해류

분포

전세계 해류의 전반적인 양상은 세계 주요해류계(지도 참조)와 같으며, 해양표층에서의 해류분포는 대략 지구상의 탁월풍과 일치한다. 그러나 이런 표시는 해양의 순환에 있어 단지 수평운동의 전반적인 경향만을 그리고 있는 것이다. 해류는 3차원적인 운동을 하기 때문에 해류의 수직성분도 주의깊게 고려해야 한다.

일반적으로 수직운동은 수평운동에 비해 매우 적지만 해양의 순환계를 정확하게 기술하고 설명하기 위한 매우 중요한 요소이다. 해류의 중요한 수직흐름은 수평흐름이 확산되거나 한 곳으로 수렴되는 곳에서 일어난다. 즉 표층수로 올라오는 용승류는 외해의 해류가 발산하는 곳에 생기며, 근해에서는 바다 쪽으로 흐르는 표층수를 보충하기 위해 심층수가 올라오는 경우에 생긴다. 심해에서의 수괴 형성과 확산 역시 해류계의 일부 수직적 운동에 의해 이루어진다.

원인

압력경도

수심이 z인 곳에서 해수의 유체정압(流體靜壓) p는 해수의 밀도를 p라 할 때 p=gpz로 주어진다.

여기서 g는 중력가속도이다(중력). 일정한 깊이에서 해수의 밀도차는 수온과 염분의 차이에 기인하므로 해수의 압력 p는 지역에 따라서 변화할 것이다. 어떠한 수평거리(Δn)에서의 압력변화율은 Δp/Δn로 표시되는데, 이를 수평압력경도라고 한다. 이 값은 수직적인 압력 변화인 Δp/Δz에 비해 매우 작은 수치이지만 해류의 관점에서는 매우 중요하다.

코리올리 효과

지구는 서쪽에서 동쪽으로 자전하므로 북반구의 관찰자는 움직이는 물체가 오른쪽으로 편향하는 것을 볼 수 있다.

반면 남반구에서는 왼쪽으로 편향하게 된다. 적도에서는 수평적인 편향은 없고 단지 수직적인 편향만이 있게 된다. 이러한 지구의 자전 효과, 즉 코리올리 효과는 19세기 프랑스의 수학자 귀스타브 가스파르 코리올리의 이름을 딴 것이다. 코리올리 힘은 운동 방향에 대해 수직으로 작용한다. 수평성분(CF)은 운동하는 물체의 속도(c)와 위도(φ)의 사인 값에 비례한다.

즉 CF=2wc sinφ로 주어지며 w는 지구 자전 각속도(7.29×10^－5rad/s)이다. 코리올리 힘은 지구 표면 위를 움직이는 모든 것, 즉 미사일, 푸코 진자, 공기의 흐름, 해류 등에 영향을 준다.

마찰력

해수면 위에서 부는 바람은 해수에 운동량을 전달해 해수가 흐르게 한다.

이와 같은 해수면에서의 마찰응력은 해수 내의 마찰력에 의해 더 깊은 수층으로 전달된다. 코리올리 힘과 더불어 마찰력은 순수한 풍성(風性) 기원의 해류를 생성시킨다. 마찰력이 무시될 정도로 작은 경우에는 단순 운동방정식이 성립되고 해류는 등속도를 유지하며, 해류를 일으키는 힘은 수평적인 기압경도력이 된다. 지구가 자전하지 않을 경우, 해수는 기압경도력에 의해 가속되어 강물과 같이 높은 압력에서 낮은 압력 쪽으로 흐르게 될 것이다.

그러나 지구는 자전하고 있기 때문에 코리올리 힘이 운동을 편향시켜서 기압경도력과 편향력이 서로 같아지는 지점에서 균형을 이루게 된다. 코리올리 힘은 운동방향에 대해 직각으로 작용하므로 북반구에서는 해류가 흘러가는 방향의 오른쪽에 높은 압력이 있음을 알 수 있다. 이런 종류의 흐름을 지형류(地衡流)라 한다.

해수면이나 해수층간에서 바람에 의한 마찰응력은 해수를 일정하게 흐르게 한다. 따라서 일정한 바람이 장기간 불게 되면 순수한 풍성 기원의 해류가 생긴다. 이 해류는 북반구의 표층에서 풍향에 대해 오른쪽으로 45。 편향된다. 수심이 깊어지면 더 많이 편향되고 유속은 감소한다. 중위도의 수심 약 75~100m에서는 표층해류와 반대되는 방향으로 흐르고, 유속은 약 1/23로 감소한다(경계층). 1902년 스웨덴의 해양학자인 V. 발프리드 에크만은 이러한 현상을 이론적인 모델로부터 추론해냈는데, 그는 마찰력과 전향력이 균형을 이루고 있는 균일한 해양을 가정했다.

그의 모델에 의한 유속의 벡터 끝을 표층에서 아래로 가면서 연결하면 에크만 나선으로 명명된 대수나선이 생긴다. 순전히 바람에 의해 생성된 해류는 해양의 깊은 곳까지 침투하지 못하고 에크만 층이라 하는 수심 100m 정도에서 그친다. 에크만 층에서의 평균 해수수송은 북반구의 경우 풍향에 대해 오른쪽으로 90。이고 남반구에서는 그 반대로 왼쪽으로 90。이며, 바람의 세기에 비례한다(에크만 수송). 해양에서 풍성해류는 반대방향의 두 바람 사이에서 갈라져 서로 멀어지거나 또는 서로 모이게 되는데 모이는 곳에서는 해수가 쌓여 아래로 침강하게 되며, 갈라지는 곳에서는 해수면이 낮아지고 심층수가 위로 올라오게 된다(수렴). 이러한 해수수송은 해수를 경사지게 하고 경사류(傾斜流)를 유발시킨다.

풍성 기원 해류와 경사류, 압력장의 차이에서 오는 밀도류가 모여 매우 복잡한 해류계를 이룬다. 1946년 이후에는 풍성 기원 해류 및 수온·염분 변화에 기인한 밀도차에 의해 생긴 열염분순환에 대한 상당한 진보가 있었다. 최근 해류를 발생시키는 모든 구동력을 고려한 수치 모델이 1967년 커크 브라이언과 도크 케어리 콕스에 의해 제시되었으며, 이것으로 해양의 일반적인 해류순환의 특징들을 많이 설명할 수 있었다(지균운동).

해류 표층의 순환

표층해류계

해양 표층에서의 순환은 시계방향 또는 반시계방향으로 회전하고 있는 몇 개의 환류로 나눌 수 있다(그림1). 북반구에서는 중심이 고기압이고 시계방향으로 회전하는 것을 고기압성 환류라 하며, 중심 기압이 낮고 반시계 방향으로 회전하는 것을 저기압성 환류라고 한다.

남반구에는 코리올리 효과로 북반구와는 반대로 회전하는 환류들이 존재한다. 표층해류계는 해양 위의 풍향계에 밀접하게 반응하지만 바람에 대한 해안선의 간섭에 의해서도 영향을 받는다. 크고 긴 고기압성 환류에 있어 해류는 그들의 회전 중심을 서쪽으로 이동시켜 멕시코 만류나 쿠로시오 해류[黑潮海流]와 같은 강력한 서안경계류를 형성한다. 이와 같은 서쪽으로의 강화현상은 1948년 헨리 멜슨 스토멜에 의해 저위도에서 고위도로 갈수록 코리올리의 수평력이 증가하기 때문이라고 설명되었다.

그러나 이 모델에서는 해양의 지형적인 효과나 수직돌출부가 해류에 미치는 영향에 대해 고려하지 않았는데, 지형적인 효과는 남반구에서 서안경계류가 왜 모두 같은 세기로 흐르지 않는가를 설명하는 데 도움을 준다.

서안경계류와 동안경계류

표층해류의 각 지류는 그들의 지리적 이름에 의해 구별된다.

북반구의 북대서양과 북태평양의 아열대성 환류의 서쪽을 따라 북극 쪽으로 흐르는 해류인 서안경계류는 좁고 깊으며 빠르게 흐르는 강한 해류이다. 반면 적도 쪽으로 되돌아오는 해류인 동안경계류는 느리고 넓게 퍼져 있고 얕다. 남반구에서는 브라질 해류나 동오스트레일리아 해류와 같은 서안경계류가 북반구에 존재하는 것만큼 강력하게 발달하지 못한다. 가장 잘 조사된 서안경계류는 멕시코 만류와 쿠로시오 해류인데, 멕시코 만류계는 플로리다 해류, 해터러스 곶과 그랜드 뱅크 사이의 멕시코 만류, 북대서양해류로 구성되어 있다.

쿠로시오 해류계는 북위 35° 남쪽의 쿠로시오 해류, 쿠로시오 속류(續流), 북태평양해류를 포함한다. 이들 멕시코 만류와 쿠로시오 해류는 따뜻하고 염분이 높은 수괴로서 대륙 쪽의 차갑고 염분이 낮은 수괴와 명확히 구별되며, 두 수괴 사이에 냉벽이라고 하는 전선이 생기는데 이는 온도나 색이 급작스럽게 변화되는 것에 의해 감지된다. 최근의 관찰에 의하면 멕시코 만류와 쿠로시오 해류는 과거에 알고 있었던 것보다 더 좁고 더 빠르며, 2~3개의 가는 지류로 갈라지고 유속과 위치가 변화해 곡류와 소용돌이를 형성하면서 본류에서 이탈하기도 한다.

동안경계류는 상대적으로 얕고, 가끔 다수의 와류와 반류를 가지며 연안지역의 용승류와 밀접하게 연결되어 있다. 용승류는 북서아프리카, 남동아프리카, 미국 캘리포니아, 칠레 북부, 페루 연안에서 볼 수 있으며, 보통 수심 200~300m의 상층에 국한되어 존재한다.

적도해류계

열대·아열대 지역의 표층순환은 북적도해류·남적도해류·적도반류·적도저층류·계절풍해류 등에 의해 지배된다.

적도해류계의 계절적인 변화는 바람의 계절적인 변화, 특히 인도양에서의 계절적인 변화에 의해 생긴다. 열대지역의 풍성계는 주로 무역풍에 의해 지배되지만 일부지역에서는 계절풍에 의해서도 지배된다. 적도해류계의 특이한 지류는 적도반류 중에서도 특히 북태평양의 적도반류이다. 대서양의 적도반류는 북반구의 여름에만 최대로 발달해 서경 50°에서 기니 만으로 유입된다. 겨울에는 열대대서양의 동쪽 부분에만 남는다.

적도반류의 위치는 적도무풍대의 위치와 밀접하게 관련되어 있다. 적도무풍대가 북위 5~10°에 있을 때의 열대해류계를 정성적으로 설명하면 아래의 그림과 같다. 에크만 층에서 바람에 의한 해수수송은 표층해수의 수렴과 발산을 일으켜 해수 표면을 높이거나 낮춘다. 그결과 해수면이 경사지게 되는데, 북위 10~25°에서는 아래쪽으로 기울어지고 북위 5~10°에서는 위쪽으로 기울어져 북위 5°에 수렴지역이 있게 된다.

적도 근처는 발산지역으로서 표면해수는 남위 25°와 북위 5° 사이에서 상승한다. 이러한 해수표면의 경사는 수평압력경도와 경사류를 일으킨다. 북반구에서는 고기압이 오른쪽에 위치하고 남반구에서는 고기압이 왼쪽에 위치함으로써, 서쪽으로의 흐름은 북위 10~25°에, 또한 북위 5°와 남위 25° 사이에 존재하게 된다.

이 흐름이 각각 북적도해류와 남적도해류이다. 그러나 적도무풍대인 북위 5~10°에는 동쪽으로 흐르는 좁은 해류인 적도반류가 있게 된다. 적도반류는 적도해류계에서 동쪽으로 흐르는 극히 좁은 해류의 하나인데 너비가 200~300㎞이고 수심 200~300m에 존재한다. 대개 표층까지는 도달하지 않기 때문에 표층해류도에는 표시되지 않는다. 표층에서는 서쪽으로 흐르는 것이 관찰되지만 수심 50~150m에서는 최대유속 100~150㎝/s로 동쪽으로 흐른다. 이 적도반류는 크롬웰 해류로 최초로 태평양에서 많이 연구된 해류이다.

1960년 G. 노이만은 대서양에서도 적도저층류를 찾아냈다.

남극순환류

남극 주위의 해류는 주로 서쪽에서 동쪽으로 흐르며 단지 대륙 근처의 좁은 지역에서만 서쪽으로 흐른다.

동쪽으로 흐르는 가장 큰 해류는 남극순환류로 이 해류는 열대나 아열대의 풍성해류와는 달리 수심 3,000~5,000m에 이르기 때문에 해령과 같은 해저지형에 의해 영향을 받는다. 표층의 속도는 15~20㎝/s에 불과하지만 깊은 수심까지 미치고 있어 해수수송량은 어떤 해류보다도 많다. 1962년 V.G. 코르트는 남극순환류에 의한 해류수송량을 1억 5,000만㎥/s와 1억 9,000만 ㎥/s로 추정했는데, 이 양은 멕시코 만류보다 2배 정도 많은 것이다.

남극순환류는 해양의 심해순환과 성층의 관점에서 볼 때 대서양·인도양·태평양과의 중요한 연결 역할을 한다.

심해순환

심해순환에 대한 지식은 간접적인 방법에 의존한다. 즉 해수의 수온·염분·용존산소 및 다른 화학적 요소들의 분포는 해류와 해수수송에 대한 많은 정보를 제공한다. 직접적인 방법으로 심해해류를 측정한 결과, 심해순환은 근본적으로 수온과 염분의 차이에 좌우되는 열염분순환에 의해 발생한다는 것이 밝혀졌지만 바람에 의한 순환과 완전히 무관한 것은 아니다.

세계에서 가장 깊은 곳의 수괴는 남극저층수로서, 남극대륙의 대륙붕에서 형성되며 수괴의 고밀도에 의해 해저를 따라 북쪽과 동쪽으로 확장된다.

이동은 해령과 해구에 의해 조절되며 적도를 지나 주로 대서양 서쪽부분(서대서양 해구)을 따라 확장되고 일부는 대서양 중앙해령의 좁은 통로(로만치 해구)를 통해 나간다. 남아메리카 근처에는 평균유속이 10~15㎝/s에 이르는 상대적으로 강한 해류가 해양지질학자들에 의해 유추되고 있다. 이러한 유추는 남극저층수 밑이나 혼 곶의 드레이크 수로 및 대서양 해저에서 발견되는 연흔, 긁힌 자국, 노두암반 등에 의한 것이다.

밀도류

밀도류는 수온, 염분, 퇴적물 농도 등의 차이에 따른 작은 밀도차에 작용하는 중력에 의해 지속되는 해류이다. 수

온·염분 변화는 해양에서 층리를 형성시킨다. 표층수 아래는 근원지로부터 수백 ㎞ 떨어진 곳까지 흐르면서 주변 해수와 혼합되어도 각 수괴의 성질을 잃지 않는 특정한 화학적·물리학적 특성을 가진 해수로 구성되어 있다. 이런 종류의 밀도류 또는 성층류의 예로는 지브롤터 해협을 지나 대서양으로 유입되는 지중해의 해수가 있다.

부유퇴적물 입자들의 농도에 의해 발생되는 밀도류를 저탁류라 한다. 저탁류는 심해에서 일어나는 간헐적·일시적인 현상으로 주로 대륙사면의 상부, 특히 해저계곡의 정상에서 떨어져내리는 퇴적물이 쌓여 생긴 것이다. 대규모의 퇴적물이 흘러내림으로써 무거운 퇴적물과 해수 혼합물이 생기고 이것이 해저협곡을 따라 흘러 심해 대양저에 모래층을 퇴적시킨다. 반복되어 흘러내리는 저탁류는 하천에서 형성되는 선상지와 유사한 해저선상지를 만든다.

신빙성 있는 증거에도 불구하고 아직도 저탁류 가설에는 많은 반론이 있다. 대부분의 지질학자와 해양학자들은 저탁류의 존재를 인식하고 저탁류가 침식과 퇴적물 집적에 중요한 요소임은 인정하지만 그 가설은 너무 과장되었다고 믿고 있다. 저탁류에 의한 작용과 해류에 의한 작용을 구별하는 것은 매우 복잡하고 각 경우마다 모든 증거를 조심스럽게 접근시켜야 한다. 미래의 연구는 저탁류 퇴적물에 관련된 문제를 해결해야 할 것이다.

해류와 기후

대기와 해양의 상호작용은 해양의 순환과 층리는 물론이고 기상과 기후 현상으로도 나타난다. 해류는 해수면의 수온분포에 의해 나타나며 그 해류는 다시 상층대기에 영향을 준다. 해양과 대기의 온도차는 기본적으로 증발률, 대기의 습도, 강수량, 해수 위에 있는 대기의 수직적 안정도를 결정한다.

대기가 차가운 해류를 만나면 냉각되어 안개가 생기고, 차가운 대기가 따뜻한 해수를 만나면 가열되어 수증기를 밀집시켜 구름을 형성하고 비를 내린다. 그러한 대기의 대류과정은 극렬하게 진행되어 소나기구름인 적란운을 만들거나 천둥을 동반하기도 한다. 해양해류계의 교란이나 이와 관련된 열수송은 기상학적인 이상현상들에서와 같이 상당히 큰 영향을 줄 수 있다.

즉 가뭄이나 홍수, 비정상적인 한파나 온난화 등을 초래한다. 장거리 기상예보에 대한 시도는 일반적인 해양의 순환, 시간별 순환의 변화와 대기-바다 경계면의 물리적 조건에 대한 그 영향 등에 의존하고 있다. → 해양