동그린란드 해류

East Greenland Current
동그린란드 해류

동 그린란드 해류(EGC)는 프람 해협(~80N)에서 케이프 헤일리(~60N)까지 이어지는 저염도 차가운 해류다. 해류는 그린란드 대륙 마진을 따라 그린란드 동쪽 해안에서 위치한다.[1] 조류는 북유럽해(그린란드해와 노르웨이해)를 통과하고 덴마크 해협을 통과한다.[2] 북극과 북대서양을 직접 연결하는 해류로 북극해외 해빙 수출에 큰 기여를 하고 있으며 [2]북극의 주요 담수 싱크대라는 점에서 물살이 매우 중요하다.[3]

물성

EGC는 세 가지 뚜렷한 물 덩어리의 혼합물로 구성되어 있다. 물의 질량은 북극수, 대서양수, 심해수다. 이러한 물 덩어리는 EGC의 남쪽 트랙에서 분명하게 볼 수 있지만, 북유럽 해의 다른 수원에서 유입되는 것과 함께 대기 상호 작용으로 인해 상층 물 덩어리가 일부 변화한다. EGC의 상위 150m는 극지수로 간주되며 차갑고 염도가 낮다. 염분 함량은 해빙 녹는 담수, 하천 유출, 태평양 수류 등과 많은 관련이 있으며 북극에 있는 동안 공해상 상호작용 때문에 춥다. EGC 극수의 대표적인 특징은 0 °C ~ –1.7 °C 사이의 온도(예: 저염도 해수의 동결점)이며, 염도는 150m 깊이에서 30 psu(표면 근처) ~ 34 psu까지 크게 변화한다. 북극수 아래의 층은 대서양수층으로 알려져 있다. 그것은 약 1000m까지 확장된다. 이 층은 비교적 따뜻한 온도와 식염수를 가진 것으로 정의된다. 온도는 보통 0℃ 이상이고 염도는 150m에서 34psu이며 1000m에서는 35psu 정도로 증가한다. EGC에서 볼 수 있는 대서양 물은 두 개의 다른 원천에서 나온다. 대서양수의 첫 번째 원천은 서측 스피츠베르겐 해류의 서쪽으로 방향을 잡은 대서양수에서 비롯된다. 이 전류는 대서양 물(AW)을 프람 해협으로 보내는데, 표면보다 밀도가 높기 때문에 북극 물은 중간 깊이까지 가라앉는다. EGC에서 AW의 두 번째 소스는 북극의 재순환된 AW에서 비롯된다. 북대서양을 거쳐 북극에 진입해 북극에서 순환하다 현재 EGC를 통해 북극 밖으로 밀려나는 AW이다.[3] 대서양 물 아래의 층은 단순히 염분과 온도가 비교적 일정하게 유지되는 심해라고 일컬어진다. 이 수위는 일반적으로 1000미터에서 해저까지 뻗어 있다. 이 바닥 레벨의 온도는 보통 0°C 미만이며 염도는 34.9 psu 정도 된다.[4]

깊은 수질량(>1600m)은 1월 메이엔 균열구역으로 인해 그린란드해 내에서 재순환된다. 여기서 깊은 물은 얀 마옌 능선과 마주쳐 그린란드 해의 내부를 향해 동쪽으로 방향을 틀고 있다. 상층부는 아이슬란드 북쪽에 있는 해역으로 숨김없이 통과할 수 있다. 그린란드 해협에 있는 이러한 재순환된 심해 질량은 미래에 프람 해협 근처에서 다시 한번 EGC로 재순환될 것이라는 점에 유의해야 한다.

역학

EGC의 일반적인 움직임은 동부 그린란드 대륙 마진을 따라 남하한다. 전류는 EGC 상부의 연평균 6-12 cm/s로[4] 상당히 강하며(<500 m) 연간 최대치는 20~30 cm/s이다.[5] 1991년 [1]홉킨스 외 연구진에 의해 남쪽으로의 물의 수송 범위는 2-32 sverdrups로 추정되었다. 그것은 중간 깊이의 대서양 수류 흐름의 강도에 따라 상당히 큰 변화였다. EGC의 상위층(<800m)에서의 수상 운송의 최근 추정치는 3 - 4 sverdrups 사이이다.[3][6]

북극해 얼음 수출

동 그린란드 해류의 가장 중요한 측면 중 하나는 북대서양으로 수출하는 해빙의 양이다. 해빙이 북극을 떠나는 주요 통로다. 북극에서 수출되는 북극해 얼음의 90% 이상이 동그린란드 해류 내에서 발생하는 것으로 추정된다.[2] 연간 규모로 수출되는 얼음의 부피는 여러 대기 변수(바람, 온도 등)와 해양 변수, 역학 등의 강력한 기능이다. 10월부터 12월까지 최대 아이스 플룩스 수출이 있고, 1월부터 3월까지가 최소다.[7] 이러한 연간 변동성은 여름철에는 해빙이 꽤 많이 녹기 때문에 발생하며, 10월부터 12월까지 바람이 많이 부는 시기에는 프람 해협을 통해 쉽게 수출할 수 있는 표류해빙이 많이 발생하기 때문이다. 겨울철에는 해빙이 함께 재조류되므로 전체 해빙 범위가 증가함에 따라 수많은 해빙 표류 능력을 감소시킨다. 본질적으로 개방된 물 표류는 겨울 동안 상당히 감소한다. 수출 물량은 해마다 매우 다양하다. 그것은 연간 5000km까지3 될 수 있고 연간3 1000km까지 낮을 수 있다.[7]

대기오염원은 EGC를 통한 북극해 얼음 수출에도 큰 영향을 미친다. 북대서양 진동(NAO)/북극 진동(AO)은 북극 상공의 풍장에 지대한 영향을 미친다. 높은 NAO/AO 지수 동안 북극의 사이클론 풍장은 매우 강해지고, 이것은 프람 해협을 통해 EGC로 더 많은 얼음을 운반한다. 낮은 NAO/AO 지수 동안 사이클론 풍장은 매우 작기 때문에 프람 해협을 벗어나는 수송은 크게 감소한다.[8]

현재 연구

EGC에 대한 현재의 연구는 민물 유동성에 초점을 맞추고 있다. EGC는 그린란드해를 통과하고 결국 래브라도해를 통과하기 때문에(서그린란드 해류로서) 그린란드와 래브라도해의 심해 형성을 강화하거나 약화시키는 데 강한 영향을 미칠 수 있다. 메리디온 전복 순환은 밀도 영역의 작은 동요가 북유럽 해의 깊은 물 형성을 쉽게 늦추거나 가속시킬 수 있는 밀도 구동 순환이다. 존스 [9]외 연구진은 EGC에 세 가지 다른 담수원이 있다는 점에 주목한다: 태평양 용수, 하천 유출수, 바다 얼음 용해수. 그들은 EGC가 새로워진 가장 큰 원인이 강 유출 때문이라는 것을 발견했고, 태평양의 물이 그 뒤를 이었고, 먼 마지막은 바다 얼음 용해수(거의 무시해도 될 정도)라는 것을 발견했다. 그들은 비록 이러한 원천들이 EGC를 신선하게 만들지만, 이러한 특정한 원천들이 깊은 대류가 일어나는 중부 그린란드 해로 잘 침투하지 못한다는 것을 발견한다. 그리고 나서 그들은 중부 그린란드해에 다른 민물 영향이 있을 것이라고 결정한다. 그들은 그것이 단단한 해빙이 중부 그린란드 해로 운반된 후 녹은 것일 수도 있다고 믿고 있다. 고체 해빙은 이동성이 매우 뛰어나며, 바람은 해류를 따라 쉽게 그 흐름을 지시할 수 있다. 이전까지는 1월 마옌 골절지대를 통해 그린란드해에서 EGC가 재순환되면 중부 그린란드해가 상쾌해지는 데 도움이 된다는 것이 생각이었으나,[10][11] 루델스 등은 이 이론을 반증하고 중부 그린란드해의 단단한 해빙 녹고 강수량 때문일 것이라고 말했다.

참고 항목

  • 해양 전류 – 외부 또는 내부 힘에 의해 생성되는 해양수의 방향 질량 흐름
  • 래브라도 해류 – 래브라도, 뉴펀들랜드, 노바스코샤 해안을 따라 대서양의 한랭 전류
  • 배핀 섬 전류 – 배핀 섬을 따라 북극해 배핀 만 서쪽에서 남쪽으로 흐르는 해류
  • 서부 그린란드 해류 – 그린란드 서해안을 따라 북쪽으로 흐르는 약한 냉수류
  • 피테라크

참조

  1. ^ Jump up to: a b Hopkins, T (1991). "The GIN Sea—A synthesis of its physical oceanography and literature review 1972–1985". Earth-Science Reviews. 30 (3–4): 175–318. Bibcode:1991ESRv...30..175H. doi:10.1016/0012-8252(91)90001-V.
  2. ^ Jump up to: a b c Woodgate, Rebecca A.; Fahrbach, Eberhard; Rohardt, Gerd (1999). "Structure and transports of the East Greenland Current at 75°N from moored current meters". Journal of Geophysical Research. 104 (C8): 18059–18072. Bibcode:1999JGR...10418059W. doi:10.1029/1999JC900146.
  3. ^ Jump up to: a b c Schlichtholz, P. and M.N. Houssais (1999). "An investigation of the dynamics of the East Greenland Current in Fram Strait based on a simple analytical model". Journal of Physical Oceanography. 29 (9): 2240–2265. Bibcode:1999JPO....29.2240S. doi:10.1175/1520-0485(1999)029<2240:AIOTDO>2.0.CO;2. ISSN 1520-0485.
  4. ^ Jump up to: a b 아가르드, K, L.K. 코치맨, 1968년: 덴마크 해협 북쪽에 있는 동 그린란드 해류, 1부, 북극, 21, 181-200.
  5. ^ Bersch, M, 1995: 북동부 북대서양 순환에. 심해 연구 제1부: 해양학 연구 논문, 42, 1583-1607.
  6. ^ Foldvik, A; Aagaard, K; Torresen, T (1988). "On the velocity field of the East Greenland Current". Deep-Sea Research Part A: Oceanographic Research Papers. 35 (8): 1335. Bibcode:1988DSRI...35.1335F. doi:10.1016/0198-0149(88)90086-6.
  7. ^ Jump up to: a b Martin, T; Wadhams, P (1999). "Sea-ice flux in the East Greenland Current". Deep-Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography. 46 (6–7): 1063. Bibcode:1999DSR....46.1063M. doi:10.1016/S0967-0645(99)00016-8.
  8. ^ Tsukernik, Maria; Deser, Clara; Alexander, Michael; Tomas, Robert (2009). "Atmospheric forcing of Fram Strait sea ice export: a closer look". Climate Dynamics. 35 (7–8): 1349–1360. Bibcode:2010ClDy...35.1349T. doi:10.1007/s00382-009-0647-z.
  9. ^ Jones, E; Anderson, L; Jutterstrom, S; Swift, J (2008). "Sources and distribution of fresh water in the East Greenland Current". Progress in Oceanography. 78 (1): 37–44. Bibcode:2008PrOce..78...37J. doi:10.1016/j.pocean.2007.06.003.
  10. ^ Aagaard, K.; Carmack, E. C. (1989). "The Role of Sea Ice and Other Fresh Water in the Arctic Circulation". Journal of Geophysical Research. 94 (C10): 14485. Bibcode:1989JGR....9414485A. doi:10.1029/JC094iC10p14485.
  11. ^ Rudels, B; Bjork, G; Nilsson, J; Winsor, P; Lake, I; Nohr, C (2005). "The interaction between waters from the Arctic Ocean and the Nordic Seas north of Fram Strait and along the East Greenland Current: results from the Arctic Ocean-02 Oden expedition". Journal of Marine Systems. 55 (1–2): 1–30. Bibcode:2005JMS....55....1R. doi:10.1016/j.jmarsys.2004.06.008. Archived from the original on 2011-07-24.