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윤아 승
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1 한국기상학회지 39, 1, 2003, p GCM 에서비국지경계층모수화의영향에대한실험적연구 신선희 1 하경자 2 1 기상연구소예보연구실 2 부산대학교대기과학과 (2002 년 11 월 14 일접수 ; 2003 년 1 월 7 일승인 ) An Experimental Study on Non-Local Planetary Boundary-Layer Parameterization in a GCM Sun-Hee Shin 1 and Kyung-Ja Ha 2 1 Meteorological Research Institute, Korea Meteorological Adminstration 2 Dept. of Atmospheric Sciences, Pusan National University (Manuscript received 14 November 2002; accepted 7 January 2003) Abstract The contribution of non-local boundary layer processes to a GCM has been studied. In this study, boundary-layer process is considered that the boundary-layer is controlled by non-local bulk mixing with surface heat fluxes as well as local turbulent mixing. Basically this study has a purpose to improve the interactions among the land-surface, the boundary layer and the convection, for the large-scale modeling. To elucidate the effect of including non-local bulk mixing to local mixing on model climate, simply stability-dependent variable boundary layer depth was applied to a GCM model. In non-local mixing formulation, the boundary-layer depth was affected by temperature excess due to surface sensible heat and then affect to bottom level of penetration convection. Through single column model experiment with GATE Phase III data set, non-local scheme was evaluated. In a GCM, the non-local parameterization of turbulent mixing calculate the boundary layer depth with critical Richardson number and non local turbulent mixing is interactively implemented to the GCM. As a result, the effect of non-local mixing significantly took place in the low and high latitudes. The low clouds tends to be shifted upward to 850hpa from the lowest model levels in the lower latitudes, because in a model including non-local mixing, the effect of vertical diffusion dries in the lower troposphere and moistens in the upper troposphere. The modified boundary-layer process in a GCM, cloud amount, OLR, temperature, and moisture are better agreement with observation than original model. Key words: non-local boundary-layer process, GCM, turbulent mixing, boundary layer depth 1. 서론 많은대규모모형들은명시적으로경계층구조를결정하지않고, 일정한층으로고정시켜놓거나대규모모형에서부터관련이있는적절한변수를내삽하여경계층의벌크혼합의영향을모사하는방법 (Clarke, 1970; Deardorff, 1972; Smeda, 1979; Chang, 1981; Binkowski, 1983) 을사용하 Corresponding Author: Shin, Sun-Hee, Meteorological Research Institute, , Shindaebang-dong, Dongjak-gu, Seoul, , Korea Phone : ssh222@pusan.ac.kr 고있다. 이때대부분난류혼합을 K-이론에근거하여국지적인바람이나온위의연직경도로구하는 local( 국지 ) 난류만을모사하게된다. Troen and Mahrt(1986) 와 Holtslag and Boville(1993) 이국지적난류는국지적안정도에기여하여혼합이발생하나대류층이활발히일어날때는경계층규모로발생하는완전한벌크성난류의영향을받기때문에이들의특성을벌크난류혹은 non-local ( 비국지 ) 난류라고불렀다. 비국지난류를정확히나타내기위하여난류혼합후의연직프로파일을관측과비교하는연구가있었다. 경계층고도의시 공간적변동은지표에흡수된복사에너지를잠열과현열의형태로대류권

2 80 GCM 에서비국지경계층모수화의영향에대한실험적연구 으로수송하는경계층과정과대류과정에비예단적인영향을미친다. 따라서경계층고도의합리적진단방안은필수적인것이라하겠다. K-이론난류를가지는대규모모형내에서의경계층고도와난류혼합계수의결정은열역학적및역학적프로파일을결정하는주요요인이된다. 또한바람이나온위의연직경도의함수로국지난류가얻어짐으로써서로피드백을하게된다. 비국지난류는지표플럭스에근거를두고경계층높이의규모를가정함으로써대류가일어나는하부바닥에서의습기와온도를직접변화시킬수있어저변질량속에영향을주며, 이는경계층을저변으로하는침투대류운발생조건에큰영향을미치게된다. 본연구에서는대기경계층- 식생-토양접합모형 (coupled atmosphere-plant-soil model, CAPS) 의난류연직혼합에대한비국지대기경계층방안 (Ek and Mahrt, 1991) 의얼개안에서비국지난류혼합이 GCM에생산하는기후값에얼마나큰영향을미치는가를보고자한다. 이는비국지난류의효과를 GCM에접합시킴으로써더현실적인경계층고도와저층난류플럭스를모사하게하고자하는목적으로이루어졌다. 또한, 이러한경계층과정과대류과정을하나의통합된계산구조로밀접하게연관시킴으로써대규모모형내에서의온도와수증기, 그리고구름비율의프로파일의향상을보고자하였다. 이에따라, 지표플럭스를고려하여경계층모수화를개선하고이를 SCM(single column model) 에적용하여 1차원으로모형의품위를평가하고, GCM에적용함으로써경계층과적운과정간의물리적과정을이해하고, 대류와강수과정을개선하고자하였다. 2. 수치모형및경계층모수화 2.1 수치모형및실험설계본연구에서는하단을지표에두고상단을 100 hpa 등압면으로둔연세대학교에서개발한대기순환모형 (YONU AGCM) 을사용하였다. 전체대류권이 σ-좌표계에서 7개의층으로구성되며, 지배방정식계의공간차분화는수평으로경도 5 도와위도 4도의해상도를가진 Arakawa C-격자방안을사용하고, 연직으로는 Tokioka의 C ' - 방안을사용한다. YONU AGCM 은행성경계층 (Planetary Boundary Layer; PBL) 을지표플럭스와 PBL 난류가강하게연결된혼합대류경계층으로가정함으로써, 경계층고도를대기안정도에상관없이항상저층세번째층으로고정시켜놓고, 국지적방법으로인한난류모수화만을고려하고있다. YONU AGCM 의자세한물리과정은 Table. 1 에요약하였다. 2.2 경계층모수화개선 CAPS 의비국지난류방안 (Ek and Mahrt, 1991; Holtlag and Boville, 1993) 과 Ha and Mahrt(2001) 에서제시한안정층에서의국지난류혼합방안을대기경계층모수화로 YONU AGCM에접합하여사용하였다. 본연구에서사용된 CAPS의난류모형은 Troen and Mahrt(1986), Pan and Mahrt(1987), Holtslag et al., (1990), Ek and Mahrt(1991) 에의해수정, 보완되었다. 이모형은여러다른지면상태에서많은민감도실험을거친 1차원컬럼모형으로, 이미중규모및대규모모형에서사용되었다 (Ek and Mahrt, 1991; Holtslag and Ek, 1996; Cuenca et al., 1996) 경계층난류의모수화대류경계층내에서상승하는대규모에디운동으로인해난류수송은강한비국지적특성을가진다. 즉, 국지적바람이나온도, 습도의연직경도에의한국지난류뿐만아니라지표플럭스에근거를두고경계층높이의규모로발생하는비국지난류혼합 (Non-local turbulent mixing) 을함께고려한다 (Fig. 1). 따라서온도, 혼합비와같은스칼라값들 (C) 의속을다음과같이에디확산계수 ( K c ) 와 local 항 ( C z ), 그리고비국지벌크항 ( ϒ c ) 으로구한연직혼합으로구하였다. w'c' =-K c ( C z - ϒ c ) (1)

3 한국기상학회지 39, 1, 2003 신선희 하경자 81 Table. 1. Parameterization for physical processes of YONU AGCM Tr7. Process or Characteristics Description(s) or References Radiation Short wave Oh(1989), Oh et al.(1994) Long wave Oh(1989) Stratus Sundqvist(1988) Cloud Cloud- Radiation interaction Cumulus Planetary Boundary Stratus Short wave Long wave Arakawa and Schubert(1974), Lord(1978) Lilly(1968), Guinn and Schubert(1989) Two-stream delta-eddington method, Oh(1989) Emissivity depends on cloud liquid water, Oh(1989) Atmospheric Chemistry Ozone Bowman(1988) Other gasses (except CO 2, H 2O) methan, nitrous oxide, chlorofluoro carbons CFC-11 & CFC-12 Convection Arakawa and Schubert(1974), Oh(1989) Precipitation Schlesinger et al.(1988), Oh(1989) Surface Characteristics Surface type, Roughness Briegleb et al.(1986) albedo Diffusion Holloway and Manabe(1971) Sea ice Ghan et al.(1982) Land Surface Process Bucket models, Ghan et al.(1982) Mean horizontal wind flow Surface flux Local Turbulenct M Non-local Turbulenct mixing Fig. 1. Schematic diagram showing PBL interaction with the free atmosphere, the ensemble of cumulus and the surface turbulent fluxes.

4 82 GCM 에서비국지경계층모수화의영향에대한실험적연구 ; (2) 식 (1) 에서 C 이국지적경도에의해발생하 z 는국지난류를나타낸다면, ϒ c 는경계층깊이 (h) 와경계층속도규모 (ws ), 그리고지표플럭스 ( w' C' s ) 의함수로써지면에근거하여발생하는비국지난류의영향을나타낸다. 불안정한조건에서주어지는비국지효과또는벌크혼합은경계층높이 (h) 에상당하며, 대류가일어나는하부바닥에서습기와온도의값을조정함으로써경계층에뿌리를둔침투대류운에도영향을줄수있다. C 는경험적무차원상수로써 Holtslag(1987) 에따라 8.5로두었으며경계층속도규모 (w s ) 는다음과같이정의하였다. 의해발생한운동량에디확산계수 ( K m ) 는다음과같이 z/h 의함수로결정이된다. 여기서 z 는지표로부터의거리이며, h 는경계층높이이다. ; (6) 여기서, w s 는경계층속도규모이고 (Ek and Mahrt, 1991), p와 k 는상수로각각 2.0과 4.0으로두었다. 안정할경우에는상층난류의영향을새로이 local z-less 방법을사용하여나타낸개선된모수화식에의해혼합길이의항으로결정되게된다. ; K h = K m P r (7) -1 w s = u * Φ m ( z s L ) (3) 여기서 u * 는지표마찰속도로식 (4) 와같이지표바람성분 u, v 와교환계수 c m 로표현된다. u * [(c m u 2 ) 2 +(c m v 2 ) 2 ] 1/4 (4) z s 는지표거칠기길이이며, L 은 Monin- Obhukov 길이로식 (5) 와같이정의된다. (5) 식 (3) 에서의무차원프로파일함수인 Φ m 은쉬어의경도에대한함수로써 Ek and Mahrt(1991) 에서모사된결과와 Businger et al. (1971) 의안정도로부터얻어진다. 비국지항은운동량에적용되지않으며, 안정조건에서는작은양이므로무시되고, 중립조건에서는 w =0 이되므로사라지게된다 에디확산대기의상태에따라에디확산계수의결정은달라지게되는데불안정할경우지표플럭스에 여기서, 열적난류혼합길이 ( l h ) 와플란틀수 ( P r ) 는리처드슨수 ( R i ) 에따라변하는것으로가정하였다. 이가정은관측을토대로추정한것이며혼합길이와플란틀수는 Ha and Mahrt(2000) 가제안한아래식 (8), (9) 에서와같이결정하였다. Ha and Mahrt(2000) 는혼합길이를이와같이고도에무관한국지적안정도의함수에의해결정되도록두고이를 'z-less' 혼합길이라고불렀으며, 이혼합길이로구한식 (6) 와 (7) 의값은고도에무관한국지적 z-less 난류의하나의측정치가된다. (8) P r = R i (9) 식 (8) 에서혼합길이의값은, 중립일때 ( Ri =0) 점근적혼합길이 ( l 0, h ) 보다조금큰값에서시작해서안정할때, 즉리처드슨수가양수일때아주작은값으로줄어들게된다. 이연구에서는점근적혼합길이를 15 m로두었으며, c1, c2, c3 값은 -8.5, 0.15, 3.0으로고정시켰는데이값들은 SESAME와 CABLE 관측자료로부터경험적으로얻어진것이다 (Kim and Mahrt, 1992).

5 한국기상학회지 39, 1, 2003 신선희 하경자 경계층고도안정경계층에서, 벌크리차드슨수는종종대기고도를추정하는데유용한인자로사용되어진다 (Hanna, 1969; Mahrt et al., 1979; Wetzel, 1982). Wetzel은그의연구에서벌크리차드슨수를가지고경계층고도를추정하는것이지표변수들만을가지고추정하는것보다훨씬좋은결과를가져옴을보였다. 따라서경계층고도가다음과같이결정되었다. h = R c θ v(u(h) 2 +v(h) 2 ) g(θ v (h)-θ * v0) (10) 모형의경계층고도 (h) 는상수인임계리처드슨수 ( R c ) 와수평풍속 (u,v) 그리고모델첫번째층에서의온위값으로결정된다. R c 는임계리처드슨수이고, θ v 는가온위이며, θ * 는지표 v0 위모델가장아래층에서의참조가온위이다. 그리고 g 는중력가속도를나타낸다. 대부분안정한경우의벌크리처드슨수는임계리처드슨수값을넘을것이고, 이때경계층높이는모형의가장아래층이된다. 이는지면위에서더잘만족하며, 경계층이안정한상태에서바람의쉬어가큰경우에는실제존재하는값보다쉬어를적게모사할수도있다. 그러므로난류가발생하는경계층의깊이를정확히추정하기위해서는경계층의꼭대기와그보다아래층, 그러나지표층에서는충분히벗어나있는층, 사이에서의바람과가온위의차이로리처드슨수를구하여거기에따르도록해야한다. 이개념은지표의마찰에의해일어나는 disposable 파라메터 ( Bu* ) 를제외하고서는 Vogelezang and Holtslag(1996) 공식과같은것이며다음과같이쓸수있다. h = z s + R c[(u(h)-u l ) 2 +(v(h)-v l ) 2 ] (g/θ l )(θ v (h)-θ l ) (11) 여기서 u l, v l 과 θ l 은최하층의바로위에서계산된수평적바람성분과가온위이다. 임계리처드슨수는 0.5으로두었으며 z s 는모델가장아래층의고도다. 경계층의고도를결정해주기위 해서는먼저어떠한층 l 과바로그위의층사이에서의벌크리처드슨수를계산해주게된다. 그런후이렇게구한값이임계리처드슨수의값보다크면, 경계층고도 (h) 는 R i >R c 인층과그아래층사이에서선형적인내삽을통해구한다. 또한성긴모형격자로인해, 본실험에서는경계층고도의최대를 700 hpa 고도로제한하였다. 2.3 경계층과정과적운모수화과정의연결 행성경계층과정과대류과정을서로밀접하게결합시키기위해하나의통합된계산구조로이들과정을표현하는것은필수적이다. 따라서, Troen and Mahrt(1986) 에따라경계층하층에서대류열기포 (thermal) 의강도를나타내는온도초과항 (temperature excess term, b w' θ v0 ' ) 을다음과 w m 같이고려해줌으로써상승하는구름공기의온도를산출하는데이용하였다. 이는구름아래층 ( 경계층 ) 의준평형과정에영향을미쳐대류발생의여부와강도에지표플럭스에의한경계층난류의효과를직접적으로줄수있게한다. (13) 여기서 θ v0 는지면이아닌모형가장아래층에서의참조가온위이며, b는상수이고 w'θ v0 ' 는지표에서의가온도에대한현열플럭스이다. 불안정한상태에서는 w'θ v0 ' >0이므로지표층꼭대기에서의가온위가지표현열플럭스에비례하는온도초과항에의해강화되게되며, 안정한상태에서는 w'θ v0 ' <0 으로결정되기때문에지표플럭스의영향은사라지고다음과같이결정된다. (14) 이값은수증기의경우에도같이사용된다.

6 84 GCM 에서비국지경계층모수화의영향에대한실험적연구 3. SCM 모형실험및결과 이다. 3.1 SCM 모형실험모형의물리적모수화검증을위한 Single Column Model(SCM) 실험으로, 본연구에서사용한모형은 YONU AGCM에서사용되고있는물리과정을기반으로한것이다. 초기입력자료로는 25 o W~22 o W, 7 o N~10 o N 영역에서면적평균한 GATE(The GRSP(Global Atmospheric Research Programs) Atlantic Tropical Experiment) PHASE III 자료가사용되었으며, 일평균해수면온도값이경계값으로사용되었다. 또한관측된온도와수증기혼합비의총이류경향이 1974년 9월 1일 00UTC로부터 18일동안매시간대규모강제항으로작용하도록하였다. 이는 Zhang and Lin(1997) 에의해객관분석된총이류항으로식 (15), (16) 과같이계산되었다. 여기서, V는수평바람벡터이며 ω는연직 p-속도, c p 는정압비열 ( T t ) L.S. -V T- ω T p + ω c p α (15) ( q t ) -V q- ω q L.S. p (16) Fig. 2는관측된자료로부터구한온도와수증기혼합비의총이류항의시간-연직단면도와시간평균분포이다. 기온의경우대기전층에서음의이류경향을보이는반면, 수증기혼합비의경우는양의이류경향을보인다. 찬공기가따뜻한공기가있는지역으로이류되면상대적으로밀도가작은따뜻한공기는찬공기위로상승하게된다. 이때상승하는공기가충분한수분을포함하고있다면상승하는공기중의수증기가냉각하여응결한다. 응결이일어날때잠열 (latent heat) 이방출되며이는상승하는따뜻한습윤공기를더욱덥게하므로주변의공기보다밀도가더낮아더욱상승하게된다. 즉, 따뜻한공기 Fig. 2. Time-height cross section of the observed total advective tendency of (a) temperature (top) and (b) specific humidity (bottom) for 20 days of GATE III. The contour interval is 4 K/day and 2 g/kg/day, respectively.

7 한국기상학회지 39, 1, 2003 신선희 하경자 85 는더상승하고불안정해지며또다른따뜻하고습윤한공기를아래로부터끌어들인다. 다시말해, 대기의냉각화와습윤화를통해적분기간동안대류발생을유도하게될대기의불안정도가증가되는것으로보인다. 3.2 SCM 결과 Fig. 3은온도와비습의시간평균된연직프로파일이다. 실선은관측, 점선은규준실험그리고파선은본연구에의해개선된모형실험 (KM) 의결과이다. 규준실험은개선되기이전의기존모형으로 CONT라표기하였으며, 대류경계층에서의비국지난류항과온도초과항, 그리고야간 z-less 국지난류를고려하여개선한모형을 KM 이라고표기하였다. 전체적으로 CONT 가관측에비하여높은온도를나타내는데비해 KM은경계층과자유대기의급격한온도변화를관측과유사하게, 완만하게나타내고있다. 또한, KM은대기하층에서지나치게강한습기를모사하는 CONT 의구조적오차 (Bias) 를많이완화시키고있으며, 경계층고도부근에서 CONT 에비해다소높은비습프로파일을나타낸다. 이는비국지벌크항에의한연직적난류혼합의증가와온도초과항을고려한경계층고도의상승효과로보인다. 이런결과는구름양의연직분포의향상 (Fig. 4) 을가져오는데, KM 이 CONT 에비해 900 hpa 하층에서더적은구름을, 그상층에서는더많은구름을모사하고있다. 이는하층에비현실적으로많은구름을모사해오던대규모모형의문제점을완화시킨결과라하겠다. Fig. 5는가강수량 (precipitable water) 의시간변동을나타낸그림이다. 다소위상의차이가나타나지만 CONT가가지는가강수량의과다한변동성을 KM이많이완화시키는것을볼수있다. SCM 실험결과, 비국지난류항과온도초과항의고려는좀더현실적인경계층과하층플럭스를모사하며, 지표플럭스와대류파라메터를직접연결함으로써온도와습기그리고구름분포의개선을가져온다. Fig. 3. Profiles of temperature and specific humidity of observation (solid), control run (dotted) and experiment KM run (dashed).

8 86 GCM 에서비국지경계층모수화의영향에대한실험적연구 4. GCM 모형실험및결과 4.1 GCM 모형실험설계 대규모과정을가진피드백으로부터야기되는문 제점을고려하기위해 3차원대규모모형 (GCM) 실험이병행되었다. 경계층고도는경계층규모로일어나는비국지난류혼합을모수화하기위하여우선적으로결정되어야하며, 대류성강수의주요요인인침투대류운모수화에서도필수적인요소이다. 더구나경계층고도는 AMIP Ⅱ의진단적비교검증변수로써지정된바있다. 따라서본연구에서는명시적으로경계층고도를계산하고경계층고도의시 공간적변화를고려한초기실험을수행하였으며, 이를 HPBL이라두어경계층깊이의결정에따른대류의영향을살펴보고자하였다. 또한경계층고도와함께비국지난류혼합모수화방안을개선한실험을 KM이라두어그결과를비교하고개선정도를살펴보았다 (Fig. 6). 비국지난류혼합의고려로인한경계층난류속의개선은평균적연직프로파일이나지표플럭스에영향을미쳐많은혼합을일으키고, 이로써적운대류스킴의실행에영향을줄것으로보인다 (Hack, 1994). 4.2 GCM 결과 Fig. 4. Profiles of the cloud fraction of control run (dotted) and experiment KM run (dashed) 기존모형 (CONT) 이가지는모형의구조적오차 (Bias) 1월의총구름분포를살펴보았다 (Fig. 7). 관측은 ISCCP 데이터로 1984년부터 1995년까지평균된것이며, CONT는같은기간동안평균된규준 Fig. 5. Temporal variation of precipitable water in observation (thick solid), control run (dotted) and experiment KM (solid).

9 한국기상학회지 39, 1, 2003 신선희 하경자 87 CONT : Fixed PBL + Local Scheme HPBL : Disturbed PBL + Local Scheme Fig. 7. (a) Observed total cloud amount (%) for January. The monthly mean amount is averaged for the period from 1984 to 1995 from ISCCP. (b) is simulated by the model control run. M KM : Disturbed PBL + Local/Non-local Scheme Fig. 6. Experimental designs for CONT, HPBL and KM. 실험결과를나타낸것이다. CONT는관측과비교해많은차이를보이는데, 특히적도와열대에걸친찬해양에서과다한구름을모사하며, 태평양동안의아열대, 중위도해역에서적은구름을모사한다. 또한양극지방에서는거의반대로구름을모사하고있다. 이는찬해양에서결정된경계층에의한침투대류운의고도가안정도의함수로결정됨으로써더낮은경계층으로모사되고, 대류불안정이왕성한대륙위에서의경계층 고도는더높게모사되어야함을시사한다. Fig. 8과 Fig. 9는각각강수와 OLR(Outgoing Longwave Radiation) 에대한 CONT와관측 (CMAP, NOAA) 의분포를나타낸것이다. 분포패턴은비슷하게나타나지만그강도면에서차이를보이는데, 특히열대수렴대의강한대류와관련된 ITCZ 강수대에서모형이과다한강수를모사하며 OLR의분포또한 ITCZ 강수대의위치에서강한차이가나타난다 경계층고도의함수화 (HPBL) 에따른연구비국지경계층모수화가대류에미치는영향을보기에앞서시 공간적경계층고도가대류에미치는영향을살펴보았다. 경계층고도는상수인임계리처드슨수 ( R c ) 와같아지는고도로정의되며, 식 (10) 과같이임계리처드슨수와수평풍속그리고모델첫번째층에서의온위값으로결정된다. 또한, 연직적으로성긴모형격자를고려

88 GCM 에서비국지경계층모수화의영향에대한실험적연구 하여, 본실험에서는경계층고도의최대를 700 hpa 고도로제한하였다. Fig.

북반구극지역에서운량이증가하며, 남반구극지역에서운량이감소하는데, 이는양극지방에서의모형의구조적오차를상당히완화시킨결과라고볼수있다.

7 but for the total precipitation rate. Observation data is averaged for the period from 1997 to 1998 from CMAP. Fig. 9. Same as Fig.

10 88 GCM 에서비국지경계층모수화의영향에대한실험적연구 하여, 본실험에서는경계층고도의최대를 700 hpa 고도로제한하였다. Fig. 10의 (a) 는 HPBL 의 1월총구름양분포이며, (b) 는 HPBL과 CONT의 1월구름양차이, 그리고 (c) 는관측 (ISCCP) 과 CONT의차이를보인것이다. 북반구극지역에서운량이증가하며, 남반구극지역에서운량이감소하는데, 이는양극지방에서의모형의구조적오차를상당히완화시킨결과라고볼수있다. 대체적으로, 해양에서운량이감소하고대륙에서운량이증가하는데, 이는경계층고도가안정도에따른함수로결정됨에따라찬해양지역에서의안정경계층과대륙에서의불안정경계층이고려되기때문인것으로보인다. Fig. 8. Same as Fig. 7 but for the total precipitation rate. Observation data is averaged for the period from 1997 to 1998 from CMAP. Fig. 9. Same as Fig. 7 but for the outgoing longwave radiation (OLR). Observation data is averaged for the period from 1979 to 1998 form NOAA. Fig. 10. (a) Total cloud amount simulated by the HPBL experiment for January. (b) is difference between the HPBL experiment and control run. See details for HPBL experiment in text. (c) is difference between Observation (ISCCP) and control run.

한국기상학회지 39, 1, 2003 신선희 하경자 89 Fig. 11과 Fig. 12는각각강수와상향장파복사 (OLR) 의분포를나타낸것이다. 열대수렴대의강한대류와관련된큰강수량모사가개선되었다. HPBL 실험에서 ITCZ 강수대가동쪽으로이동됨으로써, ITCZ와중위도강수대의모사가뚜렷하게개선되는데, 이는모형이가지는구조적오차를많이완화시키고있다.

3 경계층난류속의개선 (KM) 에따른연구더나아가경계층깊이를함수화하고, 비국지난류혼합모수화를삽입함으로써경계층난류속 을개선하였으며, 이러한경계층과정의개선으로인한대류와의관계를살펴보았다. 비국지난류혼합의고려로인한경계층난류속의개선은평균적연직프로파일이나지표플럭스에영향을미쳐많은연직혼합을일으키고, 이로써적운대류스킴의실행에영향을줄것이다 (Hack, 1994).

11 한국기상학회지 39, 1, 2003 신선희 하경자 89 Fig. 11과 Fig. 12는각각강수와상향장파복사 (OLR) 의분포를나타낸것이다. 열대수렴대의강한대류와관련된큰강수량모사가개선되었다. HPBL 실험에서 ITCZ 강수대가동쪽으로이동됨으로써, ITCZ와중위도강수대의모사가뚜렷하게개선되는데, 이는모형이가지는구조적오차를많이완화시키고있다. ITCZ에서의강수대변화는지표열속의영향에대한대류경계층강화가강수대이동을유도한것으로보인다. OLR의특성은강수대의변화특성과잘일치하며, 특히 ITCZ 강수대의위치에서강한차이가나타난다 경계층난류속의개선 (KM) 에따른연구더나아가경계층깊이를함수화하고, 비국지난류혼합모수화를삽입함으로써경계층난류속 을개선하였으며, 이러한경계층과정의개선으로인한대류와의관계를살펴보았다. 비국지난류혼합의고려로인한경계층난류속의개선은평균적연직프로파일이나지표플럭스에영향을미쳐많은연직혼합을일으키고, 이로써적운대류스킴의실행에영향을줄것이다 (Hack, 1994). KM의경우, HPBL에비해총운량, 강수, OLR 분포에서두드러진변화가나타났다. Fig. 13은경계층고도의규모로발생하는비국지난류혼합을고려한실험 (KM) 으로 (a) 는 KM의총구름양분포이며 (b) 는 KM과 CONT의차이, 그리고 (c) 는모형이가지는구조적오차를나타낸것이다. 북반구극지역에서와중위도해양에서운량이증가하며, 남반구극지역에서운량이감소한다. CONT가가지는큰구조적오차중하나인양극지역에서의구름모사를많이개선하고있다. Fig. 11. Same as Fig. 10 but for the total precipitation rate. Fig. 12. Same as Fig. 10 but for the outgoing longwave radiation (OLR).

90 GCM 에서비국지경계층모수화의영향에대한실험적연구 Fig. 13. (a) Total cloud amount (%) simulated by the KM experiment for January. (b) is difference between the KM experiment and the model control run.

OLR의경우, CONT 모형이남반구 SPCZ(Subtropical Pacific Convergence Zone) 의대류활동을과다모사한것을상당히개선하고있다. 두실험의차이가관측과의차이와상당히일치하고있다. 강수의경우는북반구의강수를과다하게모사하는경향이있어그양이관측에대한모형의구조적오차를오히려초과하고있긴하지만, ITCZ 강수대의상당한개선을보이고있다.

12 90 GCM 에서비국지경계층모수화의영향에대한실험적연구 Fig. 13. (a) Total cloud amount (%) simulated by the KM experiment for January. (b) is difference between the KM experiment and the model control run. (c) is difference between Observation (ISCCP) and control run. 또한, 아열대의사막과반사막에서과소모사되던운량이아프리카와대서양등에서 ISCCP 관측양에매우유사하게개선되었다. 이는지표현열속의비단열가열의효과가모형에어느정도재현되기때문이다. Fig. 14와 Fig. 15는각각강수와 OLR의분포를나타낸것이다. OLR의경우, CONT 모형이남반구 SPCZ(Subtropical Pacific Convergence Zone) 의대류활동을과다모사한것을상당히개선하고있다. 두실험의차이가관측과의차이와상당히일치하고있다. 강수의경우는북반구의강수를과다하게모사하는경향이있어그양이관측에대한모형의구조적오차를오히려초과하고있긴하지만, ITCZ 강수대의상당한개선을보이고있다. KM에대한이러한개선효과는동서로평균한남북분포 (Fig. 16) 에서 Fig. 14. Same as Fig. 13 but for total precipitation rate. 도잘볼수있는데, 특히강수의경우북반구에서의과다모사되는것을확인할수있다. 이는강한대류에의한불안정한경계층이대륙에서많이모사되기때문인것으로추정된다 연직구조에서의고찰경계층고도의변화에따른영향을대규모환경변수를이용해살펴보았다. Fig. 17은 1월의 (a) 온도와 (b) 수증기혼합비, 그리고 (c) 총구름량에대한 HPBL과 CONT의수평평균한차이를기압에대한연직단면도로나타낸것이다. 남위 70 o 부근과아열대지역의하층을제외한대부분지역에서온도하강효과가나타나며, 특히북위 60 o 부근에서는강한온도하강이나타난다. 대체로 850 hpa에서 800 hpa 부근에서가장뚜렷한수증기양변화를보이며, 저위도에습윤화와고위도에건조화를나타내고있다.

13 한국기상학회지 39, 1, 2003 신선희 하경자 91 Fig. 15. Same as Fig. 13 but for the outgoing longwave radiation (OLR). Fig. 16. Meridional profile of the zonal mean (a) total cloud amount, (b) Outgoing longwave radiation and (c) total precipitation for January. Dark solid line indicates observation (ISCCP, NOAA, CMAP). Light solid line, dashed line and dotted line mean the model control run, HPBL experiment and KM experiment, respectively. 총구름양의경우, 850 hpa 부근의고도에서최대변화가나타나며, 겨울반구나고위도의위도대에서주로하층의구름을증가시키고 850 hpa 에서 800 hpa의고도의구름양을감소시킨다. 이것은주로안정층의효과가강화되었기때문이다. 저위도에서는주로하층의구름이감소하며 850 hpa 고도에서증가하는경향이있다. Fig. 18은 1월의 (a) 온도와 (b) 수증기혼합비, 그리고 (c) 총구름량에대해서 KM 실험과 CONT 와의수평평균한차이를보인연직단면도이다. 비국지난류의영향으로인한연직혼합의고려로대기의하층은대체로가열되고, 북반구상층은냉각된다. 또한하층이건조해지는반면 900 hpa 위로대기는습윤해짐을볼수있다. 특히중위도대하층대기의가열과건조효과는과도한하층운을 감소시키는결과를가져오며, 상층으로의대기냉각과습윤화는구름의증가를가져옴을볼수있다. 5. 결론본논문에서는비국지난류혼합이 GCM이생산하는기후값에얼마나큰영향을미치는지보고자하였다. 비국지난류효과를 GCM에접합시킴으로써더현실적인경계층고도와저층난류플럭스를모사하였으며, 이러한경계층과정과대류과정을하나의물리적모수화방법과통합된계산구조를통하여밀접하게연관시킴으로써대규모모형내에서의온도와수증기, 그리고구름비율의프로파일의향상되는것을보았다. SCM 실험결과에서, 경계층에정확한난류의

영향을고려해준경우규준실험에비해관측치와가까운결과를모사하였다. 경계층하층에서는구름의양이더작게, 그상층에서는반대로구름의양이더많이모사됨으로써하층에서많은구름을모사해오던대규모모형의오차를줄일수있었다. 온도초과항을고려해주었을때지표플럭스의영향이경계층고도를높이는역할을하고있었다.

14 92 GCM 에서비국지경계층모수화의영향에대한실험적연구 Fig. 17. Zonal-averaged differences between the HPBL experiment and the model control run versus pressure for January of (a) temperature (K), (b) water vapor mixing ratio (g/kg) and (c) total cloud amount (%). 영향을고려해준경우규준실험에비해관측치와가까운결과를모사하였다. 경계층하층에서는구름의양이더작게, 그상층에서는반대로구름의양이더많이모사됨으로써하층에서많은구름을모사해오던대규모모형의오차를줄일수있었다. 온도초과항을고려해주었을때지표플럭스의영향이경계층고도를높이는역할을하고있었다. 비국지항을고려해준경우와고려해주지않은경우에비해온도플럭스와수증기플럭스가연직적으로훨씬잘혼합하는것을볼수있었으며경계층꼭대기의위, 아래에서일어날수있는연속적인프로파일이조금더완만하게표현되었다. 이로써비국지항을고려한경우하층에서의대류혼합이활발히일어남을알수있었다. 이는실제관측값과잘일치하는것이었으며이로써하층에비현실적으로많은구름을모사해오 Fig. 18. Zonal-averaged differences between the KM experiment and model control versus pressure for January of (a) temperature (K), (b) water vapor mixing ratio (g/kg) and (c) total cloud amount (%). 던대규모모형에서의구름분포의개선을가져온다고볼수있었다. GCM 실험결과, 경계층고도의함수화로인한안정도에따른경계층고도의현실적모사와온도초과항의고려로인한강한지표플럭스의반영, 그리고비국지난류모수화를통한정확한난류속개선이구름모사에많은향상을가져옴을확인할수있었다. 특히양극지방에서나타난구름의오차를많이개선하며아열대의사막과반사막에서과소모사되는구름양이아프리카나대서양등에서관측과매우유사하게개선되었다. 이는지표현열속의비단열가열의효과가모형에서어느정도재현되고있기때문인것으로볼수있다. OLR의경우남반구 SPCZ의대류활동을과다모사하는것을상당히개선하고있다. 또한, 강수의경우 ITCZ 강수대의상당한개선을

15 한국기상학회지 39, 1, 2003 신선희 하경자 93 보이고있다. 이러한영향을대규모환경변수를통해살펴본결과, 비국지난류의영향으로인한연직혼합의고려로대기의하층은대체로가열되고, 북반구상층은냉각됨으로써, 하층이건조해지는반면 850 hpa 위로대기는습윤해짐을볼수있다. 중위도대하층대기의가열과건조효과는과도한하층운을감소시키는결과를가져오며상층으로의대기냉각과습윤화는구름의증가를가져왔다. 따라서, 이러한경계층모수화개선은대규모순환모형에서더현실적인경계층고도와정확한난류플럭스를모사함으로써대류와관련된구름과 OLR, 강수분포에상당한개선을가져올수있을것으로본다. 사사 본연구는한국과학재단목적기초연구 (R ) 지원으로수행되었습니다. REFERENCE Binkowski, F. S., 1983: A simple model for the diurnal variation of mixing depth and transport flow. Bound- Layer Meoteorol., 27, Businger, J. A., J. C. Wyngaard, Y. Izumi and E. F. Bradley, 1971: Flux-profile relationships in the atmospheric surface layer. J. Atmos. Sci., 28, Chang, S. W., 1981: The test of a planetary boundary layer parameterization based on a generalized similarity theory in tropical cyclone models. Mon. Wea. Rev., 109, Clarke, R. H., 1970: Recommended methods for the treatment of the boundary layer in numerical models of the atmosphere. Austr. Meorol. Mag., 18, Cuenca, R. H., M. Ek and L. Mahrt, 1996: Impacts of soil water property parameterization on atmospheric boundary layer simulation. J. Geophys. Res., 101, Deardorff, J. W., 1972: Theoretical expression for the countergradient vertical heat flux. J. Geophys. Res., 77, Ek, M and L. Mahrt, 1991: A formulation for boundarylayer cloud cover. Ann. Geophys., 9, Holtslag, A. A. M. and B. A. Boville, 1993 : Local versus non-local boundary layer diffusion in a global climate model. J. Climate, 6, Holtslag, A. A. M., E. I. F. de Bruijn and H. L. Pan, 1990: A high-resolution air mass transformation model for short-range weather forecasting. Mon. Wea. Rev., 118, Holtslag, A. A. M., 1987: Surface fluxes and boundarylayer scaling : Models and applications. KNMI Sci. Rep Holtslag, A. A. M. and M. Ek, 1996: Simulation of surface fluxes and skin temperature : Preliminary results for the pine forest in HAPEX-MOBILHY. J. Appl. Meteor., 32(2), Ha, K. J. and L. Mahrt, 2001: Simple inclusion of z-less turbulence within and above the modeled nocturnal boundary Layer. Mon. Wea. Rev., 129(8), Ha, K. J. and L. Mahrt, 2000: A new nocturnal boudnary layer model, 14th symposium on boundary layer and turbulence. pp Hack, J. J., 1994: Parameterization of moist convection in the NCAR Community Climate Model, CCM2. J. Ceophys. Res., 99, Hanna, 1969: The thickness of the planetary boundary layer. Atmos. Environ., 3, Kim, J. and L. Mahrt, 1992: Simple formulation of turbulence mixing in the stable free atmosphere and nocturnal boundary layer. Tellus, 44A, Mahrt, L., R. C. Heald, D. H. Lenschow, B. B. Stankov, and I. B. Troen, 1979: An observational study of the structure of the nocturnal boundary layer. Boundary-Layer Meteorol., 17, Pan, H. L. and L. Mahrt, 1987: Interaction between soil hydrology and boundary-layer development. Boundary-Layer Meteorol., 38, Smeda, M. S. 1979: A bulk model for the atmospheric planetary boundary layer. Boundary-Layer Meteorol., 14, Troen, I. B. and L. Mahrt, 1986: A simple model of the atmospheric boundary layers: Sensitivity to surface evaporation. Boundary-Layer Meteorol., 37, Vogelezang, D. H. P. and A. A. M. Holtslag, 1996: Evaluation and model impacts of alternative boundarylayer height formulations. Boundary-Layer Meteorol., 81, Wetzel, P. J., 1982: Toward Parameterization of the stable boundary layer. J. Appl. Meteorol., 78, Zhang, M. H., J. L. Lin, 1997: Constrained Variational Analysis of Sounding Data Based on Column- Integrated Budgets of Mass, Heat, Moisture, and Momentum: Approach and Application to ARM Measurements. Journal of the Atmospheric Sciences: Vol. 54, No. 11, pp 최종원고채택 : 2003년 1월 7일

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DBPIA-NURIMEDIA 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,