바로클린성

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유체 역학에서 층화 유체의 바로클린도(baroclinity, 흔히 baroclinicity라고 함)는 유체의 밀도 경사로에서 압력 구배가 얼마나 잘못 정렬되어 있는지를 나타내는 척도다.^[1][2] 기상학에서 기압 흐름은 밀도가 온도와 압력 둘 다에 따라 달라지는 흐름이다(완전히 일반적인 경우). 더 단순한 경우, 바otiantic flow는 압력에만 밀도를 의존할 수 있게 하여 압력 저하의 굴곡이 사라지게 한다.

baroclinity는 다음과 비례한다.

$\displaystyle \bla p\bla \rho }$

일정한 압력 표면과 일정한 밀도의 표면 사이의 각도의 사인파에 비례한다. 따라서 바ot방성 유체(제로 바로클린성으로 정의)에서 이러한 표면은 평행이다.^[3][4][5]

지구의 대기에 있어서, 빗장성 흐름은 밀도 표면과 압력 표면이 모두 거의 수평인 열대지방에서 더 나은 근사치인 반면, 높은 위도의 흐름은 더욱 빗장성을 띤다.^[6] 이러한 대기 바로클린도의 중간위도 벨트는 시냅스 스케일 사이클론의 빈번한 형성에 의해 특징지어지지만,^[7] 이것들은 실제로 se 당 바로클린도 용어에 의존하지는 않는다. 예를 들어, 그것들은 일반적으로 그 용어가 vorticity 생산에 기여하지 않는 압력 좌표 ISO-서프스페이스에 대해 연구된다.

바로크린 불안정성 불안정

바로크린(baroclinic)의 불안정성은 대기와 바다에서 근본적인 중요성에 대한 유동적인 동적 불안정이다. 대기권에서는 중위도지방의 날씨를 지배하는 사이클론과 반발자전거리를 형성하는 것이 지배적인 메커니즘이다. 바다에서 그것은 해양 역학 및 추적기의 수송에서 다양한 역할을 하는 메소스케일 에디(100km 이하)의 들판을 생성한다.

유체가 빠르게 회전하는 것으로 계산되는지 여부는 이 맥락에서 로스비 숫자에 의해 결정되는데, 이것은 흐름이 고체 몸체의 회전에 얼마나 가까운지를 측정하는 척도다. 더 정확히 말하면, 고체 몸체 회전에서의 흐름은 그것의 각 속도에 비례하는 vorticity를 가지고 있다. 로스비 숫자는 고체 몸 회전의 그것으로부터의 vorticity의 이탈을 나타내는 척도다. 바로클린 불안정성의 개념이 관련되려면 로스비 숫자가 작아야 한다. 로스비 숫자가 클 때, 관성이라고 불리는 다른 종류의 불안정성은 더 관련이 있다.^{[citation needed]}

안정되게 층을 이룬 흐름의 가장 간단한 예는 높이에 따라 밀도가 감소하는 압축 불가능한 흐름이다.^{[citation needed]}

대기와 같은 압축성 기체에서는 엔트로피의 수직 경사도가 관련 측정값으로, 유량이 안정적으로 층화되려면 높이에 따라 증가해야 한다.^{[citation needed]}

층화의 강도는 흐름을 불안정하게 하고 고전적인 켈빈-을 생산하기 위해 수평풍의 수직 전단 크기가 얼마나 커야 하는가를 물어 측정한다.헬름홀츠 불안정. 이 조치를 리처드슨 번호라고 한다. 리처드슨 숫자가 클 때는 이러한 전단 불안정성을 방지할 수 있을 정도로 성층화가 강하다.^{[citation needed]}

1940년대 후반에 바로클린의 불안정성에 관한 Jule Charney와 Eric Eady의 고전적인 연구가 있기 전에,^[8][9] 중위도 에디의 구조를 설명하려는 대부분의 이론들은 그 당시 유동적인 역동론자들에게 익숙한 높은 로스비 수나 작은 리처드슨 수 불안정을 출발점으로 삼았다. 바로크린 불안정성의 가장 중요한 특징은 대기권에서 전형적으로 관측되는 급속 회전(소형 로스비 수)과 강한 안정적 층화(대형 리처드슨 수)의 상황에서도 존재한다는 점이다.^{[citation needed]}

바로크린 불안정을 위한 에너지원은 환경 흐름의 잠재적 에너지다. 불안정성이 커짐에 따라 유체의 질량 중심이 낮아진다. 대기 중에 점점 커지는 파도에서는 찬 공기가 아래쪽으로, 적도 쪽으로 움직이면 따뜻한 공기가 극과 위쪽으로 움직인다.^{[citation needed]}

바로클린 불안정성은 회전하는 유체 충전 환형기를 사용하여 실험실에서 조사할 수 있다. 환각은 외벽에서 가열되고 내벽에서 냉각되며, 그 결과로 생긴 유체 흐름은 바룩클린적으로 불안정한 파동을 일으킨다.^[10][11]

"baroclinic"이라는 용어는 vorticity가 생성되는 메커니즘을 가리킨다. Vorticity는 속도장의 컬이다. 일반적으로 vorticity의 진화는 (흐름과 함께 보텍스 튜브가 움직이면서), 스트레칭과 비틀림(흐름에 의해 보텍스 튜브가 당겨지거나 꼬이면서), 바로클린 vortic 생성의 기여로 나눌 수 있는데, 이것은 일정한 압력의 표면을 따라 밀도 구배가 있을 때마다 발생한다. 바로클린 흐름은 밀도와 압력 표면이 일치하고 바로클린 생성의 vortic이 없는 바로틸리틱 흐름과 대조될 수 있다.^{[citation needed]}

이러한 불안정이 성장한 후 쇠퇴함에 따라 진화하는 것에 대한 연구는 중위도 기후의 근본적인 특성에 대한 이론을 개발하는 데 있어 중요한 부분이다.^{[citation needed]}

바로크린 벡터

무마찰 유체에 대한 운동 방정식(Uler 방정식)에서 시작하여 컬을 취하면 유체 속도의 컬, 즉 vorticity에 대한 운동 방정식에 도달한다.^{[citation needed]}

모두 동일한 밀도가 아닌 액체에서는 일정한 밀도의 표면(이소피크 표면)과 일정한 압력 표면(이소바리 표면)이 정렬되지 않을 때마다 vorticity 방정식에 소스 용어가 나타난다. 지역 vorticity의 물질적 파생상품은 다음을 통해 제공된다.^{[citation needed]}

${\displaystyle {\vec {\bec{\omega}}{D}}{Dt}}\equiv {\frac {\bec{\omega }}}}{\partial t}+\좌({\vec {u}\vecdot {\\\\nabla }}\오른쪽){\vec {\omega}=\좌측\vec {\omega}}\cdot {\vec {\vecla}\오른쪽){\vec {u}}-{\vec {\omega }}\left({\vec {\nabla }}\cdot {\vec {u}}\right)+\underbrace {{\frac {1}{\rho ^{2}}}{\vec {\nabla }}\rho \times {\vec {\nabla }}p} _{\text{baroclinic contribution}}}$

(여기서 $u{\displaystyle \stackrel{}{}}$ ${\displaystyle \stackrel{}{\to }}$ ${\$은(는) 속도와 $\Omega {\displaystyle \stackrel{}{}}$→${\displaystyle \stackrel{}{\mathrm{}}}$×${\displaystyle u\stackrel{}{}}$ →${\bech${\becc${\bomega }}}={\vecc{\becc{u$$}}}}}$은 vorticity,^[12] $p{\displaystyle }$ {\p${\$$displaystyle$ p$}$은 압력$$,$\rho.$ 바로크린 기고는 벡터:^[13]

${\displaystyle {\frac {1}{\rho ^{2}}{\becc {\bla }\rho \\becc {\bla }}}$

솔레노이드 벡터라고도 불리는 이 벡터는 압축 가능한 유체와 비압축성(그러나 비균형) 유체 모두에 관심이 있다.^[14] 내부 중력파와 불안정한 레일리-테일러 모드는 바로클린 벡터의 관점에서 분석할 수 있다. 리히트마이어-메슈코프 불안정 등 ^[15][16]이종매체를 통한 충격의 통로로 인한 vorticity 생성에도 관심이 쏠린다.^{[17][citation needed]}

경험 많은 다이버들은 내부 파동으로 알려진 열선이나 할로크라인에서 흥분할 수 있는 매우 느린 파도에 익숙하다. 물의 층과 기름 층 사이에 유사한 파동이 발생할 수 있다. 이 두 표면 사이의 인터페이스가 수평이 아니고 시스템이 정수 평형에 가까울 때, 압력의 구배는 수직이지만 밀도의 구배는 그렇지 않다. 따라서 바로클린 벡터는 0이 아니며, 바로클린 벡터의 감각은 인터페이스를 수평으로 만들기 위해 vorticity를 창조하는 것이다. 그 과정에서 인터페이스가 오버슈팅되고 그 결과는 내중력파인 진동이 된다. 표면 중력파와 달리 내부 중력파는 날카로운 접점이 필요하지 않다. 예를 들어, 물의 체내에서 온도나 염도의 점진적인 구배가 바로클린 벡터에 의해 구동되는 내중력파를 지지하기에 충분하다.^{[citation needed]}

참조

참고 문헌 목록

• Holton, James R. (2004). Dmowska, Renata; Holton, James R.; Rossby, H. Thomas (eds.). An Introduction to Dynamic Meteorology. International Geophysics Series. 88 (4th ed.). Burlington, MA: Elsevier Academic Press. ISBN 978-0-12-354015-7.
• Gill, Adrian E. (1982). Donn, William L. (ed.). Atmosphere-Ocean Dynamics. International Geophysical Series. 30. San Diego, CA: Academic Press. ISBN 978-0-12-283522-3.
• Pedlosky, Joseph (1987) [1979]. Geophysical Fluid Dynamics (2nd ed.). New York: Springer-Verlag. ISBN 978-0-387-96387-7.
• Tritton, D.J. (1988) [1977]. Physical Fluid Dynamics (2nd ed.). New York, NJ: Oxford University Press. ISBN 978-0-19-854493-7.
• Vallis, Geoffrey K. (2007) [2006]. "Vorticity and Potential Vorticity". Atmospheric and Oceanic Fluid Dynamics: Fundamentals and Large-Scale Circulation. Cambridge: Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-84969-2.

외부 링크