남서풍에서 발생하는 해류는 타간로그 만(Taganrog Bay)에 상당한 양의 물을 발생시킵니다. 바람이 멈춘 후 일정 시간 동안 최대 1.5노트 이상의 속도를 갖는 강한 보상 조류가 만에 형성됩니다. (아조프 해의 위치)
모든 조석도, 지도, 조류표에는 주기적인 조류를 특별히 표시하거나 직접 표시합니다. 실제로 조류는 물의 주기적 이동의 유일한 유형으로 그 성질이 알려져 있으며 계산 및 예측에 어려움이 없습니다.
그러나 일반적으로 지도나 표에 조류의 속도와 방향이 정확하게 표시되어 있음에도 불구하고 이러한 양의 값이 항상 실제 값과 일치하는 것은 아닙니다. 사실 조류는 비주기적인 구성 요소를 필터링하고 제외하여 계산되지만 후자는주기적인 전류의 속도보다 수십 배 더 높을 수 있으며 그 방향을 반대 방향으로 변경할 수도 있습니다. 이 성분의 가치를 미리 계산하기 어렵기 때문에 계산에서 제외됩니다.
비주기적인 전류가 발생하는 주요 원인은 바람입니다. 바다의 각 지점에서 풍속과 방향의 모든 변화, 수역에 대한 바람장의 공간적, 시간적 이질성은 전체 유역의 해류 장에 즉시 반영됩니다. 따라서 풍류는 계산하기가 가장 어렵습니다.
"비주기적인 해수면 변동" 장에서 우리는 Ekman의 표류 이론에 대해 조금 다루었습니다. 1905년에 에크만은 외해의 풍류 문제를 해결하는 동안 여러 가지 중요한 가정을 세웠습니다. 그는 다음과 같은 사실을 받아들였습니다. a) 물은 비압축성이고 밀도는 일정합니다. b) 서지 및 서지, 물이 발생하지 않고 해수면이 수평입니다. c) 바다의 깊이는 무한히 크다. 물 이동의 초기 방정식을 풀고 Ekman은 바람의 흐름에 관해 이미 논의한 결론에 도달했습니다. 이는 일반적으로 외양에서 수많은 관측 데이터와 잘 일치합니다.
그러나 항해가 가장 어려운 해안 근처에서는 에크만 이론의 기본 가정이 충족되지 않는다. 즉, 이 이론은 바다 연안 지역에서 발생하는 현상에 적용할 수 없다. 수학자가 그린 이상적인 그림이 변하기 시작한다.
물이 해안선으로 이동한 결과 해수면이 상승합니다(또는 물이 유출되면 하강합니다). 이로 인해 수평 표면이 기울어져 경사도라는 흐름이 발생합니다. 표류 이론에 따르면 바람의 방향에 대한 물의 흐름 방향은 해당 장소의 물 깊이에 크게 좌우됩니다. 해안 근처의 충분히 큰 깊이에서 서지 또는 서지 및 경사류는 바람이 해안에 특정 각도로 불 경우에만 발생합니다. 심해에서는 표류 전류의 전체 흐름이 다음 방향으로 향하기 때문입니다. 바람에 대해 오른쪽입니다(그림 1 참조). 분명히 수심이 큰 조건에서는 바람이 해안선에 수직으로 불면 해안 근처에서 해일이나 표류가 발생하지 않습니다. 반대로, 오른쪽 해안을 따라 바람이 불면(바람 방향에서 볼 때) 서지가 최대값에 도달합니다.
이에 따라 경사 흐름의 속도도 변경됩니다. 해안 지역의 이 해류는 표류 해류에 중첩되어 표면에서 바닥까지 물의 전체 두께를 덮습니다. 결과적으로 소위 전체 연안 해류가 발생하며 그 속도는 다음과 같이 정의됩니다. 기하합경사도 및 풍류의 속도.
깊은 가파른 제방 근처에는 그림 1에 표시된 전류 패턴이 있습니다. 3. 두께 D의 수층에서는 표면 전류가 발생하는데, 이는 전류의 합입니다. 즉, 깊이에 따라 변하는 바람 전류와 일정한 기울기의 전류입니다. 깊이 D 아래에서 드리프트 전류의 속도는 실질적으로 0이고, 깊이 D까지 심해류의 흐름은 레벨 구배에 의해서만 결정됩니다. 여기서는 해안을 따라 향하는 순수한 구배 전류가 관찰됩니다.
깊이 D"부터 바닥까지 바닥층에서는 유속이 감소하기 시작하고 흐름이 일반적인 물 이동 방향에서 왼쪽으로 벗어납니다. 이 경우 바닥 지형은 유속에 큰 영향을 미칩니다. .바닥과 물의 마찰로 인해 흐름이 느려집니다.
자연 조건에서는 일반적으로 벽 모양의 해안이 없으며 특히 근처에 깊이가 큰 해안이 없습니다. 따라서 해양학자들의 관찰에 따르면 해안 근처의 풍류에 대한 실제 그림은 다릅니다.
쌀. 삼.
1 - 표면 전류; 2 - 깊은 전류; 3 - 하단 전류
첫째, 풍향에 대한 풍류의 이탈 각도는 일정하게 유지되지 않고 바다의 깊이와 바람의 세기에 따라 달라집니다. 깊이가 감소함에 따라 (풍력이 일정할 때) 바람의 방향에서 전류 방향의 편차 각도 a가 감소하고 전류의 방향이 바람의 방향에 접근합니다. 일정한 해수심에서 바람의 세기가 증가함에 따라 각도 a는 감소합니다.
쌀. 4.
쌀. 5. 해안에 대한 바람의 방향과 해안으로부터의 거리(깊은 구역)에 따라 표면 흐름 방향(a)과 바람 계수 K(b)의 편차 각도 a의 변화
둘째, 동일한 풍력에서 조류의 속도는 주어진 장소에서 수심이 감소함에 따라 증가합니다. 실제 계산의 편의를 위해 해양학자들은 표면 전류의 속도 v t와 이를 유발한 바람의 속도 v 바람의 비율인 바람 계수 K의 개념을 도입했습니다. 위의 관찰 결과에 따르면 K와 a의 값은 바람 방위각, 즉 법선에서 해안까지 시계 방향으로 계산하면(바다에서 볼 때) 바람이 해안선을 기준으로 어느 방향에 있는지에 따라 크게 달라집니다. , 그리고 해안이 깊은지 얕은지 이 영역. 35~40m 깊이에서는 바다가 이미 깊은 것으로 간주될 수 있으며, 더 얕은 깊이에서는 얕은 바다입니다.
그림에서. 도 4와 5는 얕은 수역과 깊은 해안에 대해 각각 다양한 풍향각에서 풍향으로부터 표면 흐름의 방향 편차의 각도 a 값과 풍계수 K를 제공합니다. 해안을 따라 또는 해안에 가까운 방향으로 바람이 불면 바람 계수가 최대 값에 도달한다는 것이 흥미 롭습니다. 반대편 그림은 해안이나 해안에서 정상적으로 부는 바람으로 관찰됩니다. 이 경우 바람 계수는 최소 값을 갖습니다. 연구에 따르면 드물게 해안이 풍류에 영향을 미치는 구역의 폭이 35마일을 초과하는 것으로 나타났습니다. 그림 1에 표시된 바람 계수의 값을 계산할 때 유의해야 합니다. 도 4, 5에서는 풍속을 초당 미터로 표현하고, 현재의 풍속을 초당 센티미터로 표현한다.
제시된 결과는 주로 중간 강도(4~7점)의 바람에 대해 얻은 것입니다. 그러나 바람 계수의 값은 실질적으로 바람 강도와 무관하며 각도는 바람이 증가함에 따라 약간만 감소하는 것으로 나타났습니다. 결과적으로 이 그래프는 모든 풍속, 심지어 폭풍 속도에서도 사용할 수 있습니다. 매우 약한 바람(1~2포인트)에서만 그래프에서 K 및 a 값을 결정하는 데 약간의 오류가 발생할 수 있지만 이러한 바람에서는 속도가 느리기 때문에 전류에 실질적인 관심이 없습니다.
다양한 바람 작용 지속 시간에 대한 바람 계수 K 및 각도 a 값의 변화에 더 많은 관심을 기울일 가치가 있습니다. 바다 해안 지역의 해류 발달에 대한 수많은 관찰을 통해 얕은 수역에서 속도 설정 시간이 심해 지역보다 훨씬 길다는 결론에 도달했습니다. 현재 속도의 완전한 발달에 필요한 시간 간격 심해 지역에서는 3-4시간, 얕은 물에서는 16-18시간에 이릅니다. 그림에서. 6 계수 T는 순간 유속과 정상 유속의 비율을 나타냅니다. 놀랍게도 현재 속도가 최대값에 도달하는 데 걸리는 시간은 풍속에 좌우되지 않습니다.
쌀. 6.
쌀. 7.
및 파동 " - 파동 전파 속도; v - 휴대용 이동 속도
그림의 데이터 4 - 6에서 K, a, T의 값은 발트해에 대해 얻어졌으므로 다른 해역과 관련하여 주의해서 사용해야 하지만 현상의 일반적인 패턴은 모든 얕은 해역의 특징입니다. 바다. 이러한 패턴은 다음과 같이 공식화될 수 있습니다. 표면에서 물의 흐름은 바람을 따라 향하고 풍류 자체에 의해 결정되며, 바닥층에서는 바람에 대항하여 경사 전류에 의해 결정됩니다. 깊은 해안의 경우 해안선을 따라 부는 바람에 의해 주요 해일 또는 해일이 생성됩니다. 얕은 해안선의 경우 해안선과 평행하게 부는 바람은 평탄한 경사와 경사류를 생성하지 않습니다. 바람이 해안에 수직으로 불 때 최대 서지와 이에 따른 경사류가 관찰됩니다.
전체 연안 해류의 특정 부분은 파도 흐름(풍파로 인해 표면층에서 물 덩어리가 이동하는 이동)에 의해 기여됩니다. 파동의 흐름은 바람파의 전파 방향을 따라 진행됩니다. 발생 이유는 실제 바람 파도에서 물 입자의 궤적이 루프와 같은 특성을 갖기 때문입니다(그림 7). 물의 이동 속도는 같은 깊이에 있는 모든 입자에 대해 동일합니다. 이는 파도의 높이와 주기에 따라 달라지며 깊이가 증가함에 따라 매우 빠르게 붕괴됩니다. 따라서 해안 근처 해수 표층의 해류는 여러 요인으로 구성된 복잡한 구성입니다.
해안 지역의 구호, 섬 및 우울증의 존재는 그다지 중요하지 않습니다. 따라서 선원들은 언뜻보기에 놀라운 요인 중 하나를 처리해야했습니다. 섬 근처 바다에서 바람이 불면 바람이 불어오는 쪽뿐만 아니라 바람이 불어오는 쪽에서도 수위가 낮아집니다. 이 역설적 인 현상은 매우 간단하게 설명됩니다. 바람은이 섬이 위치한 바다 지역에서 바람이 불어 오는 다른 해안으로 모든 물을 몰아냅니다. 즉, 물은 문제의 섬 근처뿐만 아니라 전체에 걸쳐 재분배됩니다. 저수지 전체.
섬 근처에서 항해할 때는 해류의 방향과 속도를 아는 것이 매우 중요합니다. 얕은 수역에서는 일반적으로 바람에 의해 물이 이동하면서 섬들이 일반적인 장애물처럼 사방에서 흐르고 있습니다. 섬 해안 근처의 물 흐름 속도와 방향은 바다의 깊이, 섬의 크기와 구성, 흐름과 관련된 위치에 따라 달라집니다. 해류의 변화는 섬 근처에서 직접 발생합니다.
폭풍우가 치는 날씨에도 항해사는 얕은 물에 있는 섬 근처에서 항해할 위험을 감수하지 않습니다. 큰 섬들이 폭풍우로부터 자연적인 피난처 역할을 할 수 있는 바다에서 항해하는 것은 다른 문제입니다. 실제로 섬의 바람이 불어오는 쪽에서는 강한 폭풍우로부터 안전하게 대피할 수 있습니다.
그러나 수행된 해양학적 관측은 해양 섬 주변에 폐쇄된 변칙 순환이 존재한다는 것을 나타낸다는 점을 고려해야 합니다. 예를 들어, 대만, 아이슬란드, 쿠릴 열도 주변의 해류 방향은 인접한 바다 지역의 일반적인 물 순환 방향과 반대입니다. 이러한 변칙적인 순환이 발생하는 이유 중 하나는 넓은 해양 지역에 걸친 바람장의 소용돌이 때문입니다. 대부분의 경우, 북반구 섬 주변 해류의 이상 순환은 시계 방향, 즉 본질적으로 고기압성 순환이지만, 섬을 포함하는 해양 지역의 일반적인 순환은 시계 반대 방향으로 향합니다.
공간 내 바람장의 와도와 이질성, 계절에 따른 바람의 강도와 방향의 변화로 인해 바다의 특정 지역에서는 전체 해류와 방향이 다른 국지 순환 형성이 형성됩니다. 바다. 이것은 미풍과 몬순 바람의 영향으로 형성된 해류입니다. 작용 시간과 흐름 방향은 바람의 주기와 속도에 따라 결정됩니다. 이러한 동일한 주기적인 바람은 더 흥미로운 현상을 일으킬 수 있습니다.
흑해 남동부의 변칙적인 순환이 그 예이다. 북반구의 모든 바다와 마찬가지로 흑해의 표층류는 대부분 시계 반대 방향으로 향하며 해안을 압박하여 약 20마일 너비의 해안 지역을 덮습니다. 이러한 해류가 발생하는 주된 이유는 바다 위의 바람 시스템과 강물의 강렬한 흐름 때문입니다.
1937년 흑해 남동부에서 반대 방향, 즉 시계방향으로 흐르는 순환류가 발견됐다. 그 중심은 바투미에서 약 40~50마일 떨어져 있으며 해안 해류와 밀접하게 접촉되어 있습니다. 이에 대한 자세한 연구를 통해 흐름이 다음과 같은 것으로 나타났습니다. 흥미로운 속성. 우선, 이것은 여름에 바투미에서 얄타 구간의 평균 수온보다 표층 수온이 훨씬 높고 중간층 수온이 낮은 해류 시스템입니다. 이곳 물의 염도는 평균 이하입니다.
흑해에서의 폭풍 활동의 강화는 한편으로는 해안 해류를 강화하는 데 기여하고 다른 한편으로는 고기압 지역의 해류를 약화시킵니다. 겨울에는 대기 활동이 최대 강도를 나타내는 기간 동안 북동풍으로 인해 사이클론 해안 해류가 강화됩니다.
수온과 염분이 낮은 물이 표면으로 올라오면 고기압성 순환이 사라지고 이곳에 저기압성 순환이 나타난다. 따라서 여기서 흐름의 방향은 반대가 됩니다. 그러나 이 지역에서는 여름의 고기압권이 겨울의 저기압성 지역(현재 속도가 0.4노트를 넘지 않음)보다 훨씬 더 급격하게(현재 속도가 1.5노트에 달함) 표현됩니다.
대기 순환의 영향으로 바다에서 발생하는 표류는 연구하기가 매우 어려운 현상입니다. 바람의 이질성, 다양한 깊이, 제방의 구성, 섬과 제방의 존재 등의 영향으로 아주 작은 수역에서도 해류 패턴의 변화가 발생하므로 연구를 위해 동시에 수행해야 한다 큰 숫자유역의 다양한 지점에서 관찰. 이러한 연구에는 엄청난 수의 선박, 도구 및 인력이 필요합니다.
과학적 관찰을 수행하는 데 이러한 어려움이 있기 때문에 해양학자들은 다음과 같은 방법을 사용했습니다. 수학적 모델바람의 흐름을 계산하기 위한 것입니다. 바다의 물 흐름은 바다의 지리적 윤곽에 "새겨져 있는" 규칙적인 격자의 수많은 노드에 대해 해결되는 유체 역학 방정식 시스템으로 설명됩니다. 이 시스템을 사용하면 바다의 각 지점에서의 풍속, 깊이, 액체 경계(해협)의 흐름 및 고체 경계(해안 근처)의 수위를 설정하고 고려할 수 있습니다.
계산은 5~10분의 시간 간격으로 최신 컴퓨터에서 수행됩니다. 인접한 그리드 노드 사이의 거리는 수 킬로미터로 전체 해역을 조밀하게 덮습니다. 이를 통해 해안 근처의 해류와 수위 변화를 정확하게 포착할 수 있습니다.
그러나 방정식의 복잡성과 지정된 초기 및 경계 매개변수의 수가 많기 때문에 대용량 메모리를 갖춘 최신 고속 컴퓨터에서도 계산 시간이 길어집니다. 예를 들어 아조프해와 같은 유역에서는 바람이 한 번 불면 5~6시간이 걸립니다. 이러한 계산 방식은 현재 예측 목적으로 사용되지 않는다는 것이 분명합니다. 또한 계산은 바람 예보를 기반으로 해야 하며, 여기에는 자체 오류가 있습니다. 따라서 계산 방식은 전류의 영역 특성을 결정하는 데 널리 사용됩니다. 이를 위해 바람 흐름의보다 합리적인 평균 특성이 바람장으로 사용됩니다. 계산된 조류 패턴은 지도책, 참고 도서, 수문기상학 지도에 게시됩니다.
하지만 해안 순환으로 돌아가 보겠습니다. 우리가 이미 확립한 바와 같이, 바람과 파도의 이동으로 인해 발생하는 해류는 해안 근처의 수위를 증가시킬 수 있습니다. 수위가 증가함에 따라 해안에서 향하는 소위 보상 해류가 발생하기 시작하며 수위가 증가함에 따라 속도도 증가합니다. 이러한 보상 전류는 수괴의 이동 순환을 닫는 연결고리와 같습니다. 궁극적으로 해안으로 흐르는 물의 양과 바다에서 나가는 물의 양이 같은 정상 상태가 발생합니다.
자연의 서지에 대한 보상은 역류와 이안류의 형태로 두 가지 방식으로 발생할 수 있습니다. 가정적으로 역류는 다음과 같이 생각할 수 있습니다. 해안을 향해 부는 바람에 의해 형성된 표면 해류는 해안선 근처에서 물의 상승을 생성합니다. 이러한 수위 상승으로 인한 압력 차이로 인해 바닥 수평선의 물이 해안에서 넓은 바다 쪽으로 이동하게 됩니다.
쌀. 8.
a - 자연 장애물 근처; b - 다방향 흐름이 있는 경우
얕은 바다의 실제 조건에서 역류는 순수한 형태의 역류로 이해되는 것이 아니라 수위의 경사에 의해 생성되는 물 입자의 역이동 경향, 즉 압력 차이로 인해 물 입자가 역류하는 경향으로 이해됩니다. 서지 동안 물의 전진 이동: 속도가 느려지고 완전히 멈출 수 있습니다. 해안 지역을 전체적으로 고려하면 이 아이디어는 상당히 수용 가능하지만 해안 근처 지역에서는 이안류의 영향으로 위반됩니다.
이안류는 보상 역류와 달리 표면에서 바닥까지 물기둥 전체를 덮을 수 있는 좁고 국부적인 흐름으로 뚜렷이 나타납니다. 자연에서는 좁은 제트의 형태로 관찰되며 해안에서 멀어짐에 따라 희미해집니다.
이안류가 발생하는 주요 원인은 해안선의 굴곡과 해안을 따라 흐르는 물의 불규칙성 때문입니다. 이 경우 해일 과정에서 해안을 따라 강한 흐름이 생성됩니다. 물이 고르지 않은 바닥 지형, 곶 및 침 근처에 축적되어 이동에 자연적인 장애물이 됩니다. 이 구역에는 섹션이 형성됩니다. 더 높은 단계, 해안 근처와 바다에서의 표고차에 의한 힘이 흐름의 힘을 초과하는 순간 이안류가 발생한다(Fig. 8,a). 실제로 이안류는 대부분 해안의 돌출된 지점에서 관찰됩니다. 동시에 얕은 해안 근처에서는 역류의 발생 패턴이 다를 수 있습니다. 규칙적으로 움푹 들어간 해안선이 있는 해안 근처에서도 수중 해안 경사면의 지형이 복잡하기 때문에 해안 해류의 방향이 다음과 같습니다. 해안의 인접한 부분에서는 동일하지 않습니다. 다방향 흐름이 발생하고, 이 흐름이 만나면 이안류(rip current)가 생성됩니다(그림 8.6).
이안류는 강력한 제트기류 경계의 난류, 해안 차단기 선의 파손 및 주요 부분의 뚜렷한 눈에 띄는 탁도에 의해 상대적으로 쉽게 감지됩니다. 얕은 깊이에서는 이안류가 표면에서 바닥까지 물의 전체 두께를 포착합니다. 모든 폐류와 마찬가지로 깊은 곳에서는 표층으로 전달됩니다. 표면의 이안류의 최대 속도는 초당 약 1미터입니다.
이안류의 강도는 베이 또는 베이의 오목형 표시기(입구 부분의 너비에 대한 길이의 비율)에 의해 크게 영향을 받습니다. 이 지표가 높을수록 바람의 파도가 더 커지며, 이는 이안류 제트가 더 강력해져서 바다 속으로 더 깊이 침투한다는 것을 의미합니다.
지역성과 빠른 속도로 인해 이러한 해류는 해안 지역의 선원들에게 심각한 위험을 초래합니다. 이안류 지역에 있는 선박은 항로를 벗어나 날아갈 수 있으며, 선박 운하를 따라 해안을 따라 이동할 때 가장자리로 던져질 수 있습니다. 이안류 형성 조건의 관점에서 위험한 지역을 항해할 때는 이러한 요소를 고려해야 합니다.
그리고 이안류로 인해 또 다른 위험이 발생합니다. 일부 지역에서는 이러한 해류가 강력한 바닥 해류 제트 형태로 관찰되며 속도는 초당 10m에 이릅니다. 동시에 바닥 흐름은 견고한 기반암에서도 울퉁불퉁한 지형을 매끄럽게 만들고 시간이 지나면서 해안에서 수 마일에 걸쳐 뻗어 있는 도랑을 만들고 해안 제방을 따라 수중 수체를 파열시키며 수로 벽을 파괴합니다. . 해안 지역의 형태에 있어서 폭풍 이후의 급격한 변화는 확립된 퇴적물 이동 패턴을 방해하고 가장 예상치 못한 장소에 떼와 제방이 형성되게 합니다.
마지막으로 바다와 바다에서는 바람의 흐름 외에도 물과 공기의 경계면을 통해 물이 침투하는 과정으로 인해 발생하는 흐름이 있을 수 있습니다. 표면 전류라고 불리는 이러한 전류는 주로 강수, 증발 및 응축에 의해 결정됩니다. 일반적으로 이러한 흐름의 자체 속도는 초당 1-2cm를 초과하지 않습니다. 즉, 수영에 장애물이 아니지만 이러한 흐름은 다른 현상의 일종의 유발 역할을 합니다.
특히, 평온한 날씨에는 이러한 해류가 집중적으로 물을 혼합하고 밀도가 다른 물 덩어리를 형성하는 데 기여합니다. 그 후, 바다에서 가장 강력한 물 이동의 힘인 밀도 구배의 힘이 작용하여 크고 작은 물 덩어리를 포함하는 대규모 순환이 발생합니다.
다른 좁은 해협과 연결된 수역에서 물의 질량이 증가하거나 감소하면 이 좁은 해협에 강한 해류가 발생합니다. 예를 들어, 아조프 해의 실제 강수 및 증발 조건에서 케르치 해협의 아조프와 흑해 사이의 수위 차이 변화로 인해 해류는 초당 20~30cm의 속도로 발생할 수 있습니다. , 항해에 위험을 초래합니다. 최근에는 Kara-Bogaz-Gol Bay에서 매년 최대 50억 입방미터가 증발했으며, 같은 이름의 해협에서 보상 수류는 초당 2.5미터의 속도에 도달했습니다.
결과적으로, 큰 만과 하구의 좁은 지주 근처의 해안을 따라 따라갈 때 그러한 과정은 무시될 수 없습니다.
썰물과 흐름, 지구 수역의 수위의 주기적인 변동(상승 및 하강)은 회전하는 지구에 작용하는 달과 태양의 중력 인력으로 인해 발생합니다. 바다, 바다, 호수를 포함한 모든 넓은 수역은 비록 호수에서는 작지만 어느 정도 조수의 영향을 받습니다.
만조 때 하루 또는 반나절 동안 관찰되는 최고 수위를 만조, 간조 때 가장 낮은 수위를 간조라고 하며, 이 최대 수위에 도달하는 순간을 최고 수위(또는 단계)라고 합니다. 각각 썰물 또는 썰물. 평균 수준바다 - 만조시에는 수위 표시가 위치하고 썰물시에는 아래에 위치하는 조건부 값입니다. 이는 일련의 긴급 관측을 평균화한 결과입니다. 평균 만조(또는 간조)는 높은 또는 낮은 수위에 대한 일련의 대규모 데이터에서 계산된 평균 값입니다. 이 중간 레벨은 모두 로컬 풋 로드에 연결되어 있습니다.
만조와 썰물 동안 수위의 수직 변동은 해안에 대한 수괴의 수평 이동과 관련이 있습니다. 이러한 과정은 바람의 급증, 강의 유출수 및 기타 요인으로 인해 복잡해집니다. 해안 지역에서 수괴의 수평 이동을 조수(또는 조석) 흐름이라고 하며, 수위의 수직 변동을 썰물과 흐름이라고 합니다. 썰물과 흐름과 관련된 모든 현상은 주기성을 특징으로 합니다. 조류는 주기적으로 방향을 바꾸는 반면, 연속적이고 단방향으로 움직이는 해류는 대기의 일반적인 순환에 의해 추진되며 외해의 넓은 지역을 덮습니다(OCEAN 참조).
만조에서 간조로 또는 그 반대의 전환 간격 동안 조류의 추세를 확립하는 것은 어렵습니다. 이때(항상 만조나 썰물과 일치하지 않음)에는 물이 “고여있다”고 합니다.
만조와 썰물은 천문학적, 수문학적, 기상학적 조건의 변화에 따라 주기적으로 번갈아 나타납니다. 조석 단계의 순서는 일일 주기의 최대값 2개와 최소값 2개에 의해 결정됩니다.
조석력의 기원에 대한 설명.
태양은 조석 과정에서 중요한 역할을 하지만, 조석 과정의 결정적인 요인은 달의 중력입니다. 위치에 관계없이 물의 각 입자에 대한 조석력의 영향 정도 지구의 표면, 법률에 의해 결정됨 만유 중력뉴턴. 이 법칙은 두 물질 입자가 두 입자의 질량의 곱에 정비례하고 두 입자 사이의 거리의 제곱에 반비례하는 힘으로 서로 끌어당긴다는 것을 나타냅니다. 물체의 질량이 클수록 물체 사이에 발생하는 상호 인력의 힘이 더 커진다는 것을 이해합니다(동일한 밀도로 더 작은 물체는 더 큰 물체보다 덜 인력을 생성합니다). 이 법칙은 또한 두 물체 사이의 거리가 멀수록 물체 사이의 인력이 줄어든다는 것을 의미합니다. 이 힘은 두 물체 사이의 거리의 제곱에 반비례하기 때문에 거리 요소는 물체의 질량보다 조석력의 크기를 결정하는 데 훨씬 더 큰 역할을 합니다.
달에 작용하고 지구 근처 궤도에 유지하는 지구의 중력 인력은 지구를 달쪽으로 이동시키고 위치에 있는 모든 물체를 "들어 올리는" 경향이 있는 달에 의한 지구의 인력과 반대입니다. 지구에서는 달 방향으로. 달 바로 아래에 위치한 지구 표면의 지점은 지구 중심에서 불과 6,400km, 달 중심에서 평균 386,063km 떨어져 있습니다. 게다가 지구의 질량은 달의 질량의 81.3배이다. 따라서 지구 표면의 이 지점에서 모든 물체에 작용하는 지구의 중력은 달의 중력보다 약 30만 배 더 큽니다. 달 바로 아래에 있는 지구의 물이 달의 방향으로 상승하여 물이 지구 표면의 다른 곳으로부터 멀어지게 된다는 것이 일반적인 생각이지만, 달의 중력은 지구에 비해 너무 작기 때문에 그렇게 되지는 않을 것입니다. 너무 많은 물을 들어올릴 수 있을 만큼, 엄청난 무게입니다.
그러나 지구상의 바다, 바다 및 큰 호수는 큰 액체이므로 측면 변위력의 영향을 받아 자유롭게 움직일 수 있으며 수평으로 이동하려는 약간의 경향으로 인해 움직입니다. 달 바로 아래에 있지 않은 모든 물은 지구 표면에 접선 방향으로 (접선 방향으로) 향하는 달의 중력 성분과 바깥쪽으로 향하는 성분의 작용을 받으며 고체에 대해 수평 변위를 받습니다. 지각. 결과적으로 물은 지구 표면의 인접한 영역에서 달 아래에 있는 곳을 향해 흐릅니다. 달 아래 한 지점에 물이 축적되어 그곳에서 조수가 형성됩니다. 외해의 해일 자체는 높이가 30~60cm에 불과하지만, 대륙이나 섬의 해안에 접근하면 그 파도가 크게 증가한다.
이웃 지역에서 달 아래 지점을 향한 물의 이동으로 인해 지구 둘레의 1/4에 해당하는 거리에 있는 다른 두 지점에서 해당 물의 썰물이 발생합니다. 이 두 지점의 해수면 감소는 지구가 달을 바라보는 쪽뿐만 아니라 반대쪽에서도 해수면 상승을 동반한다는 점이 흥미롭습니다. 이 사실은 뉴턴의 법칙으로도 설명됩니다. 동일한 중력원으로부터 서로 다른 거리에 위치하여 서로 다른 크기의 중력 가속도를 받는 두 개 이상의 물체는 무게 중심에 가장 가까운 물체가 가장 강하게 끌리기 때문에 서로에 대해 움직입니다. 달 아래 지점에 있는 물은 그 아래에 있는 지구보다 달을 향해 더 강한 끌어당김을 경험하지만, 차례로 지구는 행성 반대쪽에 있는 물보다 달을 향해 더 강한 끌어당김을 받습니다. 따라서 달을 향한 지구의 쪽을 직접이라고하고 반대쪽을 역방향이라고하는 해일이 발생합니다. 첫 번째는 두 번째보다 5% 더 높습니다.
지구 주위를 공전하는 달의 자전으로 인해, 주어진 장소에서 두 번의 연속적인 만조 또는 두 번의 간조 사이에는 약 12시간 25분이 소요됩니다. 연속되는 만조와 썰물의 절정 사이의 간격은 약 1km입니다. 6시간 12분 두 번의 연속적인 조석 사이의 24시간 50분의 기간을 조석(또는 음력)일이라고 합니다.
조수 불평등.
조수 과정은 매우 복잡하며 이를 이해하려면 많은 요소를 고려해야 합니다. 어쨌든 주요 기능은 다음과 같이 결정됩니다.
1) 달의 통과에 따른 조수 발달 단계;
2) 조석 진폭
3) 조수 변동의 유형 또는 수위 곡선의 모양. 조석력의 방향과 크기가 다양하게 변하면 특정 항구의 아침과 저녁 조석의 크기뿐 아니라 다른 항구의 동일한 조석간에도 차이가 발생합니다. 이러한 차이를 조수 불평등이라고 합니다.
반일주 효과.
일반적으로 하루 안에 주요 조석력(축을 중심으로 지구의 회전)으로 인해 두 개의 완전한 조석 주기가 형성됩니다. 황도의 북극에서 볼 때, 달은 지구가 축을 중심으로 회전하는 것과 같은 방향, 즉 시계 반대 방향으로 지구를 중심으로 회전한다는 것이 분명합니다. 다음 혁명 때마다 주어진 포인트지구 표면은 이전 공전보다 다소 늦게 다시 달 바로 아래 위치를 차지합니다. 이로 인해 조수 간만의 차가 매일 약 50분씩 늦어지고 있습니다. 이 값을 달 지연이라고 합니다.
반달 불평등.
이러한 주요 유형의 변화는 약 143/4일의 주기성을 특징으로 하며, 이는 지구 주위의 달의 자전 및 연속적인 단계, 특히 합월(초승달 및 보름달)을 통한 달의 통과와 관련됩니다. 태양, 지구, 달이 같은 직선 위에 위치하는 순간. 지금까지 우리는 달의 조수 영향에 대해서만 다루었습니다. 태양의 중력장도 조수에 영향을 미칩니다. 그러나 태양의 질량이 달의 질량보다 훨씬 크더라도 지구에서 태양까지의 거리가 달까지의 거리보다 너무 커서 조석력이 영향을 받습니다. 태양의 크기는 달의 절반에도 미치지 못합니다. 그러나 태양과 달이 같은 직선 위에 있거나 지구의 같은 면에 있거나 반대편에 있을 때(초승달이나 보름달 동안), 둘의 중력이 합산되어 같은 축을 따라 작용합니다. 일조와 달의 조수가 겹친다. 마찬가지로 태양의 인력은 달의 영향으로 인한 썰물을 증가시킵니다. 결과적으로, 달의 중력에 의해서만 발생하는 경우보다 조수는 더 높아지고 조수는 낮아집니다. 이러한 조수를 봄조라고 합니다.
태양과 달의 중력 벡터가 서로 수직일 때(구적법 동안, 즉 달이 1/4 또는 마지막 4분의 1에 있을 때), 태양의 인력으로 인한 조석이 태양에 겹쳐지기 때문에 조석력은 반대됩니다. 달에 의한 썰물. 그러한 조건에서는 마치 달의 중력에 의한 것처럼 조수는 높지도 낮지도 않습니다. 이러한 중간 썰물과 흐름을 구적법(quadrature)이라고 합니다. 이 경우 고조위와 저조위의 범위는 만조에 비해 약 3배 정도 감소한다. 대서양에서는 봄철 조석과 구적 조석 모두 일반적으로 해당 달의 위상에 비해 하루 정도 지연됩니다. 태평양에서는 이러한 지연 시간이 5시간에 불과하며 뉴욕, 샌프란시스코 항구 및 멕시코만봄 조수는 직각 조수보다 40% 더 높습니다.
달 시차 불평등.
달 시차로 인해 발생하는 조수간만의 변동 기간은 271/2일입니다. 이러한 불평등의 이유는 지구가 자전하는 동안 달과 지구 사이의 거리가 변하기 때문입니다. 달 궤도의 타원형 모양으로 인해 근지점에서 달의 조석력은 원지점보다 40% 더 높습니다. 이 계산은 뉴욕항에서 유효하며, 원지점이나 근지점에서 달의 영향은 일반적으로 달의 해당 위상에 비해 약 11/2일 지연됩니다. 샌프란시스코 항구의 경우, 달이 근지점이나 원지점에 있기 때문에 조석 높이의 차이는 32%에 불과하며, 이틀의 지연으로 달의 해당 위상을 따릅니다.
매일의 불평등.
이 불평등의 기간은 24시간 50분이다. 발생 이유는 축을 중심으로 지구의 회전과 달의 적위 변화 때문입니다. 달이 천구의 적도 근처에 있을 때, 특정 날짜의 두 개의 만조(두 개의 간조 포함)가 약간 다르며 아침 저녁의 고조와 저조의 높이가 매우 가깝습니다. 그러나 달의 북적위나 남위적위가 커질수록 같은 종류의 아침과 저녁의 조수간만의 높이가 달라지며, 달이 북적위나 남위적위가 가장 커질 때 그 차이가 가장 커진다. 열대 조석도 알려져 있는데, 이는 달이 북부 또는 남부 열대 지방의 거의 위에 있기 때문에 그렇게 불리는 것입니다.
일별 불평등은 대서양에서 연속되는 두 번의 간조의 높이에 큰 영향을 미치지 않으며, 심지어 조석의 높이에 미치는 영향도 전체 변동 폭에 비해 작습니다. 그러나 태평양에서는 만조 때보다 간조 때 일변동성이 3배 더 크다.
반기 불평등.
그 원인은 태양 주위의 지구 공전과 이에 따른 태양 적위의 변화입니다. 1년에 두 번, 춘분 동안 며칠 동안 태양은 천구의 적도 근처에 있습니다. 그 적위는 0°에 가깝습니다. 달은 또한 반달에 약 24시간 동안 천구의 적도 근처에 위치합니다. 따라서 춘분에는 태양과 달의 적위가 모두 대략 0°인 기간이 있습니다. 그러한 순간에 이 두 물체의 인력에 의한 총 조석 생성 효과는 지구의 적도 근처에 위치한 지역에서 가장 눈에 띄게 나타납니다. 동시에 달이 초승달 또는 보름달 단계에 있는 경우를 소위 말합니다. 춘분의 조수.
태양 시차 불평등.
이러한 불평등이 나타나는 기간은 1년이다. 그 원인은 지구의 궤도 운동 동안 지구에서 태양까지의 거리가 변화하기 때문입니다. 지구 주위를 한 바퀴 돌 때마다 달은 근지점에서 가장 짧은 거리에 있습니다. 1년에 한 번, 1월 2일경, 궤도를 따라 이동하는 지구도 태양에 가장 가까운 지점(근일점)에 도달합니다. 가장 가까운 접근의 두 순간이 일치하여 가장 큰 순 조석력을 발생시키면 더 높은 조수위와 낮은 조수위를 예상할 수 있습니다. 마찬가지로, 원일점의 통과가 원지점과 일치하면 썰물과 얕은 썰물이 발생합니다.
조수 높이의 관측 방법 및 예측.
조수위는 다양한 유형의 장치를 사용하여 측정됩니다.
발판- 이것은 센티미터 단위의 눈금이 인쇄된 일반 스트립으로 부두 또는 물에 잠긴 지지대에 수직으로 부착되어 영점 표시가 최저 간조 수위 아래에 있도록 합니다. 레벨 변화는 이 스케일에서 직접 읽혀집니다.
플로트로드.
이러한 풋 로드는 일정한 파도나 얕은 너울로 인해 고정된 규모의 레벨을 결정하기 어려운 곳에 사용됩니다. 해저에 수직으로 장착된 격납 우물(빈 챔버 또는 파이프) 내부에는 플로트가 있으며, 이는 고정 스케일에 장착된 포인터 또는 기록계 스타일러스에 연결됩니다. 물은 최소 해수면보다 훨씬 아래에 위치한 작은 구멍을 통해 우물로 들어갑니다. 조석 변화는 플로트를 통해 측정 장비로 전달됩니다.
정수압 해수면 기록계.
고무주머니 블록이 특정 깊이에 배치됩니다. 조수(수층)의 높이가 변하면 정수압도 변하는데, 이는 측정 장비에 의해 기록됩니다. 자동 기록 장치(조수 측정기)를 사용하여 어느 지점에서나 조수 변동을 지속적으로 기록할 수도 있습니다.
조수표.
조석표를 작성하는 데 사용되는 두 가지 주요 방법은 조화식과 비조화식입니다. 비고조파 방법은 전적으로 관찰 결과에 기초합니다. 또한 항구 수역의 특성과 일부 기본 천문학 데이터(달의 시간 각도, 천구의 자오선을 통과하는 시간, 위상, 적위 및 시차)도 포함됩니다. 나열된 요소를 조정한 후 모든 항구의 조수 시작 순간과 조수 수준을 계산하는 것은 순전히 수학적 절차입니다.
조화법은 부분적으로는 분석적이며 부분적으로는 적어도 한 달 동안 수행된 조석 높이 관찰에 기초합니다. 이러한 예측을 각 항만별로 확인하기 위해서는 관성, 마찰 등의 물리적 현상과 수역 해안의 복잡한 구성, 해저지형의 특성으로 인해 왜곡이 발생하기 때문에 장기간의 일련의 관측이 필요하다. . 조석 과정은 주기성이 특징이므로 조화 진동 분석이 적용됩니다. 관측된 조수는 일련의 단순 성분 조석파가 추가된 결과로 간주되며, 각각은 조석력 중 하나 또는 요인 중 하나에 의해 발생합니다. 완전한 솔루션을 위해 이러한 간단한 구성 요소 37개가 사용되지만 경우에 따라 기본 20개를 초과하는 추가 구성 요소는 무시할 수 있습니다. 37개 상수를 방정식에 동시에 대입하면 실제 해가 컴퓨터에서 수행됩니다.
강의 조수 및 해류.
조수와 강물 흐름의 상호 작용이 명확하게 보이는 곳은 다음과 같습니다. 큰 강바다로 흘러 들어갑니다. 만, 하구 및 하구의 조수 높이는 특히 홍수 기간 동안 주변 하천의 유량 증가로 인해 크게 증가할 수 있습니다. 동시에, 바다의 조류는 조류의 형태로 강 상류까지 침투합니다. 예를 들어, 허드슨 강에서는 해일이 입에서 210km 떨어진 곳에 도달합니다. 조류는 일반적으로 다루기 힘든 폭포나 급류로 상류로 이동합니다. 만조 때에는 강의 흐름이 썰물 때보다 빠릅니다. 조류의 최대 속도는 22km/h에 달합니다.
보르.
만조의 영향으로 움직이는 물이 좁은 수로에 의해 움직임이 제한되면 다소 가파른 파도가 형성되어 단일 전선에서 상류로 이동합니다. 이 현상을 해일 또는 보어라고 합니다. 이러한 파도는 하구보다 훨씬 높은 강에서 관찰되며, 마찰과 강의 흐름이 결합되어 조수의 확산을 가장 방해합니다. 캐나다 펀디 만(Bay of Fundy)에서 붕소 형성 현상이 알려져 있습니다. 멍크턴(뉴 브런즈윅) 근처에서 프티코디악 강(Pticodiac River)이 펀디 만(Bay of Fundy)으로 흘러들어 주변 하천을 형성합니다. 낮은 물에서는 폭이 150m이고 건조 스트립을 가로지릅니다. 만조가 되면 길이 750m, 높이 60~90cm의 물벽이 쉭쉭하고 끓어오르는 소용돌이를 일으키며 강 위로 돌진합니다. 알려진 가장 큰 소나무 숲은 높이 4.5m로 한저우 만(Hanzhou Bay)으로 흐르는 부춘강(Fuchunjiang River)에 형성되어 있습니다.
리버시블 폭포
(역방향)은 강의 조수와 관련된 또 다른 현상입니다. 전형적인 예는 세인트 존 강(캐나다 뉴 브런즈윅)의 폭포입니다. 여기서는 좁은 협곡을 통해 만조 때 물이 저조위보다 높지만 같은 협곡의 만조보다 약간 아래에 있는 유역으로 침투합니다. 따라서 물이 폭포를 형성하는 장벽이 발생합니다. 썰물 때 물은 좁은 통로를 통해 하류로 흐르고 수중 선반을 넘어 일반 폭포를 형성합니다. 만조 때에는 협곡을 관통하는 가파른 파도가 폭포처럼 폭포수처럼 폭포수를 덮고 있는 분지로 떨어집니다. 역류는 문턱 양쪽의 수위가 같아지고 조수가 썰물이 시작될 때까지 계속됩니다. 그러면 하류를 향한 폭포가 다시 복원됩니다. 협곡의 평균 수위 차이는 약입니다. 2.7m이지만 가장 높은 조수에서는 직접 폭포의 높이가 4.8m를 초과하고 반대의 경우 3.7m를 초과할 수 있습니다.
조수 진폭이 가장 큽니다.
세계에서 가장 높은 조수는 펀디 만(Bay of Fundy)에 있는 미나스 만(Minas Bay)의 강한 해류에 의해 생성됩니다. 이곳의 조수 변동은 반일주기를 갖는 정상적인 과정이 특징입니다. 만조 때 수위는 종종 6시간 안에 12m 이상 상승했다가 다음 6시간 동안 같은 양만큼 감소합니다. 조수의 영향, 달의 근지점 위치, 달의 최대 적위가 같은 날 발생하면 조수위는 15m에 달할 수 있는데, 이 유난히 큰 조석 변동폭은 부분적으로 깔때기 모양의 조수 변동에 기인합니다. 깊이가 감소하고 해안이 만의 꼭대기를 향해 서로 가까워지는 펀디 만의 모양.
바람과 날씨.
바람은 조수 현상에 큰 영향을 미칩니다. 바다에서 불어오는 바람이 물을 해안쪽으로 밀어내고, 조수는 평소보다 높아지며, 썰물 때에는 수위도 평균보다 높아집니다. 반대로 육지에서 바람이 불면 물이 해안에서 멀어지고 해수면이 낮아집니다.
" 기사 " 거대한 바다 소용돌이 링". 욕조 나 강, 배 뒤편에 소용돌이 만있는 것이 아니라는 것을 알려 드리겠습니다. 우리는 직경이 수백 킬로미터에 달하고 수년간의 안정성을 지닌 소용돌이에 관해 이야기할 것입니다.
이러한 거대한 해양 소용돌이를 고리라고 합니다. 에서 영어로반지=반지. 즉, 문자 그대로 번역하면 거대한 해양 고리를 얻게 됩니다. 그러나 모양은 여전히 욕실의 친숙한 소용돌이와 유사합니다. 하지만 가장 먼저 해야 할 일이 있습니다. 처음부터 시작해보자.
영역 태평양일본 열도 인근의 오가사와라는 오랫동안 선원들 사이에서 악명이 높았습니다. 그러나 변칙 현상 연구자들에 따르면 그곳은 항해 차트에 표시되지 않은 바다인 소위 "악마의 바다" 주변에 위치하고 있으며 관련 문헌에서 그 위치가 매우 임의로 해석되는 것은 당연합니다. 어쨌든 이 지역에서는 흔적도 없이 사라진 선박에 대한 보고가 꽤 정기적으로 나왔습니다.
70년대 중반, 이 지역은 교토대학 과학자들의 관심을 끌었습니다. 선박이 이를 피하고 있기 때문에 이 심해(깊이 5000미터 이상) 해양 지역에 방사성 폐기물을 가라앉힐 가능성을 탐구하는 것은 가치가 있었습니다. 그리고 오가사와라에서 400km 떨어진 곳에서 반경이 약 100km에 달하는 거대한 소용돌이를 발견했습니다. 연구에 따르면 소용돌이는 수심 5,000m에서 바다 표면까지 솟아오르는 것으로 나타났습니다.
이 거대한 깔때기의 중앙에는 해수면보다 수십 미터 낮은 수위인 함몰부가 있습니다. 해양학자에 따르면 이 소용돌이의 에너지는 일반적인 해류의 에너지보다 10배 더 큽니다. 그리고 아직 설명을 찾지 못한 또 하나의 이상한 점은 대략 100일에 한 번씩 이 소용돌이가 회전 방향을 바꾸는 것입니다.
따라서 세계 해양의 물은 거의 잔잔하지 않습니다. 폭풍, 폭풍 및 거대한 파괴력의 파도인 쓰나미 외에도 바다 표면과 수중 모두에서 강력한 수평 흐름이 있습니다. 예를 들어 멕시코 만류(Gulf Stream)는 엄청난 양의 따뜻한 물을 운반하여 유럽의 서부와 북부 해안을 가열합니다.
하지만 이제 우리는 관심을 갖고 있습니다. 수직 전류, 바다에 매우 거대한 소용돌이가 출현하게 됩니다. 공기의 바다에서와 마찬가지로 수층의 온도 차이 또는 염분의 차이로 인해 발생하는 수밀도의 차이로 인해 발생하는 수괴의 수직 이동의 결과로 나타납니다(따뜻한 물은 찬 물보다 가볍고, 염수는 더 무겁습니다). 덜 짠 물).
이러한 물의 수직 이동으로 인해 고리라고 불리는 거대한 소용돌이가 나타납니다. 또한 이러한 소용돌이는 공기 소용돌이를 구별하는 모든 기능, 즉 북반구에서 시계 반대 방향으로 회전하는 사이클론 소용돌이의 중심에서 소용돌이 주변에서 깊은 물이 오르락 내리락하는 모든 기능을 갖추고 있습니다. 남반구에서는 물의 동일한 수직 이동으로 인해 시계 방향으로 회전하는 소용돌이가 발생합니다. 북반구 소용돌이 중앙에서 물 덩어리가 낮아지는 경우 물 이동은 시계 방향으로, 남반구에서는 시계 반대 방향으로 발생합니다.
비슷한 거대한 소용돌이가 이 지역에서 발견되었습니다. 버뮤다 삼각 지대, 스리랑카 근처, 심지어 남극 해안에서도 마찬가지입니다. 그러한 소용돌이의 중심에는 다소 깊은 우울증이 있습니다. 예를 들어 스리랑카 근처에서는 깊이가 100m를 초과합니다. 위성을 통해 최대 200미터에 달하는 함몰 깊이가 기록되었습니다.
이러한 소용돌이에 대한 전설은 수 세기 동안 알려져 왔지만, 소련 과학 아카데미 탐험대에 의해 1970년 열대 대서양의 Polygon-70 바다 테스트 현장에서 외해의 소용돌이에 대한 최초의 기기 측정이 수행되었습니다. 해수 소용돌이는 공기 소용돌이보다 훨씬 오래 살지만 일반적으로 더 큰 순환 내에서 일시적인 성격, 순환적 기원, 이동 및 파괴와 같은 동일한 특성을 갖습니다.
그래서 반지는 비교적 최근인 지난 세기 70년대에 발견되었습니다. 연구에 따르면 해양 소용돌이는 몇 달, 일부 과학자에 따르면 몇 년으로 계산하면 꽤 오랫동안 존재할 수 있습니다. 직경은 수십, 심지어 수백 킬로미터가 될 수 있습니다. 시계 방향 또는 반시계 방향 어느 방향에 관계없이 물 소용돌이는 원심력으로 인해 표면이 수평이 되지 않으며, 지구의 인공 위성에 설치된 장비에 표시된 대로 소용돌이의 중심은 해수면보다 수십 미터 아래에 있을 수 있습니다.
고리 형성 메커니즘은 공기 소용돌이 형성 메커니즘과 완전히 동일합니다. 이 메커니즘의 주요 작동 개체는 다음과 같습니다. 지구 자기장그리고 그 안에서 움직이는 사람들 물 분자(부분 양전하 및 음전하를 가짐) 및 양전하 및 음전하를 띤 소금 입자. 지구 자기장에서 움직일 때 획득 회전 운동. 당연히 이미 언급한 따뜻한 물, 차가운 물, 짠 물, 덜 짠 물의 밀도 차이가 중요한 역할을 합니다.
거대한 해양 구조인 고리 전체를 궤도에서만 직접 관찰할 수 있습니다. 인공위성지구. 해양 소용돌이는 과학자들이 관심을 갖는 깊이에서 해류의 속도를 측정하는 장비를 사용하여 탐험 중에 모니터링됩니다. 예를 들어, 북부무역풍류의 남쪽에 위치한 Polygon-70 원정대는 대서양약 200m의 데이터가 6개월 동안 기록되었습니다. 그 후, 이 모든 정보는 컴퓨터에서 수집되어 처리되었습니다. 처리 결과는 고기압성 회전 패턴을 갖는 거대한 물 소용돌이의 존재를 확실하게 입증했습니다.
그런 다음 북대서양에서만 약 10 개의 고리가 발견되었으며 그 발생은 Cape Hatteras를 통과하여 북미 해안에서 출발하여 고리 모양의 구불 구불 한 형태를 형성하기 시작하는 걸프 스트림과 관련이 있습니다. 구불구불한 흐름 중 일부는 주 흐름에서 벗어나 아마추어 소용돌이가 되며, 현재 속도는 시속 4km 이상에 달할 수 있습니다. 직경 150-300km의 소용돌이에서 오랫동안 고요한 동안 발견 된 요트 나 뗏목은 며칠 후 꽤 먼 거리를 여행 한 후 거의 같은 장소에 도착할 수 있습니다. 이러한 소용돌이 자체의 표류는 매우 미미하며 하루에 3km를 초과하는 경우가 거의 없습니다.
고리를 연구하는 동안 걸프 스트림 남쪽에서 분리되는 소용돌이가 주변 소용돌이와 다른 것으로 나타났습니다. 따뜻한 물 Sargasso Sea는 중앙에 더 많은 것이 있다는 점에서 낮은 온도. 걸프 스트림의 북쪽에서 분리되는 동일한 소용돌이의 중심은 더 따뜻합니다.
중심이 따뜻한 고리는 일반적으로 하루 최대 5km의 속도로 움직입니다. 이러한 고리는 약 1년 동안 존재하다가 다시 Cape Hatteras 지역에서 멕시코 만류와 합류합니다. 중심이 차가운 고리의 표류는 주로 남서쪽입니다. 멸종 장소: 플로리다 반도 동부 해안, 수명: 2~3배 더 깁니다. 최대 4~5년까지 사는 고리를 추적하는 것이 가능했습니다.
차가운 고리의 중심에서는 안개가 자주 발생하고 매우 오래 지속됩니다. 결국 여기 바다 소용돌이는 2.65-3.5km 깊이에서 표면까지 매우 낮은 온도의 물을 들어 올립니다. 따뜻한 공기가 찬 물 표면과 접촉하면 수증기가 응결되는 과정이 일어나며, 그 농도가 증가하면 가시성이 저하되는 원인이 됩니다.
따라서 거대한 바다 소용돌이에 빠지고 싶지 않을 것입니다.
위에서만 보세요. 이러한 이유로 다음 비디오를 시청해 보시기 바랍니다.
물론 이것은 직경 100km의 소용돌이는 아니지만 여전히 인상적입니다.
출처: P. MANTASHYAN, “과학과 생명” No. 5, 2008. Tatiana SAMOILOVA, 콜럼버스 잡지 No. 15 (2005)
