8월 웨일온 스터디 - 08/07(금) 종강합니다

[아름다운 우주]

[8월 웨일온 스터디 일정]

매주 토요일 오후7시30분에 시작합니다.  연간종합반과 연간완성반 수강시  웨일온 스터디 무료로 등록가능합니다. 

26년 08월 07일(금) 약 8개월 동안 대학지구과학개론 전체 내용을 완독하여  웨일온 스터디를 오늘 종강합니다.

남은 기간 동안 개인적으로 주요 내용 반복 학습하여 좋은 성적으로 임용합격하기 바랍니다. 

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(2024년판) 552면부터 572면까지 제8장 대기의 관측적 특징

[기압과 대기권의 구조]

①대기압 101300Pa = M(kg)×9.8(m/s²)/4πR² 식에서 지구의 반경 R = 6400km이면

지구 대기의 총질량 M(kg) = 101300Pa×4π×(6400000m)²/9.8(m/s²) = 5.3×(10^18)(kg)

②지구 대기는 질소(N2) 78%, 산소(O2) 21%, 기타 1%이다.

건조공기의 평균분자량 = 28×0.8 + 32×0.2 = 22.4 + 6.4 = 28.8이고,

수증기의 평균분자량 = 18이기에 수증기가 많이 들어 있는 공기일수록 가볍다.

③적외선을 흡수하는 온실기체 : 수증기, 이산화탄소, 메탄(CH4), 아산화질소(N2O), 오존, 염화불화탄소(CFC)

④규모 고도 H = 기압이 1/e로 감소되는 고도 = RT/g

여기서 R은 건조공기의 비기체상수로 287(J/kg/K)이며, T는 온도이다.

해면고도(해발고도 z = 0m)에서의 기압의 1/e로 감소되는 고도는 대략 7~8(km)이다.

ln(p1/p2) = z/H 식에서 해면고도(해발고도 z = 0m)에서의 기압을 p0 이라고 하자.

층두께 ZT = ln(p1/p2)R<T>/g0 식이 성립한다. <T>는 층의 평균온도이고, g0는 해면고도(해발고도 z = 0m)에서의 중력가속도로 9.8(m/s²)이다. R<T>/g0 = 규모 고도 H 이다.

두 기압면 사이에 있는 대기층의 두께(층후) ZT는 그 기층의 평균온도 <T>에 비례한다.

동일한 기압 차이가 있을 때 따뜻한 공기층이 차가운 공기층보다 더 두껍다.

층두께 ZT = ln(p1/p2)H 식에서 고도 0m인 지표면과 어느 고도 사이의 층두께(층후)는 그 고도의 높이를 구하는 식으로 나타낼 수 있다. ln(p0/p) = Z/H 식에서 p(0)/p(Z) = e^(Z/H) 식이 성립하고, p(Z) = p(0)e^(-Z/H) 식이 성립한다.

지오포텐셜 고도(지위 고도) Z = 지오포텐셜 Φ / g0 식이 성립한다.

dΦ = gdz 이고, 지오포텐셜 Φ(z) = ∫(위z, 아래0)gdz 이다.

지오포텐셜 고도(지위 고도) Z는 기하학적 고도 z보다 높이 올라갈수록 조금씩 작아진다.

그 이유는 올라갈수록 해면고도에서의 중력가속도 9.8(m/s²)보다 조금씩 작아지기 때문이다.

[오존층]

①오존이 생성되는 과정과 소멸되는 과정을 합쳐서 ‘채프먼 순환’이라고 한다.

②광화학 스모그는 한여름 오후에 자동차 매연가스의 질소산화물을 자외선이 광분해하여 생긴다.

[대기 중의 물]

①물에 비하여 얼음의 분자간 결합력이 더 커기에 얼음에서 수증기로 변하기 어려워

영하의 과냉각 온도에서 얼음에서의 포화수증기압은 물에서의 포화수증기압보다 작다.

②절대습도 AH = 수증기 밀도(g/m³) = 217e/T 식이 성립한다.

e는 수증기압(hPa)이고, T는 절대온도(K)이다.

절대습도는 단위부피당 공기에 들어있는 수증기 질량이므로 수증기 밀도(g/m³)에 해당한다.

e는 수증기압(hPa)이고 Pa단위로 고치면 100×e(Pa)이다.

수증기 밀도 ρ는 ρ(g/m³) 단위인데 (kg/m³) 단위로 고치면 0.001×ρ(kg/m³)이다.

이상기체상태방정식 P = ρR(수)T에 대입하면, P는 수증기압으로 100×e(Pa)이다.

0.001ρ(kg/m³) = 100×e(Pa)/[R(수)×T] = (100×e)/(461×T)

ρ = (100000×e)/(461×T) = 217×e/T 식이 성립한다.

R(수)는 수증기의 비기체상수로 461 [J/(kg×K)] 이다.

③상대습도 RH(%) = (수증기압/포화수증기압)×100 = (혼합비/포화혼합비)×100

④비습 q = 0.622e/p (kg/kg) 이다. e는 수증기압이고, p는 대기압이다.

⑤혼합비 w = 0.622e/(p-e) (kg/kg) 이다. e는 수증기압이고, (p-e)는 건조공기압이다.

⑥R(습)×기온T = R(건)×가온도Tv 식이 성립한다.

수증기가 전혀 없는 건조공기인 경우 기온T와 가온도Tv는 같게 되지만 실제의 공기는 수증기가 늘 포함되어 있기에 가온도Tv는 기온T보다 더 높게 된다. 수증기가 많아져도 밀도가 감소하고, 온도가 높아져도 밀도가 감소하기에 수증기양을 온도로 환산할 때 온도가 올라가게 되기에 가온도Tv는 기온T보다 더 높게 된다.

R(건) 287 < R(습) < R(수) 461 이며, R(습) = R(건)×(1+0.61w)이다. w는 혼합비이다.

수증기가 들어있는 공기를 수증기가 전혀 없는 건조공기로 바꾸면 기온T가 가온도Tv로 바꾸어지면서 이상기체상태방정식을 사용할 수 있게 해주므로 ρ×R(습)×기온T = ρ×R(건)×가온도Tv 식에서 R(습)×기온T = R(건)×가온도Tv 식이 성립한다.

수증기가 많이 들어 있는 습윤공기일수록 습윤공기의 비기체상수 R(습)이 커지게 되므로 이에 비례하여 가온도Tv가 커지게 된다.

[습구온도와 대류온도]

①건구온도는 일반온도계의 온도이고, 습구온도는 온도계를 감싼 천에서 증발이 일어나는 것을 감안한 온도로 상대습도가 100%이면 건구온도와 습구온도는 같지만 상대습도가 낮아질수록 습구온도는 건구온도보다 낮아진다. 단열선도상에서 이슬점을 지나는 포화혼합비선이 기온을 지나는 건조단열선과 만나면 LCL(상승응결고도)이 되고 이 고도에서 습윤단열선을 타고 원래 고도로 내려왔을 때의 온도가 습구온도가 된다. 1000hPa 고도에서의 습구온도는 습구온위가 된다.

②단열선도상에서 이슬점을 지나는 포화혼합비선이 기층의 온도분포를 나타내는 환경기온선과 만나면 CCL(대류응결고도)이 되고 이 고도에서 건조단열선을 타고 원래 고도로 내려왔을 때의 온도가 대류온도가 된다.

08-07(금) : 대학지구과학개론(2024년판) 572면부터 620면까지 제8장 대기의 관측적 특징

[안개]

①냉각에 의한 안개 : 복사안개, 이류안개, 활승안개

②증발에 의한 안개(수증기 첨가에 의한 안개) : 증기안개, 전선안개

[건조단열감률]

(-)dT/dz = g/Cp

[쾰러곡선 해석]

곡률효과	용질효과
포화수증기압이 커지는 효과	포화수증기압이 작아지는 효과
물방울이 클수록 곡률효과 감소	물방울이 성장할수록 용질효과 감소

[종관규모에서 규모와 크기 비교(609면 표8-4)]

수평속도 10m/s / 연직속도 0.01m/s = 1000배

[대기의 운동학적 표현]

발산항 = (∂u/∂x) + (∂v/∂y)

늘림변형 = (∂u/∂x) - (∂v/∂y)

시어변형 = (∂v/∂x) + (∂u/∂y)

상대와도 = (∂v/∂x) - (∂u/∂y)

[위치소용돌이도(포텐셜와도, 잠재와도)]

단열 무마찰 조건에서 (ζ+f)/h = 일정

①유체의 깊이 h가 일정한 경우 서풍에 의한 고기압성 흐름은 ζ가 (-)이기에 시계방향회전에 의해 남쪽으로 이동하면 행성와도 f가 감소하기에 (ζ+f)가 감소하여 위치소용돌이도가 보존되지 않는다. 유체의 깊이 h가 일정한 경우 서풍에 의한 저기압성 흐름은 ζ가 (+)이기에 반시계방향회전에 의해 북쪽으로 이동하면 행성와도 f가 증가하기에 (ζ+f)가 증가하여 위치소용돌이도가 보존되지 않는다.

②유체의 깊이 h가 일정한 경우 동풍에 의한 고기압성 흐름은 ζ가 (-)이기에 시계방향회전에 의해 북쪽으로 이동하면 행성와도 f가 증가하기에 (ζ+f)가 일정하여 위치소용돌이도가 보존된다. 유체의 깊이 h가 일정한 경우 동풍에 의한 저기압성 흐름은 ζ가 (+)이기에 반시계방향회에 의해 남쪽으로 이동하면 행성와도 f가 감소하기에 (ζ+f)가 일정하여 위치소용돌이도가 보존된다. -대학지구과학개론 617면 그림8-55

[온도풍]

고도가 상승할 때 지균풍이 시계방향으로 변하면(순전) 온난이류가 발생하고, 지균풍이 반시계방향으로 변하면(반전) 한랭이류가 발생한다.

[기온의 연직분포와 굴뚝 연기의 분산 형태]

①부채형(밤이나 이른 아침) → 훈증형(늦은 아침) → 환상형(루프형, 오후2~3시)

대학지구과학개론(2024년판) 622면부터 691면까지 제9장 대기 중 에너지 평형

[키르히호프의 법칙]

주어진 온도에서 특정 파장에 대한 어떤 물체의 흡수율은 방출률과 같다.

[편서풍 파동]

반시계방향의 회전 흐름을 보이는 기압골 부근은 (+)와도를 나타내고, 시계방향의 회전 흐름을 보이는 기압마루 부근은 (-)와도를 나타낸다.

[난류열속과 난류운동량속]

①난류 연직속도성분 w′ = w - w(평)이고, 난류 온위성분 θ′ = θ - θ(평) 식에서 난류열속은 w′θ′이다. 난류열속 w′θ′이 (+)이면 열의 상방 수송이 있고, (-)이면 열의 하방 수송이 있다. 불안정 기층은 열의 상방 수송이 있고, 안정 기층은 열의 하방 수송이 있다.

②운동학적 난류운동량속은 u′w′ 또는 v′w′이다. 난류운동량속은 풍속의 연직 변화에 비례한다.

③난류열속 w′θ′ = (-)Kh[dθ(평)/dz] 식과 난류운동량속 u′w′ = (-)Km[du(평)/dz] 식에서

난류속은 Kh(에디확산계수)와 Km(에디점성계수)에 비례한다.

④난류열속은 온위의 연직 변화에 비례한다. 따라서 난류에 의한 운동량과 열의 전달은 풍속의 연직 기울기(경도)와 온위의 연직 기울기(경도)가 크면 클수록 활발해 진다. 상층으로 갈수록 풍속이 강해지면 운동량의 하방 수송이 있다. 혼합층은 고도 증가시 온위가 일정하지만 대류가 일어나기에 열의 상방 수송이 있다.

[북극진동(AO)]

①(+)시기는 북극 소용돌이(polar vortex)가 강해져 찬공기를 가두어 중위도로 내려오지 않게 막으므로 중위도는 평년보다 온화한 기후가 되어 따뜻한 겨울(난동)이 된다.

②(-)시기는 북극 소용돌이(polar vortex)가 약해져 찬공기를 가두지 못해서 중위도로 내려오게 되어 한기가 범람하게 되므로 중위도는 평년보다 차가한 겨울(한동)이 된다.

[엘니뇨와 라니냐]

①평년과 라니냐 시기는 무역풍이 강해져 적도상의 서태평양의 수온이 올라가 인도네시아 부근에서 비가 많이 내리고 동태평양에는 용승이 활발하며, 혼합층의 두께가 얇아져 수온약층의 깊이가 얕아진다.

②엘니뇨 시기는 무역풍이 약해져 적도상의 중앙태평양과 동태평양의 수온이 올라가 동태평양 연안에서 비가 많이 내리고 동태평양에는 용승이 억제되며, 혼합층의 두께가 두꺼워져 수온약층의 깊이가 깊어진다.

26년 08월 07일(금) 약 8개월 동안 대학지구과학개론 전체 내용을 완독하여  웨일온 스터디를 오늘 종강합니다.

남은 기간 동안 개인적으로 주요 내용 반복 학습하여 좋은 성적으로 임용합격하기 바랍니다.