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문의 김
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1 한국기상학회지 38, 5, 2002, p 해안지역에서의평균류와난류의상호작용 하경자 1 신선희 2 김재환 1 1 부산대학교대기과학과 2 기상연구소예보연구실 (2001 년 7 월 19 일접수 ; 2002 년 6 월 28 일승인 ) Interaction between the mean flow and turbulence in a coastal area Kyung-Ja Ha 1, Sun-Hee Shin 2 and Jae-Hwan Kim 1 1 Dept. of Atmospheric Sciences, Pusan National University, Pusan , Korea 2 Meteorological Research Institute, Korea Meteorological Administration (Manuscript received 19 July 2001; accepted 28 June 2002) Abstract This study investigates the interaction between the mean flow and turbulence simulated by three models of the Smagorinsky first-order closure scheme (K-model), the 1.5-order turbulent kinetic energy closure scheme (TKE-model) and the non-local and z-less turbulent mixing scheme (CAPS model) in a coastal area under well-organized mean flow. Three simulations for the cases of the off-shore, on-shore and zero mean winds are performed in the coastal area with warm land and cold water. In the case of the off-shore flow (Vg =5 ms -1 ), the flow first enters a very stable stage with partially decoupling from the surface. Flux divergence in the convective boundary layer over the land causes to deccelerate the low-level mean flow over land, whereas the shear-generated turbulence in the internal boundary layer causes a flow acceleration over the sea. In the case of the onshore wind (V g =- 5 ms -1 ), the wind field is quasi-horizontal over the ocean with either stable or near-neutral temperature profiles, while a thermal boundary layer grows over the land. Turbulence over the land is gradually eroded by the cold flow from the sea. In comparisons of three models, K-model produces a very shallow turbulent layer over the land and can not simulate a shear-generated turbulent layer over the ocean. However, the TKE-model and the CAPS-model simulate quite well the organized turbulence in the lower level over the ocean in a good agreement with the observation of SHOWEX (Shoaling Waves Experiment). Key words: CAPS model, K-theory, TKE model in turbulence, z-less turbulence mixing 1. 서론 수평적인거칠기길이, 온도, 습도등과같은지표상태의물리적성질이균질한경우에는, 난류는고도에따라일정한값을가질것이다 ( 이영희와박순웅, 1997; Vicker et al., 2001). 이러한흐름을평형상태의흐름이라고가정할수있다. 그러나실제적으로지형은균질하지않으며, 지표면의물리적성질또한균질하지않다. 이러한지 Corresponding Author: Kyung-Ja Ha, Dept. of Atmospheric Sciences, Pusan National University, Busan , Korea Phone : , Fax : kjha@pusan.ac.kr 표면의비균질성으로인하여대기경계층의하부에는기류의변화가일어나게되고, 성질이다른표면위로공기가이류되어기존의경계층내에이류로인한또다른경계층인내부경계층이형성된다 (Garratt, 1990). 여기서평형상태는깨어져비평형상태의흐름이형성되며, 평균바람에의한이류와연직플럭스의발산은매우중요한역할을하게된다 (Vicker et al., 2001). 특히, 이러한현상은거칠기와열그리고수분플럭스의큰변화가존재하는대륙과해양의경계면에서쉽게발견할수있다. 대륙과해양의경계에서는지표와대기의상호작용에있어특별한의미를가진다 (Rogers et al., 1995; Vicker et al., 2001). 지표로부터의운동량

2 396 해안지역에서의평균류와난류의상호작용 과열플럭스에있어매우뚜렷한차이를보이는경계에놓여있으므로대규모운동의평균류에따라매우민감할수있다. 지표거칠기, 지표부근의연직쉬어, 그리고대기의불안정등에의해발생하는난류의존재는대기경계층의에너지수송에직접적인영향을미친다. 즉, 대기에서수평방향운동량의연직수송및열과수증기의연직수송은난류확산의영향을크게받는다. 따라서해안지역에서의경계층내유동장의수치모의에서난류확산에대한올바른이해가매우중요하다. 평형상태의균질한지표에서는모닝오브코브상사이론과벌크플럭스방법이지표플럭스계산에널리사용되어왔다 (Edson and Fairall, 1998; Fairall et al., 1996; Yelland et al., 1996; Hogstrom, 1996). 그러나해안지역에서는풍상측의비평형성때문에이러한상사이론은잘맞지않게된다 (Smedman et al., 1995, Mahrt et al., 2001). 이러한사실은관측에의하여인지되어왔는데, Garratt (1987) 와 Vicker et al.(2001) 그리고 Mahrt et al. (2001) 은해안지역에서난류가평균류에의한이류효과와내부경계층의발달, 그리고해양에서의낮은난류강도와난류의간헐성으로인해매우복잡한구조를가짐을보였다. 특히, 평균류의방향에따라내부경계층의형성은매우상이하게나타나며난류의구조또한다르게된다. 최근들어, 이러한복잡한난류구조를이해하기위한관측이이루어져왔다 (Shoaling Waves Experiment (SHOWEX); RisØ Air-Sea Experiment(RASEX); Kwinanan Coastal Fumigation Study(KCFS)). 그러나수치적시뮬레이션에서, 이러한복잡한난류구조는정확하게모수화되지못하고있는실정이다. 본연구에서는경계층난류혼합방법들에의한평균류와난류의상호작용의모사결과를비교하고평균류와난류의상호작용을이해하고자한다. 기본적으로기존의난류모수화방법인난류운동에너지수지방정식과상사이론에기초하여난류운동에너지수지방정식, K-이론모형을비교할것이다. 또한, 대류불안정층에서는비국지난류 (Holtslag and Boville, 1993; Ek and Mahrt, 1991) 를사용하고, 안정층에서는바람쉬어에의한지표와비접합된상층난류혼합 (Ha and Marhrt, 2001) 을도입한난류모수화방법을사용하여해안지역에서의복잡한난류구조를모사할수있는지를비교해보고, 보다개선된방법을모색하고자한다. 2. 수치모형및모수화 2.1 수치모형 본연구에서는 ARPS(Advanced Regional Prediction System, Xue at al., 1995) 모형을사용하였다. 이는 3차원비정역학압축성대기모형으로수 m 에서수백 km 규모현상을수치모사하기에적합하다. ARPS의지배방정식은운동량, 열, 기압, water substance, 아격자규모난류운동에너지 (TKE) 에대한예단방정식들과습윤공기에대한상태방정식으로이루어져있다. 이방정식들은지형에따른좌표면을가진곡률좌표계 ( ξ,η,ζ( x,y,z)) 에서완전한보존형태로표현된다. 2.2 경계층난류모수화 아격자규모난류를모수화하기위한기존의방법으로 ARPS에서의 Smagorinsky 일차종결과 1.5-차난류운동에너지종결을사용하였다. 또하나의모형으로 1차원컬럼모형인대기경계층- 식생-토양접합 (CAPS(Ek and Mahrt, 1991; Ha and Mahrt, 2001)) 모형의비국지 (non-local) 난류모수화를사용하였다. 그리고안정층에서의상층난류영향을고도의함수가아닌 local z-less 의개념 (Ha and Mahrt, 2001) 으로본 CAPS 모형의개선된난류모수화방법을사용하였다. ARPS 모형내에서난류혼합항 ( D i ) 은레이놀즈응력 ( τ ij ), 즉난류플럭스의경도로써표현된다. D i = ( τ ij δ ij τ kk ) x j (1) 이러한레이놀즈응력 ( τ ij ) 은측정가능한양인, 난류확산계수 ( K m, K h ) 와발산항 ( Div ),

3 한국기상학회지 38, 5, 2002 하경자 신선희 김재환 397 그리고변형텐서 ( D ij ) 로주어지며, 발산항 ( Div ) 은매우작은양이므로무시하였다. 따라서응력 ( τ ij ) 은아래와같이표현된다. (2) 또한, 온위의아격자혼합도위와같은방법으로모수화된다. D θs (3) 교환계수는열, 습기, 물에대하여, 모두 K h 와같은것으로가정하였다. K h 는 K m /P r 로두었으며, 여기서 P r 은난류플랜틀수이다 Smagorinsky first-order 종결방법난류종결방법의핵심은교환계수의결정에있다. Smagorinsky scheme (Smagorinsky, 1963; Lilly, 1962) 에서 K m 은다음과같이변형항의크기 ( Def ) 와정적안정도, Brunt-Väisälä frequncy (N 2 ) 의함수로써정의된다. K m =(k Δ) 2 [ max ( Def 2 -N 2 /P r,0)] 1/2 (4) 여기서, k는경험적상수로써 0.21(Deardorff, 1972) 로두었으며, Δ는격자규모의크기이고등방성난류 [ Δ =(ΔxΔyΔz) 1/3 ] 로가정하였다 order 난류운동에너지 (TKE) 종결방법이방법에서난류혼합계수는난류운동에너지 E( ( u '2 + v '2 + w '2 )/2) 와난류길이규모, l의함수로결정된다. K m =0.1E 1/2 l (5) 난류운동에너지 ( E ) 의예단방정식은다음과같이난류운동에너지의이류항, 변환항, 쉬어생성항, 소멸항그리고확산항으로구성되며, 확산항은난류플럭스성분으로주어진다. E t =- ( u i E x i ) +C+ ( K m Def EDiv ) - c ε l H i = ρk m E 2/3 +2 [ H i x i ] (6) E x i (7) 여기서, c ε 는최하층에서 3.9, 그외 0.93의값을가지는상수이다. 혼합길이는지표상태에따라다음과같이주어진다. l =Δs, Δs =(ΔxΔyΔz) 1/3 ( 중립또는불안정 ) (8) = min( Δs, l s ), l s =0.76E 1/2 g θ θ z - 1/2 ( 안정 ) (9) 이때, 난류플랜틀수 ( Pr= K m / K h ) 는 Pr= K m K h = 1 1+ Δz 2 l 이다 비국지 K 난류방법 CAPS 의비국지난류방법 (Ek and Mahrt, 1991; Holtlag and Boville, 1993) 과 Ha and Mahrt(2001) 에서제시한안정층에서의비국지난류혼합방법을대기경계층모수화로 ARPS에접합하여사용하였다. 대기의안정도에따라에디확산계수의결정은달라지게되는데불안정할경우지표플럭스에의해발생한운동량에디확산계수 ( K m ) 는다음과같이 z/h 의함수로결정이된다. 여기서 z 는지표로부터의거리이며 h 는경계층높이이다. K m = w s hk z h ( 1- z h ) p (10) (11) 여기서, w s 는경계층의속도규모이고 (Ek and

4 398 해안지역에서의평균류와난류의상호작용 Mahrt, 1991) p 와 k 는상수로각각 2.0과 4.0으로가정하였다. θ sv 는지표에서의가온위를나타낸다. 안정할경우에는상층난류의영향을 local z- less 방법을사용하여나타낸개선된모수화식에의해혼합길이의항으로결정되게된다. 2 dv K h = l h dz (12) K m = K h P r (13) 여기서, 열적난류혼합길이 ( l h ) 와플란틀수 ( P r ) 는리처드슨수 ( R i ) 에따라변하는것으로가정하였다. 이가정은관측을토대로추정한것이며혼합길이와플란틀수 (Ha and Mahrt, 2001) 는다음과같다. l h = l 0,h [ exp(c1r i)+ c2 R i +c3 ] (14) (15) 여기서, l 0,h 는점근적혼합길이로 15 m로두었으며, c1, c2, c3는각각 -8.5, 0.15, 3.0으로상수로두었는데이값들은 SESAME 와 CABLE 관측자료로부터경험적으로얻어진것이다 (Kim and Mahrt, 1992). Ha and Mahrt(2001) 는혼합길이를이와같이고도에무관한국지적안정도의함수 (R i ) 에의해결정하였는데이를 'z-less' 혼합길이라하였다. 이혼합길이로구한식 (12) 와 (13) 의값은고도에무관한국지적 z-less 난류의하나의측정치가된다. 또한, 식 (14) 에서혼합길이의값은, 중립일때 ( R i =0) 점근적혼합길이 ( l 0, h ) 보다조금큰값에서시작해서안정할때, 즉리처드슨수가양수일때아주작은값으로줄어들게된다. 3. 실험설계및초기조건 3.1 실험설계 모형은 2차원수치실험으로구성하였다. 모형영역은수평격자 x =2 km 의간격으로해양과육지에대하여각각 70개의격자로구성하였다. 연직으로는 33개의격자를두었으며지표경계층구조를자세히나타내기위해하층 200 m 까지격자간격을 50 m 로조밀하게두고, 그상단은 f= z 3 함수에따라연직으로갈수록격자간격이커지도록하였다. 한지점의고층사운딩자료를사용하여연직방향으로내삽하였고, 모형의수평영역에대해서도열역학변수와운동량변수가수평으로균질하게입력하였다. 수치실험결과의비교를위해, Shoaling Waves Experiment (SHOWEX) 동안해안지역에서의평균류와난류관측이이루어진지역인 Duck의위치 N, W을모델의중심으로두었고, 지형은평평하다고가정하였다 (Sun et al., 2001). 측면경계조건으로 Klemp-Lilly and Durran 의복사경계조건을사용하여내부중력파가모델영역밖으로자유롭게빠져나가게하였으며상단경계에는두꺼운벽을두었고중력파가모델내부로반사하는것을효과적으로막기위하여 12 km 고도에 Rayleigh 감쇄층을두었다. 3.2 초기조건 적분시간간격은 6 초로, 적분초기시간을 0600 LST로하여 24시간적분하였다. 초기지표면온위는해양과육지각각 K 와 K 로두어해양을 2 K 낮게가정하였다. 지표특성자료로육지의식생을상록수림으로두었으며, 운동량에대한거칠기길이는해양과육지각각 0.01 m, 1 m 로초기입력매개변수를사용하여수평적으로균질하게초기화하였다 (Fig. 1). 초기바람은높이에독립적인지균풍을가정하고 offshore wind의경우, 지균풍속 5 ms -1 그리고 onshore wind의경우에대하여 V g = 로가정하여평균류에따른난류의구조와그영향을살펴보고자하였다. 본연구에서사용된초기온도및습도사운딩자료는 1986년 6월 16일아침 6시자료 (Ha and Mahrt, 2001) 를사용하였는데, 이는저층 500 m 에서매우안정한상태를보여준다 (Fig. 2).

5 한국기상학회지 38, 5, 2002 하경자 신선희 김재환 399 Table 1. Eddy diffisivity formulation of three models used in this study Eddy diffisivity ( K m ) K-model K m =(k Δ) 2 [ max ( Def 2 -N 2 /Pr,0)] 1/2 TKE-model K m =0.1E 1/2 l, E( ( u '2 + v '2 + w '2 )/2) CAPS-model 2 dv K h = l h h dz, K m= K h P r Fig. 1. A schematic diagram showing the simulation domain, the surface characteristics and the mean wind condition. 모수화방법, 즉 Smagorinsky first-order closure ( 이하 K-모형 ), 1.5-order turbulent kinetic energy closure scheme( 이하 TKE-모형 ), Non - local K 난류방법 ( 이하 CAPS-모형 ) 을이용하여각각의평균류방향에대한수치실험결과를비교해보았다. 그리고초기평균류를 V g =0ms -1 로두어두평균류의차이를통한이류효과를살펴보았다. 세모수화방법에사용된각파라메터는 Table 1에나타내었다. 5. 결과분석 5.1 Offshore flow case: V g =5ms -1 Fig. 2. Horizontally homogeneous temperature (dotted) and mixing ratio (dashed) profiles for an initial condition. 4. 수치실험 Offshore flow의평균바람과 Onshore flow의평균바람으로나누어앞에서언급한 3가지난류 K-모형 Fig. 3는 1400 LST 에해안선을경계로하는내륙과해양에서의 u 와 w 성분바람, 바람벡터, 온위그리고난류확산의 x - z 단면도를보인것이다. 해양과내륙의온도경도로인한중규모해풍순환이잘모사되며, 저층해풍으로인해해양의차가운공기가내륙으로유입된다. 해풍의유입으로인해해안으로부터내륙쪽에서수렴과함께상승운동이발생한다. 차가운해면위로이류된따뜻한공기는해수면에서의열손실로경계층저층을냉각시키고얇은안정층, 즉안정내부경계층 (IBL) 을만들어낸다. 또한풍속의감소와풍향의변화는해양저층에서나타나는데, 이는해양안정내부경계층의성장과관련된다 (Garratt, 1987). Vicker et al.(2001) 은 SHOVEX (Shoaling Wave Experiment) 관측에서, 육상의대류경계층내에서의 wind stress 플럭스발산은저층에서의풍속감소를가져오며, 해양저층제트는대류경계층에서의지표마찰의영향이

6 400 해안지역에서의평균류와난류의상호작용 Fig. 3. Vertical cross sections (x-z) of the mean horizontal component u( ms -1 ) and vetical component w( ms -1, shaded part) and wind vector, potential temperature and eddy diffisivity at 1400LST for the K-model when initial mean wind is 5ms -1 (Offshore mean wind case). Fig. 4. The same as in Fig. 3. except for 0ms -1 mean wind.

7 한국기상학회지 38, 5, 2002 하경자 신선희 김재환 401 Fig. 5. The same as in Fig. 3. except for TKE-model. 해안내부경계층 (IBL) 위에서갑자기분리됨으로인해발생하는아지균흐름에의해일어난다고하였다. 해양에서의풍속감소가안정성층화로인해연직적으로큰풍속경도를일으킴에도불구하고 K model은해양에서의역학적혼합에의한난류확산을전혀모사하지못하는데, 이는풍속경도에의한변형항크기 ( Def ) 보다정적안정도, Brunt-Väisälä frequncy (N 2 ) 가더크기때문이다. 초기평균류를 V g = 0 ms -1 로두고실험한결과 (Fig. 4) 를보면해양-육지접합면을따라열적차이로부터야기되는열적직접순환인해풍순환이전체적으로약화되지만저층내륙으로의유입류는더깊고강하게진입함을볼수있다. 그결과내륙으로더깊숙히연직중립층이형성되며연직류또한더내륙에서발생하게된다. 또한앞서의평균류가주어졌을경우에비해난류층이약화되어나타난다. 이는종관적흐름의방향과강도가해풍의발달과구조에어떤영향을미치는지를보여주며, 해풍에의한이 류효과가난류확산에큰영향을미침을볼수있다 TKE-모형난류운동에너지방정식을사용하는 TKE-모형의수치실험결과 (Fig. 5) 를보면, 내륙에서의풍속감소와연직류, 그리고해양안정경계층상부에서의풍속증가를확인할수있다. 해양-내륙사이에약 10 K 정도의온도차가존재하며육상에서는열적대류로인해온위가거의높이에일정하게나타나지만, 해양에서는매우안정한성층을형성한다. 육상에서의혼합층내에서강한난류가잘모사되며특히해안선을경계로더욱내륙에서난류최대가나타나는데이는저층해풍유입의결과라할수있다. 점차해양으로갈수록난류가매우약화됨을볼수있는데, 비록아주적은난류이지만앞서의 K-모형과는달리약하나마난류를모사하고있다. Fig. 6은평균류가 V g = 일때의바람과온위, 난류확산의 x - z 단면도이다. K-모형

8 402 해안지역에서의평균류와난류의상호작용 Fig. 6. The same as in Fig. 4. except for TKE-model. Fig. 7. The same as in Fig. 3. except for CAPS-model.

9 한국기상학회지 38, 5, 2002 하경자 신선희 김재환 403 에서와같이순환장이매우약화됨을볼수있으며, 이때의난류확산또한평균류가주어졌을때보다약화되고해양저층에서의수평풍속경도의약화로해양으로의난류가현저히감소됨을볼수있다 CAPS-모형새로이사용한 CAPS-모형은 TKE-모형과비교해 K-이론에근거하고있음에도바람장과온위장이 TKE-모형결과와매우유사한결과를나타낸다 (Figs. 7, 8). 또한난류확산장을보면, 다른모형들보다수평적으로난류의연속성이현실적으로모사되고있으며해양으로의난류확산이약하나마모사되고있다. 해양저층에서의난류확산을관측의경우와비교하기위해서확대한 Fig. 9 에서보듯이, CAPS 모형에서더욱현실적인 upside-down 구조의난류를모사하며해양전체에서평균류의쉬어에의한 0이아닌낮은난류를확인할수있다. 5.2 Onshore flow case; V g = -5 ms -1 바다에서육지를향한바람 (onshore flow) 이불때를가정하였다. 맑은날 onshore flow가해안선을가로지를때기계적내부경계층의가장큰특징은지표의열적효과에의한육상의열적내부경계층 (TIBL) 의발달이다. 평균류의이류효과로현실적으로두가지를고려할수있는데, 하나는해풍순환이고, 또하나는종관상태에의한 onshore flow이다. 이때생성되는육상의열적내부경계층 (TIBL) 은해안지역의대기오염문제에매우중요한영향을미치기때문에일찍이 TIBL에대한많은연구가이루어져왔다 (Jiang Weimel et al., 1995, Sawford et al., 1998, Luhar et al., 1998, Peter et al., 2000) K-모형 Fig. 10은 1400 LST 에 V g =-5 ms -1 인경우의 u 성분바람, 바람벡터, 온위그리고에디 Fig. 8. The same as in Fig. 4. except for CAPS-model.

10 404 해안지역에서의평균류와난류의상호작용 Fig. 9. Fetch-height cross-section of eddy diffisivity simulated by three models. Fig. 10. Same as Fig. 3 except for -5ms -1 (Onshore mean wind case).

11 한국기상학회지 38, 5, 2002 하경자 신선희 김재환 405 Fig. 11. Same as Fig. 10. except for TKE-model. 확산계수를보인것이다. 경계층내의온위는해안으로부터내륙으로점차증가하며상층의공기는매우안정하다. 이는해양과육지간의비열차로인한지표열속으로결과로육상에생성된불안정층이내륙으로확장되어나타나는데이러한불안정층과상층의안정층의경계를 TIBL(Thermal Internal Boundary Layer) 높이로정의하였다 (Jiang weimei et al., 1995). 해양에서의 onshore flow는 TIBL 위로연직적으로안정하거나중립적인온위경도를유지하며내륙으로이류된다. 반면육상에서는지표로부터상향열플럭스로인한대류로인하여연직으로거의일정한온위분포를보이게된다. 육상의 TIBL 내인 500 m 이하에서바람은다소강해짐을보이지만대체적으로매우일정한방향으로평행하게나타난다. 또한 TIBL을경계로 u가강한지역과 u가약한지역이구분되어진다. 온위와바람의분포에서 u 가높은지역은기본적으로불안정한지역과일치하여나타나며불안정한지역위에 u가낮은지역이위치하게된다. 에디확산의분포를살펴보면, 육지저층에서강한난류층이생성되는데이는지표마찰과지표열속에기인한것이다. 난류강도의연직범위는평균류의방향을따라더욱증가하고 TIBL의공간적깊이와함께일정한구조를보인다. 또한최대난류는대류활동 (thermal and downdrafts) 으로인해지표가아닌 TIBL의중간층에서관측되는데이는 Sawford et al.(1998) 에의한 KCFS(Kwinanan Coastal Fumigation Study) 에서와같은결과이다. K-모형에서난류는 offshore flow의경우에서와같이매우얇은층에서한정되어나타나고있으며, 해양저층에서의풍속경도에도불구하고강한안정도로인하여난류가전혀생성되지못하고있다 TKE-모형 Fig. 11은 TKE-모형결과를보인것이다. 난류강도의연직범위는내륙으로갈수록더욱증가하고 TIBL의공간적깊이와함께일정한구조를보인다. 일반적으로난류는주로부력에의한열적메커니즘에의해발생하지만 u의연직쉬어로

12 406 해안지역에서의평균류와난류의상호작용 Fig. 12. Same as Fig. 10. except for CAPS-model. 인한기계적난류또한내륙저층에서의강한난류활동에기여한다. 또한대류활동으로인한난류최대지점이상승되는것을볼수있다 CAPS-모형해양에서의차가운공기의이류로인하여상대적으로강한난류가발생하는육상에서찬공기에의해난류가침식되며, 강한대류층과침식층사이에강하게난류의크기가변화한다. 그위로육상에안정하거나거의중립적인열적내부경계층 (TIBL) 을형성시킨다 (Fig. 12). 이때침식층은내륙으로가면서점점높게발달하게된다. 이러한침식의특성은 Offshore flow의경우에서와같이, CAPS-모형의결과는 TKE-모형에서의결과와유사하다. 두모형의경우모두최대난류층고도는내륙으로이동되어있으며, 그들의높이는평균류가없을때 ( V g = 0 ms -1 ) 와같은높이를유지하고있다. 육상에서의불안정층의최대난류층고도는 CAPS-모형의결과해양의안정난류층에의한불안정층의침식에의하여앞서의 TKE-모형에서보다더욱하층으로이동된것을확인할수있다. 6. 결론복잡한난류구조를한해안지역에서평균류에따른난류의영향을세가지난류모수화방법을사용하여수치실험해보았다. 우선, 초기평균류에따라해안지역에형성되는종관장은매우상이하게나타난다. Fig. 13에 offshore flow의평균류와 onshore flow의평균류가있을때평균류와난류구조의상호관계를도식화하였다. 평균류가 offshore flow의경우, 중규모해풍순환이형성되고평균류로인해해양- 육지간의온도경도가더욱강화되며, 저층에서의해풍순환이초기평균류가없을때와비교해더욱발달하게된다. 이는초기평균류를 V g =0ms -1 로두어실험한결과에서확인해볼수있다. 또한해양에아주안정한내부경계층이형성되고그상층에풍속의증가가보인다.

13 한국기상학회지 38, 5, 2002 하경자 신선희 김재환 407 Fig. 13. Schematic diagrams for interaction between mean flow and turbulence in the coastal area for a)the offshore flow case and b)the onshore flow case. 반면평균류가 onshore flow인경우, 바람은해양에서내륙으로연직류없이수평적으로일정하게나타나고내륙에강한열적내부경계층이형성되는데해양에서의차가운공기의유입으로육상에서강한난류의침식을볼수있다. 침식은내륙으로가면서점점높아져연직적으로그영향력이넓어지게되며, 최대난류층고도는그대로유지되며, 다만 TIBL의내륙으로의이동을알수있었다. 본연구에서사용한 Smagorinsky first-order 방법 (K-모형), 1.5-order 난류운동에너지종결방법 (TKE- 모형 ), 비국지 K 난류방법 (CAPS- 모형 ) 의세가지난류모수화방법에따라해안지역에서수치실험한결과, K-모형은두가지평균류모두 에서육상의강한난류를저층에한정되어모사되며해양에서의약하나마바람의쉬어에의하여형성되는난류를전혀모수화하지못한다. 반면 TKE-모형과 CAPS- 모형에서는해양에서의난류를모사할수있었다. K-이론에바탕을두고있는 CAPS-모형내의비국지난류와 z-less 난류혼합모수화는관측에유사한난류구조를모사하였는데육상에서수평, 수직적으로연속적인강한난류와해양에서의약하나마난류의특성을나타내었다. 특히 Vicker et al.(2001) 의 SHOWEX (Shoaling Wave Experiment) 관측과비교해볼때, 해양에서의복잡한난류를 CAPS-모형에서더욱잘모사함을살펴볼수있었다.

14 408 해안지역에서의평균류와난류의상호작용 사사 이논문은 1999 년도부산대학교학술조성비를 지원받아수행된연구이며, 한국과학재단 " 지역대 학 2001 년우수과학자지원연구 (R )" 의지원으로이루어졌습니다. 이에따른 지원감사드립니다. 참고문헌 이영희와박순응, 1997: 지표면거칠기길이의변화에따른대기경계층의구조변화. 한국기상학회지, 33, Deardorff, J. W., 1972: Parameterization of the planetary boundary layer for use in general circulation models. Mon. Wea. Rev., 100, Durran, D. R., and J. B. Klemp, 1983: The effects of moisture on trapped mountain lee waves. J. Atmos. Sci., 39, Edson, J. B., and C. W. Fairall, 1998: Similarity relationships in the marine atmospheric surface layer for terms in the TKE and scalar variance budgets. J. Appl. Meteor., 55, Ek, M and L. Mahrt, 1991: A formulation for boundarylayer cloud corver. Ann. Geophys. Res., 101, Fairall, C. W., E. F. Bradley, D. P. Rogers, J. B. Edson, and G. S. Young, 1996: Bulk parameterization of air-sea fluxes for Tropical Ocean-Global Atmosphere Coupled-Ocean Atmosphere Response Experiment. J. Geophys. Res., 101, Garratt, J. R., 1987: The Stably Stratified Internal Boundary Layer for Steady and Diurnally Varying Offshore Flow. Boundary-Layer Meteor., 38, Garratt, J. R., 1990: The internal boundary layer-a review. Boundary-Layer Meteor., 50, Ha, K. J. and L. Mahrt, 2001: Simple inclusion of z-less turbulence within and above the modelled nocturnal boundary layer. To appear Mon. Wea. Rev. Hogstrom, U., 1996: Review of some basic characteristics of the atmospheric surface layer. Boundary-Layer Meteor., 78, Holtslag, A. A. M. and B. Boville, 1993: Local versus nonlocal boundary-layer diffusion in a global climate model. J. Climate., 6, Kim, J. and Mahrt, L., 1992: Simple formulation of turbulence mixing in the stable free atmosphere and nocturnal boundary layer. Tullus, 44A, Jiang, W., Wu, X., and Zhou J., 1995: Numerical simulation on the TIBL structure in shoreline area with a 2D higher-order turbulence closure model. J. Appl. Meteor., 34, Lilly, D. K., 1962: On the numerical simulation of buoyant convection. Tellus, 14, Luhar, A. K., Sawford, B. L., Hacker, J. M., and Rayner, K. N., 1998: The Kwinana Coastal Fumigation Study: Ⅱ-Growth of the Thermal Internal Boundary Layer. Boundary-Layer Meteor., 89, Mahrt, L., Vickers, D., Edson, J., Wilczak, J., and Hare, J., 2001: Boundary-layer transitions in offshore flow. Boundary-Layer Meteor., in press. Peter, J. H., and Ashok, K. L., 2000: The Kwinana Coastal Fumigation Study: Ⅲ- Meteorlogical and turbulence modelling on selected days. Boundary-Layer Meteor., 94, Rogers, D. P., 1995: Costal Meteorology. Rev. Geophys., Supplement, U.S. National Report to Intenational Union of Geodesy and Geophysics, Sawford, B. L., Luhar, A. K., Hacker, J. M., Young, S. A., Yoon, I-H., Noonan, J. A., Carras, J. N., Williams, D. J., and Rayner, K. N., 1998: The Kwinana Coastal Fumigation Study: Ⅰ-Program Overview, Experimental Design and Selected Results. Boundary- Layer Meteor., 89, Smagorinsky, J., 1963: General circulation experiments with the primitive equations. Ⅰ. The basic experiment. Mon. Wea. Rev., 91, Smedman, A-S., Bergstrom, H., and Grisogano, B., 1993: Analysis of the Turbulence Structure of a Marine Low-Level Jet. Boundary-Layer Meteor., 66, Smedman, A-S., Bergstrom, H., and Högström, U., 1995: Spectra Variances and Length Scales in a Marine Stable Boundary Layer Dominated by a Low Level Jet. Boundary-Layer Meteor., 76, Stull, R. B., 1990: An Introduction to Boundary Layer Meteorology. Kluwer Academic Publishers, Boston, 666pp. Sun, J., Vandemark, D., Mahrt, L., Vickers, D., Crawford, T., Vogel, C., and Dumas, E., 2001: Momentum Transfer over the Coastal Zone. J. Geophys. Res., 106, Vicker, D. and Mahrt, L., Sun, J. and Crawford, T., 2001: Structure of offshore Flow. Mon. Wea. Rev., 129, Xue, M., K. K. Droegemeier, V. Wong, A. Shapiro, and K. Brewster, 1995: Advanced Regional Prediction System(ARPS) Version 4.0 User's Guide. Center for Analysis and Prediction of Storms, 380pp. Yelland, Margaret, Peter K. Taylor, 1996 : Wind Stress Measurements from the Open Ocean. Journal of Physical Oceanography, 26, 최종원고채택 : 2002년 7월 9일

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<32303035B3E2BFF8BAB828C8AFB0E629312E687770> 부산광역시 보건환경연구원보 제14권(Ⅱ), 78~88, 2004 Rep. Busan Inst. Health & Environ, Vol.14, 78~88, 2004 부산지역 바람장 실시간 모니터링 프로그램 개발(Ⅱ) 대기보전과 도우곤 정종순 The development of realtime monitoring program in Busan wind field(Ⅱ)