Isentropik potensial vortisitas P adalah potensi vortisitas diukur antara dua

Isentropik potensial vortisitas p adalah potensi

This preview shows page 12 - 17 out of 112 pages.

Isentropik potensial vortisitas, P, adalah potensi vortisitas diukur antara dua isentropik permukaan (permukaan potensi suhu yang sama) dan dapat didefinisikan sebagai
Image of page 12
atau ditulis sebagai Dimana ρ adalah tekanan, θ adalah potensi suhu, dan P sering dinyatakan dalam potensi vortisitas unit (PVU) di mana satu PVU adalah 10- 6 m 2 s- 1 K kg- 1. 3.1 Prinsip Umum Atmospheric Gerak » 3.1.4 Analisis Skala dari Tropics
Image of page 13
Ara. 3.4. Ruang dan waktu skala dari proses dinamis di atmosfer. Kami menentukan kepentingan relatif dari kekuatan yang berbeda dengan skala mereka sesuai dengan dasar dimensi panjang, massa, waktu, dan suhu. Gambar 3.4 menunjukkan contoh dinamik proses di atmosfer diklasifikasikan oleh ruang dan waktu mereka (angka direproduksi Bab 1). Dimensi dasar yang tercantum dalam Tabel 3.1. Tabel 3.1. Dimensi dasar. Simbol Variabel unit U kecepatan horisontal Nona- 1 W kecepatan vertikal Nona- 1 L Panjangnya m H tinggi atau kedalaman m δ P / ρ horisontal fluktuasi tekanan tertimbang oleh kerapatan J kg- 1 = m 2 s- 2, unit geopotential Bilangan Rossby Gaya Coriolis pergi ke nol pada khatulistiwa sehingga saldo geostropik tidak berlaku di sana. Tanpa keseimbangan geostropik, angin tidak dibatasi untuk menjadi sejajar dengan massa atau tekanan bidang. Oleh karena itu, angin di atau dekat khatulistiwa umumnya berbeda dan bidang angin mudah dimodifikasi oleh bidang massa. Kita dapat mengevaluasi di mana untuk menerapkan asumsi geostropik dengan menggunakan berdimensi Rossby jumlah, R 0, rasio inersia dan Coriolis pasukan, yang didefinisikan sebagai:
Image of page 14
Ketika angin mengikuti bidang massa dan tekanan, jumlah Rossby kecil. Tabel 3.2 menunjukkan variasi R 0 dengan lintang jika U ~ 10 m s- 1 dan L ~ 10 6 m. Lintang, Φ Coriolis parameter, f = 2ΩsinΦ U ( Nona- 1) L ( m) Rossby Nomor, R 0 U / ( f L) 45 ° 1,12 x 10- 4 10 10 6 »0,09 23,5 ° 6,32 x 10- 5 10 10 6 »0,16 3.6 ° 9,95 x 10- 6 10 10 6 »1 Dalam lintang sedang, Perubahan f kecil terhadap lintang. Namun di daerah tropis, f kecil dan perubahannya dengan lintang besar (lihat Tabel 3.2), jadi kita biasanya mengasumsikan f ~ Β y, dimana Β = f / y. Ini yang disebut " asumsi pesawat beta " dan aliran khatulistiwa disebut sebagai berada di " pesawat Β " sementara aliran midlatitude adalah pada " pesawat f". Perhatikan bahwa R 0 perubahan dengan skala sirkulasi terlepas dari lintang. Untuk timbangan khas kecepatan angin rata-rata, menemukan berbagai L yang keseimbangan geostropik berlaku di daerah tropis. Petunjuk: Untuk asumsi geostropik untuk menahan, R 0 harus kecil, gunakan R 0 = 0,1 Lintang, Φ Coriolis parameter, f = 2ΩsinΦ U ( Nona- 1) L ( m) Rossby R 0 U / ( f L) 45 ° 1,12 x 10- 4 10 0,1 23,5 ° 6,32 x 10- 5 1 0,1 3.6 ° 9,95 x 10- 6 1 0,1 Menggunakan prinsip yang sama untuk menentukan skala panjang gerak yang mendukung kecepatan angin 35 m s- 1, kondisi di mana R 0 besar.
Image of page 15
Lintang, Φ Coriolis parameter, f = 2ΩsinΦ U ( Nona- 1) L ( m) Rossby R 0 U / ( f L) 45 ° 1,12 x 10- 4 35 1.0 23,5 ° 6,32 x 10- 5 35 1.0 3.6 ° 9,95 x 10- 6 35 1.0 umpan balik: Anda harus melihat bahwa untuk asumsi geostropik untuk menahan, aliran skala besar di daerah tropis perlu memiliki cukup besar L maka R 0 kecil. Dalam sistem dengan angin kencang dan ukuran kecil, seperti tornado, R 0 besar dan keseimbangan gaya adalah antara gradien tekanan dan gaya sentripetal.
Image of page 16
Image of page 17

You've reached the end of your free preview.

Want to read all 112 pages?

  • Winter '18
  • Anendha
  • Meridian

  • Left Quote Icon

    Student Picture

  • Left Quote Icon

    Student Picture

  • Left Quote Icon

    Student Picture