물리해양학
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1. 개요
물리해양학은 지구 해양의 물리적 특성과 현상을 연구하는 학문이다. 해수는 지구 기후에 큰 영향을 미치며, 해양의 열용량은 기후 조절에 중요한 역할을 한다. 물리해양학은 해수의 특성, 해양 순환, 해양 파동, 해양-대기 상호작용, 급격한 해양 변화, 기후 변화와 해양의 관계 등을 연구하며, 해류, 코리올리 효과, 에크만 수송, 랭뮤어 순환과 같은 현상을 분석한다. 또한, 엘니뇨와 라니냐, 해수면 상승과 같은 기후 변화 관련 현상과 조석, 쓰나미, 해양 표면파와 같은 현상도 연구한다. 해양 관측은 연구선, 자발적 관측선, 부이, 해양 광학, 해양 음향학, 위성 해양학 등 다양한 방법으로 이루어지며, 이론과 모델링을 통해 해양 현상을 이해하고 예측하는 데 기여한다.
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| 물리해양학 | |
|---|---|
| 물리 해양학 | |
| 분야 | 지구물리학, 해양학 |
| 하위 분야 | 해양 음향학 해양 광학 해양 열역학 |
| 관련 학문 | 기상학, 기후학 |
2. 물리적 기반
지구 표면의 약 70%를 차지하는 바다는 지구 물의 약 97%를 포함하고 있으며, 수증기 순환을 통해 비나 눈을 내리게 한다.[37][38] 바다는 열용량이 커 지구 기후를 조절하고, 대기와 기체 교환을 통해 대기 조성에 영향을 미친다. 해양의 평균 깊이는 약 3800m로, 대륙의 평균 고도 840m보다 훨씬 깊다.
2. 1. 주요 대양
지구에 있는 물의 97%는 해수이고, 해수는 수증기 순환을 통해 지구에 비나 눈이 내리게 한다.[37][38] 바다는 거대한 열용량으로 지구의 기후에 막대한 영향을 미치며, 대기와 기체 교환을 통해 지구 대기권의 조성에도 큰 영향을 미친다. 또한 지구의 판 구조로 인해 일어나는 해양내 화산 활동이나 판 사이의 섭입에도 해수가 영향을 미친다.[38]대륙의 평균 고도는 840m에 불과하나, 해양의 평균 심도는 3800m에 달한다.[37] 각 대양의 해수면 면적과 깊이는 아래의 표와 같다.
| 대양 | 해수면 면적 (106km2) | 부피 (106km3) | 평균 수심 (m) | 최대 수심 (m) |
|---|---|---|---|---|
| 태평양 | 165.2 | 707.6 | 4282 | -11033 |
| 대서양 | 82.4 | 323.6 | 3926 | -8605 |
| 인도양 | 73.4 | 291.0 | 3963 | -8047 |
| 남극해 | 20.3 | -7235 | ||
| 북극해 | 14.1 | 1038 | ||
| 카리브해 | 2.8 | -7686 |
해수는 온도, 염분, 밀도에 따라 층을 이루며, 이러한 특성은 해류와 해양 순환에 영향을 미친다. 해수는 지구 물의 약 97%를 차지하며, 열용량이 커 지구의 기후를 조절하고 대기 조성에도 영향을 미친다.[4]
3. 해수의 특성
해양의 평균 깊이는 3800m로, 육지의 평균 고도 840m보다 훨씬 깊다.[3] 해양은 면적, 부피, 평균 수심, 최대 수심에 따라 여러 해역으로 나뉜다.해역 면적 (106km2) 부피 (106km3) 평균 수심 (m) 최대 수심 (m) 태평양 165.2 707.6 4282 -11033 대서양 82.4 323.6 3926 -8605 인도양 73.4 291.0 3963 -8047 남극해 20.3 -7235 북극해 14.1 1038 카리브해 2.8 -7686
해수는 온도와 염분에 따라 밀도가 달라지며, 이러한 밀도 차이로 인해 밀도약층이 생성된다.[3]
3. 1. 온도
해수는 부피가 매우 커서 대략 75%가 0 - 5 ℃의 온도를 가진다. 염분 역시 34–35 ppt (3.4–3.5%) 수준이다.[37] 그러나 표층수의 온도는 극지방에서는 어는점에 달하며 적도 부근에선 35 ℃까지 올라간다. 이에 따라 염분 역시 10 ppt부터 41 ppt까지 변한다.
해수는 온도의 변화 폭에 따라 여러 층으로 구분할 수 있다.[39] 해수층은 일반적으로 표층수, 중층수, 하층수, 심층수 등으로 나뉜다.[40]
온도의 수직 구조는 경사가 낮은 표면 혼합층, 경사가 높은 수온약층, 그리고 층이 잘 형성되지 않은 심해의 세 가지 기본 층으로 나눌 수 있다.
해양의 층은 위도에 크게 의존한다. 수온약층은 열대 지역에서 뚜렷하지만, 극지방 해역에서는 존재하지 않는다.[5]
해양 수온은 지역과 깊이에 따라 크게 달라진다. 해양 수의 대부분(약 75%)은 0°C에서 5°C 사이이며, 대부분 햇빛이 도달하지 않는 심해에 위치한다. 그러나 표층은 훨씬 더 큰 변동성을 보인다. 극지방에서는 표면 온도가 영하로 떨어질 수 있으며, 열대 및 아열대 지역에서는 최대 35°C에 달할 수 있다. 이러한 열적 성층화로 인해 해양은 뚜렷한 층으로 구분되는 수직 온도 기울기를 갖게 된다.
# '''표층 혼합층''': 바람과 파도의 작용으로 잘 혼합되어 깊이에 따른 온도 변화가 최소화된다. 50~200m까지 확장될 수 있다.
# '''수온 약층''': 혼합층 아래에 위치하며, 깊이가 증가함에 따라 온도가 급격히 감소하는 구역이다. 열대 및 온대 지역에서 특히 두드러지지만, 표면 온도가 이미 어는점에 가까운 극지방 해역에서는 나타나지 않는다. 해양과 대기 간의 열 교환을 조절하는 데 중요한 역할을 한다.
# '''심해''': 수온 약층 아래에 위치하며, 온도는 비교적 균일하게 유지되며 0°~3°C에 머물러 있다. 이 차갑고 밀도가 높은 물은 표면수가 냉각되어 가라앉고 해저를 따라 적도 방향으로 확산되어 심해 순환 시스템을 형성하는 극지방에서 기원한다.
3. 2. 염분
해수는 녹아 있는 염의 농도를 기준으로 염분 수치를 나타내는데, 전 세계 바다의 염분은 보통 34‰~35‰(ppt) 사이이다. 하지만 증발, 강수, 하천 유입, 얼음의 생성 및 용해 등 여러 요인에 의해 염분은 달라질 수 있다.[37][5]3. 3. 밀도
해수의 밀도는 주로 온도와 염분에 의해 결정되는데, 차갑고 염분이 높을수록 밀도가 높다. 이러한 밀도 변화는 해양에 층상 구조를 만들고, 열염분 순환을 유발하는 핵심 요인이다.[3]
해수 밀도의 변화는 온도와 염분 변화의 조합에 의해 발생한다. 깊이에 따른 이러한 염분과 온도의 변화는 밀도약층을 생성한다.[3]
온도, 염분, 밀도 간의 복잡한 상호 작용을 이해하는 것은 해양 순환 패턴, 기후 변화 영향 및 해양 생태계의 건강을 예측하는 데 필수적이다.
4. 해양 순환
해양 순환은 태양 복사 에너지와 태양 및 달의 중력 에너지에서 비롯된다.[6] 위도에 따라 햇빛 흡수량이 달라지는데, 적도에서 극지방으로 갈수록 줄어든다. 이러한 에너지 차이로 인해 대기와 해양에서 유체 운동이 발생하여 적도의 열을 극지방으로 운반하며, 이 열의 약 4분의 3은 대기에서, 나머지는 해양에서 운반된다.
대기는 아래에서 가열되어 해들리 순환과 같은 대류를 일으키지만, 해양은 위에서 가열되어 대류가 억제된다. 해양 심층수는 극지방에서 형성되는데, 차갑고 염분이 많은 물이 가라앉으면서 열염분 순환이 시작된다.
해류는 주로 표면 바람의 영향을 받는다. 해들리 순환은 열대 지역에 동풍을, 중위도 지역에 편서풍을 유발하여 아열대 해양에서 천천히 적도 방향으로 흐르는 스베드루프 균형을 일으킨다. 강하고 좁은 서안 경계류는 반류로 극쪽으로 향한다. 남반구에는 연속적인 해양 벨트가 있어 중위도 편서풍이 강한 남극 순환 해류를 형성하고, 북반구에서는 육지가 이를 막아 해양 순환이 환류로 나뉜다.
4. 1. 해류
해류는 주로 표면 바람의 영향, 밀도 차이, 그리고 지구 자전에 의한 코리올리 효과에 의해 발생한다.[6] 코리올리 효과는 북반구에서는 해류를 오른쪽으로, 남반구에서는 왼쪽으로 휘어지게 한다. 이러한 힘들이 작용하여 해들리 순환과 같은 대규모 대기 순환과 함께 해양 순환을 일으킨다. 특히, 코리올리 효과는 서쪽 경계에서 빠르고 좁은 경계류가 형성되는 원인 중 하나이다.주요 해류는 다음과 같다:
- 남극 순환 해류: 남반구의 연속적인 해양 벨트에서 강한 편서풍에 의해 형성되며, 대서양, 태평양, 인도양을 연결한다.
- 열염분 순환: 밀도 차이에 의해 구동되며, 극지방에서 차갑고 염분이 많은 물이 가라앉아 시작된다.
- 서안 경계류
- 걸프 해류: 멕시코 만에서 시작하여 북대서양으로 흐르는 따뜻하고 빠른 해류.
- 쿠로시오 해류: 타이완 동해안에서 시작하여 일본 동쪽으로 흐르는 따뜻한 해류.
- 래브라도 해류
- 오야시오 해류
- 아굴라스 해류
- 브라질 해류
- 동오스트레일리아 해류
- 동안 경계류
- 캘리포니아 해류
- 카나리아 해류
- 페루 해류
- 벵겔라 해류
(한국 주변 해류는 주어진 원본 소스에 없으므로, 요약의 '한국 주변 해류 추가'는 반영하지 않았다.)
4. 2. 코리올리 효과
코리올리 효과는 유체 흐름의 편향을 초래한다(북반구에서는 오른쪽, 남반구에서는 왼쪽으로).[6] 이는 해양 흐름에 심오한 영향을 미친다. 특히, 흐름이 고기압 및 저기압 시스템을 ''돌아서'' 흐르도록 하여, 이들이 장기간 유지되도록 한다. 결과적으로, 미세한 압력 변화가 측정 가능한 해류를 생성할 수 있다. 예를 들어, 해수면 높이의 백만 분의 일 기울기는 중위도에서 초당 10cm의 해류를 발생시킨다. 코리올리 효과는 극지방에서 가장 크고 적도에서 약하다는 사실은 서쪽 경계에서 날카롭고 비교적 꾸준한 경계 해류가 형성되지만, 동쪽 경계에서는 이러한 해류가 나타나지 않게 한다.[6]4. 3. 에크만 수송
에크만 수송은 바람에 의해 표층수가 이동하는 현상이다. 북반구에서는 바람 방향의 오른쪽 90도로, 남반구에서는 왼쪽 90도로 이동한다. 바람이 해수면을 가로질러 불면, 해수는 표층수의 얇은 층을 "잡아" 움직인다. 이 얇은 층의 물은 그 아래의 얇은 물층으로 운동 에너지를 전달하며, 이런 식으로 계속된다. 그러나 전향력으로 인해 물층의 이동 방향은 북반구에서는 깊어질수록 점차 오른쪽으로, 남반구에서는 왼쪽으로 이동한다. 대부분의 경우, 바람의 영향을 받는 가장 아래층의 물은 수심 100m – 150m에 있으며, 바람이 부는 방향과 완전히 반대인 약 180도의 방향으로 이동한다. 전반적으로 물의 순 수송은 원래 바람의 방향에서 90도가 된다.[6]4. 4. 랭뮤어 순환
랭뮤어 순환은 바람이 부는 방향과 평행하게 바다 표면에 나타나는 얇고 눈에 보이는 줄무늬인 풍문 발생의 원인이 된다. 바람이 초속 3m 이상으로 불면, 약 5~300m 간격으로 상승류와 하강류가 교대로 발생하는 평행한 풍문이 만들어진다. 이러한 풍문은 시계 방향과 시계 반대 방향으로 번갈아 회전하는, 약 6m 깊이의 인접한 타원형 물 덩어리들에 의해 생성된다. 수렴대에서는 부유물, 거품, 해조류가 축적되는 반면, 발산대에서는 플랑크톤이 잡혀 표면으로 운반된다. 발산대에 플랑크톤이 많으면 물고기가 이를 먹기 위해 모여드는 경우가 많다.5. 해양-대기 상호작용
해양과 대기는 해양-대기 경계면에서 열, 수분, 운동량 등을 교환하며 상호작용한다. 표면 바람은 초당 미터(m/s) 단위로 움직이는 반면, 해류는 초당 센티미터(cm/s) 단위로 움직인다. 따라서 대기의 관점에서 보면 해양은 거의 정지해 있는 것처럼 보인다.[1]
5. 1. 열 교환
해양은 열용량이 커서 대기보다 천천히 가열되고 냉각되므로, 주변 지역의 기후를 완화하는 역할을 한다. 이러한 해양성 기후는 여름철 열 저장 및 겨울철 방출, 또는 더 따뜻한 지역에서 열이 수송되어 나타날 수 있다. 특히 서유럽은 북대서양 해류의 영향으로 따뜻한 기후가 나타나는 대표적인 예시이다.[7]해양 표면에서 중요한 열 관련 요소는 현열 플럭스, 잠열 플럭스, 입사 태양 복사, 장파(적외선) 복사의 균형이다. 일반적으로 열대 해양은 열을 얻고, 극지 해양은 열을 잃는 경향을 보인다. 이는 해양에서 극 방향으로 에너지가 순환하기 때문이다.[7]
해양 열 플럭스는 난류적이고 복잡한 시스템으로, 에디 공분산과 같은 대기 측정 기법을 사용하여 페타와트(PW) 단위로 열 전달 속도를 측정한다.[7] 열 플럭스는 단위 면적당 단위 시간당 에너지 흐름이다. 지구 열 저장량의 대부분은 바다에 있으며, 증발, 복사, 확산 또는 해저 흡수와 같은 과정에서 열 전달은 작은 부분을 차지한다. 해양 열 플럭스의 대부분은 이류 또는 해류의 움직임을 통해 이루어진다. 예를 들어, 남대서양의 따뜻한 물 대부분은 인도양에서 시작된 것으로 생각된다.[8] 이류의 또 다른 예는 대기성 고기압과 관련된 해저 과정에서 발생하는 적도 외 태평양 가열이다.[9] 최근 남극 저층수의 남극해 온난화가 관측되었는데, 이는 해저수의 변화가 다른 지역의 해류, 영양분 및 생물에 영향을 미치기 때문에 해양 과학자들에게 우려를 주고 있다.[10]
5. 2. 운동량 교환
바람은 해수면에 상당한 바람 응력을 가하여 해류와 해양 표면파를 발생시킨다.[1] 더 긴 파동은 위상 속도가 풍속에 접근하는 경향이 있다.[1] 표면 바람의 운동량은 해양 표면파에 의한 에너지 플럭스로 전달된다.[1] 파동의 존재로 인한 해양 표면의 증가된 표면 거칠기는 표면 근처의 바람을 변화시킨다.[1]5. 3. 수분 교환
해양은 강수량으로부터 수분을 얻거나 증발을 통해 수분을 잃는다. 증발이 일어나면 해수의 염분 농도는 높아진다. 예를 들어, 지중해와 페르시아 만은 강한 증발로 인해 염분 농도가 높다. 그 결과, 밀도가 높은 염수 덩어리(플룸)가 지브롤터 해협을 통해 대서양으로 흘러 들어가는 것이 관측되기도 한다. 과거에는 증발과 강수가 해류의 주요 원동력이라고 여겨졌지만, 현재는 해류에 매우 작은 영향만 주는 것으로 알려져 있다.[1]6. 해양 파동
해양에서는 다양한 종류의 파동이 발생하며, 이들은 해양 순환과 해양 환경에 영향을 미친다. 대표적인 해양 파동으로는 켈빈파와 로스비파가 있다.
켈빈파는 코리올리 힘과 해안선이나 적도와 같은 경계 사이에서 형성되는 파동이다. 자세한 내용은 켈빈파 문서를 참조하라.
로스비파는 해양과 대륙 사이의 온도 차이로 인해 대류권에서 생성되는 크고 느린 파동이다. 자세한 내용은 로스비파 문서를 참조하라.
6. 1. 켈빈파
켈빈파는 코리올리 힘과 해안선 또는 적도 사이와 같이 두 경계 또는 반대되는 힘 사이에서 형성되는 파동이다. 켈빈파에는 해안 켈빈파와 적도 켈빈파 두 가지 유형이 있다. 지구 중력에 의해 발생하는 켈빈파는 분산 관계가 없어서 오랫동안 형태와 방향을 유지할 수 있다. 켈빈파는 보통 엘니뇨-남방 진동 시작 시 무역풍의 변화와 같은 갑작스러운 바람 변화에 의해 생성된다.해안 켈빈파는 해안선을 따라 이동하며, 북반구에서는 항상 반시계 방향(진행 방향의 오른쪽에 해안선 위치)으로, 남반구에서는 시계 방향으로 전파된다.
적도 켈빈파는 북반구와 남반구에서 적도를 도파관으로 사용하여 동쪽으로 전파된다.
켈빈파는 보통 초당 약 2~3미터의 매우 빠른 속도를 가지며, 수천 킬로미터의 파장과 수십 미터의 진폭을 갖는다.
6. 2. 로스비파
로스비파 또는 지구 규모 파동은 해양과 대륙 사이의 온도 차이에 의해 대류권에서 생성되는 거대하고 느린 파동이다. 로스비파의 주요 복원력은 위도에 따른 코리올리 힘의 변화이다. 로스비파의 파동 진폭은 일반적으로 수십 미터이며 매우 큰 파장을 갖는다. 로스비파는 일반적으로 저위도 또는 중위도에서 발견된다.바트로픽과 바클리닉의 두 가지 유형의 로스비파가 있다. 바트로픽 로스비파는 가장 빠른 속도를 가지며 수직적으로 변하지 않는다. 바클리닉 로스비파는 훨씬 더 느리다.
로스비파의 특별한 특징은 각 개별 파동의 위상 속도가 항상 서쪽 성분을 갖지만, 군 속도는 어떤 방향으로든 나타날 수 있다는 것이다. 일반적으로 짧은 로스비파는 동쪽 군 속도를 가지며 긴 로스비파는 서쪽 군 속도를 갖는다.
7. 급격한 해양 변화
조석계와 위성 고도계는 지난 100년 동안 해수면이 연간 1.5~3mm 상승한 것으로 나타냈다. IPCC는 지구 온난화로 인해 2081~2100년까지 해수면이 260~820mm 상승할 것으로 예측한다.[12]
7. 1. 조석
조석 현상으로 인한 바다의 상승과 하강은 해안 지역에 주요한 영향을 미친다. 지구의 해양 조석은 태양과 달의 중력 효과에 의해 발생한다. 이 두 천체에 의해 생성되는 조석은 대략 비슷한 크기이지만, 달의 공전 운동은 한 달 동안 변동하는 조석 패턴을 초래한다.조수의 썰물과 밀물은 해안을 따라 순환적인 해류를 생성하며, 이 해류의 강도는 좁은 하구에서 매우 극적일 수 있다. 밀려오는 조수는 또한 조류에 반대하는 물의 흐름이 표면에 파도를 일으키면서 강이나 좁은 만을 따라 조석 해일을 발생시킬 수 있다.
''조석과 해류''(Wyban 1992)는 이러한 자연 주기가 해안 물고기 연못을 관리하는 하와이 원주민의 생활 방식과 생계에 미치는 영향을 명확하게 보여준다. ''Aia ke ola ka hana''는 "노동에 삶이 있다"라는 의미이다.
조석 공명은 큰 파도가 만 입구에서 반대쪽 끝까지 이동한 다음 반사되어 만 입구로 다시 돌아가는 데 걸리는 시간이 세계에서 가장 높은 조석을 생성하는 조석 리듬과 일치하기 때문에 펀디만에서 발생한다.
표면 조석이 잠긴 해산이나 능선과 같은 지형 위에서 진동하면 내부 조석으로 알려진 조석 주파수에서 내부파를 생성한다.
7. 2. 쓰나미
해저 산사태, 지진으로 인한 해저 변형 또는 대형 운석의 충돌과 같은 해양 수면의 대규모 변위로 인해 일련의 표면파, 즉 쓰나미가 발생할 수 있다.이 파도는 해양 표면을 따라 시속 수백 킬로미터까지 이동할 수 있지만, 대양에서는 수백 킬로미터에 달하는 파장으로 인해 거의 감지할 수 없다.
원래 조석파라고 불렸던 쓰나미는 조석과 관련이 없기 때문에 이름이 바뀌었다. 쓰나미는 천해파 또는 파장이 1/20 미만인 물에서의 파로 간주된다. 쓰나미는 매우 큰 주기, 높은 속도, 큰 파고를 가지고 있다.
이 파도의 주요 영향은 해안선이며, 대량의 해양수가 주기적으로 내륙으로 밀려 들어왔다가 다시 바다로 빠져나간다. 이는 파도가 충분한 에너지를 가지고 충돌하는 해안 지역에 상당한 변화를 가져올 수 있다.
1958년 7월 9일 알래스카 리투야 만에서 발생한 쓰나미는 520m 높이였으며, 이는 측정된 가장 큰 쓰나미로, 시카고의 시어스 타워보다 거의 90m 더 높고, 뉴욕의 구 세계 무역 센터보다 약 110m 더 높았다.[13]
7. 3. 해양 표면파
바람은 해양 표면파를 발생시키며, 이는 해안 침식, 해양 구조물, 선박 및 항만에 큰 영향을 미친다. 바람에 의해 생성된 해양 표면파는 먼 거리를 이동할 수 있다(Swell|너울영어).8. 기후 변화와 해양
해양 순환은 열 펌프 역할을 하며, 이산화 탄소 농도와 같은 생물학적 영향과의 상호작용을 통해 수십 년의 시간 규모로 전 지구적 기후 변화를 일으킬 수 있다. 이러한 상호작용으로 나타나는 기후 진동에는 태평양 10년 진동, 북대서양 진동, 북극 진동이 있다. 열염분 순환은 전 세계 열 재분배의 중요한 요소이며, 이 순환의 변화는 기후에 큰 영향을 줄 수 있다.
8. 1. 엘니뇨와 라니냐
엘니뇨와 라니냐는 열 펌프 역할을 하는 해양 순환과 이산화 탄소 농도와 같은 생물학적 영향의 상호 작용으로 발생하는 현상이다. 이러한 상호 작용의 결과로 나타나는 기후 진동에는 태평양 10년 진동, 북대서양 진동, 북극 진동 등이 있다. 열염분 순환은 전 세계 열 재분배의 중요한 구성 요소이며, 이 순환의 변화는 기후에 큰 영향을 미칠 수 있다.[1]8. 2. 해수면 상승
조석계와 위성 고도계 관측에 따르면, 지난 100년 동안 해수면은 연간 1.5~3mm 상승했다. IPCC는 지구 온난화로 인해 2081~2100년까지 해수면이 260~820mm 상승할 것으로 예측한다.[12]8. 3. 해양 산성화
주어진 원문 소스에는 해양 산성화 섹션에 대한 내용이 없습니다. 따라서 해당 섹션을 작성할 수 없습니다.9. 해양 관측 및 연구 방법
해양물리학에서 사용되는 해양 관측은 매우 다양하며, 해양 화학, 해양 생물학과 겹치는 부분이 있다. 관측선(미라이 등), 상선 등을 이용한 자발적 관측선, 부이, 인공 위성을 활용한 위성 해양학 등 다양한 방법으로 관측이 이루어진다.[19][20][21][28][29][30]
9. 1. 관측 방법
해양 관측은 연구선(예: 미라이[19][20])이나 상선 등 자발적 관측선(Voluntary Observing Ship|볼런터리 옵저빙 십영어, 약칭: VOS|브이오에스영어)[21]에 의한 관측, 표류·고정 부이에 의한 현장 관측이 주를 이루었다. 그러나 기술 발전에 따라 다양한 관측 방법이 제안되어 해양 광학(광학의 응용)[22][23][24], 해양 음향학(음향학의 응용)[25][26][27], 위성 해양학(인공 위성에 의한 원격 탐사의 응용)[28][29][30] 등의 하위 범주가 존재한다.9. 2. 이론 및 모델링
이론 해양물리학(해양 역학)은 기상 역학과 함께 지구 유체 역학의 일부를 이루며, 유체 역학, 열역학 등을 기초로 한 응용 과학이다.[31] 계산 물리학의 한 분야로서도 발전해 왔으며, 많은 해양 수치 모델 프로그램 (대부분은 차분법에 의한 미분 방정식의 수치 적분에 의해 풀리며, 유한 요소법 · 경계 요소법에 의한 것은 드묾)이 GPL 등의 라이선스에 의해 무료로 공개되고 있다.[33][34] 최근에는 지구 시뮬레이터 등 계산기의 발전에 의해 현실적인 해양에 매우 가까운 상태를 시뮬레이션할 수 있게 되었지만, 혼합의 매개 변수화 등 과제도 많이 남아 있다.[35]참조
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