슬라이드 1

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1 초급예보관훈련용교재 원격탐사

2 1 장. 대기복사기초 2 장. 위성기상학기초 3 장. 레이더기상학기초

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4 1.1 서론 1.2 용어및단위 1.3 흑체복사 1.4 빈의변이법칙 1.5 대기공기분자에의한흡수및방출 1.6 스테판-볼쯔만법칙 1.7 흡수및산란 1.8 태양복사 1.9 지구복사 1.10 전지구복사수지

5 학습목표 - 복사량을정의하는다양한용어들을이해한다. - 대기복사에서다양한법칙을이해한다. - 대기기체, 구름및에어러솔에의한대기복사의산란, 흡수를이해한다. - 지구복사수지를이해한다.

6 1 장대기복사기초 서론 열이한곳에서다른곳으로전달되는과정이 3 가지있다 ( 전도, 대류, 전자 기복사 ). 전도란직접적인접촉이일어나원자나분자의운동에너지가이동하는현상이다. 대류란유체의물리적변위에의해열이이동하는현상이다. 전자기복사란전기장과자기장이동시에변화하는전자기파동이한물체에서다른물체로에너지를전달하는현상이다. 전자기에너지는진공상태에서빛의속도 ( 매질안에서의불균일성은무시함 ) 이동한다. 로 직선으로 복사의파장은 λ(l차원 ) 로표시하며파동의마루에서다음마루까지의거리를말한다. 복사는특정지점에서파동의마루가통과하는비율인주파수 (Tˉ¹ 차원 ) 로도나타낸다. 파장과주파수는다음공식으로나타낼수있다. (1.1)

7 2 1 장대기복사기초 1.1 서론 파장의전범위를전자기스펙트럼이라부르고, 스펙트럼의각기다른파장대에위치하는복사는어떤표면이나물질과상호작용하는방식에따라분류할수있다. 예를들어, 사람의망막세포는가시광이라고부르는좁은파장영역내에서일어나는복사에민감하다. 이영역내를색상으로정의되는여러개의세부영역으로구별할수있다. 표 1.1 은가시광선스펙트럼과이에상응하는파장대을나타낸것이고, 그 림 1.1 은보다넓은전자기스펙트럼의세부영역의이름을나타낸다. [ 표 1.1] 파장대와색상 색상 파장구간 (μm) 보라색 짙은파란색 밝은파란색 녹색 황록색 노란색 주황색 빨간색 [ 그림 1.1] 전자기스펙트럼의일부. 엑스레이 / 자외선 / 가시광선 / 근적외선 / 적외선 / 마이크로파 / 전파

8 1 장대기복사기초 용어및단위 복사량에대한정의에는여러가지가있다. 복사플럭스 (Radiant Flux) 란에너지출력의양을나타내며, 단위는단위시간당에너지, 와트 [W] 이다. 복사플럭스를복사플럭스가통과하는면적으로나누면복사조도 (Irradiance or Radiant Emittance), F가주어지고, 단위는 [Wmˉ²] 이다. 아래에태양이방출하는복사와연관지어개념을잘나타내고있다. 태양과같이원거리의원천에서오는복사조도는편의상평행광선, 동일 한방향에서오는복사라고가정한다. [ 그림 1.2] 확산복사 그림 1.2에서와같이입체각의일정크기의호에마주대하는원천에서오는복사를확산복사 (Diffuse Radiance) 라고한다. 확산복사는많은상이한방향에서오는복사로이루어지며, 이것은복사체표면의다양한지점으로부터나오는복사에너지때문이다. 입체각의무한히작은호 (Infinitesimal Arc) 로부터즉, 특정방향에서입사하는복사조도를구별하기위하여, 복사휘도 (Radiance, N) 를단위입체각당복사조도로정의하고, [Wmˉ²srˉ¹] 로나타낸다. 이때스테라디안 (sr) 은입체각의단위로, 반지름의제곱에해당하는표면의한부분과구의중심에마주대하는입체각으로정의한다. 단색복사는 λ 또는 의특정극소간격내에한정되는복사를말한다. 단 색복사휘도 (Nλ) 는한개의특정파장에서일어나는복사휘도로 [Wm - 2 sr -1 μm -1 ] 혹은 [Wm -2 sr -1 (cm -1 ) -1 ] 이다. 그림 1.2 는확산복사를나타낸그림으로아래와같이두가지로해석할수 있다.

9 4 1 장대기복사기초 1.2 용어및단위 a) 물체 A 는점광원으로, A 물체에서 B 물체로입사하는복사를나타낸다. A 물체와 B 물체는먼거리로써, B 물체모든지점이 A 물체로부터근 사적으로평행하게복사를받는다. b) B 물체또한복사에너지의원천으로, B 물체에서 A 물체로입사하는복 사를나타낸다. 이복사또한여러방향으로발산하는확산복사이다 태양의복사플럭스와복사조도 태양의복사플럭스는 3.9x10 26 (W) 이다. 태양의반지름이 7x10 8 (m) 이 고구의표면적은 4πr 2 으로주어지므로, 표면에서의태양복사조도는 이다. 한편, 태양과지구사이평균거리는 1.5x10 11 (m) 이므로, 위에주어진이 론적인태양복사조도값을 사용하여 구한지구대기에서의태양복사조도 는 이다.

10 1 장대기복사기초 흑체복사 19 세기중후반, 독일과오스트리아물리학자들이다수의복사법칙들을정 립하였다. 이들을살펴보기전에몇가지용어를소개한다. 흡수란전자기복사가물체의표면에입사될때일어나는현상으로, 전자기 복사에너지는표면에흡수된다. 방출이란외부로나아가는전자기복사의생성에의해표면에서에너지가 손실되는것을말한다. 원자와분자에의한흡수와방출에대한자세한사 항은 1.5 절에기술한다. 흑체란모든파장의복사에너지를흡수하고방출하는가상적인물체로써, 입사하는복사에너지를모두흡수하고최대가능한방출이전파장에걸쳐 일어난다 년에독일물리학자 Max Planck( ) 는흑체가방출하는단 색복사 ( ) [Wm -2 sr -1 μm -1 ] 의반 - 경험적방정식을얻었다. exp (1.2) 여기서 c 는빛의속도 ( ms -1 ), h 는플랑크상수 (6.6262x10-34 Js), k 는볼쯔만상수 (1.38x10-23 JK -1 ) 이다. 그림 1.3은위의수식에서유도된대기에서각기다른온도에서일어나는흑체복사에너지곡선이다. 곡선은모두동일한특징을나타낸다. λ가증가할수록최대점까지가파른기울기로증가하며최대점을지나면서서히그기울기가감소한다.

11 6 1 장대기복사기초 1.3 흑체복사 [ 그림 1.3] 여러온도 (200, 250, 300 K) 에서파장에따른흑체복사조도

12 1 장대기복사기초 빈의변이법칙 1893년에 Wilhelm Wien( ) 은최대로에너지를방출하는파장 ( ) 과 방출체의 온도와의관계를나타내는이론을발전시켰다. (1.3) 여기서 T 는절대온도 (K) 이고 λ 는파장 (μm) 이다. 분자의상수는단위 (μmk -1 ) 를가진다. 온도가높아질수록최대에너지방출파장이단파장쪽 으로옮겨가는것을볼수있다 ( 그림 1.3). 이결과는다음과같이요약된다. 온도가높은물체일수록흑체가방출하는복사에너지의최대파장은짧다.

13 8 1 장대기복사기초 1.5 대기공기분자에의한흡수및방출 원자는핵과그주위를공전하고있는다수의전자궤도로구성되어있다. 각각의전자는에너지준위라고하는전자가차지하는궤도에따라일정량 의에너지를가진다. 양자역학에서는무한개의전자궤도가존재하는것이아니라, 전자궤도의특정한구성만이가능하며이로인하여특정한불연속한에너지준위만을가질수있다고보고있다. 분자내평균위치에대한원자의진동과관련된에너지와질량중심에대한분자의회전과관련된에너지가있다. 또한, 특정진동주기와회전률만이허용되므로, 전체에너지변화는양자화 (Quantization) 또는불연속한단위로구성되어야만한다. 전자기복사는파동적인특성뿐만아니라광자라고불리는단위로존재하 는것으로생각할수있다. 하나의광자와관련된복사에너지량은다음과 같이주어진다. (1.4) 여기서 h 는플랑크상수, 6.626x10-34 Js 이다. 따라서복사의주파수가높 을수록, 즉파장이짧을수록광자에포함되는에너지는크다. 고립된분자는불연속한에너지만을흡수하고방출할수있기때문에특정 파장의복사만을흡수하거나방출할수있다.

14 1 장대기복사기초 대기공기분자에의한흡수및방출 태양으로부터지구대기에도달하는입사복사는통과하는가스의종류에 따라선택적감쇠가일어난다. 일반적으로, X- 선, 자외선, 가시역의단파 복사의고에너지는전자궤도의변화와관련이있다. 나트륨이연소하면서방출하는독특한노란색의빛은이들흡수선 / 방출선중하나에의해만들어진다. 반면, 진동으로인한변화는근적외선파장과관련이있고, 회전변위는적외선과마이크로파영역에서일어나는경향이있다. 3원자분자 ( 예 : CO 2, H 2 O, O 3 ) 는진동과회전변화가동시에일어날수있는구조를지녔으며, 이로인하여흡수선 / 방출선은좁은간격으로밀집해있다. 한편, 대칭적인전하분포를보이는 2원자분자 ( 예 : O 2, N 2 ) 는진동이나단순한회전에의한분광선이나타나지않고가시역과단파장에서만상호작용한다. 개별분자끼리의충돌은도플러효과처럼선폭확대를초래한다. 충돌이더잘발생하는높은압력하에서충돌에의한선폭확대가잘일어나는반면, 도플러선폭확대는개별분자의속도와연관되어온도가높을수록크게나타난다. 액체나고체상태에서는분자간거리가가까워서많은수의분자간상호 작용에따른에너지준위를갖게한다. 그러므로, 액체와고체에서는광범 위하고연속적인스펙트럼영역에서방출과흡수가일어날수있다.

15 10 1 장대기복사기초 1.5 대기공기분자에의한흡수및방출 [ 그림 1.4] 태양 ( 왼쪽 ) 과지구 ( 오른쪽 ) 복사의흑체스펙트럼 이같은결과를태양표면에적용시키면태양복사의최대방출파장은 0.474μm 이며, 색온도 (Color Temperature) 즉, 빈의변위법칙으로추론 한온도는 2897/0.475=6100K 이다. 태양과는반대로, 지구표면에서의온도에해당하는최대방출파장은약 10μm 이다. 그림 1.4는지구에서태양과지구복사의복사조도를나타낸다 (x축은로그스케일로두곡선의실제모양은그림 1.4와다르다 ). 지구대기에서우주공간으로방출되는복사량은태양으로부터흡수하는복사량과같기때문에, 이들두곡선아래의면적은동일하다. 또한, 이들두스펙트럼은태양과지구모두에서비슷한복사량을보이는 λ=4μm 근처를제외하고는잘분리되어있다. 이러한두스펙트럼간명확 한분리는복사전달과관련된문제를둘로분리하여다룰수있게한다.

16 1 장대기복사기초 스테판 - 볼쯔만법칙 1879 년에오스트리아물리학자인 Josef Stefan( ) 은실험적으 로흑체복사조도가다음과같이주어짐을증명했다. (1.5) 단위는단위면적당파워이며, σ= (Wm -2 K -4 ) 이다. 1894년, 또다른오스트리아물리학자인 Ludwig Boltzmann( ) 이이법칙을열역학적관점에서증명해 보였다. 실제복사휘도 흑체복사휘도이법칙을사용하여태양의흑체온도를복사조도로부터다음과같이계산 할수있다. ( / /) 1/4 =5780K 태양이흑체가아니기때문에이값은정확하게같지는않지만, 색온도와 유사하다. 파장 에서흡수되는복사휘도 파장 에서전체입사되는복사휘도

17 12 1 장대기복사기초 1.7 흡수및산란 실제복사휘도 흑체복사휘도 키르히호프의법칙 파장 에서흡수되는복사휘도 파장 에서전체입사되는복사휘도 흑체복사는주어진온도에서물질이방출할수있는복사량의상한을나실제복사 타낸다. 주어진파장에서의 방출률 ( ) 는 다음과 같이 정의된다. 흑체복사 실제복사휘도 흑체복사휘도 (1.6) 파장 에서흡수 파장 에서전체입 그러므로방출률은특정파장에서물체가복사방출을얼마나효율적으로 하는지를나타내는척도라고 실제복사휘도 할 수있다. 이에대응하는흡수율 ( ) 은다음 흑체복사휘도과같이정의한다. 파장 에서흡수되는복사휘도 (1.7) 파장 에서전체입사되는복사휘도 실제복사휘도 정의에따르면, 흑체의흡수율과방출률은전 파장에서흑체복사휘도 1 이된다. 1855년에독일과학자 Gustav Kirchhoff( ) 파장 에서흡수되는복사휘도는열적평형상태 에있는물체에대해다음과 같은관계를파장발견했다 에서전체입사되는복사휘도. (1.8) 이것을키르히호프의법칙이라하며, 다음과 같이정리할수있다. " 주어진 파장에서 흡수가 잘일어나는물체는방출또한잘일어나며, 주어 실제복사휘도진파장에서방출이약한물체는흡수또한약하다." 흑체복사휘도 실제복사휘도 흑체복사휘도 알베도파장 에서흡수되는복사휘도 파장 에서전체입사되는복사휘도파장 에서흡수되는복사휘도 불투명한파장 에서전체입사되는복사휘도표면으로입사되는단파복사는흡수되거나반사된다. 즉, 이다. 여기서 는알베도 또는 표면의 반사도이다. 표 1.2는태양복사에너지파 장내에서여러선택된표면이가지는알베도값이다.

18 1 장대기복사기초 흡수및산란 [ 표 1.2] 여러형태의지면에대한태양복사의알베도값 황무지 모래, 사막 초원 숲 깨끗한건조한눈 축축하고더러운눈 해수면 ( 태양고도 >25도 ) <0.1 해수면 ( 낮은태양고도 ) 산란 물체를통과하는빛은흡수만큼이나산란에의해감소될수있다. 그러나흡수와는다르게산란은복사에너지를열에너지로변환시키는데관여하지않는다. 산란입자와의상호작용으로복사에너지의방향이바뀔수있다. 평행하게대기에입사하는태양복사에너지는측면과후면으로부분적으로산란된다. 따라서, 지구에도달할때그강도가약해진다. 산란이론에따르면복사에너지가지구대기를통과할때, 단파복사가장파복사보다산란이훨씬더효과적으로일어난다. 이것이태양에서멀리떨어진곳을볼때하늘이푸르게보이는이유이다. 우리는대부분산란된단파로구성된복사를보는것이다. 태양의고도가낮을때태양복사는대기권내긴거리를통과하면서단파는대부분산란되어없어지고우리눈에도달할때의복사에너지는장파로구성된붉은색을나타낸다 ( 그림 1.5). 다른중요한예는기상레이더로강우를관측할때빗방울에의한마이크로파의산란을측정하는것이다.

19 14 1 장대기복사기초 1.7 흡수및산란 [ 그림 1.5] 입사하는태양복사는스펙트럼의파란색부분에서더효과적으로산란되며, 하늘을푸르게보이도록함. 일출이나일몰때에는대기층의투과경로가길어파란색빛은거의대부분산란되고스펙트럼의붉은색만남기때문에하늘이붉게보임

20 1 장대기복사기초 태양복사 태양 실제복사휘도 흑체복사휘도 대기에서일어나는파장모든 에서흡수되는복사휘도과정은궁극적으로태양에의해서일어나며, 태양 은핵융합으로수소가파장 에서전체입사되는복사휘도헬륨으로전환되는과정에서대규모의에너지를방출한다. 수소핵 4개의질량은헬륨핵 1개의질량보다약 1% 정도더크다. 이핵융합의결과로, 아인슈타인 방정식 에따라여분의질량이에너지로전환된다. 태양의색온도는흑체온도와다르다. 태양이전스펙트럼을통틀어흑체와같은방출을함에도불구하고그림 1.6과같이자외선 /X-레이영역과마이크로파 / 라디오파영역에서흑체와차이가있음을볼수있다. 99% 의태양복사가 0.15~4.0μm 사이에위치하며, 태양활동의변화에도불구하고이영역에서의복사방출은시간에따라일정한것처럼보인다. [ 그림 1.6] 태양의스펙트럼 ( 실선 ) 과온도가 5780K 인흑체의스펙트럼 ( 점선 ) (Q.J.R. Meteorol. Soc. 84, 311)

21 16 1 장대기복사기초 1.8 태양복사 태양복사의지형및계절적분포태양에대한지구의공전궤도는거의원형이다. 태양과지구간평균거리는 x m이지만, 지구공전궤도의이심률로인해 1월 1일의평균거리는 1.67% 더짧아지고, 7월 1일의평균거리는 1.67% 더길어진다. 복사강도는거리의역제곱에비례하기때문에, 태양에너지의입사율은평균값의 ±3.37% 범위내에서변한다. 이평균값은태양상수를태양광선에수직인평면상에약 1360Wm -2 의값은가진다. 공전궤도면에서 기울어진지구자전축의경사는궤도주기에따른계절적변화 ( 그림 1.7) 를야기한다. 반면지구의자전은밤 / 낮이교대로나타나게한다. [ 그림 1.7] 지구자전축의경사로인해결정되는계절적변화. 북극권과남극권의위도는 =66 33 으로주어짐. 이위도대극쪽의모든곳에서겨울의특정기간동안에는 24 시간밤이지속되고, 여름철특정기간동안에는 24 시간낮이지속되는현상이일어남. 두극에서는 6 개월간밤이지속되고 6 개월간낮이지속됨

22 1 장대기복사기초 태양복사 그림 1.8 은날짜와위도에따른입사태양복사의변동을나타낸다. 춘분과 추분 (3 월 21 일, 9 월 21 일 ) 의낮의길이는전위도에서동일하고일사량은 위도의코사인값에비례한다. 반구가여름일때극지방으로갈수록낮이길어지고태양각은낮아진다. 따라서낮은태양각을길어진낮이보상하여태양복사량의위도에따른변 화가작다 ( 극에서는약한최대값이나타난다 ). 겨울인반구에서극지방으로갈수록낮이짧아지는현상과태양각이낮아 지는현상이함께일어나일사량이급격하게감소하여극야 (Polar Night) 의가장자리에서일사량이영이된다. [ 그림 1.8] 날짜와위도에따른대기상부의단위수평면에입사하는태양복사. 단위는 MJm -2 day -1 임. 점선은태양의적위를나타냄. (Meteorological Tables, Smithsonian Institute, Washington, D.C. (1951), p.417.) 이와같은두반구간의약간의비대칭은지구공전궤도의이심률때문이다. 이패턴은대기의부분적인방출을포함하면바뀐다. 지표면에서의일사량의최대는위도 35 에서한여름낮에발생하고, 극에나타난최대값은태양고도가낮을때통과해야하는대기층의투과경로가길어져서없어진다.

23 18 1 장대기복사기초 1.8 태양복사 대기기체에의한태양복사산란및흡수대기기체에의한태양복사의산란은태양복사스펙트럼의단파부분에서가장효과적이다. 대기수직층를보면, 입사하는태양복사가근적외선영역에서는 1% 보다적은양이산란되는반면, 자외선영역근처에서는약 40% 가후방산란으로흩어진다. 그림 1.9 을살펴보면가시광과자외선파장대에서훨씬더많은양의복사가흡수보다는산란됨을알수있다. 지구대기로입사하는태양복사의평균약 13% 가산란되는데, 이중대략절반정도가지표면에확산복사로 도달하며 나머지 절반은 우주 공간으로 되돌아간다. 실제복사휘도산란과는반대로, 태양복사의 흡수는 주로 흑체복사휘도흡수체인 O 3 ( 오존 ), O 2 ( 산소 ), H 2 O( 수증기 ), CO 2 ( 이산화탄소 ) 에의해특정파장대역에서뚜렷하게일어 난다 ( 그림 1.9). 0.1μm보다짧은파장대에서는아주적은양의태양복사가광전리된 N 2 ( 질소 ), O 2 ( 산소분자 ), 파장 O( 일원자산소 에서흡수되는복사휘도 ) 에의해흡수된다. 여 기에는분자에서전자를떼어낼수파장있을 에서전체입사되는복사휘도만큼충분히에너지가강한광자가관여하게되는데, 이현상은 90km보다높은대기층에서일어난다. 0.1~0.2μm의파장대역에서의복사는실질적으로다음과같은광해리반 응으로모두흡수된다. (1.9) 그결과로일원자산소는 100km 상공의주요대기구성요소가된다. 또한, 쉽게 O₂와결합해 O₃를형성하는반응이일어나는저층대기에서추적물질이된다. 오존은광해리반응을통해 0.2~0.3μm 파장대의모든복사에너지를흡수하는데굉장히효과적이다.

24 1 장대기복사기초 태양복사 [ 그림 1.9] 태양복사스펙트럼. 위의곡선은대기상층부에서측정한값이고, 아래굵은곡선은평균적인대기상태의지표면에서측정한값임. 빗금친영역은기체구성요소에의해흡수되는부분을나타냄 일원자산소는빠르게이원자산소분자와재결합하여오존을형성한다. 이 같은방법으로오존은잠재적으로위험한요소인자외선복사를걸려내는 차폐막역할을한다. 0.7μm 보다긴파장대, 즉, 적외선영역에서는, 태양복사에의해대류권이 직접적으로가열되는데주요원인이되는수증기에의한흡수선이나타난 다.

25 20 1 장대기복사기초 1.8 태양복사 구름및에어러솔입자에의한태양복사산란및흡수구름에의한효과를고려하면복사량을계산할때문제가상당히복잡해진다. 전형적인구름입자의직경은 10μm이고, 구름입자에의한태양복사의산란은기하광학으로설명할수있다. 산란의정도는구름입자크기분포의함수로나타나며구름에따라다르다. 지표면의약 50% 는구름으로덮혀있다. 구름에입사하는태양복사는구름내에흡수, 구름을통해방출, 또는구름밖으로다시산란되어나간다. 구름밖으로산란되는입사복사의비율을구름의알베도라고하고, 얇은권운은약 20%, 얇은층운은 30% 까지, 두꺼운층운과난층운은 60-70%, 적란운은 90% 정도로그값이변화한다. 이러한값들은태양천정각에따라굉장히큰차이가있다. 평균적인구름에서는, 입사복사의약 50% 가후방산란 ( 즉, 반사 ) 되고, 약 30% 가방출되며, 약 20% 가구름내에흡수된다. 지표면혹은구름에서상향반사되는복사를고려하면구름에의한태양복사의산란은매우복잡해진다. 대기중대부분의수증기가위치한곳보다고도가높은구름은태양복사가수증기를만나기전에이를우주공간으로반사시킴으로써태양복사의흡수를감소시킨다. 반면, 고도가낮은구름은태양에너지를습윤대기와오존밀도가높은성층권으로반사함으로써맑은하늘에서의값보다대기의태양복사흡수율을높인다.

26 1 장대기복사기초 태양복사 대기중에는많은양의에어러솔입자가존재한다 ( 해양 10 3 cm -3, 내륙 10 5 cm -3 이상 ). 이들에어러솔입자는다음과같이주로두가지방법으로 생성된다. (1) 인간의활동, 화산, 산불등에의해생성된먼지, 꽃가루, 검뎅이, 해염입자등이직접대기중으로유입 (2) SO 2 가 H 2 SO 4 또는황산염으로전환되는것과같이기체가반응하여고체로변하는화학반응에의한생성 이들에어러솔입자의반지름은 10-4 μm 에서 10μm 이상까지다양하며, 작 은에어러솔이많다. 작은에이트켄핵보다수밀도가낮지만반지름이 0.1μm 이상인에어러솔은대기를혼탁하게하거나연무를발생시키는원인이된다. 이는이들의수밀도는에이트켄핵보다낮지만, 단면적의합은에이트켄핵의단면적합보다더크기때문이다. 연무상태에서는관찰자를향하는빛이산란되어이미지가번져보이므로뒷배경과의구분이힘들다. 대기하층부의에어러솔은태양복사를직접적으로흡수해대류권을가열 시키지만, 에어러솔의후방산란에의하여대기의알베도를증가시킴으로 써지표면에도달하는태양복사량을감소시키기도한다.

27 22 1 장대기복사기초 1.9 지구복사 지표면은거의흑체와마찬가지로최대방출파장에서복사에너지를방출한다. 빈의변위법칙을이용하고지표면의평균온도를 290K라고하면, 지표면에서의최대방출파장이약 10μm인것을알수있다. 또한지표면에서의태양복사스펙트럼이지구복사스펙트럼과아주일부분겹치기때문에이들두스펙트럼을구분하여다룰수있다 대기기체에의한지구복사의흡수 수증기, 이산화탄소, 오존은대기의장파복사전파에영향을미치는 3가지주요기체이다. 수증기에의한흡수는주로대류권에서이루어지는데, 특히수증기량이가장많은대류권하부에서이루어진다. 이산화탄소는고도에따라혼합비가일정하여, 수증기의혼합비가매우작은성층권냉각에주도적인역할을한다. [ 그림 1.10] Nimbus 4 위성이사하라사막위에서측정한대기흡수스펙트럼 수증기는 6.3μm 를중심으로지구복사스펙트럼의넓은부분에걸쳐서복 사에너지를흡수한다 ( 그림 1.10). 8μm 와 13μm 사이에 대기의창 이존재 하는데이것을통해지구복사가우주공간으로방해받지않고빠져나갈수 있다.

28 1 장대기복사기초 지구복사 구름및에어러솔입자에의한지구복사의흡수 태양복사에대한구름의효과는산란에의해좌우된다. 그러나구름이지구복사 ( 장파 ) 파장대역에서지구복사를효과적으로흡수하기때문에, 구름과지구복사의상호작용을고려할때는이상황은반대가된다. 밀도가높고낮은고도에위치한구름은입사되는지구복사를두께 50m 내에서 90% 이상흡수하므로구름을흑체로간주할수있다. 그림 1.11 은대기의적외선냉각 (Infrared Cooling) 에대한구름층의효과 를나타낸것이다. 이때대기는전형적인수증기량과온도프로파일을가 진다고가정한다. 각각의열 (Column) 을차례대로설명하면다음과같다. [ 그림 1.11] 적외선냉각에구름의분포가미치는영향. 화살표는순복사조도 (Wm -2 ) 을나타내고, 사각형은평균적외선복사온도변화 ( day -1 ) 를나타낸다. 구름은방출률이 1 이라고가정함 첫째열 (a) 는구름이없는상태의맑은하늘을나타낸다. 플럭스발산으로 인해대류권의상부와하부에서냉각이일어남을보여준다. 둘째열 (b) 는지표면근처의구름이지표로부터방출되는복사플럭스를효과적으로차단하는것을보여준다. 구름이복사를잘방출하지만, 구름의온도가지표면의온도보다낮고, 대기하부에서의순복사플럭스발산이훨씬더증가하면서냉각이더잘일어난다. 이그림은대류권냉각이최대로일어나는경우를보여준다.

29 24 1 장대기복사기초 1.9 지구복사 셋째열 (c) 는지표면에서대류권하부로일어나는상향플럭스가감소함을보여주는데, 이것은구름이지구로복사를재방출하기때문이다. 또한, 대류권상 하부간의플럭스도감소하는데이는구름이대류권하부에서발산되는복사를흡수하기때문이다. 따라서, 대류권의냉각은맑은하늘과비교해아주약간더크게일어난다. 열 (b) 와 (c) 는대류권하부에있는구름이대류권상부에서일어나는현상에미치는효과가적음을나타낸다. 넷째열 (d) 와같이대류권상 하부경계면에위치한구름은두층간의플럭스를차단한다. 지표면으로부터의플럭스는지표면을향해재방출되는복사에의해감소되지만, 여전히대류권하부를가열시키는순플럭스의수렴이존재한다. 한편, 동시에대류권상부에서는플럭스발산이증가하여현저한냉각효과와함께대류권안정도를감소시킨다. 다섯째열 (e) 는지표면과대류권하부로부터의상향플럭스가대류권상부의구름에서하향재복사로인해감소하는것과대류권하부의냉각이맑은하늘에서나타나는값보다감소하는것을보여준다. 대류권상부에서우주공간으로나가는플럭스는감소하는데, 이는구름이대류권하부에서방출되는복사를훨씬더많이흡수하는것과낮은온도에서재방출하기때문이다. 플럭스수렴의결과로인해서대류권상부에는미미한가열효과가나타난다. 전반적으로이경우는대류권냉각이가장낮게일어난다. 여섯째열 (f) 는구름에의한상향플럭스의감소를보여주지만여전히상당 한냉각효과를보이는플럭스발산이존재한다. 특히나대류권상부에서 맑은하늘과비교해더크게냉각이일어난다. 따라서, 고도가높은단일층구름에서대류권냉각이가장적게일어나는 반면, 고도가낮은단일층구름에서대류권냉각이가장크게일어난다.

30 1 장대기복사기초 전지구복사수지 그림 1.12 는지구 - 대기권에서일어나는복사작용중상대적중요도와현 열과잠열플럭스의역할을동시에나타낸전지구복사수지이다. 복사는 태양상수의 % 단위로표현하였고그림의중요한특징은아래와같다. 우주공간으로재반사되는태양복사의 30% 중, 6% 는대기중입자에의해서후방산란된다. 지구표면의약 50% 정도가구름으로덮여있고, 구름의평균알베도가 0.5% 라고가정했을때, 구름에도달하는태양복사의약 25% 가반사된다. 이중약 20% 가대기상부에도달한다. 나머지 4% 는지표면에서반사되어대기상부에도달하는양이다. 따라서 (6+20+4)=30% 가지구알베도값이된다. 대기와구름그리고대기입자에의해흡수되는 19% 를포함하여, 대기권 상부에도달하는태양복사중평균 51% 만이지표면에도달한다. 지표면에도달하는 51% 중 21% 는복사방출된다. 이숫자는지표면으로부터의상향장파플럭스와대기와구름으로부터의하향장파플럭스를합한결과이다. 이러한 21% 중, 15% 는온실가스라는대기성분에의해흡수되고, 나머지 6% 가 10μm 근처의 대기의창 을통하여장파복사의형태로우주공간으로빠져나간다. 적외선영상라디오미터계를탑재한위성이적외선영상을얻기위해측정하는복사가바로이영역이다. [ 그림 1.12] 전지구평균단위면적당열플럭스로나타낸지구 - 대기권의에너지수지. 단위는평균태양복사조도의 % 로나타냄

31 26 1 장대기복사기초 1.10 전지구복사수지 지구표면에서복사플럭스와마찬가지로현열과잠열플럭스도지표면에 서방출된다. 현열이란수 mm 높이의대기가열전도에의해데워져대기 경계층의난류와자유대류에의해대기상부로퍼지는것을말한다. 한편, 지표에서흡수된열은물이수증기로증발할때사용되고이후수증기는대기중으로혼합되고구름으로응결되어대기권에잠열을재방출한다. 육지에서의현열과잠열플럭스는일반적으로규모면에서비교가능한반면, 해양에서의잠열플럭스는현열플럭스보다대략 10배정도더크다. 지표면에서복사, 현열, 잠열플럭스와단파흡수량에따라가열된대기는 38% 의복사에너지를우주공간으로방출하는데, 이중대부분은온실가스 ( 이산화탄소, 수증기등 ) 에의해이루어진다. 온실가스는지구복사를흡수하고낮은온도에서재방출함으로써온실가스가없는경우에비해복사평형온도를더높게만든다. 시스템이평형상태에있기때문에 51% 만큼의복사에너지가지표면에도달하고 51% 만큼은우주공간으로나간다. 70% 가장파복사플럭스로대기를떠나고, 반사되는단파복사 30% 를더하면, 들어오는 100% 와평형이된다. 대기권만을살펴보면, 태양복사중 19%(16+3) 와지표면으로부터의에너지 45%( ) 를흡수한다. 이 64% 는수증기, 이산화탄소, 구름으로부터방출되는복사 (26+38) 와균형을이룬다. 장파복사 (14) 와단파복사 (16) 에서대기중으로흡수되는복사량은매우비슷하다. 대기상부에도달하는전지구평균복사조도는 238Wm -2 이지만, 수지의 각요소들의규모에는커다란공간적인편차가존재한다.

32 1 장대기복사기초 전지구복사수지 그림 1.13은대기상층부에서의위도에따른순복사가열 ( 흡수하는태양복사 - 방출하는지구복사 ) 을나타낸것이다. 연평균을나타낸선을보면, 북반구와남반구의위도가약 40 인지점과극지방사이에복사에너지부족이나타나는것을볼수있다. 또한, 계절적변화도큰데, 겨울일때의복사에너지를측정한선을보면 복사에너지부족이위도 15 까지확장되고, 여름일때는복사에너지과잉 이북반구와남반구에서위도약 70 까지도달한다. JJA(6, 7, 8월 ) 와 DJF(12, 1, 2월 ) 곡선간비대칭성도존재한다. DJF 기간동안남반구의복사에너지과잉은 JJA 기간동안북반구의복사에너지과잉보다최대점이훨씬높다. 이것은 1월에지구와태양간거리가가장가깝고남반구해양의알베도가낮기때문일것으로추측된다. [ 그림 1.13] 대기상부에서동서평균순복사조도 (Wm -2 ) 의위도별프로파일

33 28 1 장대기복사기초 1.10 전지구복사수지 극-적도간복사가열경도는지표면에서훨씬더큰데, 이는고위도에서의대기투과거리가더길어더많은복사에너지가지표면에도달하기전에흡수되기때문이다. 이러한복사조도분포가가져오는불균형을바로잡기위해서는극지방으로의에너지수송이이루어져야한다. 전지구순환관점에서본다면, 위와같은복사강제력의분포는극-적도간온도경도 ( 중위도지방에서최대 ) 를불러온다. 온도경도는경압불안정을야기시키고, 결과로생성된저기압은따뜻한공기를극지방으로, 찬공기를적도지방으로수송한다. 해양또한균형을잡는데중요한역할을하는데, 멕시코만류 (Gulf Stream) 와쿠로시오해류 (Kuroshio Current) 같은난류는저위도에서고위도로 열을수송한다.

34 1 장대기복사기초 전지구복사수지 대기온실효과 지구 / 대기권의평균알베도를 0.3 이라고하면, 지표면이흡수하는태양복 사의양은다음과같이주어진다. πr² 은태양복사 (1360Wmˉ²) 를받는지구단면적을나타내고, 4πr² 은지구 가받은태양복사를배포하는 지구표면전체의 면적이다. 위의식으로부터 238Wmˉ² 의평균일사량를구할수있다. 긴시간동안지구가크게따뜻해지거나차가워지지않았기때문에지구 / 대기권을복사평형이이루어진것으로가정하면, 지구는 238Wmˉ² 만큼의장파복사를방출한다. 또한, 지구 / 대기권이흑체복사를한다고가정하고슈테판-볼츠만법칙을 적용하면, 다음과같은식이성립한다. 여기서 Te는지구의유효복사온도이다. 위의식으로부터평균지표면의온도 (Tsfc=288K) 와비교되는 Te=255K 또는 -18 라는지구유효복사온도를얻을수있다. 그러나평균지표면온도와지구유효복사온도에는큰차이가존재하고그차이를 ΔT로나타낼수있다. 따라서평균지표면 의온도는다음과같이표현할수있다. (1.10) 여기에서 ΔT는대기의온실효과로볼수있다. 온실효과는이산화탄소와수증기같은특정기체가태양복사보다지구복사를더잘흡수하기때문에일어난다. 따라서지표면에서방출되는장파복사는이들온실가스에의해흡수되어낮은온도즉, 낮은비율로재방출되는반면, 지표에서단파복사가열에대한효과는미미하다. 장파의대기광학두께가클수록, 중력의복사중심은높아지고온실효과는 커진다.

35 30 1 장대기복사기초 연습문제 1. 동해의표면온도가 7 C 이다. 동해를흑체로가정하였을때총복사조 도와복사조도가최대인파장을계산하시오. 2. 태양을반경 km, 표면온도 5,800K를가지는구형흑체로가정하고지구가태양을중심으로반경 km의구형궤도를따라공전할때대기상부에서복사에수직인단위면적당입사태양복사의파워 (Wm -2 ) 와입사복사가최대값을가지는파장을계산하시오. 3. 지구의반경이 6,000km 이고모든파장에서알베도를 0.3 으로가정한 다. 만약지구에대기가존재하지않을때지구표면평균온도는얼마 인가? 지구에입사하는태양복사는태양상수 1,360Wm -2 로주어진다.

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37 2.1 기상위성기초이론 2.2 가시 적외영상해석 2.3 수증기영상해석

38 학습목표 -기상위성의관측원리를이해한다. -기상위성에서사용하는특정파장대위성채널의특징을이해한다. -위성영상을이용하여구름의종류, 범위및고도를추정한다. -위성영상을이용하여구름의패턴과저기압, 전선, 제트등과의연관성을분석한다.

39 2 장위성기상학기초 기상위성기초이론 서론 최초의인공위성은 1957년소비에트연방에서발사한스푸트닉 (Sputnik) 1호였다. 이인공위성의기능은지구로라디오신호를재전송하는것이었지만, 미국으로하여금위성을개발하는노력을배가시키는촉매제로작용했다. 그리고최초의기상위성은반가드 (Vanguard) 2호로미국에서 1959 년발사되었다. 그러나불행하게도, 흔들림현상이생겨선명한영상을얻는데실패하고말았다 년 4 월 1 일, 미국타이로스 (TIROS, Television and Infrared Observation Satellite) 1호기상위성이성공적으로발사되었다. 타이로스는텔레비전과적외선관측위성의약자로, 이름이뜻하는것과같이영상을얻기위해텔레비전카메라를사용했고, 이영상들은지구로실시간으로보내어졌다. 타이로스는구름의영상을얻는목적으로제작되었으며, 수신되는자료는기상분석에매우귀중한정보를제공해주었다. 타이로스의성공이후미국을비롯한다른나라에서도기상위성프로그램이시작되었다. 그리고오늘날, 기상위성은대기구조의영상과자료를제공하는일상적인자료원으로자리매김하게되었다 전지구위성시스템 기상위성운영국들은 1년에한번씩기상위성조정그룹회의 (CGMS, Coordination Group for Metgeorological Satellites) 를개최한다. 이회의에서는운영되고있는기상위성의활동전반에관한내용을논의한다. 1972년에처음으로개최된이래, 점차확장되어다음과같은여러기관들을포함하고있다. - 유럽기상위성개발기구 (EUMETSAT, European Organisation for the Exploitation of Meteorological Satellites) - 유럽우주기구 (ESA, European Space Agency) - 일본기상청 (JMA, Japan Meteorological Agency) - 일본우주항공개발기구 (JAXA, Japan Aerospace Exploration Agency) - 중국기상청 (CMA, China Meteorological Administration) - 중국국가우주국 (CNSA, China National Space Administration) - 프랑스국립우주연구센터 (CNES, Centre National d'etudes Spatiales) - 러시아연방항공우주청 (ROSCOSMOS, Russian Federal Space Agency)

40 2 2 장위성기상학기초 2.1 기상위성기초이론 - 러시아연방수문기상환경국 (ROSHYDROMET, Russian Federal Service for Hydrometeorology and Environment Monitoring) - 미국항공우주국 (NASA, National Aeronautics and Space Administration) - 미국해양대기청 (NOAA, National Oceanic and Atmospheric Administration) - 한국기상청 (KMA, Korea Meteorological Administration) - 인도기상국 (IMD, India Meteorological Department) - 프랑스정부간해양학위원회 (IOC/UNESCO, Intergovernmental Oceanographic Commission) - 세계기상기구 (WMO, World Meteorological Organization) CGMS 를통해현재와같은극궤도위성과정지궤도위성의구성이결정되 었다 ( 그림 2.1). [ 그림 2.1] 전지구위성시스템

41 2 장위성기상학기초 기상위성기초이론 위성의궤도유지방법 지구중력을극복하고위성을궤도에올리기위해서는엄청난가속도가필 요하다. 그러나이론적으로는궤도에안착시킨위성은다음의설명과같이 지구와의거리유지를위해그어떤힘도필요로하지않다. 1. 원운동을하는물체는회전중심을향한가속도가필요하다. 그렇지않 으면, 뉴턴의제 1 운동법칙에따라직선운동을지속할것이다. 2. 위성과지구사이에작용하는만유인력에의해물체에작용하는구심 가속도는다음과같이주어진다. 3. 한편원운동을하는물체의원심가속도는 ω 2 r 로주어진다. 여기서 ω 는 물체의회전각속도이고, r 은회전중심까지의거리이다 ( 그림 2.2). 4. 위성의고도가높을수록 (r 이큼 ), 주어진원심가속도에필요한각속도 ω 의값은작아진다. 여기에서 G는만유인력상수로 6.67Ⅹ10-11 (Nm 2 kg -2 ), M은지구의질량으로 (kg), 그리고 r은지구중심까지의 거리이다. 원심가속도를구심가속도와동일하다고놓으면 ( 그림 2.2) 아래와같은식 을얻는다. (2.1) 예를들어, 만약에위성이지표면에대해상대적으로정지한상태를유지해야한다면, 이위성에필요한고도는 ω에지구의회전각속도, (radian s -1 ) 을대입하여구할수있다. 이를통해구한 r의값은 42, km이다. 여기서, 지구의반지름 6,370km를빼면, 위성의궤도가가지는고도는지표면으로부터약 35,800km이다.

42 4 2 장위성기상학기초 2.1 기상위성기초이론 [ 그림 2.2] 궤도상의위성에서중력에의해주어지는구심가속도 ( 원심가속도 : 지구에서멀이지는방향 ) 위성의응용 가시영상, 적외선영상, 수증기영상 기상위성은전자기복사의파장대역에따라민감도가다른장비를탑재하고있다. 이들중에영상복사계는지표면내부에서방출되거나반사되는복사를관측한다. 경우에따라관측하는파장을선택한다. 예를들어 대기의창 이라불리는파장대는전자기복사가대기에의하여흡수되지않고투과된다. 그림 2.3은파장에따라대기에의한흡수가얼마나다양하게나타나는지를보여주며대기의창에서는흡수율이낮다. 위성에서는 0.5μm 의가시영역, 약 10-11μm의적외선영역의두대기의창영역을활용한다. 습도나온도탐측과같은위성응용분야는관측하려는파장에서대기에의한흡수율이높고, 대기를구성하는물질들이방출하는복사를탐지하는위성이필요하다. [ 그림 2.3] 대기의흡수스펙트럼

43 2 장위성기상학기초 기상위성기초이론 가시복사계가영상을관측하기위해서는반사되는태양복사가필요하다. 이영상은육안으로보는것보다더좁은파장대역을탐지하지만마치우 주공간에서흑백사진을찍어서보는것과유사하다. 적외선복사계는 10-11μm의파장대에서구름과해양, 육지가방출하는복사를탐지한다. 적외선영상은기본적으로지표와구름표면의온도지도 (Temperature Map) 라고할수있다. 표현방법은따뜻한표면이방출하는높은복사값은어둡게, 차가운표면이방출하는낮은복사값은밝게코드화하는것이다. 이것은표면이반사하는높은복사값을흰색으로, 흡수가강하게일어나는지표면의복사값은검은색으로표현하는가시복사계와는정반대되는것이다. 수증기복사계는약 6-7μm 파장대의수증기흡수대역에서일어나는복사를측정한다. 수증기영상은수증기의분포와상층운을관측하는데적합하며, hPa 면에서의복사가주로측정된다. 수증기영상의밝은영역은대류권상부의습도가높은것을나타낸다. 현재사용되고있는복사계에는천리안위성 (COMS), 미국 GOES, 일본 MTSAT의기상영상기 (Meteorological Imager : MI), NOAA와 Metop 위성에탑재된 AVHRR(Advanced Very High Resolution Radiometer) 과 Meteosat 위성에탑재된 SEVIRI(Spinning Enhanced Visible and Infrared Imager), 그리고 Terra 와 Aqua 위성에탑재된 MODIS(MODerate-resolution Imaging Spectroradiometer) 가있다. 위성영상은화소 ( 픽셀 ) 로구성되며, 측정된복사강도에따라회색톤으로 주어진다. 위성의분해능은픽셀크기로측정가능하다. 픽셀이더작을수 록영상이더자세하게나타난다 탐측자료 위성탐측장비는적외선과마이크로파파장대역의대기가방출하는복사를측정한다. 따라서이들은고도범위내에서온도와대기구성성분 ( 예. 습도와오존량 ) 에대한정보를제공한다. 적외선 (IR) 탐측은대기의온도와수증기구조에대한정보를제공하기위해 CO 2 와 H 2 O의스펙트럼흡수대역을이용한다. 그러나구름이적외선대역에서는불투명하므로마이크로파주파수에서보다완전한영상을제공한다.

44 6 2 장위성기상학기초 2.1 기상위성기초이론 수 mm 대의마이크로파영역에서는구름이반투명하다. 3-10cm의파장대역에서는구름에의한효과를완전히무시할수있지만, 이들파장대에는의미가있는스펙트럼선또한없다. 0.5cm 대역에는온도측정에사용될수있는산소에의한흡수밴드가있다. 이파장에서얼음으로구성된구름은무시할수있으나, 물방울에의한효과는무시할수없다. 산소에의한흡수가강하게일어나는곳을측정함으로써대기상층의온도를측정할수있고, 산소에의한흡수가약하게일어나는곳을측정함으로써대기하층의온도를측정할수있다. 이와동일한기술이수증기를비롯하여오존 (O 3 ), 이산화탄소 (CO 2 ), 염화불화탄소 (CFCs) 같은다른대기구성물질을측정하는데적용될수있다. 20여개의복사계채널이있는고해상도적외선사운더 (HIRS) 는대기의온도및수증기구조에대한정보를제공한다. 마이크로파장비인 AMSU-A 와 MHS와함께, HIRS는 ATOVS 탐측시스템 (NOAA와 Metop 위성에서 ) 을구성한다. 이들 ATOVS시스템은수치예보의위성자료동화에핵심요소이다. 또한 Metop 과같은차세대위성은 8,000 여개채널의 IASI(Infrared Atmospheric Sounding Interferometer) 와같은고분해분광탐측장비를탑재하고있다 능동탐지 (Active Sensing) 능동탐지는위성혹은지상장비에서송신되는인공적으로생성된복사를 사용한다. 이러한복사는지구의대기나지표면과상호작용하며, 기상정 보를이러한관측으로부터유도할수있다. 산란계 (Scatterometer) 란해양에의해후방산란되어전달되는에너지레벨을측정하는저궤도위성에탑재된레이더시스템이다. 후방산란은바람에의해생성되는 5-20cm 크기의파동계에의해일어난다. 이들작은파동은바람방향에수직으로놓이는경향이있기때문에, 측풍 (Crosswind) 방향에비해풍상, 하측에서후방산란이더크게일어난다. 풍속이증가함에따라파동의진폭과이에의한후방산란또한증가한다. 주어진기하학적평면에서바람벡터및후방산란을관계짓는실험모델로부터해양표면에근접한풍속과풍향을유도할수있다. 또한, 지표면 ( 육지 ) 이절연체특성이수분량에따라다르게나타나기때문에, 산란계는육지에서토양수분을나타내는척도가될수있다.

45 2 장위성기상학기초 기상위성기초이론 능동탐지의또다른응용분야는 GPS(Global Positioning Satellite) 에서 송신된신호가대기에서굴절되는경로를조사하여대기중의수증기프로 파일을산출하는것이다. 도플러바람라이다 (DWL, Doppler Wind Lidar) 는대기공기분자, 구름입자, 에어러솔에의해후방산란되는빛의도플러변이를관측하기위해라이다 (LIght Detection And Ranging) 를이용하는신기술이다. 도플러편이는라이다빔의시선방향에서풍속과직접적으로관련이있다. 수직풍속이상대적으로작기때문에도플러바람라이다는라이더빔방향에서풍속을효과적으로관측한다. 서로다른방위각에서두개이상의라이다빔을이용하면풍속과풍향을얻을수있다 정지위성 지표면에대하여고정된위성직하점 (SSP, Sub-satellite Point) 을유지하는위성을정지궤도위성이라고한다. 이들정지궤도위성은지구를하루에한번공전하기위해 35,800km의고도에위치해야한다. 또한위성의궤도면은적도면과동일해야하며, 위성직하점은적도상에위치한다 ( 그림 2.4). 이같은궤도는지표면의넓은영역을지속적으로관찰하는데좋은이점을가지고있다. 정지궤도위성은대개 15-30분마다새로운영상을전송한다. 이들정지궤도위성은넓은시야를확보하고는있지만, 지구중심으로부터약 55 각도에상응하는반지름을가지는위성직하점주위의원의바깥쪽영역에서는시야각이커짐으로인해영상이점점더왜곡될수있다. 그러나컴퓨터처리와원시영상 (Raw Image) 의이중투영법으로이러한효과를줄일수있으며, 위성직하점에서 65 지점까지는고화질의영상자료를생성한다. [ 그림 2.4] 정지궤도위성의관측시야

46 8 2 장위성기상학기초 2.1 기상위성기초이론 그림 2.5 는기상위성조정그룹 (CGMS) 에서제공하는전지구위성관측망도 이다. 정지궤도위성인 GOES(Geostationary Operational Environmental Satellites) 시리즈는미국해양대기청 (NOAA) 에서운영하는것으로서대서양과대부분의태평양을지속적으로감시하고있다. Meteosat이란유럽위성시리즈에서나온이름으로유럽기상위성개발기구 (EUMETSAT) 에서운영하고있다. MTSAT은일본기상청 (JMA) 이운영하고있으며서태평양연안을관측한다. 75 E 지점에서관측하는데어려움이있는데, 인도의 INSAT 위성이 74 E와 93 E 지점에위치하고있지만자료의질과현업사용을위한가용성이충분하지않아, Meteosat-8 위성이이지역을관측한다. 중국에서도 FY-2 위성두대를 2006년부터운영해오고있고, 이들위성은 100 E 근처에자리하고있다. 우리나라는 2010년통신해양기상위성 (COMS) 을발사하여 E 적도상공에안착시켜고해상도의위성영상을제공하고있다. 세계주요위성의발사역사는표 2.1과같다. [ 그림 2.5] 세계기상위성관측망

47 2 장위성기상학기초 기상위성기초이론 [ 표 2.1] 주요기상위성의발사역사 발사일위성명주요특징국가 TIROS-1 최초의지구환경위성미국 ESSA-1 최초의현업용기상위성미국 ATS-1 최초의정지궤도기상위성으로동일지점의관측주기를단축시킴 미국 SMS-1 최초의현업용정지궤도기상위성미국 GMS-1 일본최초의정지궤도기상위성발사일본 Meteosat-1 유럽최초의정지궤도기상위성으로대기의수증기량탐사기술소개 ESA Insat-1 인도최초의정지궤도다목적위성발사인도 FY-1A 중국최초극궤도기상위성 FY-1A 발사중국 GOES-8 영상과대기연직탐측을동시에수행하는최초의정지궤도기상위성발사 미국 GOMS-1 러시아최초의정지궤도기상위성발사러시아 FY-2A 중국최초정지궤도기상위성발사중국 Meteosat-8 (MSG-1) Meteosat 의 2 세대정지궤도현업위성발사 유럽 FY-2C 중국현업용정지궤도기상위성발사 중국 MTSAT-1R 일본차세대정지기상위성 (MTSAT-1R) 발사 일본 NOAA-18 극궤도기상위성 미국 MTSAT-2 일본차세대정지기상위성 (MTSAT-2) 발사 일본 GOES-13 미국정지기상위성 (GOES-N) 발사성공 미국 METOP 유럽최초의극궤도기상위성 (METOP-1) 발사 유럽 COMS 우리나라최초의기상위성 한국 NPP 미국차세대극궤도기상위성발사 미국

48 10 2 장위성기상학기초 2.1 기상위성기초이론 천리안위성 (COMS) 천리안은국내최초의정부주도로개발된상용정지궤도복합위성으로기상관측, 해양관측, 통신중계를위한 3개의탑재체를보유하고있다 ( 그림 2.6). 2010년 6월프랑스령인기아나의꾸르우주센터에서아리안5 로켓으로발사되었다. 총중량 2,500kg으로동경 의적도상공 35,800km 에위치하고있다. 발사후시험운영기간을거쳐 2011년 4월부터정규위성자료서비스를실시하고있다. [ 그림 2.6] 천리안위성 천리안은기상관측탑재체 ( 그림 2.7) 는 1개의가시광선관측채널과 4개의적외선관측채널 ( 표 2.2) 을보유하고있다. 이는현재운영중인미국정지궤도기상위성 GOES 및일본정지궤도기상위성 MTSAT과동일한성능이다. 해상도는 1km의가시채널을제외한모든채널에서 4km의분해능을가진다. 상세성능및파장대는표 2.2에기술하였다. [ 그림 2.7] 천리안위성기상탑재체형상

49 2 장위성기상학기초 기상위성기초이론 [ 표 2.2] 천리안위성의채널및주요성능 채널 중심파장 ( μm ) 파장대 ( μm ) 복사성능정확도 해상도 (km) 가시 ~0.80 <5% 1 근적외 ~4.0 <1K 4 수증기 ~7.0 <1K 4 적외 ~11.3 <1K 4 적외 ~12.5 <1K 4 천리안은전지구를관측하는데약 27분이소요되고독자적인관측스케줄운영을통한동아시아및한반도집중관측이가능하다. 아시아지역, 한반도주변을중심으로위성에서보이는지구반구면상의임의의지역관측이가능하며한반도는 1시간 8회관측, 동아시아지역은 15분간격의관측자료를확보할수있다. 또한위험기상발생시한반도지역에대한강화된집중관측을수행할수 있어위험기상예방에활용도가높다.

50 12 2 장위성기상학기초 2.1 기상위성기초이론 천리안위성은국가기상위성센터의항공우주연구원에서원시자료를획득하여지형보정 / 복사보정등의전처리과정을거친후 LRIT/HRIT 전송형식을통해아 태지역에분배하고있으며, 기상산출물생산및활용업무를국가기상위성센터에서수행한다 ( 그림 2.8). 또한이상시를대비하여위성관제의백업임무를담당하고있다. [ 그림 2.8] 천리안위성의자료수신및통신체계도

51 2 장위성기상학기초 기상위성기초이론 극궤도위성 극궤도위성은극지방근처를도는위성이다. 또한극궤도위성은태양동기궤도즉, 위성의궤도가태양에대해고정되어있고위성아래에서지구가자전한다. 극궤도위성은궤도면과지구-태양을잇는선간의고정각도를유지한채극지방근처를통과한다. 그림 2.9와그림 2.10에궤도면과지구-태양을잇는선간에 90 각도를유지하는태양동기궤도가나타나있다. 이것은극궤도위성이한방향으로 1800LST에머리위를지나는것을의미한다. 이를남향하강점이라하고, 지구반대쪽에는 0600시에위성이지나가는북향상승점이있다. 극궤도위성이지나는지방시 (Local Time) 는거의일정하며하강점과상승 점사이에는 12 시간의간격이있다. 만약위성이매일정확한수의궤도를 채우면적도를통과하는경도는항상일정할것이다. [ 그림 2.9] 극궤도

52 14 2 장위성기상학기초 2.1 기상위성기초이론 [ 그림 2.10] 북극또는남극상공에서바라본태양동기극궤도 극궤도위성 NOAA/METOP 시리즈 NOAA 시리즈로알려진미국극궤도위성의현재시리즈는단체기구간협약의일부분으로써 2006년 EUMETSAT의 METOP-A 위성과함께운영되고있다. 이들위성의평균고도는약 850km이며궤도주기는 101분이고이는하루에 14.2번의궤도에해당한다. 이것은완전한숫자가아니므로위성이적도를가로지르는경도의위치는하루에약 4.5 씩동쪽으로이동하며, 위성이통과하는지역에서지방시는하루에 10-20분가량빨라진다. 적도교차시간을일정하게유지하기위하여위성위치제어를주기적으로시행된다. 지구가한시간에 15 회전하기때문에 ( 즉, 24시간에 360 ), 이들의교점은 25.4 만큼증가한다. 즉, 각각의연속하는적도교차점은 25.4, 즉, 2,850km만큼서쪽으로이동한다.

53 2 장위성기상학기초 기상위성기초이론 [ 그림 2.11] 극궤도위성의연속하는궤도 대부분의위성센서들은대개 3,000km 넓이의시야를확보하면서진행방향에수직하게좌우로스캔한다. 그러므로적도에위치한모든지점에서는적어도두번의연속한관측이가능하다. 이숫자는위도가증가할수록커지는데, 중위도지역은 3개 ~4개의궤도가, 고위도지역은이보다많은숫자의궤도가지나간다 ( 그림 2.11). 850km 고도는지상관측소의전파수평선까지대략 6,000km의지름이주어진다. 또한, 가시역역과적외선영역에서의영상센서해상도는위성직하점에서 1.1km이다. 만약, 태양동기위성이특정시간에머리위를지난다면, 지구가위성의궤도안에서 180 회전하기때문에약 12시간후머리위를다시지나는데 12 시간전과는반대방향 ( 상승또는하강 ) 으로지나갈것이다. NOAA/EUMETSAT 프로그램에서는항상두개의극궤도위성을사용한다. 2008년 11월에 NOAA-18와 METOP-A이주요쌍이며, NOAA-15와

54 16 2 장위성기상학기초 2.1 기상위성기초이론 NOAA-16 이보조쌍으로운영되었다. 이들의궤도면은서로에대해약 90 로 6 시간마다지나가기때문에 NOAA-18 이오후시간대에적도를지 나면 METOP-A 이아침시간대에적도를지난다. 영상전송은실시간으로지속적으로이루어지며두가지의형태로전송된다. 첫번째는저속영상전송 (LRPT, Low-Rate Picture Transmission) 으로, 이것은디지털형식으로써상대적으로단순한수신시스템에서전송받기쉽다. 표준가시영상과적외선영상이낮은해상도와좁은영상폭으로 LRPT를통해전송된다. 고분해능영상전송 (HRPT, High Resolution Picture Transmission) 이란 1.1km의해상도와스캔폭을유지하는디지털전송형식이다. 그러나위성을추적하기위한지향성안테나가있어야한다. HRPT 통신을통하여 AVHRR(Advanced Very High Resolution Radiometer) 의가시, 적외채널들 5개의채널값을모두받을수있다. AMSU(Advanced Microwave Sounding Unit) 등 ATOVS 탐측기자료들도 HRPT를통하여받을수있다. 진천에위치한국가기상위성센터에서는 3 개의극궤도위성수신안테나가 있으며 NOAA 위성, 중국의 FY1-D, Terra/Aqua 위성을수신중이며미 국의차세대극궤도위성인 NPP 위성의수신준비가완료되었다. 표 2.3 은극궤도위성과정지궤도위성의장점과단점을요약한것이다.

55 2 장위성기상학기초 기상위성기초이론 [ 표 2.3] 기상위성종류에따른비교 요소정지궤도위성극궤도위성 관측범위시야해상도궤도주기자료전송 자료가부족한영역을커버하는데적합위도 70 이상지역은관측범위를벗어남 넓은시야, 넓은관측범위에적합 곡률효과로인해고위도지역의해상도가상대적으로낮음 매 15 분혹은그이하기상이악화되는모습을지속적으로관측가능 영상과다른자료형식가능 모든위도가관측범위에해당궤도가겹치는극지방주변을관측하는데가장적합 상대적으로좁은관측범위넓은범위관측을위해여러번의관측이요구됨 전위도에걸쳐해상도가높음중규모대기관측에적합 100 분마다서쪽으로궤도이동궤도간최대 6 시간차이 위성이라디오지평선에위치해있을때만가능 위성자료처리 자료처리는극평사도법혹은메카토르도법으로특정지역의이미지를재투영하는절차를거친다. 극궤도자료의경우, 이과정은영상의지리적인위치에대한정확한계산이요구된다. 이러한계산은매우작은값으로끊임없이변화하는궤도의특징에대한세부사항을고려하여야한다. 적외선자료는밝기온도, 즉흑체와같이복사방출한다고가정하는지표면의온도로변환한다. 또다른가정은수증기나대기중에어러솔에의한복사의흡수 / 방출이일어나지않는다는것이다. 실제로이러한복사의흡수 / 방출은수 C 정도밝기온도를줄일수있다.

56 18 2 장위성기상학기초 2.1 기상위성기초이론 원시가시영상의밝기는반사체표면의반사도 ( 알베도 ) 및태양각에의존한다. 자료처리과정에서원시영상을반사도측정값으로변환한다. 먼저이과정에서는태양, 위성, 지표면의지정학적위치를고려하고각각의픽셀위에태양이위치한다고가정하고이들이가지는밝기를계산한다. 이후이밝기값은항공기관측값과위성관측자료를비교하는실험을통해얻어진실험적상관관계를이용하여반사도측정값으로변환한다. 최종결과는낮과밤의경계에서원시가시영상에나타난어두워지는현상을제거하여얻어진다. 이방법은위성을향하는대기에의한가시광의산란은고려하지않는다. 산란은태양각이낮을때대기를통과하는경로가훨씬길어지기때문에증가한다. 이와같은결과는낮이밤으로바뀌는지역에서영상이예외적으로밝아지게한다. 또한, 이례적인밝아짐은태양각이낮을때키가큰대류운의옆면이밝을때일어날수도있다. 이러한결과는위성자료처리시스템이모든구름을평평한표면이라고가정하기때문이다.

57 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 서론 위성영상은위성에의한수많은복사휘도측정값의조합으로만들어진다. 이들자료는정량적으로사용할수도있지만 ( 예 : 해수면온도값얻기 ), 이들값들은복사휘도에해당하는회색톤으로코드화될때강조되며영상으로사람에의해주관적으로해석된다. 사람의뇌는시각적인영상을보면서연관된위치, 지역적범위, 질감등을 추론할수있도록발달되어있다. 또한, 특성의이동및발달, 소멸에관한 정보를추정할수있는데이는기본물리과정에대한이해를돕는다. 영상해석은다음과같이두가지로나뉜다. - 기초적인것은영상해상도의식별력과영상을구성하는요소가가지는 밝기, 대비, 질감을포함한정보를이용하여구름의종류, 범위, 고도등 을추정하는것이다. - 고급해석은구름의패턴이저기압, 전선, 제트와같은특성과관련된정보를도출하는것이다. 고급해석을통하여이들의정성적특성을기술하고, 가능성이높은위치를추정할수있게한다. 특징을나타내는뚜렷한영상신호는고전 / 신개념모델과함께사용되어중규모와종관규모에서의대기변화를파악하는데활용된다. 위성영상을분석할때, 다음의몇가지사항을고려하여야한다. - 영상의날짜와시간 - 특정지역의지형 - 센서해상도 - 센서종류 (IR, VIS)

58 20 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 날짜와시간을고려하여야한다. 이는온도상태 ( 예 : 열대기단 / 극기단 ) 와, 지표면의종류 ( 예 : 눈 / 얼음 ) 를결정하는데도움을준다. 궁극적으로날짜와시간은안개형성혹은대류와같은특정물리적과정의발생유무에관한정보를제공한다. 위성영상에서보여지는지역의지리학적인정보또한영상을해석하여결론을내리는데중요하다. 예를들어, 해상안개와층운이해안선을따라분포하는것과는달리, 복사안개가산등성이보다계곡에서발생하는것을종종볼수있다 센서분해능 센서해상도는식별가능한가장작은특성의크기를결정한다. 그러나, 기 술한것만큼관계가간단하지않다. 그림 2.12( 상단 ) 에는어두운배경에보이는적운과픽셀크기의정보로전 환되어나타나는위성영상에서어떻게나타나는지를보인다. 구름의수평규모가픽셀크기보다더크지만, 위성영상에서보여지는모 양은잘분해되지않고대략적인크기만을나타낸다. 배경픽셀은부분적 으로포함된구름의기여로인하여밝기가바뀐다.

59 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 그림 2.12( 하단 ) 에는배경과잘대비되는가늘고긴모양의구름이나타나있다. 픽셀의크기보다더좁은폭을가지는구름임에도불구하고, 밝기가충분하여특성이위성영상으로나타난다. 그러므로픽셀크기보다작은폭을지니는비행기의비행운이나강의영상을상황에따라볼수있다. [ 그림 2.12] 전체해상도에서특성 ( 왼쪽 ) 과픽셀크기로나타낸위성영상 ( 오른쪽 ) 가시영상 가시영상에서나타나는지표면의밝기는태양고도, 센서시야각, 해당파장에서의지표면반사도 ( 알베도 ), 영상시스템의해상도에의존한다. 영상처리에서픽셀각각의밝기를픽셀의평균알베도에비례하도록만들기위해영상을표준화한다. 이과정에서최종영상을만들기위해특정한가정이상황에따라적용되는데이가정에의해최종산출물이비현실적일수있다. 예를들어, 태양고도각이낮을때키가큰대류운의측면에서빛이비칠때와낮-밤경계가예외적으로밝은경우가있다.

60 22 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 알베도 태양고도를고려하는것을제외하고, 가시영상은표면의알베도지도로 생각할수있다. 구름의알베도는구름의두께, 구성성분, 입자크기분포 로결정된다. 다음의일반적인특징을가진다. 1. 두꺼운구름이얇은구름보다반사도가크다. 2. 물방울로구성된구름이얼음으로구성된구름보다반사도가크다. 3. 구성입자가작은구름이구성입자가큰구름보다반사도가크다. 구름의알베도를결정짓는이들세가지주요조건은서로반대로작용할수있다. 예를들어적란운의경우운정은얼음으로구성되어있고, 두께가두껍다. 구름의두께가주된고려사항이되어적란운은알베도의값이높다. 세번째고려사항역시알베도의규모를결정짓는데중요한요소이다. 대체로, 강한상승기류에의한젊은적란운은구름상부에서커다란얼음입자 ( 반경 μm) 를생성시킨다. 그러나시간이지남에따라이들얼음입자가떨어지고작은입자를남기면서반사도값은더커질것이다. 이와유사하게발달하는웅대적운은같은두께의얼음으로이루어진적란운보다알베도값이크다. 운정이얼음으로되어있지않더라도시간이지나면서구름입자가응결후병합으로인해더커지므로구름의알베도는감소한다. 그러나구름하부에서새롭게상승한공기덩이를포함한운정은더밝게보일것이다. 층운과안개는두께가두껍지않음에도정반사지점에서알베도값이매우클수있다. 얇은구름처럼운정이응결고도보다매우높은곳에있지않으면구름의상부에있는공기덩이는과냉각과정을거치지않고입자의크기또한작다 ( 대부분반경 5μm이하 ). 대체적으로해양성구름은내륙에서생성된구름보다응결핵이적어평균구름입자의크기가크다. 그러므로내륙에서생성된구름은해양에서생성된구름보다더밝아야하지만, 해양의어두운배경이이를측정하기어렵게한다.

61 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 표 2.4 은전형적인알베도값을요약한것으로, 이들값은특히, 구름의알 베도는크게변할수있다. [ 표 2.4] 다양한표면의전형적인알베도값 표면알베도 (%) 큰적란운작은적란운다층전선구름대륙성적운및층적운해양성층운 - 0.5km 두께해양성층적운눈 - 수목한계선위에서 3~7일오래됨권운 - 내륙모래침엽수림해양 ( 평균 ) 명암 알베도의절대값이영상에나타난특성을식별하는데반드시좋은지표는 아니다. 특성이주변지역으로부터얼마나잘두드러지는지를나타내는밝 기의공간적인대비가좀더쉽게특성을식별할수있게한다. 해양은알베도의값이낮고 ( 태양반짝임 (Sunglint) 의경우제외 ) 일반적으로가시영상에서검게나타남으로써좋은대비가나타난다. 따라서알베도값이낮은구름도해상에서는선명하게나타날수있다. 육지의지표면, 특히사막혹은눈이나얼음으로덮힌지역은해양보다반사도가높다. 이와같은배경에서구름을식별하는것은쉽지않다. 특히권운과같이반투과성의두께가얇고희미한구름의경우, 구름하부로부터의반사된복사를통과시켜원래부터낮았던대비를더흐릿하게만든다. 이렇게구름을통과하여위성에도달하는복사는때때로오염복사라고부 른다.

62 24 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 질감 구름표면의질감이작을수록구름의평평함정도가더크다. 상세한구름질감은구름의두께와구름입자크기의스펙트럼의변화에의한알베도의공간변동에의해결정된다. 태양각이낮을때잘일어나는약한강조와그림자효과의조합에의해빈번하게구름표면의질감이발생한다. 태양각이낮을때에도평평한구름운정은역전층상태의층운형구름에서전형적으로나타나고, 종종전선층운형구름의표면에서줄무늬가보인다. 이러한권운의꼬리구름 (Fallstreaks) 과같은줄무늬는주어진층에서두고도간의바람차인온도풍에따라정렬된다. 대류운은세포의모습을보이며, 넓은층내에서의덩어리진모습은그안에서대류활동이일어나는것을보여준다 ( 그림 2.13). 가느다란모습을보이는구름은전형적인권운형구름이다. [ 그림 2.13] MTSAT-1R 로관측한가시영상. 영상의중심부에강한적란운이나타남

63 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 그림자와밝게보이는부분 구름의조직은가시영상에서대개 3차원형태를나타낸다. 특히가시영상에밝은부분과그림자가잘표현되어있다 ( 그림 2.14). 이러한영상은태양각이낮을때가장잘나타나고, 다른고도에서부분적으로중첩되어있는구름덮개를구별하는데도움을준다. 이러한영상은태양고도각이높을때는잘구별할수없다. 그림자는대부분다른구름층에서쉽게볼수있지만, 또한태양반짝임을나타내는지표면이나해양에위치할수도있다. 그림자를생성하는구름의고도가높을수록, 태양각이낮을수록그림자가더크게표현될것이다. [ 그림 2.14] 가시영상에나타난구름의그림자 주어진반사표면에서, 가장강한반사는산란태양복사보다는직달태양복사가위성을향해반사되는정반사지점부근에서일어날것이다. 이정반사지점은태양광선의입사각이위성을향해반사되는각과동일한지점인위성직하점과태양직하점사이에서나타난다 ( 그림 2.15). 마치거울과같이완벽하게반사될경우태양의영상이나타나는위치이다.

64 26 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 정지궤도위성의경우, 정반사지점이언제나적도지역부근에위치하며, 매일동쪽에서서쪽으로이동하고, 계절변화에따라적도의한쪽에서다른쪽으로이동한다. 극궤도위성의경우, 영상은위성아래의지역을선을따라스캔하여만들어진다. 각각의선은합쳤을때정반사선을형성하는정반사지점을포함하고있다. 이러한선은태양이위성의동쪽에있을때 ( 오전 ) 위성직하점의동쪽에놓여있다. 그리고태양이위성의서쪽에있을때 ( 오후 ) 위성직하점의서쪽에놓여있다. 그림 2.14는위성의정반사지점이위성트랙의서쪽에위치할때에북반구를내려다보는모습으로생각할수있다. [ 그림 2.15] 태양복사의입사각이위성을향하는반사각과동일한정반사지점 수면에의한비산란태양복사의반사를태양반짝임이라고한다. 수면이매끄러울때, 태양반짝임영역은정반사지점근처에강하게집중된다. 풍속이증가함에따라이에상응하는수면의거칠기또한증가하면서, 해양은수많은작은거울로작용하며이들중소수만이태양광선을직접적으로반사하게한다. 정반사지점에서멀리떨어져있는잔물결의단면들이태양복사를위성으로반사시키기때문에, 이것은반사강도를줄이는동시에반사하는지역을증가시키는역할을한다. 바다의알베도는일반적으로매우낮지만확산된태양반짝임은바다가넓은영역에서회색으로보이게하여바다와위의구름사이명암을줄인다. 해상에나타나는구름에의한그림자는집중또는확산된태양반짝임을제외하고는일반적으로구분이어렵다.

65 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 태양반짝임은태양의남중고도가위치한위도쪽으로밝기를증가시킨다. 따라서북반구중위도에서는남쪽으로갈수록밝아지고 ( 해양은동등하게 평평하다고가정 ) 겨울보다여름에더밝다. 구름은정반사지점부근의밝기를증가시키는경향이있다. 극궤도위성의경우, 부위성경로와거의평행하게도는더밝은구름대를만들수있다. 강과같은내륙의운하로부터일어나는정반사지점근처의반사는픽셀크기보다훨씬더크기가작아도충분히볼수있을만큼알베도를증가시킨다 ( 그림 2.16). 때때로산능선의축이나곶에의해바람이심하지않은수면과같은무풍지역의경우는태양반짝임대 ( 帶 ) 중에서매우뚜렷한어두운부분으로나타낼것이다. 이는정반사선에서벗어난태양반짝임이작은잔물결에의해일어나기때문이다. 평평하고고요한해양에서는잔물결이없으므로태양반짝임이없다. 이와같은지역이정반사선을따라발생한다면, 매우밝고집중된태양반짝임대 ( 帶 ) 가나타날것이다. [ 그림 2.16] 1989 년 7 월 19 일 09:07Z NOAA 위성으로관측한가시영상. 영상의중심부에강, 호수가정반사에의해뚜렷하게나타남

66 28 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 적외역상 적외선영상은가시영상에비해낮뿐만아니라밤에촬영한영상을볼수있다는이점이있다. 적외선영상의화소밝기를해석하는것은가시영상을해석하는것보다더간단하다. 영상의백색정도가간단하게방출표면의차가운정도를나타낸다. 운정온도의변화로인해일부질감이적외선영상에잘드러날수도있지만, 일반적으로적외선영상에서는그림자와밝기특성이결여되어가시영상에서보여지는것보다훨씬더평평한 2차원형태를나타낸다. 상층운은지표면과큰대조를이루는온도때문에쉽게구분된다. 가시영상과는다르게입사되는모든적외선복사는수증기와얼음에의해흡수되고따라서픽셀이불완전하게채워진상황을제외하고는낮은표면에서의오염이발생하지않는다. 온대기후가나타나는위도에서는, 하층운은전형적으로어두운회색으로나타나고중층운이밝은회색으로, 상층운이흰색으로표현된다. 그림 2.17에서 A 구름역은운정온도가낮은구름으로, B는운정온도가높은구름으로판별할수있다. 지표면이차가운고위도에서는, 기단이고도에따른온도변화가상대적으로거의없는안정한상태를띄는경향이있다. 이러한경향은상층운과하층운간에대비가낮게하고, 적외선뿐만아니라가시채널에서도차가운눈이나혹은얼음으로덮힌표면위의구름을판별하는데어렵게한다. [ 그림 2.17] 적외영상에서의운정온도판별

67 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 문제는적외선영상에서하층운과안개지역을판단할때일어난다. 이는 운정온도가뚜렷한대비없이지표면의온도와상당히비슷하기때문이다 적외선영상과가시영상활용 적외선영상은종종구름시스템의형태측면에서가시영상과일치하는공통점이있다. 그러나적외선영상은구름시스템에관한보완적인자료를제공한다. 낮시간동안, 적외선영상과수증기영상을함께사용하는것은영상에무엇이표현되는지에관한이해를좀더완벽히하는데도움을준다. 예를들어, 태양고도가높을때복잡한구름사례의경우, 가시영상에서는 구름요소가차이점이거의없는반면, 적외선영상에서는상층의회색톤 의변화로훨씬더상세한정보를밝힐수있다. 구름이가시영상에나타나지만적외선영상에서희미하거나보이지않는 경우층운이나안개일가능성이높다. 반면, 적외선영상에는있으나가시 채널에서는거의식별할수없는구름은권운이다. 그림 2.18 은 GMS 로관측한가시영상 ( 좌 ) 과적외영상 ( 우 ) 으로구름의종류 에따라서로다른특성을나타낸다. 남해와서해에위치한 1 영역의구름은가시영상에서만나타나고적외영상에는운정온도가높아어두운회색으로나타나므로하층운에해당한다. 2 영역은적외영상에서만뚜렷하게나타나므로상층운으로판단할수있다. 만주지역에서남북으로위치하는 3 영역의구름은가시영상및적외영상모두에나타나나므로상 / 하층운이두껍게있음을알수있다. 동해북부의 4 영역은가시영상에만뚜렷하게나타나는하층운이다.

68 30 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 [ 그림 2.18] 가시영상 ( 좌 ) 과적외영상 ( 우 ) 의비교 ( UTC) 그림 2.19 는구름 / 표면의종류와가시 / 적외복사휘도의관계를나타내는 조견표이다. [ 그림 2.19] 구름과표면의종류에따른전형적인복사휘도를나타내는조견표

69 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 구름형태분류 적운형구름픽셀간구름수밀도의차이로적운형구름의느낌을받을수있지만, 일반적으로소규모적운을정확하게구분해내기란쉽지않다. 적외선영상보다가시영상이더밝게나타나기때문에이러한적운을더잘분석해낼수있다. 구름이발달하면, 적외선영상이회색톤의변동을이용하여수직으로발달정도를더잘제공하며구름을더잘분석할수있다. 만약적외선영상에서어떤이미지가좀더선명하게나타난다면, 적란운은가시영상과적외영상모두에서매우하얗게나타난다. 윈드시어가거의없는지역에서는구름은거의원형인세포형태로나타난다. 그림 2.20은경기만에서서울경기도에동서로발달하는적란운으로가시영상 ( 왼쪽 ) 과적외선영상 ( 오른쪽 ) 에서특징적인원형의모습을나타내고있고계속되는적란운발달로서울서쪽지역에돌발홍수를야기하였다. 적외선영상에서더밝고뚜렷이구분되는적란운이가시영상에서는적란운북쪽하층운이두드러져나타나면서적란운은상대적으로덜발달한것처럼보인다. [ 그림 2.20] 경기만지역에서원형으로발달하는적란운. ( 좌 ) 가시영상, ( 우 ) 적외영상

70 32 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 윈드시어가있는지역에서는구름이운저와운정사이의시어방향을따라정렬되는경향이있다. 운저의구름가장자리는선명하고, 권운이펼쳐진곳은가장자리가흐릿한모습이다. 시어가있는환경에서발달하는대규모적란운무리는하층구름을가리는광범위한방패권운을만든다. 1) 내륙에나타나는적운형구름의패턴 위성영상으로낮동안내륙으로침투해들어오는해풍을볼수있다. 차가운바다공기가대기하층으로유입되는지역에서대류형구름이나타나지않는영상으로나타난다 ( 그림 2.21). 유사하게, 내륙풍이해양으로침투해나갈때도대류형구름이나타나지않는영상을볼수있다. 이는열대지역에서가장잘나타나는현상이다. 바람이약한환경에서는적운이발달하기에좋은지역 ( 고지대, 기압골과관련된곳, 해풍이수렴하는지역 ) 이존재하지만대부분의적운형구름은그위치가무작위로분포하는경향이있다. [ 그림 2.21] 2009 년 6 월 24 일 12:50UTC 고해상도가시영상. 내륙으로침투하는해풍에의하여구름이내륙으로침투함 바람이더강한조건에서는 ( 지상바람이 10 노트이상인경우 ) 대류성구 름이선형으로조직화되어나타난다. 지형강제력은바람의수렴지역을 형성하여풍하측으로발달하는소낙성대류구름을발달시킬수있다.

71 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 좁은간격에상대적으로얇은적운형구름이평행한선으로나타나는구름줄 (Cloud Street) 은특이한현상이아니다. 그림 2.22는충청도, 경상도, 전라도내륙지방에발달한적운형구름줄을나타낸다. 이경우저층바람이서북서방향에서불어오는것을추론할수있다. 대부분 2-8km 정도의구름두께의약 3배의간격을가지며구름꼭대기의최대높이는 3,000m 정도이다. 구름줄내에서는상승기류가나타나지만, 이들사이에침강이존재하며구름발달을억제하고형태를유지한다 ( 그림 2.23). 구름줄은바람시어를따라정렬되는경향이있다. 또한구름줄이단일방향시어가나타나는환경에서가장흔히일어나는현상이기때문에, 이들의방향은대부분경계층상부의하층기류를따른다. 건조한공기가위쪽에위치하면서구름의높이를제한하는역전층이종종나타나기도하는데, 이는지속적인증발로층적운으로퍼지는것을저지한다. [ 그림 2.22] 내륙에서나타나는적운형구름줄 년 7 월 4 일 03UTC 가시영상

72 34 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 [ 그림 2.23] 기류를따라보여지는구름줄과관련된순환단면. 도식에나타난바람의성분은나선형궤도를보임 2) 해상에나타나는적운형구름의패턴해상에서발달하는구름줄은간격이좀더넓게나타난다. 먼바다에서특히흔한현상은아니지만, 변질되지않고강한찬기류를동반하는육지기단의풍하측에서발생한다. 이들해양성구름줄은종종따뜻한해수면에서수증기가대류로인하여상승하여생성되고역전층아래에갇히게된다. 따뜻한해수면에노출이되면서, 강한대류가역전층을서서히소멸시키고구름은점점더대류성으로변한다. 육지에서발생하는구름줄과같이선간의거리는대류두께와관련이있다. 두께가두꺼울수록구름줄간거리는멀어진다. 내륙의구름줄과같이, 해양의구름줄의방향은하층풍향의좋은지표가된다. 그림 2.24 는우리나라서해와동해에서차가운육지기단의확장에의하여 발생하는해양성구름줄을나타낸다. 내륙으로침투하는북서풍은해상에 서발생한구름줄을충청도와전라도지방의넓은지역에걸쳐유입시킨다.

73 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 [ 그림 2.24] 서해및동해에서발달하는해양성구름줄. ( 좌 ) 2011 년 1 월 24 일 07:30UTC COMS 가시영상, ( 우 ) 2011 년 1 월 30 일 07:00UTC MTSAT-2 가시영상 해양의대류성구름은자주세포형태로배열된다. 이는내륙과는달리해 양이온도가동일한표면을형성하기때문일것이다. 두개의뚜렷한세포 형태 ( 개방형세포와폐쇄형세포 ) 가판별될수있다 ( 그림 2.25). 개방형세포는두꺼운층에서불안정, 해양과대기간큰온도차이, 하층저기압흐름, 소규모수직바람쉬어와관련이있다. 20노트이하의바람에서는세포가다각형형태를나타내고, 바람이매우약할때에는육각형형태를띤다. 20노트이상에서는주위를둘러싼원형이깨어지고바람의세기가증가할수록세포는더커지며불규칙성이증가한다 ( 그림 2.26). 또한, 세포의크기는대류의깊이와관계가있다. 세포의지름과대류층깊이의제안된비율은 30:1이다. 개방형세포의크기는종종따뜻한해양에서의안정도가감소함에따라풍하측에서증가한다.

74 36 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 폐쇄형세포는불안정층이대류구름의운정을평평하게하는안정층이나역전층에갇힌곳에서형성된다. 이들운정은적운위에층적운층을형성하기에충분하게펼쳐지지만, 일반적으로구름의대류특성이위성영상에증거로남게된다. 이와같은패턴은일반적으로침강역전층아래의고기압성하층기류의특징이다. 충분히강한역전층이상층에존재하면, 폐쇄형세포패턴이해양-대기간온도차가클때형성될수있으나, 대부분 20노트이하의하층바람과함께약한대류가일어나는지역에서발견된다. [ 그림 2.25] 한랭전선의서쪽에나타나는개방형세포 (O) 와폐쇄형세포 (C) 대류. 'S' 지역에대규모의층적운구름면이나타나있음 년 1 월 16 일 02:45UTC COMS 가시영상 [ 그림 2.26] 상이한바람환경에서의개방형세포형태

75 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 층적운층적운에는종종대류성분이존재한다. 운정은복사로인해냉각되어하강하여아래쪽으로부터상승하는공기로대체된다. 이와같은이유로가시채널에서폐쇄형대류세포가나타나는것과비슷하게폐쇄형세포모습이나타나는것이특이한것은아니다 ( 그림 2.25 S 지역 ). 가시영상에서는밝은회색이나가끔씩흰색으로, 적외영상에서는짙은회색에서밝은회색으로나타난다. 센서해상도는각각의세포를구분해내기에적합하지않을지모르나, 구름의두께나구름입자의크기의변화로인하여반점형태가나타날수있다. 반대로, 구름의두께가다를지라도층적운의운정이역전층으로인해균질한고도로나타나는경향이있기때문에적외선영상은일반적으로특성이없는회색톤으로나타낸다. 때때로, 가시영상에서도매우특징없는형태로보일수있으나, 안개혹은 층운에서나타나는균질한형태로나타나는것은매우드물다.

76 38 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 1) 파형구름풍하파가형성되기에적절한조건이갖추어졌을때, 마루에서의풍속이 15 노트이상일경우, 층적운면들이고지대위를지나면서파동패턴을형성한다. 파동이형성되기에적합한환경은방향윈드시어가없고풍속이일정하거나고도에따라증가할때, 고지대의상부에역전층이나안정층이있을때이다. 파동은기류에수직으로정렬되고모래사장위에남겨진파동패턴을가진다 ( 그림 2.27). 이는파의마루에구름이존재할경우에가장잘보이나, 전체파동형태가구름층에서보일수도있다. 또한, 풍하파는고적운과권운형구름에서확연히드러난다. 전선구름에나타날경우, 이것은전선의이동속도가느리다는것을뜻한다. 이는고도에따라풍향이일정하다면열이류가일어나지않을수있기때문이다. [ 그림 2.27] 서북서기류에의해경기도, 경상북도, 산동반도동쪽해상에형성된산악파 년 1 월 5 일 02:43 UTC COMS 가시영상

77 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 가파르고고립된산악지형의섬은활형태의파 (Bow Wave) 로알려진다 른종류의파를형성할수있다 ( 그림 2.28). 풍하파에서요구되는비슷한 환경적인조건이필요하지만 30 노트정도의강한풍속이필요하다. [ 그림 2.28] 2011 년 7 월 2 일 04:43UTC AQUA MODIS 영상. 거제도남쪽해상에발생한보우파

78 40 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 2) 소용돌이방출과풍하맴돌이고립된산악지형의섬에서는소용돌이방출이라고알려진현상이일어날수있다. 섬의주된고도아래에강한역전층과이역전층아래에덜안정한층이존재할때, 장애물양쪽으로교차하는칼만의소용돌이두줄이형성되며풍하측으로퍼져나간다. 이렇게생성된와도는반대쪽의와도를향해각각다른방향으로순환한다 ( 그림 2.29). 소용돌이가생성되기위해서는 10-30노트바람이고도에따라일정하게유지되어야한다. 그림 2.30에보여지는것처럼와류가가장잘나타나는것은층적운이있을때이다. 연속하는와류간거리는기류를가로지르는방향으로측정한섬폭의 2-3배인것으로나타났다. 한국에서는주로제주도에서이러한소용돌이가나타난다. 또한, 공기덩이가높은장벽주위에서방향을전환할때, 층적운면에서는풍하소용돌이가잘나타난다. 산악지형으로유발된수평윈드시어는풍하맴돌이를형성하고, 때때로중규모와류와비슷한소용돌이가나타날수있다. [ 그림 2.29] 파른섬의소용돌이방출

79 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 [ 그림 2.30] 제주도남동쪽에발상하는칼만소용돌이 (Kalman Vortex). ( 좌 ) 2011 년 1 월 24 일 07:15UTC 천리안가시영상, ( 우 ) 2009 년 12 월 26 일 01:33UTC AQUA MODIS 영상

80 42 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 층운과안개층운과안개는위에서내려다볼때서로구분하기가불가능하기때문에, 같이다루어진다. 지표면관측과종관현상에대한지식이두현상을구분하는데도움이될수있다. 가시영상에나타나는층운 / 안개의이미지는운정이평평하고균일한질감 을가지고흰색또는밝은회색으로표현된다 ( 그림 2.31). 경계는일반적으 로선명하게나타나고, 해안과계곡과같은지형적인특징과잘일치한다. 적외선영상에서, 층운 / 안개는층적운과비슷하게균일한회색장으로나타나지만, 지표면과의대비는더적다. 사실상, 층운 / 안개는특히나그두께가얇을경우, 적외선영상에서구분하기가어려운것으로알려져있다. 대부분의상황에서운정온도는아래지표온도보다약간더낮고, 이같은온도차이를감지할수도있다. 그러나야간냉각에의한강한역전층이형성된경우, 때때로운정온도가지표면온도보다높거나같다. 이와같은상황에서는, 구름이있는지역이지표면보다약간더어둡게보인다. [ 그림 2.31] 안개사례 ( 붉은점선으로표시 ). ( 좌 ) 2011 년 2 월 20 일 01:00UTC 천리안가시영상, ( 우 ) 2010 년 10 월 22 일 05:15UTC AQUA MODIS 영상

81 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 층운과층적운은종종같이나타나며, 이들은가시영상에나타난상세한특징으로구분할수있다. 적외선영상만존재할경우, 층적운과연관된더밝은색또는층운과연계된직선의구름가장자리가층운과층적운을구분하는데도움이된다. 만약해양에위치한구름의가장자리가해안선을따라나타난다면, 이는대개층운 / 안개라는확실한증거가될수있다 ( 그림 2.32). 안개는해양에서직선의잘정의된가장자리가나타나고해안선을따라발생하기도한다. 그러나이와비슷한상황처럼보일수있는태양반짝임의상황에주의하여야한다. 층적운과관련있는비슷한와도패턴이가끔씩층운 / 안개장에서보이기도한다. [ 그림 2.32] 안개예시. 안개가서해상과중부지방에넓게위치함 년 3 월 13 일 01:15UTC COMS 가시영상

82 44 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 중층운중층운은가시영상에서하얗고부드러운영상으로나타난다 ( 그림 2.33). 대개전선구름과연관되어발생하며두꺼운권층운과구별이쉽지않다. 사실상가시영상에서전선구름의연직발달정도를추정하는것은어렵다. 태양고도각이낮거나두구름덮게사이고도차이가클때권층운에서고층운으로의변화는그림자에의해구분한다. 한편태양고도각이클때에는개별구름층은적외영상만을통하여구분할수있다. 이때에는고층운은옅은회색으로나타난다. 가시영상에서아래구름이없는얇은고층운은옅은회색으로나타나지만아래에구름이존재하면더하얗게보일것이다. 고적운은가시및적외영상모두에서고층운과구별하는것이어렵다. 이는개별구름들이너무작아위성센서로구분하는것이어렵기때문이다. 그러나풍하파 ( 고적운렌즈구름 ) 의능에서생성되는개별고적운은명확히확인할수있다. 층적운내풍하파에서구름들은흐름에수직하게정렬되고밴드간 km 단위의거리를 ms -1 단위의풍속으로치환할수있다. 중층불안정과연관된대류요소들은 ( 고적운탑모양구름 ) 적운과유사하게나타나지만비슷한크기의지상대류운보다는더밝은적외영상을생성한다. [ 그림 2.33] 중층운예시 년 2 월 5 일 0300UTC ( 좌 ) 적외영상, ( 우 ) 가시영상

83 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 상층운 권운형구름은일반적으로가시영상에서중간이나밝은회색으로나타난다. 그러나, 얇은권운은반투과성특징으로인해서감지하기어렵다. 또한, 아래지표면의알베도와구름의알베도가섞이는현상은지표면이밝은곳에서권운이거의보이지않게한다. 그러나, 같은구름이라도적외선영상에서는잘나타난다 ( 그림 2.34). 권운두께의증가는점진적으로더하얀가시영상을제공하고, 전선과관련한권층운방패는매우하얗게나타난다. 적외선영상에서는매우얇고점형태의권운섬유상이나줄무늬가있는형태로나타날수있다. 하지만적외선복사가얼음에의해매우효과적으로흡수되기때문에얇은권운이라도광범위하게형성되었을경우에는연속적으로넓게나타날수있다. [ 그림 2.34] 상층운예시 년 1 월 3 일 05:30UTC COMS 로관측한 ( 좌 ) 적외영상, ( 우 ) 가시영상

84 46 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 1) 비행운비행운은흡습성에어러솔과수증기가풍부하다. 만약대기중습도가너무낮지않다면, 지속적으로권운을형성하고이들이넓어서영상에나타날때까지측면으로확산된다. 비행운은픽셀보다작은폭을가지지만구분되기에충분할정도로전체픽셀에영향을준다. 비행운은뒤배경의지표면과의온도차이가좋은대조를보여주기때문에 ( 그림 2.35) 가시영상보다적외선영상에서더잘관측된다. 가시영상에서는, 때때로비행운이하층구름에뚜렷한그림자를드리우기도한다. 비행운이관측될때, 가늘고거의직선형태이면서가끔씩은무작위한각도의십자형태의모습을띤다. [ 그림 2.35] 상층운예시 2003 년 1 월 9 일 NOAA 16 적외선영상. 미국남동부에나타난비행운

85 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 기타관측영상 적설및얼음적설은몇가지중요요소에따라가시채널에서하얀색에서옅은회색으로나타나며, 다음은주요특징이다. - 반사도는태양각이지표면에대해 45 이하로떨어질때급격히감소한 다. - 오래된적설일수록반사도가낮다. 오래된적설의알베도값이 70% 이하인데반해, 태양각이높을때새로쌓 인눈은알베도가 85%~90% 를보인다. 또한, 눈아래의초목과지표면의종류가알베도에영향을미칠수있다. 평 평한지역에쌓인눈은그깊이가얕더라도균일한밝기의선명한영상을 나타낸다. 그림 2.36은천리안기상위성이촬영한동아시아지역에대한가시영상에는몽골전역, 내몽골, 중국북동지역, 그리고만주지역에걸쳐폭넓게덮여있는적설지역이잘구분된다. 1월 23일내린많은눈들이요동반도북쪽지방을비롯하여옹진반도, 강원영서지방, 태안반도등넓은지역에쌓여있다. 숲이있는지역은반점형태로나타난다. 언덕이나산악지역에서눈이쌓이지않은계곡같은곳은나뭇가지모양 의영상이나타난다 ( 그림 2.37). 그림 2.38 은눈덮힌백두산을나타낸다.

86 48 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 [ 그림 2.36] 적설의예시 년 1 월 24 일 01:45UTC COMS 가시영상 [ 그림 2.37] 산악지역에서적설촬영영상. ( 좌 ) 2011 년 2 월 15 일 04:58UTC COMS 가시영상, ( 우 ) 2011 년 2 월 15 일 04:50UTC MODIS 영상

87 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 [ 그림 2.38] 눈덮힌백두산 년 11 월 22 일 04:32UTC Aqua MODIS RGB 합성영상 균일한적설로덮힌지역은가시영상에서구름과구별하기가어렵다. 다음과같은요소들이판별시도움이된다. - 적설지역은시간이지남에따라그변화가적고, 이동이없다. - 뚜렷한대비가없어적설지역상공의구름은파악하기쉽지않지만, 적절한태양각에서그림자가나타난다. - 적설지역의가장자리는명확한가장자리가존재하지만구름은그렇지않다 ( 안개나층운제외 ). - 온도대비가작은경향이있기때문에적외선영상에서적설지역상공에서구름을구별하기는어렵다.

88 50 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 얼음으로덮힌지역은옅은회색에서하얀색으로나타나며, 오래된적설과 비슷하게알베도값이약 70% 에달한다. 해빙은마치자갈이깔린듯한모 습을보이며균열이보일수도있다 ( 그림 2.39). 지속적인연안바람이얼음을깨고먼바다로이동시킨다. 이현상은바닷물이보이는연안선을따라평행한검은띠처럼보일수도있다. 눈으로덮힌지표면위의구름을판별해내는것의많은문제점들이얼음에도적용된다. [ 그림 2.39] 발해만및서한만에위치하는해빙 년 1 월 17 일 02:03UTC (11:03KST) Terra MODIS 영상

89 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 선박운선박운은저위도지방에주로나타나는현상으로고기압과연관되어침강역전층아래에습윤공기가갇혀나타난다. 배가배출하는배기가스에의해생성되는흡습성의에어러솔과수증기는때때로수백킬로미터에이르는가는선과같은구름을형성하기도한다 ( 그림 2.40). 또한, 선박운은기존에구름이있는곳에도나타날수있다. 배기가스에의해형성된구름에는응결핵이많아주위구름지역보다구름방울이더많다. 알베도값은구름방울수밀도에의해일정부분결정되기때문에선박운은구름내부에서길게뻗은밝은지역으로나타난다. [ 그림 2.40] 선박운예시

90 52 2 장위성기상학기초 2.2 가시 적외영상해석 먼지구름과연기플룸사막지역의먼지나모래폭풍은가시영상을흐리게보이는역할을한다. 어두운바다표면과의대비로인하여먼지가해상위로움직일때명확하게구분할수있다 ( 그림 2.41). 대형화재 ( 그림 2.42) 나화산 ( 그림 2.43) 으로인한연기플룸은가시영상에서탐지가능하며특히, 고해상도영상에서잘나타난다. [ 그림 2.41] 황사예시영상. ( 좌 ) 2011 년 5 월 1 일 04:30UTC 천리안가시영상, ( 우 ) 같은날 04:32UTC AQUA MODIS 합성영상

91 2 장위성기상학기초 가시 적외영상해석 [ 그림 2.42] 산불예시영상 년 4 월 12 일 16:00KST COMS 가시영상 [ 그림 2.43] 일본일본신모에산화산관측영상 년 1 월 26 일 09:30UTC 천리안적외영상

92 54 2 장위성기상학기초 2.3 수증기영상해석 서론 수증기영상은현재천리안정지궤도위성에탑재된센서채널중 6.75μm 근처파장대의복사를감지한다. 수평분해능은 4km 이다. 가시채널과적외선채널에비해수증기채널이나타내는영상에는중요한근본적인차이점이있으며, 영상의심도깊은해석이필요하다. 수증기영상은대류권상부의흐름과습도의역학적인이해를보다용이하게할수있으며, 기상현상의분석과검증작업에매우중요한도구가된다. 또한, 수증기영상은가시영상, 적외선영상및기타다른도구와더불어대규모 / 소규모현상을탐지 감시및예측하는데효과적으로사용될수있다. 수증기영상을매우효과적으로활용하기위해서는수증기영상이어떻게 얻어지는지에대한이해가필요하다. 본절의주요목적은수증기영상을 효과적으로사용하기위한충분한정보를제공하는것이다. 이절에서는수증기채널에대한기본물리를다루고수증기영상을설명한다. 또한, 영상의실제적용사례를예제를들어설명할것이다. 이절은예보에수증기영상을활용하기위한기본적인지식을제공하며, 더자세한사항은참고문헌을참고하기바란다 수증기영상이론수증기영상은 6.75μm을중심으로한파장대의복사를탐지하여얻어진다. 가시영상과적외선영상과는달리, 이파장대의전자기적인스펙트럼은대기의창에해당하지않고그림 2.44와같이강한흡수대에해당한다. 따라서, 이파장대의복사가통과할때대기는 불투명창 으로생각할수있다. 구름혹은지표면에서반사되거나방출되는복사는대류권을통해위쪽으로통과할때대기구성성분에의해강하게흡수될것이다. 수증기는이파장대의복사를매우잘흡수하고방출한다. 또한, 대류권내에서그변동성이매우크다. 따라서대기중수증기의양은우주공간으로빠져나가는복사의양에크게영향을미친다.

93 2 장위성기상학기초 수증기영상해석 [ 그림 2.44] 흡수스펙트럼. 100% 흡수가일어나는영역근처에 6.75μm 파장대수증기채널이위치함. 가시채널과적외선채널은각각 0.675μm 와 10.8~12μm 의 흡수창 에나타남 대기중가스, 액체, 얼음의형태로존재하는물은 6.7μm 파장대에서거의흑체와같은성질을보인다. 이는위성이탐지하는복사의강도가 밝기온도 라불리는온도와직접적으로연관되어있음을의미한다. 그러므로, 낮은복사강도는대류권상부의차가운수증기에서기인하고밝기온도는낮다. 반면, 대류권하부의따뜻한수증기에서탐지되는높은복사강도는밝기온도가더높다. 이같은원리는적외선채널에도동일하게적용된다. 성층권하부영역에서는복사의방출이나흡수가거의일어나지않는다. 이는수증기가거의존재하지않고, 다른흡수기체의밀도도낮기때문이다. 이와는반대로, 지표면근처의상대적으로따뜻하고습윤한공기는이파장대에서강한복사를방출한다. 하지만이들중대다수는수증기나다른기체들에의해흡수되거나재방출되므로, 대류권최하층부의직접적인기여는매우낮다. 실제로, 예외적으로아주건조한대류권중 상층부라하더라도 700hPa 이하에서탐지되는복사는거의없다. 이와같은요인들로인해위성에도달하는복사는 hPa 사이에서방출되는것이다. 픽셀영역내서로다른구름과수증기프로파일이매우다양한상대적인기여를할것이다. 적외선영상과는달리, 복사의총량과밝기온도는두꺼운대기층에서나오는복사의합성물이다. 하층부에서방출된후재흡수되는강한복사와흡수가거의일어나지않는상층부의낮은복사강도는분명히균형을이룬다. 세가지구별되는예제들이그림 2.45에있다.

94 56 2 장위성기상학기초 2.3 수증기영상해석 [ 그림 2.45] 대류권습도와밝기온도와의상관관계. 굵은선은위성이감지할수있는복사를방출하는범위이고, 전체밝기온도는수평선으로나타냄. (a) 건조한중 상층에의한높은밝기온도 - 어두운이미지 (b) 대류권상부가건조하여중층의수증기에의한복사가관측되어중간범위밝기온도 - 회색이미지 (c) 구름이많은양의복사를방출함. 하층의수증기효과는잘나타나지않아매우낮은밝기온도 - 흰색이미지 일반적으로, 상층부가건조할수록따뜻한하층수증기에서방출되는더많은복사량이위성에도달하고, 밝기온도도더높아진다. 우리가보는흑백수증기영상에는차가운수증기가흰부분, 따뜻한수증기가회색이나검은부분으로나타난다. 이것은적외선영상에서도마찬가지이다. 이들두영상을비교한것이그림 2.46에나타나있다.

95 2 장위성기상학기초 수증기영상해석 [ 그림 2.46] 2011 년 11 월 07 일 14:15UTC 천리안 ( 좌 ) 적외영상, ( 우 ) 수증기영상 구름이존재하는곳에서는, 수밀도가높은액체수가매우효과적으로복사를방출하므로총복사량에주로기여하는것은구름이다. 그러나중층운과하층운에서방출되는복사는재흡수될것이다. 상층운의경우, 하층수증기로부터의복사가차가운구름에강하게흡수및재방출되고이는영상에밝고하얀영역으로표현된다. 따라서상층운이존재하면수증기및적외영상은비슷하게보인다. 적외선영상은구름이없는지역에서지표면의정보를선명히보여주지만, 이는수증기영상에서는보이지않는다. 회색부분은대류권의여러층에존재하는수증기에의해감지되는복사의결과이며, 하층부의정보는거의없다. 그러므로수증기영상은구름이없는영역일지라도대류권중 상층부의수증기구조에대한정보를담고있다. 이특성이예보에수증기영상을활용하는근거이다.

96 58 2 장위성기상학기초 2.3 수증기영상해석 수증기영상의특성적외선영상하나만으로추론하는것보다수증기영상을이용하면구름이없는영역에서상층공기의패턴구조를더잘파악할수있다. 그러나영상에나타나는색이대기의특정층과직접적으로연관되는것이아니라대기의두께를통한 탐측 에서형성되기때문에수증기영상을해석할때에는고려해야할여러가지효과들이있다 위도효과 현재수증기채널은정지궤도위성에만탑재되어극지방의자료는사각효과로인해신뢰도가떨어진다. 수증기영상은극지방에가까울수록더하얗게보이는경향이있다. 이밝은영역은밝기온도가낮은것과차가운수증기를의미한다. 복사를방출하는수증기가대기의중 하층부에있다하더라도, 극지방은지표면근처도매우춥기때문에중위도와열대지방의상층수증기만큼이나밝게나타난다. 이로인해, 정지궤도위성이보여주는영상에서북극과남극에가까운지역에서수증기공급원의고도가과대측정되는경향이있다. 또한, 영상에나타난모든지역에수증기가보이는것처럼나타나고밝기온도의범위는저위도지방에서보다작다. 열대지방에서는반대현상이일어난다. 대기의어느층에서나많은양의수증기가존재할수있고, 대류권계면의고도가높기때문에밝기온도의범위가크다. 한가지전형적인사항은건조지역에나타나는매우어두운픽셀과활발한대류가일어나는밝은픽셀사이에강하게나타나는대비이다. 따뜻한공기기둥의상부에많은양의수증기가존재하는곳은높은밝기온도때문에수증기영상이예상했던것보다더어둡게나타난다 계절적효과위도효과와더불어, 중위도지역의겨울에는대류권계면의고도가낮아지면서, 주어진고도에서낮은밝기온도가관측된다. 또한, 밝기온도의범위가겨울철에는줄어든다. 여름에는대류권계면의고도와수증기프로파일이훨씬더다양하기때문에대비와밝기범위가수증기영상에서더크게나타난다.

97 2 장위성기상학기초 수증기영상해석 교차효과일반적으로밝기온도나수증기영상에나타난색으로대류권중 상층부의수증기프로파일을해석할수있지만, 구름이나수증기가있는층이건조영역에의해나뉘는곳에서위성이탐지하는전체복사강도는특정층에서균일한수증기함량을가지는프로파일과비슷할수도있다는사실을알아야한다. 이것은한층에서방출되는복사강도와이것이위성에도달할가능성간의균형효과이다. 그림 2.47에서로다른두개의수증기프로파일이위성에비슷한복사강도를나타나도록하는 교차효과 (Crossover Effect) 를나타낸다. 전체적인효과는대류권중층에서구름 / 습윤층이흡수가더긴거리에서일어남에도불구하고일반적으로대류권상층에서구름보다복사에더기여함을보여준다. [ 그림 2.47] 주어진복사강도가공기기둥에서유일한수증기프로파일을반영하지못함을보여주는교차효과의모식도

98 60 2 장위성기상학기초 2.3 수증기영상해석 수증기영상과위치소용돌이도 (PV) 지금까지는수증기영상이대류권중 상층부와성층권하부의온도및수 증기프로파일에관해의미있는정보를제공하는것을살펴보았다. 대류권과성층권에존재하는대부분의수증기가대류권계면에국한되어있기때문에, 대류권계면에서의뚜렷한습도변화는수증기채널에서성층권의공기에의한복사방출을훨씬더적게한다. 또한, 수증기채널의주요복사는대류권중간층부터성층권하부에서발생하기때문에, 대류권계면의고도변화가수증기영상에서뚜렷한효과를보인다. 대류권계면의고도변화가가장심한중위도지역에서는이효과가매우뚜렷하게나타난다. 상층대류권이균일하게습윤한경우, 대류권계면의변동은밝기온도의변화를야기한다. 이것은물분자가복사를방출하는높이가변화하기때문이다. 그러므로, 수증기영상에대류권계면의고도가높은곳은밝게, 낮은곳은어둡게나타난다. 이같은대류권계면의급격한변화는위치소용돌이도값에서도볼수있다. 위치소용돌이도는공기덩이의열적 / 역학적특징을잘나타내주는값으로, 밀도 (ρ), 절대소용돌이도 (ξa), 정적안정도 ( ) 에따라변화한다. 위치소용돌이도공식은다음과같이표현할수있다. (2.2) 대류권의위치소용돌이도값은 1.5를거의넘지않는다. 반면, θ 간의수직간격이훨씬작은성층권대기의위치소용돌이도값은 3 이상이다. 정적안정도는대류권보다성층권에서훨씬더크므로, 대류권계면에서의위치소용돌이도값은고도에따라급격히증가한다. 위치소용돌이도값이 2 인곳이대류권계면을나타낸다고볼수있다. 이런이유로대류권계면의고도변화가다양한곳에서는 역학대류권계면 의고도를나타내는등고선면의변동을볼수있다. 고도가높게나타나는곳은대류권계면의고도가높고차가우며, 대류권계면이낮고따뜻할수록위치소용돌이도값은낮아진다. 제트핵을가로지르는곳과같이대류권계면고도의급격한변화는고도값의급격한경도로나타난다.

99 2 장위성기상학기초 수증기영상해석 수증기영상에서는이와동일한효과가강한색깔대비로나타난다. 이효과는그림 2.48의예시로알수있다. 그림에서만주지역을통과하는 300hPa 제트류와수증기영상의어두운영역이잘일치한다. 중위도지역에가장잘적용되는이연관성은수치예보검증에서수증기영상을활용하는근거가된다. [ 그림 2.48] ( 위 ) 2011 년 10 월 24 일 00UTC 수증기영상, ( 아래 ) 2011 년 10 월 24 일 00UTC 300hPa

100 62 2 장위성기상학기초 2.3 수증기영상해석 수증기영상에서아종관규모의어두운영역이나타나는것은흔한현상이 다. 자주보이는특성의하나는원형혹은타원형이며크기가수백 km 에 이르는건조하거나어두운 눈 이다 ( 그림 2.49). 이들은종종대류권계면고도가국지적으로낮아지고성층권의공기 ( 높은위치소용돌이도 ) 를대류권공기로둘러쌓인고도로끌어내린곳이다. 이는그림 2.50에서보여지는바와같이대기상층부에서양의위치소용돌이도이상으로나타날수있다. 이들상층부에서요란은중위도지방과열대지방모두에서하층날씨에현저한효과를미칠수있다. 이것은다음장에서설명한다. [ 그림 2.49] 2011 년 2 월 10 일 04:15UTC 수증기영상. 겨울철쿠릴열도부근에서발달한저기압

101 2 장위성기상학기초 수증기영상해석 [ 그림 2.50] 대기상층부의양의위치소용돌이도이상의단면도. 수증기영상에서낮아진대류권고도와이에상응하는어두운영역이나타남 수증기영상의날씨예보응용 지금까지는수증기영상이구름이있는지역과없는지역에서지표면근처복사의영향이없이대류권중 상층부의온도와수증기프로파일에관한정보를제공하는것을살펴보았다. 예보관과연구자들은많은기상학적현상들의구조와양상에대한정보를얻기위하여수증기자료를활용하는수많은방법을발전시켜왔다 광범위한흐름패턴 수증기채널은구름의존재여부에상관없이수증기에민감하게반응하므로, 대기상층부의역학적인흐름을쉽게감지할수있다. 대류권상부의수증기는대기흐름의 추적자 와같은역할을한다. 따라서회색또는하얀색을따르는흐름은대기흐름의방향을나타낸다. 상층부의대기흐름은거의지균풍을따르므로, 기압골과기압능, 상층고 / 저기압의패턴을쉽게볼수있다. 기압골은등고선이낮고기압능보다더어둡게나타나는데, 이는상층수증기가차갑고밝은영역으로나타나기때문이다.

102 64 2 장위성기상학기초 2.3 수증기영상해석 따라서, 다음의밝거나어두운흐름의가장자리를따라가며대기상층부 흐름의특징적인형태, 위치, 방향을알수있다. 그림 2.48 은비교를위한 대기상층부의등고선 ( 제트류 ) 이함께나타나있는수증기영상이다. 역학적과정에의해유도된수직운동또한거리와시간에따른수증기의변화를야기한다. 이로인해큰규모에서하강이발생하는지역에서는공기덩이의건조효과가발생하여, 영상을어둡게만든다. 반대로, 역학적으로공기덩이가상승하는지역은수증기가대기하층에서위쪽으로이동하므로회색또는흰색으로나타난다. 연속된시간의수증기영상을보면수직운동이발생하는곳에서어둡거나밝아지는현상이나타날것이다. 더작은규모의어두운부분이나줄무늬는대류권계면고도에국지적으로낮아지거나건조하거나하강하는공기덩이가있는지역에상응한다. 이와같은대기흐름의이상은대개고위도지역에서일어나고건조한성층권공기를대기하층부로가져온다. 이러한이상은역학적인요인에의한대류발달에중요한요소임이보여진바있다. 이는대기중층에서잠재불안정의발달때문이다. 고위도에서작은온도변화를고려하면, 이같은특성은중위도로진행될때에야비로소발견할수있다 제트류판별 제트류는대기상층부에서강한열적대비가일어나는곳에서발생한다. 제트의차가운쪽은대류권계면이낮고공기덩이가하강한다. 이두현상은건조한상층대기와수증기이미지에서어두운영상으로나타난다. 제트의따뜻한쪽은고도가올라간대류권계면으로인해더높은고도까지더습윤한수증기프로파일을생성한다. 제트핵은수증기영상에서대기를차가운쪽과따뜻한쪽으로나누며가장대비가큰선으로나타나쉽게판별할수있다. 이는특히, 따뜻한쪽에구름이거의없을경우적외선영상보다수증기영상에서더쉽게볼수있다. 그림 2.48는제트류가나타난수증기영상이다.

103 2 장위성기상학기초 수증기영상해석 제트류의강도는대비가보여지는정도에의해주관적으로판단할수있다. 제트의강도가시간에따라강해진다면, 수직운동이제트축을따라일어나며, 수증기영상에보여지는대비는더욱강화된다. 또한이러한수직운동에의해가시및적외영상에뚜렷한가로구름선이나타난다 ( 그림 2.51). 그러므로, 강한제트류는강한대비선을보여준다. 강도가약해지는제트류는시간이지남에따라, 수증기와온도, 대류권계면고도의차이가줄어들면서수증기영상에서그대비가줄어들것이다 그러나제트류가약화되거나소멸된후에라도대비의흔적이수증기영상 에선명히남아있을수있다. 시간에따른대비가어떻게변화하는지연 속적인영상을보는것이중요하다. [ 그림 2.51] 2008 년 10 월 31 일 03UTC 에 ( 좌 ) 가시영상, ( 우 ) 적외영상에나타난가로구름선

104 66 2 장위성기상학기초 2.3 수증기영상해석 수치예보검증 수증기영상은대류권계면변화와의밀접한관계와넓은영역에서의관측으로인하여대규모상층대기흐름패턴을검증하는데이상적인자료이다. 상층대기의특징과발달을실제와비교하기위해서모델장과수증기영상을일상적으로함께사용할수있다. 모델이생성하는위치소용돌이도장은이과정에서아주중요하다. 그림 2.52는중위도지역에서위치소용돌이도장과수증기영상의비교이다. 불일치가일어나는곳은모델위치소용돌이도를수증기영상정보에더가깝도록수치모델분석장을조정할수있다. 조정된위치소용돌이도장은영향을받은지역에서모델역학장에변화를반영한다. 그결과로분석장이향상되고일관성을가지게된다. [ 그림 2.52] 위치소용돌이도값이 2 인면 ( 역학적대류권계면 ) 의고도를나타내는등고선과수증기영상. 그림의중심부에존재하는어두운지역은낮은고도와대비선을따라나타나는강한기울기와상응함

105 2 장위성기상학기초 수증기영상해석 이기술을사용할때에는, 구름층과위도 / 계절적효과에따른영상해석의한계를염두에두어야한다. 결과적으로수증기영상의사용은간단한단순비교가아니다. 예를들어, 대류권상부가건조하다고가정하면, 수증기영상에는훨씬더아래층에서일어나는수증기변화가감지되고, 위치소용돌이도값과의관계는매우약해질것이다. 예보관에게보다중요한점은, 모델에나타내는상층대기흐름과영상을 비교하는것이분석단계나초기예보단계에서대기상부특성의위치, 형태및운동에대한보다쉬운평가를가능하게한다는것이다. 이들특성이부정확하게모델링되었다면, 예보관들은실제상황에대한보다명확한대기상태를파악할수있고예보에있어차이점을고려할것이다. 그러나지표면날씨에미치는영향은상층대기변화가대기하층부발달과어떻게연관되어있는지에대한예보관의배경지식으로추론된다. 시간에따른발달이가장중요한관심사이며, 이는수증기영상의톤이나색상의차이점을이용해대기흐름의강화및약화를알수있다. 그러므로, 대기의완전한역학적인모습을얻기위해서는일련의영상을사용하는것이매우유용하다.

106 68 2 장위성기상학기초 2.3 수증기영상해석 종관규모응용 1) 중위도시스템종관규모나아종관규모의특성을볼때, 시스템구조에대한정보는어두운영역의형태와위치, 작용등에서얻을수있다. 익숙한기압골-기압능패턴은수증기영상에서쉽게판별할수있다. 적외선영상과함께, 기압골축의뒤에위치하는대기흐름의형태와강도는활발한전선시스템이나앞쪽에있는따뜻한컨베이어보다덜명확한경향이있다. 수증기영상에가장어두운톤이전선운의가장자리를따라늘려지거나기압골의안쪽경계주위에종종나타나는데, 이것은건조공기의현저한하강을의미한다. 기압골안쪽지역은일반적으로어두운정도가덜하고, 대기가습하며차가운것을뜻한다. 밝은전선운과기압골뒤쪽사이에매우선명한가장자리가보인다면, 이는전형적인한대전선이나뒤쪽으로기울어진컨베이어 ( 그림 2.48) 에서와같이, 아래로파고내려가는건조공기와약화된상층운이있음을말한다. 어두운영역은또한, 부분적으로대류권계면이하강한결과이기도하다. 다른상황에서는, 건조공기가충분한힘을가지고있어상층따뜻한컨베이어를가로질러나아가전면으로기울어진분리전선을형성한다. 이것은밝고흰상층전선운과지표면근처습윤층위에공기의하강과건조해지면서형성되는어두운영역으로 ( 회색 ) 수증기영상에명확히표현될수있다. 저기압이성숙함에따라, 적외선영상과유사하게소용돌이형태가잘나타난다. 하지만대류권상층의공기가저층으로하강하여중 하층을건조하게하는, 저기압중앙으로건조공기의뚜렷한침투가보다명확하게나타난다. 예가그림 2.49에있다.

107 2 장위성기상학기초 수증기영상해석 2) 단파골대규모패턴내에포함된소규모기압골은대기의주요흐름과함께움직이는어두운영상으로보인다. 몇몇저기압순환은연속된영상으로볼수있다. 이와연관된동적활동의국부적증가는주요흐름내에서발달을강화시키거나앞쪽가장자리에서대류를유도할수있다. 이같은특성은다른채널보다수증기영상에서훨씬더일찍탐지할수있다. 이는수증기영상에서는주요구름의발달이전에나타나기때문이다. 이들특성은종종너무작거나너무빠르게움직이기때문에모델에서정확하게표현하기에는쉽지않다. 따라서수증기영상을이용한탐지는예보에있어서매우유용하다.

108 70 2 장위성기상학기초 2.3 수증기영상해석 대류 대류가유리한조건이대규모에서존재할지라도, 대류를일으키는소규모의지표면특성이나효과가일반적으로모델에서는잘묘사되지않는다. 종관규모나중규모에서상층역학강제력에의해발생하는대류는잘조직화되고예측성이높다. 이러한효과를유도하는특성은수증기영상에잘나타나는건조공기이상이다. 이러한건조공기이상은건조한성층권대기가상대적으로낮은층에존재하는고위도지역에가장흔히나타나며, 대류권공기와상호작용하기위해남쪽으로내려온다. 수증기영상에서매우어두운톤이나검은색이나타나는부분은대류권중 상층의대기가건조함을뜻한다. 이와연관된낮은습구온위 (θ w ) 를가지는공기가따뜻하고높은습구온위 (θ w ) 를가지는공기가존재하는저층으로이동할때잠재불안정영역이형성된다. 어두운 눈 이나줄무늬가장파골의흐름을따라남쪽을향해길게뻗어있다면, 습구온위 (θ w ) 의수직경도가증가하여더활발한대류가발생할가능성이더높아진다. 존재하는잠재불안정도는장파골의축의전면과같이, 동적상승이일어나는지역을통과할때방출된다. 잠재소용돌이이상이존재하는곳의전면에서위로기울어진 θ면은지형및지표효과와마찬가지로대류를유발시킨다. 이상승은산악과지표면영향을받아대류를일으키는데기여할것이다. 대류를일으키는대기상층부의건조지역이그림 2.52에있다.

109 2 장위성기상학기초 수증기영상해석 [ 그림 2.52] 상층건조공기에의한길게늘어선어두운영역의전면에나타난넓은대류영역. 잠재불안정도는역학및산악치올림에의해방출됨 잠재소용돌이이상은일반적으로이와관련된거대한구름이없어적외선영상으로는탐지할수없다. 이러한이상은대류발생수시간전에나타날수있다. 만약비가내리고있다면수증기영상에서어두운색으로나타나는지역은이미내리는강수를더강화시킬수없다. 그러므로예보관은이러한특성들을감시하고필요시예보를조정하기위하여수증기영상을사용한다. 앞에서언급한바와같이, 특성의규모는모델이대류를과소평가하고있음을나타낼수있으며발달에관한가능성을판단하는것은예보관의몫이다.

110 72 2 장위성기상학기초 2.3 수증기영상해석 열대지방에서수증기영상의활용 앞에서논의하였듯이, 수증기영상에나타난대비의변화는열대지방에서크게나타난다. 그러므로대류권의수증기와이것이수증기영상에나타난것과의관계는매우민감하며, 대기중 상층에서요란에관한매우유용한정보를제공할수있다. 이러한요란은열대지방에서날씨를유발하는매우중요한현상이다. 열대공기는종종여름철에 따뜻한플룸 으로중위도지방으로부상하고, 수증기영상에서매우어둡게나타난다. 습윤공기기단이라하더라도, 중위도지역의공기와비교했을때, 높은온도는복사가더강하게일어남을의미하고, 수증기영상에서어둡게나타난다. 플룸이실제보다더건조하게나타나는것이다. 중위도시스템과유사하게, 비교적비슷한색의대기흐름을따라가면대류권중 상층의공기흐름을알수있다. 소용돌이모양의흐름은대류권상부의순환을뜻하며, 여러가지다양한현상에의해발생할수있다. 열대폭풍과저기압과같이, 대류권상부에소용돌이가종종생성되고, 이는수증기영상을이용하여탐지할수있어지표에미치는효과를예측하는데활용할수있다. 고립세포나순환또는파상시스템으로형성된매우깊은대류는가장높은운정이형성된곳에서가장밝은흰색으로나타난다. 종종공기가하강하는곳에서어두운띠로분리되기도한다. 대규모고기압은수증기영상에서공기가하강하고대류권중층에서건조해지는곳이어두운톤의넓은지역으로나타난다. 이러한효과는그림 2.47에서볼수있다. 수증기영상의활용은이제잘정립되어있으며, 이것의응용은더많은자료의역량에따라증가할수있다. 해상도향상, 시간간격이짧은영상들과수많은채널의증대가대류권의습도와온도에대한보다정확한정보를제공한다. 운정고도와같이위성영상자료와수치모델결과를결합하여산출물또한예보관들에게가용하다.

111 2 장위성기상학기초 73 요약 수증기채널에서대기의흡수특성은현재가용한다른채널로부터추론할수없는대류권중 상층부의습도및온도에관한정보를제공한다. 특히상층운이없는지역, 즉적외선영상과는확연히다른곳에서강점을지닌다. 700hPa 이하에서는추론할수있는정보가없기때문에, 수증기영상은상층대기흐름및수증기프로파일에미치는수직운동과매우높은상관관계가있다. 수증기영상은모델분석과발달의검증및감시에널리활용되고있다. 수증기영상에접근이가능한예보관은기상현상의발달을판별, 감시, 예측하는데사용가능한실시간자료를광범위한영역에서가지고있다. 수증기영상의일기예보에응용하는원칙은다음과같이요약할수있다. 대류권습윤한곳에서는수증기영상에나타난변화는특히중위도지역에서대류권계면의높이와밀접한관계가있다. 수증기영상은또한, 대류권계면근처위치소용돌이도값과도관련있으며모델자료를수정하는근거로활용할수있다. 제트핵은핵을가로질러서나타나는대류권계면의높이, 온도및수직 운동의대비로인하여수증기영상에서특히잘구별된다. 시간에따른수증기영상이밝아지는현상은공기의상승과수증기량의 증가를나타낸다. 한편, 어두워지는현상은대기중 상층부의하강과건 조함을뜻한다. 수증기영상에나타난상층대기흐름속에퍼져있는짙은색상이나타 내는특성은대류운이나타나기전역학적으로일으키는대류의가능성 을나타낸다. 시간에따른수증기영상이어두워지는영역은습윤한저층혹은지표면층을가로지르는습구온위 (θ w ) 가낮은공기에의해잠재불안정도의발달을나타낸다. 밝은구름꼭대기는불안정도가방출되면볼수있을것이다.

112 74 2 장위성기상학기초 연습문제 1. 위성과레이더를이용한기상현상관측시관측상의차이점을기술하 시오. 2. 지구의반경이지금의 2/3 로감소하였다고가정할때정지궤도위성의 궤도는지구표면에서어느정도의높이에위치하여야하는가? 지구내 의밀도는균일하다고가정한다. 3. 지구가현재와같은질량을유지하지만지구의자전각속도가지금의 두배로증가할경우정지궤도위성의궤도는지구표면에서어느정도 의높이에위치하여야하는가? 4. 대기의창 (Atmospheric Window) 에대하여기술하시오 5. 적란운, 육지위의적운, 권운, 해양을알베도가높은순으로나열하시 오 6. 서해상에겨울철에나타나는구름줄무늬를천리안위성으로관측하 였다. 천리안위성의각채널에나타난구름줄무늬의특징을기술하 시오.

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114 3.1 기상레이더기초이론 3.2 레이더강수추정 3.3 레이더시선속도해석

115 학습목표 - 기상레이더에관한기초지식을습득한다. - 레이더관측자료에내재하는다양한오차들을이해한다. - 레이더를이용한강우추정의이론및한계점을이해한다. - 도플러시선속도의관측원리를이해한다. - 도플러시선속도를이용하여기상현상의역학적특징을분석할수있는기초지식을습득한다.

116 3.1 기상레이더기초이론 전자기파의전파및펄스부피 기상레이더는안테나로부터빛의속도에 가깝게 전파되어 멀어지는이산 펄스로전자기파에너지를송신한다. 개별펄스의부피는감지가능한목 표물의양을결정한다. 즉펄스볼륨은 얼마나 많은 에너지가레이더로되돌아오는지를직접적으로결정한다. 펄스의부피와모양은레이더안테나의모양, 방출되는에너지의파장 ( ), 레이더송신시간의길이에의해결 정된다. 기상레이더는좁은원뿔모양의펄스빔을방출하는데각각의펄스는잘려 진원뿔모양과닮았다. 레이더펄스부피는그림 3.1에묘사되어있다. 최대출력은빔의중앙에서송신되고 바깥쪽으로 갈수록출력이약해진다. 레이더빔의각폭 (θ) 또는빔폭은최대방출에너지의 1/2(-3dB) 이되는경계지역까지로정의된다. 3 장레이더기상학기초 1 [ 그림 3.1] 빔중앙의최대출력의절반 [ 빔중앙보다 3dB적은부분 ] 으로정의된빔폭

117 2 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 [ 그림 3.2] 레이더빔의기하학적모양과펄스부피. 두펄스의길이 H 가같지만펄스 1 이펄스 2 보다부피가더크다. 대부분의기상청 S-밴드레이더에서출력이절반이되는부분 (Half Power Points) 은 1 이다. 즉, 빔폭이 1 이다. 또한실제빔의넓이는거리가멀어질수록증가하지만, 실제길이는그대로유지된다. 따라서펄스부피도레이더로부터거리가멀어질수록증가하게된다. 송신량이고정되어있기때문에레이더펄스의출력밀도는거리가멀어질수록감소하게된다. 또한펄스형태의송신은목표물의거리정보를알수있게한다. 미국 NEXRAD 레이더의빔폭은레이더안테나가정지해있을때 0.87 에서 0.96 사이값을가진다. 그러나현업운영중에는안테나가회전하면서레이더빔이퍼지게된다. 물리적인빔폭에대비하여이러한퍼짐현상이포함된빔폭을유효빔폭 (Effective Beamwidth) 이라부른다. 이유효빔폭의효과는뒷장에서다시설명한다 파워밀도출력밀도는얼마나많은에너지가목표물에의해서흡수되며안테나방향으로반사또는후방산란될지를결정한다. 그림 3.2는레이더로부터다른거리에있는두펄스를나타낸다. 오른쪽펄스 ( 펄스 1) 가레이더로부터더멀리있기때문에왼쪽펄스 ( 펄스 2) 보다더큰부피와낮은출력밀도를가진다.

118 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 그림 3.2 에있는펄스의실제길이 (H) 는레이더가에너지를송신할때시 간길이또는펄스지속시간 (Pulse Duration) 에의해결정된다. 기상청레 이더는 1, 2, 2.5, 4.5를사용한다. 미국 WSR-88D 의펄스지속시간은 짧은펄스운용모드일때 (Short Pulse Mode) 1.57 이고 긴 펄스모드일 때는 4.7 이다. 또한 원뿔 모양의 주방사부 (Main Beam) 에서빔중심에대한수직단면은원이다. 출력밀도를 표현하는다른 방법으로 단면의단위면적당 출력을 이용한다. 그림 3.3에서는펄스 1 의 단면적이 펄스 2보 다 4배더크다. 두 펄스에서 첫송신에너지는같으므로펄스 2는펄스 1 보다 4배더큰펄스밀도를 가진다. [ 그림 3.3] 펄스의 끝에서본펄스부피와출력밀도 차이의 예 만약두개의레이더가같은 양의초기 출력을방출했지만다른빔폭을가지고있다면더좁은빔폭을 가지는 레이더가더큰 출력밀도때문에 더 좋은감도를 가진다. 이는 빔폭이작은레이더가더 먼거리에서 작은목 표물을감지할수 있음을의미한다.

119 4 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 후방산란에너지 레이더빔안의펄스부피 (Pulse Volume) 가목표물에부딪히면에너지는 모든방향으로산란된다. 이때매우작은양의에너지만이레이더방향으 로후방산란된다. 후방산란의정도나양은목표물의다음과같은요인에 의해결정된다. 1) 크기 ( 레이더단면적 ) 2) 모양 ( 구형, 타원형, 평면 등 ) 3) 상태 ( 액체, 고체, 혼합, 건조, 습윤등 ) 4) 수농도, 단위부피당입자수 후방산란에서는레일라이 (Rayleigh) 와비레일라이 (Non-rayleigh) 의두종류로구분된다. 레일라이 (Rayleigh) 산란은목표의 지름이출력된전자기파의파장보다 16배보다작은경우에발생한다 (Doviak and Zrnic 1984, Battan 1973). 기상청에서 사용하는 S- 밴드레이더의파장은대략 10cm로입자가 7mm이하일때레일라이산란이발생한다. 7mm이상의 강수입자는드물기때문에 S-밴드레이더에서 강수는모두레일라이산 란으로가정한다. 대부분의우박은직경이크기때문에 레일라이 산란이성립하지않는다. 한편 S-밴드레이더로관측되는대부분의 목표물은강수입자크기보다 작거나비슷하기때문에레이더 반사도 (Radar Reflectivity) 는레일라이가정에의해계산된다 Probert-Jones 레이더방정식 대부분의 기상레이더는좁은빔에 집중된 에너지를 가지는 펄스를특정 시간간격으로방출한다. 각각의펄스는특정한 양의에너지를가지고대 기중으로전파되거나다양한크기의 목표물에 의해산란된다. 레이더로되돌아오는 에너지는매우작고 ( ) 방출된최대출력보다 만큼작은값이다.

120 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 Probert-Jones의레이더반사도공식은펄스화된전자기파에너지와목 표물 감지의 한계를 설명하기 위해물리적양을정량화하는데도움을준 다. P-J공식은 다음과 같다. (3.1) = 목표물로부터 레이더로 돌아온 출력 (watts) = 송신 출력의 최대값 (watts) G = 안테나 이득 θ = 빔폭 H = 펄스 길이 = 원주율 ( ) K = 물리상수 ( 목표의물리적 특징 ) La = 감쇠와 수신기감지시신호감소인자 Z = 목표의 반사도 = 출력 에너지의파장 R = 목표까지의거리 기상레 이더의경우오직수신파워 (Pr) 와반사도 (Z), 감쇠인자 (Attenuation Factor, La) 그리고거리 (R) 이고정되어있지않다. 따라서 고정되어있는 변수들을 하나의 상수로 표현하면이를레이더상수 (Radar Constant, ) 라 부른다. 변수와 레이더상수를합치면다음과같은간단 한식이 유도된다. (3.2) 은 레이더 상수이다. Z에대해풀어쓰면 (3.3) 위의식에서 수신파워와 거리 ( 시간에 기초한 ) 를알면목표의반사도를추 정할 수있다.

121 6 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 상당반사도 (Equivalent Reflectivity) 와반사도 우리는기술적으로샘플부피내모든목표물의 물리과정과우적크기분 포를알수없기때문에레이더학자들은레이더반사도 (Z) 를 상당반사도 (Equivalent Reflectivity, Ze) 로 나타낸다. 이는곧 모든후방산란에너지가레일라이근사를만족하는 액체 목표물로부터 온다는것을가정한다. 직경이크고물로표면이덮인우박이샘플부피내에있을경우레일라이 가정이맞지않음을알 수있다. 따라서상당반사도 (Equivalent Reflectivity) 를실제반사도 대신 쓰는 것이 적절하다. 그러나일반적으 로대부분의레이더에서는 모든 후방산란이 레일라이 산란을 하는목표물 로부터온다는가정과의일관성을 위해서 반사도 Z가사용된다 반사도와반사도의데시벨 거리로정규화된반사도 Z의범위는 많은차수에 걸쳐있다. 따라서큰범 위의값을작은범위로 축소하기 위해 Z[ ] 를 Z의데시벨단위인 [dbz] 로나타낸다. 편이성과 혼돈을피하기위하여 Z의데시벨값을 dbz 표시한다. 또한 Z에서 dbz로 전환은 다음과같다. (3.4) 예를들어 Z=4000 이면 dbz=10 ~10 3.6=36 dbz이다. 표 3.1에 dbz 값을 Z[ ] 로 표현한 것이다. 감도가뛰어난기상레이더는 청천대기 관측모드에서 -32dBZ까지관측 할수있다. 음의값은 Z가 0~1 일 경우 는음수가되고따 라서음의 dbz 값을 가진다. 매우 작은 반사도값은매우작은크기의입 자가존재함을의미한다 ( 재, 먼지 등 ). 0dBZ 보다 작은반사도는브래그 산란 (Bragg Scattering) 으로알려진 굴절계수의경도의결과이다. 브래 그산란과 0dBZ보다작은 반사도가 관측되는 예는유출경계 (Outflow Boundaries), 돌풍전선 (Gust Rront), 종관규모의한랭전선 (Cold Front) 이있다. 또한기상레이더는 95dBZ 까지반사도를 측정할수있다. 예를들어 1 의부피에 38.3mm의직경을 가지는 물로 코팅된우박이있다고하면 반사도값은대략 95dBZ이된다. 실제 큰우박사례에관측되는최대반 사도는대부분 70dBZ이다. 이렇게우박의 반사도가작게나오는것은목표물이레일라이가정을만족하지못함을나타낸다.

122 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 [ 표 3.1] 반사도값의 [ ] 과 [dbz] 단위 비교의 예 빔의채워짐 (Beam Filling) 과반사도차이균일한강수사례에샘플부피로부터돌아오는신호의파워는거리가멀 어질수록작다. 이는거리가멀어지면서펄스부피가증가하고파워밀도가작아지기때문이다. 한편간략화된레이더방정식을표현한그림 3.4에서 는 이러한 효과가 식의 분자에 있는 거리에 에의해반사도 Z가정규 화되어있다. 이는가까이위치한약한뇌우가멀리있는뇌우보다반사도가강하게관측되는것을방지해준다. 이러한반사도의거리에따른정규화는레이더빔이상응하는우적크기분포로완벽하게채워졌을때만사용할수있다. [ 그림 3.4] 두개의레이더가다른거리에서뇌우의핵을측정하고있다.

123 8 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 그림 3.4에서뇌우의핵에서우적크기분포는반사도 60dBZ에해당한다. 점선으로표시된부분에높은반사도의핵이있고두빔이지나간다. 그러나오직레이더 B의빔만이 60dBZ로가득채워져있다. 반면더먼거리에있는빔 A의경우 60dBZ 코어와그보다약한주변에코를포함한다. 따라서빔부피에대한평균효과에의하여 60dBZ 보다작은반사도가 A 에서관측된다. 이와같이빔이완전히채워지지않을경우종종같은고도를관측하는두레이더가서로다른반사도를나타낸다 펄스반복주기 (Pulse Repetition Frequency, PRF), 최대관측거리 (R max ), 최대관측속도 (V max ) 펄스반복주파수 (Pulse Repetition Frequency, PRF) 펄스반복주파수는레이더에의해초당송신되는펄스의수를말한다. 이 것의역수는펄스반복시간 (Pulse Repetition Time, PRT) 이라부르며 하나의펄스를송신한후다음펄스를송신할때까지시간간격을말한다. PRF 는기상레이더에서최대측정거리 (Maximum Unambiguous Range, R max ) 와최대도플러시선속도 (Maximum Doppler Velocity, V max ) 를결 정하는중요한변수이다. 표 3.2 는 PRF 와 PRT 의관계를나타낸다. [ 표 3.2] PRF 와 PRT

124 3.1 기상레이더 기초이론 최대측정거리 (Maximum Unambiguous Range, R max ) 와 PRF 의 관계 전자기파를주어진 시간간격을가지는 펄스파를 이용하는가장주된이 유는이를통한거리측정이다. 수신시간 (Listening Period) 은첫번째펄 스송신이후에서두번째펄스를발사하기전까지의 시간을나타낸다. 이 기간에의하여첫번째펄스가 전파되어 수신될 때까지 가능한 왕복최대 거리가 결정된다. 이거리를 2 로 나누어산출한것이최대 측정거리 (R max ) 이다. R max 는수학적으로다음과같이표현된다. 3 장레이더기상학기초 9 (3.5) 이때 c는 빛의속도, 는수신시간이다. 펄스지속시간 (Pulse Duration, ) 이 PRT( ) 에비해 매우작기 때문에 R max 는 대신 PRT 나 PRT로전환해서나타낼 수있고 다음과 같다. (3.6) (3.7) PRF(s -1 ) 는펄스반복 주파수, PRT(s) 는펄스반복시간이다. 즉 이다.

125 10 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 최대측정속도 (Maximum Unambiguous Velocity, V max ) 와 PRF의관계 도플러딜레마 R max 가 PRF에의존할 뿐만 아니라 최대 측정속도또한 PRF에의존한다. 모호하지 않음 (Unambiguous) 은기상레이더가 가장큰도플러속도를정 확하게결정할수있는성능을 나타낸다. V max 와 PRF 의 관계는수학적으로다음과 같이표현한다. (3.8) (3.9) 이때 PRF 는펄스반복 주기 ( ), PRT 는펄스 반복시간 =1/ 펄스반복주기 ( ) 이다. PRF가 1000 펄스 /s이고 (PRT=0.001s) 목표물거리 파장이 10.5cm( ) 는 송신파의파장 ) 일때 V max 는 26.25m/s(51kt) 이다. R max 와 V max 둘다 PRF에 의존하지만 의존정도가다르다. 다음두식에서 R max 는 PRF와역의의존성을 가지고 V max 는 직접적인 의존성을가진다. (3.10) (3.11) = 최대 탐지 거리 = 최대탐지속도 = 파장 ( S-밴드 10cm ) PRF = 펄스반복주파수 - 원격탐사 -

126 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 PRF 가증가하면 R max 는감소하는반면 V max 는증가한다. 또한, PRF 가감 소하면 R max 는증가하지만 V max 는감소한다. 높은 V max 가높은 PRF 를가 져야하기때문에관측최대거리 R max 가짧아진다. 높은 PRF 는짧은 R max 를가지고다중착에코 (Multiple Trip Echo) 의확률을증가시킨다. 도플러 딜레마는 R max 와 V max 둘다최대로하는하나의 PRF 는없음을나타낸다. 표 3.3 은다양한현업용 PRF 와상응하는 R max 와 V max 값을나타낸다. PRF 가조절가능하기때문에 R max 와 V max 의 PRF 에대한의존성은레이더운영 자에게매우중요하다. 낮은 PRF 는관측거리와출력에있어바람직한반면높은 PRF 는목표물의 속도관측에필수적이다. 하나의 PRF 에대해두가지모두만족시킬수없 는것을도플러딜레마 (Doppler Dilemma) 라부른다. [ 표 3.3] 여덟개의 PRF와 R max, V max PRF# PRF R max (nm) V max (kts)

127 12 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 거리의문제 펄스지속시간 (Pulse Duration), 펄스 지속시간, 는펄스가 송신되는 시간의길이 ( ) 이다. 짧은펄스모 드에서 많이사용하는펄스지속시간은 1 이다. 펄스지속시간에빛의속 도 (c=3 10 목표물거리 8 m/s) 를곱하면짧은펄스모드에서펄스길이, H, ~300m를 목표물거리 산출할수있다. 긴펄스모드에서는펄스지속시간이 4.5 이고펄스길 이는 ~1,350m이다. 긴펄스모드에서, 주어진목표물로부터받는총전력은짧은펄스모드에 서의총 전력에 4.5 배한것과 비슷하다. 그결과, 기상레이더가긴펄스모드에서작동할때짧은펄스모드에서보다더민감하다. 긴펄스와짧은펄 스를펄스반복진동수 (Pulse Repetition Frequency, PRF) 또는펄스반 복주기 (Pulse Repetition Time, PRT) 와혼동하면안된다. 펄스지속시간은 PRF(or PRT) 에독립적이고레이더가펄스를송신하고 있는시간을나타내고반면에 PRF(or PRT) 는얼마나자주레이더가펄스 를송신하는가를결정한다. 목표물거리

128 3장레이더기상학기초 수신시간 (Listening Period) 만약 PRT는한펄스의 시작으로부터다음펄스의시작까지의시간이고, t 는송신하는데걸리는 시간이면, 수신시간 = PRT-t이다. 예를들어, 그 림 3.5에서, 기상레이더가 짧은 펄스 모드로작동하고 PRT가 1000 (0.001s or 1 ms) 이면, 수신시간은 = PRT - t = = 999 (or ms) 이다 ( 그림 3.5). 그결과, 이 PRT로작동하는 레이더는 1시간동안, 오직약 3.6초를송신 하는데보낸다. 이기상레이더의 경우 99.9% 시간이반환신호를수신하는 시간임을의미한다. 긴펄스 (4.5 ) 에서레이더는매시간마다 16초송신 하고, 99.5% 를수신하는 시간으로 소비한다. 3.1 기상레이더기초이론 [ 그림 3.5] 펄스지속시간, t와 수신시간,. x축은 시간, 그리고빛의속도, c를곱하 면, 물리적인펄스폭, H가됨 펄스가레이더에서 송신되면, 목표물의 거리는첫번째수신된 펄스가송신 목표물거리결정 (Target Range Determination) 된시간과수신된시간 사이의 총경과시간에 의해결정된다. 이값에빛의 속도를곱하고 2로나누면목표물까지의 거리가된다. 1/2 인자는펄스의 왕복을고려한것이다. 방적식의형태로 표현하면다음과같다. (3.12) 목표물거리 여기서 c = 빛의속도 (~ m -1 s ), T = 관측된펄스의송신시간과수 신시간의차이를 나타낸다. 위방정식은범위안에있는목표물들에적용된다. 범위밖에있 는목표물들은레이더와 너무가까운거리에부정확하게나타난다. 이 현상 을거리접힘 (Range Folding) 이라고하고정확한속도정보를관측하기위하여사용하는높은 PRF 에서주로발생한다. - 원격탐사 -

129 14 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 거리접힘 (Range Folding) 거리접힘은레이더에서방위각은정확하지만, 잘못된거리에 에코를위치 하게하는것이다. 이현상은목표물이최대관측거리, 때발생한다. 에서벗어났을 [ 그림 3.6] 범위안에 있는하나의목표물에대한예. 펄스가이동하고 200nm에위치한목표물의 가장자리와 상호작용. 펄스는계속해서 레이더로부터 멀어지고반면에 작은에너지 일부는후방산란되어두번째펄스가송신되기전에레이더로도착. 그림 3.6은거리접힘이 발생하지않는에코의예이다. 실제목표물거리는 200km인반면 = 250km이다. 주어진는펄스가다음펄스가 송신되어지기전에최대 500km 만큼이동할수있는것을 의미한다.

130 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 펄스가 200km 에위치한목표물에산란될때, 펄스의대부분의에너지는 계속해서같은방향으로이동하는반면에에너지의일부는목표물에의해 반사되어진다. 반사된에너지는총 400km(2 200km) 거리를이동하고, 반면에나머지에너지는레이더로부터계속멀어진다. 두번째펄스는아 직송신되지않기때문에레이더는정확하게목표물의위치를 200km로정 한다. [ 그림 3.7] 범위를 벗어난 하나의목표물에대한예. 펄스가 300nm 에 있는목 표물의 가장자리와 상호작용한다. 첫번째펄스는계속해서레이더로부터멀어지는방향으로이동하는 반면 후방 산란된 적은 양의 에너지는다음펄스가송신되기 직전에 100nm에도달한다. 그림 3.7에서 =250km 이고실제목표물의위치는 300km로, 로부 터 50km 벗어나있다. 펄스 1은 300km에서목표물과부딪히고그것의일 부에너지는반사되어져 레이더로 돌아오고, 나머지에너지는계속해서밖 으로 향한다. 또하나의펄스가송신되기전에각에너지는 500km 또는 2 만큼이동한다. 밖으로움직이는에너지가 500km에도달하면동시에반사되어레이더를향해돌아오는 에너지가 200km 만큼되돌아온다 ( 레이더로부터 100km 거 리와같다 ). 그러나다음펄스 2가송신된다. 즉, 펄스 1로부터반사된에너 지는레이더로 되돌아오지 않았지만레이더가펄스 2를송신할때 이것을 고려하지않는다.

131 16 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 [ 그림 3.8] 를 벗어난 하나의 목표물에대한예. 첫번째펄스로부터후방산란된에너지가 600nm 를 이동하여 레이더로 되돌아오는 반면다음펄스는 100nm에도달. 레이더는후방 산란된 에너지를 두번째 펄스로부터 ( 첫번째 펄스가 아니라 ) 오는것처럼해석, 그리고부정확하게 목표물이 50nm에위치한것으로해석 그림 3.8 에서, 펄스 2 가목표물이위치해있지않은 100km 에도달할때, 펄스 1 로부터후방산란된에너지가레이더에도달한다. 그러나펄스 2 는 이미송신되어졌기때문에, 레이더는되돌아온신호를펄스 2 로부터오는 것처럼간주하고그것이펄스 1 의이착에코 (Second Trip Echo) 이고목표 물이 300km 에위치해있음을알지못한다. 레이더는펄스 1 이 300km 에 위치해있는목표물에의해후방산란된것이아니라펄스 2 가 50km 에위 치한목표물에의해후방산란되어오는에너지를받은것으로간주할것 이다. 만약목표물이 ( 또는의배수 ) 로부터특정거리만큼벗어나있다면, 그것은레이더로부터 같은거리만큼떨어져있는것으로잘못나타날 것이다. 만약 가 250 km이면, 0 km부터 250 km까지의 범위 안은일착 (First Trip) 이고 정확한 거리에 위치해있을것이다. 251km부터 500km까지의범위는이착 (Second Trip) 이다. 실제 550km에있는목표물 은 50km에위치해 있는 것으로 레이더에 감지될것이다. 또하나의예는 가 80km( 전형적인 도플러 모드의 ) 이고목표물의 실제거리가 30km, 110km, 190km에있는경우이다. 그결과 레이더는 3 개의목표물로부터 동시에 펄스를 받는다. 그리고 3개의목표물들은동일한겉보기 (Apparent) 거리30km에위치한다.

132 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 이착에코는레이더관측영상에서다음과같은특징을갖는다. - 에코가레이더빔방향으로가늘고길게나타남 - 에코모양이고깔형태로나타나고에코의강도가전반적으로약함 - 원거리의기상정보를관측한것이므로고도에따라에코가급격히약해지거나사라짐 - 연직단면상에서에코꼭대기가불규칙하게나타남 그림 3.9는광덕산레이더로 2005년 6월 1일에관측한이착에코사례이다. 비교를위하여비슷한시기에광덕산레이더로관측한 480km 반사도영상을오른쪽에나타내었다. 480km 영상에서서해상에강한강수대가위치하고있다. 이강수대가 240km 영상 ( 왼쪽 ) 에서레이더영상의남서쪽가장자리에관측되었다. 이강수대와레이더사이에부채꼴의불규칙적이고약한강수가위치한다. 이는서해상에위치한강수대의이착에코이다. 영상에서쉽게알수있는것과같이이착에코의강도가약하고에코의모양이방위각방향으로압축이된것처럼보인다. [ 그림 3.9] 광덕산레이더의이착에코사례 : 최대관측거리 ( 좌 ) 240km, ( 우 ) 480km

133 18 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 그림 3.10 은진도레이더로관측한이착에코사례이다. 그림 3.9 와유사하게 240km 와 480km 영상을함께나타내었다. 480km 영 상에서산둥반도방향으로서해상에강한강수에코가존재하는것을알수 있으며 240km 영상에서는북서방향으로약한이착에코가관측되었다. 이러한이착에코들은가까이있는실제강수에코들과중첩이되지않아비 교적구별이용이하다. [ 그림 3.10] 진도레이더의이착에코사례 : 최대관측거리 ( 좌 ) 240km, ( 우 ) 480km

134 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 레이더빔특성 부방사부오염 (Side Lobe Contamination) 부방사부오염은주방사부에서벗어난부방사부로부터돌아온수신신호의결과이다. 주방사부안에서송신된전력은부방사부송신전력보다훨씬더크다. 목표물로부터기상레이더의가장강한부방사부는주방사부로부터오는전력보다보통 ~30dB 낮은신호를수신한다. 따라서, 주방사부와부방사부둘다강수지역을관측할때, 부방사부로부터되돌아오는전력은무시할수있다. 그러나강한기온역전층이존재 ( 과대굴절조건 ) 할때낮은고도각을관측 하면부방사부오염에의하여이상전파에코가관측된다. 대부분의부방사부오염은가까운거리의강한대류에의해발생하는경향이있다. 만약반사도경도가충분히크면, 주방사부는청천을관측하는반면, 부방사부는뇌우를관측한다 ( 그림 3.11). 이경우, 낮은반사도가주방사부와일치하는방위각방향에서나타난다. 부방사부오염는안테나가시계방향으로회전하는경우시계방향으로낮은반사도가퍼져 (Smearing) 서나타난다. 그림 3.11 의레이더영상은레이더가강수의북동쪽에위치하고시계반향 으로안테나를회전하는경우이다. 부방사부에의한오염이강수에코에서 안테나가돌아가는방향 ( 시계방향 ) 에나타난다. [ 그림 3.11] 부방사부오염의예. 강한반사도경도는주방사부가아니라부방사부가목표물과상호작용한다. 오른쪽위의그림은 2003 년 5 월 4 일실제관측자료이다. 이거대세포 (Supercell) 의반사도핵 (core) 의값은 70 dbz 보다크고, 시선방향으로 ( 핵의남쪽 ) 세개의물체에의한산란스파이크 (Three-body Scatter Spike) 가있고, 또한방위각방향으로 ( 핵의서쪽 ) 부방사부오염이나타남

135 20 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 기상레이더의빔패턴을고려하면부방사부오염은주방사부에서 5~10 벗어난방사부로부터발생할것이다. 그러므로, 부방사부오염은적어도 5 방위각에서 10dBZ radial -1 의반사도경도가존재하여야발생할수있다. 그림 3.11 에서는부방사부에의한오염뿐만아니라다중산란에의한산란 스파이크 ( 우박쐐기 ) 또는불꽃에코 (Flare Echo) 를나타낸다. 이러한불꽃에코는그림 3.12에서와같이우박과지표면으로부터다중반사를통하여되돌아오는경로가길어지기때문이다. 신호가돌아올때까지걸리는추가시간으로인하여레이더에서더먼거리에있는에코처럼해석되고, 강한에코에서부터멀어지면서확장하는시선방향의쐐기처럼나타난다. [ 그림 3.12] 불꽃에코가발생하는모식도

136 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 부방사부오염에의한다른효과로는강한뇌우의꼭대기에서관측되는쐐 기모양의에코이다. 그림 3.13 은멀리있는적란운에대한관측예를보여 준다 ( 주빔이실제에코꼭대기위를통과한다 ). 그러나부방사부에서송신된파워가구름속의우박기둥과부딪치게되면, 결과적으로생성된에코가레이더의주빔에의한에코로해석될수있다. 따라서주빔고도까지 쐐기 (Spike) 처럼보이고, 실제에코탑위치를과대추정할것이다. [ 그림 3.13] 주빔은구름꼭대기위를지나고부방사부는우박기둥에의해반사됨. 구름의실제높이는 T 이지만관측은 T' 로됨

137 22 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 레이더빔굴절 (Radar Beam Refraction) 기상레이더에서는표준대기를가정하고레이더빔의중앙선높이를계산한다. 만약대기가표준굴절조건으로부터벗어나면, 레이더빔또한가정된일반적인전파경로로부터벗어난다. 즉, 다른매질을통과하는빛처럼레이더빔이굴절되거나휘어과소굴절또는과대굴절이일어날수있다. 그림 3.14는다양한빔전파경로들을나타낸다. 그림 3.15는표준대기조건에서거리에따른빔의중앙선높이를나타낸다 빔전파방정식 (Beam Propagation Equation) 그림 3.15에서거리와높이그림은표준굴절조건을가정한거리높이방정식을기반으로계산되었다. 아래방정식은빔의높이 (H) 곡선을얻기위해사용된수학적인표현이다. 빔의중심높이는일반적으로다음방정식을사용한다 : H = SR sin PHI + (SR SR)/(2 IR RE) (3.13) 여기서, H = 레이더빔의중앙선높이 (km) SR = 경사거리 (km) PHI = 고도각 ( ) IR = 굴절률 (=1.21) RE = 지구반지름 (=6371km) 산출물생성에서, 미터단위 (km) 를 nm 와 kft 로전환하였다. 이방정식을이 용하여고도각에따른빔의높이를계산할수있다. [ 그림 3.14] 다양한대기굴절률조건에대한빔의전파경로

138 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 과소굴절 (Subrefraction) 빔이표준대기에서특정한양만큼굴절한다고가정한다. 만약, 빔이일반적인경우보다적게굴절되면, 이것을과소굴절 (Subrefraction) 이라고부른다. 빔은표준대기에서계산된높이보다더높을것이고목표물의높이는과소추정될것이다. 110nm 거리와 1.5 고도를예로들어, 그림 3.15에서빔의중앙선은 ~26000ft이다. 과소굴절조건에서, 에코의꼭대기가 26,000ft일때레이더빔은그위를지나가게되고에코는감지되지않는다. 에코의상단은더낮은고도각에서감지될것이다. [ 그림 3.15] 표준굴절조건으로가정하였을때고도각에따라다양한거리에대한빔중앙선높이 과소굴절은대기의기온감률이건조단열감률로접근하고수증기가고도에따라증가할때발생한다. 일반적인시나리오는상층에습한층이있는 Inverted-V 대기상태이다, 과소굴절의경우에코높이과소추정이외에이현상은저층에서지형에코를줄이는경향이있다.

139 24 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 과대굴절 (Superrefraction) 반대상황인과대굴절은레이더빔이표준보다더굴절될때발생한다. 이빔은표준대기에서보다더낮을것이고목표물높이는과대추정될것이다. 이러한과대굴절은에코높이의과대추정뿐만아니라, 과대굴절은낮은고도의지형에코를증가시킨다. 이것은우리가일반적으로언급하는이상전파 (Anomalous Propagation, AP) 에코들의원인이다. 예를들어, 90nm와 1.5 고도를사용하면, 그림 3.15에서빔중앙선높이는 ~19,000ft이다. 과대굴절조건에서에코꼭대기가 19,000ft이면레이더빔이그아래를지나가게된다. 에코의꼭대기는높은고도각에서감지될것이다. 과대굴절은주로상층또는하층의온도역전에서발생하고, 지구복사, 침 강, 뇌우의확장흐름 (Outflow), 전선뒤의한랭이류등에기인할수있다.

140 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 그림 3.16은과대굴절 ( 이상전파 ) 가발생할전형적인온도및수증기분포를나타낸다. 1-2km 사이의고도에서강한온도역전과습도의급격한변화를보여주는전형적인연직구조이다. 역전층내에서, 레이더빔은초기경로에대해상대적으로아래쪽으로굴절되며, 이때예외적으로증가한지형에코가관측된다. [ 그림 3.16] ( 상 ) 이상전파와연관된전형적인연직분포구조, 및 ( 하 ) 이때레이더빔의전파경로.

141 26 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 육지위에서이상전파는급격한강도의변화로인해공간적으로매우불규칙한에코를만든다. 해양에서이효과가일반적으로약하지만, 거친바다에서는육지만큼강한이상전파가생긴다. 이상전파는고기압성상황이거나지표에서부터 m 정도의깊은야간역전이있을때흔히발생한다. 후자의경우, 특히역전층이생성하거나소멸하는동안이상전파의나타남과사라짐이급격하게이뤄진다. 연속적인이미지표출로고정또는불규칙적영상으로이상전파를식별하는데도움이될수있다. 그러나경우에따라서이상전파에의한에코가실제강수처럼조직적으로움직일수있다. 높은고도각의 PPI 혹은높은고도의 CAPPI는보통이상전파가나타나지않아단일레이더표출로부터생긴문제를제거하는데효과적이다. 또네트워크에서, 레이더의겹친부분에서관측된에코의차이로이상전파를구별할수있을것이다. 그림 3.17 은 2007 년 4 월 26 일고산레이더로관측한이상전파 ( 파랑에코 ) 의레이더영상이다. 남서에서북서방향으로파랑에코가넓게분포하고있 으며특히남서쪽에서는강한파랑에코가존재한다. [ 그림 3.17] ( 상 ) 이상전파와연관된전형적인연직분포구조및 ( 하 ) 이때레이더빔의전파경로

142 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 그림 3.18는 2004년 4월 2일구덕산레이더및합성도상에서관측한파랑에코사례이다. 레이더를기준으로남서 ~ 북동쪽 50km 부근해상에파랑에코가띠모양으로뚜렷하게보인다. 이러한파랑에코는레이더빔이표준대기보다해상으로더휘어발생하는현상이다. 이경우레이더빔은표준대기에서관측하는고도보다낮은고도를관측한다. [ 그림 3.18] ( 상 ) 부산구덕산레이더관측한파랑에코, ( 하 ) 합성도상에나타난해안근처에위치한레이더로관측한파랑에코

143 28 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 빔갇힘 (Ducting) 빔갇힘은과대굴절의특별한조건으로안정층이나기온역전층에서레이 더빔이갇히는것이다. 이것은빔이일반적인경우보다더아래로 구부러 지는원인이되지만빔은드물게지면에접촉한다. 빔갇힘은 난목표물을감지할수있게하는과대굴절의극한사례이다. 를벗어 그림 3.19는 2003년 5월 1일합성영상으로서해상에서띠모양의에코가 관측되었다. 이에코는빔갇힘에의하여빔이해상으로휘어져서해상이관측되고해상에서빔이레이더파의진행방향으로반사되어전파되면서 빔갇힘에의하여다시해상으로휘어해상이관측된사례이다. 띠모양의에코가시선방향으로연속하여 3번나타난다. [ 그림 3.19] ( 좌 )2003 년 5 월 1 일레이더합성영상. 백령도레이더에서관측한서해상의강한파랑에코가관측됨. ( 우 ) 같은사례에대한적외위성영상

144 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 거리분해능 (Range Resolution) 레이더의거리분해능은거리빈 (Range Bin) 과거리게이트 (Range Gate) 에의해결정된다. 레이더자료의생산은레이더로부터같은거리로부터수신된여러개의펄스를조합하여레이더자료가생산된다. 즉, 하나의레이더모멘트자료 ( 반사도, 시선속도, 스펙트럼폭 ) 는여러개의펄스수신신호를처리하여생산된다. 따라서, 펄스의길이가거리방향으로독립적인펄스샘플로부터모멘트자료를생산할수있는최소거리를결정한다. 예를들어 1 μs의펄스길이에대한거리방향으로독립적인샘플로생성된모멘트의최소분해능은 150m이다.

145 30 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 그림 3.20은왜두목표물이적어도반지름방향의펄스길이의 1/2일때분리되어지는지를나타낸다. 목표물 A에부딪힌레이더펄스 ( 녹색막대기로표시된송신펄스 ) 의에너지중일부 ( 녹색막대기로표시된수신신호 ) 가레이더를향하여후방산란된다. 송신펄스가목표물 B 에도달할때까지펄스는계속이동하고에너지는목 표물 A 로부터계속해서반사된다. 펄스가목표물 B 에부딪혀목표물로부 터에너지가후방산란하기시작한다 ( 오렌지색으로표시된수신신호 ). 목표물 A로부터반사된에너지 ( 녹색막대기 ) 는펄스가전파할때계속해서레이더를향해서산란한다. 목표물 A와 B의거리가펄스길이의 1/2일경우목표물 A로부터수신신호의뒤쪽끝과목표물 B로부터수신신호의앞쪽끝이정확하게일치한다. 만약목표물들이펄스폭의 1/2보다더가까이있으면, 후방산란된에너지는겹쳐진다. 이때레이더는두목표물을구별할수없으며두조각의정보가하나의긴에코로결합된다. 이러한최소분해능을거리빈이라한다. 그러나수신된아날로그신호를디지털신호로전환하는티지타이저의종류에따라독립적이지않은샘플에의한분해능은이값보다더좋아질수있다. 자료의잡음을제거하고자료의저장을용이하게하기위하여거리빈을여러개평균하여거리게이트에서값을산출한다. [ 그림 3.20] 이그림은관측가능한최대거리분해능의예임. 두물체는적어도펄스길이의 1/2 일때분리되어질수있음. 위쪽의녹색막대기는송신펄스, 아래쪽의녹색과오랜지색막대기는목표물 A 와 B 에의한수신신호

146 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 레이더표현자료레이더자료의표현에는 PPI(Plan Position Indicator), RHI(Range Height Indicator), CAPPI(Constant Altitude Plan Position Indicator) 가주로이용된다 PPI(Plan Position Indicator) PPI는레이더자료의가장일반적인표출방법이고, 레이더이미지의다수가이형태로표출되어져있다. PPI를이용한레이더반사도표출예시가그림 3.21에있다. 레이더가영상의중심에위치하고레이더자료를거리및방위각의정보로 2차원상에투영하여나타난다. 즉, 레이더빔의주어진고도각자료가평면으로투영된다. 따라서, 가까운 거리의자료는지표와가까운높이에서왔고, 먼거리에있는자료는높은 고도로부터온것이다. [ 그림 3.21] 이그림은인천영종도레이더로 2003 년 4 월 25 일에관측한고도각 1.41 도에서반사도의 PPI 영상임. 최대관측거리는레이더로부터 130km 임. 밝은띠의높이변화를확인할수있음.

147 32 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 그림 3.22 는거리에따라빔의높이가어떻게변하는지보여준다. 빔의높 이는지구곡률과굴절률에의해결정된다. 많은레이더는산의정상또는높은지역에위치하기때문에레이더에근접한지역에서부터멀어질수록지표면에서빔높이는그림 3.22에서보는것보다더높아지게된다. 여러개의 PPI 즉여러개의고도각 PPI를하나로묶어서부피자료라부른다. [ 그림 3.22] 고도각 1.5 에서거리에따른레이더빔의높이및폭의변화

148 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 RHI(Range Height Indicator) RHI 표출은레이더안테나를특정한방위각에서위아래로움직여가며만든대기의연직단면이다. 이표출형식은구름시스템안의강수요소와미세물리과정의연직형태를보여준다. 예를들면, 녹는층은 밝은띠 라고알려진젖은눈 (Wet Snow) 으로부터돌아오는강한파워로인해쉽게탐지될수있다. 또강수사례를층운형, 대류형혹은강한폭풍종류로분류하는데반사도의 연직패턴을사용할수있다. 그러나이러한 RHI 관측은현업용레이더에서는흔히사용되지않고주로연구용레이더관측에주로많이사용된다. 그림 3.23은국립기상연구소의 X밴드이중편파레이더로관측한반사도의 RHI 영상으로강수의연직발달을쉽게확인할수있다. [ 그림 3.23] 국립기상연구소의 X 밴드이중편파레이더로관측한대류형강수에대한강수유형구분

149 34 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 CAPPI(Constant Altitude Plan Position Indicator) PPI 및 RHI는단일고도에서의영상을나타내지못한다. 즉해발고도 1.5km에서의영상은 PPI 관측자료에서얻어지지않는다. 따라서여러개의 PPI 자료를활용하여일정고도에서의 PPI 영상을생성할수있고이러한표출을 CAPPI라부른다. CAPPI를생산하기위해서는각각의고도각에서레이더로부터동일한거리를나타내는원형자료들로구성한다. 즉, 원거리에서낮은고도각, 근거리에서높은고도각자료를이용하여 CAPPI 를생산한다. 따라서빔중심은레이더사이트위에서거의같은고 도를가지게되고, 정해진특정고도에서강우강도를구할수있다. 그림 3.24 는제주도고산레이더와광덕산레이더로관측한부피자료를이 용하여생산한해발 1.5km 고도에서의 CAPPI 영상을나타낸다. 두영상에 서빔차폐의효과가잘나타난다. [ 그림 3.24] 이그림은기상청에서운영하는고산 ( 좌 ) 및광덕산 ( 우 ) 레이더로관측한부피자료를이용하여생산한 1.5km 고도에서 CAPPI 의예시. 고산레이더의경우북동쪽, 광덕산레이더의경우동북동과남동방향에서빔차폐가나타남

150 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 도플러효과 도플러효과도플러효과는관측자와에너지원이상대적으로움직일때관측자에게도달하는에너지원의주파수변화로정의된다. 도플러효과나편이는파원이움직이지않고샘플링되는목표물이움직이거나정지하고있을때쉽게알수있다. 주파수편이는목표물이에너지원에가까워지거나멀어짐에따라발생한다. 전파되는전자기에너지의속도, 그에너지의주파수와파장사이의관계는다음과같다. (3.14) c는빛의속도 ( 상수로가정 ), f는주파수, λ는에너지의파장이다. c가상수 일때, f와 λ는반비례관계를갖는다. 예를들면, λ가증가하면, f는감소한 다. 반대경우도같다. 만약식 (3.14) 이기상레이더에의해샘플링된목표물의도플러움직임을 나타내는데사용된다면, 다음식으로나타낼수있다. or (3.15) 은목표의시선속도, 은레이더와가까워지거나멀어지는목표물의 움직임에의해발생하는도플러주파수편이이다. 그리고 λ 는전파된에너 지의파장이다. 멈춰있는목표물의경우, 파장이나주파수는변하지않는다. 그림 3.25에서원가장자리에위치한레이더는어느곳에서도주파수편이를관측할수없다.

151 36 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 [ 그림 3.25] 정지된목표물은주파수편이가없음 목표물이서쪽에서동쪽으로이동하는경우 ( 그림 3.26), 레이더에서멀어 지거나가까워지면서발생한주파수편이는부호가다를뿐그양은같다. - 레이더가동쪽가장자리에위치할경우, 목표물이레이더쪽으로움직 이므로편이는양의부호를갖는다 (λ는감소하는반면 는증가한다 ). - 레이더가서쪽가장자리에위치할경우, 목표물이레이더에서멀어지므 로편이는음의부호를갖는다 (λ 는증가하는반면는감소한다 ). [ 그림 3.26] 움직이는목표물은주파수편이가있음 그러나식 (3.15) 는목표물의실제시선속도를이끌어내지는못한다. 기 상도플러레이더의경우, 식은다음과같다. (3.16)

152 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 주파수가두배가되는물리적이유는두가지로볼 수 있다. 1) 과같은양만큼목표물의전기적진동주파수 (Electric Vibrational Frequency) 가증가하는것과 2) 레이더수신기방향에서 목표물의복사장의주파수가 양만큼증가하는것이다. 음의부호는목표물움직임이레이더에서가 은양의 를나타낸다. 반대도같다 ). 주어진레이더에서 λ가상수이므로, 식 (3.16) 은도플러주파수편이와시 도플러효과와음파 까워지거나멀어지는것에대한설명을포함하고있다 ( 예를들어, 음의 선속도사이의직접적인관계를설명한다. 도플러효과는일반적으로음파를이용하여설명한다. 예를들면구급차가 사이렌을울리며당신에게상당히빠른속도로움직이고있다고하자. 사이 렌음조 ( 주파수 ) 의증가는음파의압축 ( 더짧은파장 ) 에의해일어난다. 구 급차가당신에게서멀어질때, 음파의팽창 ( 더길어진파장 ) 때문에음조 ( 주 파수 ) 는감소한다. 일반적인음파의주파수는 Hz (10,000 Hz) 이다. 파원이수신기로부터 50 노트로가까워지거나멀어지는경우, 발생하는도플러주파수편이는 ~800 Hz 정도이다. 편이된주파수의양은원래전송된주파수의 ~8% 정도이다. 이는사람의귀로도쉽게측정할수있다 도플러효과와레이더펄스레이더에의해전송되는전자기파는음파보다훨씬높은고주파이고빛의속도로나아간다. ~10.5cm대의파장을사용하는도플러레이더에서, 전송주파수는 ~ Hz (28억 5천만 Hz) 다. 목표물이시선방향으로 50 노트로움직이면 487 Hz의도플러주파수편이가발생한다. 이는원래전송된주파수의 ~ % ( %) 에불과하다. 이값은측정하기에는매우작은주파수편이이다. 따라서레이더는목표물의시선속도를결정하기위해직접주파수편이를관측하기보다는되돌아온연속펄스들사이의펄스간위상차 (Pulse-topulse) 의변화를이용한다. 위상차는더쉽게측정되며이기술을 펄스쌍처리 (Pulse Pair Processing : PPP) 라부른다. 각각의전송된펄스에대한초기위상정보와수신된펄스의위상은알수있다. 따라서연속하여수신된펄스의위상을비교하여도플러속도를측정한다.

153 38 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 레이더시선속도계산및최대탐지속도레이더시선속도는연속하여돌아온펄스사이의위상변이의양과직접적인연관이있다. 또한레이더가관측할수있는한펄스에서다음펄스까지위상차의최대양은 180 이다. 목표물이펄스간에너무멀리움직이면참값의위상편이가 180 를초과하고 180 보다작은위상편이가할당된다. 따라서 180 이상의실제위상변이는모호성을가진다 ( 그림 3.27). 180 를초과하는위상편이가 180 보다작은위상편이로측정되고이로인하여 도플러시선속도가반대의부호를가지게된다. 이러한현상을도플러시선속도의접힘이라한다. 속도접힘은목표물의속 도가관측가능한속도범위를벗어날때발생한다. [ 그림 3.27] 180 이상의위상변화는모호성을만들어냄

154 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 레이더가관측하는최대위상차는 180 이므로, 이와연관된최대속도가 있다. 이를최대탐지속도, V max 라부르고, 180 의최대펄스쌍위상편이 에해당한다. 목표물의속도를결정하는과정은두개의연속하는되돌아온펄스의위상각이결정되면상대적으로간단하다. 첫번째돌아온펄스의위상과두번째돌아온펄스의위상을얻고이들의차이 ( 펄스쌍위상편이 ) 를계산한다. 펄스쌍위상편이는 180 의최대관측가능한위상편이와비교되어지고위상편이비율에 V max 를곱한다. 펄스쌍위상편이와시선속도는다음의식으로표현된다. 펄스쌍위상편 이와시선속도는다음의비율로연관되어진다. (3.17) 여기에서 P.S. 는펄스 쌍 위상 편이의 양이고, 은목표물의시선속도, 그리고 는최대관측가능속도 ( 의크기 ) 다. 주어진모든 에 대해, 목표물의속도는발생한펄스쌍위상편이의양에직접적으로비례한다.

155 40 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 속도접힘및접힘풀기최대탐지속도또는나이퀘스트속도는레이더파장과 PRF에비례한다. 장파장의레이더에서높은 PRF를사용하면최대탐지속도를증가시킬수있다. 이러한최대탐지속도는펄스사이위상편이가 180 일때나타나고목표물이더빠른속도로움직이면위상편이가 180 를초과하여접힌속도값이관측된다. 그림 3.28은오성산및백령도레이더로관측한시선속도영상을나타낸다. 오성산레이더영상의경우레이더의북서쪽과서쪽에서시선속도가접혀서나타나고백령도레이더는단일 PRF를사용하기때문에 2~3회의접힘이나타난다. 이러한접힘은실제바람과는반대의풍향을나타내고이러한자료를이용 한바람장산출은부정확한결과를야기한다. 따라서시선속도자료의활용 에앞서접힘풀기가선행되어야한다. [ 그림 3.28] 시선속도접힘을나타내는예시영상. ( 좌 ) 2009 년 09 월 02 일 0300 LST 에오성산레이더관측한시선속도영상, ( 우 ) 2011 년 08 월 08 일 0900 LST 에백령도레이더관측한시선속도영상

156 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 속도접힘풀기는 4단계의과정을거친다. 이러한여러단계의과정은중저기압, 폭풍꼭대기발산등과같은작은규모에서발생하는접힘뿐만아니라넓은지역에서나타나는접힘도함께풀어주기위해서이다. 다음의각단계를나타낸다. 1 단계 : 시선방향연속성검사거리빈에서추정속도의접힘여부를판단하기위하여이값과시선을따라레이더방향으로검색하여같은시선방향에서가장가까운유효한속도와비교한다. 만약추정속도가이주변값의임계치내가아니면, 접힌것으로표시한다. 만약이들중하나가임계치내라면, 이값은보존된다. 2 단계 : 9 지점평균만약 1단계가실패하면, 시선방향으로레이더쪽의 4지점값들과이전시선방향의 5지점값의평균속도를계산한다. 추정속도와평균값을비교하여임계치내가아니라면, 접힌속도값으로체크한다. 만약이들중하나가임계값이내값이라면, 이값은그대로유지된다. 3 단계 : 확장된검색만약 2 단계가실패하면, 같은시선방향에서레이더방향으로 30개빈과이전시선방향에서레이더에서먼방향으로 15개빈을이용한다. 추정속도를이주변값과비교하여임계치보다크면접힘으로표시한다. 만약이값이임계치이내라면이값은유지된다. 1 ~ 3 단계의유효성첫세단계는추정속도를이미처리된주변의유효한속도와비교하는것이일반적인목적이다. 각단계는추정속도에서조금멀리떨어져있는자료를사용한다. 4 단계 : 주변바람마지막단계는주변바람을이용하는것이다. 이주변바람은지상에서시작하여 1000ft 간격으로 70,000ft까지의평균바람을나타낸다. 주변바람과추정속도를비교하여접힘을확인한다.

157 42 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 만약첫세단계가비교를위한유효한주변속도찾기에실패하면, 첫번째추정속도는주변바람에서얻어진속도와비교된다. 만약추정속도가주변바람값의임계치를벗어나는경우, 이값은접힘으로표시되고, 임계치이내이면, 이값은보존된다. 만약추정속도와접힘이풀린속도가주변바람값의임계치내에들어가지않으면, 추정치는지워지고 자료없음 으로할당된다. [ 그림 3.29] ( 상 ) 시선속도접힘을나타내는예시영상. ( 하 ) 시선속도접힘이풀린영상

158 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 레이더기본자료산출단일펄스에서수신된신호를이용한레이더변수의추정은통계적인불확실성이너무커서기본자료를산출하기에어렵다. 그러므로충분한자료품질을얻기위해서는많은수의펄스를처리해야한다. 펄스수가증가할수록통계적불확실은줄어든다. 실제펄스수는안테나회전속도, PRF에따라바뀐다. 안테나회전이느릴수록, PRF가클수록펄스수가증가하여통계적불확실성이작아진다 반사도자료거리빈으로부터되돌아온파워 (Pr) 의양이측정되면레이더방정식을통해서레이더반사도 (Z) 를간접적으로결정한다. 되돌아온파워의평균정보는기상청레이더의경우대부분각 0.25km 거리빈에서생성된다. 계산에사용된펄스수는레이더의스캔전략에따라변한다. 작은 PRF를사용할때먼거리까지의반사도자료를얻을수있다. 작은 PRF는펄스간의휴지시간을증가시키고 R max 를증가시키기때문이다. 긴 R max 는다중접힘에코 (Multiple Trip Echo) 의가능성을줄인다. 한편큰 PRF는속도자료수집에서필요하며, 많은수의펄스를사용하여속도관측오차를줄인다 평균시선속도자료 도플러속도정보는 PPP(Pulse Pair Processing) 로얻어진다. PPP는주어진거리빈에대한연속적인펄스사이의평균위상차를결정한다. 같은거리빈을가지지만연속적인회전에의하여아주작은방위각값의차이를가지는시선방향에서의펄스를 PRT 간격으로수집하여이들레이더원시신호의지연자기상관관계를도출하여시선속도를산출한다. 펄스간의휴지시간을줄이고 R max 를줄이는높은 PRF를사용하면최적의안정한속도자료를얻을수있다 스펙트럼폭자료 스펙트럼폭은거리빈안의속도분산의양을나타낸다. 스펙트럼폭은수학적으로거리빈안의풍속과풍향의변동에비례한다. 속도는평균흐름을나타내기때문에스펙트럼폭이큰지역에서는속도를추정하는것이무의미할수있다.

159 44 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 큰스펙트럼폭과관련된기상학적특징이나조건은다음과같다. - 전선, 뇌우의유출류, 해풍등과같은경계 - 뇌우, 시어지역, 난류, 바람시어 스펙트럼폭추정은통계적기법인시선속도와유사하게지연자기상관관계 (Autocorrelation) 를이용하여구한다. 이것은되돌아온연속적인펄스의신호변동을측정하는방법이다. 이방법에서는도플러파워스펙트럼 ( 그림 3.30) 이가우시안분포를가진다고가정한다. 여러개의펄스로부터얻은파워와속도정보는스펙트럼계수 (Spectral Coefficients) 로바꾼다. 종모양곡선 ( 그림 3.30) 은이러한계수에맞춘것이고이곡선의폭은스펙트럼폭의크기에비례한다. [ 그림 3.30] 기상학적물체로부터되돌아온파워의가우시안분포 스펙트럼폭의크기는매우다양하다. 속도값은파워에가중치를적용하여구해지므로파워분포는스펙트럼폭에크게영향을준다. 그림 3.31은큰파워를가지면서스펙트럼폭이좁은경우와파워가낮고스펙트럼폭은넓은경우의차이를나타낸다. [ 그림 3.31] 높은파워신호에의한좁은스펙트럼폭 ( 좌 ) 과낮은파워신호에의한넓은스펙트럼폭 ( 우 )

160 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 그림 3.32 에서스펙트럼폭이큰그룹이어느것인지알아보자. 화살표의 길이는풍속을나타내고, 방향은거리빈안의산란체의운동방향을나타 낸다. 되돌아온파워는모든산란체에서같다고가정한다. 예시 1 에서는 B 가가장큰스펙트럼폭을가진다. A, B 의경우방향시어와 속력시어모두존재하지만 B 의경우는속력시어가존재한다. 예시 2 에서는 B 가가장큰스펙트럼폭을나타낸다. A, B, C 모두속력시 어는존재하지않는다. C 는방향시어가없고 A 는작은방향시어를나타낸 다. 그러나 B 는가장큰방향시어를가진다. 예시 3 에서는 A 가가장큰스펙트럼폭을나타낸다. B 는속력및바람시어 모두영이다. C 는속력시어, D 는방향시어만을가진다. 이에반하여 A 는 속력및방향시어모두크게나타난다. [ 그림 3.32] 스펙트럼폭의비교를위한세가지예시

161 46 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 레이더지형에코및이상전파지형에코는자료의품질을저하시킨다. 따라서레이더자료를이용하여지형에코를판단하는것은자료해석에선행하여고려하여야하는매우중요한과정이다 지형에코지형에코는움직이지않는비기상학적물체로부터되돌아온신호가걸러지지않고기본자료계산에포함될때발생한다. 기본자료로부터모든산출물이생산되고알고리즘이적용되기때문에, 지형에코는기본자료와구해진산출물의품질을떨어뜨린다. 지형에코제거는기본자료를생성하기전에레이더자료신호처리기에서적용하거나자료생산후레이더에코의시공간적인특성을이용하여제거할수있다. 지형에코에는표준대기조건에서발생한일반적인지형에코 (Normal Ground Clutter) 와과대굴절대기상태에서일시적으로발생하는이상굴절에코 (Anomalous Propagation : AP) 가있다. 일반적인지형에코부터먼저설명한다. 1) 지형에코의일반적특징지형에코의일반적인특징은다음과같다. 지형에코는일반적으로낮은고도각에서생긴다. 지형에코는레이더와가까운거리에서발생한다. 그러나다양한거리에서높은산에레이더빔이부딪혀발생하는경우도있다. 특정한고도각에서, 지형에코는서로다른시간대에관측된부피주사 (Volume Scan) 자료에서거의변화하지않으며거의모든시간에존재한다.

162 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 - 반사도산출물에서지형에코의특징지형에코가제거되지않으면지형목표물은강한파워와강한반사도를나타낸다. 필터에의해걸러지지않은지형에코는지형이나건축물에의하여반사도자료에나타나며인접하는거리게이트에서큰차이를보인다. [ 그림 3.33] 걸러지지않은지형에코반사도자료예시

163 48 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 - 평균시선속도산출물에서지형에코의특징지형목표물은대부분움직이지않기때문에영에가까운시선속도값이나타나지만예외는있다. 흔들리는나뭇잎, 파도, 자동차, 풍력발전기등은영이아닌시선속도값을가진다. 평균시선속도산출물에서의걸러지지않은지형에코는거의영의시선속도를가지는넓은영역안에영이아닌값이고립적으로나타나는특성을가진다. [ 그림 3.34] 걸러지지않은지형에코시선속도자료예시

164 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 - 스펙트럼폭산출물에서지형에코특징일반적으로지형목표물의속도변동은작으며스펙트럼폭또한작다. 평균시선속도산출물에서와같이예외가있다. 흔들리는나뭇잎, 고속도로의차등에서큰스펙트럼폭값이나온다. 스펙트럼폭산출물에서걸러지지않은지형에코는낮은스펙트럼폭을가지는넓은영역내에큰값의스펙트럼값을가지는영역이포함되어나타난다 ( 그림 3.35). [ 그림 3.35] 걸러지지않은지형에코기본스펙트럼폭자료예시

165 50 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 2) 이상전파에코의일반적인특징 이상전파에코는대기상태에의존하기때문에시, 공간에서일시적으로나타난다. 레이더산출물에서지형으로부터되돌아온이상전파에코는발생일, 시간, 부피주사에따라달라진다. 일시적인이상전파에코와항상존재하는일반적인지형에코를구별하는것은중요하다. 이상전파에코의일반적인특징은다음과같다. 이상전파에코는일반적으로가장낮은고도각의산출물에서가장잘나타난다. 이상전파에코는레이더로부터의다양한거리에서나타난다. 과대굴절은고도에따라온도가증가하거나수증기가고도에따라감소하거나, 두조건이동시에발생할때나타난다. - 반사도산출물에서이상전파의특징반사도자료에서이상전파에코는넓은영역에서다양한값으로얼룩덜룩하게보인다. 이상전파에코에서지형에의한불규칙한모습은매우뚜렷하게나타난다. 반사도값은매우높고인접한게이트에서급격하게변화한다. 이상전파에의한반사도경도는기상학적에코와같은완만한형태를보이지않는다 ( 그림 3.36). [ 그림 3.36] 스콜선뒤의걸러지지않은광범위한이상전파에코. 이상전파에코와스콜선의차이점이뚜렷하게보임

166 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 - 평균시선속도산출물에서이상전파의특징이상전파에코의속도값은몇몇예외를제외하고보통영에가깝다. 흔들리는나뭇잎, 파도, 차등은영이아닌값으로나타난다. 평균시선속도산출물에서걸러지지않은이상전파는영의값을가지는넓은영역내의고립된영이아닌좁은영역이나타나는특징을보인다. [ 그림 3.37] 스콜선뒤의걸러지지광범위한이상전파에코의속도자료. 광범위한영역에서속도가거의영을나타냄 - 스펙트럼폭산출물에서이상전파의특징이상전파에코의속도퍼짐은보통작아서스펙트럼폭값또한작다. 평균시선속도자료에서와같이예외가있다. 흔들리는나뭇잎, 파도, 차등에서큰스펙트럼폭값이나타난다. 스펙트럼폭산출물에서걸러지지않은이상전파에코는큰값을포함하는넓은영역에서의작은스펙트럼폭으로나타난다.

167 52 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 지형에코제거알고리즘현재기상청레이더에활용되는품질관리알고리즘은미국 NSSL에서개발한퍼지알고리즘을국내실정에맞게수정한것이다. 반사도, 시선속도, 스펙트럼폭의공간변동을계산하고이를퍼지소속값을환산및조합하는알고리즘이다. 도입초기에는반사도의수평변동 (TDBZ), 반사도의연직차 (VDZ) 의두퍼지변수를사용하였으나반사도의연직차값이가장효과적이라는연구결과에따라현재는반사도의연직차만을활용한다. 두퍼지변수는다음과같이정의한다. (3.18) (3.19) 여기에서 i는방위각방양의인덱스, j는게이트인덱스, k는고도각인덱스이다. 따라서 TDBZ는특정레이더픽셀을중심으로반사도의차이를나타낸다. VDZ 계산에서 ref는해당게이트, 방위각에서기준고도 (3~4km) 에해당하는고도각에서반사도이다. 그림 3.38은기준고도에서반사도값을도출하기위한고도각결정의모식도를나타낸다. 200km 이상의거리에서는 VDZ를이용한비강수에코의제거는어렵다. 각레이더픽셀에서계산한 VDZ값이임계값 (20) 을초과하면비강수에코로제거한다. [ 그림 3.38] 5 개의지형에코고도범위 ( 파란선이경계 ) 와정적보조지도의기본고도각

168 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 그림 3.39는소개된품질관리알고리즘을이용하여이상전파에코를제거한사례이다. 170km 이내에서는모든이상전파가제거되었지만원거리에서는이상전파에코가그대로존재한다. 이는원거리에서 VDZ가효율적이지못함을나타낸다. 그림 3.40도유사하게근거리에서는이상전파가효과적으로제거된반면원거리에서는제거되지않았다. 두경우모두기준고도를 2.5km를사용한경우이며 2.5km의고도에해당하는원거리서는 2.5km 고도에서값대신다음고도각을사용할경우원거리에서도이상전파가제거되었다 ( 그림 3.40 오른쪽 ). [ 그림 3.39] 품질관리알고리즘적용전 ( 좌 ) 과후 ( 우 ) 의반사도영상. 이상전파사례임 [ 그림 3.40] 품질관리알고리즘적용전 ( 좌 ) 과후 ( 중간 ) 의반사도영상. 이상전파사례임. 오른쪽그림은원거리에서기준고도각반사도대신위고도각의반사도를이용함

169 54 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 거리접힘풀기알고리즘 비중첩에코사례기상청에서는거리접힘풀기알고리즘이존재하지않아, 미국 ROC( 레이더운영센터 ) 에서활용하고있는알고리즘을설명하도록한다. 높은 PRF 모드가사용되고 R max 가짧을때, 첫번째왕복에서같은겉보기거리를차지하는에코가없는것처럼시선방향을따라에코를위치시킨다. 1 단계 : 진짜거리와가능한거리낮은 PRF로원거리자료가수집되고나면, 각목표물의거리와되돌아온강도를알게된다. 그러나, 속도값은작은최대관측속도를나타낸다. 낮은 PRF로관측한자료를이용하여각에코의위치를참고한다. 그림 3.41은낮은 PRF 관측하였을때레이더에코가각각 20, 90nm에위치한다. [ 그림 3.41] 시선방향을따라각목표물의거리와강도는낮은 PRF 모드에서관측됨 낮은 PRF로관측자료를이용하여같은시선방향에서높은 PRF 모드가사용될때각목표물이가지는겉보기거리를계산한다. 이경우, 높은 PRF는 60nm의 R max 를가진다. 두목표물에대한겉보기거리는 R max 내에있다 ( 그림 3.42). [ 그림 3.42] 높은 PRF 모드에서각목표물의계산된겉보기거리

170 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 높은 PRF 에서계산된자료를이용하여가능한다착에코 (Multiple Trip Echoes) 의거리를계산한다 ( 그림 3.43). 이렇게미리계산된자료와실제 관측자료를비교할수있다. [ 그림 3.43] 높은 PRF 모드에서 각 목표물의 겉보기및가능한거리. 거리들은높은 PRF 자료를수집하기전에결정되어짐 3 단계 : 접힘풀기 높은 PRF 자료가수신되면 속도 자료는정확하겠지만, 짧은 로인해, 2 단계 : 강도비교 높은 PRF가사용되어진경우, 만약어떤에코가같은거리빈에서 접혀 있는지의유무를계산한다. 만약접혀있다면두개혹은여러개에코들의 수신된강도를비교한다. 이경우, 에코들은 같은빈으로접히지 않고, 따라 서에코중첩도없다. 어떤에코는첫왕복에서를넘어서서접히게될것이다. 접힘풀기 단 계에서는높은 PRF 자료 ( 속도와스펙트럼 폭값 ) 와낮은 PRF 자료 ( 강도와 거리 ) 를매빈마다대조한다. 높은 PRF 자료에서속도값의겉보기거리는 낮은 PRF 자료에서같은거리를확인함으로써 검증된다 ( 그림 3.44).

171 56 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 [ 그림 3.44] 높은 PRF 자료의속도값의겉보기거리는낮은 PRF 자료의해당되는거리와비교됨 목표물 A의경우, 낮은 PRF 자료의동일한거리에서에코가존재하기때문에목표물 A는 20nm의거리에배정된다. 낮은 PRF 자료에서 30nm에목표물이없기때문에, 목표물 B의가능한거리는 60nm를더하여낮은 PRF 자료와비교한다 ( 그림 3.45). [ 그림 3.45] 높은 PRF 자료의속도값의겉보기거리는낮은 PRF 자료의그같은거리와비교됨

172 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 그림 3.46 은목표물 A 와 B 의최종거리할당을나타낸다. 거리접힘풀기알 고리즘은낮은 PRF 와높은 PRF 자료에서이러한빈과빈의비교를수행하 여높은 PRF 자료에적절한거리를할당할수있다. [ 그림 3.46] 기본속도와기본스펙트럼폭자료의거리할당

173 58 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 중첩된에코사례 이경우에, 시선방향을따라높은 PRF 모드에서같은거리빈에서접힌에 코와목표물이동시에존재한다. 단계 1 : 진짜거리와가능한거리이전경우처럼낮은 PRF 자료가한번수집되면시선방향을따라각목표물에대한강도와거리정보는알수있다. 그림 3.47은낮은 PRF로관측한경우로각각 20, 90nm에에코가존재한다. [ 그림 3.47] 시선방향을따라낮은 PRF 모드에서각목표물의거리를확인함 이경우목표물 A 와 B 의겉보기거리는높은 PRF 의 R max 를기반으로계산 한다. 그림 3.48 의경우 R max = 70nm 이므로실제거리가 20nm 와 90nm 인 A 와 B 의경우 20nm 의겉보기거리를가진다. [ 그림 3.48] 높은 PRF 자료가수집되기전에계산된높은 PRF 모드에서계산된겉보기거리, 에코 A 와 B 가중첩됨에주의

174 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 또한각목표물에대한다착에코의가능한거리를계산한다. 이계산결과 를이용하여높은 PRF 자료를수집하는경우모든가능한목표물거리는 사전에확인할수있다 ( 그림 3.49). [ 그림 3.49] 각목표물의높은 PRF 모드에서겉보기거리및가능한거리. 거리는높은 PRF 자료를수집하기전에결정되어진다. 반복된에코중첩을주의 높은 PRF 모드로자료를수집할때, 20nm의겉보기거리에있는자료값은목표물 A와 B 모두에서수신된신호로구성된다. 두목표물로부터펄스가동시에안테나에도달하였다. 관측된속도값은강도에가중치를두고계산한다. 따라서중첩에코와관련된속도자료는훨씬큰강도를가지는에코의대표값으로주어진다.

175 60 3 장레이더기상학기초 3.1 기상레이더기초이론 그림 3.50에서, 목표물 A와 B는독립적인신호로표시된다. 하지만이는오직우리의이해를위한것이다. 신호처리기는서로다른두목표물에서수신된사실을모르고, 거리빈에서가용한모든펄스를분석한다. 파란곡선은거리빈에서관측자료이며, 관련된속도값은 A보다 B를더대표한다. 이는목표물 B가 A보다훨씬더높은강도를나타내기때문이다. 속도값은강도에가중치가있기때문에다른것보다훨씬더큰강도를가지는목표물에 혼합된 또는관측된속도값을할당하는것은상당히정확한값을제공한다. 그러나, 큰강도 라는용어는정량화되어야한다. [ 그림 3.50] 목표물 A 와 B 에서의펄스가동시에레이더로돌아오기때문에하나의신호 ( 파란곡선 ) 로분석됨 2 단계 : 강도비교 낮은 PRF 자료에서, 두에코의수신강도는알고있다. db 단위로강도비 ( 낮은것분의높은것 ) 를다음과같이계산한다. (3.20) 강도비가임계치 ( 기본값이 5dB 이며바꿀수있는매개변수 ) 를초과하 면, 속도자료는더큰강도로돌아온에코에할당될것이고동시에다른 것은거리접힘에할당된다. 강도비가임계치를넘지못하면, 중첩된에코모두거리접힘 (RF) 에할당 된다.

176 3 장레이더기상학기초 기상레이더기초이론 3 단계 : 접힘풀기높은 PRF 자료가수집되면비중첩에코의예와같이, 높은 PRF 자료의겉보기및가능한거리는낮은 PRF 자료의실제거리와비교된다. 이예시에서, 목표물의파워비 (A/B) 가임계치를초과한다고가정한다. 두에코의거리는알고있기때문에, 혼합된속도값은 90nm의 B에할당될것이고, 거리접힘은 20nm의 A에할당될것이다 ( 그림 3.51). B의거리에할당된속도값은 A에의한수신에의해약간편향된다는것에주의하라. [ 그림 3.51] 에코중첩이발생한거리빈에서낮은 PRF 에서관측된두에코의비와임계치의비율에의하여속도값을 B 에할당하거나 A 에거리접힘 (RF) 을나타냄 거리접힘풀기알고리즘의장점거리접힘풀기알고리즘은높은 PRF에의하여최대거리를초과하는거리에서속도와스펙트럼폭자료의적절한거리를할당한다. 에코중첩이있을때, 중첩된에코의하나는강도비가임계치를초과한다면속도와스펙트럼폭자료가할당되고, 다른하나는거리접힘에할당되어질것이다. 거리접힘풀기알고리즘을사용하는것은낮은 PRF 모드로목표물거리를제대로결정하고높은 PRF 모드로속도와스펙트럼폭을더정확하게측정할수있게한다. 거리접힘풀기알고리즘의단점특정기상조건은다른조건보다거리접힘에더큰도움을준다. 시선방향을따라정렬된다수의에코가존재하는경우에는에코중첩이극대화되고, 따라서거리접힘자료또한최대가된다. 에코가중첩되었을때, 강도비가임계치를초과하지않으면속도와스펙트럼폭자료는사용할수없다. 이에코들은거리접힘에할당된다.

177 62 3 장레이더기상학기초 3.2 레이더강수추정 이절에서는레이더를이용한강수추정의기초에대해서설명한다. 상세목표는다음과같다. - 반사도 (Z) 와강우강도 (R) 의우적크기분포에대한의존성과 R과 Z관계의한계를파악하고자한다. - 레이더를이용한강우량추정과관련된 10가지잠재적인오차들을파악한다 레이더반사도 (Z) 와강우강도 (R) 레이더반사도 (Z) 반사도 (Z) 는돌아오는파워로추정하지만 우적크기분포를알고있다면직 접계산할수있다. 반사도는식 (3.20) 과같이우적크기분포에의존적이다. (3.21) 여기에서, Z[mm 6 m -3 ] 는반사도인자, D[mm] 는우적직경, N(D)[m -3 mm -1 ] 는단위부피 (1m 3 ) 내의주어진우적크기간격에대한우적 의개수를나타낸다. 식에의하며 Z는우적크기분포의 6번째적률, 즉우적직경의 6승에의존한다 계산의예레이더가 1mm의강수입자 729개와 3mm의강수입자가 1개를포함하고 있는단위부피 (1m 3 ) 를관측한다 ( 그림 3.52). 위의식을사용하여 Z 를다음 과같이구한다. [ 그림 3.52] Z 계산예시

178 3장레이더기상학기초 레이더강수추정 Z = 1458mm 6 m -3 이다 Z를 dbz로변환 Z (mm 6 /m 3 ) 값의 범위는매우크게나타나기때문에선형값 (mm 6 /m 3 ) Z는 현업에서거의 사용하지 않는다. 대신다음의식을이용하여 dbz로전환하 여사용한다. (3.22) Z 추정 따라서위예시에서 dbz값은와같이나타 낸다. 1mm 강수입자 729개와 3mm 강수입자 1개의반사도기여도는동일하다. 이것은 Z값의강수입자직경의 6승에대한의존성을잘나타낸다. 강수입 자직경의작은변화는매우큰값의반사도를변화하게한다. 레이더는수신되는파워만을측정한다. 수신된 파워와 Probert-Jones 레 이더방정식을이용하여반사도 Z를추정한다. 다른우적크기분포들이동 일한 Z 값을나타낼수있기때문에문제가발생하고, 이것은강우량추정 의정확도에영향을미친다.

179 64 3 장레이더기상학기초 3.2 레이더강수추정 강우강도 (R) 강우강도 (R) 은 Z 와는다른형태로우적크기분포에의존한다. R 은강수입 자의직경에따른낙하속도 (V f ) 에의존적이며관계식은식 (3.22) 과같다. (3.23) R 계산의예 여기에서, R[mmhr -1 ] 은강우강도, D[mm] 는강수입자의직경, N(D)[m -3 mm -1 ] 는단위부피 (1m 3 ) 내의주어진우적크기간격에대한우적 의개수, V f (D)[ms -1 ] 는직경에따른낙하속도를나타낸다. R 은우적직경 의 3승과입자의낙하속도에 비례한다. [ 그림 3.53] R 계산예시 N(D) = 600dropsm -3, D = 1mm, V f = 4ms -1 일때, 위식을 이용하여 강우강도 R을계산하면아래와같다. 단위를 mmhr -1 로전환하면,

180 3 장레이더기상학기초 레이더강수추정 같은반사도, 다른강우강도사례 반사도는같지만강우강도가다른아래두부피를살펴보자. [ 그림 3.54] 같은반사도, 다른강우강도예시 그림에서첫번째부피안에는낙하속도 4ms -1, 직경 1mm 의강수입자가 729 개존재한다. 반사도계산결과에의하면 Z 1 = 729 mm 6 m -3 이고이것 을 dbz 로변환하면 29dBZ 가된다. 첫번째부피의강우강도 (R 1 ) 는 5.59mmhr -1 이다. 두번째부피는낙하속 도 7ms -1 을가지는직경 3mm 의강수입자하나가존재한다. 반사도는 Z 2 = 729 mm 6 m -3 이며 29dBZ 로앞의결과와동일하다. 그러나강우강도 (R 2 ) 는 0.25mmhr -1 이다. Z 는동일하지만강우강도 (R) 은두관측부피에서크게다르게나타난다 같은강우강도, 다른반사도사례반대로, 두부피은동일한강우강도지만, 반사도가다르게나타날수도있다. 다음의그림에서첫번째부피는낙하속도가 4ms -1 인직경 1mm의강수입자가 600개를포함하고있다. R 1 = 4.57mmhr -1 이고 Z 1 = 600mm 6 m -3 (28dBZ) 이다. 두번째부피는낙하속도가 6ms -1 인직경 2mm 강수입자가 50개이다. R 2 = 4.57mmhr -1 이고 Z 2 = 3200mm 6 m -3 (35dBZ) 이다. 이는두번째부피가첫번째부피보다 5배나높은반사도값을나타낸다.

181 66 3 장레이더기상학기초 3.2 레이더강수추정 [ 그림 3.55] 같은강우강도, 다른반사도사례 유일하지않은 Z-R 관계식 Z는강수입자직경의 6승에비례하고, R은직경의 3승에비례한다. 하나의 Z값에따라여러가지 R값이존재하기때문에 Z-R 관계식은단하나의식으로표현되지않는다. 유사하게하나의 R값에대하여여러가지 Z값이존재한다 Z-R 관계식거리빈에서반사되어돌아오는파워의평균을계산하고레이더방적식을사용하여이값에서반사도를계산한다. R은관측된 Z로부터 Z-R관계식을통하여구한다. 강우의 종류에따라다르게사용할 수있는여러개의 Z-R 관계식이있다. Z-R관계식에매개변수를바꾸어필요로하는다른 Z-R관계식을사용할수있다. 어떤 Z-R관계식을선택하여도액체강수율 ( 강우율 ) 을평가한다. 1) 대류 Z-R 관계식 대류성 강수에는 2개의 Z-R 관계식을 사용할 수 있다. 첫 번째는여름철 심층 대류뿐만 아니라 일반적인 비열대성대류를위한것이다. 이관계식은 다음과 같다. (3.24) 두번째대류성강수의식은직경이작은입자들을많이포함하고있는열 대와 아열대사상에대한것이다. 이관계식은다음과같다. (3.25)

182 3 장레이더기상학기초 레이더강수추정 2) 층운형 Z-R관계식 층운형 강수에는 세 가지 Z-R 관계식이있다. 첫번째는모든일반층운형 강우를 위한것이다. 이는 Marshall-Palmer의 Z-R 관계식으로잘알려져 있다. (3.26) 남은두층운형강수의 Z-R관계식은겨울철강우와지형성강우를위한것 이다. 첫번째 겨울 층운형 Z-R 관계식은 다음과 같다. 두 번째 지형성강우 Z-R관계식은다음과같다. (3.27) (3.28) 적절한 Z-R 관계식의선택은강우추정정확도를향상시킬수있다. 그러 나이러한 Z-R 관계식 이외에도여러가지오차원인이존재한다 강우추정의 오차원인 몇몇잠재적인오차는 R의추정에영향을줄수있다. 본절에서는다양한 오차를세유형으로분류하여설명한다. 세유형의오차는 Z 추정오차, Z- R 관계식과관계된오차, 그리고빔전파효과에의한오차이다 Z추정 오차 1) 지형에코 (Ground Clutter) 필터로지형에코를제거하지않고 Z-R 관계식의입력자료로이용하면지 형에코가있는지역은강우를과대추정할것이다. 그리고필터링이지형에 코가없는지역에적용될경우기상에코의일부가제거되어그지역은강 우를과소추정할수있다. 따라서지형에코지역은필터를적용하고기상 신호를복원하여필터에의한효과를최소화하고기상에코지역은필터를 적용하지않아야한다.

183 68 3 장레이더기상학기초 3.2 레이더강수추정 2) 이상전파에코 (Anomalous Propagation Clutter) 이상전파에코가필터링되지않을경우, 강우량을과대추정한다. 이상전파가존재하지않는부분에필터링이적용될경우그부분은강우가과소추정된다. 지형에코와유사하게정확한강수추정을위해서는이상전파에코는필터링을적용하고기상에코는필터링이적용되지않아야한다. 3) 부분빔채워짐일반적으로부분빔채워짐은레이더로부터멀리있는기상에코에서발생한다. 레이더방정식의가정중하나는레이더빔을대기수상체가균일하게채우고있다는것이다. 그러나레이더빔이레이더로부터거리가멀어질수록넓어지기때문에이조건을충족시키기어렵다. 따라서멀리떨어져있는빔보다좁은목표물은실제보다크게나타난다. 이러한작은목표물로부터돌아오는파워는전체빔폭에서평균되어과소추정한다. 부분빔채워짐의결과는강우강도를과소추정하고강우지역을과대추정한다. 4) 젖은레이돔레이돔이강한강수또는부분적으로언비로인하여젖어있으면레이돔에의하여빔의감쇠가일어나기때문에강우를과소추정할수있다. 목표물에대하여낮게측정된파워는반사도와강우강도의과소추정을야기한다. 5) 하드웨어의보정하드웨어보정오차는강우추정에상당한오차를야기한다. 레이더는매볼륨스캔에대해서보정을수행함으로써정확한반사도와강우추정을할수있다. 보정값은일반적으로 db로나타낸다. 이값이 +/- 2dB가되면, 하드웨어에이상이발생하였다고판단하고정비를수행하는것이바람직하다. 볼륨스캔사이에보정값이크게변하면하드웨어오작동을나타낸다. 이때 Z와 R은과대 과소추정된다. 6) 언덕에의한강수차폐언덕에의한강수차폐혹은엄폐는그림 3.56에나타난것처럼고지대바깥쪽에있는지역의강우강도를과소추정한다. 부분차폐가발생하면지형구조를상세하게파악하여언덕에의해가로막히는총빔의비율을계산하여강우강도의보정을통상적으로적용할수있다.

184 3 장레이더기상학기초 레이더강수추정 [ 그림 3.56] 레이더빔을가로막는언덕에의한효과 Z-R관계식오차 1) 우적크기분포의변동성사용되는 Z-R관계식과관계된우적크기분포의변동은강우의과대 과소추정의원인이된다. 다른우적크기가동일한 Z값을나타낼수있으나사용된 Z-R관계식에따라계산된 R의값과실제강우강도는많은차이가있다. 예를들어 Z-R관계식은가정하는것보다큰빗방울의비율이많은적란운의경우에실제강우강도보다과대추정하는경향이있다. 마찬가지로, 가정된것보다작은입자들을포함하는층운형구름의경우에강우강도는과소추정된다. 2) 눈, 얼음, 혼합강우우박, 눈, 진눈깨비와혼합된강우는큰반사도값을가지게되고이는강우강도의과대추정원인이된다. 눈입자와얼음입자의굴절지수와낙하속도는빗방울과현저하게다르다. 눈에대해확립된 Z-R 관계식은비의관계식과는다르다. 전형적인관계식은 이다. 이관계식은 10cm 파장으로운영되는레이더가약한강설에민감하지않다는것을암시한다. 또많은강설과관련된천층구름관측시가장좋은결과를얻기위해서는매우민감하고좁은빔폭을가지는 3cm 레이더가유리하다

185 70 3 장레이더기상학기초 3.2 레이더강수추정 온화한기후에서, 빗방울의형태로지면에도달하는대부분의강수입자는원래구름속높은고도에서얼음이나눈입자로형성된것이다. 얼음이녹는고도로떨어질때얼음은외부표면이녹기시작한다. 녹는고도 (0 ) 바로아래의물로쌓여진얼음입자들은반사가강해져강한레이더신호를발생시킨다. 이를밝은띠 (Bright Band) 라부른다. PPI표출에서밝은띠는비정상적인강한강우링형태로보여지며광범위한층운형지역에서빈번히관측된다 ( 그림 3.57). [ 그림 3.57] 관악산레이더 2003 년 4 월 25 일에관측한밝은띠사례. 밝은띠의높이가변함을알수있음 적란운안의우박은그크기가매우커질수있다. 특별히표면이물로덮힌 일부우박들은매우큰반사도를가질수있다. 이러한신호는예보관들에 게악기상발생에관한매우중요한신호를제공한다. 그러나우박은강우강도를구하는데있어서좋은지표는아니다. 큰우박에의하여레이더빔의미산란이발생하여작업입자에서적용되는레일라이산란을따르지않게된다. 우박발생시보통정도의강우량을생성하지만반사도에대한특별한보정이없다면레이더는강우강도를과대추정한다.

186 3 장레이더기상학기초 레이더강수추정 빔전파효과오차 1) 강한수평바람구름아래에서강한수평바람은자료가관측된지점아래의지상지점이아닌떨어진지점에강수를내리게한다. 아래의그림에서지상우량계 A 위의스톰중심에서레이더반사도는 50dBZ이다. 강한수평바람이구름아래에존재할경우 A 지점위에있는강우는바람에의하여풍하측에위치하는우량계 B에떨어진다. 그러나우량계 B지점위에서관측된레이더반사도는 0dBZ이다. B지점위의영역에서레이더추정강우는 0이지만실제많은비가내린다. [ 그림 3.58] 레이더빔아래강한수평바람의효과 2) 레이더빔아래에서강수의증발과성장레이더빔고도가가장낮을때지표강우강도를정확하게추정할수있다. 그러나, 그림 3.59(a) 에나타난것처럼가장낮은고도각일지라도구름안에서 (L지역) 탐지된약간의강수는빔고도아래의건조한공기에의해증발될수있다. 이것은지표면 O에서강우강도의과대추정을야기한다. 극단적인예로꼬리구름 (Virga) 가있고이때구름에서레이더강우추정은비교적정확하지만, 지상에서는비가내리지않거나아주적게나타난다. 이증발의실질적인결과는특별히온난전선의앞쪽가장자리에서지표강수의시작시간에대한 1~2시간의예보오차이다. 이효과는레이더빔이지표위로수킬로미터떨어진원거리에서가장분명하게나타난다.

187 72 3 장레이더기상학기초 3.2 레이더강수추정 이것과반대의효과를보이는과정이그림 3.59(b) 에있다. 레이더빔아래쪽에서강수의저고도강화는흔히풍상측사면에나타난다. 약한비 (L지역) 가상층구름에서생성되어매우습하고구름이많은지표근처를통과하면, 낮은고도 (H지역) 에서강우강도가크게증가할수있다. 이것이강수량증대의 Seeder-feeder 기작이다. 레이더빔아래고도에서발생하는이러한병합은주로열대지역에서많이나타나지만한국의여러지역에서도나타난다. 열대기단의많은작은물방울들이병합하여지상으로떨어지기때문에레이더는강우를과소추정한다. 이러한현상은지형에코효과를피하기위해빔을높이송신할경우탐지가어렵다. 또한원거리에서가장낮은고도각스캔일지라도스톰의중심부분위를지날수있다. [ 그림 3.59] 상층구름아래에서강우강도의변화. (a) 레이더빔아래에서증발, (b) 레이더빔아래에서지형효과에의한강우량증가

188 3 장레이더기상학기초 레이더강수추정 우량계를사용한레이더강수량추정의보정레이더를이용한강우량추정은앞절에서언급한오차원인들에의해쉽게영향을받는다. 따라서관련된우량계값과이추정값을비교하여추정강우의정확도를향상하여야한다. 기상청에서는 RAR(Radar-AWS Rainrate) 을사용하여레이더추정강우를조정한다. RAR시스템은레이더관측주기인매 10분마다새로운 Z-R 계수를결정하여강우강도를추정한다. RAR 산출시스템의구성은레이더반사도자료처리, 우량계강수량자료처리와강우강도추정으로크게세부분으로구성되어있다. 먼저관측된반사도자료의품질관리를수행한후 1km의분해능을가지는 1.5km CAPPI를생성한다. 기상청에서운영한실시간우량계자료는 TRMM-GSP 알고리즘을이용하여강우강도 ( mmh ) 자료로변환한다. 마 지막으로각레이더에서 Z-R 계수를결정하고강우강도를추정한다. 1 그림 3.60 은진도레이더반사도자료에 RAR 를적용하여생성한개별레이 더 RAR 강우영상과기상청레이더의합성 RAR 강우영상을나타낸다. [ 그림 3.60] RAR 를이용하여산출한개별레이더강우 ( 좌 ) 및합성강우 ( 우 ) 영상

189 74 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 이절에서는 1) 시선속도신호를판별하는데사용되는기본원리, 2) 속도표출과연직바람프로파일의상관성, 3) 레이더속도산출물에서속도해석원리를적용하는법을설명한다. 관측된시선속도의해석을통하여다음의다양한정보를획득할수있다. a. 들어오는흐름, 나가는흐름 b. 일정한풍속과풍향 c. 바람의연직프로파일 d. 속도의최대값 e. 합류 (Confluence) 과분류 (Diffluence) f. 연직불연속 g. 경계면 대규모도플러속도패턴이절에서는청천대기뿐아니라강우가넓게퍼진사례에서큰규모의속도신호를해석할것이다. 다음절에서는대류스톰과관련된속도신호에중점을둔다. 먼저속도신호를해석하기에앞서유의할사항은다음과같다. - 속도산출물을해석할때실제속도가아닌시선속도가표출된다. - 부적절하게접힘이풀린속도와, 거리접힘은속도해석을방해할수있 다. 속도 PPI영상을해석할때, 우리는위에서콘을바라보고있는것이다 ( 그림 3.61). 따라서레이더중심에서부터멀어질수록고도가높아진다. 이원리를이용하여, 우리는하나의고도각에서얻어진속도 PPI로부터 3차원바람장을추정할수있다 ( 그림 3.62). 속도산출물을볼때, 실제로 2차원표출상에서 3차원바람의흐름을보는것이다. 따라서표출시각경사거리에해당하는높이를기록해놓으면도플러속도를해석하기쉽다

190 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 [ 그림 3.61] 디스플레이가장자리에서의경사거리는지상위의높이에해당함 [ 그림 3.62] 도플러레이더자료로부터얻어진삼차원흐름 시선속도시선속도 (Vr) 은물체의운동성분중레이더시선 ( 방위각 ) 방향과평행한방향의성분으로서정의된다. 이것은실제속도성분중레이더의시선방향을따라다가오거나멀어지는성분이다 ( 그림 3.63, 그림 3.64). [ 그림 3.63] 시선속도에대한모식도

191 76 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 도플러시선속도에관련하여기억해야할중요한원리는다음과같다. 1. 시선속도는항상실제목표물의속도와같거나작다. 2. 시선속도는목표물의움직임이레이더시선방향과일직선으로다가오거나멀어질때실제목표물의속도와같다. 3. 시선속도 0 값은목표물의움직임이시선방향과수직이거나, 목표물이움직이지않을때관측된다. 큰규모의대기흐름을관측할때, 레이더에나타난대부분의시선속도는실제대기의움직임보다작게나타난다. 이것은레이더로부터멀어지거나다가오는순환의요소만이실제로감지되기때문에스톰규모의회전성흐름에도적용된다 시선속도방정식 목표물의실제속도와레이더로관측된시선속도사이의관계는시선속도 방정식을이용하여수학적으로표현할수있다. (3.29) 여기서 Vr는시선속도, V는실제속도, β는실제속도 V와시선속도사이의작은각, cos는코사인이다. 각 β는레이더가바라보는각 ( 즉레이더시선방향또는방위각 ) 과실제표적의속도벡터 (V) 사이의두각중작은값이다. [ 그림 3.64] 표적의움직임이레이더빔과직교할수록 ( 수직과멀어질수록 ), β 값은증가 ( 감소 ) 한다. 목표물의움직임이레이더빔과완전히직교할때, β 는 90 도이고, 시선속도는 0 의값을가짐

192 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 β가 0 일때, 목표물의움직임은레이더의빔과평행하고, cosβ가 1이다. 목표물의시선속도 ( Vr ) 은실제목표물의속도 ( V ) 와같다. β가 90 일때, 목표물의움직임은레이더빔방향과수직이고, cosβ 는 0 이된다. 시선속도 ( Vr ) 는 0이고, 목표물의움직임에서레이더를향해움직이거나멀어지는요소는없다. 방정식 (3.28) 을통해속도가계산되면, 레이더로다가오는지멀어지는지에대한방향이결정되어야한다. 시선방향에대한실제바람성분의방향으로결정된다. 그림 3.64에서, 시선성분, Vr은레이더로다가오는방향이다. 따라서시선속도는 26kts가된다. [ 그림 3.65] 시선속도계산예시 다가오는속도 ( 차가운색 ) 가음수가되고, 멀어지는속도 ( 따뜻한색 ) 가양수가되는이유는처음도플러레이더가연직을향하는형태여서, 하강기류 ( 음의속도운동 ) 는레이더를향하는방향이었기때문이다. 산출물을해석하기전에항상산출물과관련된색깔규모 (Color Scale) 를참고해야한다. 그림 3.66은방정식 (3.29) 이삼각법에서어떻게나오는지를보여준다. 여기서실제바람벡터, 레이더시선방향과, 수직한성분은직각삼각형을이룬다. 또한그림 3.66에서실제바람은남풍이다. 레이더방위각은각사분면에서선택되었고, 실제바람벡터는레이더와평행한요소와수직인요소로분해하였다. 비록크기는다르지만, 남쪽의두사분면에서시선속도는다가오는방향이고, 북쪽두사분면에서는멀어지는방향이다.

193 78 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 [ 그림 3.66] 실제속도에서시선방향요소의방향결정 목표물의속도와레이더방위각사이의각도가커질수록, 관측된표적의실 제속도와, 속도산출물사이의백분율은작아진다. 표 3.4는 β와관측된실제목표물의속도와의백분율을나타낸것이다. 이것은코사인함수이기때문에선형관계를가지지않는다. 예를들면, β가 45 (0 와 90 의반 ) 이면실제속도의 50% 가아니라대략 70% 가시선속도가된다. [ 표 3.4] 관측된표적속도의백분율 β [degree] cos β 백분율

194 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 그림 3.67은레이더의속도관측능력과, 균일한서풍흐름에서관측자가관측할수있는시선속도를나타낸다. 바람이시선방향과평행하게불때, 바람의전체성분이관측된다. 시선방향이실제바람에대해수직이될수록, 시선성분은감소한다. 시선방향이바람과수직일때레이더는시선속도는 0으로표시한다. 그러나실제속도는변하지않는다. 이것이실제바람방향 / 속도에서멀어질수록색깔이변하거나, 속도가감소하는것처럼보이는이유이다 ( 그림 3.68). [ 그림 3.67] 회색화살표는실제바람, 녹색과빨간화살표는시선방향으로관측된요소를나타낸다. 검은화살표는레이더에서관측되지않는시선방향에수직인성분이다. [ 그림 3.68] 균일한서풍에대한시선속도패턴

195 80 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 풍향결정 풍향결정에유익한몇가지용어를정의한다. 영의속도 : 실제속도가영또는풍향이빔과수직인도플러 ( 시선 ) 속도등속도선 (Isodop) : 일정한도플러 ( 시선 ) 속도의선영의등속도선또는등도플러속도선 (Zero Isodop) : 도플러 ( 시선 ) 속도값이영인지점을연결한선 영의등도플러속도선은풍향을결정하는데사용한다. 한쪽에서불어오는방향, 다른쪽에서불어나가는방향을가지는영의등도플러속도선은바람이레이더빔에수직임을나타낸다. 영상에서가로지르는직선의등도플러속도선은보통모든층에서균일한방향의흐름을나타낸다. 바람방향이고도에따라변할때등도플러속도선을사용하면바람방향을 결정하는데도움을줄수있다. 다음은영의등도플러속도선을이용하여풍 향을결정하는방법이다. 1. 레이더로부터등도플러속도선의한점을향해레이더도부터시선방향으로선을그린다. 2. 시선방향을따르는선과수직인화살표를그린다. 불어오는방향에서나가는방향으로화살표를가리켜야한다. 3. 균일한흐름을가정하면이화살표는특정거리 ( 고도 ) 에서의바람방향을나타낸다.

196 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 충분한관측영역를가진경우방향을결정하기위해일정한거리 ( 고도 ) 에 서의최대접근 / 후퇴속도를이용할수있다. 위에서설명한방법이적용되지않는경우가많이있을수있다. 이경우다 음의두가지방법을결합하여사용하여야한다. 특정거리 ( 고도 ) 에서의풍속이균일한흐름이라면도플러속도가가장큰값 으로풍속을결정한다. 가장큰도플러속도는일반적으로영의등도플러속 도선으로부터 ±90 근처에서찾을수있다. 앞에서설명한영의등도플러속도선방법을사용함으로써, 임의의거리 ( 고도 ) 에서바람방향도결정할수있다. 영의등도플러속도선그자체가아니라, 레이더 ( 시선방향 ) 로부터그은직선에수직인화살표를그리는것이매우중요하다. 그림 3.69 는레이더로부터그려진직선과, 방향을나타내는화살표를보여 준다. 그림 3.70 은영의등도플러속도선분석을기초로하여전체영상에계산된 바람장을보여준다.

197 82 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 모든보여진레이더시선속도의영상에서레이더는중심에위치한다. 이영상에서거리링과관련하여, 첫번째거리링은저층의속도, 두번째거리링은중층의속도, 표출의가장자리는고층의속도를나타낸다. 거리링을볼때레이더로부터각링의거리와, 각거리링의평균고도각을알아야한다. 레이더로부터의거리및고도각에따라각거리링의높이가결정된다. [ 그림 3.69] 레이더로부터영등도플러속도선을그림. 그리고그지점에서시선방향과수직한화살표를그림 [ 그림 3.70] 화살표는각거리링에서의흐름을나타냄

198 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 1) 고도에따라일정한방향 그림 3.71에서, 영의등도플러속도선은표출을가로지르는흰색직선이다. 직선인영의등도플러속도선은일정한방향을나타낸다. 이경우풍향은지표면에서영상의가장자리까지동쪽으로부는균일한서풍이다. 이예는레이더에서모든영의등도플러속도선이모인다. 이것은풍속이항상일정함을나타낸다. 특정거리 ( 고도 ) 에대해서, 같은최대값의불어들어오는흐름과나가는흐름이존재한다. [ 그림 3.71] 균일한서풍흐름에서시선속도패턴. 직선의영의등도플러속도선은일정한방향을나타내고, 레이더에서수렴하는영의등도플러속도선은일정한속력을나타냄 2) 바람최대값 바람최대값은최대속도값근처에닫힌등도플러선에의해찾을수있다. 그림 3.72는첫번째와두번째거리링 ( 서쪽에서동쪽 ) 사이에서최대속도를나타내는닫힌등도플러선을보여준다. 영의등도플러선보다큰값은또한레이더에서모인다. 영상에서가장자리로갈수록풍속이줄어들며가장자리에해당하는높이에서는바람이없다. 그림 3.73은동에서서쪽으로직선에가까운영의도플러속도를가지는예이다. 이경우시선속도최대값주위에작은값의시선속도값을가지는저층최대바람이존재한다. 저층의바람은레이더근처에서대략 15kts이며반면멀어질수록 30-35kts로증가한다. 그러나시선방향으로레이더로부터계속멀어질수록속도가감소하기시작한다.

199 84 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 [ 그림 3.72] 상층에최대풍속이존재할때시선속도패턴. 레이더의서쪽과동쪽에닫힌등속도선이있음. [ 그림 3.73] 직선의영등속도선과상층에서최대풍속을가지는속도이미지의예

200 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 3) S 모양영의등도플러선의곡률은고도에따라풍향이바뀜을의미한다. 그림 3.74는영의등도플러선이 S 모양을가진다. 방향은레이더에서는남풍, 첫번째거리링에서는남서풍, 영상의가장자리에서는서풍으로변한다. 속도는지표에서부터최대표출된고도까지 36-49kts로일정하다. 이러한연직바람프로파일은바람이고도에따라시계방향으로회전함을 나타낸다. 기상학적인용어로이것을순전이라한다. 순전은전형적으로온 난이류를나타난다. [ 그림 3.74] 바람이고도에따라순전하는 S 모양의영등속도선패턴 그림 3.75는바람이고도에따라순전하는실제예이다. 레이더에서는북- 북동풍, 표출의가장자리로갈수록남풍으로풍향이바뀌는 S 형태의영의등도플러선을가진다. 따라서바람은전체층에서고도에따라순전한다. 또한바람의최대값이저층에존재함을알수있다.

201 86 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 [ 그림 3.75] 바람이고도에따라순전하는 S 형태의영등도플러선패턴을가지는실제대기예시

202 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 4) 역 S 형태그림 3.76에서영의등도플러선은고도에따라방향이변함을나타내는곡률을보이고있다. 바람은레이더에서남풍, 첫번째거리링에서는남동풍, 그리고표출의가장자리에서는동풍이다. 연직바람프로파일은바람이지표에서부터표출의최고고도각까지갈때반시계방향으로돌고있음을나타낸다. 기상학적인용어로이것을반전이라하며, 주로한랭이류가나타난다. [ 그림 3.76] 바람이고도에따라반전함을나타내는역 S 형태의영등도플러속도패턴

203 88 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 5) 분류 (Diffluence) 그림 3.77에서, 수평바람이모든층에서분류한다. 이경우표출을두부분 ( 위의반쪽과아래의반쪽 ) 으로나누어해석하는것이더쉽다. 위의반쪽에서방향은표면에서서풍, 표출의가장자리에서는남서풍으로변한다. 아래반쪽에서방향은표면에서는서풍, 가장자리에서는북서풍으로변한다. 이와같은패턴은레이더를통과하면서공기가퍼져나가는것을보여준다. 영의등도플러선이 활 형태를가지고활안쪽에불어들어오는흐름이존재한다. [ 그림 3.77] 활형태의영등도플러선과활안쪽에불어들어오는바람을가지는분류패턴 6) 합류 (Confluence) 그림 3.78에서흐름은모든층에서합류한다. 불어나가는바람이 활 모양의등도플러선의안쪽에있는것에주의해야한다. 합류지역의한예로그림 3.79를볼수있다. 호수효과에의한눈밴드가남서에서북동으로레이더를통과한다. 불어나가는바람이영의등도플러선의휜쪽에존재한다.

204 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 [ 그림 3.78] 영등도플러선이활형태를가지고, 불어나가는바람이활의안쪽에있는합류패턴 [ 그림 3.79] 레이더사이트를통과하는호수효과눈밴드를포함하는합류패턴의예

205 90 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 7) 기울어진바람최대값그림 3.80은남서쪽에서북동쪽으로영상을가로지르는바람을보여준다. 불어오는방향과나가는바람의최대값의위치에주목하자. 불어오는최대값은첫번째와두번째거리링사이에있고흘러나가는최대값은두번째와세번째거리링사이에있다. 이것은바람최대값이영상을가로지르면서고도에따라증가함을나타낸다. [ 그림 3.80] 바람최대값이기울어진형태의시선속도패턴. 들어오는방향과나가는방향의최대값이레이더로부터서로다른거리에있음. 따라서최대값이다른고도에존재함 8) 수평불연속 / 전선그림 3.81에서레이더의북서쪽에전선경계가존재한다. 영의등도플러선이표출의남동쪽 2/3 위에 S 형태로나타난다. 속도최대값은레이더의남서쪽과북동쪽에위치해있다. 전선뒷면북서쪽에또다른최대값이존재한다. 북서쪽의최대값은다른최대값들과 연결 되어있지않음을알아야한다. 그림 3.82 역시레이더의북서쪽에전선경계를가지고있다. 실제기상현상에서, 특히하나의볼륨스캔에서, 전선경계를보는것은항상쉽지않다.

206 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 [ 그림 3.81] 레이더의북서쪽에위치한전선 전선앞쪽에바람은남-남서에서부터불어들어온다. 이것은영상의북쪽반을통해불어나가는바람과연결지을수있다. 전선의위치는레이더의북서쪽에서불어들어오는바람과, 레이더에서불어나가는바람사이에분리된선을따라발견할수있다. 이경계는상층에서발견된다. [ 그림 3.82] 레이더의북서쪽에존재하는전선의예

207 92 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 그림 3.83에서전선경계는레이더위에서남서쪽에서북동쪽으로위치해있다. 바람은전선후면에서북서풍, 전선전면에서는남서풍이불어온다. 그림 3.84는레이더위쪽에위치해있는전선경계를포함하는속도그림의예이다. 불어들어오는바람은레이더의남쪽과서쪽에위치해있다. 풍속의급격한변화는경계의위치를나타낸다. [ 그림 3.83] 레이더위에전선이존재함 [ 그림 3.84] 레이더위의전선의예

208 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 그림 3.85에서전선은레이더의남동쪽에위치한다. 전선전면의바람은여전히남서쪽에서불어오고있다. 전선경계는레이더의남쪽에남-남서에서북-북서방향의영의등도플러속도선을따라위치하고, 영상의북동사분면에계속된다. 바람은레이더의중앙에위치한영의등도플러속도선의역 S 형태패턴으로보아, 전선후면에서반전하고있다. 그림 3.86은레이더의동쪽에서불어나가는바람의앞쪽가장자리를따라위치하는전선을나타낸다. 전선은이제영상을가로지르는남서의직선에뻗어있다. [ 그림 3.85] 전선은레이더의남동쪽에위치함 [ 그림 3.86] 레이더의남쪽에있는전선의예

209 94 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 요약 시선속도영상을볼때상층에서위쪽이북쪽인콘을보고있다. 바람의전체요소는오직시선방향과평행할때만관측된다. 바람이시선방향과수직일때시선속도는영이된다. 불어오는바람은음수이고차가운색으로정해진다. 불어나가는바람은양수이고따뜻한색으로정해진다. 만약균일한흐름장이라면, 특정거리 ( 고도 ) 에서의풍속은그고도에서가 장큰도플러속도로결정된다. 일반적인 S 형태의영의등도플러선은시계방향으로회전하는연직바람 프로파일 ( 순전 ) 을보이고, 일반적으로온난이류를나타낸다. 역 S 형태의영의등풍속선은반시계반향으로회전하는연직바람프로 파일 ( 반전 ) 을보이고, 일반적으로한랭이류를나타낸다. 불어오는바람이안쪽에있는활모양의영의등풍속선는발산을나타낸다. 불어나가는바람이안쪽에있는활모양의영의등풍속선은수렴을나타낸 다 스톰규모도플러속도패턴지금까지살펴본속도사례들은대규모시스템이다. 이절에서는스톰-규모의속도상에서수렴및발산구별법과스톰-규모의속도상에서저기압및고기압성순환구별법을설명한다. 또한식별된속도패턴과연관된중규모기상조건및위험요소를파악한다. 이러한작은규모의현상들은일반적으로겨우수개의거리게이트내에 나타나므로, 상대적으로고도각에서변화가작다 ( 그림 3.87).

210 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 [ 그림 3.87] 작은규모및큰규모의속도패턴. 레이더근방의큰규모의영등도플러속도선패턴과레이더북쪽과북서쪽의개별스톰에주목하라 레이더의위치작은규모에서자료를조사할때, 레이더에대해현상이어디에나타났는지를파악하는것이중요하다. 작은규모의회전이나수렴 / 발산형태를알아보기위해현업자는확대기능을사용하는데, 이경우표출상에서레이더의위치는중심이아니거나영상에나타나지않을수있다. 다음의세가지사항들을단독또는복합적으로사용하여레이더의위치를유추할수있다. 1) 레이더가중심인극좌표계격자를속도산출물에겹쳐나타냄으로써확대된영역의방위각 / 거리정보를보여줌 2) 원하는위치에마우스커서를놓고왼쪽버튼을누르면레이더로부터해당위치의방위각과거리가표시됨 3) 레이더로부터거리가멀어질수록인접하는게이트간의폭이증가함 수렴 / 발산순수발산이나수렴패턴을해석할때, 속도의양 / 음의최대값들이동일한방위각방향에서나타난다. 이때속도패턴이수렴인지발산인지는어떤최대값이레이더와가까운지에따라알수있다. 다음의예시에서레이더는속도장의남쪽에위치한다.

211 96 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 - 수렴 양과음의속도최대값들이같은방위각방향에위치하며, 후퇴하는속도의 최대값이레이더가까이나타난다 ( 그림 3.88). [ 그림 3.88] 순수수렴만존재할경우, 접근 / 후퇴속도최대값의위치. 레이더의위치는남쪽임 - 발산 양과음의속도최대값들이같은방위각방향에위치하며, 접근하는속도의 최대값이레이더가까이나타난다 ( 그림 3.89). [ 그림 3.89] 순수발산만존재할경우, 접근 / 후퇴속도최대값의위치. 레이더의위치는남쪽임

212 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 그림 3.90 은발산의실제사례로, 지면에도달한뇌우의다운버스트바로 후면의순환성방출흐름패턴과관련이있다. 이경우최대접근속도가최 대후퇴속도보다레이더에더가까이나타난다. [ 그림 3.90] 레이더의남서쪽에작은발산이존재함

213 98 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 선형수렴과발산 그림 3.88과 3.89는공간상의특정지점에나타나는순수수렴과발산의개념모델을나타낸다. 한예로그림 3.89의모델은단일스톰의다운버스트를가장잘묘사하며원형발산을유발한다 ( 이것은그림 3.90의실제사례에서도잘나타난다 ). 그러나수렴이나발산영역은직선형태로나타나기도한다. 그림 3.91을보면, 선형경계를따라넓은후퇴속도영역에수렴하는넓은접근속도영역이나타나있다. 그림 3.92에는접근속도와후퇴속도가선형의경계를따라발산한다. [ 그림 3.91] 순수선형의수렴만존재할경우, 접근 / 후퇴속도최대값의위치. 레이더의위치는남쪽임 [ 그림 3.92] 순수선형의발산만존재할경우, 접근 / 후퇴속도최대값의위치. 레이더의위치는남쪽임

214 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 그림 3.93 의사례를보면레이더의서쪽에불룩하게나온선형의수렴이 나타나는데이것은강한선형대류에동반되는돌풍전선을따라발생한것 이다. 이경우수렴영역이남 - 북으로길게늘어져나타난다. [ 그림 3.93] 레이더의서쪽에나타난선형수렴형태 회전 순수회전패턴을해석할때, 양과음의속도최대값들이레이더로부터동일한거리에나타난다. 접근최대값이속도장의왼쪽 / 오른쪽에위치하느냐에따라저기압성 / 고기압성회전인지구분할수있다. 다음의예시에서레이더는영상의남쪽에위치한다. - 저기압성회전 레이더의위치에서보면최대속도값들이같은거리상에위치하며, 접근속 도최대값이왼쪽에나타난다 ( 그림 3.94). - 고기압성회전 레이더의위치에서보면최대속도값들이같은거리상에위치하며, 접근속 도최대값이오른쪽에나타난다 ( 그림 3.95).

215 100 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 [ 그림 3.94] 순수저기압성회전의경우접근 / 후퇴속도최대값의위치. 레이더의위치는남쪽임 [ 그림 3.95] 순수고기압성회전의경우접근 / 후퇴속도최대값의위치. 레이더의위치는남쪽임

216 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 조합 다음의예시에서레이더는속도장의남쪽에있다. 레이더의위치에서본속도의최대값이나타나는위치를파악하여수렴또는발산, 저기압성또는고기압성회전을알아낼수있다. 예시에서양과음의최대속도는레이더로부터등방위각방향, 등거리에위치하지않는다. 앞서수렴과발산에대해논의한바와같이, 다음의영상들은스톰규모의 선형특징에초점을맞춰볼수있다. 그러나여기서나타난예시들은공간 상의한지점에초점을맞춘예이다. - 저기압성순환 그림 3.96 을보면후퇴속도최대값이레이더에가깝고 ( 수렴 ), 접근속도 최대값이왼쪽에나타난다 ( 저기압성 ). [ 그림 3.96] 저기압성수렴에대한접근 / 후퇴속도최대값의위치. 레이더의위치는남쪽임

217 102 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 - 저기압성발산 그림 3.97 을보면접근속도최대값이레이더에가깝고 ( 발산 ), 접근속도 최대값이왼쪽에나타난다 ( 저기압성 ). [ 그림 3.97] 저기압성발산에대한접근 / 후퇴속도최대값의위치. 레이더의위치는남쪽임 - 고기압성수렴 그림 3.98 을보면후퇴속도최대값이레이더에가깝고 ( 수렴 ), 접근속도 최대값이오른쪽에나타난다 ( 고기압성 ). [ 그림 3.98] 고기압성수렴에대한접근 / 후퇴속도최대값의위치. 레이더의위치는남쪽임

218 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 - 고기압성발산 그림 3.99 를보면접근속도최대값이레이더에가깝고 ( 발산 ), 접근속도 최대값이오른쪽에나타난다 ( 고기압성 ). [ 그림 3.99] 고기압성발산에대한접근 / 후퇴속도최대값의위치. 레이더의위치는남쪽임

219 104 3 장레이더기상학기초 3.3 레이더시선속도해석 단일스톰내스톰규모회전사례그림 3.100에서레이더는각패널의남남서에위치한다. 상단왼쪽패널 (0.5 ) 에는저기압성수렴이나타나며, 상단오른쪽패널 (1.8 ) 과하단왼쪽패널 (3.1 ) 은순수한저기압성회전에가깝다. 하단오른쪽패널 (10.0 ) 은스톰꼭대기에서나타나는발산으로보인다. 또한고도가높아지면서넓은영역의순환의축이기울어지는것과자료질문제 (1.8 영상의거리접힘과 10.0 영상의부적절하게접힘이풀린속도 ) 를볼수있다. 스톰에대한상대적평균시선속도산출물을이용하면기본속도에서스톰 의운동에의한성분이제거되기때문에한스톰내의순환및꼭대기의발 산을더쉽게파악할수있다. [ 그림 3.100] 한스톰을관측하였을때, 서로다른네고도각에대한 4 분면영상. 레이더는영상의남남서에위치하며, 작은규모특징들은고도에따라변화함

220 3 장레이더기상학기초 레이더시선속도해석 요약 수렴 : 양과음의속도최대값들이같은방위각방향에위치하며, 후퇴속도 최대값이레이더가까이나타난다. 발산 : 양과음의속도최대값들이같은방위각방향에위치하며, 접근속도 최대값이레이더가까이나타난다. 저기압성회전 : 레이더의위치에서보면최대속도값들이같은거리상에 위치하며, 접근속도최대값이왼쪽에나타난다. 고기압성회전 : 레이더의위치에서보면최대속도값들이같은거리상에 위치하며, 접근속도최대값이오른쪽에나타난다. 그림 을이용하여레이더의위치에따라레이더속도의특성이어떻 게변하는지살펴볼수있다. [ 그림 3.101] 레이더방위각이변함에따라작은규모의특징이어떻게바뀌는지보여주는예

221 106 3 장레이더기상학기초 연습문제 1. 레이더강우추정시영향을미치는오차원인들을기술하시오 2. 대기중 1m³ 를가지는부피내에서관측한강우입자의분포가다음과같이 3개의입자직경에서강우입자가존재할때강우강도 (mmh -1 ) 및레이더반사도 (dbz) 값을계산하시오. N(D=1mm) = 500m -3 N(D=2mm) = 200m -3 N(D=3mm) = 50m 우량계로관측한강우강도가 5mm/h 이고레이더로관측한레이더반 사도값이 34dBZ 일때관계식 Z=210R 1.47 을이용하여레이더강우를 추정시추정오차 (mm/h) 는얼마인가? 4. 레이더의빔폭이 1 도일때레이더에서 30km, 60km, 120km 떨어진 지점에서이레이더빔의폭을 km 단위로나타내시오. 5. R-Z 관계식이다음의세가지 를보일때레이더반사도보정오차 2dB때문에발생할수있는강수추정상대오차를구하시오. 6. S- 밴드레이더에서 PRF = 1200Hz 로강수를관측하였다. 최대관측거 리와최대관측속도 ( 나이퀘스트속도 ) 를계산하시오.

222 3 장레이더기상학기초 107 연습문제 7. 아래의 4개의 PPI영상에해당하는바람의연직프로파일을그리시오. 이때영상의가장자리에서관측고도는 6km이다. 또한초록색계통의색깔은레이더로접근, 붉은색계통의색깔은레이더로부터멀어지는현상을나타낸다.