한국 동해안의 해저지형은 전체적으로 대륙붕의 폭이 좁은 것이 특징이지만 울진 부근에서 포항 근해까지는 비교적 넓게 발달해 있다(Fig. 1). 특히 후포 동방 25 km에는 수심 50 m 이하의 ‘왕돌초’가 있고150 m 보다 얕은 후포퇴(Hupo Bank)가 울진 근해에서 시작되어 남-북 방향으로 길게 뻗어 있으며 그 서쪽으로는 200 m 보다 깊은 골이 형성되어 있다. 후포퇴 내의 100 m 보다 얕은 지역이 Fig. 1에서 흐리게 표시되어 있다.

동해안 연안 지역의 해황에 영향을 주는 해류는 동한난류와 북한한류인데, 동해안을 따라 남하하는 것으로 알려진 북한한류는(Kim and Min, 2008; Lee and Chang, 2014) 이 지역에서 후포퇴 서쪽에 형성된 골을 통과하는 경향이 강하게 나타날 것으로 예상된다. 또한 해저지형이 복잡하므로 다른 지역에 비해서 동한난류와 북한한류의 분포에도 특징적인 양상이 기대되며 이에 따른 수괴의 구조도 동해 내부와는 상이할 것이므로 보다 조밀한 관측을 할 필요가 있다. 그러나 국립수산과학원이 수행하는 기존의 정기 해양조사는 횡단관측선의 간격이 60 km 이상 떨어져 있고 이 지역에 대한 조사는 주로 생물 생산성이 높은 왕돌초에 관한 국지적인 것으로서 왕돌초의 식물플랑크톤 군집분포(Shim et al., 2008), 대게 자원 출현 양상(Kim, 2010), 해조류의 군집구조(Kwon and Choi, 2014), 정밀 해저지형 조사(Kim and Park, 2014) 등이 있지만 극히 적은 편이다.

해류의 장기 관측을 통한 해수유동의 연구도 필요하지만 왕성한 어업활동 때문에 해류계의 설치가 어려워서 그 결과 또한 많지 않다. NFRDI (2004)는 왕돌초 해역을 2004년에 조사했는데, 특히 9월과 11월에 왕돌초의 수심 28 m인 지점에서 25시간 유속관측을 하여 남향류가 우세한 결과를 얻었다. 그리고 Hwang et al. (2008)은 후포 연안의 수심 20 m인 곳에서 2007년 7월 26일-9월 27일, 11월 1일-27일의 두 기간에 Aanderaa RCM-9 유속계를 이용하여 해류관측을 하였다. 이보다 북쪽인 울진 연안에서는 Lee and Chang (2014)이 2006년 5월 말부터 10월 중순까지 ADCP를 이용한 관측을 하였는데 모든 수심에서 남향류가 우세하여 그 평균 유속은 4-9 cm/s였고 상층부의 해류는 동한난류와 바람의 영향을 받는 반면에 심층에서는 북한한류에 해당하는 남향류가 약하기는 하지만 지속성이 매우 큰 것으로 나타났다.

이와 같이 후포퇴 부근의 천해역에 대해서 복잡한 해저지형을 고려한 자세한 해양조사가 폭넓게 수행된 바가 없으므로 본 연구에서는 기존의 조사 보다 조밀하게 설정한 관측점에서 2010년에 네 차례에 걸쳐 이루어진 CTD 관측 자료를 이용하여 수괴분포와 성층 조건을 보다 상세하게 파악하고 특징적인 해저지형의 영향을 검토하였다. 그리고 같은 해의 8-9월에는 북한한류의 남하경로와 변동에 관한 연구의 일환으로 후포 연안의 해저수심 130 m인 지점에서 ADCP 관측을 36일간 실시하였다. 해류관측 자료는 수온-염분 관측자료, 인공위성 적외선 영상자료와 함께 이용되어 동한난류-북한한류의 변동성과 연직구조, 그리고 이와 관련된 수괴분포의 양상을 종합적으로 해석하였다.

후포에서 포항에 이르는 비교적 넓은 대륙붕 지역의 수괴분포를 자세하게 파악하기 위해서 Fig. 1과 같이 36° 10′-36° 40′ N, 그리고 해안으로부터 129° 52.8′ E까지의 영역을 설정하여 CTD (SBE 9/11 plus)를 이용한 수온·염분 관측을 수행하였다. 관측 정점은 복잡한 해저지형을 고려하여 남-북 방향으로 5′ 간격의 7개 횡단선에 동-서 방향으로는 약 5 km 간격으로 정했다. 관측은 2010년 6월 22-23일, 7월 12-13일, 8월 17-18일에 실시하였다. 이 중에서 7월의 자료는 여름철로서 8월의 결과에 비해서 특기할만한 차이가 없기 때문에 사용하지 않았다.

후포 연안의 층별 해류를 조사하기 위해서 2010년 8월 10일에 G2 정점 부근의 수심 130 m인 지점(36° 41′N, 129° 32.5′E)에 ADCP (300 KHz broadband)가 장착된 부이를 설치하여 9월 15일까지 10분 간격으로 해류관측을 실시하였다(Fig. 1). 관측 수심은 최상층 8 m에서 저층까지 4 m 간격이었는데, 이 중에서 결측과 오차가 없는 72 m 수심까지의 자료만 이용하였다.

바람자료는 2008년 12월부터 관측이 시작된 왕돌초의 자료를 국립해양조사원으로부터 제공 받아서 해류 자료와 변동 양상을 비교하였다. 왕돌초 관측소의 위치는 Fig. 1의 후포 동방 약 25 km 지점에 흑색 사각형과 함께 ‘W’로 표시되어 있다. 표면수온의 분포를 더 광범위하게 파악하기 위한 인공위성 자료로는 MODIS적외선 자료를 이용하였다.

각 수심의 유속자료에 대해서 조화분석을 하여 조류성분을 제거했으며, 40시간 Butterworth low-pass filter를 이용하여 단주기 성분을 제거한 후에 시간 별 자료를 추출해서 분석하였다.

해양 표층의 상태를 파악하기 위한 수온, 염분, 밀도의 수평분포가 Fig. 2에 그려져 있다. 센서의 안정을 위해 CTD를 표층부에서 대기시킨 후에 관측을 시작하므로 표면이 아닌 2 m 수심의 자료를 제시하였다. 관측 영역이 작아서 이 자료만으로는 결과의 해석이 어려우므로 주변의 환경과 연관시켜서 이해를 할 수 있도록 보다 넓은 지역의 MODIS 적외선 영상자료(Fig. 3)도 사용하였다. 해양관측의 수행에 2-3일이 소요되므로 영상자료는 구름이 적은 것 중에서 관측기간과 최대한 가깝도록 선택하였다. 또한 표층의 해류상태를 참고하기 위해서 70 m 수심 기준의 역학고도편차를 이용해서 dynamic topography를 준비했는데(Fig. 4), 기준면은 후포퇴의 얕은 지역이 제외되지 않으면서도 가능한 깊은 수심으로 선정한 것이다.

Fig. 2의 왼쪽 부분은 6월의 표층 수온, 염분, 그리고 밀도(σ_t) 분포이다. 수온은 A-D 선의 해안 쪽에서 22°C 이상으로 높고 C8 정점에서 20°C 이하, 그리고 관측지역의 북동쪽에서 비교적 낮다. 이 분포를 적외선 영상(Fig. 3a)과 비교하면 직경 약 60 km인 난수성 소용돌이의 내부에 찬물이 갇혀 있기 때문에 그 중심에 가까운 C8 정점 일대의 수온이 낮은 반면에 서쪽 변두리 지역에서 수온이 높았음을 알 수 있다. 또한 남쪽에서 북상하는 찬물의 띠가 냉핵의 고리를 둘러싸면서 반시계 방향으로 돌아 들어가는 이중 소용돌이의 특이한 모습을 보이는데, 더 넓은 영역의 영상자료에 의하면 울산-감포 해안을 중심으로 발생한 연안용승(Lee, 1983; Lee et al., 2003) 때문에 발달한 냉수대가 그 기원인 것으로 확인된다. 포항 이남의 넓은 냉수역은 북쪽으로 확장함에 따라 점차 좁아지면서 filament의 형태를 갖게 되며 폭이 10 km 정도로 감소하는 끝 부분이 관측영역의 북동부에 해당한다. 이러한 filament는 폭 100 km 이하의 좁고 긴 띠의 형태로 정의되는데(Brink and Cowles, 1991), Flament et al. (1985)이 용승지역에서 발생하는 cold filament의 구조를 관측한 이후에 1987-1988년의 ‘Coastal Transition Zone Program’에 의해서 집중적으로 조사된 바 있다.

소용돌이 운동과 관련된 유속 분포를 알기 위해서 Fig. 4와 같이 dynamic topography를 구하였는데 6월에 C8 정점 부근의 저압부를 반시계 방향으로 회전하는 냉핵와동의 양상, 그리고 북동쪽 지역에서 서향류가 비교적 강하지만 해안 쪽으로 진행하면서 급격히 약해지는 것을 알 수 있다. 등치선의 간격이 가장 조밀한 E8-G8 단면에 수직인 지형류의 표층 유속을 70 m 수심 기준으로 계산하면 31.7 cm/s의 서향류이다. 표층의 염분은 대체로 낮고 변화폭이 작아서 남부와 북부에서 34 이하, 중부 C-D 선의 지역을 중심으로 34.05 이상이다. 밀도 분포의 양상은 수온의 패턴과 매우 유사하여 서남부의 고온 지역이 23.4 이하, 냉수역의 중심 근처인 C8 정점에서 24 이상으로 크다.

8월 17-18일의 표층 수온(Fig. 2)은 북서쪽의 해안을 따라 20°C 이하의 저온부, 그 바깥쪽에 대각선 방향으로 23°C 이상의 고온부, 그리고 중남부 지역에도 20°C이하의 저온역이 분포한다. 19일의 위성자료(Fig. 3b)를 보면 구름에 가려진 지역을 포함한 일대의 수온이 낮은 것으로 보이며 외해 쪽으로 수온이 증가한다. 포항 동쪽 해안을 따라 남쪽으로부터 북상하는 좁은 냉수대와 외해 쪽의 동한난류로 보이는 고온역 사이에 전선이 형성된 것을 알 수 있다. 특히 ‘+’ 표시된 해안을 따라 남쪽으로 뻗는 난수성 filament가 눈에 띄는데, Fig. 2에서 서쪽 지역의 고온부가 이 곳에 해당하며 ADCP 관측(Fig. 10)에서 18-21일에 기록된 강한 남향류는 이 warm filament의 영향을 받은 것으로 확인된다. 이러한 동해의 warm filament는 강한 동한난류의 사행운동이나 소용돌이 운동에 기인한다(Isoda and Saitoh, 1993). 이 당시의 해류 패턴을 유추하기 위한 dynamic topography (Fig. 4)는 역시 중남부의 저수온역을 반시계 방향으로 크게 돌아서 북상하는 흐름을 보이며 남단 A-선의 전선대에서 북향류가 강한 것으로 나타난다. 그리고 북단의 G2-G3 정점에서 북상하는 흐름이 있는데, 이것은 17일 새벽에 관측된 결과로서 19일의 filament가 발생하기 전이므로 차이가 있다. 염분(Fig. 2)은 6월과는 다르게 변화폭이 커서 0.2 간격으로 그렸는데, 수온과 패턴은 유사하지만 대각선 방향의 고수온 지역에서 33.0 이하로 낮고 중남부의 저온역에서 33.4-33.6 이상으로 높다. 그리고 동남부 지역에서는 32.0 이하로 매우 낮다. 밀도의 분포는 역시 수온 분포패턴과 유사하며 고온부에서 22.5 이하, 저온역에서 23.5 이상이다.

등밀도선은 표층의 분포(Fig. 2)에서와 같이 대체로 등온선의 패턴과 유사하고 염분의 영향은 크지 않으므로 40 m 수심의 수평분포(Fig. 5)에서는 염분과 밀도를 제외하고 수온 자료만을 제시하였다. 6월의 경우, 남동부에 7°C 이하의 냉핵 지역을 중심으로 하여 수온이 낮으며 북단에서 오히려 12°C 이상으로 높아서 냉수성 filament가 좁게 뻗어가는 표층의 영향이 나타나지 않는다. 8월에는 대부분의 지역에서 7-9°C의 분포를 보이지만 북동단 및 남동단 지역에서 11°C 이상으로 높아 위성자료에서 알 수 있듯이 동한난류 지역에 해당한다. 등온선의 형태는 두 경우 모두 dynamic topography (Fig. 4)와 매우 흡사하다.

관측지역의 수괴를 일차적으로 파악하기 위해서 6월과 8월의 T-S 도표를 Fig. 6에 함께 나타냈다. 모든 관측자료를 동시에 사용하면 매우 복잡하므로 후포퇴 서쪽에서 해저수심 100 m이상인 지역의 자료만 선택하였고 7월의 자료는 8월과 유사하기 때문에 제외하였다. Kim and Kim (1983)의 기준에 따른 수괴의 영역을 회색 사각형으로 표시하였으며 ‘S’는 대마난류표층수(Tsushima Surface Water; TSW)를, ‘M’은 대마난류중층수(Tsushima Middle Water; TMW)를, 그리고 ‘C’는 북한한류수(North Korean Cold Water; NKCW)를 지칭한다. 참고로 Kim and Kim (1983), An (1974), Park (1978) 등에 의하면 북한한류수는 수온 4°C 이하와 염분 34.0-34.05, 그리고 Kim and Min (2008)이 기존 문헌을 포함하여 정리한 결과에 따르면 1-5°C의 수온 범위, 염분 34.05 이하인 것으로, 그리고 대마난류표층수의 염분을 34.0 이하로 규정하였다. 이 기준을 적용한 결과는 6월의 경우에 상당수의 표층 자료가 포함되지 않았는데, Fig. 2의 표층 염분 분포 및 적외선 영상(Fig. 3)과 비교하면 대마난류의 소용돌이로 인해 수온이 비교적 높은 해안 쪽, 그리고 cold filament가 침투하는 북동부의 지역에서만 34.0 이하로 나타나는 반면에 소용돌이 내부의 저온역이 34.0 이상으로서 대마난류표층수에 속하지 않는 것을 알 수 있다. 8월의 표층은 수온 16.2-24.6°C, 염분 31.7-33.6의 범위를 가지는데, 이 중에서 관측영역의 남단인 A-선의 중앙부를 통해서 북상하는 용승 기원의 냉수는 염분이 상대적으로 높으며 역시 대마난류표층수에 속하지 않는다.

염분 34.2 이상인 대마난류중층수는 연직단면도(Fig. 9)에서 매우 용이하게 파악할 수 있으며 수온의 범위는 약 8-14°C이다. 한편, 염분 34.05 이하로 정의되는 북한한류수는 대체로 50 m 수심보다 깊은 곳에 위치한다(Fig. 8, Fig. 9).

앞의 수평분포에서 6월에 나타난 이중 소용돌이가 매우 특이하기 때문에 연직구조를 알아보기 위해서 Fig. 7과 같이 관측영역 가장 동쪽 끝의 A8-G8 정점(Fig. 1)을 따라 남-북 단면을 준비하였다. 단면도의 최대 수심을 100 m로 제한한 것은 filament의 구조까지 살펴보기 위한 것이다. 표층 수온은 냉핵와동의 중심부가 위치하는 C8 정점에서 19.8°C로 낮고 양쪽으로 20.5°C 이상으로 약간 높아진다. 그리고 북단의 G8정점에서는 20.4°C로 약간 낮아지기는 하지만 이 곳을 통과해서 서쪽으로 향하는 냉수성 filament와 관련된 구조적 특징은 확인하기 어렵다. 그렇지만 염분을 보면 33.9 이하의 저염수가 표층10 m의 두께에 약 8 km의 폭으로 매우 좁게 분포함을 알 수 있다. 한편 약 20 m 이상의 수심에서는 등온선과 등밀도선이 C8 정점을 중심으로 상승함으로써 반시계 방향으로 회전하는 중규모 소용돌이의 형태를 가지며 C8 정점의 왼쪽이 소용돌이의 북쪽 부분에 해당하고 남쪽 부분은 일부만 관측된 결과다. 특히 E8-G8 정점 사이의 경사가 매우 커서 70 m 기준의 dynamic topography에서 지형류의 속도는 31.7 cm/s였는데, 100 m 기준으로는 39.3 cm/s로 증가하지만 더 깊은 곳의 성층은 더욱 완만해져서 200 m 기준의 속도는 42.1 cm/s에 그친다.

후포퇴의 지형적인 영향으로 인해서 북한한류수는 수심 약 200 m 인 대륙붕의 깊은 골짜기를 따라서 남하할 것으로 예상되기 때문에 그 양상을 자세하게 알아보기 위해서 Fig. 1의 굵은 점선을 따른 종단면 상에서 50 m이심의 동온선과 등염선을 Fig. 8에 중첩시켰다. 여전히 100 m 수심까지는 복잡한 분포를 보이는데, 6월에 북쪽으로 등치선이 깊어지는 것은 앞에서 설명한 바와 같이 대마난류의 사행운동이나 소용돌이 운동으로 인한 서향류 때문에 나타난 구조이다. 저층의 수온과 염분을 비교해 보면 염분이 34.05 이하인 염분극소층이 시작되는 수심의 수온은 6월에 3°C에서 8월의 4-5°C로 약간 증가하는 변화를 보이며, 이에 따른 밀도의 변동은 27.0-27.2의 범위를 가진다. 해저 가까이에는 염분이 다시 34.05보다 약간 증가하고 수온은1.5°C 이하로 낮아진다. 이와 같이 저층에 염분이 다시 증가하는 냉수괴가 골짜기를 따라 분포하는 것은 주목할만한 사항이며 An (1974), Park (1978), Kim and Kim (1983)의 기준을 적용하면 이 부분도 역시 북한한류수에 속한다.

관측지역의 수괴분포 구조를 전체적으로 파악하기 위해서 Fig. 9의 왼편에 수온, 오른편에 염분의 횡단면을 도시하였는데, 전체 7 개의 횡단면 중에서 위도 10분 간격의 A, C, E, G 단면만을 선택하였다. 그리고 밀도 단면도는 Fig. 2와 Fig. 7에서 보았듯이 수온 분포와 유사하므로 생략하였다.

6월(Fig. 9a)의 성층구조는 대체로 75 m 보다 얕은 상층부에서 변화가 심하고 중·저층에서 비교적 균일해진다. 수온약층은 20-30 m에서 형성되고 100 m 이심에서 4°C 이하로 낮다. G-단면의 표층은 냉수성 filament가 서쪽으로 뻗어가는 곳인데, G8 정점에서 표층수온이 20.4°C로 뚜렷하게 구분되지 않으나 염분은 33.9 이하의 영역으로 확인된다. A-C 단면에서 2-4°C 등온선이 해안 쪽으로 하강하는 것은 반시계 방향의 소용돌이 운동 때문에 초래된 Fig. 4의 폭 넓은 남향류와 관련되어 있으며 냉핵 때문에 C8 정점의 표층수온은 20°C 미만이다. 염분은 표층에서 낮으나 30-50 m 층에 34.2 이상의 염분 극대층이 부분적으로 분포하며 저층에는 34.05 이하의 저염수가 서쪽 해안 방향으로 치우쳐서 존재한다. 이 저염수는 북한한류에 속하며(Kim and Min, 2008) 특히 북쪽 G-단면에서는 34.0보다 낮은 지역이 F-단면(생략됨)까지는 존재하는데 남쪽의 E-단면에 없는 것은 저염수가 불연속적으로 분포하거나 남하하면서 주위의 수괴와 혼합된 결과로 유추할 수 있다.

8월(Fig. 9b)에는 여름철의 표층 가열에 의해서 상층부의 성층이 매우 강해지며 수온약층과 염분약층 모두 20 m 이하의 얕은 곳에 형성된다. 표층수온은 대단히 복잡해서 구분하기 어려운데, 17일에 관측된 G-단면은 해안 가까이로 난수성 filament가 남하하는 19일의 위성 영상(Fig. 3b)과는 다르게 G1 정점에서만 19.3°C로 낮고 G3-G8의 정점에서는 23.1-24.8°C로 높다. E-단면의 표층수온은 E2정점에서 24.0°C로 높고, E6정점에서 21.4°C로 가장 낮다. C-단면은 C0에서 20.7°C, C5 정점에서 20.3°C로 상대적으로 낮은 지역에 해당하며 C2, C8 정점에서 각각 23.1°C, 22.6°C로 높다. 한편 A-단면에서는 냉수괴가 북상하는 A3-A4정점에서 16.2-18.5°C로 낮고 나머지에서 20°C 이상이다. 중·저층의 등온선은 E-G선에서 대체로 완만하지만 경사가 다소 증가하는 G2-G3, E4-E6부분은 dynamic topography (Fig. 4)에서 상대적으로 빠른 유속의 지역에 해당하며, 특히 A-단면에서 A4 정점의 동쪽으로 깊어지는 6-14°C 등온선은 동한난류에 해당하는데 70 m 기준의 지형류는 43.1 cm/s의 북향류이다.

8월의 염분은 표층에서 단면도에 염분 값을 표시할 수 없을 정도로 변화가 심한데 33 미만인 곳이 많으며 특히 C8에서 31.8, 그리고 A5에서 32.1로 매우 낮았다. 염분 34.2 이상인 대마난류중층수는 50 m 이하의 상층부에 얇게 분포하는 반면에 34.05 이하의 북한한류수는 두껍게 분포하고 6월과는 달리 서쪽에 치우치지 않고 후포퇴의 외해 쪽으로도 넓게 퍼져 있어서 그 세력이 확장된 계절변화로 이해된다. 특히 A-단면에서는 34 이하의 저염수 덩어리가 해안 쪽으로 치우치는 것이 아니라 A5-A7의 중층에서 발견된다. 그리고 동한난류가 북상하는 A-C 단면의 동쪽 상층부에서 염분은 매우 낮은 것이 특징이다.

후포 연안에서 실시한 층별 해류관측 결과가 Fig. 10에 나와 있는데 위 부분에는 수심 2 m에서 ADCP로 측정한 수온과 왕돌초에서 측정한 풍속 자료를 함께 비교하였다. 풍속자료는 36일 동안에 8월 21일부터 2일간, 그리고 8월 29일, 9월 9일, 9월 12일에 각각 24시간씩 결측되어 필터링이 불가능하므로 원래 자료를 그대로 사용하였다.

수온의 변화에 있어서 이러한 단기간의 변동에는 무엇보다 이류의 효과가 큰 것으로 보이는데, 8월 13일에 18.7°C로 낮아졌다가 급격하게 증가한 후에 23°C 이상으로 높아지며 29일에 22.5°C까지 감소한 후에 다시 일시적으로 높아진다. 바람은 대체로 약한 가운데 남풍이 더 빈번하게 발생한 것을 알 수 있다. 바람은 8월 17일까지는 북풍 성분이 우세했지만 16 m 수심까지의 상층 해류는 매우 약했고 이후 남향류가 매우 강한 기간에는 오히려 바람이 극히 약했으며 9월에 북향류가 지속될 때에도 풍향의 반전이 자주 일어나서 바람이 해류에 직접 미치는 영향은 눈에 띄지 않는다.

상층부 유속 변화에서 가장 먼저 주목되는 것은 8월 18-21일의 강한 남향류로서 수심 48 m까지 나타난다. 이 남향류가 시작될 때 표층수온이 17일의 24.5°C까지 상승한 것은 난류의 영향인 것을 알 수 있다. 20일에는 표층수온이 23.1 °C로 낮아지고 남향류도 약해졌는데, 19일의 위성자료(Fig. 3b)에 warm filament가 해안을 따라서 남쪽으로 뻗으면서 ADCP를 통과하는 모습이 보인다. 북단의 G-선에서 CTD 관측을 한 17일에는 이 filament의 운동이 강해지기 전이라서 해양관측자료에 그 구조가 뚜렷하게 나타나지 않았다. 참고로 21일의 위성영상에는 외해의 동한난류가 서쪽으로 확장하면서 냉수역이 축소되고 22일에는 결국 filament가 본류와 합쳐지는데, 이때 관측된 해류의 방향은 북향류로 바뀐다. 동한난류는 원래 북상하는 해류이지만 이와 같이 소용돌이나 filament 운동에 의해서 유향의 반전이 가능함을 보여준다.

9월 1일부터 발달하는 북향류는 8 m 보다 16 m 수심에서 오히려 더 강하다. 8월 17-27일에 있었던 강력한 변동 외에 다른 양상의 층별 구조가 드러나는데, 24-72 m에서는 관측 시작부터 8월 14일까지, 8월 28일-9월 2일에 남향류가 상층보다 강하고 9월 7일부터 북향류가 지속되며 11일부터는 상층부 보다 더 강하게 유지된다. 그리고 48 m 이심에서는 유속이 현저하게 작아지는데, 수심 72 m에서는 남향류가 더 많이 발생하고 유속도 64 m에서 보다 크기와 지속성이 증가하여 북한한류가 더 강해지는 것으로 보인다.

Fig. 11은 누적벡터로서 유속을 가상적인 이동 거리로 환산한 것이다. 상층 8 m에서는 8월 17-21일까지 강한 남향류의 효과가 이후 25일간의 누적거리를 거의 상쇄하고 있다. 수심 32 m에서도 같은 경향으로 8월 20일에 유향이 반전된다. 두 경우 공통적으로 남-북 방향의 유속 성분이 동-서 성분 보다 훨씬 우세하다. 그러나 72 m 수심에서는 남서향류의 지속성이 매우 커서 남하하는 북한한류의 영향이 지배적이라는 것을 알 수 있다. 관측 기간이 짧은 데다가 상층부에서는 일회성의 커다란 변동이 많은 영향을 주었기 때문에 평균값의 효용은 감소하지만 Table 1에 정리된 통계자료를 통해서 해류의 특징을 살펴볼 수 있다. 수심 별 동향류(u)와 북향류(v) 성분에 대한 평균과 표준편차, 각 성분의 분산 점유율(%), 최대-최소 유속과 그 시기를 보여주는데, 8 m, 24 m 수심에서 북향류의 평균유속이 각각 0.7 cm/s, 2.5 cm/s로 극히 작은 것은 동한난류가 약했기 때문이 아니라 Fig. 11과 같이 소용돌이에 의한 유향 반전의 효과가 컸기 때문이며, 40-72 m 수심에서는 평균 –2 cm/s보다 약한 남향류였다. 동향류 성분에 비해서 북향류 성분의 표준편차가 매우 크고 분산 점유율도 상층에서 95% 이상, 중층에서 80% 이상, 72 m에서도 77%를 넘는다. 상층부에서 최대-최소값은 대부분 해류가 강했던 8월 18-23일에 기록되었다.

북향류에 대한 수심 별 운동에너지 스펙트럼(Fig. 12)을 보면 관측기간이 비교적 짧았기 때문에 통계적인 유의성은 다소 감소하지만 공통적으로 0.1-0.15 cpd 구간인 7-10일 주기의 변동이 우세했는데, 이는 Lee and Chang (2014)이 2006년에 울진 연안에서 관측된 결과와 같다. 전체 운동에너지는 40 m, 72 m에서 각각 8 m의 13%, 1%로 감소했다.

해류의 연직구조를 확인하기 위해서 북향류 성분에 대해서 경험직교함수(EOF) 분석을 한 결과가 Fig. 13이다. 고유벡터(Fig. 13a)에 있어서 전체 분산의 86.3%를 차지하는 첫 번째 모드는 모든 층에서 동일한 방향으로 흐르며 수심에 따라 16 m부터 급격히 감소하는 경압성분을 상당히 포함하고 있다. 두 번째 모드는 16-20 m에서 유향이 반전되는 2층구조인데 전체 분산의 9.6%를 차지하는 경압성 모드이다. 세 번째 모드가 차지하는 분산은 1.6%에 불과하므로 앞의 우세한 두 모드를 가지고 연직구조를 충분히 설명할 수 있다. 아래 그림(Fig. 13b)은 각 모드의 진폭 변화인데 해당 모드의 특정 시기 값에 고유벡터의 수심 별 값들을 곱해주면 그 모드의 연직 유속분포를 알 수 있다.

진폭 변화에 있어서 제 1 모드에 나타난 8월 17-25일의 커다란 변동은 Fig. 13b와 Fig. 10에서 언급한 바와 같이 동한난류의 filament 때문에 야기된 것으로서 당시에 50 m 수심까지 유속이 감소하는 연직분포(Fig. 10)가 고유벡터의 제 1 모드에 가장 크게 반영된 것으로 보인다. 초기의 8월 15일까지는 두 모드의 진폭이 비슷한 크기에 부호는 반대이기 때문에 고유벡터의 조합에서 상층부 20 m는 상쇄되어 매우 약한 남향류가, 하층부에서는 보다 강화된 남향류가 있는 것이 Fig. 12와 같다. 진폭의 부호가 같을 경우에는 상층부의 유속은 중첩에 의해 강해지고 20-50 m 층에서는 상쇄효과로 유속이 급격하게 감소하는 구조를 가지게 된다. 이 때 두 모드 진폭의 크기가 유사할 때에는 하층부에는 반대 방향의 유속이 발생할 수도 있게 된다. 특히 제 2 모드 고유벡터의 부호가 바뀌는 수심이 수온·염분 단면도에 나타난 약층의 수심과 대체로 유사하다.

이상의 결과를 종합하면 20-50 m 수심에서 유속의 감소가 큰 경압구조가 되는데 Fig. 10의 시계열 자료에서 보듯이 상-하층 모두 유속의 변동이 심한 가운데 8월 중순의 예외적인 경우를 제외하면 상층에는 동한난류에 해당하는 북향류가, 그리고 저층에는 북한한류에 해당하는 남향류의 발생빈도가 높다는 것을 알 수 있다.

후포~포항의 대륙붕 지역은 폭이 비교적 넓고 남-북 방향으로 후포퇴가 발달한 데다가 서쪽에 깊은 골이 형성되는 등 지형도 복잡하므로 이곳의 수괴분포를 파악하기 위한 조밀한 CTD 관측을 2010년 6-8월에 세 차례에 걸쳐서 실시하였고 8-9월에는 ADCP를 계류하여 해류관측도 하였다. 표층의 수온 분포는 CTD 관측의 면적이 작아서 자체적인 분석이 어려우므로 더 넓은 영역의 위성자료와 비교하여 해석하였다. 상층부는 대개 동한난류의 사행운동이나 소용돌이, 이로부터 파생되는 filament의 변동이 큰 영향을 주며 남동해안에서 연안용승 때문에 발생한 냉수괴가 북상하기도 하지만 후포퇴보다 깊은 골짜기 지역의 저층은 지형적인 영향이 더해져서 상층부의 변동이 거의 반영되지 않으며 북한한류수가 느리게 남하한다.

6월에는 기존의 냉핵 소용돌이의 주위를 남동해안에서 용승한 냉수대의 filament가 반시계 방향으로 돌아가는 이중 소용돌이가 발생하였다. 그러나 filament의 끝 부분 일부만이 관측되어 그 연직단면 구조를 충분히 파악할 수 없었다. Strub et al. (1991)은 filament의 종류를 ‘squirt’, ‘mesoscale eddy’, ‘meandering jet’의 세 가지로 분류했는데, 6월의 경우에는 강한 동한난류의 사행운동에 편승하여 뻗어나가는 양상을 보였으므로 세 번째 유형에 속한다. 또한 Ramp et al. (1991)은 발생원인으로서 (1)해류의 경압 불안정, (2)불규칙한 해안선, (3)해저지형, (4)바람 응력의 공간적 변화, (5)외해 소용돌이와의 상호작용을 제시하면서 대개 여러 요인들이 복합적으로 작용한다고 하였는데, 앞에서 설명된 해류의 사행운동이나 소용돌이의 영향(Isoda and Saitoh, 1993) 외의 다른 요인들에 대해서는 더 자세한 조사가 필요하다.

ADCP의 계류에 의한 8-9월의 층별 해류관측은 기간이 36일 동안으로 길지 않았으나 바람의 영향은 뚜렷하게 나타나지 않았고 수심 50 m까지 영향을 준 8월 18-21일의 강한 남향류는 수온 및 유속의 시계열 자료와 위성자료를 검토한 결과 동한난류로부터 분리된 소규모 warm filament가 남하한 결과로 설명되었다. 그러나 해양관측 시기가 일치하지 않아 수온·염분 단면도에 filament의 구조가 충분히 드러나지 않았다. 이와 같이 본 연구에서는 6월과 8월에 각각 cold filament와 warm filament의 영향으로 판단되는 현상들이 관측되었지만 이들의 구조와 변동에 대한 파악은 미흡한 상태이므로 향후에 더 자세한 조사가 필요하다. 깊은 수심에서는 울진 연안과 마찬가지로(Lee and Chang, 2014) 북한한류에 해당하는 남향류가 지배적이었는데, 72 m 수심에서 지속성과 크기가 증가하는 양상을 보였으므로 더 깊은 수심의 자료가 필요하지만 확보되지 않았다. 또한 북한한류에 해당하는 염분 34.05 이하의 저염수는 감포 해안에서도 관측된 바가 있으므로(Lee et al., 2003) 동해안을 따라 남동해안까지 남하하는 것으로 보이는데, 중간 해역의 관측을 통한 남하 경로의 확인도 요구된다.