해수의 순환, 해류

[루이비통]

해수의 순환, 해류

해류는 일정한 방향으로 이동하는 지속적인 흐름이다. 해수의 순환은 궁극적으로 태양 에너지에 의해 야기되는 것으로 볼 수 있으나 구동력의 차이에 의하여 풍성 순환과 열염분 순환의 두 가지로 구분 될 수 있다.

풍성 순환은 바람의 영향으로 형성되는 흐름이며 주로 수온 약층의 상부에 해당하는 표층 수층에서 표충 순환과 이에 의해 야기되는 수직 순환을 포함한다. 이때 지구의 자전에 의해 나타나는 코리올리의 효과가 해류의 방향에 영향을 미친다.

그러나 열염분 순환은 해수의 수온과 염분의 차이에서 기인하는 밀도 차이에 의한 것으로 비교적 느리며 주로 심층에서 수평적인 해류를 야기한다.

수괴

해수의 중요 성질은 수온과 염분에 의해 결정되므로 세로축에 수온, 가로축에 염분을 나타내는 '수온-염분 도표'를 이용하면 해수의 특징적인 성질을 간결하게 나타낼 수 있다. 즉 어떤 해수의 수온과 염분은 수온-염분 도표에 하나의 점으로 나타나며 어떤 지역에서 수온과 염분이 수직적 또는 수평적으로 연속적인 변화를 보인다면 이들은 수온-염분 도표에서 하나의 직선 또는 곡선으로 나타나게 된다. 또한 일정한 수심에서의 해수의 밀도는 수온과 염분에 의하여 결정되므로 수온-염분 도표에 등밀도선을 표시하면 수층(수괴)의 안정성을 판단할 수 있다. 따라서 수온-염분 곡선이 등밀도선과 평행하면 밀도의 변화가 없는 것이고 두 곡선이 교차하면 밀도의 변화가 있는 것이다. 일반적으로 수층의 하부로 가면서 밀도가 증가하면 그 상태에서의 수층은 안정적이다.

어떤 해역의 해수가 같은 환경에 오랫동안 노출되면 비교적 일정한 범위의 수온과 염분을 갖게 되며 수온-염분 도표에서 비교적 일정한 범위에 모인 점들로 나타난다. 이와 같이 수온, 염분 등의 성질에 의해 주변의 해수와 뚜렷이 구분이 되며 수평적으로 수천 km, 수직적으로 수백 m 이상의 규모를 갖는 해수의 덩어리를 '수괴'라고 한다.

수괴의 명칭은 일반적으로 발원지의 지리적인 명칭과 수괴의 수심에 의하여 결정된다. 수심에 따라 300m 수심까지의 수층을 상층수, 500~1200m까지의 수층을 중층수, 1,200~4,000m 까지를 심층수, 심해저 가까운 곳의 수층을 저층수로 구분한다. 수심이 깊어질수록 저온, 고염분의 성질을 갖는 수층이 형성된다. 이들 중 상층수의 성질은 위도에 따라 차이가 크므로 저위도에서 고위도로 접근할수록 적도수, 온대수, 아한대수, 한대수로 구분 될 수 있다.

모든 수괴는 그 발원지의 표층에서 형성되는 수평 및 수직 방향으로 확산하면서 다음 수괴와의 혼합 작용 또는 열염분 작용에 의해 그 성질이 변하는데 이런 특별한 수괴 중 하나인 지중해의 수괴가 대서양으로 흘러드는 현상이 있다. 강수에 비해 증발이 심한 지중해에서는 표층에서 형성된 고염분의 해수가 침강하여 지중해분지를 채우고 있는데 이를 고염분의 지중해수라 한다. 지브랄타 해협을 통해 대서양으로 흘러들어가는 지중해수는 대서양 표층의 해수보다 상대적으로 고염분으로 밀도가 크기 때문에 해저 지형 댐(sill)의 경사면을 따라 흘러내려 간다. 이렇게 흘러들어간 지중해수가 대서양 1,200m 의 수심에 도달하면 주변 해수의 밀도와 비슷하게 되고 지중해수는 확산하게 된다.

취송류와 지형류

해류의 규모는 단위 시간당의 이동 거리, 즉 속도로 설명되며 해류가 매우 느린 경우에는 단위 시간당 수송량으로 기술되기도 한다. 수송량을 기술할 때 흔히 사용되는 단위는 'severdrup(sv)'으로 m/sec, km/h 등과 함께 해류의 속도를 나타낼 때 흔히 사용되는 단위이다.

19세기 말에 북극해를 탐험하던 F.Nansen은 빙산이 바람이 부는 방향으로 이동하는 것이 아니라 풍량의 오른쪽으로 20~40˚만큼 기울어진 방향으로 이동하는 것을 알아 내고 Fram호를 이용하여 이 현상을 자세히 관찰하였다. 그 후 V.W.Ekman은 무한히 깊고 넓은 바다에 일정한 방향의 바람이 충분히 오랫동안 불고 있는 상황을 가정하고 F.Nasen의 관찰현상을 수학적으로 설명하였다. 북반구의 경우 표층해류의 유향은 코리올리의 힘에 의해 풍향의 오른쪽으로 45˚만큼 치우친 방향이며, 수심이 깊어질수록 시계 방향으로 나선하면서 지수함수적으로 유속은 감소한다. 또한 표층해류의 유속은 풍속의 약 2~4%에 해당하며 풍속이 같은 경우에는 저위도 해역에서 빠르다.

이와 같은 유향과 유속의 수직적인 변화를 '에크만 나선(Ekman Spiral)'이라 한다. 에크만 나선에서 어떤 깊이에 이르면 유향은 표층 해류 유향의 반대가 되고 유속은 표층 해류 유속의 약 4%에 해당되는데 그 깊이를 바람의 영향이 미치는 한계로 간주되는바 이를 마찰저항 수심이라 한다. 이론적으로 마찰저항 수심은 저위도 일수록 깊어져서 적도에서는 무한대에 이르고, 마찰저항 수심의 한계는 약 100m로 추산된다. 해수면에서 이 수심 (약 100m)까지의 속도 벡터를 평균한 '순수송' 또는 '에크만 수송'의 유향은 북반구의 경우 풍향의 오른쪽 90˚ 방향이며, 그 크기는 역시 풍속에 비례하고 저위도에서 더 증가한다.

이와 같이 취송류는 바다와 대기 사이의 경계면에서의 변형력에 의해 발생된다. 해수에 마찰 영향을 미치는 바람의 변형력은 해수에 전달되어 해수의 흐름을 유발하게 되므로 흐름의 크기(속도)는 해수 표면에서 하부로 내려갈수록 작아진다. F.Nansen의 관찰에서 빙산의 이동방향이 풍향의 오른쪽 90˚, 즉 표층 해류 방향의 오른쪽 45˚가 아니라 20~40˚로 관찰되는 것은 이해될 수 있다.

해수의 수온 압력, 염분 등의 밀도에 영향을 주는 요인들에 의해 해수의 밀도가 균일하지 않기 때문에 '해면 경사'와 '압력 기울기'가 생긴다. 따라서 해수는 고온의 수괴 수주 쪽에서 저온 수괴 수주 쪽으로 운동하기 시작하며 동시에 코리올리의 힘이 작용하여 그 방향이 변화하게 된다.

이와 같이 해면 경사와 압력 기울기에 의한 해류를 지형류 또는 밀도류라 한다. 지형류의 유속은 수평 압력 기울기 크기에 비례하며 방향은 코리올리 힘의 효과에 의하여 해수면이 높은 고온 수괴를 오른쪽에 두고 등압선에 평행한 방향으로 흐른다.

환류와 서안강화

해류의 발생에 영향을 미치는 대기의 순환 중에서 그 범위와 규모 및 일정성에 근거하여 저위도에서 고위도의 순서로 나열하면 무역풍, 편서풍 및 편동풍이다. 이러한 탁월풍의 양상과 발생 원인은 대기과학에서 다룰 내용이나 이것에 의해 발생되는 해류는 실제로 전세계 대양의 해류 거동을 좌우한다.

적도에서 극지방으로 가면서 이러한 탁월풍의 풍향이 차례로 역전되므로 표층 해류의 방향이 변한다. 무역풍은 저위도에서 적도를 향해서 비스듬하게 불어가는 동풍으로, 이로 인해 발생된 적도 해류는 저위도 해역에서는 동쪽에서 서쪽으로 흐른다. 편서풍은 중위도 해역의 탁월풍으로 저위도 해역에서 고위도 해역으로 비스듬히 불어가는 서풍이며, 서쪽에서 동쪽으로 흐르는 서풍 표류를 일으킨다. 편동풍은 극지방에서 불어오는 동풍으로 이에 의해 발생되는 해류를 동풍 표류라 한다.

적도 해류, 서풍 표류 및 동풍 표류는 해양 대순환의 근값을 이루며, 동서 방향의 성분이 크기 때문에 대상류라 한다. 지구의 표면이 모두 바다라면 이러한 대상류는 지구를 둘러싸고 흐를 것이며, 실제로 남극해의 서풍 표류는 남극 대륙을 둘러싸고 흐르므로 남극 순환류라 칭한다. 그러나 대부분의 대양은 대륙에 의하여 남북으로 가로막혀 있으므로 대상류는 대양의 동서 양쪽 해안에서 쿠로시오 해류 또는 켈리포니아 해류와 같이 남북 방향의 해류로 발달하는데 이러한 남북 방향의 해류를 경계류라 한다. 또한 동서 방향의 대상류와 남북 방향의 경계류는 대양의 가장자리에서 해면 경사를 형성하게 되는바 이를 보상하기 위하여 반류가 발생한다. 이러한 해류들은 서로 연계되어 거시적으로 보면 몇 개의 소용돌이를 형성하는데 이를 환류라 한다. 환류에서 공통적으로 나타나는 특징은 환류의 중심이 지리적으로 서쪽에 치우쳐 있다는 것이다. 환류의 서쪽 경계류인 북태평양의 쿠로시오와 북대서양의 멕시코 만류 등은 비교적 좁고 빠르며 두꺼운 깊이의 흐름인데 반하여 적도 쪽으로 흐르는 동쪽의 경계류들은 느리고 넓으며, 얇은 깊이를 가진 흐름으로 전체적 윤곽이 비교적 명확하지 않은 것으로 본다.

해류의 서안강화 현상은 지구자전에 의한 코리올리 그 자체 효과 때문에 생기는 것이 아니며, 지구 타원체에 따른 자전 효과와 위도에 따라 서안강화는 달라진다. 따라서 대양의 서쪽 경계류는 대체로 5km/h 이상의 큰 유속을 갖는 반면 동쪽의 경계류는 0.9km/h 이하의 비교적 작은 유속을 갖는다.

용승과 침강

북반구의 바다에서 육지를 왼쪽에 두고 해안선에 평행한 방향으로 바람이 부는 경우에 '에크만 수송'은 육지에서 바깥으로 일어나므로 해안의 해수면은 상대적으로 낮게 된다. 이러한 불균형을 보충하기 위해서 '에크만 수송'과 관련이 없는 200~300m 수심에서 해수는 상승하게 되는데 이러한 현상을 '용승'이라 한다. 이러한 용승현상은 대양과 대륙의 주변 해안을 따라서 발생한다. 이와 반대인 경우, 즉 바람의 방향이 반대이거나 또는 같은 상황이 남반구에서 일어난다면 해안 쪽의 해수면은 상대적으로 높아지게 된다. 이러한 불균형으로 해수는 하강하게 되는데 이를 침강이라 한다.

용승에 의해서 상승하는 심층의 해수는 표층의 해수에 비교하여 저온이며 영양염이 풍부하다. 이는 표층수에서 형성된 유기물이 침강하고 분해되어 영양염이 재공급되기 때문이다. 따라서 용승이 발생하는 해역에는 영양염의 공급이 충분하여 식물플랑크톤이 번성하고 좋은 어장이 형성된다.

대양의 표층 해류

적도에서는 코리올리의 힘이 작용하지 않으므로 적도 잠류는 적도를 따라 동쪽으로 직선에 가깝게 흐른다.

열염분 순환

해수의 밀도는 수온과 염분에 의하여 결정되며, 이러한 해수의 밀도 차이에 의하여 수괴가 이동 순환하는 현상을 해수의 열염분 순환이라 하며, 전해양 해수의 약 90%가 이러한 영향을 받는 것으로 알려져 있다. 일반적으로 열염분 순환을 표층 해류 순환에 비교하면 매우 느린 유속으로 흐른다고 해석된다.

열염분 순환은 저온, 고염분의 밀도가 큰 극 지방의 해수가 침강함으로써 시작된다. 그런데 극지방에서의 표층 해수는 한냉한 대기에 의하여 냉각되고 결빙됨으로써 밀도가 큰 해수로 변하게 된다. 이는 해수가 결빙할 때 얼음은 거의 순수한 물이므로 주위의 해수 염분은 결국 높아지기 때문이다.

1958년 Henry Stommel이 제시한 심층수 일반 순환 모델에 따른 대서양의 심층수는 북극해에서, 태평양과 인도양의 심층수는 남극해에서 각각 만들어진 후에 이동된다. 그런데 이러한 심층 해류는 밀도 차이에 의한 압력 경사로 유동을 시작하며 코리올리의 힘에 의하여 조종되므로 일종의 지형류로 볼 수 있다.

엘니뇨

최근 신문지상에 많이 오르내리는 단어 가운데 하나가 바로 엘니뇨와 라니냐이다. 유독 뜨거웠던 1997년 동유럽과 미국, 그리고 1998년 중국과 우리나라에서 발생한 홍수처럼 보통 때와 다른 날씨는 모두 엘니뇨의 탓으로 돌린다. 그렇다면 엘니뇨란 무엇인가?

동태평양의 상공에는 고기압이 항상 머물러 있다. 이 고기압에서 생긴 바람이 열대 지방에서는 대기의 순환에 따라 적도 쪽으로 불게 된다. 이 바람이 이른바 무역풍인데, 반구에 따라 바람의 방향이 달라서 북반구에서는 북동풍이며 남반구에서는 남동풍이다. 무역풍은 1년 내내 부는 바람으로 대기가 지구 표면을 순환하면서 생기는 거대한 바람이다. 옛날 사람들이 이 바람을 이용해 무역을 했기 때문에 이름도 무역풍이라 부르게 되었다.

무역풍으로 적도 남쪽 동태평양의 따뜻한 바닷물이 서쪽 인도네시아 부근까지 밀려가면 태평양 동쪽, 곧 남아메리카 대륙 서쪽의 페루 앞바다에서는 바닷속에서 찬물이 솟아 올라온다. 이 찬물에는 영양염류가 많이 녹아 있어서 식물플랑크톤과 동물플랑크톤이 아주 많다. 이 플랑크톤을 보고 멸치를 비롯해 멸치를 잡아먹는 수많은 어류와 물새들이 몰려든다, 페루가 세계 최대의 수산물 수출국이 될 수 있었던 것은 바로 멸치를 포함한 풍족한 어족 자원의 덕분이었다.

그러나 무슨 이유에선지 보통 나타나는 이러한 현상이 때맞추어 나타나지 않는 경우가 있다. 서태평양에 발달한 저기압이 동쪽으로 이동하면 동태평양의 고기압이 약해지고 따라서 무역풍의 기세도 꺾인다. 그러면 바람이 서쪽에서 불어와 해면의 바닷물이 오히려 동쪽으로 밀려온다. 따뜻하고 염분이 높은 해류가 파나마 만에서 페루의 리마 남쪽까지 발달한다. 이렇게 동태평양의 표면 바닷물에 사는 먹이를 잡아먹으려고 몰려드는 멸치가 없어지니, 멸치를 잡아먹고 사는 물고기와 바다새들이 떠나거나 죽어버리는 것이다.

페루와 에콰도르의 어민들은 예전부터 이런 현상이 매년 크리스마스를 전후해 생긴다는 것을 알았다. 이 현상이 심하지 않으면 견딜만했는데, 그 가운데서도 크리스마스를 전후해 고기잡이를 나가지 않고 쉴 수 있어 좋은 점도 있었기 때문이다. 예로부터 신앙심이 깊었던 그 곳 어부들은 크리스마스에 태어난 아기 예수를 생각해 그 해류를 엘니뇨(남자아이라는 뜻)라고 불러왔다. 그러나 지금은 바닷물의 온도가 수개월 이상 평년보다 높아지는 이상 현상을 모두 엘니뇨라고 부른다.

해양학에서 엘니뇨는 적도 남쪽 동태평양의 바닷물 표면 온도가 다섯 달 동안 평균보다 0.5도 이상 높은 현상을 말한다. 그런데 이 엘니뇨의 위세가 커지면 남아메리카 연안 동태평양에만 국한되는 것이 아니라, 날짜 변경선을 지나 동서로 1만 3,000킬로미터에 걸치는 수도 있다. 수온도 엘니뇨의 중심부는 평균보다 5도 이상 높으며 심하면 7~10도까지 높아진다.

엘니뇨는 19세기 말에도 있었던 기록이 있는데 최근의 가장 심한 엘니뇨는 1990년에 일어나 1995년까지 지속된 것이다. 이것은 엘니뇨에 관한 기록이 남아 있는 지난 120년 동안 볼 수 없었던 매우 긴 기간으로 1995년 7월에야 정상 상태로 돌아왔다. 이 외에도 위세가 큰 엘니뇨가 2차 세계대전 이후 약 열 번에 걸쳐 일어났는데 평균 4~5년을 주기로 짧게는 2년에서 길면 10년까지의 간격이 있었다.

과거의 엘니뇨는 몇 달 혹은 길어야 1년 정도의 시간이 지나면 사라지는 것이 보통이었다. 그러나 엘니뇨는 거의 전 지구에 걸쳐 폭우와 폭설, 폭풍, 이상 고온, 이상 저온과 같은 여러 기상 이변을 일으키며 엄청난 재산 손실을 일으킨다. 봄이나 가을에 엘니뇨가 생기면 지역에 따라 기압 기단의 배치와 공기의 이동에 변화가 생기고 그 결과 폭우나 한발 같은 이상 기후 현상이 계속해서 일어난다.

한편, 라니냐는 엘니뇨와 정반대의 현상으로 동부 태평양의 수온이 너무 낮아지는 현상이다. 곧 태평양의 해수면 오도가 5개월 이상 평년보다 0.5도 이상 낮아지는 경우를 말한다. 이 현상이 일어나면 원래 찬 동태평양의 바닷물은 더욱 차가워지게 된다. 그 결과 냉수성 어종이 늘어나게 되어 해양 생태계에 변화를 초래하기도 하고 엘니뇨처럼 기상 이변을 일으키기도 한다.

한 마디로 엘니뇨와 라니냐는 기상 현상과 해양 현상의 복합 현상이라 할 수 있다. 이러한 엘니뇨와 라니냐를 제대로 이래하기 위해서는 대양과 대기의 순환과 같은 대자연의 현상을 쉬지 않고 관측하면서 그 결과를 종합 분석해야 할 것이다.

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