적도파

적도파는 적도 부근에 갇힌 해양·대기파로, 적도에서 멀리 떨어져 급속도로 붕괴하지만 종방향과 수직방향으로 전파될 수 있다는 뜻이다.^[1] 웨이브 트래핑은 지구의 자전과 그것의 구형 형상의 결과로서, 적도에서 멀리 떨어져서 코리올리스 힘의 크기가 급격히 증가하도록 하기 위해 결합된다. 적도파는 열대 대기권과 해양 모두에 존재하며 엘니뇨와 같은 많은 기후 현상의 진화에 중요한 역할을 한다. 대기의 경우 구름 형성과 관련된 극성 열 방출, 대양의 경우 무역풍의 강도나 방향에 변칙적인 변화를 포함하여 많은 물리적 과정이 적도파를 자극할 수 있다.^[1]

적도파는 기본 역학(일반적인 기간과 속도 및 전파 방향에도 영향을 미치는)에 따라 일련의 하위 분류로 분리될 수 있다. 가장 짧은 기간에는 적도 중력파가, 가장 긴 기간은 적도 로스비파와 관련이 있다. 이 두 극한 소분류 외에도 로스비-중력파(야나이파라고도 함)와 적도 켈빈파로 알려진 적도파의 특별한 소분류 2개가 있다. 후자 두 사람은 어떤 시기도 가질 수 있고 또한 동쪽(절대 서쪽) 방향으로만 에너지를 운반할 수 있다는 특징을 가지고 있다.

이 글의 나머지 부분에서는 이러한 파장의 기간, 지역(동서) 방향의 파장 및 단순화된 대양을 위한 속도 사이의 관계를 논한다.

적도 로스비와 로스비중력파

M에 의해 성층권에서 처음 관측된 로스비중력파. 야나이,^[2] 언제나 에너지를 동쪽으로 운반한다. 그러나, 이상하게도, 그들의 '휴식'과 '트루'는 그들의 기간이 충분히 길다면 서쪽으로 전파될 수도 있다. 왜냐하면 코리올리 파라미터 대지의 배속 Ω은 각 속도(ƒ)2Ω 죄(θ)이런 파도 중 전파의 동쪽으로 향하는 그러하속도 유동체의 균일한 깊이 H.[3]의 점도가 없는 천천히 움직이는 계층을 위한 파생될 수 있, 7.2921)0도(적도),"equato 북위에서 사라진다{\displaystyle \times}10−5 rad/s, θ은 위도 ×.리아스l 베타 평면" 근사치를 만들어야 한다. 는“f”이 근사 주들은 대략 적도로부터“y”은 거리와 코리올리 파라미터의 자유롭게"β" 편차 βy, ∂ f(y)β{\displaystyle{\frac{\partial f}{이\partial}}=\beta에}이 근사치가 포함된 것으로 .[1], 현행 방정식이 되(fr태만 같습니다.iction:

• 연속성 방정식(지오포텐셜 높이로 작성되고 수평 수렴 및 발산 효과에 대한 설명):

${\displaystyle {\frac {\frac}{\phi }{\phi t}+c^{2}}}\왼쪽 \frac {\property v}{\frac y}+{\fract u}{\properties x}\오른쪽)=0}$

• U-모멘텀 방정식(지역 풍력 구성 요소):

${\displaystyle {\frac {\fract u}{\property t}-v\property y=-{\fract \phi }{\property x}}}}$

• V-모멘텀 방정식(물리학적 풍력 구성 요소):

${\displaystyle \frac{\mathrm{\partial }}{}}$ ${\displaystyle \frac{v}{}}$ ${\displaystyle \frac{\mathrm{}}{}}$ ${\displaystyle \frac{t}{}}$ +$β y$= -${\displaystyle \partial \frac{\mathrm{}}{}}$ ${\displaystyle \frac{\varphi }{}}$ ${\displaystyle \frac{\mathrm{}}{}}$ ∂$y display display${ { { { { { { { { { { { { { { { {$${ { { { { { { { { { { { { { { { { { { { { { { {$$^[3]{ {$style$ { {

우리는 그 형태의^[4] 이동파 해결책을 찾을 수 있다.

${\displaystyle {\begin{Bmatrix}u,v,\phi \end{Bmatrix}}={\begin{Bmatrix}{\hat {u}}(y),{\hat {v}}(y),{\hat {\phi }}(y)\end{Bmatrix}}e^{i(kx-\omega t)}}$.

위의 3개의 방정식으로 이 지수적 형식을 대체하고,${\displaystyle }$u$$, {\$displaystyle$ u$,}$ 및$$ $\varphi {\displaystyle }$ ${\displaystyle \phi }$을(를) 제거하면 우리는 고유값 방정식을 갖게 된다$$.

${\displaystyle -{\frac {\partial ^{2}{\hat {v}}}{\partial y^{2}}}+\left({\frac {\beta ^{2}}{c^{2}}}\right)y^{2}\,{\hat {v}}=\left({\frac {\omega ^{2}}{c^{2}}}-k^{2}-{\frac {\beta k}{\omega }}\right){\hat {v}.}$

$v{\displaystyle \stackrel{}{}}$ ${\displaystyle \stackrel{}{^}}$ (${\displaystyle y}$) ${\displaystyle {\hat {v}}(y$ $주파수{\displaystyle \mathrm{}\Omega }$ = ${\displaystyle \beta }$ /$$c {\$displaystyle \Oomega =\beta /c}$의 양자 고조파 오실레이터에 대한 슈뢰딩거 방정식으로 인식하면$,$ 반드시 다음이 있어야 함을 알 수 있다.

${\displaystyle \left({\frac {\c^{2}}-{2}}-k^{2}-{\frac {\frac{\frac}{\open k}{\omega }\오른쪽)={\frac {\c}}(2n+1)\n\geq 0}$

해답은 적도에서 0으로 떨어지는 경향이 있다. 따라서$$ 각 정수 $n{\displaystyle }$ ${\displaystyle n}$에 대해 이 마지막 방정식은 wavenumber $k{\displaystyle }$ ${\displaystyle k}$을(를) 각도 주파수 $\Omega {\displaystyle }$ ${\displaystyle \omega}$과(와) 연결하는 분산 관계를 제공한다$.$

${\displaystyle \mathrm{특별}}$한 경우 $n{\displaystyle }$= 0 ${\displaystyle n=0}$ 분산$$ 방정식은 다음과 같이 감소한다.

${\displaystyle(\omega +ck)(\omega ^{2}-ck\omega -c\c\c\c)=0,}$

하지만 뿌리 ω)− ck{\displaystyle \omega =-ck}때문에 우리가 이 요인에 의해 u{\displaystyle u},ϕ{\displaystyle \phi}. 야나이나 누구의 군속도 항상 동쪽[1]에 베트 interpolates은 혼합 Rossby-gravity 모드로 뿌리의 남아 있는 쌍 해당한다 제거에 노는 것이 버려지고 있다.오줌n 유형의n> 0 {\$displaystyle n>0}$ 모드: 그룹 속도가 동쪽 또는 서쪽으로 될 수 있는 고주파 푸앵카레 중력파 및 분산 관계를 다음과 같이 근사하게 추정할 수 있는 저주파 적도 로스비파

${\displaystyle \omega ={\frac {-\buffer k}{k^{2}+\buffer(2n+1)/c}}}$

.

야나이 모드는 다음 절에서 설명한 켈빈 파도와 함께, 위상적으로 보호된다는 점에서 다소 특별하다. 그들의 존재는 2-sphere k${\displaystyle \sqrt{{\mathbf{}}^{}{2}^{\mathrm{}}}}$ + ${\displaystyle \sqrt{{f\mathrm{}}^{}}2}$ = 1 ${\displaystyle {{\sqrt$ {{\$bf{k}^{2}+$f^{$2}}=1}$에 걸쳐 f-평면의 양의 주파수 푸앵카레 모드의 밴드가 비삼각 번들을 형성한다는 사실에 의해 보장된다$.$ 이 묶음은 체르노 번호 $c{\displaystyle {}_{}}$ ${\displaystyle 1{}_{}}$= 2 ${\displaystyle c_{1}=2}$가 특징이다$.$ 그 로스 비파,과 부정적 주파수 푸앵카레 모드 c1 알고 있으니까 − 2.{\displaystyle c_{1}=-2.}그bulk-boundary connection[5]에 걸쳐 이(켈빈과 야나이)두가지 모드의 존재를 필요로 한다 c1=0{\displaystyle c_{1}=0}를 가진 준 크로스를 주파수 격차 사이의 푸앵카레, 로스비 밴드다. lo$적도{\displaystyle }$ 부근에서 calized한 f =${\displaystyle \beta }$ ${\displaystyle y}$ ${\displaystyle f=\display$ y$}$이(가) 기호를 변경한다$$.^[6][7]

적도 켈빈파

켈빈 경에 의해 발견된 해안 켈빈 파도는 해안 가까이에 갇혀 북반구의 해안 지역을 따라 전파되는데, 해안은 해안 전파 방향의 우측(남반구의 좌측)에 있다. 적도 켈빈파는 마치 적도에 벽이 있는 것처럼 다소 작용하여 적도는 북반구에서 동위 전파 방향의 오른쪽과 남반구에서 전파 방향의 왼쪽이며, 두 가지 모두 적도를 따라 동쪽으로 전파되는 방향과 일치한다.^[1] 이러한 적도파에 대한 지배 방정식은 위에 제시된 것과 유사하지만, 경혈 속도 성분 $v{\displaystyle }$(${\displaystyle y}$) ${\displaystyle v(y)}($즉, 남북 방향으로의 흐름이 없다는 것을 제외한다.

• 연속성 방정식(수평 수렴 및 발산 효과에 대한 설명):

${\displaystyle {\frac {\frac}{\phi }{\phi t}+c^{2}}}{\frac {\frac u}{\reason x}}=0}$

• u-disculation 방정식(지역 풍력 구성 요소):

${\displaystyle {\frac {\fract u}{\propert t}=-{\fract \phi }{\properties x}}}}$

• v-변수 방정식(방풍 구성 요소):

${\displaystyle u\property y=-{\fract \\phi }{\property y}.}$^[1]

이러한 방정식에 대한 해법은 다음과 같은 위상 속도를 산출한다: ${\displaystyle {c\mathrm{}}^{}}$ 2${\displaystyle {}^{}}$= ${\displaystyle g}$ ${\displaystyle H}$ ${\displaystyle c^{2}=gH$ 이 결과는 지구의 자전 효과가 없는 얕은 수중력 파형에 대한 속도와 동일하다.^[1] 따라서 이러한 파동은 비파괴적이다(위상속도가 영역 와바넘버의 기능이 아니기 때문이다). 또한 이러한 켈빈 파동은 동쪽으로만 전파된다(EX가 0에 가까워질수록 y는 무한에 가까워지기 때문이다).^[3]

다른 파도와 마찬가지로 적도 켈빈 파동도 에너지와 운동량을 전달할 수 있지만 온도, 염분, 영양분과 같은 입자와 입자 성질을 전달할 수는 없다.

엘니뇨 남진동 연결부

켈빈 파동은 최근 몇 년간 대기 및 해양 현상의 전구체 측면에서 엘니뇨(북반구 동절기 시작)와 연결되어 왔다. 많은 과학자들은 결합된 대기-해양 모델을 사용하여 엘니뇨 남방진동(ENSO) 사건을 시뮬레이션했으며 매든-줄리안진동(MJO)이 30일에서 60일 주기 동안 해양 켈빈파를 발생시키거나 응축의 잠재열을 방출하여 켈빈파를 발생시킬 수 있다고 밝혔다.음, 이 과정은 엘니뇨 사건의 시작을 알리는 신호일 수 있다.^[8] 인도양의 약한 저기압(MJO로 인한)은 일반적으로 동쪽으로 북태평양으로 전파되며 동풍을 일으킬 수 있다.^[8] 이러한 동풍은 서태평양의 따뜻한 지표수를 동쪽으로 밀어낼 수 있고, 켈빈 파동을 흥분시킬 수도 있는데, 이런 의미에서 켈빈 파동은 수백 미터 상공의 대양에 영향을 미치는 온난수 이상 현상이라고 생각할 수 있다.^[8] 지표면 온수가 기초 수질보다 밀도가 낮기 때문에 근 지표면 보온선의 두께가 이렇게 증가하면 해수면 높이가 약 8cm 정도 상승한다.

파푸아 뉴기니에서 에콰도르 해안까지 적도 태평양을 뒤덮은 70개의 계류지를 이용해 파도와 조류와 관련된 변화를 추적할 수 있다.^[8] 계류장의 센서는 해수 온도를 서로 다른 깊이에서 측정하고, 이는 위성에 의해 데이터를 분석하여 다음 엘니뇨의 발생 가능성을 예측하는 데 사용될 수 있는 지상국으로 전송된다.

가장 강한 엘니뇨스 기간 동안 동태평양의 무역풍과 마찬가지로 차가운 적도 저류류의 강도가 떨어진다. 그 결과 동태평양의 적도를 따라 찬물이 더 이상 공급되지 않아 해수면 온도가 크게 상승하고 이에 상응하는 갈라파고스 제도 주변의 해수면 높이가 급격히 상승하게 된다. 이에 따른 해수면 온도 상승은 남미 연안(특히 에콰도르)의 해역에도 영향을 미치며 페루 연안을 따라 남하하고 중앙아메리카와 멕시코를 향해 북하하는 기온에도 영향을 미칠 수 있으며, 북부 캘리포니아 일부에 도달할 수도 있다.

전체 ENSO 주기는 일반적으로 다음과 같이 설명된다(파동 전파 및 파동이 열을 전달할 수 있다고 가정). ENSO 따뜻한 수영장은 서 태평양에서 동태 여행과 켈빈 파도의 MJO.[9]에서 태평양(적도 지역에 접해)을 가로질러 전파의 약 3~4개월 후에 결과(파도는 따뜻한 SSTs을 가지고 다니)형태는 켈빈 파도가 남 아메리카와 상호 작용하고 서부 해안에 도착하기 시작한다. (m페루 전류 냉각 시스템을 사용하여 에르지/믹스).^[9] 이로 인해 일반 지역의 해수면과 해수면 온도가 상승한다. 해안에 도달하면, 물은 남북으로 돌고 엘니뇨가 남으로 돌아간다.^[9] 켈빈 파도에 의한 해수면 및 해수면의 변화 때문에 무한한 수의 로스비 파동이 발생하여 태평양 상공을 다시 이동한다.^[9] 그러면 로스비 파동이 방정식에 들어가고, 앞에서 말한 대로 켈빈 파동보다 더 낮은 속도로 이동하며, 태평양 유역을 완전히 건너는 데 9개월에서 4년이 걸릴 수 있다(경에서 4년까지 어느 곳이든 걸릴 수 있다.^[9] 그리고 이러한 파도는 자연적으로 적도이기 때문에 적도로부터의 거리가 증가함에 따라 급속하게 부패하므로 적도에서 멀어질수록 속도도 저하되어 파동이 지연된다.^[9] 로스비 파도가 서태평양에 도달하면 그들은 해안에서 리코크하여 켈빈 파도가 된 다음 다시 남미 해안 방향으로 태평양을 가로질러 전파된다.^[9] 그러나 돌아오는 즉시 파도는 해수면과 해수면 온도를 감소시켜 그 지역을 정상 또는 때로는 라니냐 상태로 되돌린다.^[9]

기후 모델링 측면과 대기와 해양을 결합할 때 ENSO 모델은 일반적으로 다음과 같은 동적 방정식을 포함한다.

• 마찰 매개변수화가 포함된 대기에 대한 3개의 원시 방정식(위에서 언급한 바와 같이): 1) u-수정식, 2) v-수정식, 3) 연속성 방정식
• 마찰 파라미터가 포함된 4개의 해양에 대한 원시 방정식:
  • u-message,

${\displaystyle {\frac {\reason u}{\pair t}-v\pair y={\frac {\tau_{x}}{\rho h},}$

• • v-beat,

${\displaystyle {\frac {\frac}{\propert t}-u\property y={\frac {\tau_{y}}{\rho h},}$

• • 연속성,

${\displaystyle {\frac {\partial h}{\partial t}+h\왼쪽({\frac {\partial u}{\partial v}{\partial y}\오른쪽)-K_{E}T=0,}$

• • 열역학적 에너지,

${\displaystyle {\frac$$T}h=0.}$^[10].

h는 유체의 깊이(로스비중력 및 켈빈파에 대해 위에 열거한 원시 방정식에서 등가 깊이와 유사하고 H와 유사함), K는_T 온도 확산, K는_E 와이드 확산성, ivity은 x 또는 y 방향 중 어느 한 방향에서 바람 응력이다.

참고 항목

• 원시 방정식
• 베타 평면
• 로스비 웨이브
• 엘니뇨
• 적도 로스비파

참조

외부 링크

• 대기/해양 파동의 분산 관계도