해양물리학
에 대한 에너지 바다의 순환(고 대기 순환) 에서 온 태양열 방사선 및 중력 에너지에서 태양과 달이 있습니다. 표면에 흡수되는 햇빛의 양은 극보다 적도에서 더 큰 위도에 따라 강하게 달라지며,이는 적도에서 극을 향해 열을 재분배하는 역할을하는 대기와 바다 모두에서 유체 운동을 유발하여 유체 운동이 없을 때 존재하는 온도 구배를 감소시킵니다. 아마 이 열의 3/4 는 대기권에서 날라지고;나머지는 대양에서 날라진다.대기는 아래에서 가열되어 대류로 이어지며,그 중 가장 큰 표현은 해들리 순환입니다. 대조적으로 바다는 위에서 가열되어 대류를 억제하는 경향이 있습니다. 대신 바다 깊은 물 차가운 짠 물 상당히 제한 된 지역에서 싱크 극지방에서 형성 된다. 이 순환의 시작입니다.해양 해류는 주로 표면 바람 스트레스에 의해 구동된다;따라서 대규모 대기 순환은 해양 순환을 이해하는 것이 중요하다. 해들리 순환은 열대 지방의 동쪽 바람과 중위도의 서쪽으로 이어집니다. 이것은 대부분의 아열대 바다 분지(스 베르 드럽 균형)에 걸쳐 적도의 흐름을 느리게합니다. 리턴 흐름은 강렬하고 좁은 서쪽 경계 전류에서 발생합니다. 대기와 마찬가지로 바다는 깊이보다 훨씬 넓기 때문에 수평 운동은 일반적으로 수직 운동보다 훨씬 빠릅니다. 남반구에는 바다의 연속 벨트가 있으며,따라서 중위도 서부는 강한 남극 극지 전류를 강요합니다. 북반구에서는 육지 질량이 이것을 방지하고 바다 순환은 대서양과 태평양 분지의 작은 선회로 나뉩니다.코리올리 효과는 유체 흐름의 편향(북반구의 오른쪽과 남반구의 왼쪽)을 초래합니다. 이것은 바다의 흐름에 큰 영향을 미칩니다. 특히 그것은 유량이 가는곳마다 압력 체계의 주위에 간ㄴ다는 것을 의미해,그(것)들을 장기간 동안 지속하는 것을 허용하. 결과적으로 압력의 작은 변화는 측정 가능한 전류를 생성 할 수 있습니다. 예를 들어,해수면 높이가 백만 분의 한 부분의 기울기는 중위도에서 10 센티미터/초의 전류를 발생시킵니다. 코리올리 효과가 극에서 가장 크고 적도에서 약하다는 사실은 동부 경계에 존재하지 않는 날카 롭고 비교적 안정된 서쪽 경계 전류를 초래합니다. 또한 보조 순환 효과를 참조하십시오.에크만 수송은 북반구에서 바람의 오른쪽 90 도,남반구에서 바람의 왼쪽 90 도 표면 물 순 수송 결과. 바람이 바다의 표면을 가로 질러 불면,그것은 표면의 물 얇은 층에”잡고”. 차례로,그 얇은 물 시트는 운동 에너지를 그 아래의 얇은 물 층으로 옮깁니다. 그러나 코리올리 효과 때문에 물층의 이동 방향은 북반구에서 더 깊어 질수록 천천히 오른쪽으로,남반구에서 왼쪽으로 이동합니다. 대부분의 경우,바람에 의해 영향을받는 물 맨 아래 층은 100 미터–150 미터의 깊이에 있으며 바람이 부는 방향과 완전히 반대되는 약 180 도 여행하고 있습니다. 전반적으로,물 순 수송은 바람의 원래 방향에서 90 도 될 것입니다.랑뮤어 순환은 바람이 부는 방향과 평행 한 바다 표면에 바람개비라고 불리는 얇고 가시적 인 줄무늬가 발생합니다. 바람이 3 미터 이상으로 불어 오는 경우 초-1,그것은 상향 용출과 하향 용출 약 5-300 미터 간격으로 번갈아 가며 평행 한 윈드 로우를 만들 수 있습니다. 이 바람새는 시계 방향과 시계 반대 방향으로 교대로 회전하는 인접한 난형 물 세포(약 6 미터(20 피트)깊이로 확장)에 의해 생성됩니다. 수렴 구역에서는 파편,거품 및 해초가 축적되는 반면,발산 구역에서는 플랑크톤이 잡히고 표면으로 운반됩니다. 발산 영역에 많은 플랑크톤이있는 경우 물고기는 종종 그들에 먹이를 끌고있다.2003 년 9 월 15 일 바하마의 허리케인 이사벨 동쪽에서 바다와 대기는 열,습기 및 운동량의 플럭스를 교환합니다.열 표면의 중요한 열 용어는 현열 플럭스,잠열 플럭스,들어오는 태양 복사 및 장파(적외선)방사선의 균형입니다. 일반적으로,열대 바다는 열 순 이득을 표시하는 경향이,그리고 극지 바다 순 손실,바다에서 에너지 극지의 순 전송의 결과.해양의 큰 열용량은 해양에 인접한 지역의 기후를 온건하게하여 그러한 위치에서 해양성 기후로 이어진다. 이것은 여름에 있는 열 저장 및 겨울에 있는 방출의 결과일 수 있습니다;또는 더 온난한 위치에서 열의 수송의:이것의 특히 주목할 만한 보기는 북대서양 편류에 의해 적어도 부분적으로 가열되는 서유럽입니다.표면 바람은 초당 주문 미터의 경향이;초당 주문 센티미터의 해류. 따라서 대기의 관점에서 볼 때,바다는 효과적으로 고정 된 것으로 간주 될 수 있으며,바다의 관점에서 볼 때,대기는 표면에 상당한 바람 스트레스를 가하고,이것은 바다의 대규모 전류를 강제합니다.바람 응력을 통해 바람은 바다 표면파를 생성하며,더 긴 파도는 위상 속도가 풍속을 향합니다. 표면 바람의 모멘텀은 바다 표면 파도에 의해 에너지 플럭스로 전달됩니다. 파도의 존재에 의해 바다 표면의 증가 된 거칠기는 표면 근처의 바람을 변화시킵니다.수분 바다는 강우로 인해 수분을 얻거나 증발을 통해 수분을 잃을 수 있습니다. 증발 손실은 바다 소금기 잎;지중해와 페르시아 만 예를 들어 강한 증발 손실이;조밀 한 짠 물 결과 깃털은 대서양에 지브롤터 해협을 통해 추적 할 수있다. 한 때,증발/강수량은 해류의 주요 동인이라고 믿어졌으며,지금은 매우 사소한 요인 일 뿐이라고 알려져 있습니다.그만큼 켈빈 파 두 경계 또는 반대 세력(일반적으로 코리올리 힘과 해안선 또는 적도 사이)사이에서 표출되는 점진적 파동입니다. 해안과 적도의 두 가지 유형이 있습니다. 켈빈 파는 중력 구동 및 비 분산입니다. 이것은 켈빈 파도가 오랜 기간 동안 모양과 방향을 유지할 수 있음을 의미합니다. 그들은 일반적으로에 의해 만들어 갑자기 변화는 바람에 같은 변화의 무역풍의 시작 부분에는 엘 니뇨-남 진동.해안 켈빈 파도는 해안선을 따라 가며 항상 북반구에서 반 시계 방향(여행 방향의 오른쪽에 해안선이 있음)과 남반구에서 시계 방향으로 전파됩니다.적도 켈빈 파도는 적도를 가이드로 사용하여 북반구와 남반구의 동쪽으로 전파됩니다.