혼합층

Mixed layer
혼합층의 깊이 대 온도 및 다른 월과의 관계
온도와의 관계와 함께 혼합층 대 월의 깊이

해양성 또는 림프성 혼합층은 활성 난류가 어느 정도 깊이의 범위를 균질화시킨 층이다. 표면혼합층은 이 난류가 바람, 표면 열유동 또는 증발이나 해빙 생성과 같은 과정에 의해 생성되어 염도가 증가하는 층이다. 대기혼합층은 거의 일정한 전위온도와 특정 습도를 가진 높이를 가진 구역이다. 대기 혼합층의 깊이는 혼합 높이로 알려져 있다. 난류는 전형적으로 유동 혼합 층의 형성에 역할을 한다.

해양혼합층

혼합층의 중요성

혼합층은 물리적 기후에서 중요한 역할을 한다. 바닷물의 특정 열은 공기의 열보다 훨씬 크기 때문에, 2.5m의 상층 해양은 그 위 대기권 전체만큼의 열을 가지고 있다. 따라서 2.5 m x 1 °C의 혼합층을 변화시키는데 필요한 열은 대기 온도를 10 °C 올리기에 충분할 것이다. 따라서 혼합층의 깊이는 해양과 연안 지역의 온도 범위를 결정하는데 매우 중요하다. 또한 해양혼합층 내에 저장된 열은 엘니뇨와 같은 전지구적 변동을 일으키는 열의 원천을 제공한다.

혼성층은 그 깊이가 해양 생물이 보는 평균 빛의 수준을 결정하기 때문에 또한 중요하다. 매우 깊은 혼합 층에서, 식물성 플랑크톤으로 알려진 작은 해양 식물들은 신진대사를 유지하기에 충분한 빛을 얻을 수 없다. 따라서 북대서양에서 겨울철에 혼합층이 심화된 것은 표면 엽록소 a의 강한 감소와 관련이 있다. 그러나 이 깊은 혼합은 표면 가까이 있는 영양소 재고도 보충한다. 따라서 봄에 혼합층이 얕아지고, 광도가 증가하면, 흔히 "봄꽃"으로 알려진 식물성 플랑크톤 바이오매스의 동반적인 증가가 나타난다.

해양혼합층형성

개방-해양 혼합층 내에 난류 혼합을 추진하기 위한 세 가지 주요 에너지원이 있다. 첫 번째는 두 가지 방식으로 작용하는 바다의 파동이다. 첫 번째는 해수면 부근의 난기류 발생으로 경수를 아래로 젓는 작용을 한다.[1] 비록 이 과정이 상층 몇 미터 안에 엄청난 양의 에너지를 주입하지만, 대부분의 에너지는 비교적 빠르게 소멸한다.[2] 만약 해류가 깊이에 따라 변화한다면, 파도는 그것들과 상호 작용하여 수십 미터 깊이까지 휘젓는 큰 소용돌이인 Langmuir circulation이라고 알려진 과정을 몰아낼 수 있다.[3][4] 두 번째는 풍력으로 움직이는 전류로, 속도층이 있는 층을 형성한다. 이 칼집이 충분한 크기에 도달하면 층화된 액체를 섭취할 수 있다. 이 프로세스는 다른 프로세스도 역할을 할 수 있지만 켈빈-헬름홀츠 불안정성의 예로 설명되고 모델링된다. 마지막으로 냉각, 얼음이 얼어서 브라인(brine)이 추가되거나 표면에서 증발하여 표면 밀도가 증가하면 대류가 발생한다. 가장 깊은 혼합층(래브라도 해와 같은 지역에서 2000m를 초과)은 이 최종 과정을 통해 형성되는데, 이는 레일리-테일러 불안정의 한 형태다. 멜러와 더빈의 것과 같은 혼합층의 초기 모델에는 최종 두 가지 과정이 포함되어 있었다. 연안 지역에서는 조수로 인한 큰 속도도 혼합층을 형성하는 데 중요한 역할을 할 수 있다.

혼합층은 층 전체에 걸쳐 온도와 염분 등의 성질이 거의 균일하다는 특징이 있다. 그러나 속도계는 혼합층 내에서 상당한 피복을 보일 수 있다. 혼합층의 하단은 물성이 변하는 경사로가 특징이다. 해양학자들은 물의 물리적 성질을 측정하는 것에 기초하여 주어진 시간에 혼합층 깊이로서 사용할 수 있는 숫자의 다양한 정의를 사용한다. 종종 혼합층의 바닥을 표시하기 위해 열선이라고 불리는 갑작스러운 온도 변화가 일어나며, 때로는 할로선이라고 불리는 갑작스러운 염분 변화가 있을 수도 있다. 온도와 염도 변화의 결합은 급격한 밀도 변화, 즉 피크노크라인을 초래한다. 또한 영양소(뉴트리클라인)와 산소(옥시클린)의 날카로운 구배와 엽록소 농도의 최대치는 계절혼합층의 기저부와 함께 배치되는 경우가 많다.

해양혼합층깊이결정

보어 겨울(상단 이미지)과 보어 여름(하단 이미지)의 혼합층 깊이 기후학.

혼합 층의 깊이는 종종 물 성질을 측정하는 가수 분해에 의해 결정된다. 혼합층 깊이를 결정하는 데 종종 사용되는 두 가지 기준은 온도 및 기준 값으로부터의 시그마-t(밀도) 변화(보통 표면 측정)이다. 레비투스[5](1982)에서 사용하는 온도 기준은 혼합층을 표면 온도에서 온도가 변하는 깊이가 0.5°C인 것으로 정의한다. 레비토스에서[5] 사용되는 시그마-t(밀도) 기준은 표면 시그마-t 0.125에서 변화가 발생한 깊이를 사용한다. 두 기준 모두 활성 혼합이 항상 혼합 층 깊이에서 발생한다는 것을 의미한다. 오히려 하이드로그래피에서 추정된 혼합층 깊이는 몇 주 동안 혼합이 발생하는 깊이의 척도다.

열대 인도양에서 2002년 1월 31일에 찍은 아르고 프로필의 장벽 층 두께의 예. 빨간색 선은 밀도 종단, 검은색 선은 온도, 파란색 선은 염분이다. 하나의 혼합층 깊이 D는T-02 표면 온도가 0.2°C(검은 점선)만큼 냉각되는 깊이로 정의된다. 정의된 혼합층 D는sigma 40 m(빨간 점선)이며 표면 밀도와 0.2°C의 온도 상승에 의해 발생하는 밀도 차이로 정의된다. Dsigma 위에 물은 등온과 이소할린 둘 다 있다. DT-02 마이너스 D의sigma 차이는 장벽층 두께(그림의 파란색 화살표)이다 [1].

방벽층두께

주요기사 : 장벽층(해양조사)

방호벽층 두께(BLT)는 열선으로부터 잘 혼합된 표면층을 분리하는 물층이다.[6] 보다 정확한 정의는 온도에서 밀도를 사용하여 계산한 혼합층 깊이(MLD) 사이의 차이일 것이다. 장벽 층으로서 이러한 차이에 대한 첫 번째 언급은 서태평양의 관측을 서적 적도 태평양 순환 연구의 일부로 기술한 논문에서 나왔다.[7] 장벽 층이 존재하는 지역에서는 물기둥 위에 놓인 신선한(즉, 부력이 더 많은) 물 덩어리와 관련된 강한 부력 강제력 때문에 층화가 안정적이다.

과거에는 MLD의 대표적인 기준이 표면값에서 온도의 일부 변화에 의해 표면 온도가 냉각되는 깊이였다. 예를 들어, Levitus는[5] 0.5 °C를 사용했다. 오른쪽 예제에서 0.2°C를 사용하여 MLD(그림의T-02 D)를 정의한다. 아르고에서 구할 수 있는 풍부한 지표하 염분 이전에, 이것이 해양 MLD를 계산하는 주요한 방법론이었다. 최근에는 밀도 기준을 사용하여 MLD를 정의하고 있다. 밀도 유래 MLD는 일정한 표면 염도 값을 유지하면서 표면 값에서 일부 값(예: 0.2 °C)의 일정한 온도 감소로 인해 표면 값에서 밀도가 증가하는 깊이로 정의된다. (즉, DT-02 - Dsigma).

BLT 정권

BLT의 큰 값은 일반적으로 적도 지역에서 발견되며 최대 50m까지 될 수 있다. 장벽 층 위에서는 우물 혼합 층이 증발(예: 서태평양의 경우), 몬순 관련 강 유출(예: 북인도양) 또는 아열대 해양 석류(모든 아열대 해양 석류에서 발견)에 기인하는 짠 물의 유입 때문일 수 있다. 소분류에서 장애물 층 형성은 혼합층 깊이의 계절적 변화, 해수면 염도(SSS)가 정상보다 더 뚜렷하게 변화하고, 이 SSS 전면 전체에 걸친 전도와 관련이 있다.[8] 특히 겨울철에는 아열대 염분 맥시마의 적도측면에서 장벽층이 형성된다. 초겨울에 대기는 표면을 냉각시키고 강한 바람과 부력을 가하여 온도를 깊은 층으로 섞는다. 이와 동시에 열대지방의 비가 내리는 지역에서 신선한 표면 염도가 첨가된다. 염분 강층화와 함께 깊은 온도층이 장벽층 형성을 위한 조건을 제시한다.[9]

서태평양의 경우 장벽층 형성을 위한 메커니즘이 다르다. 적도를 따라 따뜻한 수영장의 동쪽 가장자리(일반적으로 28°C isotherm - 서태평양의 SST 플롯 참조)는 서태평양의 따뜻한 담수와 중태평양의 차갑고 짜고 풍부한 물의 경계 지역이다. 방호벽 층은 염분이 많은 물이 동쪽에서 따뜻한 수영장으로 유입될 때(즉, 밀도가 높은 물의 질량이 다른 물의 밑으로 이동) 등온층에 형성된다. 여기서 약한 바람, 폭우, 낮은 염분수의 동쪽으로 유입, 염수의 서쪽으로 전도, 적도 켈빈 또는 로스비 파동은 깊은 BLT 형성의 원인이 되는 요인이다.[10]

BLT의 중요성

엘니뇨 이전에 따뜻한 수영장은 열을 저장하고 먼 서쪽 태평양에 국한된다. 엘니뇨가 진행되는 동안 따뜻한 수영장은 동반 강수량 및 전류 이상과 함께 동쪽으로 이동한다. 이 기간 동안 서풍의 반출이 늘어나면서 행사가 더욱 강화된다. 서태평양의 기회의 배와 열대대기 – 해양(TAO) 계류지의 데이터를 이용하여 1992-2000년 동안 해수면 염도(SSS), 해수면 온도(SST), 전류, 다양한 연구 크루즈에서 취해진 온도, 온도, 깊이, 온도, 표면 아래 데이터를 사용하여 온수 수영장의 동·서 이동을 추적했다.s.[11] 이 연구는 서쪽으로 흐르는 동안 적도(138E-145Eoo, 2N-2Soo)를 따라 서태평양의 BLT가 따뜻한 SST에 해당하는 18m-35m 사이였고 열을 효율적으로 저장하는 메커니즘의 역할을 한다는 것을 보여주었다. 장벽층 형성은 따뜻한 풀을 정의하는 염분 전선의 동쪽 가장자리 부근 적도를 따라 서쪽으로(즉, 수렴 및 서브덕팅) 전류에 의해 추진된다. 이러한 서향 전류는 로스비 하강 파동에 의해 구동되며, BLT의 서쪽 부착 또는 로스비 파동 역학으로 인해 더 깊은 열선 대 얕은 할로선의 우선적 심화를 나타낸다(즉, 이 파동은 상부 물기둥의 수직 스트레칭을 선호함). 엘니뇨가 진행되는 동안, 서풍이 따뜻한 웅덩이를 동쪽으로 몰고 가서, 신선한 물이 그 지역의 차가운/소금/감수된 물 위에 올라타게 한다. 엘니뇨 이전에 1년 동안 BLT를 제거하기 위해 대기/해양 모델을 결합하고 혼합을 조정함으로써, 방호벽 층과 관련된 열 증강이 큰 엘니뇨에 대한 요구 사항임을 보여주었다.[12] 서태평양 SSS와 SST 사이에는 밀접한 관계가 있는 것으로 나타났으며, 장벽층은 염도층 성층층 내의 온열 풀에서 열과 모멘텀을 유지하는 데 중요한 역할을 한다.[13] 아르고 드리프터를 포함한 후기 연구는 엘니뇨 기간 동안 따뜻한 수영장의 동쪽으로 이동하는 것과 서태평양의 장벽 층 열 저장 사이의 관계를 확인시켜 준다.[14] 방호벽 층의 주된 영향은 공기-해상 커플링 응답을 개선할 수 있도록 얕은 혼합 층을 유지하는 것이다. 또한, BLT는 엘니뇨/라니뇨[15] 기간 동안 동요하는 평균 상태를 확립하는 핵심 요인이다.

임질학적 혼합층 형성

호수에서 혼합층이 형성되는 것은 바다와 비슷하지만, 물의 분자적 특성만으로 호수에서 혼합이 발생할 가능성이 더 높다. 물은 온도를 변화시키면서 밀도를 바꾼다. 호수의 경우 민물이 3.98℃(섭씨)로 가장 무겁기 때문에 온도 구조가 복잡하다. 따라서 표면이 매우 차가워지는 호수에서는 봄철에는 표면이 따뜻해지고 표면이 차가워지면서 표면이 따뜻해지면서 혼합층이 바닥까지 짧게 확장된다. 이러한 전복은 종종 매우 깊은 호수의 산소를 유지하는 데 중요하다.

임질학 연구는 염분이 함유된 수역을 포함한 모든 내수체를 포괄한다. 식염수 호수와 바다(카스피해 등)에서는 혼합층 형성이 일반적으로 바다와 비슷하게 작용한다.

대기혼합층형성

주요 기사: 행성 경계층

대기 혼합층은 대류 공기 운동에서 기인하는데, 일반적으로 표면의 공기가 따뜻해지고 상승하는 한낮에 나타난다. 따라서 Rayleigh-Taylor의 불안정성에 의해 혼합된다. 혼합층 깊이를 결정하기 위한 표준 절차는 열을 얻거나 잃지 않고 표면에서 발견되는 압력으로 공기를 가져왔을 때 공기가 가질 수 있는 온도인 잠재적 온도의 프로파일을 검사하는 것이다. 이처럼 압력이 증가하면 공기가 압축되기 때문에 전위 온도는 현장 온도보다 높아지며 대기 온도가 높아질수록 차이가 커진다. 대기 혼합층은 구름이 없는 경우 (대략) 상수 전위 온도 층 또는 온도가 약 10 °C/km의 속도로 떨어지는 층으로 정의된다. 그러나 그러한 층은 습도에 구배 현상이 있을 수 있다. 해양 혼합 층의 경우와 마찬가지로, 속도는 대기 혼합 층 전체에 걸쳐 일정하지 않을 것이다.

참조

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  1. ^ Kato, H.; Phillips, O.M. (1969). "On the penetration of a turbulent layer into a stratified fluid". J. Fluid Mech. 37 (4): 643–655. Bibcode:1969JFM....37..643K. doi:10.1017/S0022112069000784.
  2. ^ Agrawal, Y.C.; Terray, E.A.; Donelan, M.A.; Hwang, P.A.; Williams, A.J.; Drennan, W.M.; Kahma, K.K.; Kitaiigorodski, S.A. (1992). "Enhanced dissipation of kinetic energy beneath surface waves". Nature. 359 (6392): 219–220. Bibcode:1992Natur.359..219A. doi:10.1038/359219a0. S2CID 4308649.
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  13. ^ Maes, C.; Ando, K.; Delcroix, T.; Kessler, W.S.; McPhaden, M.J.; Roemmich, D. (2006). "Observed correlation of surface salinity, temperature and barrier layer at the eastern edge of the western Pacific warm pool". Geophysical Research Letters. 33 (6): L06601. Bibcode:2006GeoRL..33.6601M. doi:10.1029/2005gl024772.
  14. ^ Mignot, J.; Montegut, C.d.B.; Lazar, A.; Cravatte, S. (2007). "Control of salinity on the mixed layer depth in the world ocean: 2. Tropical areas". Journal of Geophysical Research: Oceans. 112 (C10): C10010. Bibcode:2007JGRC..11210010M. doi:10.1029/2006jc003954.
  15. ^ Maes, C.; Belamari, S. (2011). "On the Impact of Salinity Barrier Layer on the Pacific Ocean Mean State and ENSO". Sola. 7: 97–100. Bibcode:2011SOLA....7...97M. doi:10.2151/sola.2011-025.

외부 링크

  • 호수는 대기 혼합층의 구름을 보여주는 SeaWiFS 위성의 NASA 이미지와 연결하기 위해 눈을 발효시킨다.
  • 최신 해양 혼합층 기후학, 데이터, 지도 및 링크에 액세스하려면 리디렉션의 Ifremer/Los 혼합층 깊이 기후학 웹 사이트를 참조하십시오.

추가 읽기

  • Wallace, John Michael; Hobbs, Peter Victor (2006). Atmospheric Science: an Introductory Survey (2nd ed.). Academic Press. p. 483. ISBN 9780127329512.