열풍

제트기류(핑크색으로 표시)는 열풍의 잘 알려진 예다. 그것들은 따뜻한 열대 지방과 더 추운 극지방 사이의 수평 온도 구배로부터 발생한다.

열풍은 대기의 낮은 고도에서 지반풍에서 지반풍을 뺀 벡터차이다. 그것은 바람이 수평의 지압 균형에 순응하는 반면, 압력이 수직의 정수 균형에 순응한다면 존재할 수 있는 가상의 수직 풍력 전단이다. 이 두 가지 힘의 균형의 결합을 열풍 균형이라고 하는데, 이는 구배풍 균형과 같은 보다 복잡한 수평 유량 균형에도 범용할 수 있는 용어다.

주어진 압력 수준의 지압풍은 지압적 높이 등고선을 따라 흐르며, 압력층의 지압적 두께는 가상 온도에 비례하기 때문에, 열풍이 두께나 온도 등고선을 따라 흐르게 된다. 예를 들어 극과 등가 온도 구배와 관련된 열풍은 대류권 상부의 제트기류에 대한 기본적인 물리적 설명이며, 대류권은 지구 표면에서 약 12-15km의 고도까지 확장되는 대기층이다.

수학적으로 열풍 관계는 수직 바람 전단(풍속 또는 높이와 방향의 변화)을 정의한다. 이 경우 윈드 시어는 수평 온도 구배의 함수로서, 일부 수평 거리에 걸친 온도 변화다. 바로클린 흐름이라고도 하며, 열풍은 수평 온도 구배에 비례하여 높이에 따라 변화한다. 열풍 관계는 일정한 압력 표면 또는 이소바를 따라 온도 구배가 존재하는 곳에서 정수 균형과 지압 균형에서 발생한다.

열풍이라는 용어는 바람 자체보다는 바람의 변화를 높이와 함께 정말로 묘사하기 때문에 종종 잘못된 말로 간주된다. 다만 열풍을 높이에 따라 달라지는 지압풍으로 볼 수 있어 바람이라는 용어가 적절해 보인다. 데이터가 부족했던 기상학 초기에는 열풍 관계와 표면 풍속 및 방향에 대한 지식뿐만 아니라 높은 곳에서 열역학적 소리를 사용하여 풍장을 추정할 수 있었다.^[1] 이와 같이 열풍관계는 바람의 전단만이 아니라 바람 자체를 규정하는 작용을 한다. 많은 저자들은 열풍 모니커를 유지하고 있지만, 그것이 바람의 구배를 설명하고 때로는 그 효과에 대한 설명을 제공한다.

설명

물리적인 설명

열풍은 수평 온도 구배로 인한 지압풍의 진폭이나 기호의 변화다. 지압풍은 수평 차원을 따라 힘의 균형에서 오는 이상화된 바람이다. 지구의 자전이 중위도처럼 유체 역학에서 지배적인 역할을 할 때마다 코리올리 힘과 압력 저하의 힘의 균형이 발달한다. 직관적으로, 수평적 압력차는 언덕 높이의 수평적 차이가 물체를 내리막으로 굴리게 하는 유사한 방법으로 공기를 그 차이에 걸쳐 밀어낸다. 그러나 코리올리스 세력이 개입하여 (북반구의) 우향으로 공기를 누른다. 이는 아래 그림의 패널(a)에 설명되어 있다. 이 두 힘 사이에서 발달하는 균형은 수평 압력 차이, 즉 압력 구배를 평행하게 하는 흐름을 초래한다.^[1] 또한 수직 차원에 작용하는 힘이 수직 압력-분해력 및 중력에 의해 지배될 때 정수 밸런스가 발생한다.

비등방성 대기(a)와 비등방성 대기(b)에서 서로 다른 이등분 수준의 지압성 바람. 표면의 푸른 부분은 차가운 지역을 나타내고, 오렌지 부분은 따뜻한 지역을 나타낸다. 이 온도 구조는 (a)에서는 표면으로 제한되지만 (b)에서는 액의 깊이를 통해 확장된다. 점선은 (a)의 높이를 증가시키고 (b)의 높이를 증가시키면서 일정한 경사면에 머무르는 이소바르식 표면을 감싸고 있다. 분홍색 화살표는 수평풍의 방향과 진폭을 보여준다. 바로클린 대기 (b)에서만 높이에 따라 달라진다. 그러한 변화는 열풍을 예시한다.

밀도가 압력만의 함수인 바ottious 대기에서 수평 압력 구배는 높이에 따라 일정한 지압풍을 몰고 올 것이다. 그러나 이소바를 따라 수평 온도 구배가 존재한다면 이소바 역시 온도에 따라 달라진다. 중위도에서는 종종 압력과 온도 사이에 양의 결합이 있다. 그러한 결합은 그림의 왼쪽 패널 (b)에 나타낸 것과 같이 높이와 함께 이소바의 기울기를 증가시킨다. 이소바는 높은 고도에서 더 가파르기 때문에 관련된 압력 구배력이 더 강하다. 그러나 코리올리스의 힘은 같기 때문에 높은 고도에서 발생하는 지반풍은 압력력의 방향으로 더 커야 한다.^[2]

밀도가 압력과 온도 모두의 함수인 바오로클린 대기에서는 그러한 수평 온도 구배가 존재할 수 있다. 수평 풍속과 그 결과 발생하는 높이의 차이는 전통적으로 열풍이라고 불리는 수직 풍속 전단이다.^[2]

수학적 형식주의

대기층의 지오포텐셜 두께는 두 가지 다른 압력으로 정의된다.

$\Phi _{1}-\Phi _{0}=\ R{\overline {T}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]$ $\Phi _{1}-\Phi _{0}=\ R{\overline {T}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]$ - $\Phi _{1}-\Phi _{0}=\ R{\overline {T}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]$ 0 $\Phi _{1}-\Phi _{0}=\ R{\overline {T}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]$ = R $\Phi _{1}-\Phi _{0}=\ R{\overline {T}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]$ 의 $\Phi _{1}-\Phi _{0}=\ R{\overline {T}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]$ $\Phi _{1}-\Phi _{0}=\ R{\overline {T}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]$ [ $\Phi _{1}-\Phi _{0}=\ R{\overline {T}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]$ $\Phi _{1}-\Phi _{0}=\ R{\overline {T}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]$ p $\Phi _{1}-\Phi _{0}=\ R{\overline {T}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]$ $\Phi _{1}-\Phi _{0}=\ R{\overline {T}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]$ ${\$ }, \rig $},$ $\Phi _{1}-\Phi _{0}=\ R{\overline {T}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]$

여기서 $\,R\,$ ${\$ 은 $\,R\,$ (는) 공기의 특정 기체 상수이고, $\,\Phi _{n}\,$ {\ $displaystyle$ $\,p_{n}\,$ \,\ $Phi$ $_$ ${n}\}$ 은 $\,\Phi _{n}\,$ (는) 압력 $\,p_{n}\,$ p $\,p_{n}\,$ n에서 지오포텐셜이며 ${\overline {T}}$ ${\overline {T}}$ 의 ${\$ 은 $\overline {T}$ 수직 평균 온도이다. 이 공식은 층 두께가 온도에 비례한다는 것을 보여준다. 수평 온도 구배가 있을 때, 온도가 가장 큰 곳에서 층의 두께가 가장 클 것이다.

지압풍 구분, $\mathbf {v} _{g}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}\Phi$ $\mathbf {v} _{g}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}\Phi$ = 1 $\mathbf {v} _{g}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}\Phi$ $\mathbf {v} _{g}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}\Phi$ $\mathbf {v} _{g}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}\Phi$ $\mathbf {v} _{g}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}\Phi$ $\mathbf {v} _{g}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}\Phi$ ∇ $\mathbf {v} _{g}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}\Phi$ $\{\displaystyle \mathbf {v} _{g}={\frac {1}{f}\mathbf {k} \times \nabla _{p}\}\$ $Phi }($ 여기서 $\;f\;$ ${\$ $displaystyle$ $\;f\;}$ 은 $\;f\;$ (는) Coriolis 매개 변수, $\mathbf {k}$ ${\$ \; $f\}은($ 는) 수직 단위 벡터 $\mathbf {k}$ , gradient operator의 $첨자$ "p"는 일정한 압력 표면의 구배를 나타냄)와 관련하여 압력 $\,p_{0}\,$ p $\,p_{0}\,$ 에서 $\,p_{0}\,$ 적분한다 $\,p_{0}\,$ $.$ $\,p_{1}\,$ $\,p_{1}\,$ $displaystyle \,p_{1}\,}$ 열풍 방정식을 얻는다.

$\mathbf {v} _{T}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}(\Phi _{1}-\Phi _{0})$ $\mathbf {v} _{T}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}(\Phi _{1}-\Phi _{0})$ = $\mathbf {v} _{T}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}(\Phi _{1}-\Phi _{0})$ $\mathbf {v} _{T}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}(\Phi _{1}-\Phi _{0})$ $\mathbf {v} _{T}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}(\Phi _{1}-\Phi _{0})$ $\mathbf {v} _{T}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}(\Phi _{1}-\Phi _{0})$ $\mathbf {v} _{T}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}(\Phi _{1}-\Phi _{0})$ p ( $\mathbf {v} _{T}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}(\Phi _{1}-\Phi _{0})$ 1 - $\mathbf {v} _{T}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}(\Phi _{1}-\Phi _{0})$ $\mathbf {v} _{T}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}(\Phi _{1}-\Phi _{0})$ ) ${\displaystyle \mathbf {v} _{T}={\frac$ {1 $}{f}\mathbf {k} \time \nabla _{p}(\Phi _{1}-\Phi _{0$

혈압 방정식을 대체하면 온도에 근거한 형태를 얻을 수 있고

$\mathbf {v} _{T}={\frac {R}{f}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]\mathbf {k} \times \nabla _{p}{\overline {T}}$ .

열풍은 수평 온도 구배와 직각이며, 북반구에서 시계 반대방향이라는 점에 유의하십시오. 남반구에서는 $\;f\;$ ${\$ 의 기호가 바뀌면 방향이 뒤집힌다 $\;f\;$ .

예

애드브레이션 터닝

(a)에서는 냉간섭취가 발생하기 때문에 열풍으로 인해 (북반구의 경우) 지압풍이 높이와 함께 시계 반대방향으로 회전하게 된다. (b)에서는 따뜻한 흡착이 일어나므로 지압풍은 높이와 함께 시계방향으로 회전한다.

만약 지반풍 구성 요소가 온도 구배와 평행하면, 열풍이 지반풍은 높이와 함께 회전하게 된다. 만약 지반풍이 차가운 공기로부터 따뜻한 공기로 불어오면 지반풍은 (북반구의 경우) 높이와 함께 시계 반대 방향으로 돌게 되는데, 이것은 바람의 배향이라고 알려진 현상이다. 그렇지 않으면, 지압풍이 따뜻한 공기로부터 찬 공기로 불어오면(따뜻한 흡인) 바람은 바람 베링이라고도 하는 높이와 함께 시계 방향으로 돌게 된다.

바람받이와 베어링은 대기 소음 발생 데이터로 수평 온도 구배를 추정할 수 있다.

전위생식

흡착 회전과 마찬가지로 지압풍에 교차등온 성분이 있을 때 온도 구배를 날카롭게 하는 결과가 나타난다. 열풍은 변형장을 유발하고 전선이 발생할 수 있다.

제트기류

자오선을 따라 남북을 이동하는 동안 수평 온도 구배가 존재하는데, 이는 지구의 곡면성이 극지방보다 적도에서 태양열을 더 많이 가열할 수 있기 때문이다. 이것은 중위도지방에서 형성되는 서양의 지반풍 패턴을 만들어낸다. 열풍이 높이와 함께 풍속 증가를 일으키기 때문에 서풍 패턴은 대류권까지 강도가 높아져 제트기류라고 알려진 강한 풍류가 생성된다. 북반구와 남반구는 중위도 지역에서 비슷한 제트기류 패턴을 보인다.

제트 스트림의 가장 강한 부분은 온도 구배가 가장 큰 근접해야 한다. 북반구의 육지 질량 때문에 북아메리카의 동부 해안(캐나다의 찬 공기 질량과 걸프 스트림/따뜻한 대서양 사이의 경계)과 유라시아(북방 겨울 장마/시베리아 찬 공기 질량과 따뜻한 태평양 사이의 경계)에서 가장 큰 온도 대비가 관측된다. 따라서 북아메리카와 유라시아의 동쪽 해안에서는 가장 강한 보랄 겨울 제트기류가 관측된다. 보다 강한 수직 전단지는 바로클린 불안정성을 촉진하기 때문에 북아메리카와 유라시아의 동해안을 따라 가장 빠른 아열대성 사이클론(일명 폭탄)의 발달이 관찰된다.

남반구에 육지 질량이 부족하면 경도를 가진 제트기(즉, 구역 대칭 제트기)가 더 일정하게 된다.

참조

^ ^a ^b Cushman-Roisin, Benoit (1994). Introduction to Geophysical Fluid Dynamics. Prentice-Hall, Inc. ISBN 0-13-353301-8.
^ ^a ^b Holton, James (2004). An Introduction to Dynamic Meteorology. Elsevier.

추가 읽기

Holton, James R. (2004). An Introduction to Dynamic Meteorology. New York: Academic Press. ISBN 0-12-354015-1.

Vasquez, Tim (2002). Weather Forecasting Handbook. ISBN 0-9706840-2-9.

Vallis, Geoffrey K. (2006). Atmospheric and Oceanic Fluid Dynamics. ISBN 0-521-84969-1.

Wallace, John M.; Hobbs, Peter V. (2006). Atmospheric Science. ISBN 0-12-732951-X.

[:0-1] Cushman-Roisin, Benoit (1994). Introduction to Geophysical Fluid Dynamics. Prentice-Hall, Inc. ISBN 0-13-353301-8.

[:1-2] Holton, James (2004). An Introduction to Dynamic Meteorology. Elsevier.

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