물리 해양학

Physical oceanography
세계 해양 해수면 측정.

물리 해양학은 바다 속의 물리적 조건과 물리적 과정, 특히 바닷물의 움직임과 물리적 특성에 대한 연구이다.

물리 해양학은 해양학이 나뉘는 여러 하위 분야 중 하나이다.다른 분야에는 생물, 화학, 지질 해양학이 포함된다.

물리 해양학은 서술적이고 역동적인 물리 [1]해양학으로 세분될 수 있다.

서술적 물리 해양학은 관찰과 복잡한 수치 모델을 통해 바다를 연구하려고 하는데, 이것은 유체 운동을 가능한 한 정확하게 묘사합니다.

동적 물리 해양학은 이론적인 연구와 수치적 모델에 중점을 두고 유체의 움직임을 제어하는 프로세스에 주로 초점을 맞춥니다.이들은 기상학과 함께 공유되는 지구물리유체역학(GFD)의 대규모 분야의 일부이다.GFD는 코리올리 힘에 의해 크게 영향을 받는 공간 및 시간적 척도에서 발생하는 흐름을 설명하는 유체 역학의 하위 분야입니다.

물리 설정

외부 이미지
image icon 물리 해양학 프로세스의 공간 및 시간 척도.[2]
대서양과 카리브해의 해저 원근도.전망의 중심에 있는 보라색 해저는 푸에르토리코 해구이다.

지구 물의 약 97%가 바다에 있고, 바다는 대기에 응축되어 대륙에 [3][4]비나 눈으로 떨어지는 대부분의 수증기의 원천이다.바다의 엄청난 열 용량은 행성의 기후를 완화시키고 다양한 가스의 흡수는 [4]대기의 구성에 영향을 미친다.바다의 영향력은 해저 변성작용을 통한 화산암의 구성뿐만 아니라 [4]침강대에서 생성된 화산가스와 마그마의 구성으로도 확장된다.

해수면으로부터 바다는 대륙의 높이보다 훨씬 더 깊다; 지구의 지형 곡선을 조사하면 지구의 육지 물질의 평균 표고는 840 미터인 반면, 바다의 평균 깊이는 3,800 미터이다.이러한 명백한 차이는 크지만, 육지와 바다 모두에서 산과 참호 같은 극단은 드물다.[3]

해양의 면적, 부피 + 평균 및 최대 깊이(인접해역 제외)
몸 면적(10km62) 부피(10km6†) 평균 깊이(m) 최대(m)
태평양 165.2 707.6 4282 -11033
대서양 82.4 323.6 3926 -8605
인도양 73.4 291.0 3963 -8047
남양 20.3 -7235
북극해 14.1 1038
카리브해 2.8 -7686

온도, 염분, 밀도

WOA 표면 밀도

세계 해양 부피의 대부분이 깊은 물이기 때문에, 바닷물의 평균 온도는 낮습니다. 해양 부피의 약 75%는 0° – 5°C의 온도를 가집니다(Pinet 1996).동일한 백분율은 34 - 35ppt(3.4 - 3.5%)의 염도 범위에서 떨어진다(Pinet 1996).하지만 여전히 꽤 많은 변화가 있다.표면 온도는 극지 부근의 영하에서 제한된 열대 바다의 경우 35°C까지 다양할 수 있으며, 염도는 10 - 41ppt(1.0 - 4.1%)[5]까지 다양할 수 있다.

온도의 수직 구조는 세 가지 기본 층으로 나눌 수 있습니다. 즉, 경사도가 낮은 표면 혼합 층, 경사도가 높은 열전선, 그리고 성층화되지 않은 심연입니다.

온도 측면에서 해양층은 위도에 크게 의존하며, 열선은 열대지방에서 두드러지지만 극지방 물에서는 존재하지 않는다(Marshak 2001).할로크라인은 보통 지표면 근처에 있는데, 증발은 열대지방에서 염도를 높이거나 녹은 물이 극지방에서 [5]염도를 희석시킨다.이러한 염도와 깊이에 따른 온도 변화는 바닷물의 밀도를 변화시켜 피크노클린을 [3]생성한다.

순환

주요 기사:해류
밀도 주도형 열염 순환

해양 순환(및 대기 순환)을 위한 에너지는 태양과 [6]달의 태양 복사와 중력 에너지에서 나옵니다.표면에서 흡수되는 햇빛의 양은 위도에 따라 크게 달라지며 극지방보다 적도에서 극지방으로 열을 재분배하는 역할을 하는 대기와 해양 모두에서 유체 운동을 발생시켜 유체 운동이 없을 때 존재하는 온도 구배를 감소시킨다.아마도 이 열의 3/4은 대기 중에 전달되고 나머지는 바다에서 전달될 것이다.

대기는 아래에서 가열되어 대류로 이어지는데, 그 중 가장 큰 표현은 해들리 순환입니다.반대로 바다는 위에서 가열되어 대류를 억제하는 경향이 있다.대신 차가운 소금물이 상당히 제한된 지역에서 가라앉는 극지방에서 해양심층수가 형성된다.이것은 열염 순환의 시작이다.

해류는 주로 표면 바람의 응력에 의해 움직이기 때문에 대규모 대기 순환은 해양 순환을 이해하는 데 중요하다.해들리 순환은 중위도의 열대지방과 서풍에 동풍으로 이어진다.이것은 아열대 해양 분지의 대부분에 걸쳐 느린 적도로 흐르게 한다(스베르드럽 균형).리턴 플로우는 극성 방향으로 흐르는 강하고 좁은 서부 경계 전류에서 발생합니다.대기와 같이, 바다는 깊은 곳보다 훨씬 넓고, 따라서 일반적으로 수평 운동은 수직 운동보다 훨씬 더 빠르다.남반구에는 연속적인 해양 벨트가 있고, 따라서 중위도 편서풍이 강한 남극 순환 해류를 밀어냅니다.북반구에서는 육지 덩어리가 이를 막고 대서양과 태평양 분지에서 해양 순환이 더 작은 소용돌이로 나뉩니다.

코리올리 효과

코리올리 효과는 유체 흐름을 편향시킵니다(북반구는 오른쪽으로, 남반구는 왼쪽으로).이것은 바다의 흐름에 지대한 영향을 끼친다.특히 이는 흐름이 고압 및 저압 시스템을 순환하여 장기간 지속될 수 있음을 의미합니다.그 결과 압력의 미세한 변화가 측정 가능한 전류를 발생시킬 수 있습니다.예를 들어 해수면 높이의 100만분의 1의 기울기는 중위도에서 10cm/s의 전류를 발생시킨다.코리올리 효과가 극지방에서 가장 크고 적도에서 약하다는 사실은 동쪽 경계에는 없는 날카롭고 비교적 안정적인 서쪽 경계 전류를 발생시킨다.2차 순환 효과도 볼 수 있습니다.

에크만 수송

에크만 수송은 북반구에서는 바람의 오른쪽으로 90도, 남반구에서는 바람 왼쪽으로 90도 지표수의 순수송을 초래한다.바람이 바다 표면을 가로질러 불면서, 그것은 표면의 얇은 층을 "잡는다".차례로, 이 얇은 물 시트는 운동 에너지를 그 아래에 있는 얇은 물 층으로 전달하는 등, 계속됩니다.하지만 코리올리 효과 때문에, 물층의 이동 방향은 북반구에서는 더 깊어질수록 점점 더 오른쪽으로, 남반구에서는 더 왼쪽으로 이동한다.대부분의 경우, 바람의 영향을 받는 물의 가장 낮은 층은 수심이 100m - 150m이고 바람이 부는 방향과는 완전히 반대인 180도 정도 이동한다.전체적으로 물의 순수송은 원래 바람의 방향에서 90도가 될 것이다.

랭뮤어 순환

랭뮤어 순환은 바람이 부는 방향과 평행한 바다 표면에서 바람이라고 불리는 얇고 눈에 보이는 줄무늬의 발생을 야기한다.바람이 초속 3m 이상으로−1 부는 경우, 약 5-300m 간격으로 상승과 하강이 번갈아 일어나는 평행 바람길을 만들 수 있다.이러한 바람은 인접한 타원형 수세포(깊이 약 6m(20ft)까지 확장)가 시계방향과 시계반대방향으로 번갈아 회전하여 생성됩니다.수렴대에서는 파편, 거품, 해초가 축적되고 발산대에서는 플랑크톤이 포획되어 지표로 운반된다.만약 플랑크톤이 다양하면 물고기들은 종종 플랑크톤을 먹이로 삼는다.

해양-대기 계면

2003년 9월 15일 바하마 동쪽의 허리케인 이자벨

해양-대기 계면에서는 해양과 대기가 열, 습기 및 운동량의 플럭스를 교환합니다.

열

지표면의 중요한 열 조건은 체감 열량, 잠열량, 들어오는 태양 복사 및 장파(적외선) 방사선의 균형이다.일반적으로, 열대 바다는 열의 순증가, 극지방 바다는 순손실을 나타내는 경향이 있는데, 이는 바다에서 에너지가 극으로 순증가한 결과입니다.

해양의 큰 열 용량은 해양과 인접한 지역의 기후를 완화시켜 그러한 장소의 해양 기후로 이끈다.이는 여름에 열을 저장했다가 겨울에 방출하거나 더 따뜻한 위치에서 열을 운반한 결과일 수 있다. 특히 눈에 띄는 예는 북대서양 표류에 의해 부분적으로 가열되는 서유럽이다.

모멘텀

표면풍은 초속 미터, 해류는 초속 센티미터인 경향이 있습니다.따라서 대기의 관점에서 바다는 사실상 정지된 것으로 간주할 수 있다. 대기의 관점에서 대기는 대기의 표면에 상당한 바람 스트레스를 가하고 이는 대양의 대규모 해류를 강제한다.

바람의 응력을 통해, 바람은 바다 표면파를 생성합니다; 긴 파도는 풍속 쪽으로 향하는 위상 속도를 가집니다.표면풍의 운동량은 해면파에 의해 에너지 플럭스로 전달된다.바다의 표면이 거칠어지면 파도의 존재로 인해 표면 근처의 바람이 변한다.

수분

바다는 강우로부터 수분을 얻거나 증발을 통해 수분을 잃을 수 있다.증발 손실은 바다를 더 소금으로 만든다; 예를 들어 지중해와 페르시아 만은 강한 증발 손실을 가지고 있다; 그 결과로 생긴 고밀도 소금물의 기둥은 지브롤터 해협을 통해 대서양으로 추적될 수 있다.한때는 증발/침전 작용이 해류의 주요 요인이라고 믿었지만 지금은 아주 사소한 요인일 뿐이라고 알려져 있다.

행성파

켈빈 웨이브스
주요 기사: Kelvin wave

켈빈파란 두 개의 경계 또는 반대되는 힘(보통 코리올리 세력과 해안선 또는 적도 사이) 사이에 흐르는 모든 진행파입니다.해안과 적도 두 종류가 있다.켈빈파는 중력에 의해 구동되며 비산포성입니다.이것은 켈빈파가 오랜 시간 동안 모양과 방향을 유지할 수 있다는 것을 의미합니다.그것들은 보통 엘니뇨-남부 진동이 시작될 때 무역풍이 바뀌는 것과 같은 갑작스러운 바람의 변화에 의해 생성된다.

해안 켈빈파는 해안선을 따라 북반구에서는 항상 시계 반대 방향으로, 남반구에서는 시계 반대 방향으로 전파됩니다.

적도 켈빈파는 적도를 기준으로 북반구와 남반구에서 동쪽으로 전파된다.

켈빈파는 매우 빠른 속도로 알려져 있으며, 일반적으로 초당 2~3미터 정도 됩니다.그것들은 수천 킬로미터의 파장과 수십 미터 단위의 진폭을 가지고 있다.

로스비 웨이브스
주요 기사:로스비파

로스비 파동 또는 행성파는 대류권에서 바다와 대륙 사이의 온도 차이로 인해 발생하는 크고 느린 파동이다.그들의 주요 복원력은 위도에 따른 코리올리 힘의 변화이다.그들의 파장은 보통 수십 미터이고 파장은 매우 크다.그들은 보통 저위도 또는 중위도에서 발견됩니다.

Rossby 파동에는 두 가지 유형이 있습니다. 바로코닉과 바로클리닉입니다.바로픽 로스비 파동은 가장 빠른 속도를 가지며 수직으로 변화하지 않습니다.바로클리닉 로스비 파도는 훨씬 느리다.

로스비 파형의 특별한 식별 특징은 각 개별 파형의 위상 속도는 항상 서쪽의 구성 요소를 가지지만, 군 속도는 어느 방향으로든 존재할 수 있다는 것입니다.일반적으로 짧은 로스비 파동은 동쪽 그룹 속도를 가지며 긴 파동은 서쪽 그룹 속도를 갖습니다.

기후 변동

1997년 12월 마지막 강한 엘니뇨 기간 동안의 해수면 온도 이상[°C] 차트

열펌프의 일종인 해양순환과 이산화탄소 농도와 같은 생물학적 영향의 상호작용은 수십 년의 시간 규모로 지구 기후 변화를 초래할 수 있다.이러한 상호작용으로 인해 발생하는 알려진 기후 진동에는 태평양 데카달 진동, 북대서양 진동 및 북극 진동이 포함됩니다.열염 순환의 해양 과정은 전 세계 열 재분배의 중요한 요소이며, 이 순환의 변화는 기후에 큰 영향을 미칠 수 있습니다.

라니냐-엘니뇨

주요 기사:엘니뇨

그리고

주요 기사 : 라니냐

남극 원극파

주요 기사:남극 원주파

이것은 약 8년마다 남해상을 도는 해양과 대기의 결합파입니다.이것은 파장 2 현상(위도 원에 2개의 피크와 2개의 트로프가 있음)이기 때문에 4년의 주기로 신호가 나타난다.파도는 남극 순환 해류 방향으로 동쪽으로 이동한다.

해류

가장 중요한 해류는 다음과 같습니다.

상세 정보:해양환류

남극 원주극

남극을 둘러싸고 있는 해양은 현재 넓은 위도 대역의 개방 수역이 있는 유일한 연속 수역입니다.대서양, 태평양 및 인도양을 상호 연결하고, 편서풍이 파도 진폭을 크게 증가시키기 위해 중단 없이 뻗어나갑니다.일반적으로 이러한 우세한 바람은 주로 극성 전류 수송의 원인이라는 것이 인정된다.현재 이 전류는 시간에 따라 변동하는 것으로 생각되며, 아마도 진동하는 방식으로 변화할 수 있습니다.

심해

노르웨이 해에서는 증발 냉각이 우세하며, 가라앉는 물 덩어리인 북대서양 심층수(NADW)가 분지를 가득 채우고 그린란드, 아이슬란드, 영국을 연결하는 해저 수맥의 틈을 통해 남쪽으로 흘러내린다.그리고 나서 대서양 서쪽 경계를 따라 흐르고, 흐름의 일부는 적도를 따라 동쪽으로 이동한 다음, 극을 향해 대양 분지로 흐릅니다.NADW는 순환극 해류에 합류하여 인도 및 태평양 분지로 추적할 수 있습니다.그러나 북극해 분지에서 태평양으로 흐르는 흐름은 베링해협의 좁은 여울에 의해 차단된다.

또한 해양 지질학에서 깊은 해구를 만드는 판구조론을 포함한 해저의 지질학을 탐구한다.

서부 경계

아조레스-베르무다 고기압과 같은 고기압(고기압) 시스템 주위를 선회하는 바람에 의해 이상적인 아열대 해양 분지는 내부의 적도를 향해 천천히 일정한 흐름을 보이는 순환을 발달시킨다.Henry Stommel에 의해 논의된 바와 같이, 이러한 흐름은 서쪽 경계 영역에서 균형을 이루며, 서쪽 경계 전류라고 불리는 얇고 빠른 극방향 흐름이 발달합니다.실제 대양의 흐름은 더 복잡하지만, 걸프 만류, 아굴하스, 쿠로시오 등이 그 예이다.그것들은 좁고(직경 약 100km), 빠르다(약 1.5m/s).

적도 방향 서쪽 경계 해류는 대서양과 오야시오의 동그린란드와 래브라도 해류와 같은 열대 및 극지방에서 발생한다.그것들은 저기압(사이클론) 주변의 바람 순환에 의해 강제된다.

걸프 만류

북쪽의 연장선인 북대서양 해류와 함께, 멕시코만에서 발원하여 플로리다 해협을 통해 나와 대서양을 건너기 전에 미국 동부 해안과 뉴펀들랜드의 북동쪽으로 흐르는 강력하고 따뜻하고 빠른 대서양 해류이다.

쿠로시오

쿠로시오 해류는 대만 동해안의 서태평양에서 발견되는 해류로 일본을 지나 북동쪽으로 흘러 북태평양 해류와 합류한다.이것은 따뜻한 열대 물을 극지방으로 북상시키는 대서양 걸프스트림과 유사하다.

열유속

축열

해양 열 플럭스는 [7]와트 공분산 등의 대기 측정 기술을 사용하여 또는 페타와트 단위로 표현되는 열 전달 속도를 측정하는 난류적이고 복잡한 시스템입니다.열유속은 단위 면적당 시간 단위당 에너지의 흐름입니다.지구의 열 저장소의 대부분은 증발, 방사선, 확산 또는 해저로의 흡수와 같은 과정에서 열 전달의 더 적은 부분을 가지고 바다 안에 있습니다.해양 열 흐름의 대부분은 이류나 해류의 움직임을 통해 이루어진다.예를 들어, 남대서양의 온수 이동의 대부분은 인도양에서 [8]유래한 것으로 생각된다.이류의 또 다른 예는 대기 중 [9]배사선과 관련된 지표면 하공정에서 발생하는 비준위 태평양 가열이다.최근 남극 해저 수역의 온난화 관측은 해저 수역의 변화가 다른 [10]곳의 조류, 영양소, 그리고 생물에 영향을 미칠 것이기 때문에 해양 과학자들에게 우려의 대상이다.지구 온난화에 대한 국제적인 인식은 1988년 기후변화에 관한 정부간 패널이 만들어진 이후 이 주제에 대한 과학적 연구에 집중해왔다.개선된 해양 관측, 계측, 이론 및 자금 지원으로 [11]열과 관련된 지역 및 글로벌 문제에 대한 과학적 보고가 증가했다.

해수면 변화

주요 기사:해수면 상승

조류 측정기와 위성 고도계에 따르면 지난 100년 동안 해수면이 1.5-3mm/r 상승한 것으로 나타났다.

IPCC는 2081년에서 2100년까지 지구 온난화로 인해 해수면이 260에서 820mm [12]상승할 것으로 예측하고 있다.

급격한 변화

조류

주요 기사:조류
펀디 만은 북아메리카 대서양 연안의 뉴브런즈윅 주와 노바스코샤 주 사이의 메인 만 북동쪽 끝에 위치한 만이다.

조수의 영향으로 인한 바다의 상승과 하강은 해안 지역에 중요한 영향을 미친다.지구의 해양 조류는 태양과 달의 중력 효과에 의해 만들어진다.이 두 물체에 의해 생성된 조수는 대략적으로 비슷하지만 달의 궤도 운동은 한 달 동안 변화하는 조수 패턴을 낳는다.

조수의 간만과 흐름은 해안을 따라 순환적인 조류를 생성하며, 이 조류의 세기는 좁은 강 하구를 따라 매우 극적일 수 있다.들어오는 조수는 또한 조류를 거슬러 흐르는 물이 지표면에 파도를 일으키기 때문에 강이나 좁은 만을 따라 조류를 만들 수 있다.

조류와 조류(Wyban 1992년)는 이러한 자연 순환이 연안 양식장을 관리하는 하와이 원주민들의 생활과 생활에 미치는 영향을 명확하게 보여준다.Aia ke ola ka hana라는 뜻은...인생은 노동이다.

큰 파도가 만 입구에서 반대쪽 끝으로 이동한 후 반사되어 만 입구로 이동하는 시간이 세계에서 가장 높은 조수를 생성하는 조수의 리듬과 일치하기 때문에 펀디 만에서 조수 공명이 발생합니다.

수면 조수가 해저 해산이나 능선과 같은 지형 위에서 진동할 때, 그것은 내부 조수라고 알려진 조수 주파수로 내부 파동을 일으킨다.

쓰나미

주요 기사:쓰나미

해수의 대규모 치환에 의해 일련의 표면파가 발생할 수 있다.이것들은 해저 산사태, 지진에 의한 해저 변형 또는 대형 운석의 충격에 의해 발생할 수 있다.

이 파도는 해양 표면을 시속 수백 킬로미터의 속도로 통과할 수 있지만, 미드오션에서는 수백 킬로미터에 이르는 파장에서는 거의 감지되지 않습니다.

원래 해일로 불렸던 쓰나미는 조류와 관련이 없기 때문에 이름이 바뀌었다.얕은 물결, 즉 파장의 1/20 미만의 깊이의 파장으로 본다.쓰나미는 매우 큰 주기, 빠른 속도, 그리고 높은 파도를 가지고 있다.

이러한 파도의 일차적 영향은 해안 해안선을 따라 다량의 바닷물이 주기적으로 내륙으로 추진된 후 바다로 유입되기 때문이다.이로 인해 파도가 충분한 에너지로 치는 해안선 지역이 크게 변경될 수 있다.

1958년 7월 9일 알래스카 리투야 만에서 발생한 쓰나미는 높이가 520m였고 지금까지 측정된 것 중 가장 큰 쓰나미이며, 시카고의 시어스 타워보다 거의 90m 높으며 [13]뉴욕의 옛 세계 무역 센터보다 약 110m 더 높다.

표면파

주요 기사:해수면파

바람은 해양 표면파를 발생시켜 연안 구조물, 선박, 해안 침식 및 침전뿐만 아니라 항구에 큰 영향을 미친다.바람에 의해 생성된 후, 바다의 표면파는 먼 거리를 이동할 수 있다.

「 」를 참조해 주세요.

레퍼런스

  1. ^ D., Talley, Lynne; L., Pickard, George; J., Emery, William; (Oceanographer), Swift, James H. (2011). Descriptive physical oceanography : an introduction. ISBN 9780750645522. OCLC 784140610.
  2. ^ Physical Oceanography Archive 2012-07-17 at archive.오늘날 오레곤 주립대학에서 아카이브.
  3. ^ a b c Pinet, Paul R. (1996). Invitation to Oceanography (3rd ed.). St. Paul, MN: West Publishing Co. ISBN 0-7637-2136-0.
  4. ^ a b c Hamblin, W. Kenneth; Christiansen, Eric H. (1998). Earth's Dynamic Systems (8th ed.). Upper Saddle River: Prentice-Hall. ISBN 0-13-018371-7.
  5. ^ a b Marshak, Stephen (2001). Earth: Portrait of a Planet. New York: W.W. Norton & Company. ISBN 0-393-97423-5.
  6. ^ Munk, W.와 W., W.와 Wunsch, C., 1998: Abisal 레시피 II: 조수와 바람의 혼합 에너지학.심해연구 제1부, 45, 페이지 1977-2010.
  7. ^ Talley, Lynne D. (Fall 2013). "Reading-Advection, transports, budgets". SIO 210: Introduction to Physical Oceanography. San Diego: Scripps Institute of Oceanography. University of California San Diego. Retrieved August 30, 2014.
  8. ^ Macdonald, Alison M. (1995). Oceanic fluxes of mass, heat, and freshwater : a global estimate and perspective. WHOI Theses. Falmouth, Mass.: Massachusetts Institute of Technology and the Woods Hole Oceanographic Institution. p. 12. hdl:1912/5620.
  9. ^ Su, Jingzhi; Li, Tim; et al. (2014). "The Initiation and Developing Mechanisms of Central Pacific El Niños". Journal of Climate. 27 (12): 4473–4485. doi:10.1175/JCLI-D-13-00640.1.
  10. ^ Goldman, Jana (March 20, 2012). "Amount of coldest Antarctic water near ocean floor decreasing for decades". NOAA. Retrieved 30 August 2014.
  11. ^ "MyWorldCat list-OceanHeat". WorldCat. Retrieved Aug 30, 2014.
  12. ^ Stocker, Thomas F. (2013). Technical Summary In: Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge: Cambridge University Press. p. 90.
  13. ^ "Tsuanmi Threats". Archived from the original on 2008-07-26. Retrieved 2008-06-28.

추가 정보

외부 링크