온도풍

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1. 개요
2. 열적 경도풍의 정의 및 원리
- 2.1. 물리적 설명
- 2.2. 수학적 공식화
3. 열적 경도풍의 영향
참조

1. 개요

열적 경도풍은 수평 온도 경도에 따른 지균풍의 변화를 의미하며, 대기 과학에서 중요한 개념이다. 이는 수평 기압 경도력과 코리올리 힘의 균형으로 발생하는 지균풍과 수평 온도 경도 사이의 관계를 설명한다. 바클린 대기에서 높이에 따른 수평 풍속의 차이를 나타내며, 고도계 방정식과 지균풍 방정식을 통해 수학적으로 표현된다. 열적 경도풍은 이류에 의한 풍향 변화, 전선 형성, 제트 기류 형성에 영향을 미치며, 특히 중위도 지역의 기상 현상에 중요한 역할을 한다.

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온도풍
개요
정의	대기압 연직 경도력과 코리올리 힘의 균형 상태에서 나타나는 이상적인 바람인 지균풍의 고도에 따른 벡터 차이
설명	고도가 높아짐에 따라 지균풍이 어떻게 변하는지 설명함
관련 개념
관련 개념	정역학
관련 개념	열역학
관련 개념	지균풍
관련 개념	경도풍
관련 개념	대기압
상세 내용
원리	대기압 경도력과 코리올리 힘의 상호작용에 의해 발생
영향	대기 순환, 날씨 패턴, 해류에 영향
수학적 표현
공식	\mathbf{v}_{T} = \frac{f}{H} \mathbf{k} \times \int_{z_{0}}^{z_{0}+H} \mathbf{v}_{g}(z) dz
변수 설명	\mathbf{v}_{T}는 열풍 벡터, \mathbf{v}_{g}(z)는 고도 z에서의 지균풍, f는 코리올리 파라미터, H는 대기압 고도, \mathbf{k}는 연직 방향 단위 벡터
중요성
의의	지균풍의 변화를 이해하고 예측하는 데 중요한 역할
활용	기상 예측 및 기후 모델링에 활용

2. 열적 경도풍의 정의 및 원리

열적 경도풍은 수평 온도 변화에 따라 지균풍이 어떻게 변하는지를 나타내는 개념이다. 지균풍은 코리올리 힘과 기압 경도력이 균형을 이루어 발생하는 이상적인 바람이다.

바롭성 유체 대기에서는 밀도가 압력에만 의존하므로, 수평 기압 경도는 높이에 관계없이 일정하여 지균풍도 높이에 따라 변하지 않는다. 그러나 바클린 대기에서는 밀도가 압력과 온도 모두에 영향을 받기 때문에, 수평 온도 변화가 존재하면 높이에 따라 풍속이 달라지는 현상이 나타나는데, 이를 열적 경도풍이라고 한다.^[3]

대기층의 두께는 고도계 방정식으로 설명되는데, 이 방정식에 따르면 층의 두께는 온도에 비례한다. 따라서 수평 온도 기울기가 있으면 온도가 높은 곳에서 층의 두께가 가장 커진다. 열적 경도풍 방정식은 지균풍 방정식을 압력에 대해 미분하고 적분하여 얻을 수 있으며, 이를 통해 온도 기울기와 열적 경도풍 사이의 관계를 알 수 있다. 열적 경도풍은 수평 온도 기울기에 직각 방향으로 발생하며, 북반구에서는 시계 반대 방향으로 분다.

2. 1. 물리적 설명

열적 경도풍은 수평 온도 경도에 따른 지균풍의 변화이다. 지균풍은 수평 방향의 힘의 균형으로 발생하는 이상적인 바람이다. 중위도와 같이 지구 자전이 유체 역학에서 지배적인 역할을 할 때, 코리올리 힘과 기압 경도력 사이의 균형이 형성된다. 수평적인 기압 차이는 언덕의 높이 차이가 물체를 아래로 굴러가게 하는 것과 유사한 방식으로 공기를 그 차이로 밀어낸다. 그러나 코리올리 힘이 개입하여 공기를 오른쪽(북반구에서)으로 밀어낸다.^[2] 이 두 힘 사이에서 발생하는 균형은 수평 기압 차이 또는 기압 경도와 평행한 흐름을 초래한다. 또한, 수직 방향으로 작용하는 힘이 수직 기압 경도력과 중력에 의해 지배될 때, 정역학 평형이 발생한다.

등압면이 있는 바롭성 대기(a)와 바클린 대기(b)에서 지균풍. 표면의 파란색 부분은 차가운 지역을 나타내고 주황색 부분은 따뜻한 지역을 나타낸다. 이러한 온도 구조는 (a)에서는 표면에 국한되지만 (b)에서는 유체의 깊이를 통과한다. 점선은 (a)에서 높이가 증가함에 따라 일정한 기울기를 유지하고 (b)에서 높이가 증가함에 따라 기울기가 증가하는 등압면을 둘러싼다. 분홍색 화살표는 수평 바람의 방향과 진폭을 나타낸다. 이러한 것들이 높이에 따라 변하는 것은 바클린 대기(b)에서만 해당된다. 이러한 변화는 열적 경도풍을 보여준다.

바롭성 유체 대기에서는 밀도가 압력의 함수일 뿐이므로 수평 기압 경도는 높이에 따라 일정한 지균풍을 발생시킨다. 그러나 등압선을 따라 수평 온도 경도가 존재하면 등압선도 온도에 따라 변동한다. 중위도에서는 종종 압력과 온도 사이에 양의 결합이 있다. 이러한 결합은 왼쪽 그림의 (b) 패널에 설명된 것처럼 등압선의 기울기를 높이에 따라 증가시킨다. 등압선은 고도가 높을수록 더 가파르기 때문에 관련 기압 경도력은 거기에서 더 강하다. 그러나 코리올리 힘은 동일하므로, 더 높은 고도에서 발생하는 지균풍은 기압력의 방향으로 더 커야 한다.^[3]

바클린 대기에서는 밀도가 압력과 온도의 함수이므로 그러한 수평 온도 경도가 존재할 수 있다. 그 결과로 나타나는 높이에 따른 수평 풍속의 차이는 수직 바람 시어이며, 전통적으로 열적 경도풍이라고 불린다.^[3]

2. 2. 수학적 공식화

열적 경도풍은 고도계 방정식과 지균풍 방정식을 통해 수학적으로 표현될 수 있다.

대기층의 지위고도 두께는 고도계 방정식으로 설명된다.

:

\Phi_1 - \Phi_0 = R \overline{T} \ln \left[ \frac{p_0}{p_1} \right]

여기서

\, R \,

는 공기의 비 기체 상수이고,

\, \Phi_n \,

는 압력 수준

\, p_n \,

에서의 지위고도이며,

\overline{T}

는 층의 연직 평균 온도이다. 이 공식은 층 두께가 온도에 비례한다는 것을 보여준다. 수평 온도 기울기가 있으면 온도가 가장 높은 곳에서 층의 두께가 가장 커진다.

지균풍

\mathbf{v}_g = \frac{1}{f} \mathbf{k} \times \nabla_p \Phi

(여기서

\; f \;

는 코리올리 효과,

\mathbf{k}

는 수직 단위 벡터이고, 기울기 연산자의 아래첨자 "p"는 등압면에서의 기울기를 나타냄)을 압력에 대해 미분하고, 압력 수준

\, p_0 \,

에서

\, p_1 \,

까지 적분하면, 열적 기류 방정식을 얻는다.

:

\mathbf{v}_T = \frac{1}{f} \mathbf{k} \times \nabla_p (\Phi_1 - \Phi_0)

고도계 방정식을 대입하면, 온도를 기반으로 한 형태를 얻을 수 있다.

:

\mathbf{v}_T = \frac{R}{f} \ln \left[ \frac{p_0}{p_1} \right] \mathbf{k} \times \nabla_p \overline{T}

열적 기류는 수평 온도 기울기에 직각이며, 북반구에서는 시계 반대 방향임을 유의해야 한다. 남반구에서는

\; f \;

의 부호가 바뀌면서 방향이 바뀐다.

3. 열적 경도풍의 영향

열적 경도풍은 대기 순환과 날씨 변화에 여러 가지 영향을 미친다.

지균풍의 한 성분이 온도 경사도와 평행하면, 온도풍은 지균풍을 고도에 따라 회전시킨다. 지균풍이 찬 공기에서 따뜻한 공기로 불어가면(한랭 이류), 지균풍은 고도에 따라 반시계 방향으로 회전하며(북반구) 이를 풍향 역전이라고 한다. 반대로 지균풍이 따뜻한 공기에서 찬 공기로 불어가면(온난 이류) 바람은 고도에 따라 시계 방향으로 회전하며, 이는 풍향 순전이라고도 한다.

지균풍의 등온선과 교차하는 성분이 있을 경우, 온도 기울기가 심화된다. 열적 경도풍은 변형장을 유발하고 전선 형성이 발생할 수 있다.^[1]

북쪽-남쪽으로 자오선을 따라 이동할 때 수평적인 온도 기울기가 존재하는데, 이는 지구의 곡률 때문에 극지방보다 적도에서 더 많은 태양열을 받기 때문이다. 이로 인해 중위도 지역에 편서풍 지균풍 패턴이 형성된다. 열적 바람은 고도에 따라 바람 속도가 증가하기 때문에, 편서풍 패턴은 대류권계면까지 강도가 증가하여 제트 기류로 알려진 강력한 바람 흐름을 생성한다.^[1]

3. 1. 이류(Advection)에 의한 풍향 변화

- 지균풍의 한 성분이 온도 경사도와 평행하면, 온도풍은 지균풍을 고도에 따라 회전시킨다. 만약 지균풍이 찬 공기에서 따뜻한 공기로 불어간다면(한랭 이류), 지균풍은 고도에 따라 반시계 방향으로 회전하며(북반구), 이러한 현상을 풍향 역전이라고 한다. 반대로 지균풍이 따뜻한 공기에서 찬 공기로 불어간다면(온난 이류) 바람은 고도에 따라 시계 방향으로 회전하며, 이는 풍향 순전이라고도 한다.

풍향 역전과 순전을 통해 대기 음향의 데이터를 사용하여 수평 온도 경사도를 추정할 수 있다.

3. 2. 전선 형성(Frontogenesis)

지균풍의 등온선과 교차하는 성분이 있을 경우, 이류 회전의 경우와 마찬가지로 온도 기울기가 심화된다. 열적 경도풍은 변형장을 유발하고 전선 형성이 발생할 수 있다.^[1]

3. 3. 제트 기류(Jet stream)

북쪽-남쪽으로 자오선을 따라 이동할 때 수평적인 온도 기울기가 존재하는데, 이는 지구의 곡률 때문에 극지방보다 적도에서 더 많은 태양열을 받기 때문이다. 이로 인해 중위도 지역에 편서풍 지균풍 패턴이 형성된다. 열적 바람은 고도에 따라 바람 속도가 증가하기 때문에, 편서풍 패턴은 대류권계면까지 강도가 증가하여 제트 기류로 알려진 강력한 바람 흐름을 생성한다.^[1] 북반구와 남반구는 중위도 지역에서 유사한 제트 기류 패턴을 보인다.

제트 기류의 가장 강한 부분은 온도 기울기가 가장 큰 곳에 인접해 있어야 한다. 북반구의 육지 때문에 가장 큰 온도 대비는 북아메리카 동해안(캐나다 한랭 기단과 걸프 해류/따뜻한 대서양 사이의 경계)과 유라시아(보레알 겨울 몬순/시베리아 한랭 기단과 따뜻한 태평양 사이의 경계)에서 관찰된다. 따라서 가장 강한 보레알 겨울 제트 기류는 북아메리카 동해안과 유라시아에서 관찰된다. 더 강한 연직 시어는 바클린 불안정을 촉진하므로, 온대 저기압의 가장 빠른 발달(소위 폭탄 저기압) 또한 북아메리카 동해안과 유라시아에서 관찰된다.

남반구의 육지 부족은 경도에 따라 더 일정한 제트 기류(즉, 더 조날 대칭적인 제트 기류)로 이어진다.

참조

_[1] 간행물 The Met Office grows up: In war and peace. Occasional papers on meteorological history, No. 8 http://www.rmets.org[...] The Royal Meteorological Society’s History of Meteorology and Physical Oceanography Special Interest Group 2009-03
_[2] 서적 Introduction to Geophysical Fluid Dynamics Prentice-Hall, Inc.
_[3] 서적 An Introduction to Dynamic Meteorology Elsevier

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