Reading Weather Blog

유체의 비점성 흐름을 다루는 미분방정식이다. 나비에 - 스토크스 방정식에서 점성과 열전도가 없는 특수한 경우에 해당한다. 오일러 방정식은 유체의 질량, 운동량 및 에너지의 보존을 나타낸다. 오일러 보존 방정식은 다음과 같다. 3차원에 대한 질량 보존(연속) 방정식 $\frac{\partial \rho}{\partial t}+\nabla\cdot (\rho u) = 0$ 운동량 보존 방정식 $\frac{\partial \rho u}{\partial t}+\nabla \cdot ((\rho u)\bigotimes u)+\nabla p = 0$ 에너지 보존 방정식 $\frac{\partial E}{\partial t} + \nabla \cdot (u(E+p))=0$ 여기에서 $E \equiv \rho e + ..

바람의 성분 분해 방법 바람을 동서 방향과 남북 방향으로 분해해서 표현할 수 있다. 그러나 이런 방법 외에 회전 성분과 발산 성분으로도 분해할 수 있다. 이러한 원리를 이해하는 것은 대기역학을 공부하는데 굉장히 중요한 사실이다. 지균풍은 규모가 큰 현상에서 사용되는 개념이며 점점 작은 규모가 되면 지균 균형이 잘 맞지 않는다. 지균풍은 회전 성분만 존재하며 발산은 0에 가깝다. 역학을 공부할 때 큰 규모의 흐름은 회전 성분으로만 구성되어 있다. 이러한 회전 성분들은 필요할 때마다 자발적으로 발산 성분을 만들어낸다. 따라서 바람을 동서, 남북 방향으로 분해하는 것보다 회전과 발산으로 분해하는 것이 역학적으로 바람직한 접근법이다. 헬름홀츠의 정리 $\vec{V} = \vec{V_\psi} + \vec{V_\..

제트류 - 대류권계면 근처에 형성되는 강한 바람. - 풍속 : 30 ~ 150 m/s - 길이 : 수천 km - 폭 : 150 km - 두께 : 2 ~ 3 km - 남북 방향 온도 경도에 의해 발생 -> 제트류의 남북 사행 -> 로스비 파 - 위 그림은 적도부터 바람, 전선대, 기단의 분포를 나타낸다. 북반구에는 아열대 제트, 한대 제트 두 가지가 존재한다. - 아열대 제트는 한대 제트보다 강력하다. 아열대 지역의 따뜻한 공기와 중위도 지역의 차가운 공기에 의해 형성되며 중위도 기단과 열대 기단 사이의 상층에 아열대 전선대가 형성되어 지상의 아열대 전선으로 이어진다. - 중위도와 극 지역 사이에는 polar front가 존재하고 한대 제트를 형성하며 그 위에는 중위도 대류권계면이 존재한다. - 두 대류권..

습윤대기의 열역학 - 상당온위 - 온위 : 건조공기를 1000hPa 까지 단열적으로 이동했을 때의 온도. - 상당온위 : 습윤(포화)공기에 대한 온위, 습윤공기가 원래의 고도에서 상승하여 포함된 수증기가 모두 응결되어 낙하 제거된 후 1000hPa 까지 단열적으로 이동했을 때의 온도 - 건조단열선만 따라 이동하는 온위는 습윤단열선을 거쳐 이동하는 상당온위보다 작음 (온위는 상당온위보다 작음) 습윤단열과정에 의한 조건부 불안정 - 기온감율이 건조단열감율보다 작고 습윤단열감율보다 큰 경우 - 건조단열운동에 대해서는 안정, 습윤단열운동에 대해서는 불안정 $\Gamma\;\;\Gamma _d$ : 불안정 $\Gamma _s < \Gamma < \Gamma _d$ : 조건부 불안정

포화되지 않은 건조공기는 상승할 때 건조단열감율을 따라 온도가 감소한다. - 정적 안정 : 주변대기의 온도감율(환경기온감율)보다 건조단열감율이 커 공기괴의 온도가 많이 감소하면 주변보다 온도가 낮아 상승한 공기괴는 원래 위치로 돌아가려 함 - 정적 불안정 : 환경기온감율보다 건조단열감율이 작아 공기괴의 온도가 조금 감소하면 주변보다 온도가 높아 상승한 공기괴는 계속 상승하려 함 안정도란 공기 덩어리가 현재의 상태를 유지할 것인지. 다른 상태로 변할 것인지를 의미함. 경압불안정과 대류불안정이 있음. 경압불안정은 종관 파동이 어떻게 성장, 발달, 소멸하는지 이해하는데 중요한 개념으로 수평 온도분포에 좌우됨. 대류불안정은 (구름이 생기기 위해서 공기의 상하 이동이 필요하므로) 연직 온도 분포에 좌우됨. 정확히..

온위 방정식에 자연로그를 취한다. $\theta = T(\frac{1000hPa}{p})^\kappa$ $\ln \theta = \ln T + \kappa \ln (1000hPa) - \kappa \ln p$ $z$에 대해 미분한다. $\frac{\partial}{\partial z}(\ln \theta) = \frac{\partial}{\partial z}(\ln T) - \kappa\frac{\partial}{\partial z} \ln p$ $\frac{1}{\theta}\frac{\partial \theta}{\partial z} = \frac{1}{T}\frac{\partial T}{\partial z} - \kappa \frac{1}{p} \frac{\partial p}{\partial z}$..

온위의 필요성 - 단열 풍선이 고도에 따라 온도가 달라짐에서 착안. - 기상학에서는 풍선의 온도를 결정하는 요소 중 열 뿐만 아니라 고도(위치)도 중요함. - 온위란 공기덩어리의 고도 효과를 배제하기 위해 단열적으로 지상으로 끌어내렸을 때의 온도를 의미한다. - 온도의 정당한 비교를 위해 고도 효과를 배제한 채 같은 고도(같은 압력)에서 온도를 비교. 단열상승 및 단열하강(고도효과)을 나타낸 그림. 외부와의 열 교환이 없어도 풍선의 온도가 변할 수 있다. 대기(대류권, 약 100 hPa)은 하층이 더 따뜻하고 상층이 더 차갑다. 그럼에도 섞이지 않는다. 기상학에서는 부력이 온도가 아닌 온위의 함수로 결정되기 때문이다. 대기의 안정도는 온도가 아닌 온위의 연직분포로 결정된다. (대류권에서) 온위는 고도에 ..

제트기류 제트기류는 아열대 제트기류와 한대 제트기류가 존재한다. 대기에 존재하는 두 제트의 존재는 제트기류를 경계로한 두 지역간의 온도차를 의미한다. 온도차가 강력한 지역에 연직 시어가 존재하고 대류권계면 근처에서 최대가 되고, 그 하부 쪽에는 튜브와 같은 제트기류가 존재한다. 온도풍 기온의 수평 분포에 의해 생긴다. 등온선에 평행하다. 지균풍의 윈드시어를 의미한다. 상층 지균풍에서 하층 지균풍을 빼서 구한다. 계산은 벡터로 한다. 온도풍 = 상층지균풍 - 하층지균풍 등압좌표계의 온도풍 $u_T = -\frac{R}{f}\frac{\partial \overline{T}}{\partial y} \ln \frac{p_{하층}}{p_{상층}}, v_T = \frac{R}{f}\frac{\partial \ove..

골(Trough)과 능(Ridge), 층후(Thickness) 위 그림을 등압면이라고 할 때, 등압면이 높은 곳은 지위고도가 높아 고기압이 있는 곳, 등압면이 낮은 곳은 지위고도가 낮아 저기압이 있는 곳이다. 층후란 서로 다른 두 등압면 사이의 두께를 의미한다. 층후와 기온의 관계 대기의 두께와 기온은 서로 밀접한 관계에 있다. 기온이 낮은 지역은 공기가 압축되어 밀도가 높고, 기온이 높은 지역은 그 반대이다. 공기의 무게는 압력을 의미하기 때문에 고밀도 지역은 고도가 상승할 때 기압이 빨리 떨어지고, 저밀도 지역은 고도가 상승할 때 기압이 상대적으로 덜 떨어진다. 따라서 기온이 높을수록 층후가 두껍다. 층후가 두꺼운 공기는 따뜻하다. 적도에서 북쪽으로 갈수록 기온이 하강하므로 층후도 감소한다. 이 때 ..

등압좌표계의 운동량 방정식 고도좌표계의 운동량 방정식은 다음과 같다. $\frac{du}{dt} = fv - \frac{1}{\rho}\frac{\partial p}{\partial x}$ $\frac{dv}{dt} = -fu - \frac{1}{\rho}\frac{\partial p}{\partial y}$ 벡터 형태로 변환한다. $\frac{d\vec{V}}{dt} = -f\hat{k}\times\vec{V}-\frac{1}{\rho}\nabla p$ 고도좌표계를 기압좌표계로 전환한다. 고도좌표계와 기압좌표계의 기압경도력은 아래와 같은 관계에 있다. $-\frac{1}{\rho}\nabla _z p = -\nabla _p \Phi$ 이것을 위의 식에 대입하면 $\frac{d\vec{V}}{dt} = ..