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예원 강
7 years ago
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1 한국기상학회지 신선희 하경자 부산대학교 대기과학과 년 월 일 접수 년 월 일 승인 1. 대기 대순환 모형 (general circulation model: GCM) 에서 경계층 (planetary boundary layer: PBL) 모델 링의 중요성은 이미 많은 연구를 통해 입증되었다 (Troen and Mahrt, 1986; Holtslag and Boville, 1993; Hong and Pan, 1996). PBL은 기본적으로 지표와 대 기 사이의 열, 수증기, 운동량 그리고 여러 화학 성분 들을 교환하는 역할을 하며, 대기 운동 에너지의 큰 소산 항으로써 작용한다. 이러한 경계층의 지표-대 기 상호 작용은 대기-해양 플럭스 모수화가 장기 예 보와 기후, 해양 모형에서 상당한 영향력을 가지는 것과 같은 맥락에서 이해된다. 또한 경계층 과정은 층적운과 같은 저층운에 근본적인 영향을 미치며, 경계층 고도에서 시작되는 침투 대류의 발생 조건에 큰 영향을 미친다. 경계층 고도를 구름 저변으로 삼 는 침투 대류는 경계층 고도가 변함에 따라 저변 질 량 플럭스를 통해 대규모 강제의 변화를 받을 것이 며, 이렇게 발달하는 대류는 대규모 환경에 가변적 피드백을 주게 될 것이다 (Frank, 1983). 이는 대기 경계층이 역학과정 이외에도 대기 복사와 열수지 모 두에 중요한 요소임을 의미하는 것이다. 따라서 GCM이 강수, 운량, 지표 바람 등과 같은 기본적인 기후 성분들을 잘 모사하기 위해서는 이러한 경계층 과정들의 표현을 잘 정의하고 있어야 한다 (Randall et al., 1992; Cess, 1990 et al., Foster and Brown,

PBL은 기본적으로 지표와 대 기 사이의 열, 수증기, 운동량 그리고 여러 화학 성분 들을 교환하는 역할을 하며, 대기 운동 에너지의 큰 소산 항으로써 작용한다. 이러한 경계층의 지표-대 기 상호 작용은 대기-해양 플럭스 모수화가 장기 예 보와 기후, 해양 모형에서 상당한 영향력을 가지는 것과 같은 맥락에서 이해된다.

2 유동적인 경계층 고도와 개선된 경계층 모수화의 수행에 따른 대규모 모형에의 영향 1994). GCM에서 잘 조직된 경계층 구조를 모사하기 위 해 가장 원리적으로 접근하는 방법은 연직 고 분해 능 모형을 사용하는 것이다. 그러나 이것은 국지적 난류 모사에 있어 더 나은 근사식을 필요로 할 뿐 만 아니라 지표 플럭스에 근거하여 경계층 높이의 규모로 발생하는 비 국지 난류를 모의하는데도 더 적합한 방안을 요구한다. 관측과 이전 연구들에 의 하면, 비 국지 난류와 같은 큰 에디들은 중립 또는 불안정한 경계층에서 일괄되게 나타나고 경계층 난 류와 경계층 구조에 강한 영향을 미친다고 하였다 (Mourad and Brown, 1990; Etling and Brown, 1993, Robinson, 1991). 이에 큰 에디 모사를 위한 GCM 내의 연직 층수를 증가시킨다 하더라도, 그 분해능 은 여전히 큰 에디를 모사하기에는 너무 성기게 된 다 (Brown R A., 1994). 이러한 연직 고 분해능 접근 방식의 문제점 때문에 오히려 성긴 연직 격자 모형 에서 비 국지 난류를 개선하는 방법으로 물리적 모 수화 방안이 모색되어왔다. 비 국지 난류는 초기에 Troen and Mahrt (1986)에서 벌크 혼합항 (bulk-mixing) 혹은 역경도항 (counter -gradient)이라 불리었 으나 Holtslag et al. (1990)에서 비 국지 난류라 정의 되었다. GCM에서 경계층에 대한 연구는 대개 관측과의 비교 연구로 이루어지는데, 경계층 구조를 밝히기 위한 관측들이 대부분 지점 관측으로 이루어지기 때 문에 경계층에 대한 수평적인 전구 분포를 다룬 연 구는 부족한 상태이다. 관측과 모형 연구에서 Garratt et al. (2002)은 관측 자료와 대규모 모형에서 의 한 지점 값과의 비교 연구를 수행하였고, Randall at al. (1998)은 플럭스 관측과 위성 관측 자료를 이 용하여 두개의 대규모 기후 모형들과의 비교 연구를 수행하였다. 그러나 그들로부터 경계층 고도의 수평 분포에 대한 어떤 명확한 결론은 제시하지 못하였 다. Sanjay et al.(2002) 은 비국지 확산 방안에서의 경계층 고도의 모사가 인도 지역 강수 예보에 미치 는 영향을 연구하였는데, 관측과 비교해 더욱 정확 하게 모사된 경계층 고도가 강한 강수 지역을 예보 하는데 있어 정확도를 가져온다고 하였다. 또한 여 기서 인도 몬순 시기와 경계층 고도의 시 공간적 인 변동성을 제시하였다. Medeiros et al. (2004)은 UCLA 모형을 사용하여 경계층 깊이의 분포와 시 공간적 특성을 제시하였으며, 지역적으로 생성된 부 력 플럭스와 정적 안정도가 경계층 깊이를 제어한다 고 하였다. 본 연구에서는 경계층 내의 연직 분해능의 변화 없이 유동적인 경계층 고도를 GCM 내에 이행하도 록 하였으며, 일정하게 고정된 경계층 고도가 가지 는 경계층 내의 난류 모사를 개선하고 그 변화 과정 을 이해함으로써 앞으로의 모형 개선 방향을 찾고자 하였다. 이 연구에서는 기본적인 모형의 얼개와 유 동적인 경계층 고도를 이행하기 때문에 지역적으로 차별된 비국지 난류항을 고려하며, 그 결과 나타나 는 경계층 난류의 시간적 변화를 고려함으로써 지역 기후 모사에 미치는 영향을 살펴보고자 하였다. 2장 에서는 연구에 사용된 모형과 실험 설계, 그리고 개 선된 경계층 과정에 대해 논의하였다. 그리고 3장에 서 규준 모형이 가지는 기후 편차를 살펴본 후, 4장 에서 개선된 경계층 과정으로 인해 나타나는 모형 결과와 결론을 제시하였다 사용된 모형은 YONU AGCM Tr7 으로, 수평 격 자 간격 5 4 (경도 위도)의 구면 좌표를 사용하 고 있으며, 연직으로 σ-좌표를 사용하여 지표에서부 터 100 hpa 까지 전체 7개의 층으로 구성된 성긴 연 직 분해능을 가진 모형이다. 지표 (σ=1)에서는 운동 학적 경계 조건 (kinematic boundary condition)을 사용하고 꼭대기 (σ=0)에서는 공기 덩이가 그 경계 면을 가로지를 수 없음을 가정함으로써 이 두 연직 경계면에서 모두 σ =0 으로 처방된다. 연직 차분 방 안은 연직으로 전파하는 파의 분산 관계를 가장 잘 모사하는 것으로 알려진 격자 체계를 사용한다. 역학 과정에 대한 적분 시간 간격은 7.5분이며, 처 음 한번의 Matsuno 방안과 다음 일곱 번의 leapfrog 방안으로 한 기간의 적분이 진행된다. 이 8 단계가 한 주기를 이루게 되는데, 한 주기가 끝날 때마다 복 사 과정, 건조 및 습윤 대류 과정, 구름 및 강수 과정 그리고 지면 과정 등의 물리 과정이 계산된다. 수평

관측과 이전 연구들에 의 하면, 비 국지 난류와 같은 큰 에디들은 중립 또는 불안정한 경계층에서 일괄되게 나타나고 경계층 난 류와 경계층 구조에 강한 영향을 미친다고 하였다 (Mourad and Brown, 1990; Etling and Brown, 1993, Robinson, 1991).

3 한국기상학회지 신선희 하경자 및 연직 확산에 의한 아 격자 규모의 열, 수증기 및 운동량 수송 등의 계산을 수행하여 앞서 수행된 역 학 과정의 계산 결과를 보정해 준다. YONU AGCM은 물리적 과정 중 경계층 과정이 빈약하게 처방되어 있다. 안정도에 따라 지표 플럭 스가 계산되긴 하지만, 경계층을 지표 플럭스와 난 류가 강하게 연결된 혼합 층이라 가정하고 그 고도 를 모형의 최하 둘째 층의 윗 계면에 고정하였으므 로 일정한 경계층 고도가 유지된다. 또한 국지적 난 류만을 모사하며 높이와 바람의 함수로 연직 확산 계수를 결정함으로써 경계층 난류가 안정도에 민감 하게 반응하지 못한다. 본 연구에서는 유동적인 경 계층 고도의 이행에 따른 GCM의 민감도를 살펴보 고자 하였으므로 연구 목적에 따라 빈약한 경계층 과정의 보완으로 나타나는 효과를 보기에 본 모형이 적절한 것이라 생각하였다. 2.2 GCM에서의 경계층 모수화 방법으로 크게 세 가 지, 혼합층 모형 (Suarez et al., 1983; Randall et al., 1985)과 일차 종결 모형 (e.g. Louis, 1979), 그리고 고차 종결 모형 (e.g. Mellor and Yamada, 1982)을 생각해 볼 수 있다. 혼합층 모형 (mixed-layer model)은 PBL을 잘 혼합된 층으로 나타내고 평균류와 지표 플럭스를 이용하여 PBL 두께를 예측한다. 이 러한 형식은 PBL capping inversion을 잘 모사하며, PBL 상단과 자유 대기 사이의 상호작용을 잘 모사 하는 장점이 있다 (Moeng and Stevens, 2000). 또한, PBL의 내부 역학을 직접 계산하지 않고 오직 적분 된 효과만을 고려함으로써 PBL이 지표층과 같은 구 조를 가지는 단층으로 계산되어질 수 있게 하며, 나 아가 종결 가정에 대한 격자 분해능과 관련된 문제 점을 우회 할 수 있게 한다. 그러나 PBL 내의 어떤 중요 물리과정을 설명하기 어렵다는 단점이 있다. 1 차 종결 모형은 K-이론 (Troen and Mahrt, 1986) 또 는 국지 종결 모형으로 불리는데, 이는 오직 평균 변 수에 대한 예단 방정식만을 가진다. 방정식의 종결 을 위해 난류 플럭스를 모수화해야 하는데, 난류 플 럭스를 관련된 평균 변수의 국지적 경도와 연관시킨 다. 이러한 스킴은 불안정한 대류 경계층에 부적합 하다는 이론적인 설명이 제시된 후, 연직 확산에 대 한 비 국지 난류 효과를 포함하는 간단한 공식이 개 발, 사용되고 있다. 이는 다양한 크기의 에디 효과를 동시에 고려해 줄 수 있다는 장점과 부차적 예단 방 정식을 풀 필요가 없어 계산 시간이 절약된다는 등 의 장점이 있다. 하지만 에디 점성 계수의 연직 분포 자체가 아직 경험적인 방법에 많이 의존하여 개발되 었다는 문제를 안고 있다. 마지막으로, 고차 종결 모 형은 완전한 레이놀즈 응력 수송 방정식을 구성하여 푸는 방식으로 발전된 확산 모형으로부터 유래되었 다. 이는 대규모 모형에서 계산상 부하를 가져올 뿐 만 아니라 근본적으로는 국지 모형이므로 대류 경계 층의 경우 잘 혼합된 층의 연직 분포나 유입 효과 등 을 제대로 재현하지 못하는 단점을 갖고 있다. 따라 서 어느 방향이든 대기 경계층 모수화 개선이 필요 한 상황이며 꾸준히 많은 연구가 수행되고 있다. 본 연구에서는 K-이론을 사용한 경계층 모형을 나타내고자 하였다. 규준 모형의 빈약한 경계층 과 정을 보완하고자 지표 상태를 반영한 유동적인 경계 층 고도가 이행되도록 하였으며, 이를 통해 더 현실 적인 난류가 모사되도록 비 국지 난류 스킴을 사용 하였다. Fig. 1은 규준 모형 (CTL)과 경계층 과정의 개선이 이루어진 실험 모형 (EXP)의 경계층 구조를 나타낸 모식도이다. CTL이 경계층을 대류 경계층으 로 가정하여 경계층 고도를 저층 두 번째 층 상단 고 도로 고정하고 있는 반면, EXP는 지표 상태와 대기 안정도가 고려된 유동적인 경계층 고도를 모사하고 있다. 모형 적분은 SST 기후값을 처방하여 10 년 평 균하였고, 비교될 관측 자료로 온도와 비습 그리고 지표 플럭스 자료는 NCEP/NCAR 재분석 자료를 사 용하였으며 강수와 총 운량은 각각 CMAP 과 ISCCP 자료를 사용하였다. 2.3 경계 층 깊이의 규모로 일어나는 비국지 난류의 모수화와 대류성 강수의 요인인 대류운의 개선된 모 수화를 위해 경계층 고도 (h)가 임계 리처드슨 수의 함수로 진단되게 하였다. 이러한 가정은 Troen and Mahrt, (1986)에서 제시되었으며 이후 Vogelezang and Holtslag (1996)에서는 아래 식과 같은 모형 최

본 연구에서는 유동적인 경 계층 고도의 이행에 따른 GCM의 민감도를 살펴보 고자 하였으므로 연구 목적에 따라 빈약한 경계층 과정의 보완으로 나타나는 효과를 보기에 본 모형이 적절한 것이라 생각하였다. 2.2 GCM에서의 경계층 모수화 방법으로 크게 세 가 지, 혼합층 모형 (Suarez et al., 1983; Randall et al.

4 유동적인 경계층 고도와 개선된 경계층 모수화의 수행에 따른 대규모 모형에의 영향 어는 과소평가된 것일 수 있다. 그러므로 난류가 활 동하는 경계층의 깊이를 정확히 추정하기 위해서, 경계층의 꼭대기와 그보다 아래에 있는 고도, 그러 나 지표에서 충분히 벗어나 있는 고도 사이에서 각 각 바람과 가온위의 차이를 추정하고 이로써 리처드 슨 수를 추정해야 한다. 성긴 모형의 경우에는 경계 층 고도를 결정하기 위해 임의의 층 과 그 바로 위 의 층 사이에서의 벌크 리처드슨 수가 먼저 계산이 되고, 이것이 임계 리처드슨 수의 값보다 크면, 경계 층 고도는 인 층과 그 아래층 사이에서 선 형적인 내삽을 통해 구해진다. 이렇게 진단된 경계층 고도 (h)가 모형 내에 잘 모 사되도록 하기 위해, 다른 경계층 과정들의 수정 또 한 불가피 하였다. 기존 모형이 식 (2a)와 같이 국지 적 난류만을 고려함으로써 저층 대기에서의 온도, 습도 그리고 운동량을 연직으로 충분히 혼합하지 못 하는 점을 보완하고자 식 (2b)의 비 국지 항, 를 고려하였다. CTL과 EXP 는 각각 규준 모형과 실험 모형을 의미한다. 하층에서부터 모형 상층으로 변화되는 리처드슨 수 를 계산하여 임계리처드슨 수와 비교하여 결정된다. (1) 여기서 는 모형 최하 층 예단 고도,, 과 은 이 고도의 바로 위에서 추정된 수평 바람의 성분 과 가온위이다. 임계 리처드슨 수는 0.5 로 두었다. 대체로, 안정한 경우에 벌크 리처드슨 수는 임계 리 처드슨 수 보다 더 크고, 이 때 경계층 고도는 모형 최하층의 예단 고도로 가정된다. 그러나 경계층이 안정한 상태에서 바람 시어가 큰 경우에, 모사된 시 for CTL (2a) for EXP (2b) 여기서 는 성분 에 대한 연 직 플럭스이고, 는 연직 난류 확산 계수를 나타낸 다. 는 비 국지 난류 항으로써 경계층 고도 (h)의 규모로 지표 플럭스 를 혼합시 키는 역할을 한다. 또한 CTL에서 바람과 고도의 함수로만 결정되던 난류 확산 계수가 식 (3)과 같이 계산되도록 하였다. (3) 여기서 경계층 속도 규모로써 안정한 경우 지 표 마찰 속도와 모닝-오브코브 길이의 함수인 로 주어진다 (Ek and Mahrt, 1991). h 는 경계층 고도를 의미하며 는 2로 두었다. 그리고 와 은 열적 난류 혼합 길이와 플란들 수를 나 타낸다.

이렇게 진단된 경계층 고도 (h)가 모형 내에 잘 모 사되도록 하기 위해, 다른 경계층 과정들의 수정 또 한 불가피 하였다. 기존 모형이 식 (2a)와 같이 국지 적 난류만을 고려함으로써 저층 대기에서의 온도, 습도 그리고 운동량을 연직으로 충분히 혼합하지 못 하는 점을 보완하고자 식 (2b)의 비 국지 항, 를 고려하였다.

5 한국기상학회지 신선희 하경자 또한, 안정한 경우 야간 경계층에 대해, 우리는 Ha and Mahrt (2002) 에 따라 다른 난류 확산 계수 를 사용하였다. Z-less 난류 혼합은 국지적이지만 격 리된 난류뿐만 아니라 쉬어에 의해 생성된 난류를 고려한다. (4) (5) 여기서 는 리처드슨 수이며, 무차원 상수인 c 1, c 2 와 c 3는 각각 8.5, 0.15 그리고 3.0으로 두었다. 이러 한 경계층 모수화 방법에 대한 더 구체적인 설명은 Ha and Mahrt (2001)에 제시된 바 있다. 3. GCM의 결과는 복합적인 역학, 물리 과정의 산물 로써 여러 이론적 가설을 위한 가정이나 부적절한 모수화 과정 그리고 복합적인 계산상 에러들이 중첩 되어 발생하는 모형 오차들을 포함한다. 따라서 연 구 목적에 따른 실험 결과의 효과를 파악하기 위해 규준 모형이 가지는 모형 오차를 살펴볼 필요가 있 으며, 이를 기후 편차라 하였다. Fig. 2 는 온도와 비 습에 대한 기후 편차의 연직 단면도를 나타낸 것으

0으로 두었다. 이러 한 경계층 모수화 방법에 대한 더 구체적인 설명은 Ha and Mahrt (2001)에 제시된 바 있다. 3.

6 유동적인 경계층 고도와 개선된 경계층 모수화의 수행에 따른 대규모 모형에의 영향 로 상단의 그림은 연평균 분포이며 중간 그리고 하 단의 그림은 각각 1월과 7월 평균 분포이다. 연평균 분포에서 규준모형은 적도 지역을 제외한 대부분의 하층 대기를 차게 모사하며, 남반구 극 지역 하층 대 기를 따뜻하게 모사한다. 특히 고위도 하층 대기의 온도 편차는 약 4 K 이상 나타나며, 상층 대기의 지 역간 온도 편차는 10 K 이상으로 크게 나타난다. 비 습 분포에서 규준모형은 지표에서부터 850 hpa 까 지 건조한 하층 대기를 모사하는 반면 저위도 중 상층 대기에 습윤역을 나타낸다. 저위도 하층 대기 의 음의 편차는 최대 2.5 g/kg 이상에 달하며 그 상 부에서 나타나는 양의 편차는 0.4 g/kg 이상까지 나 타난다. 따라서 본 연구에서 초점을 둔 PBL이 전반 적으로 차고 건조하게 모사됨을 알 수 있다. 이러한 기후 편차의 계절적 변동성을 살펴보기 위해, 1월과 7월의 월평균 분포를 살펴보았다. 대기 중 하층에 서의 온도에 대한 음의 기후 편차(-4 K 이하 부분)가 겨울 반구에서 확장되어 나타나며, 적도 중 하층 대기에서의 온도에 대한 기후 편차가 가장 적게 나 타나는 대류가 활발한 지역(0 K를 중심으로 색칠되 지 않은 부분)이 계절에 따라 여름 반구로 이동됨을 볼 수 있다. 이는 규준 모형이 경계층을 대기 안정도 를 고려하지 않고 일괄적으로 대류 경계층으로 가정 함으로써, 강한 대류 혼합층이 형성되는 저위도 지 역에는 적합하지만 특히 고위도 극 지역에서의 안정 경계층에서는 부적합하기 때문인 것으로 사료된다. 비습에 대한 계절 변동성을 살펴보면, 대기 하층에 서의 음의 기후 편차(2.0 g/kg 이하 부분)가 다소 여 름 반구로 치우쳐 나타나는데, 이는 ITCZ 강수 밴드 의 이동과 연관된 것으로 보인다. 또한 대기 중층에 서의 양의 기후 편차(0.4 g/kg 이상 부분)가 여름 반 구에서 확장, 강화되는 것을 볼 수 있다. 본 연구에서는 이러한 모형의 기후 편차를 빈약 한 경계층 과정과 지표 과정으로 인해 비롯된 문제 로 보았으며, 경계층 과정의 개선으로 앞서의 기후 편차를 개선시킬 수 있을 것이라 생각했다. 실질적 인 난류 구조와 유동적인 경계층 고도를 모사함으로 써, 이것이 대규모 모형 모의에 미치는 영향을 살펴 보고자 하였다. 따라서 경계층 고도의 시 공간적 인 분포와 경계층에서의 난류 구조가 잘 모사되는지 를 평가하고, 이러한 경계층 과정의 향상이 모형 결 과의 전반적인 향상을 가져오는지 살펴보았다. 4. 지표 플럭스와 경계층 난류 구조를 고려하여 모 사된 유동적인 경계층 고도가 시 공간적으로 진단 되었다. Fig. 3는 모형에서의 지면 타입을 나타낸 것 이며, 그림 내 십자 모양은 경계층 과정의 일변화를 살펴보기 위해 선택된 지점을 표시한 것이다. 위도 나 지표 타입과 같은 다른 지면 조건을 가지는 곳에 서의 경계층 고도의 일변화를 비교해 봄으로써, 유 동적인 경계층 고도가 모형 내에서 잘 모사됨을 보 이고자 하였으며, 수평 분포뿐만 아니라 시간에 대 한 안정도 또한 잘 고려하고 있음을 확인하고자 하 였다. 4.1 Fig. 4는 각 지점에서 모사된 연 평균 경계층 고도 의 일변화를 나타낸 것으로, 낮 동안 경계층 고도가 증가하고 야간에 감소하는 일변화 패턴을 잘 나타낸 다. 이는 일출과 함께 일사량이 증가함에 따라 대기 저층이 가열되고, 연직 혼합이 발달함으로써 경계층 고도가 증가, 최대가 되며, 일몰과 함께 대기 저층이 냉각되고 경계층 고도 또한 급속히 감소함을 의미한 다. 경계층 고도는 위도와 지표 타입과 같은 지면 상 태에 따라 일변화 강도가 각기 다르게 나타나는데, 특히 지표 열원의 하나인 티벳 고원의 사막 지대 (i1)

5 g/kg 이상에 달하며 그 상 부에서 나타나는 양의 편차는 0.4 g/kg 이상까지 나 타난다. 따라서 본 연구에서 초점을 둔 PBL이 전반 적으로 차고 건조하게 모사됨을 알 수 있다. 이러한 기후 편차의 계절적 변동성을 살펴보기 위해, 1월과 7월의 월평균 분포를 살펴보았다.

7 한국기상학회지 신선희 하경자 에서는 약 2.3 km 에 달하는 연평균 최대 경계층 높 이를 나타낸다. 같은 지면 타입이라 할지라도 저위 도 인도 대륙에 위치한 i3에서의 일변화가 약 2 km 로 나타나는 반면 중위도 지역인 j에서는 약 0.5 km 로 일변화가 작게 나타난다. 해양 (i7, i5, g) 에서의 경계층 고도와 지표 플럭스의 일변화를 살펴보면, 약 1 km 이하의 일정한 경계층 고도를 유지함으로 써 일변화가 두드러지게 나타나지 않음을 확인 할 수 있다. 해양에서의 이러한 일변화는 모형 내 해수 면 온도가 시간에 따라 진단되지 않고 월별 일정한 값으로 주어지기 때문인 것으로 사료된다. 이러한 경계층 고도 일변화의 계절 변화를 살펴 보았다. Fig. 5은 일변화가 뚜렷이 나타나는 육상에 서의 경계층 고도를 나타낸 것이며, 그림 내 굵은 진 회색 실선은 연 평균값을 나타낸 것이다. 각 지면 타 입에 따라 월 평균 경계층 고도는 약 1.5 km 에서 3 km 까지 계절적 변동을 보이며, 전반적으로 하절기 에 최대가 되고 동절기에 최소가 되는 변화 양상을 나타낸다. 이는 지면 타입에 따라 발생하는 지표 플

해양에서의 이러한 일변화는 모형 내 해수 면 온도가 시간에 따라 진단되지 않고 월별 일정한 값으로 주어지기 때문인 것으로 사료된다. 이러한 경계층 고도 일변화의 계절 변화를 살펴 보았다. Fig.

8 유동적인 경계층 고도와 개선된 경계층 모수화의 수행에 따른 대규모 모형에의 영향 럭스의 강도를 경계층이 잘 반영하여 경계층 고도를 모사하기 때문인 것으로 생각된다. 해양에서의 계절 변화는 대륙에 비해 크게 나타나지 않았는데, 그림 으로 제시하진 않았지만 약 0.5 km 이내의 변동을 나타내었다. 4.2 유동적인 경계층 고도의 결정과 함께 안정도에 따라 다양한 크기로 발생하는 비 국지 난류 혼합이 고려되었다. 그 결과 경계층 내에서 난류 구조가 잘 모의되는지 살펴보기 위해 한 지점에서의 지표 리처 드슨 수와 연직 확산 계수의 시간 변화를 살펴보았 다. Fig. 6 과 Fig. 7 은 대륙에서의 지표 리처드슨 수 와 연직 확산 계수의 시간 변화를 살펴본 것으로, Fig. 3에 표시한 중위도의 경작지 j 와 아열대 인도 대륙의 사막 지대인 i3에서의 모형실험 결과를 나타 낸 것이다. 좌측의 두 그림은 CTL 에 대한 것이고 우측의 두 그림은 EXP 에 대한 결과이다. CTL 에서 지표 안정도가 12 UTC를 기점으로 불안정에서 안 정으로 그 상태가 변화함에도 불구하고 연직 확산은 일정한 성층을 이루며 50 m 2 s -1 의 강도를 유지하고 있다. 이는 지표 안정도에 따라 발생하는 지표 플럭 스가 경계층에서의 난류 혼합에 전혀 반영되지 못한 다는 것을 의미하며, 경계층 난류가 일정한 강도를 유지함으로써 대기 상태의 변화를 모사하지 못함을 의미한다. 그러나 EXP 에서는 지표 안정도가 변화 함에 따라 연직 확산의 강도가 변화하는데, 낮 동안 50 m 2 s -1 이상의 연직 확산이 나타나며 최대 100 m 2 s -1 에 달한다. 이러한 연직 확산의 구조는 CTL과는 달 리 공간적으로 유동적임을 알 수 있다. 이는 지면 과 정의 영향이 경계층 난류 모사에 감안된 결과로써, 비 국지 난류의 모사로 인해 다양한 크기의 난류 혼 합이 모사됨으로써 더욱 현실적인 경계층 난류 구조 를 나타내는 것이라 사료된다. 또한 EXP 에서는 일 정하게 유지되던 경계층 고도가 지표와 경계층 난류 구조의 변화에 따라 유동적으로 나타나게 된다. 이러한 경계층 구조의 시간 변화가 지면 타입에 따라 다르게 모사되는 지표 온도나 플럭스 강도의 차이를 잘 반영하는지 살펴보기 위해, 사막 지역인 i1에서의 난류 강도의 일변화를 살펴보았다 (Fig.7). EXP 에서의 경계층 난류 구조가 CTL 에 비해 급격 한 안정도 변화를 더욱 민감하게 나타남을 볼 수 있 다. 이는 경계층 난류 구조와 경계층 고도가 지표 특 성을 잘 반영하며, 공간적으로도 유동적인 일변화 구조를 나타냄으로써 더욱 현실적인 경계층 과정 을 모사함을 의미한다. Fig. 8는 열대 해양 지점인 GATE(g)에서의 시간 변화를 살펴본 것이다. 두 실

7 은 대륙에서의 지표 리처드슨 수 와 연직 확산 계수의 시간 변화를 살펴본 것으로, Fig. 3에 표시한 중위도의 경작지 j 와 아열대 인도 대륙의 사막 지대인 i3에서의 모형실험 결과를 나타 낸 것이다. 좌측의 두 그림은 CTL 에 대한 것이고 우측의 두 그림은 EXP 에 대한 결과이다.

9 한국기상학회지 신선희 하경자 험 결과에서 전 시간에 걸쳐 불안정한 지표 상태를 나타내며, 이와 함께 연직 확산 또한 일정하게 나타 남으로써 경계층 고도의 일변화가 두드러지게 나타 나지 않는다. 대기-해양 플럭스 모수화가 장기 예보 와 기후에 큰 영향력을 미치는 것을 감안할 때, 이러 한 해양 경계층의 처리는 시급히 개선되어야 할 것 이다. 4.3 Fig. 9은 월별 연평균 경계층 고도의 수평 분포를 나타낸 것으로, 연 평균 경계층 고도는 753 m 이고, 최저 182 m 에서 최고 1437 m 까지 다양한 경계층 고 도의 분포를 나타낸다. 연 평균 경계층 고도의 값이 다소 낮게 나타나는 것은 경계층 고도의 일변화와

대기-해양 플럭스 모수화가 장기 예보 와 기후에 큰 영향력을 미치는 것을 감안할 때, 이러 한 해양 경계층의 처리는 시급히 개선되어야 할 것 이다. 4.

10 유동적인 경계층 고도와 개선된 경계층 모수화의 수행에 따른 대규모 모형에의 영향 계절 변화가 매우 커서 그 평균값이 완화되어 나타 나기 때문이다. 비교적 찬 지면을 가지는 고위도 지 역에서 500 m 이하의 낮은 경계층 고도가 나타나며, 아열대 해양과 대류가 활발한 대류 지역에서 높은 경계층 고도가 나타난다. 이러한 경계층 고도의 수평 분포가 지표 플럭스와 어떤 관계를 가지는지 살펴보 기 위해, 강한 현열 플럭스가 발생하는 곳 (60 Wm -2 ) 과 강한 잠열 플럭스가 발생하는 곳 (120 Wm -2 )을 표 시하였다. 강한 현열 플럭스는 아프리카 대륙, 북아 메리카 대륙, 인도와 중국 남부, 그리고 호주 서부 등 대륙에서 나타나는데, 이는 대륙에서의 높은 경계층 고도가 나타나는 지역과 일치한다. 이는 진단된 경 계층 고도가 지표 현열 플럭스를 잘 반영한 결과라 할 것이다. 반면, 강한 잠열 플럭스는 아열대 해양에 집중되어 나타나는데, 이를 해양에서의 높은 경계층 고도 지역과 연관시키기는 쉽지 않다. 경계층 고도 와 지표 플럭스의 상관관계를 살펴본 결과, 대륙에 서의 경계층 고도는 현열과 잠열에 대해 각각 0.9 와 0.64의 상관계수를 나타내었고 해양에서는 각각 0.1 이하의 낮은 상관계수를 나타내었다. 이는 잠열 플 럭스가 수증기 공급으로 부력에 일부 기여하긴 하지 만, 대기 불안정에 기여하는 것은 현열 플럭스의 역 할이 큼을 의미하며, 해양에서의 경계층 고도가 진 단된 지표 플럭스 보다 일정하게 주어지는 해수면 온도에 민감하게 반응하는 것으로 보인다. 경계층 고도의 계절적 변동을 살펴보기 위해 1월 과 7월 평균 분포를 나타내었다 (Fig.10). 가장 큰 특 징은 대륙에서의 계절 변동이 1 km 이상으로 뚜렷 이 나타난다는 것이다. 그리고 약 1.5 km 에 달하는 높은 경계층 고도가 여름 반구의 대륙에서, 겨울 반 구 해양에서 나타남을 볼 수 있다. 경계층 고도의 이 러한 계절 변화에 따라 대륙에서의 현열 플럭스와의 상관계수 또한 1월과 7월에 각각 0.76 과 0.92를 나 타냄으로써, 대륙에서의 여름철 강한 현열 플럭스와 그에 따른 높은 경계층 고도를 나타내었다. 5. 유동적인 경계층 고도의 이행에 따른 실험 결과, 1300 m의 일정한 높이를 유지하던 경계층 고도가 안정도가 고려됨에 따라 전체적으로 낮아지는 경향 을 보였다. 특히 안정한 양극 지역에서 경계층 고도 가 약 800 m 감소하였고, 대류가 활발한 적도와 아 열대 지역에서의 경계층 고도는 400 m 내외로 감소 폭이 다소 작게 나타났다 (Fig. 11). 시간에 따른 경 계층 고도의 일변화와 계절변화가 매우 크게 나타남 을 감안한다면, 연평균 경계층 고도의 전체적인 감 소는 수긍되는 것이라 하겠다. 이러한 유동적인 경계층 고도의 효과와 개선된 경계층 모수화의 변화가 대규모 항에 미치는 영향을 살펴보았다. Fig. 12은 연직 속도 (오메가)에 대한 기

강한 현열 플럭스는 아프리카 대륙, 북아 메리카 대륙, 인도와 중국 남부, 그리고 호주 서부 등 대륙에서 나타나는데, 이는 대륙에서의 높은 경계층 고도가 나타나는 지역과 일치한다. 이는 진단된 경 계층 고도가 지표 현열 플럭스를 잘 반영한 결과라 할 것이다.

11 한국기상학회지 신선희 하경자 후 편차와 두 모형실험 결과의 차이를 나타낸 것이 다. CTL이 경계층을 대류 경계층으로 가정함으로써 경계층 내의 연직 속도를 전반적으로 강하게 모의함 을 볼 수 있다. 적도대기와 위도 60 S 를 제외한 대 부분의 하층대기의 연직 속도가 강하게 나타나며, 특히 고위도 지역에서 그 편차가 크게 나타난다. 안 정도 고려 효과로 인해 이러한 연직 속도의 편차가 감소함을 볼 수 있는데, EXP 의 남반구 극 지역에 나타나는 강한 연직 속도가 상당히 감소하며 북반구 극 지역 하층대기에서의 음의 편차 또한 감소함을 볼 수 있다. 이는 CTL의 경계층에서 연직 확산이 일 정하게 강하게 모의되는데 반해 EXP 에서의 연직 확산은 안정도가 고려됨으로써 양 극 지역의 안정한 지표 상태를 고려한 경계층 성질이 고려하기 때문인 것으로 사료된다. 그러나 적도 지역에서 하층 대기 에서의 양의 편차는 여전히 개선되지 않으며 850 hpa 상단에 그 편차가 더욱 강해지는데, 이는 개선 된 모형이 적도 해양 경계층을 더 안정화시키기 때 문인 것으로 보인다. 이는 또한 해양-대기의 상호작 용을 모사할 필요성을 제시하는 것이라 하겠다. 계 절적 변화를 살펴본 결과 (그림으로 제시하진 않았 다), 북반구 겨울 반구에서 편차가 크게 나타났고 이 에 따른 개선 정도 또한 크게 나타났는데, 이는 지표 플럭스와 경계층 난류 그리고 경계층 고도의 계절적 변화가 북반구 대륙에 확연히 나타났던 것과 같은

안 정도 고려 효과로 인해 이러한 연직 속도의 편차가 감소함을 볼 수 있는데, EXP 의 남반구 극 지역에 나타나는 강한 연직 속도가 상당히 감소하며 북반구 극 지역 하층대기에서의 음의 편차 또한 감소함을 볼 수 있다.

12 유동적인 경계층 고도와 개선된 경계층 모수화의 수행에 따른 대규모 모형에의 영향 이유일 것이다. Fig. 13는 온도와 비습에 대한 두 모형 간의 차이 를 연직 단면도로 나타낸 것이다. 경계층에서의 안 정도 효과가 고려됨으로써 양극 지역 하층 대기의 기온 편차가 감소함을 볼 수 있다. 이는 겨울 반구 극 지역에서 뚜렷이 나타나는데, 이것은 모형이 가지는 온도의 기후 편차를 감소시키는 결과를 가져온다. 또한 낮 동안 대기가 불안정한 경우, 수증기의 공급 이나 열의 공급이 경계층 내에서 빠르게 일어나고 지표에서 대기로의 연직 혼합이 매우 강하게 모의되 는데 이는 지표에서의 음의 온도 편차를 가중시키는 결과를 가져온다. 비습 분포를 살펴보면, 저위도 대 기 중층에서의 양의 편차가 다소 감소하나 대기 하 층에서의 음의 편차는 다소 증가함을 볼 수 있다. 이 는 지표로부터 대기로의 수증기 공급에 있어 대기 상층으로의 연직 확산이 더욱 가중됨으로써 하층 대 기를 더욱 건조하게 만들기 때문이다. 온도의 분포 와는 달리 비습 분포의 변화량이 적도를 비롯한 저 위도 하층에 집중되어 나타나는 것은 습기를 제공하 는 증발량이나 강수의 분포가 저위도에 집중되어 나 타나기 때문인 것으로 생각된다. 이러한 습기 분포 의 변화는 기존의 모형이 가지는 습기에 대한 기후 편차를 오히려 더 증가시키는 경향이 있는데 이러한 음의 편차가 어떤 요소에 크게 영향을 받는지 보기 위해 dq/dt=e-p 에 따라 강수와 잠열 플럭스에 대한 기후 편차를 살펴보았다 (Fig. 14). 적도와 남반구 해 양을 제외한 거의 모든 지역에서 잠열 플럭스가 과 소 모사되는데, 이는 지표에서 대기로의 습기 제공 이 매우 적게 일어남을 의미한다. 또한 잠열 플럭스 가 관측에 비해 적게 일어남에도 불구하고 강수가 다소 많아지는 아열대와 북반구 중위도 지역은 대기 가 건조해 질것이라 생각되는데, 이는 비습에 대한 기후 편차에서 확인할 수 있다. 두 실험 간의 차이를 살펴보면, 50도 이하의 위도에서 잠열 플럭스가 증 가하는데 이는 지표에서 대기로의 수증기 공급이 증 가함을 의미하지만 이와 함께 강수량 또한 증가함으 로써 비습에 대한 기후 편차를 개선시키지는 못하는 것 같다. 따라서 습기에 대한 모형의 기후 편차를 감 소시키기 위해서는 물 수지와 관련된 지표 잠열 플 럭스와 강수, 그리고 구름 모수화 등과 같은 미세 물 리 과정에의 수정이 함께 이루어져야 할 것으로 생 각된다. 마지막으로, 강수의 연평균 수평 분포에 미치는 영향을 살펴보았다 (Fig. 15). 두 모형에서 모사된 총 강수량은 각각 2.22 mmday -1 (CTL)와 2.27 mmday -1 (EXP)으로 관측값 2.28 mmday -1 에 상응하는 것이 다. CTL이 동아시아 몬순 강수를 전혀 모사하지 못 하는 것에 비해 EXP는 다소 모사하고 있으며, ITCZ 강수 밴드와 SPCZ 강수 모사 또한 개선되는 것을 볼 수 있다. 그러나 여전히 남아시아 몬순 강수를 모 의하지 못하며, 남중국해와 필리핀 해상에서의 강한 강수 코어가 다소 약화하지만 동북쪽으로 이동하여 나타난다. 경계층 과정의 변화로 인한 강수장에의 변화를 설명하기 위해, 연직 속도와 습기 플럭스 수 렴장, 그리고 강수량의 변화량을 나타내었다 (Fig. 16). 시 공간적으로 유동적인 경계층 고도가 이행 됨에 따라, 특히 적도 서태평양과 적도 중앙 태평양

비습 분포를 살펴보면, 저위도 대 기 중층에서의 양의 편차가 다소 감소하나 대기 하 층에서의 음의 편차는 다소 증가함을 볼 수 있다. 이 는 지표로부터 대기로의 수증기 공급에 있어 대기 상층으로의 연직 확산이 더욱 가중됨으로써 하층 대 기를 더욱 건조하게 만들기 때문이다.

13 한국기상학회지 신선희 하경자

14 유동적인 경계층 고도와 개선된 경계층 모수화의 수행에 따른 대규모 모형에의 영향 에서 연직속도가 감소하고 그와 함께 태평양 아열대 해역에서 연직속도가 증가한다. 또한 하강기류가 생 성된 곳에서 습기 플럭스 발산이 일어나며 상승기류 가 야기된 곳에서 지표 습기 플럭스의 수렴이 일어 남을 볼 수 있다. 이는 적도를 중심으로 생성되는 ITCZ 강수와 SPCZ 강수 모사를 개선시키는 결과를 가져온다. 6. 대기 대순환 모형의 K-이론에 근거한 경계층 모 수화 과정에 유동적인 경계층 고도의 이행과 이와 수반된 경계층 모수화 과정의 개선이 YONU 모형 실험으로 이루어졌다. 비 국지 경계층 방안에서 주 요 변수인 경계층 고도가 안정도와 지표 플럭스를 고려하여 시 공간적으로 진단되었으며 이로 인하 여 구름 모수화에 영향을 주는 대규모 모형 변수를 개선하게 된다. 본 연구에서는 유동적인 경계층 고 도가 이행됨으로써 경계층 과정의 시간 변화가 고려 되며, 격자점의 안정도에 따라 경계층 과정의 깊이 가 결정된다. 따라서 경계층 과정이 서로 다른 지면 종류에 따라 어떻게 달라지는지를 보기 위해 9개의 지점을 선택하여 (초원 1, 사막 1, 산지 1, 산림 1, 경 작지 2, 해양 3) 경계층 고도와 난류 확산 계수의 일

대기 대순환 모형의 K-이론에 근거한 경계층 모 수화 과정에 유동적인 경계층 고도의 이행과 이와 수반된 경계층 모수화 과정의 개선이 YONU 모형 실험으로 이루어졌다.

15 한국기상학회지 신선희 하경자 변화와 계절 변화를 조사하였다. 그 결과, CTL 이 경계층을 대류 경계층으로 가정함으로써 일정하게 강한 연직 확산을 모사하며 모형의 최하층 두 층을 경계층으로 고정시킴으로써 약 1 km가 넘는 일정한 경계층 고도를 나타내었다. 반면, 본 실험 모형 (EXP) 에서는 경계층 고도의 시간적 변화로 일출과 함께 증가하였다가 일몰 후 급속히 감소하는 경계층 고도 의 일변화를 뚜렷이 모사하여 안정도에 따른 경계층 변화를 잘 나타냄을 볼 수 있었다. 또한 각 지면 상태 에 따른 지표 플럭스가 경계층 난류 혼합에 고려됨 으로써 지표면 특성이 자유 대기에 미치는 영향이 고려되었다. 경계층 고도의 수평 분포는 기온과 같은 대규모 변수와 대류 활동에 영향을 미친다. 찬 지면을 가지 는 고위도 지역에서 저위도에 비해 낮은 경계층 고 도가 나타나며, 아열대 해양과 대류가 활발한 대류 지역에서 높은 경계층 고도가 나타났다. 주로 대륙 의 높은 경계층 고도가 나타나는 지역은 강한 현열 플럭스가 발생하는 지역과 일치하였으며, 이로 인해 진단된 경계층 고도가 지표 플럭스에 영향을 받고 있음을 알 수 있다. 경계층 고도의 계절적 변동을 살 펴본 결과, 대륙에서의 계절 변동 차이가 1 km 이상 으로 뚜렷이 나타났고 겨울 반구의 해양에, 여름 반 구의 대륙에서 크게 나타났다. 유동적인 경계층 고도의 이행에 따라 일어나는 대규모 항에 있어서의 변화는 온도와 연직 속도장의 변화에 크게 반영되었다. 안정도에 따른 경계층 과 정이 고려됨에 따라, 양극 지역 하층 대기의 기온 편 차가 감소함으로써 모형 기후의 기온 오차를 감소, 보완하는 경향을 보였다. 적도를 제외한 중 고위 도 지역에서의 강한 연직 속도장이 다소 감소되었는 데, 특히 겨울 반구에서와 남극 지역에서 그 차이가 뚜렷하였다. 반면 습도장에서는 경계층 모수화 변화 에 따른 차이가 뚜렷하지 않았는데, 이는 기존 모형 이 가지는 적은 지표 증발과 이에 비해 많은 강수 모 의로 인해 전체 대기를 매우 건조하게 만들기 때문 이다. 강수장의 변화에서 동아시아 몬순 강수와 ITCZ 그리고 SPCZ 강수 모사가 관측과 비교하여 개선되는 경향을 보였는데 이는 적도를 중심으로 강 수와 관련된 연직 운동과 습기 수렴장이 개선되기 때문이다. 유동적 경계층 고도의 이행에 따른 모형 결과 변 화의 해석이 기상 현상의 지역적 특성과 비선형성 때문에 쉬운 일이 아니다. 그러나 유동적 경계층 고 도의 이행은 물리적으로 앞으로 나아갈 방향으로 제 시하고자 하며, 여전히 경계층 물리 과정의 개선이 모형의 성능 향상으로 이어지기 위해서는 경계층 이 외의 물리 과정 모수화와 연관된 민감도 실험으로 검증되어야 할 것으로 본다. 이 연구는 기상청에서 시행하는 기상지진기술개 발사업의 하나인 동아시아 몬순-장마 순환계 예측 기술개발 과제의 지원으로 수행되었습니다.

경계층 고도의 수평 분포는 기온과 같은 대규모 변수와 대류 활동에 영향을 미친다. 찬 지면을 가지 는 고위도 지역에서 저위도에 비해 낮은 경계층 고 도가 나타나며, 아열대 해양과 대류가 활발한 대류 지역에서 높은 경계층 고도가 나타났다.

16 유동적인 경계층 고도와 개선된 경계층 모수화의 수행에 따른 대규모 모형에의 영향 최종 원고채택 년 월 일

제1장 마을유래 605 촌, 천방, 큰동네, 건너각단과 같은 자연부락을 합하여 마을명을 북송리(北松里)라 하 였다. 2006년에 천연기념물 468호로 지정되었다. 큰마을 마을에 있던 이득강 군수와 지홍관 군수의 선정비는 1990년대 중반 영일민속박물 관으로 옮겼다. 건

제1장 마을유래 605 촌, 천방, 큰동네, 건너각단과 같은 자연부락을 합하여 마을명을 북송리(北松里)라 하 였다. 2006년에 천연기념물 468호로 지정되었다. 큰마을 마을에 있던 이득강 군수와 지홍관 군수의 선정비는 1990년대 중반 영일민속박물 관으로 옮겼다. 건 604 제10편 마을유래와 설화 제2절 북구지역 1. 흥해읍(興海邑) 1) 매산리(梅山里) 1914년 기산(箕山), 용산(龍山), 매곡(梅谷), 백련(白蓮)을 합하여 매산(梅山)이라 하였다. 심곡골(深谷) 골이 깊어 불린 마을명으로 옛날부터 산송이가 유명하다. 돌림산 중턱에 삼동계(參東契)를 조직하여 산남의진(山南義陳)의 의병 활동을 도왔던 조성목(趙性穆)