비정상 고기압과 저기압

앞 절 논의에서 2차 방정식의 근 두 개를 무시하고 버렸다. 사실 이 해들은 이론적으로는 가능한 해이고 ‘비정상(Anomalous)’ 순환으로 알려져 있다.

이 해들이 암시하고 있는 기압경도력과 전향력의 결합은 그림 4.3에 그려 져 있다. 그러면 이 해들은 현실 세계에서 일어날 수 없는 것일까?

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[그림 4.3]a) 비정상 저기압과 b) 비정상 고기압 주위의 흐름 방향과 작용하는 힘

버린 두 해 중에서 하나는 확실히 현실에서 발생할 수 있다. 저기압성 바람 방정식에서 음의 근에 해당하는 비정상 저기압(그림 4.3a)에서는 기압경도 력과 전향력이 같은 방향으로 작용하여 이 힘의 합이 구심가속도를 발생시 킨다고 할 수 있다. 흐름이 저기압 영역 주위로 흐르고 있을 지라도 이 흐름 은 고기압성이다. 이와 같은 흐름은 정상적인 저기압 시스템에서는 발생하 지 않으나, 기압경도력이 전향력보다 훨씬 더 우세할 때는 발생할 수 있다.

즉 전향력의 크기가 기압경도력의 크기에 비하여 무시할 만할 때 이 극한 적인 경우가 생길 수 있다. 다시 말하면, 토네이도 주위와 같이 국지적으로 강한 원형 흐름의 경우에 이 극한적인 경우가 발생할 수 있다. 이 경우에 기 압경도력이 구심가속도와 같다는 가정 아래 풍속이 계산될 수 있다. 이것은

‘선형류(Cyclostrophic Flow)’로 알려져 있다.

4.3 곡률 효과

사실 고기압성 토네이도는 매우 드물고 비정상 저기압은 열대지방에서 먼 지회오리와 연관되어 대부분 나타난다. 대부분의 토네이도는 저기압성이고 구심가속도를 일으키는 기압경도력을 갖고 있다. 이 경우가 방정식 (4.2)에 서 이 매우 작을 때에 해당한다.

그러나 비정상 고기압(그림 4.3b)은 현실 세계에서 거의 나타나지 않는다 (이것은 고기압성 2차 방정식의 다른 근에 해당한다.). 이 경우에 힘들은 정 상 고기압과 같은 방향으로 작용하고 흐름도 정상 고기압과 유사하게 고기 압성이다. 그러나 속도는 정상 고기압보다 훨씬 더 크고 실제 풍속은 이 해 의 값에 도달되지 않는다. 기압경도력이 0이고 전향력이 구심가속도를 일 으키는 특별한 경우는 때때로 해양에서 관측될 수 있다.

경도풍에 대한 생각은 중위도지방 일기도의 뚜렷한 특징을 설명하는데 도 움이 된다. 즉, 고기압 주위의 기압경도는 항상 약한 반면, 저기압은 빈번히 조밀한 등압선을 갖고 기압경도가 강하다. 이처럼 고기압 주위의 바람 강도 는 역학적으로 어떤 한계가 있다. 고기압성 경도풍에 대한 표현(방정식 (4.4))은 이 사실을 설명해 주고 있다.



방정식 (4.4)를 다시 쓰면 다음과 같다.

위 방정식의 근호 안에 있는 표현이 양이거나 0이어야 한다. 그러므로 다음 과 같이 쓸 수 있다.

∴

이 식은 지균풍의 한계 값을 제시하고 있다. 위 식으로부터 지균풍이 최대 값을 가질 때 경도풍이 최대값을 갖게 됨을 알 수 있다. 즉, 지균풍의 최대 값은 다음과 같다.

이 값을 방정식 (4.4)에 대입하면 다음과 같은 경도풍의 최대값을 구할 수

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4.3 곡률 효과

이것은 임을 암시하고 있다.

이것을 좀 달리 생각해 보자. 어떤 지균풍이 주어지면 다음과 같은 최소 곡 률반경이 존재하게 된다.

저기압 영역에서는 이와 같은 이론적 제한 조건이 없음을 주목하라. 이 차 이는 다음 사실에 기인한다. 즉, 저기압의 경우에 중심을 향하여 작용하는 힘은 기압경도력이므로, 밀집된 등압선과 연관된 기압경도력이 구심가속도 를 증가시켜서 결국 원형 운동을 활발하게 일으킨다. 그러나 고기압의 경우 에는 기압경도력이 고기압의 바깥쪽으로 작용하여서 밀집된 등압선이 존 재한다면 오히려 원형 운동을 방해하게 된다.

  _

 ≥ 

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