7월 웨일온 스터디 일정 - 07/25(토) 현재

[아름다운 우주]

[7월 웨일온 스터디 일정]

매주 토요일 오후7시30분에 시작합니다.  

연간종합반과 연간완성반 수강시  웨일온 스터디 무료로 등록가능합니다. 

06/27(토) : 대학지구과학개론 242면부터 262면까지 제3장 지질시대, 화석, 지구의 역사

[국가지질공원]

울릉도와 독도, 제주도, 부산, 청송, 강원, 무등산, 한탄강, 강원고생대, 경북동해안, 전북서해안, 백령도와 대청도, 진안과 무주, 단양, 고군산군도, 의성, 화성

* 대학지구과학개론 2024년판과 비교하여 2026년판에서 추가된 내용은 4페이지 분량의 국가지질공원(고군산군도, 의성, 화성) 분야이다.

대학지구과학개론 263면부터 324면까지 제4장 지진과 지구 내부 구조

[실체파와 표면파]

①수평성분(남북성분, 동서성분)에는 P, S, L(러브파), R(레일리파) 순으로 도착하여 기록된다.

②수직성분에는 P, S, R(레일리파) 순으로 도착하여 기록된다.

③P파(종파)는 ‘모양’ 외에 ‘크기’ 변화를 일으키기 때문에 μ(전단계수, 강성률) 외에 k(체적탄성률)를 포함한다.

④액체와 기체에서는 μ(전단계수, 강성률)가 0이기 때문에 S파의 속도 VS = 0이다. 지구의 외핵은 액체로 추정되는데 그 이유는 S파(횡파) 형태로는 통과를 못하기 때문이다.

⑤지진파 중 표면파는 분산파의 특성을 나타내어 파장이 긴 저주파가 먼저 도달하고, 파장이 짧은 고주파가 나중에 도달한다. 표면파에는 L(러브파)파와 R(레일리파)파가 있다. -알기쉬운 지구물리 73면

⑥지진파 중에서 실체파인 P파와 S파는 밀도, 전단계수(강성률), 체적탄성계수(체적탄성률, 비압축률)의 영향을 받고 파장에는 무관하기에 분산이 나타나지 않는다. 실체파는 표면파와는 달리 분산파가 아니다.

⑦PKIKP파는 맨틀에서 출발한 P파가 모드 전환이 없이 외핵과 내핵을 굴절하여 통과한 후 다시 외핵과 맨틀로 굴절하여 관측점에 도달한 파이다. PKJKP파는 내핵을 통과할 때 횡파로 모드 전환이 되었음을 알려 준다. 빛(전자기파)과 탄성파는 물성이 서로 다른 두 물체의 경계면에 입사하면 일부는 반사되고, 일부는 굴절하게 된다. 탄성파 경우에 빛의 경우보다 복잡하여 P파 또는 S파가 입사하여 반사, 굴절할 때 P파와 S파가 모두 생성된다. P파에서 S파로, 또는 S파에서 P파로 진동의 형태가 바뀌는 것을 ‘모드 전환(mode conversion)’이라고 한다.

[지진파의 규모]

①지진의 규모는 종파나 횡파의 최대진폭과 지진계와 PS시로부터 구한 진앙 사이의 거리에 비례하는 보정계수의 영향을 받는다. 리히터 규모 척도(Richter magnitude scale)는 진앙에서 100km 거리에서 관측된 P파와 S파의 최대진폭에 의해서 결정된다는 것을 고려할 때 지진의 규모가 클수록 더 먼 진앙거리까지 에너지가 도달하기에 정밀 조사 후 변경된 어느 K 관측소에서 진앙거리가 이전보다 커졌다고 가정하면 K에서 측정한 진폭은 같은 상태에서 진앙거리가 이전보다 커졌으므로 새로 추정한 지진의 규모는 이전보다 증가한다.

②표면파 규모 1 증가시 진폭은 약 10배, 에너지는 약 30배 증가한다. 진폭을 10배 크게 하기 위해서는 지진 방출 에너지가 약 30배 증가해야 한다.

[변환단층의 길이 변화]

ㄱ자 모양을 두개 만들어서 실험해 보면 양쪽에서 같은 속력의 반대방향으로 이동할 때

①위쪽에서는 A판이 B판 아래로 섭입하고, 아래쪽에서는 B판이 A판 아래로 섭입하는 경우 변환단층 길이는 시간이 경과할수록 감소한다. 대학지구과학개론 324면 그림4-52(e)

②위쪽과 아래쪽에서 B판이 A판 아래로 섭입하는 경우 변환단층의 길이는 시간이 경과하여도 일정하다. 대학지구과학개론 324면 그림 4-52(d)

③위쪽에서는 B판이 A판 아래로 섭입하고, 아래쪽에서는 A판이 B판 아래로 섭입하는 경우 변환단층 길이는 시간이 경과할수록 증가한다. 대학지구과학개론 324면 그림4-52(f)

07-04(토) : 대학지구과학개론(2024년판) 325면부터 349면까지 제4장 지진과 지구 내부 구조

[섭입대의 4가지 유형]

①밀도가 큰 해양판이 밀도가 작은 해양판 아래로 섭입하는 유형

예 : 마리아나 해구 부근에서 태평양판이 필리핀판 아래로 섭입한다.

②밀도가 큰 해양판이 밀도가 작은 대륙판 아래로 섭입하면서 호상열도를 만드는 유형

예 : 일본 해구 부근에서 해양판인 태평양판이 대륙판인 유라시아판 아래로 섭입하면서 일본 호상열도를 만드는 유형으로 일본 호상열도는 유라시아판에 속한다.

③밀도가 큰 해양판이 밀도가 작은 대륙판 아래로 섭입하면서 대륙화산호를 만드는 유형

예 : 페루-칠레 해구 부근에서 해양판인 나즈카판이 대륙판인 남미판 아래로 섭입하면서 안데스 산맥을 만드는 유형으로 안데스 산맥은 남미판에 속한다.

④해양판이 모두 섭입대 아래로 가라앉게 되면 대륙판과 대륙판이 서로 충돌하게 되는 유형으로 대륙판의 밀도가 연약권을 이루는 맨틀의 밀도보다 작기에 이미 섭입한 해양판을 따라 가라앉을 수 없어 두 대륙판이 서로 충돌하게 되는 유형이다.

예 : 히말라야 산맥(인도-호주판과 유라시아판의 충돌)

[섭입대의 프리에어이상과 열류량 분포]

①해양저 평원에서 약한 (+)이상 ➜ 섭입하는 해구에서 강한 (-)이상 ➜ 호상열도나 대륙화산호에서 강한 (+)이상

이유 : 해양저 평원에서 섭입대로 다가가면 해양판이 약간씩 휘면서 낮은 융기 지형을 만들어 약한 프리에어 (+)이상이 나타난다. 섭입하는 해구에서는 밀도가 작은 해수층이 두터워지고 저밀도의 퇴적물 및 가벼운 부가체가 섭입 과정에서 남게 되어 강한 프리에어 (-)이상이 나타난다. 호상열도나 대륙화산호에서 섭입판(해양판)과 상부판(대륙판)을 아우르는 두터운 암석권(판)에 의해 강한 프리에어 (+)이상이 나타난다. 대학지구과학개론(24년판) 326면 그림4-54(b)

②열류량의 분포는 해령에서 높은 상태에서 해구방향으로 이동하는 오랜 시간동안 점점 식으면서 섭입대 부근의 지열류는 해양에서의 평균값보다 작은 상태이다가 호상열도나 대륙화산호 지하 깊은 연약권 맨틀에서 섭입하는 과정에 함수광물이 무수광물로 전진변성하면서 물이 탈수되어 나와 부분용융으로 현무암질 마그마가 생겨 화성활동이 활발해져 높은 열류량 분포를 보인다. 대학지구과학개론(24년판) 326면 그림4-54(c)

[오일러극]

대학지구과학개론(24년판) 326면 그림4-56에서 오일러 적도에서의 상대선속도를 V0이라 하자. V0 = rω식이 성립한다. 여기서 r은 오일러 적도에서의 회전반경이며, ω는 회전각속도이다. 임의의 오일러 위도 φ에서 회전축에서의 거리는 rcosφ이다.

오일러 위도 φ에서 상대선속도 = ωrcosφ이다.

φ = 0°에서 회전축에서의 거리 rcosφ = rcos0° = r 이며, 상대선속도 V0 = ωr 이다.

φ = 30°에서 rcosφ = rcos30° = r×√3/2이며, 상대선속도 V30 = ωr√3/2 이다.

φ = 60°에서 rcosφ = rcos60° = r/2이며, 상대선속도 V60 = ωr/2 이다.

φ = 90°에서 rcosφ = rcos90° = r×0 = 0이며, 상대선속도 V90 = 0 이다.

[판에 작용하는 힘]

해령 발산력, 섭입판 인력, 해구 흡입력이다.

대학지구과학개론(2024년판) 351면부터 364면까지 제5장 지구물리학의 이해

[지오이드와 지구타원체]

①지오이드는 평균해수면으로 등퍼텐셜면이며, 중력 방향에 수직인 면이다. 지구 내부의 실제 질량 분포를 잘 반영한다. 지구 내부에 평균보다 밀도가 큰 물질이 국지적으로 분포하면 지오이드는 지구타원체보다 높아 (+)지오이드 기복이 되고, 반대로 지구 내부에 평균보다 밀도가 작은 물질이 국지적으로 분포하면 지오이드는 지구타원체보다 낮아 (-)지오이드 기복이 된다.

세계 곳곳에서 지구타원체를 기준으로 한 지오이드의 높이를 반영한 자료를 살펴보면, 중력장의 등포텐셜면인 지오이드(평균해수면)는 지구타원체와 거의 근사하며 그 차이는 100m를 넘지 않지만 대체로 대륙의 경우 지구타원체의 평균질량에 대한 대륙 물질의 초과질량에 의한 중력 영향으로 지오이드는 지구타원체보다 상부에 존재하므로 대륙에서 (+)가 나오고, 해양의 경우 지구타원체의 평균질량에 대한 낮은 밀도의 해수에 의한 중력 영향으로 지오이드는 지구타원체보다 하부에 존재하므로 해양에서 (-)가 나온다. 지각평형이 완전히 이루어지지 않은 상태에서 일부 대륙에서는 (-)가 나오고, 일부 해양에서는 (+)가 나오는 것을 볼 수 있다.

지오이드 아래에 주변보다 밀도가 큰 물질이 존재하는 경우 지구타원체를 기준으로 할 때, 지오이드면이 위로 솟아오른 모습을 보여 준다.

②지구타원체는 내부 밀도가 균질하다고 가정한 이론적인 회전타원체이다.

[중력측정]

①절대중력 측정 : 지표면으로 자유낙하하는 물체의 중력가속도를 측정하거나 진자를 이용함

1)단진자의 주기와 진자의 길이를 측정하여 중력가속도를 알아낸다.

예컨대, 1분 동안에 10회 왕복한 경우 단진자의 주기 T = 60초/10회 = 6초이다.

T = 2π√(L/g) 식에서 중력가속도 g = 4π²L/T² 이다.

2)높이 H에서 자유낙하하는 물체의 낙하시간 t를 측정하면 중력가속도 g = 2H/t² 이다.

②상대중력 측정 : 중력계를 이용한다.

[중력보정]

①측지학에서는 지구를 등질의 회전타원체로 가정할 때의 이론중력인 표준중력값과 지표에서의 실측중력값과는 차이가 발생하는데 이것을 ‘중력이상’이라고 한다.

프리에어이상 = 관측중력 - 표준중력 + 프리에어보정(FAC)

단순부게이상 = 관측중력 - 표준중력 + 프리에어보정(FAC) - 부게보정(BC)

완전부게이상 = 관측중력 - 표준중력 + 프리에어보정(FAC) - 부게보정(BC) + 지형보정(TC)

②프리에어보정(FAC)은 기준면보다 높은 고도에서 중력을 재었다면 더해주는 보정이다. 중력은 지표면에서 위쪽으로 올라갈수록 작아지기에 고도에 따른 중력감소분 만큼 더해주어야 하는 보정이다. 기준면보다 낮은 고도에서 중력을 재었다면 빼주어야 하는 보정이다.

부게보정(BC)은 측점 위치와 기준면의 기준 측점 사이에 있는 물질의 영향을 제거하기 위해 빼주어야 하는 보정이다.

지형보정(TC)은 측정점 주변에 산이나 계곡이 존재하면 ‘산에 의한 위쪽으로의 당김 효과’와 ‘계곡에 의한 아래쪽 당김의 감소 효과’를 제거하기 위해 ‘지형보정값’은 항상 더해 주어야 한다. 측정점 주변의 산이나 계곡과 같은 지형영향으로 줄어든 중력만큼 보정하는 ‘지형보정’은 더해야 하므로 그 부호는 항상 (+)가 된다. 지형보정은 언제나 더해주어야 하는 보정이다.

③프리에어보정, 부게보정, 지형보정의 3가지 효과를 고려한 후 나타난 결과가 중력이상이다. 해당 위도의 기준면의 기준 측점에서 잰 값으로 환산해 주는 작업이 중력보정인데 기준면 아래는 여전히 중력보정을 하지 않았기 때문에 중력이상은 0이나 (+)나 (-)가 나올 수 있다. 기준면 아래는 천부영향(지형/수심), 심부영향(모호면), 더 깊은 심부영향(암석권, 연약권의 경계면)에 의한 중력이상이 생긴다.

[중력이상]

①천부영향(지형/수심)인 해수면 위, 아래 지형이나 수심의 영향을 편의상 P라고 하자.

②모호면은 지각과 맨틀의 경계면이다. 심부영향(모호면)인 모호면의 영향의 영향을 편의상 Q라고 하자.

③더 깊은 심부영향(암석권, 연약권의 경계면)인 암석권 맨틀에 대한 연약권 맨틀의 영향을 편의상 R이라고 하자.

프리에어이상은 관측점과 기준면 사이에 존재하는 물질과 지형에 의한 영향이 남아있어 부게보정과 지형보정이 아직 보정되지 않은 상태의 중력이상이다. 프리에어이상은 3가지 영향을 합친 ‘P+Q+R’이 된다. 프리에어이상 = P+Q+R

프리에어보정을 한 이후에 관측점과 기준면 사이에 존재하는 물질에 의한 영향을 보정하여 주는 부게보정과 주변의 산, 계곡 효과를 제거하는 지형보정까지 완료하면 P영향이 사라진다. 따라서 프리에어보정, 부게보정, 지형보정을 모두 마친 중력이상에 해당하는 완전부게이상은 P영향이 완전히 사라졌기에 ‘(P+Q+R)-P’로 되므로 ‘Q+R’에 의한 영향만 남는다.

완전부게이상 = Q+R

[지각평형]

대학지구과학개론(24년판) 363면 그림5-10 에어리 모델과 프랫 모델 및 탄성판 모델

[에어리 모델]

식5-15는 r(1) = h(1)ρ(c)/[ρ(m) - ρ(c)] 인데 식을 유도하면 다음과 같다.

산높이가 h(1)이라면 산의 초과질량을 보상하는 뿌리의 깊이 r(1)은 식5-15로 구해진다.

r(1) = h(1)ρ(c)/[ρ(m) - ρ(c)] --- 식5-16

여기서 ρ(c)는 지각의 밀도, ρ(m)은 맨틀의 밀도이다.

보상면에 작용하는 압력이 같은 지각평형이라면

압력 = 중력가속도×두께×밀도 = gr(1)ρ(m) = g[h(1)ρ(c) + r(1)ρ(c)] 식이 성립한다.

g는 중력가속도이며, 깊이에 따른 값의 변화가 적어서 일정하다고 가정하자.

r(1)ρ(m) = h(1)ρ(c) + r(1)ρ(c) 식이 성립한다.

r(1)[ρ(m) - ρ(c)] = h(1)ρ(c) 식에서 r(1) = h(1)ρ(c)/[ρ(m) - ρ(c)] 식이 유도된다.

해양에서 수심 d인 역뿌리의 두께 r(0)를 구할 수 있다.

r(0) = d[ρ(c)-ρ(w)] / [ρ(m)-ρ(c)] --- 식5-16

여기서 ρ(c)는 지각의 밀도, ρ(m)은 맨틀의 밀도, ρ(w)는 물의 밀도이다.

압력 = 중력가속도×두께×밀도 식에서 양변에 중력가속도 g를 제거하고 풀면

r(0)ρ(m) + r(1)ρ(m) + dρ(w) = dρ(c) + r(0)ρ(c) + r(1)ρ(m) 식이 성립한다.

양변을 정리하면, r(0)[ρ(m)-ρ(c)] = d[ρ(c)-ρ(w)]에서

r(0) = d[ρ(c)-ρ(w)] / [ρ(m)-ρ(c)] 식이 유도된다.

[프렛 모델]

맨틀 위에 지각이 떠 있으면서 보상면에 작용하는 압력이 같은 지각평형이라면

각 블록의 밀도가 다르고 각 블록의 두께에 반비례하는 밀도를 가져야 한다.

산높이가 h(i)인 블록의 밀도 ρ(i)는 식5-17로 주어집니다. 보상면 c에서 해수면까지의 두께는 D입니다. 압력 = 중력가속도×두께×밀도 식에서 양변에 중력가속도 g를 제거하고 풀면

ρ(0)(D-d) + ρ(w)d = ρ(1)[D + h(1)] = ρ(2)[D + h(2)] = ρ(c)D 식에서

ρ(1) = ρ(c)D/[D + h(1)] 이고

ρ(2) = ρ(c)D/[D + h(2)] 식이 성립한다.

일반화시키면, ρ(i) = ρ(c)D/[D + h(i)] 식이 성립한다 --- 식5-17

따라서 ρ(i) = ρ(c)D/[D + h(i)] 식이 올바르며

대학지구과학개론 364면 식5-17 ρ(i) = ρ(c)D/[h(i) - D] 식은 오류이다.

분모에서 (-)가 (+)로 바뀌어야 한다.

* 대학지구과학개론 24년판과 26년판 모두 오류가 수정이 안된 상태이기에 수정해야 한다.

07-11(토) : 대학지구과학개론(2024년판) 365면부터 431면까지 제5장 지구물리학의 이해

[지구자기장]

①고전적인 지자기 3요소 : 편각(D), 복각(I), 수평자기력(H)

②현대적인 지자기 3요소 : 편각(D), 복각(I), 전자기력(F) 또는

수평자기력의 북쪽성분(X), 수평자기력의 동쪽성분(Y), 연직자기력의 아래쪽성분(Z),

③자기적도에서는 복각(I)이 0°이며, 북자극(자북)에서는 복각(I)이 90°이고, 남자극(자남)에서는 복각(I)이 (-)90°이다. 자기적도에서 자극으로 갈수록 자기장의 세기가 커지며, 자극에서는 자기적도의 2배이다.

④비쌍극자기장의 영향과 영년변화의 영향을 제거하기 위하여 지구자기장을 시간과 공간적으로 충분히 평균함으로 지구자기장의 분포가 오직 지구 중심에서 자전축과 나란하게 위치한 쌍극자에 의해서만 나타난다는 ‘지구중심축 쌍극자(GAD) 가설’이 성립하는 조건인 경우

고지자기 복각과 위도와의 관계식은 tan복각(I) = 2tan위도(λ) 식이 성립한다.

⑤지구 내부의 외핵의 유체 흐름에 의한 지구자기장 생성을 다이나모 이론(자기유체역학 다이나모 이론)이라 한다.

⑥쌍극자기장이 오랜 기간 유지되고 영년변화하는 것은 3가지 요인으로 설명한다.

1)지구의 자전

2)지구 내부가 식어감에 따른 외핵의 액체가 고체가 됨에 따라 고체 상태의 내핵이 커지는데 액체가 고체로 될 때 잠열 방출로 주변 외핵 물질의 유동

3)중력에 의해 외핵의 무거운 성분은 내핵쪽으로 가라앉고, 가벼운 성분은 맨틀쪽으로 상승하는 대류로 인한 외핵 물질의 유동

⑦비쌍극자기장의 특성은 2가지 요인으로 설명한다.

1)태양과 달의 인력 영향으로 지구의 자전축이 팽이처럼 원뿔을 그리며 26000년 주기로 회전하는 세차운동이 일어날 때, 액체 상태인 외핵의 유동의 불일치로 인해 외핵과 맨틀의 경계부(구텐베르그면, 2900km 깊이)에서 발생하는 마찰력에 의한 국지적인 외핵 물질의 유동

2)외핵쪽에 가까운 맨틀에 존재하는 방사성 동위원소의 붕괴열에 의한 주변 외핵 물질의 유동

⑧지구자기장의 역전 현상의 원인으로 최근 연구가 진행되는 것은 판구조 운동에서 해양판이 섭입되는 과정에서 떨어져 나간 차가운 슬랩이 외핵과 맨틀의 경계부까지 침강하면서 주변 외핵 내의 열적 평형이 깨져서 발생하는 외핵 물질의 유동이다.

[잔류자화]

①열잔류자화 : 냉각속도가 빠른 화산암은 냉각속도가 매우 느린 심성암에 비하여 짧은 기간의 지구자기장이 기록이 잘 반영되어 고지자기 연구에서는 화산암을 선호한다.

②퇴적잔류자화 : 세립질 퇴적물은 조립질 퇴적물에 비하여 투수율이 낮아 물이 공극에 오랫동안 남아있어 자성광물 입자들이 지구자기장 방향으로 배열되는 잔류자화를 도와주기에 고지자기 연구에서는 세립질 퇴적물을 선호한다.

③고지자기 자료가 보존되려면 재자화가 일어나지 않아야 좋은데, 아래층(A)과 그위의 역 및 그 위층(B)의 잔류자기장 방향이 서로 달라야 한다.(역암 시험 통과) 반면에 아래층(A)과 그위의 역 및 그 위층(B)의 잔류자기장 방향이 서로 같으면 나중에 광역적인 재자화가 일어난 것이므로(역암 시험 실패) 고지자기 자료가 보존되지 않아 자료로서 가치가 없어진다.

마찬가지로 모암에 관입암이 관입한 경우 관입암과 접촉변성부는 같은 자기장방향이고, 모암은 다른 자기장방향이라면(관입 접촉시험 통과) 재자화가 일어나지 않아 고지자기 자료가 보존된 것이다, 하지만, 모암과 관입암과 접촉변성부가 모두 같은 자기장방향이라면 나중에 광역적인 재자화가 일어난 것이므로(관입 접촉시험 실패) 고지자기 자료가 보존되지 않아 자료로서 가치가 없어진다.

[지자기 지전류 탐사]

대학지구과학개론(24년판) 431면 그림5-72에서 물은 전기를 잘 통하므로 전도도가 높아서 비저항이 낮다. 공기는 물에 비하여 전기를 잘 통하지 않아서 전도도가 낮아서 비저항이 높다.

①물로 포화된 공동은 주변의 건조한 기반암에 비하여 전도도가 높아서 전기 비저항 곡선에서 물로 포화된 공동이 위치한 이 지점은 비저항이 주변보다 낮게 나타난다.

②물로 포화된 공동이 지하수면 아래에 위치하면 주변도 온통 물이므로 차이가 없어 전기 비저항 곡선에서 변화가 없다.

③물로 포화되지 않은 빈공간(공동)에는 공기가 일부 있는데 공기는 물에 비하여 전기를 잘 통하지 않아서 전도도가 낮으므로 전기 비저항 곡선에서 이 지점은 비저항이 주변보다 높게 나타난다.

[탄성파 탐사]

대학지구과학개론(24년판) 423면 그림5-65에서 X는 교차거리인데, 느린 1매질을 통과하는 직접파와 빠른 2매질을 통과하는 굴절파가 초동으로 동시 도착하는 진앙거리를 말한다.

임계입사각을 θ라 하고, 임계굴절하면 굴절각이 90°이기에 1매질과 2매질의 경계면과 평행하게 2매질을 따라 움직인다.

스넬의 법칙에 의하면, sinθ/sin90° = V1/V2 식이 성립하며,

sinθ = V1/V2 이다. 1매질의 지층 두께를 h라 하자.

삼각형 ABC에서 cosθ = AB/AC = h/AC 식에서 AC = h/cosθ 이고, DF = h/cosθ 이다.

총주시 T2 = (AC/V1) + (CD/V2) + (DF/V1) = (2h/cosθV1) + (CD/V2) 식이 성립한다.

CD = (교차거리 X) - (2h×tanθ) = (교차거리 X) - (임계거리 Xc) 이다.

이 식은 알지물과 강산지구물리 교재에 나오는 식이다.

대학지구과학개론(24년판) 423면에서

총주시 T2 = (AB′/V1) + (B′C/V1) + (CD/V2) + (DE′/V1) + (E′F/V1) 식이 성립한다.

AB′ = E′F = hcosθ 이고, B′C = BCsinθ 이며, DE′ = DEsinθ 이다.

sinθ = V1/V2이므로 (B′C/V1) = BCsinθ/V1 = BC×(V1/V2)/V1 = (BC/V2) 이고,

(DE′/V1) = (DE/V2) 이다.

따라서 총주시 T2 = (AB′/V1) + (B′C/V1) + (CD/V2) + (DE′/V1) + (E′F/V1)

= (hcosθ/V1) + (BC/V2) + (CD/V2) + (DE/V2) + (hcosθ/V1) 이다.

= (2hcosθ/V1) + (BE/V2)

= (2hcosθ/V1) + (X/V2) 식이 성립한다. X는 교차거리이고, θ는 임계각(임계입사각)이다.

* 대학지구과학개론(24년판) 423면의 식에서 우측의

총주시 T2 = (2hcosθ/V1) + (BC/V2) + (CD/V2) + (DE/V2) + (2hcosθ/V1) 식은 잘못된 것으로

T2 = (hcosθ/V1) + (BC/V2) + (CD/V2) + (DE/V2) + (hcosθ/V1) 식이 올바르다.

07-18(토) : 대학지구과학개론(2024년판) 434면부터 470면까지 제6장 해양의 운동 및 변화

[해수의 특성]

①수온약층은 여러 개의 다른 등수온선이 밀집되어 나타나는 수온이 급격하게 변하는 층으로 매우 안정된 층이다.

②염분의 단위는 ‰(퍼밀) 대신에 PSU(실용 염분 단위)를 사용하는 것으로 변경되었다.

‘전기전도도’를 염분으로 환산하는 경험식을 사용하여 정한다. 염분은 해수 1kg에 들어있는 염류의 총량을 g 단위로 나타낸 것이다.

③T-S도에서 수온과 염분이 다르지만 밀도가 동일한 두 해수를 혼합하면 밀도가 증가한다.

[해수에 작용하는 힘]

①수압경도력, 전향력, 바람응력, 해양 내부에 작용하는 마찰력 등이 있다.

②관성운동의 주기 = 12시간/sin(위도)

[에크만 수송]

①에크만 층의 두께(깊이)는 표층 해수의 방향과 반대가 되는 깊이로 에디점성계수에 비례하고 위도에 반비례한다. 저위도로 갈수록 에크만 층의 두께(깊이)는 두꺼워진다.

②에크만 수송은 북반구에서 바람 방향의 90° 오른쪽이다. 에크만 수송의 수렴은 침강을 일으킨다. 북반구에서 고기압성 바람은 시계방향으로 작용하여 이에 따른 에크만 수송은 수렴이 일어나 침강을 일으킨다.

③에크만 수송의 발산은 용승을 일으킨다. 북반구에서 저기압성 바람은 반시계방향으로 작용하여 이에 따른 에크만 수송은 발산이 일어나 용승을 일으킨다.

[표층해류]

①적도잠류는 동향류(서에서 동으로 이동)로 적도를 포함한 2°S~2°N 사이의 위도에서 수심 100~200m 깊이에서 동서방향의 수압경도력에 의한 경사류로 강하게 흐르는 해류이다.

②적도반류(북적도반류)는 열대수렴대(ITCZ)인 5°N~10°N 사이에서 동향류(서에서 동으로 이동)로 흐르는데 지형류 평형(수압경도력과 전향력)으로 설명할 수 있다.

[심층순환]

①그림6-30의 3차원 대양 순환 모식도에서 베링해협, PDW(태평양 심층수)가 있는 곳은 태평양이며, NADW(북대서양 심층수)에서 침강하여 흐르는 곳은 대서양으로 베링해협이라는 글자는 삭제해야 한다. 아굴라스 해류, IDW(인도양 심층수)가 있는 곳은 인도양이다.

②표층순환과 심층순환이 연결되는 컨베이어벨트 순환 흐름을 ‘대양 컨베이어벨트’라고 한다.

07-25(토) : 대학지구과학개론(2024년판) 470면부터 514면까지 제6장 해양의 운동 및 변화

[심해파와 천해파]

①심해파는 전파속도가 파장의 영향을 받아 달라지기에 분산파이며, 심해파의 군속도는 위상속도의 1/2이다. h > L/2에서 수심이 반파장보다 깊으면 심해파이다. V(심) = gT/2π = √(gL/2π) ∝√(파장) 식이 성립한다.

②천해파는 전파속도가 수심에 영향을 받고, 파장의 영향을 받지 않아 비분산파이며, 천해파의 군속도는 위상속도와 같다. h < L/20에서 수심이 파장의 (1/20)배 보다 얕으면 천해파이다. V(천) = √(gh)∝√(수심) 식이 성립한다. g는 중력가속도, T는 주기, L은 파장, h는 수심이다.

[용존산소와 이산화탄소]

①표층에서 용존산소 농도가 크게 나타나는 이유는 해수와 접하는 표층 대기로부터 산소가 유입되고, 식물 플랑크톤의 광합성에 의해 산소가 공급되기 때문이다. 수심 700~1000m 수심에서 용존산소 농도가 가장 작게 나타나는 이유는 해양생물들의 호흡과 박테리아에 의한 생물 사체의 분해에 의해 용존산소량이 소비되기 때문이다. 수심이 이보다 깊어질수록 수온이 낮고 수압이 커져 기체의 용해도가 커지기 때문에 용존산소량이 다시 증가한다. 그에 더하여 추운 겨울에 산소를 많이 포함한 북대서양 표층에서 침강한 ‘북대서양 심층수’와 겨울에 산소를 많이 포함한 남빙양 표층에서 침강한 ‘남극 저층수’가 해양의 심층에 영향을 주기에 용존산소 농도가 높다.

②용존 이산화탄소 농도는 표층에서 최소로 나타나고 점점 깊어질수록 서서히 증가한다.

[해수면 상승의 2가지 이유]

①첫째는 지구온난화로 해수의 수온이 높아지면 해수의 열팽창 효과에 의해 부피가 커지기 때문에 해수면이 상승한다.

②둘째는 육지에 속한 빙하(얼음)의 일부가 녹아 해양으로 유입되어 해수의 질량이 커지기 때문에 해수면이 상승한다.

③이처럼 해수의 열팽창과 빙하의 용융에 의해 평균해수면이 조금씩 상승하고 있다는 것은 관측 사실로 확인되고 있다.

[해양 산성화]

①해양 산성화는 대기 중의 이산화탄소가 해수에 녹으면서 수소이온농도의 증가를 가져와 pH값이 낮아지면서 해수의 산성도가 증가하는 현상을 말한다. pH = (-)log10[H+] 식에서 수소이온농도인 [H+]의 증가는 pH값이 작아지면서 산성도가 증가한다.

②대기 중의 이산화탄소가 해수에 녹으면 CO2 + H2O ↔ H2CO3 반응이 일어난다.

H2CO3 ↔ H(+)수소이온 + HCO3(-1)중탄산이온 해리반응이 일어난다.

HCO3 ↔ H(+)수소이온 + CO3(-1)탄산이온 해리반응이 일어난다. 이 과정에서 수소이온을 생성하기에 pH값이 낮아지면서 해수의 산성도가 증가한다.

③하지만 해수에 녹은 모든 이산화탄소가 탄산이온과 수소이온으로 해리되는 것은 아니다. 바다의 산성화가 많이 진행되면 HCO3(-1)중탄산이온은 H(+)수소이온과 결합하여 H2CO3 반응이 일어나면서 수소이온을 감소시켜 pH값이 높아지면서 해수의 산성도를 감소시키는 완충작용을 한다. 종합적인 반응식은 CO2 + H2O + CO3(-2) ↔ 2HCO3(-1)중탄산이온 반응이 일어난다.

④해수에 녹은 이산화탄소는 CO2 + H2O + CO3(-2) ↔ 2HCO3(-1) 가역적인 화학반응식에서

이산화탄소 CO2는 알칼리성인 CO3(-2)탄산이온과 반응하여 중탄산이온 분자 2개를 만든다. HCO3(-1)중탄산이온은 거의 중성에 가까우므로 증가해도 문제가 없으나 알칼리성인 탄산이온 CO3(-2)의 소모는 결과적으로 해수의 산성화를 진행시킨다.

⑤해수 중에 탄산이온 CO3(-2)의 감소는 Ca(+2) + CO3(-2) ↔ CaCO3 탄산칼슘이 만들어지는 반응이 어려워지고 석회질이 용해되는 반응이 촉진되어 어패류, 석회조류, 갑각류, 산호 등 탄산칼슘으로 형성된 골격의 형성이 어려워 해양 생태계가 위협을 받는다. 예컨대, 산호의 골격 형성이 어려워지면 산호들이 부서지기 쉽고, 수온 상승에 대한 저항력이 약해져 하얗게 죽어가는 ‘백화 현상’이 생긴다.

대학지구과학개론(2024년판) 515면부터 550면까지 제7장 한반도 주변의 해양 환경

[동해 심층 해수의 특징]

①동해의 심층을 채우고 있는 수온 1~2°C의 매우 차가운 해수를 ‘동해 고유수’라고 한다.

②독도 부근 심층에서 좁은 폭의 강한 북향류 흐름을 ‘독도 심층 해류’라고 한다.

[동해 표층 해수의 특징]

①남쪽의 쿠로시오 해류(서안경계류, 난류)에서 갈라져 나온 쓰시마난류(대마난류)는 동해에서 동한난류가 되며, 북쪽에서 연해주한류가 내려와 동해에서 북한한류가 되며, 북한한류와 동한난류가 만나 조경수역이 만들어지는데, 영양염류와 플랑크톤이 풍부해지고 한류성어종과 난류성어종이 함께 나타나 어장이 풍부해진다.

[황해 조석의 특징]

①황해로 유입된 조석파는 무조점을 중심으로 반시계방향으로 회전하는 켈빈파로 진행한다.

②한반도 서해안의 조차가 큰 이유는 조석의 반일주기(12시간 25분)와 비슷한 ‘항만부진동’에 의한 고유진동주기로 인하여 공명현상이 일어나 조차가 커질 수 있다. 예컨대, 수심이 10m이고, 만의 길이가 100000m(=100km)인 경기만에서 파장(L)이 만의 길이의 4배인 정상파의 경우 ‘항만부진동’에 의한 고유진동주기(T) = 파장(L)/천해파의 속도[√(gh)] 식에서

중력가속도(g) = 10(m/s²)이고, 수심(h)이 10m이며, 파장(L)이 400000m이기에 대입하면,

파장(L)/천해파의 속도[√(gh)] = 400000m/√(10×10) = 40000s = 11시간 6.6분이 나온다.

08-01(토) : 대학지구과학개론 552면부터 제8장 대기의 관측적 특징