해들리 순환

해들리 순환(Hadley cell)은 적도 근처에서 공기가 상승하여 지구 표면 위 12–15 km (7.5–9.3 mi) 높이의 대류권계면 근처에서 극 방향으로 흐르고, 위도 약 30도 부근의 아열대 지역에서 냉각되어 하강한 다음, 표면 근처에서 적도 방향으로 되돌아오는 전 지구적 규모의 열대 대기 순환이다. 이는 열대와 아열대 간의 일사량 및 가열 차이로 인해 발생하는 대류권 내의 열적으로 직접적인 순환이다. 연평균적으로 이 순환은 적도 양쪽에 각각 하나의 순환 셀로 특징지어진다. 남반구 해들리 순환은 북반구 순환보다 평균적으로 약간 더 강하며, 적도를 약간 넘어 북반구까지 확장된다. 여름과 겨울철에는 해들리 순환이 여름 반구에서 공기가 상승하고 겨울 반구에서 하강하는 단일, 적도 횡단 셀에 의해 지배된다. 금성과 화성과 같은 외계 대기에서도 유사한 순환이 발생할 수 있다.

1979년-2001년 7월 500 hPa 기압 고도에서의 평균 수직 속도 (파스칼/초). 상승(음수 값)은 태양 적도 근처에 집중되어 있으며 하강(양수 값)은 더 분산되어 있다. 이들의 분포는 해들리 순환의 상승 및 하강 지류의 흔적이다.

지구 기후는 해들리 순환의 구조와 행동에 크게 영향을 받는다. 지배적인 무역풍은 해들리 순환의 하층 지류의 발현으로, 열대 지역에서 공기와 수분을 수렴시켜 지구상에서 가장 많은 비가 내리는 적도 수렴대 (ITCZ)를 형성한다. 해들리 순환의 계절적 변동성과 관련된 ITCZ의 이동은 계절풍을 유발한다. 해들리 순환의 하강 지류는 해양 아열대 고기압대를 발생시키고 강수량을 억제한다. 지구의 많은 사막과 건조 지역은 하강 지류의 위치와 일치하는 아열대 지역에 위치한다. 해들리 순환은 또한 열, 각운동량 및 수분과 같은 경선 방향 수송의 핵심 메커니즘으로, 아열대 제트 기류, 습한 열대 지역에 기여하고 지구적인 열평형을 유지한다.

해들리 순환은 1735년에 무역풍을 설명하기 위해 가열 차이에 의해 구동되는 반구 전반에 걸친 순환 셀의 존재를 가정한 조지 해들리의 이름을 따서 명명되었다. 다른 과학자들은 나중에 유사한 주장을 개발하거나 해들리의 정성적 이론을 비판하여 더 엄격한 설명과 형식주의를 제공했다. 해들리가 제안한 유형의 넓은 경선 순환의 존재는 라디오존데를 통해 상층 대류권에 대한 일상적인 관측이 가능해진 20세기 중반에 확인되었다. 관측 및 기후 모델링에 따르면 해들리 순환은 적어도 1980년대 이후 기후변화의 결과로 극 방향으로 확장되었으며, 순환의 강도 또한 동반되었지만 덜 확실한 강화를 보였다. 이러한 변화는 지역 기상 패턴의 경향과 관련이 있다. 모델 예측은 기후변화로 인해 21세기 내내 순환이 확대되고 약화될 것이라고 시사한다.

메커니즘 및 특성

평균적으로 해들리 순환은 열대 지역 내에서 공기를 순환시키는 북반구와 남반구의 두 셀로 구성된다.

해들리 순환은 저위도 지역의 대류권 내에서 공기가 넓고 열적으로 직접적이며^[a] 경선 순환하며 뒤집히는 것을 설명한다.^[2] 전 지구적 대기 순환 내에서 위도 선을 따라 평균화된 공기의 경선류는 경선 셀이라고 불리는 적도 방향 또는 극 방향으로의 공기 이동과 결합된 상승 및 하강 운동 순환으로 조직된다. 여기에는 열대 지역을 중심으로 하는 "해들리 순환"과 중위도 지역을 중심으로 하는 더 약한 "페렐 순환"이 포함된다.^[3] 해들리 순환은 따뜻한 적도 지역과 더 차가운 아열대 지역 사이의 일사량 대비로 인해 발생한다. 지구 표면의 불균일한 가열은 공기의 상승 및 하강 지역을 초래한다. 연간 평균적으로 적도 지역은 태양으로부터 받는 복사량이 방출하는 복사량보다 많다. 고위도에서는 지구가 태양으로부터 받는 복사량보다 더 많은 복사 에너지를 방출한다. 열을 경선 방향으로 교환하는 메커니즘이 없다면 적도 지역은 점차적으로 불균형하게 따뜻해지고 고위도 지역은 냉각될 것이다. 광범위한 공기의 상승 및 하강은 기압 경도력을 발생시켜 대기 및 대양 모두에서 해들리 순환 및 다른 대규모 흐름을 구동하며, 열을 분배하고 지구적인 장기 및 준계절 열평형을 유지한다.^[4]

해들리 순환은 지구 표면의 거의 절반을 덮으며, 대략 북회귀선에서 남회귀선까지 뻗어 있다.^[4] 수직적으로 이 순환은 대류권 전체 깊이를 차지한다.^[5] 순환을 구성하는 해들리 순환은 하층 대류권에서 무역풍에 의해 적도 방향으로 운반된 공기가 적도 근처에서 가열되어 상승하는 것과 상층 대류권에서 극 방향으로 이동하는 공기로 구성된다.^[6] 아열대 지역으로 이동한 공기는 냉각된 후 하강하여 적도 방향으로 열대 지역으로 돌아온다.^[7] 해들리 순환과 관련된 하강하는 공기의 위치는 종종 지구 열대 지역의 경선 폭을 측정하는 척도로 사용된다.^[8] 적도 방향으로의 공기 회귀와 가열의 강한 영향으로 인해 해들리 순환은 열적으로 구동되는 폐쇄형 순환이다.^[7] 적도 근처의 공기 부력 상승과 고위도 지역의 공기 하강으로 인해 적도 근처의 저기압과 아열대 지역의 고기압이 형성되어 지표면 근처에 기압 경도가 발생한다. 이는 하층 대류권의 적도 방향 흐름에 동력을 제공한다. 그러나 열대 지역의 응축과 관련된 잠열 방출은 고도에 따른 기압 감소를 완화하여 상층 대류권의 특정 고도에서 열대 지역의 기압이 아열대 지역보다 높아진다. 이 기압 경도는 지표면 근처의 기압 경도보다 강하며 상층 대류권의 극 방향 흐름에 동력을 제공한다.^[9] 해들리 순환은 경선풍의 질량 가중, 경도 평균 유동 함수를 사용하여 가장 일반적으로 식별되지만, 속도 퍼텐셜 또는 특정 기압 고도에서의 바람의 수직 성분과 같은 다른 측정 가능하거나 파생 가능한 물리적 매개변수로도 식별할 수 있다.^[10]

위도 ${\displaystyle \phi }$와 기압 수준 ${\displaystyle p}$가 주어지면, 해들리 순환을 특징짓는 스트로크스 흐름 함수는 다음과 같이 주어진다:

${\displaystyle \psi (\phi ,p)={\frac {2\pi a\cos \phi }{g}}\int _{0}^{p}[v(\phi ,p)]\,dp}$

여기서 ${\displaystyle a}$는 지구의 반지름, ${\displaystyle g}$는 지구의 중력으로 인한 가속도이며, ${\displaystyle [v(\phi ,p)]}$는 주어진 위도와 기압 수준에서의 경도 평균 경선풍이다. ${\displaystyle \psi }$ 값은 지정된 기압 수준과 지구 대기 상단 사이의 통합 경선 질량 유량을 나타내며, 양수 값은 북향 질량 수송을 나타낸다.^[11] 해들리 순환의 강도는 ${\displaystyle \psi }$를 기반으로 정량화될 수 있으며, 전체 및 다양한 기압 수준에서의 극값 또는 유동 함수의 평균을 포함한다. 해들리 순환 강도는 속도 퍼텐셜, 바람의 수직 성분, 수증기 수송 또는 순환의 총 에너지와 같은 다른 물리량을 사용하여도 평가할 수 있다.^[12]

구조 및 구성 요소

해들리 순환과 그 구성 요소의 구조는 대류권 전체에 걸쳐 지구 바람의 경도 및 시간 평균을 그래프로 나타냄으로써 추론할 수 있다. 더 짧은 시간 규모에서는 개별 기상 시스템이 바람 흐름을 교란한다. 해들리 순환의 구조는 계절에 따라 다르지만, 바람을 연간 평균할 때(오일러 관점에서) 해들리 순환은 대략적으로 대칭이며 북반구와 남반구 각각에 하나의 유사한 해들리 순환으로 구성되며, 적도 근처의 공통 상승 지역을 공유한다.^[1] 그러나 남반구 해들리 순환은 더 강하다.^[13] 연평균 해들리 순환과 관련된 바람은 5 m/s (18 km/h; 11 mph) 정도이다.^[1] 그러나 고정된 위치의 바람이 아닌 기단 운동을 평균할 때(라그랑주 관점) 해들리 순환은 극 방향으로 더 넓게 확장되는 순환으로 나타난다.^[14] 각 해들리 순환은 열대 지역 내에서 네 가지 주요 기류 지류로 설명될 수 있다.^[15][16]

• 대기경계층 내의 적도 방향 하층 지류
• 적도 근처의 상승 지류
• 상층 대류권의 극 방향 상층 지류
• 아열대의 하강 지류

열적 적도를 따라 공기가 가열되면 상승하여 저기압 영역을 생성하고, 이는 남북으로부터 공기를 끌어들여 적도 수렴대로 알려진 적도 근처의 바람 수렴을 유발한다.

지구의 북반구와 남반구 저위도 지역의 무역풍은 수렴대를 통해 공기를 적도 방향으로 수렴시킨다. 이는 풍부한 폭풍과 많은 강수를 보이는 낮은 기압대인 적도 수렴대 (ITCZ) 때문이다.^[4][17] 지구 표면 근처의 이러한 적도 방향 공기 이동은 해들리 순환의 하층 지류를 구성한다.^[18] ITCZ의 위치는 적도 근처의 해수의 온도 (SST)의 따뜻함과 적도 횡단 기압 경도의 강도에 영향을 받는다. 일반적으로 ITCZ는 적도 근처에 위치하거나 가장 따뜻한 SST가 있는 여름 반구 쪽으로 약간 벗어나 있다.^[19][20] 연평균적으로 해들리 순환의 상승 지류는 적도에서 약간 북반구 쪽으로 벗어나 있다.^[13] 코리올리 효과로 인해 무역풍은 지구 자전 방향의 반대 방향으로 편향되어 양반구 모두에서 직접 적도 방향이 아닌 부분적으로 서쪽으로 분다. 하층 지류는 지구 열대 해양 전체의 증발로 인해 수분을 축적한다.^[21] 더 따뜻한 환경과 수렴하는 바람은 습한 공기를 적도 근처에서 상승시켜 해들리 순환의 상승 지류를 유발한다.^[4] 습한 공기의 상승이 적도 대의 응축 및 강수를 초래하면서 잠열 방출로 인해 상승 운동이 더욱 강화된다.^[3][21] 해들리 순환의 상승 지류는 주로 열대 지역 표면적의 약 1%를 차지하는 뇌우에서 발생한다.^[22] 해들리 순환의 상승 지류에서의 열 수송은 주로 핫 타워를 통해 가장 효율적으로 이루어진다. 핫 타워는 중층 대류권에서 흔히 발견되는 건조한 공기와 섞이지 않고 강력한 상승 기류를 운반하는 적란운으로, 습한 열대 하층 대류권에서 상층 대류권으로 공기가 이동할 수 있게 한다. 해들리 순환에서 나타나는 수직 열 수송을 유지하려면 ITCZ 지역에서 매일 약 1,500~5,000개의 핫 타워가 필요하다.^[23]

공기의 상승은 상층 대류권으로 12–15 km (7.5–9.3 mi) 높이까지 올라간 후, ITCZ에서 외부로 발산하여 극 방향으로 이동한다.^[24] 해들리 순환의 상단은 대류권계면의 높이에 의해 결정되는데, 그 위에 있는 안정적인 성층권이 공기의 지속적인 상승을 막기 때문이다.^[25] 저위도에서 발생하는 공기는 지구 자전축에 대한 절대 각운동량이 더 높다. 대기와 지구 자전축 사이의 거리는 극 방향으로 감소한다. 각운동량을 보존하기 위해 극 방향으로 이동하는 공기 덩어리는 동쪽으로 가속되어야 한다.^[26] 코리올리 효과는 해들리 순환의 극 방향 확장을 제한하여, 각 해들리 순환의 극 방향 경계에서 공기가 극 방향으로 계속 흐르지 않고 지구 자전 방향으로 공기를 가속하여 제트류를 형성한다.^[27][28] 각운동량 보존만을 고려하면, 적도에서 정지해 있던 공기 덩어리는 위도 30°에 도달할 때쯤이면 134 m/s (480 km/h; 300 mph)의 순환 속도로 가속될 것이다. 그러나 덩어리의 극 방향 이동 중 발생하는 소규모 난류와 중위도의 대규모 와류는 각운동량을 소산시킨다.^[29] 남반구 해들리 순환과 관련된 제트 기류는 남반구 순환의 강도가 더 강하기 때문에 북반구 순환보다 강하다.^[30] 더 차갑고 고위도 지역으로 인해 공기 덩어리가 냉각되고, 이는 극 방향 공기가 결국 하강하도록 유도한다.^[26] 공기의 움직임을 연평균하면 해들리 순환의 하강 지류는 대략 북위 25도와 남위 25도 위에 위치한다.^[1] 아열대의 수분은 일부는 와류에 의해 극 방향으로 이류되고, 일부는 해들리 순환의 하층 지류에 의해 적도 방향으로 이류되어 나중에 ITCZ로 이동한다.^[31] 해들리 순환은 경도 평균적으로 네 가지 주요 지류로 구성되지만, 이 지류들은 더 집중된 기류와 질량 수송 지역의 집합체이다.^[32]

몇 가지 이론과 물리적 모델은 해들리 순환의 위도 폭을 설명하려고 시도했다.^[33] 헬드-하우 모델은 해들리 순환의 경선 확장에 대한 이론적 제약을 제공한다. 지구 표면과의 마찰에 영향을 받는 하층과 마찰이 없는 상층으로 구성된 단순화된 대기를 가정함으로써, 이 모델은 만약 기단이 순환 내에서 순 가열이 없다면 해들리 순환이 적도에서 2,500 km (1,600 mi) 이내로 제한될 것이라고 예측한다.^[2] 헬드-하우 모델에 따르면 해들리 순환의 극 방향 가장자리 위도 ${\displaystyle \phi }$는 다음과 같이 스케일링된다.

${\displaystyle \phi \propto {\sqrt {\frac {g\Delta \theta H_{t}}{\Omega ^{2}a^{2}\theta _{0}}}}}$

여기서 ${\displaystyle \Delta \theta }$는 복사 평형 상태에서 적도와 극 사이의 잠재 온도 차이, ${\displaystyle H_{t}}$는 대류권계면의 높이, ${\displaystyle \Omega }$는 지구의 자전 속도, ${\displaystyle \theta _{0}}$는 기준 잠재 온도이다.^[33] 다른 호환 가능한 모델들은 해들리 순환의 폭이 대류권의 수직 평균 브런트-바이살라 진동수 또는 순환에서 방출되는 경압파의 성장률과 같은 다른 물리적 매개변수와 함께 스케일링될 수 있다고 가정한다.^[34]

계절성과 변동성

NCEP/NCAR 재분석의 1991년–2020년 값에 기반한 연간 및 월간 평균 스트로크스 유동 함수. 해들리 순환은 적도에 인접한 두 개의 역회전 셀이다.

해들리 순환은 계절 변화에 따라 상당히 달라진다. 북반구 또는 남반구의 봄과 가을 분점 무렵에는 해들리 순환이 양반구에 상대적으로 약한 두 개의 해들리 순환 형태로 나타나며, ITCZ 위에 공통적인 상승 지역을 공유하고 각 순환의 해당 반구로 공기를 상층으로 이동시킨다.^[4] 그러나 지점에 가까워지면 해들리 순환은 여름 반구에서 공기가 상승하고 겨울 반구에서 광범위하게 하강하는 더 단일하고 강한 적도 횡단 해들리 순환으로 전환된다.^[4][35] 두 셀 구성과 단일 셀 구성 사이의 전환은 갑작스러우며, 대부분의 기간 동안 해들리 순환은 적도를 가로질러 공기를 수송하는 단일 지배적인 해들리 순환으로 특징지어진다.^[36] 이 구성에서는 상승 지류가 더 따뜻한 여름 반구의 열대 위도에 위치하고 하강 지류가 더 시원한 겨울 반구의 아열대 지역에 위치한다.^[37] 각 반구에 두 개의 순환이 여전히 존재하지만, 겨울 반구의 순환이 훨씬 더 두드러지고 여름 반구의 순환은 극 방향으로 이동한다.^[38] 겨울 반구 순환의 강화는 지오포텐셜 고도의 기울기 가파름과 관련이 있으며, 이는 무역풍의 가속과 더 강한 경선 흐름으로 이어진다.^[39] 대륙의 존재는 여름 반구의 온도 기울기를 완화하여 반구 해들리 순환 간의 대비를 강조한다.^[40] 1979년-2001년의 재분석 데이터는 북반구 여름의 지배적인 해들리 순환이 평균적으로 남위 13°에서 북위 31°까지 확장되었음을 나타냈다.^[41][b] 북반구와 남반구 겨울 모두에서 인도양과 서태평양은 경도 평균 해들리 순환의 상승 및 하강 운동에 가장 많이 기여한다. 그러나 아프리카와 아메리카 대륙 상공의 수직 흐름은 북반구 겨울에 더 뚜렷하다.^[42][43]

장기간의 연간 변화 측면에서 해들리 순환의 변동은 엘니뇨 남방진동 (ENSO)의 변동과 관련이 있으며, 이는 상승 지류의 위치에 영향을 미친다.^[44][45] ENSO에 대한 순환의 반응은 비선형적이며, 엘니뇨 현상에 대한 반응이 라니냐 현상보다 더 뚜렷하다.^[45] 엘니뇨 기간 동안 해들리 순환은 열대 태평양 상공 상층 대류권의 증가된 온난화와 그에 따른 극 방향 흐름의 강화로 인해 강화된다.^[46][47] 그러나 이러한 변화는 비대칭적이지 않으며, 같은 현상 동안 서태평양과 대서양 상공의 해들리 순환은 약화된다.^[48] 대서양 니뇨 기간 동안 대서양 상공의 순환은 강화된다. 대서양 순환은 북대서양 진동이 강하게 양의 값을 보이는 기간에도 강화된다.^[49] 매년의 계절 평균 및 연평균 해들리 순환의 변동은 주로 두 가지 병치된 진동 모드로 설명된다. 하나는 적도를 가로지르는 단일 순환으로 특징지어지는 적도 대칭 모드이고, 다른 하나는 적도 양쪽에 두 개의 순환으로 특징지어지는 적도 대칭 모드이다.^[50]

에너지 및 수송

해들리 순환은 열을 재분배하여 지구의 불균일한 가열에 대응한다.

해들리 순환은 열대와 아열대 지역 간, 그리고 북반구와 남반구 간에 수분과 에너지가 수송되는 중요한 메커니즘이다.^[51][52][53] 그러나 하층과 상층 지류의 반대 흐름으로 인해 효율적인 에너지 수송기는 아니다. 하층 지류는 현열과 잠열을 적도 방향으로 수송하고, 상층 지류는 위치 에너지를 극 방향으로 수송한다. 결과적인 순 극 방향 에너지 수송은 해들리 순환에 관련된 전체 에너지 수송의 약 10%를 차지한다.^[54] 해들리 순환의 하강 지류는 맑은 하늘을 생성하고 아열대 지역에서는 강수량에 비해 증발이 과잉된다.^[55] 해들리 순환의 하층 지류는 아열대 대기에 축적된 과잉 수증기를 적도 지역으로 대부분 수송한다.^[56] 북반구 순환에 비해 강한 남반구 해들리 순환은 북반구에서 남반구로의 작은 순 에너지 수송으로 이어진다.^[13] 결과적으로 적도에서의 에너지 수송은 평균적으로 남쪽으로 향하며,^[57] 연간 순 수송량은 약 0.1 PW이다.^[58] 와류가 극 방향으로 에너지를 수송하는 주요 메커니즘인 고위도 지역과 달리, 해들리 순환에 의해 부과되는 경선 흐름은 열대 지역에서 극 방향 에너지 수송의 주요 메커니즘이다.^[31][59] 열적으로 직접적인 순환으로서 해들리 순환은 이용 가능한 위치 에너지를 수평풍의 운동 에너지로 전환한다.^[60] 1979년 1월부터 2010년 12월까지의 데이터에 따르면 해들리 순환은 평균 일률 출력 198 TW를 가지며, 1월과 8월에 최대값을, 5월과 10월에 최소값을 보인다.^[61] 비록 대류권계면의 안정성이 대류권에서 성층권으로의 공기 이동을 크게 제한하지만,^[25] 일부 대류권 공기는 해들리 순환을 통해 성층권으로 침투한다.^[62]

해들리 순환의 극 경계에 있는 아열대 제트 기류를 따라 발달하는 경압파는 에너지를 극 방향으로 수송한다.

해들리 순환은 열 에너지를 역학적 에너지로 변환하는 열기관으로 이상화될 수 있다. 지구 표면 근처에서 공기가 적도 방향으로 이동할 때, 직접 가열 또는 현열 또는 잠열의 흐름을 통해 표면으로부터 엔트로피를 축적한다. 해들리 순환의 상승 지류에서 공기 상승은 주변 환경에 대해 대략적인 단열과정이다. 그러나 공기 덩어리가 순환의 상층 지류에서 적도 방향으로 이동할 때, 적외선 파장으로 우주로 복사냉각하여 엔트로피를 잃고 반응하여 하강한다.^[1] 이 복사냉각은 최소 60 W m⁻²의 속도로 발생하며 겨울에는 100 W m⁻²를 초과할 수 있다.^[55] 순환의 적도 방향 지류에서 축적된 열은 상층 극 방향 지류에서 손실된 열보다 크다. 초과 열은 공기의 움직임을 구동하는 역학적 에너지로 전환된다.^[1] 이러한 가열 차이는 또한 해들리 순환의 상층 지류를 공급하는 공기가 순환의 하층 지류를 공급하는 공기보다 더 큰 습한 정적 에너지를 가지므로 해들리 순환이 열을 극 방향으로 수송하게 된다.^[3] 지구 대기 내에서 공기 덩어리가 복사냉각으로 인해 열을 잃는 시간 규모와 해들리 순환을 따라 공기가 이동하는 시간 규모는 비슷한 크기이며, 이는 순환의 상층 지류에서의 냉각에도 불구하고 해들리 순환이 열을 수송할 수 있도록 한다.^[63] 높은 잠재 온도를 가진 공기는 궁극적으로 상층 대류권에서 극 방향으로 이동하고, 낮은 잠재 온도를 가진 공기는 표면 근처에서 적도 방향으로 이동한다.^[64] 결과적으로 해들리 순환은 지구의 불균일한 가열로 인해 발생하는 불균형을 균형으로 가져오는 메커니즘 중 하나이다.^[21] 열기관으로 간주할 때, 해들리 순환의 열역학적 효율은 1979년과 2010년 사이에 평균 약 2.6%였으며, 계절 변동성은 작았다.^[65]

해들리 순환은 또한 지구의 자전으로 인해 행성의 각운동량을 극 방향으로 수송한다.^[21] 무역풍이 지구의 자전과 반대 방향으로 향하기 때문에 바람과 지형 간의 마찰 상호작용을 통해 동향 각운동량이 대기로 전달된다. 그런 다음 해들리 순환은 이 각운동량을 상승 및 극 방향 지류를 통해 전달한다.^[66] 극 방향 지류는 코리올리 힘과 각운동량 보존으로 인해 북반구와 남반구 모두에서 동쪽으로 가속되고 편향되어, 해들리 순환의 하강 지류 위에 경도 방향의 제트류를 형성한다.^[21] 이러한 제트 기류의 형성은 해들리 순환의 극 방향 열 이류로 인한 제트 기류 부근의 온도 경도 증폭에 의해 지지되는 온도풍 균형의 존재를 의미한다.^[28] 상층 대류권의 아열대 제트 기류는 해들리 순환이 페렐 순환과 만나는 지점과 일치한다.^[1] 제트 기류와 함께 나타나는 강한 급변풍은 파도가 성장하는 경압 불안정의 중요한 원천이 된다. 이 파도의 성장은 열과 운동량을 극 방향으로 전달한다.^[67] 대기 와류는 해들리 순환에서 서향 각운동량을 추출하여 아래로 수송하며, 이는 중위도 편서풍을 유발한다.^[66]

형성 및 발견

넓은 구조와 메커니즘을 가진 해들리 순환은 온난화 차이로 인해 공기를 이동시키는 대류 셀로 구성되며 지구 자전에 영향을 받는 방식으로 움직이는 것이 1685년 에드먼드 핼리와 1735년 조지 해들리에 의해 처음 제안되었다.^[18] 해들리는 무역풍과 편서풍의 물리적 메커니즘을 설명하고자 했다.^[68] 해들리 순환과 해들리 셀은 그의 선구적인 업적을 기리기 위해 명명되었다.^[69][70] 해들리의 아이디어는 그가 죽은 한참 후에야 공식화될 물리적 개념들을 사용했지만, 그의 모델은 대체로 정성적이었고 수학적 엄밀성이 부족했다.^[71] 해들리의 공식화는 1920년대까지 대부분의 기상학자들에게 더 복잡한 대기 과정의 단순화로 인식되었다.^[72] 해들리 순환은 물리적 과정을 사용하여 지구 대기의 바람 분포를 설명하려는 첫 시도였을 수 있다. 그러나 해들리의 가설은 상층 대기의 바람 관측 없이는 검증될 수 없었다. 20세기 중반부터 시작된 일상적인 라디오존데에 의해 수집된 데이터는 해들리 순환의 존재를 확인했다.^[18]

무역풍에 대한 초기 설명

무역풍을 설명하려는 시도는 무역풍의 꾸준함과 해상 무역에 대한 중요성에서 비롯되었다.

15세기와 16세기에 해상 기상 조건 관측은 수운에 상당한 중요성을 가졌다. 이러한 관측 자료를 종합해 보면 매년 일관된 기상 조건과 상당한 계절적 변동성이 나타났다.^[73] 위도 약 30°에서 건조한 조건과 약한 바람이 지배적이며, 적도에 가까운 지역에서는 적도 방향의 무역풍이 불고 있다는 사실이 북반구와 남반구에서 모두 1600년경까지 분명해졌다. 과학자들이 전 지구적 바람 패턴의 측면을 설명하려는 초기 노력은 종종 무역풍의 꾸준함이 단순한 물리적 메커니즘을 예고한다고 가정하여 무역풍에 초점을 맞추었다. 갈릴레오 갈릴레이는 무역풍이 지구의 저위도 지역에서 더 빠른 접선 자전 속도에 대기가 뒤처져 발생하며, 이는 지구 자전과 반대 방향으로 향하는 서향 무역풍을 초래한다고 제안했다.^[74]

1685년, 영국의 박학자 에드먼드 핼리는 왕립학회가 주최한 토론회에서 열대 지역 내에서 하루 동안 발생하는 동서 온도 차이로 인해 무역풍이 발생한다고 제안했다.^[75] 핼리의 모델에서 지구가 자전함에 따라 태양으로부터의 최대 가열 지점은 지구 표면을 가로질러 서쪽으로 이동했다. 이로 인해 공기가 상승하고, 질량 보존 법칙에 따라 핼리는 공기가 비어 있는 공기 영역으로 이동하여 무역풍을 발생시킨다고 주장했다. 핼리의 가설은 그의 친구들에게 비판을 받았는데, 그의 모델이 꾸준한 무역풍 대신 하루 동안 바람 방향이 변할 것이라고 지적했다.^[74] 핼리는 존 월리스와의 개인 서신에서 "무역풍을 해결하려는 내 가설에 의문을 제기하는 것이 그 진실성에 대한 내 자신감을 떨어뜨린다"고 인정했다.^[76] 그럼에도 불구하고 핼리의 공식화는 챔버스 백과사전과 라 그랑드 백과사전에 통합되어 19세기 초까지 무역풍에 대한 가장 널리 알려진 설명이 되었다.^[74] 그의 무역풍 설명은 틀렸지만, 핼리는 표면 무역풍이 질량 보존에 따라 반대 방향의 상층 흐름을 동반해야 한다고 정확하게 예측했다.^[77]

조지 해들리의 설명

해들리의 대기 순환 개념은 넓은 반구 규모의 순환을 포함했다.

이전의 무역풍 설명에 불만을 품고 조지 해들리는 1735년에 대안적인 메커니즘을 제안했다.^[78] 해들리의 가설은 "일반 무역풍의 원인에 대하여"라는 논문으로 왕립학회의 철학적 거래에 발표되었다.^[79] 핼리처럼 해들리의 설명도 무역풍을 상승하는 따뜻한 공기의 빈자리를 채우기 위해 이동하는 공기의 발현으로 보았다. 그러나 이러한 흐름을 유발하는 상승 공기 지역은 저위도에 위치했다. 지구의 접선 자전 속도가 적도에서 가장 빠르고 극 방향으로 갈수록 느려진다는 것을 이해한 해들리는 고위도에서 낮은 운동량을 가진 공기가 상승하는 공기를 대체하기 위해 적도 방향으로 이동하면서 운동량을 보존하여 서쪽으로 휘어질 것이라고 추측했다. 같은 이유로, 높은 운동량을 가진 상승 공기는 극 방향으로 퍼져 동쪽으로 휘어진 후 냉각되면서 하강하여 중위도 지역에 편서풍을 발생시킬 것이라고 보았다.^[78] 해들리의 설명은 적도에서 극까지 확장되는 북반구와 남반구의 반구 규모 순환 셀의 존재를 의미했다.^[80] 비록 그가 계절성이 없거나 해양과 대륙의 비대칭성이 없는 지구 대기의 이상화에 의존했지만 말이다.^[81] 그의 모델은 또한 약 37 m/s (130 km/h; 83 mph)의 빠른 동향 무역풍을 예측했지만,^[78] 그는 며칠 동안의 표면 마찰 작용이 공기를 관측된 풍속으로 늦춘다고 주장했다.^[82] 콜린 매클로린은 1740년에 해들리의 모델을 해양으로 확장하여 경선 해류가 유사한 서향 또는 동향 편향에 영향을 받는다고 주장했다.^[78]

해들리는 그의 형인 존 해들리와 핼리와의 혼동으로 인해 그의 이론과 널리 연관되지 못했으며, 그의 이론은 직관적이지 않은 설명과 검증 관측 부족으로 인해 한 세기 이상 과학계에서 큰 주목을 받지 못했다.^[83] 해들리의 1735년 제안 직후, 여러 다른 자연철학자들이 독립적으로 지구 바람 분포에 대한 설명을 내놓았다. 1746년, 장 르 롱 달랑베르는 지구 바람에 대한 수학적 공식화를 제공했지만, 태양열 가열을 무시하고 바람을 태양과 달의 중력 효과에 귀인시켰다. 핼리의 무역풍 설명에 역시 불만족했던 이마누엘 칸트는 1756년에 해들리와 유사한 추론으로 무역풍과 편서풍에 대한 설명을 발표했다.^[84] 18세기 후반, 피에르시몽 드 라플라스 후작은 지구 자전이 바람 방향에 직접적인 영향을 미친다는 일련의 방정식을 개발했다.^[85] 스위스 과학자 장-앙드레 들뤽은 1787년에 해들리의 가설과 유사하게 차등 가열과 지구 자전을 바람의 방향과 연결하는 무역풍 설명을 발표했다.^[86]

영국의 화학자 존 돌턴은 1793년 저서 『기상 관측 및 에세이』에서 해들리의 무역풍 설명을 조지 해들리에게 처음으로 명확하게 돌렸고, 해들리의 연구를 언급했다.^[87] 1837년, 『Philosophical Magazine』은 해들리에 대한 언급 없이 하인리히 빌헬름 도브가 개발한 새로운 바람 흐름 이론을 발표했지만, 지구 자전의 영향을 받아 무역풍 방향을 유사하게 설명했다. 이에 돌턴은 나중에 해들리의 연구를 홍보하는 편집자에게 보내는 편지를 이 저널에 썼다.^[88] 도브는 그 후 해들리를 너무 자주 언급하여 전체 이론이 "해들리-도브 원리"로 알려지게 되었고,^[89] 독일과 그레이트브리튼섬에서 해들리의 무역풍 설명을 대중화시켰다.^[90]

해들리의 설명에 대한 비판

20세기부터 시작된 상층 대류권의 정기적인 라디오존데 샘플은 해들리 순환의 첫 직접적인 관측 증거를 제공했다.

19세기 구스타브 코리올리, 윌리엄 페렐, 장 베르나르 푸코, 헨릭 모른의 연구는 지구 자전으로 인한 바람 편향의 메커니즘으로 코리올리 효과를 확립하는 데 기여했으며, 해들리가 제안한 선형 운동량 보존보다는 흐름 방향에서 각운동량 보존의 중요성을 강조했다.^[89] 해들리의 가정은 편향을 2배 과소평가하는 결과를 낳았다.^[81] 지구 바람 형성에 코리올리 효과가 받아들여지면서, 1870년대부터 독일 대기 과학자들 사이에서 해들리 설명의 완전성과 타당성에 대한 논쟁이 시작되었는데, 이는 초기에 경선 운동의 행동만을 좁게 설명했기 때문이다.^[89] 해들리가 무역풍이 그의 이론이 예측하는 것보다 훨씬 느린 이유를 설명하기 위해 표면 마찰을 사용한 것은 그의 아이디어의 핵심 약점으로 간주되었다. 북위 약 30°에서 권운에서 관측된 남서 방향 운동은 각운동량 보존을 고려할 때 이론이 예측하는 것보다 훨씬 느렸기 때문에 해들리의 이론을 더욱 할인했다.^[91] 1899년, 하버드 대학교의 자연지리학 교수인 윌리엄 모리스 데이비스는 왕립 기상 학회에서 초기 불균형 흐름이 지균 균형으로 전환되는 것을 설명하지 못했다고 해들리의 이론을 비판하는 연설을 했다.^[92] 데이비스와 20세기의 다른 기상학자들은 해들리가 상상한 순환을 따라 공기 덩어리의 움직임이 각운동량 보존만으로 지속되는 것이 아니라 기압 경도력과 코리올리 힘 사이의 끊임없는 상호 작용에 의해 유지된다는 것을 인식했다.^[93] 궁극적으로, 대기 과학 커뮤니티는 해들리의 원리의 일반적인 아이디어는 유효하다고 생각했지만, 그의 설명은 더 복잡한 물리적 과정의 단순화로 간주되었다.^[72][94]

지구 대기 순환이 반구 규모의 순환 셀로 특징지어진다는 해들리의 모델은 아열대 지역의 아열대 고기압 지대와 위도 약 60° 지역의 저기압 벨트인 폭풍 경로를 보여주는 기상 관측에 의해 또한 도전을 받았다. 이러한 기압 분포는 해들리가 상상한 셀이 의미하는 적도 방향 흐름이 아닌 중위도 지역의 지표면 근처에서 극 방향 흐름을 의미할 것이다. 페렐과 제임스 톰슨은 나중에 중위도 지역의 낮은 고도로 제한되고 더 넓은 반구 규모의 해들리 순환 내에 자리 잡은 순환 셀을 제안함으로써 기압 패턴과 해들리의 모델을 조화시켰다. 칼 구스타프 로스비는 1947년에 해들리 순환이 열대 지역에 제한되어 동적으로 구동되는 다중 셀 경선 흐름의 한 부분을 형성한다고 제안했다.^[95][96] 로스비의 모델은 1860년 페렐이 개발한 유사한 3셀 모델과 유사했다.^[96]

직접 관측

해들리가 고안한 순환이 열대 구성 요소를 형성하는 지구 대기 순환의 3셀 모델은 20세기 초까지 기상 커뮤니티에서 널리 받아들여졌다. 그러나 해들리 순환의 존재는 지표면 근처의 기상 관측에 의해서만 검증되었으며, 상층 대류권의 바람 예측은 검증되지 않았다.^[97] 20세기 중반에 등장한 라디오존데를 통한 상층 대류권의 정기적인 샘플링은 대기 중 경선 역전 순환 셀의 존재를 확인했다.^[18]

기후에 미치는 영향

열대 지역의 전 지구적 강수 분포는 해들리 순환의 강한 영향을 받는다.

해들리 순환은 지구 기후와 행성 거주성에 가장 중요한 영향 중 하나이며,^[4] 각운동량, 열 및 수증기의 중요한 수송자이기도 하다.^[52][53] 해들리 순환은 적도와 극 사이의 온도 기울기를 평탄하게 하여 극외권을 온화하게 만든다.^[70] 열대 지역의 높은 강수량과 고위도 지역의 강수량 부족이라는 전 지구적 강수 패턴은 각각 해들리 순환의 상승 및 하강 지류의 위치 결과이다.^[3] 적도 근처에서는 습한 공기의 상승으로 인해 지구상에서 가장 많은 강수량이 발생한다.^[4] ITCZ의 주기적인 이동과 그에 따른 해들리 순환 상승 지류의 계절적 변화는 세계의 계절풍을 발생시킨다.^[98] 하강 지류와 관련된 공기의 하강 운동은 아열대 고기압 지역의 prominence와 일치하는 표면 발산 (벡터)을 생성한다.^[3] 이들 반영구적인 고기압 지역은 주로 위도 20°와 40° 사이의 해양 위에 위치한다.^[70] 건조한 조건은 해들리 순환의 하강 지류와 관련이 있으며,^[33] 지구의 많은 사막과 반건조 또는 건조 지역은 해들리 순환의 하강 지류 아래에 위치한다.^[4][10]

아열대에 흔한 흐린 해양 경계층은 해들리 순환에 의해 열대 지역 밖으로 운반된 구름 응집핵에 의해 씨앗이 뿌려질 수 있다.^[99]

기후변화의 영향

자연적 변동성

무역풍과 강수 패턴에 대한 고기후학적 재구성은 해들리 순환이 자연 기후 변동성에 반응하여 변화했음을 시사한다. 지난 10만 년 이내의 하인리히 사건 동안 북반구 해들리 순환은 강화된 반면 남반구 해들리 순환은 약화되었다. 중기-후기 홀로세 동안의 일사량 변동은 북반구 해들리 순환의 상승 및 하강 지류가 현재 위치에 더 가깝게 남쪽으로 이동하는 결과를 낳았다. 북반구 중위도의 나이테는 해들리 순환 지류의 역사적 위치 또한 더 짧은 진동에 반응하여 변화했으며, 엘니뇨 남방진동 및 태평양 십년 주기 진동의 양의 단계 동안 북반구 하강 지류는 남쪽으로 이동하고 해당 음의 단계 동안은 북쪽으로 이동했다. 해들리 순환은 1400년에서 1850년 사이에 남쪽으로 이동했으며, 이는 북반구 일부 지역의 가뭄과 동시에 발생했다.^[100]

해들리 순환의 확장 및 강도 변화

관측된 경향

기후변화는 해들리 순환의 극 방향 확장을 이끌었다.

IPCC 제6차 평가 보고서 (AR6)에 따르면, 해들리 순환은 적어도 1980년대 이후 기후변화에 대응하여 확장되었을 가능성이 높으며, 순환의 강화 동반 가능성에 대한 중간 수준의 신뢰도를 보인다.^[101][102] 1980년대 이후 10년당 약 0.1°–0.5° 위도만큼 순환 전체의 극 방향 확장은 주로 북반구 해들리 순환의 극 방향 이동에 의해 설명되며, 이는 대기 재분석에서 1992년 이후 더 뚜렷한 확장을 보였다.^[103] 그러나 AR6은 북반구 해들리 순환의 확장이 내부 변동성 범위 내에 있을 가능성에 대해서도 중간 수준의 신뢰도를 보고했다. 대조적으로, AR6은 남반구 해들리 순환의 극 방향 확장이 인위적 영향 때문일 가능성이 높다고 평가했다.^[104] 이 발견은 CMIP5 및 CMIP6 기후 모델에 기반한다.^[8]

연구들은 다양한 측정 지표의 사용으로 인해 열대 지역의 확장 속도에 대해 광범위한 추정치를 제시했다. 상층 대류권 특성에 기반한 추정치는 더 넓은 값 범위를 제공하는 경향이 있다.^[105] 순환이 확장된 정도는 계절에 따라 다르며, 여름과 가을의 경향이 양반구 모두에서 더 크고 통계적으로 유의미하다.^[106] 해들리 순환의 확대는 1970년대 이후 ITCZ의 확대 가능성도 초래했다.^[107] 재분석은 또한 양반구의 여름 및 가을 해들리 순환이 확대되었고, 1979년 이후 전 지구 해들리 순환이 강화되었으며, 북반구에서 더 뚜렷한 강화가 있었음을 시사한다.^[103] 1979년에서 2010년 사이에 전 지구 해들리 순환에 의해 생성된 일률은 연간 평균 0.54 TW 증가했는데, 이는 열대 해양의 SST 온난화에 의한 순환으로의 에너지 유입 증가와 일치한다.^[108] (비교하자면, 해들리 순환의 전체 일률은 북반구에서 연중 0.5 TW에서 218 TW까지, 남반구에서 32 TW에서 204 TW까지 다양하다.)^[109] 재분석과 대조적으로, CMIP5 기후 모델은 1979년 이후 해들리 순환의 약화를 묘사한다.^[110] 따라서 순환 강도의 장기적인 변화의 크기는 큰 연간 변동성의 영향과 재분석에서 잠열 방출 분포의 불충분한 표현으로 인해 불확실하다.^[103]

기후변화로 인한 해들리 순환의 확장은 헬드-하우 모델과 일치하며, 이 모델은 순환의 위도 범위가 대류권계면 높이의 제곱근에 비례한다고 예측한다. 대류권의 온난화는 대류권계면 높이를 높여 해들리 순환의 상층 극 방향 지류가 더 멀리 확장될 수 있도록 하고 순환의 확장을 초래한다.^[111] 기후 모델 결과는 1980년대 이후 해들리 순환 확장에 대한 내부 변동성(태평양 십년 주기 진동과 같은)과 인위적 영향의 영향이 비슷했다는 것을 시사한다.^[8] 인위적 영향은 남반구 해들리 순환의 확장해서 가장 분명하게 나타난다.^[8] AR6은 양반구의 해들리 순환 확장과 온실가스의 추가적인 복사 강제력 간의 연관성에 대해 중간 수준의 신뢰도를 평가했다.^[112]

물리적 메커니즘 및 예측되는 변화

인간의 영향으로 해들리 순환이 확장되는 물리적 과정은 불분명하지만, 북반구와 남반구 모두에서 다른 위도에 비해 아열대 지역의 온난화 증가와 관련이 있을 수 있다. 강화된 아열대 온난화는 아열대 제트 기류와 경압 와류를 극 방향으로 이동시켜 순환의 극 방향 확장을 가능하게 할 수 있다.^[8][113] IPCC 제5차 평가 보고서 (AR5)는 남반구 해들리 순환의 남반구 여름 극 방향 확장을 CMIP5 모델 시뮬레이션에 기반한 성층권 오존홀에 귀인했지만, CMIP6 시뮬레이션에서는 그만큼 명확한 신호가 나타나지 않았다.^[8] 오존홀은 하층 성층권의 복사냉각 증가를 통해 해들리 순환에 영향을 미칠 수 있다. 이는 경압 와류의 위상 속도를 증가시키고 극 방향으로 이동시켜 해들리 순환의 확장을 유발할 것이다.^[113] 경압성, 파동 파괴 및 기타 불안정 방출의 변화를 포함하는 해들리 순환 확장을 위한 다른 와류 구동 메커니즘이 제안되었다.^[114] 북반구의 극외권에서는 블랙카본과 대류권 오존의 농도 증가가 북반구 여름의 해당 반구 해들리 순환 확장에 주요 강제력이 될 수 있다.^[106]

기후 모델의 예측에 따르면, 온실가스 농도의 지속적인 증가는 해들리 순환의 지속적인 확대를 초래할 것이다.^[52] 그러나 과거 데이터를 사용한 시뮬레이션은 온실가스 강제력이 열대 지역 확장 중 10년당 약 0.1°를 차지할 수 있음을 시사한다.^[114] 기후변화로 인한 해들리 순환의 확대는 대기 재분석에 기반한 순환 강도의 증가와 동시에 발생했지만,^[101][102] 기후 모델 예측은 일반적으로 21세기 말까지 확대되는 순환과 함께 약화되는 순환을 묘사한다.^[110][115] 이산화 탄소 농도의 장기적인 증가는 순환의 하강 지류 근처 대류권의 복사냉각 감소의 결과로 해들리 순환의 약화를 초래할 수 있다.^[116] 그러나 열대 지역 내 해양 순환의 변화는 열 대비를 줄임으로써 해들리 순환 강도 및 폭의 변화를 약화시킬 수 있다.^[117][118]

기상 패턴의 변화

기후변화로 인한 해들리 순환의 변화는 지구 강수 추세에 영향을 미칠 수 있다.

기후변화로 인한 해들리 순환의 확장은 지역 및 전 지구적 기상 패턴의 변화와 연결되어 있다.^[119] 열대 지역의 확대는 열대 강우대를 이동시키고, 아열대 사막을 확장하며, 산불과 가뭄을 악화시킬 수 있다.^[120] 기록된 아열대 고기압대의 이동 및 확장은 해들리 순환의 변화와 관련이 있으며, 이는 북서 태평양 상공 아열대 고기압의 서쪽 확장, 아조레스 고기압의 강도 및 위치 변화, 남반구 아열대 고기압 벨트의 극 방향 이동 및 강화 등을 포함한다. 이러한 변화는 남부 호주, 중국 북동부 및 북부 남아시아의 건조 경향을 포함하여 지역 강수량 및 변동성에 영향을 미쳤다. AR6은 북반구 해들리 순환의 확장이 아열대 지역의 건조한 조건과 북반구 여름 동안 건조 지역의 극 방향 확장으로 부분적으로 이어졌을 수 있다는 제한적인 증거를 평가했다.^[121] 해들리 순환 변화로 인한 강수 변화는 지역 토양 수분 변화로 이어질 수 있으며, 모델링은 지중해, 남아프리카 공화국 및 미국 남서부에서 가장 큰 감소를 보여준다.^[119] 그러나 육지 표면 온도 패턴 변화의 동시적 효과는 아열대 육지 지역의 건조화에 대한 해들리 순환 확대의 영향에 대한 불확실성을 초래한다.^[122]

기후 모델링은 해들리 순환 확대에 의해 유발되는 아열대 고기압 위치 변화가 저위도 해양 용승을 감소시키고 고위도 해양 용승을 증가시킬 수 있음을 시사한다.^[123] 순환 확대와 함께 아열대 고기압이 확대되면 높은 염분과 낮은 해양 일차 생산성을 가진 해양 지역도 확대될 수 있다.^[120] 모델 예측에서 폭풍 경로 지역의 온대 저기압 감소는 부분적으로 해들리 순환 확장의 영향을 받는다.^[124] 해들리 순환의 극 방향 이동은 북반구와 남반구에서 열대 저기압 경로의 변화와 관련이 있으며,^[121] 폭풍이 최고 강도에 도달하는 위치의 극 방향 경향을 포함한다.^[125]

외계 해들리 순환

화성을 포함한 다른 행성에서도 해들리 순환이 존재할 수 있다.

지구 외에서 행성 규모의 일사량 기울기를 가로질러 공기를 경선 방향으로 순환시키는 열적으로 직접적인 순환은 해들리 순환으로 설명될 수 있다.^[21] 과도한 적도 가열에 노출된 지구 대기는 적도 근처에서 상승 운동을 하고 고위도에서 하강 운동을 하는 축대칭 해들리 순환을 유지하는 경향이 있다.^[126] 태양계의 다른 대기, 예를 들어 금성, 화성, 타이탄에서도 지구와 유사한 해들리 순환이 차등 가열로 인해 발생한다고 가정된다. 지구 대기와 마찬가지로 해들리 순환은 이들 외계 대기의 지배적인 경선 순환이 될 것이다.^[127] 비록 덜 이해되지만, 해들리 순환은 태양계의 거대 기체 행성에도 존재할 수 있으며, 원칙적으로 외계 행성 대기에서도 나타나야 한다.^[128][129] 어떤 대기에서든 해들리 순환의 공간적 범위는 행성 또는 위성의 자전 속도에 따라 달라질 수 있으며, 자전 속도가 빠를수록 해들리 순환은 더 수축되고(극 방향 범위가 더 제한적) 전 지구적 경선 순환은 더 세포 형태를 띤다.^[130] 느린 자전 속도는 코리올리 효과를 감소시켜 해들리 순환의 극 방향 경계에서 제트 기류를 유지하는 데 필요한 경선 온도 기울기를 줄여 해들리 순환이 극 방향으로 더 멀리 확장될 수 있도록 한다.^[28]

타이탄과 같이 느리게 자전하는 행성이나 위성은 극 지역에 더 가까운 상승 지류와 대류를 가진 더 넓은 해들리 순환을 지지할 수 있다.

느리게 자전하는 금성은 지구보다 극 방향으로 더 멀리 확장되는 해들리 순환을 가질 수 있으며, 북반구와 남반구 각각의 적도에서 고위도까지 걸쳐 있을 수 있다.^[21][131] 금성의 넓은 해들리 순환은 행성의 극과 적도 사이의 거의 등온 온도 분포와 약 0.5 cm/s (0.018 km/h; 0.011 mph)의 수직 속도를 효율적으로 유지할 것이다.^[131][132] 일산화 탄소와 같은 화학 추적자의 관측은 금성 해들리 순환의 존재에 대한 간접적인 증거를 제공한다.^[133] 고도 65 km (40 mi)에서 약 15 m/s (54 km/h; 34 mph)까지의 속도를 가진 극 방향 바람의 존재는 일반적으로 해들리 순환의 상층 지류와 관련이 있는 것으로 이해되며,^[134] 이는 금성 표면 위 50–65 km (31–40 mi)에 위치할 수 있다.^[133] 해들리 순환과 관련된 느린 수직 속도는 측정되지 않았지만, 베가 계획 및 베네라 계획 임무에서 측정된 수직 속도에 기여했을 수 있다.^[134] 해들리 순환은 약 60° 위도까지 확장될 수 있으며, 가설적인 해들리 순환과 극소용돌이 사이의 경계를 표시하는 중위도 제트 기류의 적도 쪽에 위치한다.^[133] 금성의 대기는 표면 근처와 상층 구름층 수준에서 두 개의 해들리 순환을 보일 수 있다. 금성 해들리 순환은 행성 대기의 초회전에 기여할 수 있다.^[21]

화성 대기 시뮬레이션에 따르면 화성 대기에도 해들리 순환이 존재하며, 지구의 해들리 순환보다 더 강한 계절성을 보인다.^[135] 이러한 더 큰 계절성은 바다의 부재와 행성의 얇은 대기로 인한 열관성 감소의 결과이다.^[21][136] 또한, 화성의 궤도 이심률은 남반구 겨울에 비해 북반구 겨울에 더 강하고 넓은 해들리 순환으로 이어진다. 화성 연도의 대부분 동안 단일 해들리 순환이 지배할 때, 전 지구적 기후 모델링에서 그 상승 및 하강 지류는 각각 위도 30°와 60°에 위치한다.^[137] 화성 해들리 순환의 상단은 화성에서 강한 대류권계면이 없기 때문에 지구보다 더 높게(고도 약 60 km [37 mi]까지) 도달하고 덜 정의될 수 있다.^[135][138] 물과 관련된 상변화로 인한 잠열 가열이 지구 해들리 순환의 상승 운동의 대부분을 유발하는 반면, 화성 해들리 순환의 상승은 부유 먼지의 복사 가열에 의해 유도될 수 있으며, 화성 겨울 반구의 극관 근처에서 이산화 탄소의 응축에 의해 강화되어 기압 경도를 가파르게 만든다.^[21] 화성 연도 동안 해들리 순환의 질량 유량은 분점 동안 10⁹ kg s⁻¹에서 지점 동안 10¹⁰까지 다양하다.^[139]

토성의 위성 타이탄의 대기에도 해들리 순환이 존재할 수 있다. 금성처럼 타이탄의 느린 자전 속도는 공간적으로 넓은 해들리 순환을 지탱할 수 있다.^[131] 타이탄 대기의 대기 대순환 모델링은 적도 횡단 해들리 순환의 존재를 시사한다. 이 구성은 하위헌스 (우주선) 탐사선이 타이탄 적도 근처에 착륙했을 때 관측된 경선풍과 일치한다.^[140] 타이탄의 지점 동안 해들리 순환은 극에서 극까지 확장되는 단일 해들리 순환 형태로 나타날 수 있으며, 여름 반구에서 따뜻한 가스가 상승하고 겨울 반구에서 하강한다.^[141] 분점 근처의 제한된 전환기 동안에는 적도 근처에서 상승하는 2셀 구성이 모델링에서 나타난다.^[142] 타이탄의 메탄 구름 분포와 하위헌스 탐사선의 관측은 해들리 순환의 상승 지류가 여름 반구의 중위도에서 발생함을 시사한다.^[143] 타이탄의 여름 반구에서는 지구의 ITCZ와 유사한 상승으로 인해 위도 40°에서 빈번하게 구름이 형성된다.^[144]

같이 보기

• 대서양 경선 역전 순환 – 광범위한 위도 범위에서 에너지 교환에 중요한 광범위한 해양 순환
• 브루어-돕슨 순환 – 열대 대류권과 성층권 사이의 순환
• 극소용돌이 – 지구의 극을 둘러싸는 차갑고 사이클론적으로 회전하는 공기의 넓고 반영구적인 지역

내용주

1. 열적으로 직접적인 순환은 일반적으로 따뜻한 지역에서는 공기가 상승하고 차가운 지역에서는 공기가 하강하여 열이 제거될 때보다 더 높은 압력에서 열이 추가되는 결과를 가져온다. 이는 입력된 기계적 에너지가 더 차가운 지역에서는 공기가 상승하고 더 따뜻한 지역에서는 공기가 하강하는 열적으로 간접적인 순환과는 다르다. 냉장은 열적으로 간접적인 순환과 유사하다.^[1]
2. 보레알(Boreal)은 북반구를, 오스트랄(Austral)은 남반구를 나타낸다. 예를 들어, 보레알 여름은 북반구의 여름을 의미하며, 이는 오스트랄 겨울(남반구의 겨울)과 동시에 발생한다.