해양학에서 전선은 서로 다른 두 수괴 사이의 경계입니다.전선의 형성은 다수의 물리적 프로세스에 따라 달라지며, 이러한 작은 차이는 넓은 전선 유형으로 이어집니다.그것들은 수백 미터만큼 좁고 수십 킬로미터만큼 넓을 수 있습니다.[1]대부분의 전선은 비교적 빨리 형성되고 소멸되지만 일부 전선은 장기간 지속될 수 있습니다.
전통적으로, 해양 전선은 두 개의 다른 수괴 사이의 경계로 정의되어 왔습니다.[2]그러나 현재 위성 데이터의 사용은 강한 전류의 존재를 기반으로 동적이고 높은 해상도의 정의를 가능하게 합니다.
전통적 정의
온도와 염도와 같은 물리적 특성이 다른 수역인 수괴를 사용한 전선의 역사적 정의는 연구 순항선에서 얻은 저해상도 데이터에 의존했습니다.이들 데이터를 결합하는 데 오랜 시간이 걸렸기 때문에 획득한 전방 위치는 대규모 구조만을 보여주는 시간 평균 뷰를 제공했습니다.예를 들어, 남대양에서, 이것은 연속적이고 원극성이라고 여겨졌던 다섯 개의 전선을 정의하게 했고, 큰 깊이에 도달했고 목욕 측정법에 의해 강한 영향을 받았습니다.[3]이러한 전선 양쪽의 물 덩어리는 다른 해양학적 지표의 차이와 함께 온도, 염도또는 밀도가 다릅니다.[2]
동적 정의
고해상도 위성 데이터가 등장한 이후, 해양 전선에 대한 다른 시각이 형성되고 있습니다.전 세계 해수면 높이(SSH)를 지속적으로 측정함으로써, 해양 전선과 관련된 강한 해류 또는 제트의 위치를 매우 높은 공간적 및 시간적 해상도로 파악할 수 있습니다.[4][5]이러한 방법으로 단기 변동성과 추세를 분석하고 엘니뇨-남방진동과 같은 다른 기후학적 변동과 관련시킬 수 있습니다.이 방법을 사용하면, 남해의 전선은 더 이상 원극형이 아니며 전선의 양은 위치와 시간에 따라 달라집니다.[4][3]
공간적 정의
위에서 설명한 물리적 정의 외에 공간적 정의를 사용하여 전선을 분리하는 것도 가능합니다.지역적으로 전선은 종종 기울기 임계값을 사용하여 결정됩니다. 전선의 위치는 해수면 높이 또는 온도와 같은 수량의 공간적 기울기가 특정 임계값을 초과하는 곳을 기준으로 결정됩니다.[3]이는 위에서 설명한 강한 전류에서 나오는 전선의 동적 정의와 유사합니다.전 세계적인 규모로 전선을 정의할 때, 종종 해수면 높이 또는 온도의 특정 값이 사용되며, 전통적인 물 질량 정의와 유사합니다.[3]
전방 형성의 과정을 전방 생성이라고 합니다.이 과정에서 해류, 바람, 코리올리 힘 등 여러 요인이 작용합니다.예를 들어, 서해안을 따라 적도 방향으로 바람이 불거나 대륙의 동해안을 따라 극 방향으로 바람이 불어 수직 운동에 기울기가 발생할 수 있습니다.[6]이로 인해 에크만 흐름이 발생하고 돌출된 전선이 형성될 수 있습니다.비슷한 방식으로, 서쪽 경계 전류의 관성 강화는 서쪽 경계 전류 전선을 생성하는 데 도움이 됩니다.[6]
전선종류
위치 및 형성 과정의 차이로 인해 전면 유형이 다양합니다.아래에서는 발견할 수 있는 위치를 기준으로 몇 가지 주요 유형을 설명하지만, 이러한 정의는 부분적으로 중복될 수 있습니다.
하구언 전선
리오 데 라 플라타 강 어귀의 표면 어귀.담수에서 해수로의 변화를 의미하는 색상 변화의 정확한 위치는 바람과 해류에 따라 달라집니다.나사에서 찍은 사진.
가장 강력한 전선 중 일부는 하구에서 발견됩니다.[7]이들 지역에서는 신선한 하천 유입이 훨씬 더 많은 염수의 바닷물과 만나 강한 염도 구배를 형성하고 염도 전선을 형성하게 됩니다.[8][9]대부분의 다른 대양 전선들과 큰 차이점은 하구 전선이 종종 더 작은 공간 규모로 발생하기 때문에 코리올리스의 강제력과 지형학적 운동의 제한된 효과만을 허용한다는 것입니다.[8]이러한 전선들은 관성 균형이 맞지 않기 때문에 생존하기 위해서는 일정한 에너지원이 필요하며, 이는 상대적으로 짧은 수명을 설명해 줍니다.[8]반면에, 이는 또한 이러한 전선이 더 큰 전선에 비해 상대적으로 빠르게 형성될 수 있음을 보여줍니다.[8]
하구언 전선은 발생하는 깊이 범위에 따라 표면 전선과 바닥 전선의 두 가지 주요 범주로 나눌 수 있습니다.
지표면 전면
표면의 전면은 종종 눈으로 볼 수 있는데, 예를 들어, 물 덩어리의 수렴으로 인한 거품 형성의 선이나 퇴적물 운반의 차이로 인한 색상의 변화로 볼 수 있습니다.[9][8][7]후자는 하천이 부유물에 많은 양의 침전물을 운반할 수 있기 때문에 하구 전선도 종종 탁한 전선으로 간주될 수 있습니다.[9]조류의 영향에 따라 서로 다른 하구 표면 전선이 형성될 수 있습니다.
플룸 전면:조수의 영향이 제한된 하구에서는 물을 섞을 수 있는 에너지가 제한될 수 있습니다.[10]이것은 특히 썰물 동안에 바다 쪽으로 퍼져 나가는, 더 부유한 유출 담수가 표면에 층을 형성하도록 허용합니다.[11][10][12]담수 플룸과 주변 바닷물 사이의 경계에는 염도와 밀도의 강한 구배가 형성됩니다.[13]그러한 전선의 예는 체서피크 만 하구에 위치해 있지만, 이러한 전선은 미시시피, 아마존, 또는 코네티컷 강과 같은 강어귀 앞에서도 흔히 볼 수 있습니다.[14]조석 침입 전선의 개략적인 그림과 표면의 흐름 패턴.
조석 침입 전선:일반적으로 하구의 매우 큰 조석 범위는 물의 혼합을 초래하여 전방 형성을 억제합니다.[12]그러나 일부 특히 작은 하구에서는 조수의 범람 단계에서 전선이 형성될 수 있습니다.[15][12]이 경우 홍수 시 하천에서 유출된 담수가 식염수 유입수와 수렴하면서 지표면의 담수층이 뒤로 밀려나면서 식염수가 바닥으로 가라앉게 됩니다.[12]이렇게 하면 강한 염도 구배가 발생하고 특징적인 V자 모양으로 전면을 형성합니다.[15][12]전면의 담수 쪽에서 에디는 표면에 물과 물질을 형성하고 재순환시킬 수 있습니다.[12]그러한 전선들은 다른 것들 중에서도 웨일스 세이온트 하구, 스코틀랜드의 레이크 크레란, 남아프리카의 팔미엣 하구에서 발견될 수 있습니다.[15]
축 방향 수렴, 종방향 또는 전단 전방의 형성.홍수기 동안 해수의 유입은 하구 중앙에서 더 빠른 속도로 발생합니다.이로 인해 속도와 전단의 기울기가 생겨 물이 표면의 중심으로 이동하고 수렴 순환으로 이어집니다.축 수렴, 종방향 또는 전단면:조수의 흐름이 더욱 강한 하구에서는 민물과 바닷물이 잘 섞이게 됩니다.[10]일반적으로 하구의 중간이 측면보다 깊기 때문에 수평전단의 차이가 발생합니다.[16][10]이것은 측면보다 하구 중앙에서 더 높은 속도로 이어집니다.[16]게다가, 전단은 또한 강 바닥에서 더 높게 형성되어 수직 속도 구배를 생성할 것입니다.[11][10]이 경사도들이 합쳐지면 하구까지 아주 멀리 뻗어나갈 수 있는 수렴 순환이 이루어지게 됩니다.[13][11][10]이 거리는 (강의 축을 따라) 세로 방향의 밀도 차이에 영향을 받습니다.[11][10]그러한 전선은 예를 들어 콘위 강 하구나 요크 강 하구 등에서 관측될 수 있습니다.[16]
염모면:염지 전선은 종종 깃털 전선과 관련이 있습니다.약한 조수 운동은 염수와 담수의 혼합을 제한할 수 있게 하고, 유출되는 담수 외에도 하구 바닥을 따라 염수의 유입을 허용합니다.[17][10]이 침입의 선두에는 염도의 강한 구배가 발생하며, 이는 소금-에지 전선의 위치를 표시합니다.[10]그러한 전선의 예로는 프레이저강, 메리맥 강, 리오 데 라 플라타 강 하구에 있는 전선이 있습니다.
얕은 선반 해면
대륙붕의 얕은 바다에서는 역할을 하는 과정에 따라 두 가지 주요 형태의 전방이 형성될 수 있습니다.
조석혼합전선
여름에는 담수 공급원에서 벗어나 온대 선반 바다가 층의 부력 차이에 영향을 받는 열층화 지역과 조수 혼합에 영향을 강하게 받는 수직으로 잘 혼합된 지역으로 분리됩니다.[18]이 둘 사이의 지역을 조석혼합전선이라고 합니다.[19]이러한 혼합은 일반적으로 약 50미터의 깊이, 또는 경우에 따라 최대 100미터까지 확장되며 수평 온도 구배는 일반적으로 1°C km입니다−1.[9][19]전선에 의해 나타나는 큰 온도 구배는 바다 표면의 위성적외선(I-R) 이미지에서 분명히 드러납니다. 이는 전선의 위치를 추적하고 그들의 진화를 따르는 유용한 방법을 제공합니다.[20]
선반 깨짐 전면
선반 깨짐 프론트는 가장 일반적인 프론트 타입입니다.이러한 전선은 상대적으로 평평한 대륙붕이 더 가파른 대륙 경사면으로 변화하는 위치인 선반 붕괴와 정렬되어 있으며 주로 조석과 바람에 의한 혼합의 영향을 받습니다.[19]이 장소들에서, 선반 위의 물은 선반 밖의 해양 물과 분리됩니다.[18]예를 들어 조석 혼합 전선과는 달리, 이 전선들은 육상과 해상의 두 개의 서로 다른 수괴를 분리하기 때문에 수괴 전선으로 간주될 수 있습니다.이러한 전선은 항상 잘 정의된 전류와 관련이 있습니다.[9]선반 파괴 전선의 예는 대서양 중부 만과 비스케이 만에서 발생합니다.
해안 근처에 융기하는 메커니즘이 융기한 해안 전선을 형성합니다.
해안 융기 전선
해안 지대 근처에서 해안과 평행하게 부는 바람은 바람에 의해 움직이는 전류를 발생시켜 해안에서 멀리 떨어진 에크만 수송선을 만들 수 있습니다.[21]이는 상부의 물 덩어리를 해안으로부터 멀어지게 하고, 해안 융기라고도 불리는 [9]더 차가운 물의 융기로 이어지게 합니다.수심에서 나오는 차가운 물과 따뜻한 지표수 사이의 대조는 해안 돌출 전선의 형성으로 이어집니다.[21]그러한 전선의 예는 워싱턴-오레곤-캘리포니아와 페루-칠레 해안에서 발생합니다.[9]
서부경계해류전선
일반적으로 서쪽 경계 해류라고 불리는 강한 해류는 대륙의 동쪽 경계에서 형성됩니다.이러한 강한 해류는 물 덩어리를 먼 거리까지 운반할 수 있으며, 이는 매우 다른 특성을 가진 물 덩어리와 접촉하게 합니다.이러한 특성의 차이는 속도와 같은 요인과 함께 서쪽 경계 전류와 주변 물 사이에 매우 강한 구배를 일으켜 서쪽 경계 전류 전선을 형성합니다.이 전선들은 관측할 수 있는 가장 강력한 전선들 중 하나이며 길이가 수천 킬로미터에 이를 수 있습니다.[9]그러한 전선의 예는 걸프 만,[22]쿠로시오[23] 해류, 아굴라스 해류에서 발생합니다.[24]
적도 융기 전선
해안의 융기뿐만 아니라 적도를 따라 강한 융기도 발생합니다.이 경우 코리올리 힘은 반구 사이에서 부호를 바꾸면서 적도 부근에서 작습니다.그리고 서쪽 무역풍은 양쪽 반구의 적도로부터 지표수를 멀리 이동시키는 에크만 수송으로 이어집니다.대체 상승하는 물은 주변 지표수보다 차갑고, 다시 강력한 수직 기울기를 형성하여 전선을 형성합니다.[2]계절에 따라 무역풍의 위치가 달라지기 때문에 적도의 융기전선의 위치도 달라지기 때문입니다.[25]이런 형태의 전선은 주로 대서양과 태평양에서 발견됩니다.[9]하지만 인도양에서는 이 전선들이 그렇게 강하지 않습니다.[9]이것은 아마도 인도양이 적도의 약간 북쪽으로만 뻗어있는 반면 다른 분지들은 북극까지 닿기 때문에 대양 분지들 사이의 차이 때문일 것입니다.[9]
여기 보이는 태평양 흰색 선은 아열대 수렴 전선의 한 예입니다.이 경우, 부력 규조류는 우주에서 보일 정도로 많은 양이 전방에 모여 있습니다.
아열대 수렴전선
아열대 지역은 높은 위도에서 동쪽으로 부는 바람과 낮은 위도에서 서쪽으로 부는 바람으로 둘러싸여 있습니다.두 경우 모두 이러한 바람과 관련된 에크만 수송은 아열대로 물의 흐름을 유도하여 중위도에서 더 차가운 물과 여기 열대 지방에서 더 따뜻한 물이 수렴되도록 합니다.[26]이것은 아열대 수렴 전선의 형성으로 이어집니다.정면 양쪽의 물 덩어리는 온도가 다르기 때문에 강한 온도 구배를 만들어 열 전선으로 볼 수 있습니다.[27]게다가 이 지역에 물이 쌓이면 해수면이 약간 올라갑니다.이로 인해 물기둥의 압력이 증가하여 물기둥이 내려앉게 됩니다.[2]어떤 경우에는, 이것은 해양 상층부에 떠 있는 유기체들이 물과 함께 앞쪽으로 이동하고 앞쪽에 가까운 상층부에 남아있을 것이기 때문에 지역 해양 공동체를 지원할 수 있습니다.[28]아열대 수렴 전선의 예는 사르가소 해와북태평양에서 찾아볼 수 있지만 대서양, 인도양, 태평양의 남부에서도 찾아볼 수 있습니다.[9]
주변 빙상 영역 전면
해빙이 발생하는 깊이에 따라 해빙 가장자리 주변에 두 가지 유형의 전선이 생성될 수 있습니다.이 둘 사이의 주요한 차이점은 소금물 거부반응이라고 불리는 해빙이 형성되는 동안 소금이 방출됨으로써 발생합니다.이것은 염도에 의한 대류를 발생시켜 염수를 더 깊은 깊이로 만듭니다.해빙이 녹는 동안 담수의 유입으로 인해 지표수의 염도가 떨어집니다.이것은 염분이 더 깊은 물과 염도가 낮은 표면 용융수 사이에 국소적인 염도 전선을 형성합니다.[9]
상층 전선:상층부에서는 한 종류의 변방 빙권 전선이 발견될 수 있으며, 얼음 가장자리를 따라 넓게 펼쳐져 있습니다.이러한 상층 전선은 상층의 따뜻한 물과 차가운 얼음 사이의 온도 차이에 의해 발생합니다.[29]
하부 층 전면:두 번째 유형의 변방 빙권 전방은 하층 전방입니다.이 유형은 거주하는 겨울용 바닥수와 여름용 물 사이의 하층에서 발견할 수 있습니다.[29]
얼음에 수직으로 해류가 부딪히는 곳에서 상층과 하층의 전선이 분리될 수 있는데, 이는 주로 만에서 발생합니다.[29]그러나, 예를 들어, 얼음 반도에서는 낮은 측면 난류가 이 전선들을 일치시킬 수 있습니다.[29]
남극 극지류와 관련된 3개의 남극해 전선의 개략적인 위치: 남극 극지류전선(SACC), 남극 극지전선(PF), 그리고 아남극전선(SAF).또한 아열대 수렴 전선(STF)이 표시되어 있습니다.
남대양 전선
매우 중요한 전선들이 남빙양에서 발생합니다.이 분지는 지구상에서 가장 강력한 전류 시스템 중 하나인 동쪽으로 흐르는 강렬한 남극 서큘러 해류(ACC)에 의해 특징지어집니다.또한 이 분지에서 만나는 다양한 물 덩어리는 매우 깊은 곳에 도달하고 남쪽으로 얕게 기울어진 이소피칼 표면(일정한 밀도의 평면)으로 이어지는 밀도의 강한 구배와 관련이 있습니다.[30]이러한 역학은 함께 강력하고 지속적인 전선을 형성하게 합니다.전통적인 전선의 정의를 사용하면, 이곳은 극지 전선을 발견할 수 있는 유일한 해양 분지입니다.그럼에도 불구하고 남극 주변의 전선 구조는 여러 번 스스로를 재배열하며, 이는 하나의 전선이 수많은 작은 부분 전선으로 갈라지게 만듭니다.[30]
ACC(북에서 남으로) 내에서 정의된 전선은 아남극전선(SAF), 남극극전선(APF) 및 남부 ACC전선(SACCF)입니다.그러나 이 세 전선의 남쪽에는 남부 경계 전선(SBF)과 남극 사면 전선(ASF)이라는 두 전선이 더 정의될 수 있습니다.ASF는 남극 대륙 근처의 선반 물과 근해의 해양수 사이에 형성되기 때문에, 선반 파괴 전선으로도 간주될 수 있습니다.[9]그러나 이 경우 전방은 추가적인 과정, 즉 카타바틱 바람에 의해 영향을 받습니다.이것들은 중력에 의해 더 높은 고도의 하강 경사면으로부터 고밀도의 공기를 운반하고 선반 위의 서쪽 해류를 유지하는 것을 돕습니다.[30]
전선의 중요성
전선은 많은 면에서 중요합니다.융기 및 수렴 전선과 같은 일부 정면 유형은 깊은 바다와 표면 바다 사이의 뚜렷한 교환의 장소이며 중간 규모 에지 및 중간 규모 필라멘트의 생성을 촉진할 수 있습니다.[3]불어난 전선은 영양분을 표면으로 가져와 식물성 플랑크톤 성장을 이끌 수 있습니다.이 식물성 플랑크톤의 성장은 차례로 그 지역의 다른 해양 생물들을 지원할 수 있습니다.일부 전선은 인접한 영양이 풍부한 물 덩어리에서 영양이 제한되고 물리적으로 안정된 유포틱 구역으로 영양을 주입하여 새로운 1차 생산을 향상시킬 때 해양 생물 다양성과 생물 지구화학적 과정의 핫스팟을 생성합니다.[31]실제로, 남대양 전선은 이 대양을 여러 개의 뚜렷한 생물 물리적 구역으로 나누고, 따라서 여러 개의 다른 서식지로 나누었고, 이들은 다시 별개의 생물학적 지대를 지지합니다.[3]연안 해역은 일반적으로 연안 해역보다 영양이 풍부하기 때문에, 선반 해면은 종종 엄연한 생물 지구화학적 경계를 표시합니다.그러나 일부 전선에서 발생하는 강한 혼합은 유포틱 영역에 영양분을 공급하고 생산성을 향상시킬 수 있습니다.[18]전선에서 생성된 탄소 바이오매스의 잉여분은 아래쪽으로 수출되어 더 깊은 원양 및 저서 공동체를 공급할 수 있습니다.탄소 바이오매스의 하향 수송은 전 지구적 탄소 순환에서 중요한 경로이며, 특히 광합성에 의해 고정된 입자성 유기 탄소의 일부가 바닥 퇴적물에 축적되는 얕은 바다에서 그러합니다.[31]
^ abBrandini, Frederico P.; Tura, Pedro M.; Santos, Pedro P. G. M. (1 May 2018). "Ecosystem responses to biogeochemical fronts in the South Brazil Bight". Progress in Oceanography. 164: 52–62. Bibcode:2018PrOce.164...52B. doi:10.1016/j.pocean.2018.04.012.
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