지압풍

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대기과학에서 지압류(/ˌdʒiːəstrɒfɪk, ˌdʒiːoʊ-, -ˈstroʊ-/)^[1][2][3]는 코리올리 힘과 압력경사력 사이의 정확한 균형에 기인하는 이론 바람이다. 이 상태를 정지영역 평형 또는 정지영역 균형(정지영역이라고도 한다)이라고 한다. 지압풍은 이소바(주어진 높이에서 일정한 압력의 선)에 평행하게 향한다. 이 균형이 자연에서 정확히 유지되는 경우는 드물다. 진풍은 지면에서 마찰과 같은 다른 힘 때문에 거의 항상 지압풍과 다르다. 따라서 실제 바람은 마찰(예를 들어 대기 경계층 위)이 없고 이소바르가 완벽하게 직선일 경우에만 지압풍과 같을 것이다. 그럼에도 불구하고 열대 외곽의 많은 대기는 대부분 지리적 흐름에 가깝고 그것은 귀중한 첫 번째 근사치 입니다. 공기나 물의 기질적 흐름은 제로 주파수 관성파다.

기원

유용한 휴리스틱은 고기압 영역에서 압력 구배력이라고 불리는 저기압 영역으로 향하는 힘을 경험하면서 휴식에서 출발하는 공기를 상상하는 것이다. 그러나 그 힘에 반응하여 공기가 움직이기 시작한다면, 코리올리 "힘"은 그것을 북반구의 운동 오른쪽이나 남반구의 왼쪽으로 꺾을 것이다. 공기가 가속되면서 코리올리스의 힘과 방향이 지압 균형이라고 불리는 압력 구배력 균형을 맞출 때까지 편향은 증가하게 된다. 이때 흐름은 더 이상 고압에서 저기압으로 이동하지 않고 대신 이소바를 따라 이동한다. 지압 균형은 북반구에서 저압계(혹은 사이클론)가 시계 반대방향으로 돌고 고압계(또는 냉동기)가 시계방향으로 돌고, 남반구에서 그 반대방향으로 돌아가는 이유를 설명하는 데 도움이 된다.

지압류

바닷물의 흐름도 대체로 지질학적이다. 대기의 높이 함수로서 압력을 측정하는 복수의 기상 풍선을 이용하여 대기압장을 지도하고 지압풍을 유추하듯이, 해양의 깊이 함수로서의 밀도 측정은 지압류를 유추하는 데 사용된다. 위성 고도계는 해수면 높이 이상 측정에도 사용되는데, 이 때문에 지표면의 지반전류를 계산할 수 있다.

근위축 근사치의 한계

공기와 토지 사이의 마찰의 영향은 지리적 균형이 깨진다. 마찰로 인해 흐름이 느려져 코리올리 힘의 영향이 줄어든다. 그 결과, 압력 구배력은 더 큰 영향을 미치고 공기는 큰 편향은 있지만 여전히 고압에서 저압으로 이동한다. 이는 고압계통 바람이 계통 중심에서 발산되는 반면 저압계통에는 안쪽으로 나선형 바람이 부는 이유를 설명한다.

지압풍은 마찰효과를 무시하는데, 이것은 보통 중위도 중간 트로피권의 시놉틱 척도 순간흐름에 대한 좋은 근사치가 된다.^[4] 노화성 용어는 비교적 작지만 유동의 시간 진화에 필수적이며 특히 폭풍의 성장과 붕괴에 필요하다. quasigeostrostriculative와 semigerstricular 이론은 대기 중의 흐름을 보다 광범위하게 모형화하는 데 사용된다. 이러한 이론들은 다양성이 일어나고 기상 시스템이 발전하는 것을 허용한다.

공식화

뉴턴의 제2법칙은 대담한 기호가 벡터인 공기 구획에 압력경사, 중력, 마찰력만 작용한다면 다음과 같이 쓸 수 있다.

${\displaystyle {\frac {\mathrm {d} {\boldsymbol {U}}}{\mathrm {d} t}}=-2{\boldsymbol {\Omega }}\times {\boldsymbol {U}}-{\frac {1}{\rho }}\nabla P+\mathbf {g} +\mathbf {F} _{\mathrm {r} }}$

여기서 U는 공기의 속도장, Ω은 행성의 각속도 벡터, ρ은 공기의 밀도, P는 공기의 밀도_r, F는 마찰, g는 중력에 의한 가속 벡터, g는 중력에 의한 가속도 벡터다. D/Dt는 재료 파생 모델이다.

국소적으로 이것은 동쪽 방향을 나타내는 양의 u와 북쪽 방향을 나타내는 양의 v로 데카르트 좌표로 확장될 수 있다. 테일러-프라우드만 정리에 의해 정당화된 마찰과 수직 운동을 무시한 우리는 다음과 같은 것을 가지고 있다.

${\displaystyle {\begin{aligned}{\frac {\mathrm {d} u}{\mathrm {d} t}}&=-{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial P}{\partial x}}+f\cdot v\\[5px]{\frac {\mathrm {d} v}{\mathrm {d} t}}&=-{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial P}{\partial y}}-f\cdot u\\[5px]0&=-g-{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial P}{\partial z}}\end{aligned}}}$

f = 2Ω sin φ 코리올리스 파라미터(약 10초⁻⁴⁻¹, 위도에 따라 변화함).

지리적 균형이 유지된다고 가정할 때, 시스템은 정지해 있고 처음 두 방정식은 다음과 같이 된다.

${\displaystyle {\begin{aligned}f\cdot v&=\;\;\,{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial P}{\partial x}}\\[5px]f\cdot u&=-{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial P}{\partial y}}\end{aligned}}}$

위의 세 번째 방정식을 사용하여 대체함으로써 다음과 같은 결과를 얻을 수 있다.

${\displaystyle {\begin{aligned}f\cdot v&=-g{\frac {\;{\frac {\partial P}{\partial x}}\;}{\;{\frac {\partial P}{\partial z}}\;}}=g{\frac {\partial Z}{\partial x}}\\[5px]f\cdot u&=g{\frac {\;{\frac {\partial P}{\partial y}}\;}{\;{\frac {\partial P}{\partial z}}\;}}=-g{\frac {\partial Z}{\partial y}}\end{aligned}}}$

Z를 사용하여 일정한 압력 표면 높이(지오포텐셜 높이)를 만족시키십시오.

${\displaystyle {\frac {\partial p}{\partial x}\mathrm {d}x+{\partial y}{\partial p}{\partial z}\mathrm {d}Z=0}$

이를 통해 우리는 지압풍 성분(u_g, v_g)에 대해 다음과 같은 결과를 얻을 수 있다.

${\displaystyle {\begin{aligned}u_{\mathrm {g} }&=-{\frac {g}{f}}{\frac {\partial Z}{\partial y}}\\[5px]v_{\mathrm {g} }&=\;\;\,{\frac {g}{f}}{\frac {\partial Z}{\partial x}}\end{aligned}}}$

이 근사치의 유효성은 지역 로스비 숫자에 따라 달라진다. 적도에서는 무효인데, 왜냐하면 f는 그곳에서는 0과 같기 때문에 일반적으로 열대 지방에서는 사용되지 않기 때문이다.

다른 변형이 가능하다. 예를 들어, 지압 벡터는 일정한 압력 표면에서 지오포텐셜 Ⅱ의 경사로 표현될 수 있다.

${\displaystyle \mathbf {V} _{\mathrm {g}={\frac {\hat {\\mathbf{k}}}}}}}}{f}}}}}\time \nabla _{p}\\파이 }$

참고 항목

• 균형풍
• 지반전류
• 열풍
• 구배풍
• 우세풍

참조

외부 링크

• 측지 근사치
• 지압풍 정의
• 지압풍해설