해양의 거의 전역에서 남쪽으로 이동되어온 해수 전체가 서안경계 부근의 좁은 영역에서 다시 북쪽으로 이동되기 때문에 이 곳의 해류는 상당히 강할 수 밖에 없다.(그림2)에 보인 서안경계류는 바로 이렇게 하여 생긴 것이다.

해양의 사막

아열대 순환류의 중심 부근에는 표층해수가 모이는 곳으로서 표층 수온이 높고 해수중에 녹아있는 영양분이 결핍되어 있다.(바다의 표층에는 생물활동이 왕성하여 영양분이 많이 소모되어 있다.) 이 곳은 ‘해양의 사막’이라고 불리울 정도로 생물체의 서식에 부적합한 조건을 갖고 있으며 바다빛은 암청색을 띤다. 생물체가 많은 곳에는 엽록체들이 많기 때문에 바다 빛은 초록색을 띠게 된다.

한편 해수가 모이기 때문에 이 곳에는 바다에 떠다니는 각종 물체들이 모이게 되는데 특히 해조류(바다풀)가 많아서 항해에 불편을 줄 경우도 있다. 대서양의 경우 이 곳을 ‘사르가소’(sargasso)해라고 하는데 이 말은 해초를 의미한다. 아한대 순환류의 중심에서는 이와 반대로 용승 현상이 일어나기 때문에 좋은 어장이 형성된다. 북태평양 어장이나 북대서양의 뉴펀들 어장은 좋은 예이다.

최근 20년 전까지만 해도 해류는 시공간적으로 변화하지 않는 것으로 알려졌다. 그러나 최근 향상된 관측 기법을 통해 해류의 미세구조를 조사한 바에 의하면 해류는 매우 복잡한 변화를 수반하고 있음이 밝혀졌다. 우리는 일상생활의 경험을 통하여 기후와 일기가 어떻게 다른가를 알고 있다. 기후는 장기간의 평균적 현상이고 일기는 수일 단위로 바뀌는 기상 현상이다.

해류에서도 이와 같은 구분이 가능하다. 즉 해류는 대체적으로 앞서 설명한 바와 같은 분포 양상을 갖고 있으나(기후적인 현상) 국지적으로는 시간에 따라 수일 내지 수개월(혹은 수년) 단위의 변동을 하고 있다(일기적 현상).

기후조절작용, 열수송

해류는 지구의 기후를 조절하는 중요한 역할을 하고 있다. 지구는 태양으로 부터 열을 받기도 하지만 지구의 열을 지구 밖으로도 방출한다. 적도 부근에서는 열의 유입이 많고 극지방에서는 열의 방출이 많다. 따라서 이들 두 지역간에 열의 수송이 없다면 이들 지역은 계속하여 가열 혹은 냉각될 것이다. 적도 지방의 남은 열을 극지방으로 수송해 주는 역할을 하는 것이 바로 해류와 바람이다. 해류는 바람에 의하여 생기지만 이 바람은 해양으로부터 받은 열에 의하여 생긴다.

따라서 해양과 대기는 서로 불가분의 관계에 있는 것이다. 해류에 의한 열의 이동은 주로 아열대 순환류의 서안경계류에 의한다. 이의 혜택을 가장 많이 받고 있는 곳은 북유럽 국가들이다. 이 곳에는 멕시코 만류가 적도 지방의 따뜻한 물을 날라주기 때문에 고위도 지방임에도 불구하고 온화한 기후를 갖는다.

열은 주로 해양에서 대기로 이동되는데(반대인 경우는 공기의 밑부분이 무거워지고 해양의 표층은 가벼워지므로 대류가 급격히 약화되어 열의 이동이 어려워진다) 수온과 기온의 차이가 클수록 또한 공기의 습도가 적을수록 강하다. 이동되는 열의 형태는 주로 잠열인데, 이는 물이 수증기로 바뀔 때 필요로 하는 열로서 물 1g당 5백39cal나 되는 많은 열이 수증기에 흡수된다. 잠열은 직접 온도 상승으로 나타나지는 않는데 이 열은 후에 수증기가 다시 물로 바뀔 때 대기중으로 방출된다.

겨울철 미국 동부 연안은 저기압이 자주 발생하는데 이는 편서풍에 의해 대륙에서 바다로 운반돼 온 차고 건조한 공기가 부근을 지나는 멕시코 만류 상공을 통과할 때 많은 열을 빼앗아 공기가 가벼워지면서 상승기류를 만들기 때문이다. 우리나라 부근에서도 겨울철 북서 계절풍에 의해 운반돼 온 공기가 바다로부터 많은 열을 빼앗는데, 이 때 이 공기는 쿠로시오해류(일본 동측을 통과)에 이르기 전 서해나 동해를 거치는 동안 기온과 습도가 높아지기 때문에 쿠로시오로부터는 그다지 많은 열을 뺏지 못한다.

따라서 서해나 동해의 해수는 겨울철 수온이 많이 내려가게 된다. 우리나라가 위도에 비해 대륙의 영향을 많이 받은 대륙성 기후를 나타내는 이유는 편서풍에 의해 대륙의 공기가 이동되어 오기 때문이다. 결국 같은 위도 상에 있다 하더라도 대륙의 서측이 동측보다 더 온화한 기후를 갖게 된다.(우리나라와 같은 위도 상에 있는 스페인이나 미국의 로스앤젤레스를 생각하라.)

태풍의 추진력

(그림4)용승과 침강^왼쪽의 경우는 에크만 수송에 의해 빠져 나가는 표층수의 양이 들어오는 양보다 많으므로 표층수는 점점 적어지고 이를 보충하기 위하여 용승이 일어난다.오른쪽의 경우는 이와 반대이므로 침강이 일어난다.

해양이 대기에 미치는 영향 중 중요한것의 하나는 태풍이다. 태풍은 주로 열대 해역에서 생기는데 이 해역은 바로 적도류가 서안 경계에 부딪치는 곳으로서 수온이 가장 높다. 이곳에서 상승기류에 의해 생긴 저기앞은 북진하면서 계속 강화되어 강풍을 동반함으로써 많은 인명과 재산피해를 내고 있다.

그렇다면 어떻게 하여 태풍이 강화되는 것일까? 태풍이란 커다란 엔진의 가솔린은 바로 수증기이다. 열대 해역에서 계속적으로 공급받는 수증기는 상승기류를 타고 올라가서 단열팽창(기압 강 하로 공기가 팽창되며 이 때 기온이 떨어진다)에 의해 공기중의 수증기가 많이 물방울로 배출된다. 이 때 생긴 물방울은 바로 구름이 되며 수증기가 함유하고 있던 많은 양의 잠열이 대기중에 방출되어 기온을 상승시킨다. 기온이 상승되면 기압이 더욱 내려가고 상승기류가 강화된다.(바람은 기압이 낮을 수록 세진다.) 따라서 태풍은 수증기의 공급원이 없어지면 곧 소멸된다. 즉 태풍이 육지로 들어오거나 차거운 해수위를 지나게 될 때가 이 경우이다.

따뜻한 바닷물의 영향을 받지 못하는 일부 극지방의 해수는 계속해서 대기에 의해 열을 뺏기게 되어 수온이 많이 내려가게 된다(특히 겨울철에). 밑에 있는 물보다 더욱 차가워지면 무거워서 침강하게 되는데 냉각의 정도에 따라 침강되는 깊이가 달라진다. 무거워진 물은 계속하여 밑으로 퍼져 나가는데 대양의 밑 부분에 존재하는 저층 냉수는 바로 이렇게 하여 형성된 것이다.

저층 냉수가 형성되는 대표적 해역으로는 남극의 ‘웨델’해(대서양 남단에 위치)와 북대서양의 그린랜드 주변 해역이다. 여기서 형성된 심층수는 저위도 지방으로 퍼진후 서서히 상승하여 표층해류에 섞여 다시 고위도 지방으로 이동됨으로써 심층해류의 한 사이클을 이룬다. 이 곳에서 만들어진 심층수는 대서양뿐 아니라 남극 주변을 돌아서 인도양 및 북태평양까지 공급된다.

겨울철 대기로부터 냉각에 의해 심층수(혹은 중층수)가 형성되는 곳은, 보다 작은 규모를 갖고 여러 곳에서 일어나고 있다. 우리나라의 서해 밑부분에 존재하는 냉수도 겨울철 냉각에 의해 형성된 것이고 동해 북부에서도 이와 비슷한 현상이 생길 것으로 생각된다.